9.1. Legile generale ale eroziunii

Forţele sau factorii care execută erodarea suprafeţei scoarţei terestre se numesc de obicei agenţi, iar mecanismele prin care are loc distrugerea şi îndepărtarea rocilor se numesc procese (nu întotdeauna se face însă o deosebire netă între agenţi şi procese). Procesele prin care se produce distrugerea rocilor de la suprafaţa scoarţei sunt: fizice, chimice şi de transport. Din punct de vedere al morfogenezei ele pot fi clasificate în două categorii principale: (i) procese premergătoare eroziunii şi (ii) procese erozive. Totalitatea acţiunilor proceselor care se desfăşoară la suprafaţa scoarţei poartă numele general de denudare. Aceasta poate fi divizată în meteorizaţie (dezagregare, alterare, dizolvare), eroziune (eroziunea este procesul de bază exercitat de către agenţii externi şi poartă denumiri diferite în funcţie de aceştia: eroziune normală - a apelor curgătoare; abraziune - eroziunea apei marine şi lacustre; exaraţie - eroziunea glaciară; coraziune - eroziunea vântului etc.), transport (care se realizează în două moduri: gravitaţional - prăbuşiri, rostogoliri, alunecări şi prin intermediul unui agent - apa de ploaie, apele curgătoare permanente, gheţarii, zăpada, vântul, apa mării prin valuri curenţi şi maree) şi acumulare (care nu este în fapt o acţiune, ci încetarea unei acţiuni, însă poate fi considerată un proces morfogenetic deoarece construieşte forme de relief; acumulările se clasifică după agentul care le-a depus: aluviuni - râuri, morene - gheţari, depuneri eoliene, depuneri torenţiale-proluvii, sedimente marine şi lacustre, acumulări gravitaţionale, depuneri de precipitare).

Toate aceste procese ce compun denudarea nu acţionează delimitat ci îmbinat. În cele mai multe cazuri este greu de precizat cât ţine procesul pregătirilor şi unde începe eroziunea. Forme de relief propriu-zise creează numai eroziunea (prin sculptarea acestora) şi acumularea (prin construirea lor). De aici şi cele două mari categorii de forme generate de procesele exogene: forme de eroziune şi forme de acumulare.

Agenţii principali sunt acele forţe care, prin intermediul unui mediu lichid, gazos sau solid, atacă suprafaţa scoarţei şi creează relief. Ei execută, în mare, trei feluri de procese complexe: eroziune, transport şi acumulare. Aceşti agenţi sunt: apa de ploaie, râurile, apa mării, gheţarii şi zăpada, aerul (vântul), organismele, omul, gravitaţia (agent fără mediu).

Acţiunea proceselor externe, de creare a reliefurilor, se desfăşoară în spaţiu şi timp. Asocierea spaţială a proceselor, sub aspectul intensităţii lor, este dictată de climă, de etajele de relief, de unităţile structurale şi litologice. La rândul lor, agenţii morfogenetici au şi ei legile lor, proprii, după care îşi desfăşoară acţiunea de modelare şi din care rezultă forme de relief de asemenea proprii; acţiunea lor suferă

însă modificări, de intensitate, uneori chiar calitative, tot în funcţie de climă, de etajele topografice, de rocă şi structură.

A) Legea zonalităţii climatice - clima determină anumite combinaţii ale agenţilor morfogenetici pe zone, influenţează intensitatea proceselor fizice sau chimice, precum şi formarea diferitelor asociaţii de vegetaţie şi soluri ca pături intermediare în procesul de modelare a reliefului. Principalele zone climatice sunt: (i) zona aridă - se caracterizează prin lipsa generală a apei şi vegetaţiei, prin oscilaţii mari de temperatură între zi şi noapte. Morfogeneza este dictată de către dezagregarea fizică, de vânt şi, foarte rar, intervin apele extrem de torenţiale provenite din ploi; (ii) zona glaciară este aceea în care temperaturile dominante sunt sub 0°C. Acţiunea principală este dezagregarea prin îngheţ (şi dezgheţ), precum şi acţiunea gheţii. La acestea se adaugă şi acţiunea vântului, a zăpezii şi chiar a torenţilor proveniţi din topirea gheţii în timpul verii; (iii) zona caldă şi umedă, unde acţiunea morfogenetică principală este reprezentată de către descompunerea chimică şi transportul materialelor în soluţie. Torenţii şi râurile au o acţiune mecanică redusă din cauza subsolului foarte permeabil (laterite). Procesul morfogenetic, prin descompunere, este completat şi de alunecări şi tasări, impuse de golurile lăsate prin migrarea materiei dizolvate; (iv) zona temperată în care rolul principal îl joacă apele curgătoare, care, prin mecanismul adâncirii văilor, declanşează procese de versant: prăbuşiri, alunecări, torenţi noroioşi, solifluxiuni. O parte din materialele transportate provin din dezagregări şi, de aceea, râurile temperate au albii cu pat de pietriş. În afară de aceste zone mari mai pot fi deosebite şi câteva zone de tranziţie: zona periglaciară, a stepelor, mediteraneeană, a savanelor.

B) Legea etajării - elementul esenţial, care dictează etajarea, este înălţimea reliefului. Astfel, de la altitudini mari spre cele mai mici, se pot deosebi următoarele etaje morfoclimatice: etajul glaciar (caracteristic pentru toate masivele care depăşesc limita zăpezilor permanente - aproximativ 5 000 m la ecuator, 3 000 în zona temperată şi 0 m la cercul polar), etajul periglaciar (se întinde obişnuit mai sus de limita pădurii) şi etajul temperat care se extinde numai în munţii zonelor temperate şi calde.

C) Legea eroziunii diferenţiale - unele strate accelerează efectul eroziunii (roci cu o rezistenţă mai redusă la eroziune), altele îl întârzie (roci dure); de asemenea, direcţia discontinuităţilor dintre strate (orizontale, monoclinale, ondulate, cutate etc.) accelerează eroziunea unor procese sau agenţi în sensul specific fiecărei structuri; are loc o eroziune diferenţială.

D) Legea echilibrului - conform căreia orice formă pozitivă sau negativă a suprafeţei terestre este supusă modelării destructive sau constructive, până la uniformizarea totală a terenului.

E) Legea nivelului de bază - toate procesele de eroziune şi transport se desfăşoară până la anumite nivele, de unde începe acumularea. Aceste nivele, cu caracter limitativ pentru eroziune, pot corespunde liniei de ţărm a Oceanului Planetar (nivel de bază general), pot fi regionale în cazul unor bazine endoreice (M. Caspică, Lacul Aral etc.) sau locale (un prag de roci dure din albia unui râu, un baraj etc.).

9.2.Procese premergătoare eroziunii - meteorizaţia

Meteorizarea ca proces morfogenetic reprezintã rãspunsul ireversibil al rocilor şi mineralelor (aflate în echilibru în interiorul scoarţei) la contactul cu atmosfera, hidrosfera şi biosfera, rãspuns concretizat prin distrugerea unor caracteristici fizico-chimice ale rocilor in situ şi formarea unor depozite cu proprietãţi noi, precum şi a unei morfologii distincte. În aceastã formã termenul este preluat din limba francezã (méteorisation) şi-i corespunde în limba englezã cuvântul "weathering" care, în traducere liberã înseamnã: mãcinarea rocilor în loc sub acţiunea vremii.

Pe principiile identificãrii dominanţei forţelor care acţioneazã asupra rocii, al dominanţei categoriilor de procese implicate (fizice, chimice, biochimice), al gradului de evoluţie, în care se aflã dinamica produselor de meteorizare ş.a., se disting trei forme principale ale acestui fenomen şi anume:

-meteorizarea mecanicã (dezagregarea sau meteorizarea fizicã);-meteorizarea chimicã (alterarea chimicã);-biometeorizarea (alterarea prin acţiunea organismelor).În final toate acestea conduc sau determinã tendinţe de transformare a rocilor

şi mineralelor care ating anumiţi parametri (grosime, grad de transformare faţã de rocile iniţiale, texturã şi altele, funcţie de condiţiile de mediu) în "scut" de protecţie a rocilor in situ faţã de acţiunea agenţilor exogeni. Totodatã, prin "degajare" şi acumulare de depozite, se creazã morfologii specifice.

9. 2. 1. Meteorizarea mecanicã sau fizicã (dezagregarea)

Dezagregarea reprezintã procesul de distrugere şi fãrâmiţare a rocilor in situ, fãrã a afecta structura mineralogicã sau chimicã a acestora, deşi unele schimbãri, care se aflã la originea iniţierii procesului, sunt inerente. Rolul principal în dezagregare revine unor forţe tensionale fizice care au loc în apropierea suprafeţei scoarţei, forţe diferenţiate în raport cu caracteristicile de bazã ale rocilor şi cu modul în care intervin componentele exogene în declanşarea şi desfãşurarea proceselor de dezagregare şi distrugere a rocilor. Dacã raportãm fenomenul de meteorizare mecanicã sau dezagregare la modalitãţile în care intervine acţiunea unor agenţi definitorii în desfãşurarea procesului distrugerii, se pot distinge urmãtoarele tipuri principale de dezagregare:

-datoritã schimbãrii de fazã, -datoritã hidratãrii şi altor reacţii chimice, -datoritã stressului termic, -datoritã descãrcãrii de sarcinã geologicã (presiune geologicã), -datoritã stressului biotic,

9.2.1.1. Dezagregarea datoritã schimbãrilor de fazã

a) Dezagregarea prin îngheţ

Este fenomenul de distrugere şi mãcinare a rocii datoritã îngheţului apei libere din porii şi din fisurile rocilor. Factorul fundamental este mãrirea volumului apei prin îngheţ cu cca 9 % respectiv, 1cm3 de apã, prin îngheţare, capãtã un volum de 1,051 cm3, iar presiunile ajung între 2000-6000 kg/cm2, dilatarea maximã producându-se la aproximativ 2050 atmosfere. Teoretic, presiunea maximã pe care o exercitã apa prin îngheţare este de cca 2100 kg/cm2 la -22 oC. Presiunea criostaticã asociatã cu mãrirea volumului, la care se adaugã şi faptul cã îngheţul se produce dinspre exterior, conduc la creşterea fisurilor în care se aflã apa. În consecinţã, prin repetarea fenomenului se ajunge la desfacerea de fragmente de rocã prin îngheţarea apei.

Se spune, de obicei, cã procesul se datoreazã îngheţ-dezgheţului, dar faza activã este de fapt îngheţul, iar el este caracteristic regiunilor cu climat rece, respectiv regiunile situate dincolo de izoterma anualã de 0oC. Pentru denumirea acestui proces de dezagregare s-au propus de-a lungul timpului mai mulţi termeni, dintre aceştia o largã circulaţie cãpãtând-o termenul de gelifracţie care defineşte fragmentarea rocii prin îngheţ.

9.5. Procesele de versant şi morfologia indusă de acestea

Exceptând câmpiile, peste 95% din suprafaţa uscatului o reprezintă forma de relief cunoscută sub denumirea de versant. Un versant reprezintă o suprafaţă cu o înclinare > 2 – 3o şi care face racordul între interfluvii sau creste şi liniile de drenaj adiacente. Unitatea de bază a unui versant este faţeta sau segmentul, o suprafaţă cu înclinare uniformă. În acest fel, un versant este format dintr-o multitudine de faţete separate prin discontinuităţi sau rupturi, convexe sau concave.

Procesele geomorfologice care acţionează în domeniul versantului urmăresc componenta gravitaţională dată de energia potenţială, iar agenţii în funcţie de care se definesc procesele sunt apa, gheaţa şi aerul. În consecinţă, ne vom ocupa de două mari categorii de procese responsabile de modelarea versanţilor, şi anume: deplasările gravitaţionale şi procesele erozionale (sau fluvio-denudaţionale).

9.5.1.2. Deplasările provocate de distrugerea suportului sau a unităţii

A) Rostogolirile reprezintă cele mai simple procese gravitaţionale care se realizează prin antrenarea pe pante a unor fragmente de roci de dimensiuni variate ca urmare a distrugerii unităţii masei. Ca rezultat al acestui proces sunt trenele şi conurile de grohotiş, râurilor de pietre şi gheţarii de pietre.

B) Surpările (prăbuşirile ) sunt procese gravitaţionale care se produc în lungul unor abrupturi sau versanţi cu pante mai mari de 40-50°, cu energie şi constituţie diferită, ca urmare a distrugerii sau slăbirii suportului unor mase de roci. Distrugerea suportului unor depozite se poate datora mai multor cauze, între care: eroziunea laterală, creşterile şi descreşterile repetate de nivel etc.

C) Sufoziunea se datorează circulaţiei apelor subterane şi contribuie la formarea unor surpări sau prăbuşiri. Condiţiile procesului sufozional sunt: existenţa unor roci poroase, permeabile (depozite loessoide, nisipuri argiloase etc.); existenţa unui climat cu alternanţe de perioade umede şi secetoase care să favorizeze

un drenaj subteran discontinuu ş.a. Existenţa unor procese hidrochimice şi chimice care au loc pe verticală poate avea ca efect apariţia la suprafaţă a unor pâlnii de sufoziune, când grosimea depozitelor depăşeşte 2 m, şi mici hornuri când depozitele afectate sunt mai subţiri. Scurgerea mai mult sau mai puţin paralelă cu baza formaţiunilor supuse sufoziunii poate genera canale şi hrube subterane cărora, uneori, le corespund, la suprafaţă, şiruri de pâlnii sufozionale. Când pâlniile de sufoziune se unesc sau când hrubele subterane se dezvoltă şi plafonul lor se prăbuşeşte iau naştere văi oarbe.

D) Tasările sunt lăsări lente, de mică amploare, ale suprafeţei unor terenuri datorită comprimărilor impuse de propria greutate a rocilor sau de către alte suprasarcini. Rocile care favorizează procesul de tasare sunt cele friabile, poroase, afânate (loessurile, nisipurile, argilele, marnele nisipoase, depozite aluviale şi deluviale). Acest proces este strâns legat de sufoziunea hidrodinamică şi chimică, însă se pot produce şi datorită unor construcţii grele, micşorării volumului prin uscare (de exemplu, la argile) ori prin bătătorirea biogenă a solului. Aceste procese se înscriu în relief prin mici depresiuni de tipul crovurilor, prin crăpături, denivelări, mici trepte. Uneori crovurile pot să se lărgească foarte mult şi, prin, îngemănare, să atingă dimensiuni de 0,5-3 km. Ele poartă denumirea de găvane şi padine.

E) Creep-ul este o mişcare foarte lentă (cu o rată anuală de 2 - 5 cm), dar continuă, de rearanjare a particulelor componente ale scoarţei de alterare. Această deplasare se generalizează pe toată suprafaţa versantului cu pantă mai mare de 3 - 5 grade. Creep-ul este adesea un precursor al mişcărilor de alunecare. După viteza mişcării şi tipul de material deplasat se disting următoarele tipuri de tranziţie:

- creep de sol (soil creep), o deplasare lentă în josul pantei a părţii superioare a solului pe o grosime de 70 - 80 cm. Terasetele de câţiva centimetri înălţime şi care se desfăşoară paralel cu versantul sunt formate de creep-ul de sol. Ele sunt adesea folosite de turmele de oi - aşa numitele “cărări de oi” - ceea ce face ca mişcarea depozitelor să se accelereze pe versant;

- rock creep, mişcare lentă piatră pe piatră. Caracterizează materialele lipsite de coezivitate în care are loc o rearanjare a particulelor. Se includ aici şi pietrele glisante. Caracterul de mişcare a acestor pietre este evidenţiat de un “guler” de sol vegetal ridicat mult peste suprafaţa versantului datorită fenomenului de împingere.

- talus creep, proces de rearanjare a materialelor ce alcătuiesc taluzurile de grohotiş. Aceste forme de relief se întâlnesc cel mai adesea în regiunile reci unde alternarea contractării şi dilatării consecutive, a îngheţ-dezgheţului determină deplasarea pe pantă a grohotişului.

- încovoierea de strate (deraziune) este un tip special de creep, care apare datorită solicitării gravitaţionale asupra capetelor de strate conform cu înclinarea versanţilor. Pe anumite direcţii, unde procesul este mai intens faţă de sectoarele învecinate, se pot forma văi de deraziune cu profil transversal larg-concav, destul de greu de delimitat şi cu pantă longitudinală redusă.

9.5.1.3. Deplasările umede

În această categorie sunt incluse curgerile (nisipoase şi noroioase), solifluxiunile şi alunecările de teren.

A) Curgerile apar atunci când materialele (şi în special cele argiloase) sunt suprasaturate cu apă şi se depăşeşte limita superioară a plasticităţii (care se manifestă prin alunecări) şi încep să curgă. Curgerile noroioase (denumite şi torenţi noroioşi) apar în următoarele condiţii: existenţa rocilor argiloase sau marnoase dispuse la suprafaţă; umezeală abundentă timp de mai multe zile pentru a se realiza îmbibarea la maxim a rocii; despăduriri şi păşunat intensiv şi bazine torenţiale prealabile, care să canalizeze umezeala către linia talvegului. La noi în ţară curgerile noroioase apar cu precădere în Subcarpaţi (mai ales pe valea Buzăului şi în Vrancea), în Podişul Moldovei etc. Un tip aparte îl formează curgerea de cenuşă vulcanică din timpul sau după erupţiile vulcanice. Aceşti torenţi noroioşi (denumiţi şi lahari) în care cenuşa poate ocupa până la 80% din volumul total al curgerilor se produc în timpul erupţiilor datorită expulzării în exterior a apelor cantonate în crater, iar după erupţii una dintre cauze o poate constitui precipitaţiile locale torenţiale datorate vaporilor emanaţi în cantităţi foarte mari. Spre deosebire de argilă - care se înmoaie la maximum, dând o masă noroioasă unitară - la curgerile nisipoase avem de a face cu o infinitate de curgeri individuale de particule fine, învăluite în "picături" de apă.

B) Solifluxiunea se înscrie ca proces de tranziţie între procesele de curgere şi cele de alunecare, însă apare în condiţiile regimului de îngheţ continuu. Este un proces de mişcare lentă a solului în care alunecarea se combină cu curgerea pe un substrat îngheţat. În condiţiile climatului temperat se foloseşte termenul de pseudosolifluxiune, deoarece mişcarea nu se face pe un substrat îngheţat ci pe unul îmbibat cu apă. În morfologia versantului apar o serie de discontinuităţi ale învelişului ierbos sub forma de brazde. Ele sunt desfăcute în fragmente cu contur neregulat şi izolate prin spaţii de sol nud cu lăţimi de ordinul decimetrilor.

C) Alunecările de teren constituie cele mai importante şi spectaculoase procese de mişcare în masă, prezente în variate condiţii morfogenetice, inclusiv în domeniul submarin. Numele se referă atât la proces cât şi la formă. Alunecările sunt despinderi de pe versant de materiale (roci sau depozite de versant) care se deplasează de-a lungul unei suprafeţe planare. Masa de alunecare este nedeformată sau se deformează uşor în timpul deplasării. Coborârea materialului din partea superioară spre partea inferioară se face în lungul unui plan de alunecare. Planul de alunecare poate fi situat spre suprafaţa terenului şi aproximativ paralel cu suprafaţa versantului ca în cazul alunecărilor de roci, prăbuşirilor şi surpărilor sau poate penetra la adâncime pe o suprafaţă concavă ca în cazul alunecărilor rotaţionale. Astfel, alunecările pot fi :

- alunecările de translaţie se produc când planul de alunecare este paralel cu versantul şi aproape de suprafaţă. Sunt alunecări de mică adâncime cu rate de deplasare a deluviilor de la mm/sec până la câţiva m/sec.

- alunecările rotaţionale se produc când planul de alunecare este concav. Aceste alunecări sunt mai adânci, comparativ cu lungimea lor, materialul fragmentat rămâne aproximativ intact, sub forma unor felii sau blocuri. Ratele de mişcare în cadrul acestor alunecări variază între câţiva mm/an până la ordinul metrilor/zi.

Zona de desprindere este situată la partea superioară a alunecării, uneori chiar la partea superioară a versantului şi se caracterizează prin existenţa unui abrupt, cornişă sau râpă de desprindere din care se alimentează cu materiale deluviul de alunecare. Înălţimea şi forma acestui abrupt depinde de constituţia petrografică, de structură şi de factorii activi care generează alunecările. De cele mai multe ori energia cornişei corespunde cu grosimea depozitelor acoperitoare în baza cărora este cantonată pânza de apă freatică. Pentru condiţiile din ţara noastră, înălţimea acestor abrupturi variază de la 1-2 m până la 15-20 m şi în mod excepţional 20-25 m. Frecvenţa cea mai mare o au cele cu energie de 5 – 10 m. Râpa de desprindere este însoţită de mai multe crăpături situate în spatele său şi care pregătesc evoluţia acesteia. Uneori se întâlnesc chiar mai multe cornişe etajate. După morfodinamica lor aceste forme pot fi : active, în curs de stabilizare şi stabilizate sau inactive (fixate prin vegetaţie forestieră ori prin lucrări tehnice).

Corpul alunecării este format din suprafaţa de alunecare şi masa alunecată (deluviul). Este delimitat în partea inferioară de patul, planul sau oglinda de alunecare, acea suprafaţă nederanjată pe care se deplasează cuvertura deluvială. Planul de alunecare poate avea formă concavă, cu înclinare constantă, neuniformă sau discontinuă., determinând unele particularităţi ale procesului de alunecare şi ale microreliefului de la suprafaţa alunecării (trepte, valuri, monticuli etc). În general, în partea dinspre cornişă, rocile din componenţa corpului alunecării sunt mai puţin sfărâmate sau amestecate. De multe ori se păstrează chiar pachete omogene mari, mai mult sau mai puţin deplasate, care se prezintă ca nişte trepte ce pot forma adevărate amfiteatre de alunecare. Apoi, datorită presiunii exercitate de aceste mase, cuvertura deluvială îşi pierde structura iniţială, se pliază, capătă aspect vălurat sau de monticuli separaţi de microdepresiuni, ujungând uneori la o înfăţişare haotică. Grosimea deluviului de alunecare oscilează de la 0,5 – 1 m până la 30 – 40 m.

Baza alunecării este partea terminală a masei deluviale. Ea poate să corespundă cu baza versantului, poate rămâne mai sus decât aceasta şi atunci procesul este foarte susceptibil de reactivare, ori poate coborî sub nivelul acumulărilor aluviale sau coluviale din lunci şi depresiuni.

Piciorul alunecării este locul din partea inferioară a versantului unde talpa de alunecare intersectează suprafaţa iniţială, nederanjată. El poate corespunde cu baza alunecării sau poate fi diferit de aceasta atunci când masa deluvială a coborât mai jos.

9.5.2.1 Pluviodenudaţia

Modelarea suprafeţei terenului prin acţiunea ploii stă sub incidenţa mărimii picăturilor şi vitezei de cădere a acestora care, reunite, compun agresivitatea ploilor. Pluviodenudaţia (eroziunea prin picături de ploaie, eroziune prin împroşcare) include două tipuri de mişcări: acţiunea de izbire – împroşcare (splash) şi spălare (wash). Pluviodenudarea este determinată de rezistenţa solului şi de cantitatea, intensitatea şi durata ploilor. O ploaie oricât de mare ar fi nu poate cauza o eroziune puternică dacă intensitatea ei este mică. În climatele temperate intensitatea ploilor rareori depăşeşte 75 mm/oră şi numai în anotimpul cald. În multe ţări tropicale

intensităţi de 150 mm/oră au loc în mod regulat. Cea mai mare intensitate s-a înregistrat în Africa, când au căzut 340 mm/oră. Dimensiunea picăturilor de ploaie rareori depăşeşte 5 mm în diametru şi aceasta la ploi cu intensitate foarte mare. De exemplu, la ploi cu intensitate de 10,16 cm/oră, picăturile au în medie 3 mm în diametru; la ploi de 1,27 cm/oră picăturile au în medie 2 mm, iar la ploi de 0,12 cm/ oră picăturile sunt în jur de 1 mm în diametru. Vitezele terminale ale picăturilor de ploaie cresc cu creşterea diametrului acestora.

Când solul este acoperit cu vegetaţie în proporţie de cel puţin 50%, transportul prin împroşcare este practic neglijabil. Iată de ce efectul cel mai mare al pluviodenudaţiei este propriu regiunilor semiaride, aride şi chiar temperat-continentale, unde, deşi ploile sunt rare, caracterul fiind torenţial, iar solul dezgolit, acesta este pregătit pentru denudare. De asemenea, regiunile defrişate, arate, pajiştile din regiunile umede sunt puternic erodate în timpul averselor de ploaie. Pe aceeaşi suprafaţă, două ploi pot avea consecinţe deosebite, deci ele se pot diferenţia sub aspectul agresivităţii erozionale.

9.5.2.2. Eroziunea în suprafaţă (areolară, peliculară, laminară).

Acest tip de eroziune este îndeplinită de scurgerea neconcentrată, exercitată pelicular pe întreaga suprafaţă a versantului. În urma căderii unor cantităţi suficiente de ploi, capacitatea de infiltrare în sol scade şi astfel apa se acumulează prin alăturarea curenţilor bidimensionali şi şuvoaielor care se prind într-o singură peliculă. Mişcarea acesteia în josul pantei duce la desprinderea particulelor din sol şi la transportul lor spre baza versantului.

Deoarece grosimea stratului pelicular este zero la creastă (fig. 9.18) şi creşte în josul versantului, se conturează în virtutea acestui unic control, existenţa unei benzi fără eroziune. Ea începe în vecinătatea crestei şi se continuă până unde adâncimea stratului de scurgere şi panta înregistrează valori suficiente pentru a învinge rezistenţa substratului la forţa exercitată. Lăţimea sau distanţa de la creastă a acestei “benzi” este dată de locul unde valoarea rezistenţei sau forţei de forfecare este egală cu cea a forţei de eroziune.

Pornind de la constatarea că în lungul cumpenei apelor cantitatea scurgerii este cea mai redusă şi că ea creşte în josul pantei, mărindu-se odată cu ea şi puterea de eroziune, s-a creat noţiunea de distanţă critică a eroziunii, care are o mare valoare practică.Materialul desprins din versant este transportat atât prin târâre, cât şi prin suspensii în curentul apei. Când apa înlătură solul proaspăt arat pe lăţimi de 1-3 m se foloseşte termenul de eroziune de hardpan. Materialul îndepărtat dintr-un loc este depus în porţiunile în care au loc reduceri de pantă - mici depresiuni şi contrapante, ori chiar baza versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin acest proces se numeşte coluviu, iar forma de relief rezultată se numeşte glacis coluvial.Acţiunea mecanică de izbire, dislocare şi împrăştiere a particulelor de sol de către picăturile de ploaie este indisolubil legată de deplasarea acestora pe pantă, adică de procesul de spălare (ablaţie, scurgere şi eroziune pluvială, eroziune de suprafaţă, difuză). Consecinţele sale pot fi observate prin apariţia unor pete de culoare deschisă (gălbui – albicioasă) răspândite pe fondul general, mai închis, al solului. Dimensiunile

şi intensitatea acestora depind de agresivitatea ploilor. De multe ori, orizonturile superioare ale solului ori chiar întreaga cuvertură acoperitoare este înlăturată, scoţându-se la zi rocile de bază.

RELIEFUL FLUVIAL

10.1. Formele de relief fluvial

Principalele forme de relief rezultate din activitatea predominantă a râurilor sunt văile, definite ca forme negative, înguste şi prelungi, cu profil longitudinal domol, înclinat într-o singură direcţie şi cu aspect general liniar sinuos. La rândul lor văile cuprind albia minoră, albia majoră (element morfologic care uneori poate lipsi) şi versanţii. Noţiunea de interfluviu se referă la spaţiul dintre două râuri, inclusiv la versanţi şi chiar o parte din albie, de aceea cei mai mulţi autori sunt de părere că acest termen trebuie să-şi reducă sfera de cuprindere doar la spaţiul dintre versanţii celor două văi; adică la suprafeţele dintre inflexiunile de la partea superioară a versanţilor sau dintre terasele superioare. În mod obişnuit, la un râu pot fi distinse următoarele debite şi nivele: de etiaj (media nivelelor minime), medii şi maxime sau de viitură. Fiecăruia dintre ele, îi corespunde câte un tip de albie, cele mai mici fiind încorporate celor mai mari. Canalul de etiaj oscilează în cadrul albiei minore, mersul său coincizând de obicei cu firul apei sau talvegul (linia celor mai mari adâncimi şi viteze sau linia care uneşte punctele cele mai coborâte din lungul patului râului). Albia minoră ia naştere prin oscilările laterale ale canalului de etiaj, dar mai ales prin eroziunea apelor din timpul nivelelor mari. Albia majoră rezultă din meandrările şi deplasările laterale ale albiei propriu-zise (minore).

10.4.1. Albiile minore şi microrelieful lor

Cea mai generalã definiţie a unei albii poate fi urmãtoarea: o concavitate alungitã în suprafaţa terenului asigurând curgerea naturalã cu suprafaţa liberã a apei provenitã din ploi, topirea zãpezii şi gheţii sau din drenaj subteran. Albia unui râu se autoformeazã, morfologia ei rezultând din antrenarea, transportul şi depunerea sedimentelor erodate. Indiferent de condiţiile de mediu, anumite trãsãturi morfologice rãmân stabile, chiar dacã albia nu este un fenomen static. Aceasta aratã, înainte de toate, posibilitãţile albiilor de a se ajusta la condiţiile de mediu, la variaţia factorilor de control. Iniţierea formãrii albiilor este un proces foarte complicat. Se considerã însã cã momentul se situeazã la trecerea de la scurgerea lamelarã pe versanţi la curgerea turbulentã, concentratã, moment care, dupã o serie de specialişti se situeazã la numere Reynolds1 de 1500 - 6000 şi depinde de panta versantului, de intensitatea curgerii ş.a. Dupã acest moment al iniţierii, pe toatã lungimea sa albia este guvernatã de aceleaşi legi.

1

10.4.1.1. Clasificarea albiilor de râu

A) După forma în profil transversal cercetãrile pe o mare populaţie de secţiuni de albie au evidenţiat cca douã tipuri de forme cu o mare stabilitate:

- forma parabolicã largã pentru albii cu perimetrul din nisipuri omogene necoezive, factorul formã calculat ca raport între suprafaţa secţiunii transversale şi suprafaţa secţiunii unei parabole a fost determinat ca având valori între 0,5 - 1;

- forma rectangularã, trapezoidalã pentru albiile cu perimetrul din depozite argilo-prãfoase cu mare coezivitate. Variaţia factorului formã, calculat ca raport între suprafaţa secţiunii transversale şi suprafaţa secţiunii unui trapez sau dreptunghi înscris secţiunii, este între 0,5 - 0,9, dar poate ajunge şi la 1,0 (cazul albiilor unor râuri din India).

B) După forma în plan, o primă clasificare, cu o foarte largã circulaţie este cea propusă de către Leopold, Wolman, Miller (1964), care au distins trei tipuri principale: albii rectilinii, albii sinuoase şi albii împletite. Clasificãrile propuse ulterior s-au raportat în principal la trei categorii, continuându-se identificarea şi descrierea de elemente morfogenetice, sedimentologice sau hidraulice care se reflectã într-un fel sau altul la una din cele trei categorii. Altă clasificare pleacă tot de la configuraţia în plan şi aparţine lui Brice (1975). El distinge albii sinuoase, împletite şi anastomozate (fig. 10.5).

Clasificarea cea mai larg utilizată atât în geomorfologie, cât şi în ingineria albiilor a fost propusă de Schumm (1985). Autorul respectiv distinge 5 grupe de râuri care ilustreazã schimbãri ce s-ar putea produce în configuraţia albiilor dacã unul dintre factorii de control (tipul de debit solid, viteza curgerii, puterea râului) ar suferi schimbãri (fig. 10.6). Acestor schimbãri le corespund modificãri în morfologie, în special în ce priveşte raportul adâncime/lãţime, gradientul ş.a. În concluzie, aproape fãrã excepţie clasificãrile albiilor au ca referinţã configuraţia lor în plan, alte aspecte fiind subsecvente acesteia. De aceea, analiza tipurilor de albie având ca reper configuraţia în plan este esenţialã în cunoaşterea dinamicii proceselor fluviale şi a morfologiei generate de ele. Aceste cazuri de bazã sunt: albii drepte (rectiliniare), albii sinuoase (meandrate) şi albii împletite.

a) Albii rectilinii

Leopold şi Wolman (1957) spuneau cã asemenea albii în naturã sunt atât de rare încât aproape cã nici nu existã. Mai concret, rareori existã un segment de albie dreaptã mai lung decât mãrimea ce defineşte un sector mai lung decât de cca 10 ori lãţimea albiei. Astfel se poate spune cã albia dreaptã este o stare temporarã în comparaţie cu alte tipuri, ca de exemplu albia meandratã care este o expresie a evoluţiei unei albii spre cea mai posibilã stare morfologicã.

Convenţional se considerã albii rectilinii albiile cu indice de sinuozitate (raportul dintre lungimea desfăşurată a râului, între două puncte, şi distanţa liniară

dintre acestea) < 1,1 (Schumm, 1977; Richards, 1982). În morfologia patului acestui tip de albie sunt aceleaşi caracteristici pe care le întâlnim şi la celelalte tipuri de albie.

Se apreciazã cã în albiile rectilinii nu existã energie în plus peste cea care este necesarã transportului debitului lichid şi curgerii frecãrii, energie care sã fie folositã pentru a schimba direcţia curgerii prin eroziunea malurilor şi migrarea albiilor.

b) Albii meandrate

Denumirea de meandru este folositã pentru denumirea sectoarelor de râuri sinuoase, cel puţin din sec. XVII de cãtre Targiani-Toyzette (cf. Hickin, 1977) şi provine de la hidronimul grecesc - maiandros, care în traducere liberã înseamnã fluviu din Caris celebru prin sinuozitãţile sale. Un râu este considerat meandrat dacã indicele de sinuozitate este mai mare de 1,5 (Leopold şi Wolman, 1957) sau 1,3 (Chang, 1979). De aceea noţiunea mai comprehensivã este de albii sinuoase şi nu cea de albii meandrate. Totuşi aceasta din urmã este preferatã.

b2) Tipuri de meandre

În ce priveşte tipologia meandrelor se fac diferenţieri în raport cu: morfologia generalã a vãilor şi fundului vãilor, cu condiţiile litologice, cu modul sau stadiul de evoluţie; cu succesiunea în spaţiu.

În raport cu morfologia de ansamblu a văilor şi fundului vãilor se disting: meandre de râu (sunt de regulã adâncite în aluvionar sau complexul teraselor inferioare, considerate sub 20 m înãlţime) şi meandre de vale, considerate a fi cele ale albiei majore, având un traseu mai mult sau mai puţin sinuos, însã cu o surprinzãtoare regularitate a sinuozitãţii. Este o meandrare care se continuã din perioade geologice ale formãrii vãilor (meandrele Bistriţei, Prutului, Colorado etc).

În raport cu modul de evoluţie meandrarea şi deci meandrele, pot fi: libere, limitate şi forţate.

Meandrarea liberã este caracteristicã albiilor aluviale în cursurile inferioare, dar mai ales albiilor marilor râuri, care parcurg toate fazele de evoluţie, de la iniţierea meandrãrii pânã la autocaptare, trecându-se prin faza meanderelor prezente de tip gât de lebãdã.

Meandrarea limitatã este asemãnãtoare precedentei dar din cauza lãţimii reduse a vãii procesul nu se poate dezvolta în toatã amploareaa. Limitarea poate fi de la neregularitãţile unui mal, la o distorsiune aproape integralã a unei bucle, dar poate fi şi din cauza faptului cã lungimea medie a meandrului liber este mai micã decât amplitudinea acestuia; este cazul albiilor subadaptate.

Meandrarea forţatã este determinatã de situaţii când malurile albiei nu sunt uşor erodate iar procesele geomorfologice se dezvoltã preponderent pe adâncime.

c) Albii împletite şi anastomozate

Denumirea de albii despletite care circulã în literatura de la noi este improprie. Corect este albie împletitã, ceea ce, aşa cum se aratã în dicţionarul geologic (1962, cf. Smith, 1973) înseamnã un râu care curge prin mai multe albii care

se despart şi se reunesc, asemãnându-se cu şuviţele unei funii, cauza diviziunii fiind obstrucţia prin depunerea de aluviuni de cãtre râu. Un tip special de albii împletite, deosebite însã prin caracteristicile morfodinamice îl constituie albiile anastomozate, definite în prima parte a capitolului şi care se remarcã prin pante mai mici, o mai mare stabilitate, coezivitatea malurilor, transport predominant în suspensie şi braţe divizate de insule acoperite cu vegetaţie. De regulã cele douã tipuri de albii sunt analizate împreunã.

În formarea albiilor împletite sunt necesare următoarele condiţii (cf. Fahnestack,1963): maluri uşor erodabile; variaţie rapidã şi mare a debitului lichid; creşterea pantei; debit solid abundent; incompetenţa localã a curgerii.Din punct de vedere morfologic albiile împletite sunt dominate de formaţiunile cunoscute sub numele de ostroave. Acestea sunt forme de pat de albie ce au lungime de acelaşi ordin de mărime cu lăţimea albiei şi înălţimi de acelaşi ordin cu adâncimea medie a scurgerii ce le generează.

În ce priveşte depozitele de albie, râurile împletite sunt mari depozite de aluviuni cu structuri rudimentare, cu puternice variaţii granulometrice de la praf - argilã la bolovãnişuri. Ostroavele formate din nisipuri sunt caracteristice unor râuri ca Brahmaputra, Huanhe ş.a.

10.4.2. Geneza şi morfologia albiilor majore

Albia majorã reprezintã "un teren relativ neted ce mãrgineşte un râu şi care este inundat în timpul apelor mari" (Wolman, Leopold, 1957), sau "o suprafaţã aluvialã adiacentã la o albie, care este frecvent inundatã" (Chorley, Schumm şi Suggden, 1984). Din aceste definiţii reţinem ca principalã caracteristicã a albiei majore inundabilitatea frecventã. De aici şi termenul de « câmpie de inundaţie »  (flood plain). Vâlsan (1915) aratã cã în limba românã existã un cuvînt precis care se referã la acest tip de câmpie şi anume lunca, al cãrei înţeles este mai vast decât cel al câmpiei inundabile, deoarece cuprinde şi zone neinundabile. Lunca reprezintã o zonã în cuprinsul cãreia secţiunea erozivã a râurilor a fost înlocuitã recent printr-o acţiune de acumulare. Aceasta nu înseamnã cã râul şi-a încetat acţiunea erozivã, ci cã depozitele şi formele de relief ce alcãtuiesc lunca sunt rezultatul, în cea mai mare parte, a proceselor de acumulare.

Preluând termenul propus de Vâlsan, Coteţ (1957) defineşte lunca, "o vale majorã care, în funcţie de lãţimea ei, cuprinde terase locale cu înãlţimi de la 3 la 5 m, bãlţi, meandre pãrãsite, belciuge ş.a.", şi se individualizeazã prin douã principale forme de relief: albia minorã şi albia majorã. Posea et al. (1976) aratã cã albia majorã este mai mult o noţiune hidrologicã, şi anume, "acea porţiune a vãii care este afectatã de apa curgãtoare numai la viituri", pe când "lunca cuprinde şi porţiuni neinundabile şi se dezvoltã odatã cu profilul de echilibru al râului".

Legat de folosirea termenului este şi discuţia asupra delimitãrii spaţiului cuprins în definiţia celor douã noţiuni. Se aratã, de exemplu, cã albia majorã este limitatã de abruptul teraselor de 1 - 2 m, în timp ce lunca (sau şesul) cuprinde şi terasele mai înalte de 3-5 m, pînã la contactul cu versanţii sau abruptul teraselor înalte (Martiniuc et al., 1962). Aceastã delimitare este valabilã pentru vãile în care s-au detaşat aşa-numitele terase de luncã sau terase holocene.

În ce ne priveşte, definim drept "albie majorã" zona relativ netedã, adiacentã albiei minore, formatã în ultima perioadã a timpului geologic (ultimul Glaciar - Holocen) prin dominarea proceselor de acreţie verticalã şi acreţie lateralã, delimitatã de abrupturi marginale (uneori chiar direct de versanţi de regulã frunţi de terasã, ce se dezvoltã de o parte şi de alta a vãii şi care reprezintã "obstacole" în calea migrãrii laterale a râului (fig. 10.13).

În profil transversal, albiile majore sunt supraînãlţate în aria fâşiei active, ca urmare a ratelor de agradare mult mai mari în aceastã zonã. În cazul arterelor hidrografice mari, profilul transversal poate fi împãrţit în mai multe fâşii, dispuse paralel cu albia minorã. Lângã râu se desfãşoarã fâşia grindurilor longitudinale, ce corespunda fâşiei de albie activã (fig. 10.16); urmeazã o fâşie mai latã şi mai joasã cu numeroase depresiuni lacustre mlãştinoase; la exterior apar una-douã trepte (terase de luncã) cu înãlţimi de cel mult câţiva metri, de cele mai multe ori parazitate de coluvii şi proluvii. La râurile mici, în special cele cu abundenţã de materiale venite de pe versanţi, profilul albiei majore capãtã o pantã ce scade de la exterior spre albia minorã.

Analizele depozitelor de albie majorã ale râurilor din mediul temperat permit gruparea acestora în douã mari complexe (fig. 10.14.):

- un complex de pietrişuri cu bolovãniş, situat în general în patul vãii aluviale;- un complex de depozite mai fine, situate în partea superioarã a albiei majore.Seria pietrişurilor ce colmateazã pãrţile cele mai coborâte ale patului vãilor se

caracterizeazã prin stratificaţie încrucişatã tabularã, cu o foarte slabã sortare a depozitelor. Caracterul acestor depozite sugereazã cã au fost acumulate la debite mari şi în contextul unui tip de albie împletitã. Caracteristici asemãnãtoare ale aluvierii seriei de prundişuri şi bolovãnişuri au fost descrise şi pentru vãile est-carpatice, îndeosebi Bistriţa şi Moldova (Donisã şi Martiniuc, 1980). Deoarece intensitatea şi durata apelor revărsate precum şi debitul solid sunt diferite, şi structura depozitelor aluvionare va fi destul de heterogenă (din punct de vedere petrografic, granulometric etc.). În general, aceasta este încrucişată, cu strate lentiliforme mai fine, dispuse peste altele mai grosiere sau invers.În ansamblu, spre baza aluviului de albie majoră predomină materialele mai grosiere, în comparaţie cu cele de suprafaţă. Ca şi în cazul depozitelor de albie minoră şi aici micşorarea calibrului aluviunilor spre suprafaţă se datoreşte atenuării şi echilibrării treptate a profilului longitudinal al râurilor. În faza iniţială de formare a albiilor, viteza apei era mai mare şi, în consecinţă, râurile aveau posibilitatea să transporte şi să depună materiale de calibru mai mare, decât mai târziu când patul lor s-a înălţat reducându-se astfel panta. La râurile de munte aluviunile fine pot să lipsească, întreaga suprafaţă fiind constituită aproape numai din pietrişuri şi bolovănişuri. În schimb, în cazul râurilor care străbat doar regiuni constituite din argile, marne şi nisipuri (Jijia, Başeu) este greu să se deosebească un aluviu de albie minoră şi altul de albie majoră datorită slabei diferenţieri a faciesului petrografic. Grosimea depozitelor de albie majorã prezintã în general o creştere în lungul râului, proporţionalã cu creşterea geometriei albiei majore. Încă o dovadă că albiile majore au o evoluţie care, şi din acest punct de vedere, poate fi pusã în legãturã cu albia minorã a râurilor. Un exemplu ilustrativ în acest sens este supraînãlţarea concomitentã a suprafeţei albiei majore cu supraînãlţarea patului albiilor minore.

Înregistrãrile pe fluviul Nil, cele mai îndelungate de pânã acum asupra unui râu din lume, aratã cã atât patul albiei cât şi albia majorã s-au agradat cu o ratã de 0,9-1,2 m/1000 a.

10.5. Văile râurilor

Formarea văilor este legată de acţiunea reţelei hidrografice, dar evoluţia ulterioară, în profil longitudinal şi transversal este supusă influenţelor unui mare număr de factori. De aceea, cu toate că sunt uşor de recunoscut, văile au forme şi dimensiuni diferite: de la câteva sute de metri, la mii de kilometri lungime şi lăţimi care pot depăşi 100 km (exemplul văii Amazonului cu o lungime de 6000 km şi peste 150 km lăţime, spre vărsare).

Principalii factori care condiţionează particularităţile morfologice ale văilor sunt: roca (prin gradul său de duritate, masivitate, şistuozitate, permeabilitate etc.); structura geologică cu diversele sale forme (tabulară, monoclinală, cutată, faliată); clima variată de la o zonă geografică la alta şi care condiţionează direct sau indirect modelarea reliefului; mişcările tectonice, positive sau negative, care contribuie fie la încătuşarea şi adâncirea râurilor, ori la formarea teraselor, fie la estomparea versanţilor şi la aluvierea văilor.

10.5.1. Clasificarea văilor

Una dintre cele mai importante clasificări ale văilor este cea după forma profilului transversal. Astfel, văile sunt simetrice – adică cu versanţi înclinaţi aproximativ la fel faţă de o perpendiculară ce ar cădea pe axul lor – şi asimetrice.

a) Văile simetrice se caracterizează printr-un profil transversal îngust, aşa cum sunt cele în chei, în canion şi defileele, sau printr-un profil transversal larg.

Văile în chei sunt înguste, cu versanţi prăpăstioşi, puternic înclinaţi şi foarte apropiaţi la bază, unde se dezvoltă o albie minoră cu multe neregularităţi de talveg. Formarea lor este condiţionată de prezenţa unor roci dure (calcare, gresii), precum şi de manifestarea unor mişcări tectonice pozitive. Cheile impresionează atât prin forma şi adâncimea lor, care poate atinge mai multe sute de metri, cât şi prin pitorescul detaliilor morfologice. Exemplu: cheile Bicazului, cheile Hăşdatelor (Turzii), ale Dâmboviţei, Nerei ş.a. În unele locuri sunt cunoscute şi sub numele de clisuri, cum sunt sectoarele înguste ale Cheilor Dunării.

Văile în canion sunt, de asemenea, înguste şi adânci cu versanţi verticali sau cu trepte restrânse, dar au fundul mai plat pe care se schiţează o albie majoră. Formarea lor presupune existenţa unor podişuri cu roci rezistente la eroziune, cu structură mai mult sau mai puţin orizontală şi un climat semiarid. Exemplul cel mai cunoscut este canionul fluviului Colorado din vestul SUA, lung de 800 km şi adânc de peste 1500 m şi cu o mare diversitate de microforme laterale (terasete, surplombe, proeminenţe piramidale, contururi din cele mai bizare). Văi în canion de dimensiuni reduse se întâlnesc în cuprinsul unor platouri vulcanice sau calcaroase din Brazilia, Columbia, Etiopia, India etc. Într-o formă mai puţin tipică de pseudocanioane ele se dezvoltă şi în regiunile constituite din pături groase de loess –

rocă ce favorizează formarea unor versanţi verticali -, cum este cazul în China, Ucraina, Dobrogea de Sud.

Defileele sunt porţiuni de vale adâncă şi îngustă, încadrate, în amonte şi avale, de sectoare mai largi. Ele se formează acolo unde râurile traversează un lanţ muntos, o culme sau o regiune de podiş înalt, constituită din roci mai dure. În cuprinsul defileelor mari se întâlnesc adesea mai multe îngustări şi lărgiri alternative, ca în Defileul Dunării, Defileul Oltului Turnu Roşu – Cozia (de pe Olt), Topliţa-Deda (de pe Mureş).

Văile simetrice cu profil transversal larg sunt văi modelate în roci moi, relativ omogene sau sub formă de pături orizontale. Ele se dezvoltă îndeosebi în regiunile de podişuri şi câmpii caracterizate de condiţii uniforme de modelare a versanţilor.

b) Văile asimetrice sunt cele mai numeroase şi se caracterizează prin înclinarea diferită a versanţilor. Cauzele asimetriei sunt de natură geologică, climatică, datorată eroziunii laterale ale râurilor în buclele de meandru ce vin în contact direct cu versantul ş.a. Văile asimetrice de natură structurală sunt cele mai cunoscute. Acestea sunt văile subsecvente în regiunile cu strate monoclinale.

După raporturile cu structura geologică se pot deosebi văile tipice structurilor monoclinale şi anume: consecvente (cataclinale), subsecvente (ortoclinale), obsecvente (anaclinale) şi reconsecvente (resecvente).

În regiunile de orogen văile se pot clasifica după direcţia lor faţă de structurile geologice şi geomorfologice principale, în: longitudinale (Valea Cernei, Tarcăului), transversale (defileele Dunării, Oltului, Bistriţei etc.) şi diagonale (valea Bistriţei în aval de Toance). Adaptările sau neadaptările la structură includ, de asemenea, văile sinclinale, anticlinale, de butonieră, iar structurilor faliate le sunt proprii văile de falii şi cele de graben. Tot în legătură cu structura şi mişcările scoarţei sunt definite văile epigenetice (supraimpuse) şi cele antecedente.

10.7. Terasele fluviale

O serie de cauze, mai ales climatice şi tectonice, pot scoate râul din profilul de echilibru, obligându-l ca, pe distanţe mai mari sau mai mici, sã se adânceascã puternic în interiorul albiei majore. Aceasta din urmã va deveni tot mai neinundabilã, rãmânând cu timpul total suspendatã faţă de noua albie şi cãpãtând forma de treaptã. Fosta luncã s-a transformat în terasã. Definitã mai riguros, terasa este o formã de relief cu aspect de treaptã, foarte alungitã, desfãşuratã fragmentar în lungul unei vãi şi care la origine a funcţionat ca una din albiile majore ale râului (fig. 10.16).

10.7.1.Elementele morfologice şi structurale ale teraselor.

Terasa se compune din douã elemente principale: podul şi fruntea. Podu1 are aspect general plat şi este rest al albiei majore. Fruntea reprezintã planul înclinat care face racordud între pod şi albia majorã recentã sau cu podul altei terase inferioare. Afarã de aceste elemente principale, la o terasă se mai gãsesc şi douã linii caracteristice: muchea terasei, linia de-a lungul căreia se face unirea dintre pod şi frunte şi ţâţâna, linia prin care podul se leagã cu forma imediat superioarã .

Din punct de vedere structural, podul terasei este format dintr-un pat de roci in , retezat aproape orizontal; urmeazã un strat de aluviuni care conţine mult pietriş rulat şi care în mod obişnuit poartã numele de pietriş de terasă; deasupra, se separã uneori un orizont de luturi fine aluviale. Afarã de aceste orizonturi specifice, peste podul de terasã şi în mod special la ţâţână, se suprapun ulterior materialele provenite de pe pantã, coluvii sau conuri aluviale; în acest caz se spune cã podul terasei este parazitat. Peste acest complex se aflã solul actual (fig. 12.3 A). În anumite regiuni stratul aluvial, caracteristic, mai suportã şi orizonturi de soluri fosile, alternând cu loessuri, lehmuri, sau chiar cu un alt orizont aluvial. Numãrul acestora, luate pentru fiecare terasã, poate fi de la unu pînã la 4-5 şi chiar mai multe. Alteori terasa poate fi lipsitã complet de pãtura aluvialã şi, atunci, ea se numeşte terasă în rocă, spre deosebire de prima care este o terasă cu aluviuni sau aluviatã. Un caz special îl formeazã terasele sculptate în aluviuni şi cele aluvionare

În mod obişnuit terasa se formeazã prin douã faze: în prima se dezvoltã albia majorã care va deveni terasã, iar în a doua râul se adânceşte, retezând lunca, sub formã de treaptã. Rezultã cã cea mai importantã, pentru formarea treptei, este faza a doua. De asemenea, reiese cã prima fazã nu trebuie sã se caracterizeze prin acumulare, ci numai prin condiţiile necesare formãrii unei albii majore. Terasa este deci, înainte de toate, o formã rezultatã din dominarea ritmicã a eroziunii laterale cu cea în adâncime şi nu o formã de acumulare.

12.3.4. Altitudinea teraselor

Aceasta se indicã atît prin cifre absolute, dar mai ales relative. Altitudinea relativã se mãsoarã de la nivelul luncii actuale pînã la partea superioarã a pietrişului de terasã. În mod obişnuit, aceastã altitudine variază în lungul vãii, putând merge de la câţiva metri pânã la zeci de metri, pentru o aceeaşi terasã. Cel mai des, se fixeazã ca altitudine a terasei porţiunile unde ea are maximum de dezvoltare şi unde, de obicei are şi cele mai mari înãlţimi relative medii. Prima scarã de altitudini a fost conceputã de Depéret (cit. Posea et al., 1976): 90-100 m, 55-60 m, 35-40 m, 15-20 m. El lega aceastã scarã de cele patru glaciaţiuni. Ulterior, cercetãrile, pe diferite râuri, au indicat şi alte altitudini, dintre care menţionãm, mai frecvente, pentru ţara noastrã: 5-7 m, 8-15 m, 20 m, 30-35 m, 50-55 m, 75-80 m, 90-110 m, 150 m, 210 m, 260 m; ultimele trei nivele sunt mai rar întîlnite.

12.3.5. Numerotarea şi dispunerea teraselor

Din cauza slabei pãstrãri a teraselor mai vechi, pânã la dispariţia lor totalã, se obişnuieşte ca numerotarea acestor forme sã se facã în ordine inversã apariţiei lor. Astfel, se noteazã cu T1 terasa care este cea nouă şi în general şi cea mai joasã. Încercãrile de a aplica o numerotare inversã au întâmpinat greutãţi atunci când cercetãrile au depistat urme şi mai vechi decât terasa ce fusese definitã ca T1 (cea mai veche).

10.8. Sistemul geomorfologic de acumulare fluvială. Depuneri terminale

Există o mare diversitate de forme de acest tip, de la micile conuri aluviale create la gurile văilor de ordinul I şi II (sistem Strahler), piemonturi, fan-delte şi până la deltele clasice ale fluviilor mari, acestea din urmă alcătuite în special din materiale fine şi foarte fine. De fapt, punctul terminus al sistemului fluvial de eroziune – transport – sedimentare este conul submarin, dezvoltat la baza taluzurilor continentale unde se mai resimte încă influenţa fluvială din momentele de viitură, prin sedimentarea curenţilor turbiditici şi a materialelor hemipelagice.

12.2. Activitatea modelatoare a gheţarilor

Ca urmare a unui bilanţ glaciar pozitiv (adică a unor acumulări ce depăşesc pierderile prin topire) şi a unor procese de suprapunere şi de compactizare a stratelor de zăpadă, de troienire, de acumulare prin avalanşe, se realizează mase importante de gheaţă care, în contradicţie cu priorităţile casante ale gheţii subţiri, se comportă ca nişte roci plastice sau ca un fluid foarte vâscos. De aceea, pe măsura formării, ea se pune în mişcare, acţionând totodată asupra terenului pe care se mulează.

Viteza de deplasare depinde de grosimea masei de gheaţă, de înclinarea suprafeţei pe care aceasta s-a format si de configuraţia reliefului preexistent. S-a calculat astfel că în momentul în care grosimea unor depozite de gheaţă depăşeşte 60-65 m (după alţi autori chiar la 30 m) începe deplasarea lor, dacă terenul are măcar o înclinare de 1º. Pe suprafeţele cu pante în jur de 45º, gheaţa se pune în mişcare când grosimea este în jur de 1-2 m. Acest proces de deplasare este legat direct de plasticitatea gheţii, de posibilităţile sale de a lua forma canalului sau inflexiunilor de relief pe care se scurge. O altă caracteristică a sa este lipsa de aderenţă la versanţii stâncoşi din jur unde, datorită si diferenţelor termice, rămâne o crăpătură remarcabilă ce poartă numele de rimaye

.În funcţie de particularităţile morfologice si climatice, limbile de gheaţă pot coborâ pe văi mult mai jos decât limita generală a zăpezilor. Dacă în sectorul lor superior, aceasta îşi păstrează şi chiar îşi amplifică dimensiunile printr-un proces continuu de alimentare, în jumătatea inferioară se reduc treptat ca urmare a ablaţiei (topirii), până când bilanţul glaciar este egal cu zero si gheaţa nu se mai poate acumula. Viteza de deplasare a gheţarilor variază de la câţiva centimetri, la câteva zeci de metri/24 ore, oscilând în jur 700-1300 m/an în Himalaia, 12-14 km/an în Alpi, 20-24 km/an în Alaska si Groenlanda. Aceasta, ca si presiunea gheţii asupra substratului, este strâns legată de procesul de eroziune (exaraţie), de dislocare si antrenarea în mişcare a unor blocuri (detracţie) si de slefuire a “albiei” pe care o ocupă (detersie).

Forţa de eroziune este amplificată de cantitatea si calibrul rocilor în corporate în masa de gheaţă, sub formă de morene. Presiunea gheţii încărcată cu astfel de materiale se exercită aproape deopotrivă asupra fundului si a flancurilor albiei gheţarului. De aceea profilul transversal al unei văi glaciare are forma literei U (cu versanţii verticali si fundul concav).

Si modelarea albiilor în direcţie longitudinală înregistrează deosebiri mari faţă de cea fluvială. Dacă în cazul râurilor, eroziunea este direct proporţională cu viteza apei, la gheţari situaţia este inversă. Pe suprafeţele slab înclinate si chiar în

spatele unor praguri si forme cu contrapante, gheţarul se deplasează încet, dar masa lui compactă exercită o presiune mare asupra albiei si o eroziune puternică, până în momentul în care sectorul respectiv este depăşit si panta se accentuează. Creşterea înclinării profilului longitudinal face ca mişcarea gheţarului să sporească. Din această cauză, în corpul său se produc tensiuni de întindere materializate în frecvente crăpături transversale (crevase), iar presiunea gheţii astfel compartimentată asupra scoarţei si, respectiv, procesele de şlefuire sunt mai slabe.

În concluzie, eroziunea gheţarilor este invers proporţională cu viteza lor de deplasare, caracterizându-se prin aşa-numitul proces de subsăpare (de adâncire a sectoarelor mai slab înclinate) si prin formarea unui profil longitudinal cu porţiuni concave (excavaţii) separate de altele convexe, adică cu pante si contrapante.

12.3. T ipuri principale de gheţari

Se disting trei tipuri principale de gheţari :a.- calotele glaciare sau gheţarii continentali formeazã mari structuri de

acumulare a gheţii, de dimensiuni, care convenţional depãşesc cca 50.000 km2. Cele mai elocvente sunt gheţurile Antarcticii, cu înãlţimi (grosime) pânã la peste 4000 m în estul Antarcticii, iar cei mai mici gheţari de tip calotã (continentali) apar în Canada-Arcticã, Islanda şi Norvegia;

b.- gheţari alpini cu cele douã tipuri: gheţari de vale şi de circ sunt o categorie controlatã de topografiile în care curg, spre deosebire de calote sau pânzele de gheţã a cãror curgere nu este influenţatã de topografie. Aceşti gheţari sunt caracteristici munţilor înalţi, dar şi muţilor joşi din regiunile polare, depinde de linia zãpezilor perene. În Carpaţii Româneşti s-au format astfel de gheţari în Pleistocen.

c.- gheţari de şelf, consideraţi ca un subtip din categoria de gheţari continentali sau calotã, ei floteazã pe apã şi este pierdut controlul curgerii lor asupra topografiei, iar gheţa se poate rãspândi liber. Unii dintre aceşti gheţari pot atinge dimensiunea suprafeţei Franţei, aşa cum sunt gheţarii Ross, Ronne, Filchner, din Antarctica.

12.3.1. Relieful gheţarilor montani

12.3.1.1. Formele de eroziune glaciarã montanã

Circurile glaciare se contureazã sub forma unor excavaţii sau arii depresionare având în linii generale un aspect semicircular, semieliptic sau semioval, încadrate de versanţi abrupţi în interiorul cãrora se aflã cantonat gheţarul. Ele sunt cunoscute la noi sub numele de căldări sau zănoage. Circurile glaciare sunt mărginite, lateral si spre amonte, de abrupturi puternice si au fundul concav. Ele pot fi izolate, cu diametre de câţiva zeci de metri, sau asociate în complexe de circuri cu lãrgimi de ordinul sutelor de metri. Formarea acestora se datoreşte acumulãrilor de zãpadã din anumite porţiuni negative ale versanţilor, transformãrii zãpezii în firn, presiunii şi acţiunii sculpturale exercitate de cãtre gheaţa compactã.

Dupã forma şi caracteristicile morfologice de detaliu, circurile glaciare sau cãldãrile glaciare pot fi: simple (nişe, pâlnii) sau în trepte, etajate, compuse (îngemãnate). Raporturile lor cu structura au fost concretizate în circurile de tip consecvente, subsecvent si obsecvent.

Dupã topirea gheţii ele pot fi ocupate de lacuri sau tãuri cum sunt de exemplu Podragu, Capra, Bâlea din Munţii Fãgãraş, Iezerul din Parâng, Bucura şi Zãnoaga din Retezat. Partea dinspre aval a circurilor este închisã şi separatã de valea glaciarã printr-un prag sculptat în rocile in situ, numit zãvor (verrou, rock- bar). Pe aceastã spinare transversalã, care asigurã acumularea apei în spatele sãu, se pot suprapune şi alte materiale morenaice. Când zãvorul este secţionat, apele din circ şi din sectoarele adiacente se scurg, formând repezişuri şi cascade.

Crestele alpine, înguste şi zimţate, din regiunile montane afectate de gheţarii actuali sau pleistoceni, se datoresc extinderii continue a eroziunii regresive din circurile de pe versanţii opuşi, pânã la intersecţia lor. În acest caz, modelarea glaciarã este întregitã de procese crionivale, încât în lungul crestelor ascuţite - cunoscute la noi sub numele de custuri (de exemplu, Custura Bucurei) - se individualizeazã vârfuri piramidale, muchii ascuţite (lame), stâlpi, coloane, ace, înşeuãri de transfluenţã glaciarã etc. La intersecţia circurilor din jurul unor masive înalte mai izolate, silueta lor se reduce treptat pânã la individualizarea unor vârfuri piramidale proeminente, numite horn-uri, cel mai reprezentativ fiind Matterhorn din Alpii Elveţiei.

Vãile glaciare, numite şi trogh-uri, sunt sculptate de limbile de gheaţã şi au aspectul unor adâncituri rotunde şi alungite, cu profile transversale în formã de "U" şi cu profile longitudinale cu praguri şi chiuvete de subsãpare. Se mai întâlnesc şi "vãi glaciare compuse", care indicã prezenţa a douã sau mai multe generaţii suprapuse, de dimensiuni tot mai reduse. Cu alte cuvinte. într-o vale glaciarã largã s-a instalat o limbã de gheaţã mai îngustã ce şi-a adâncit o nouã albie. Contactul dintre acestea este marcat printr-o serie de umeri care ne amintesc de terasele în rocã ale vãilor fluviale numite chiar "umeri glaciari" (replata).

O altã caracteristicã importantã a vãilor glaciare este aceea cã vãile secundare, modelate de limbi mici de gheaţã, rãmân suspendate cu zeci şi chiar sute de metri faţã de albiile gheţarilor principali. Ca urmare a profilului longitudinal ondulat, dupã topirea limbilor de gheaţã, în unele excavaţii se formeazã lacuri de vale glaciarã (de exemplu, Florica, Viorica, Ana, Lia - din Munţii Retezat ş.a.). Cu timpul chiuvetele de subsãpare se colmateazã, vãile capãtã albii în trepte, iar râurile care le dreneazã prezintã frecvente cascade şi repezişuri situate în dreptul fostelor praguri.

Dacã arterele hidrografice instalate în vãile glaciare sunt suficient de puternice şi durata activitãţii lor destul de mare, prin modelarea fluvialã vãile pot cãpãta albii înguste cu aspect de chei.

În lungul vãilor glaciare, dupã ce limba de gheaţã s-a topit, pe pereţii stâncoşi se pot vedea diferite striaţii şi chiar şãnţulete scrijelate de cãtre rocile colţuroase ce au fost încorporate gheţarului în mişcare. Din cauza dimensiunilor reduse, cu adâncimi milimetrice sau centrimetrice, ele sunt uşor distruse de procesele de alterare şi dezagregare. De asemenea rocile dure din cuprinsul pragurilor, ca şi alte blocuri din circurile glaciare sau din lungul albiilor gheţarilor

sunt puternic slefuite, cãpãtând contururi rotunjite sau ovale de spinări de berbec (roches moutonnées).

12.3.1.2. Formele de acumulare glaciarã

Provin din materiale transportate de cãtre masele de gheaţã, sub formã de morene laterale, mediane, interne, de fund, frontale etc. şi depuse atunci când gheţarii se topesc. În acest caz atât materialele solide încorporate în masa de gheaţã ori antrenate în jurul acesteia, cît şi formele de relief pe care le genereazã prin depunere se numesc tot morene. Unii autori vorbesc de morene mobile şi morene fixate.

Forma şi dimensiunile materialelor morenice sunt dintre cele mai variate - de la particule fine, nisipoase (făină de gheţar), pânã la bolovani şi blocuri stâncoase. Trãsãtura comunã a acestora este însã forma lor colţuroasã; rotunjirea intervine doar în cazul fragmentelor de roci antrenate de cursurile de apã subglaciale sau fluvioglaciare. Cele mai impunãtoare şi mai expresive forme de relief morenic sunt valurile semicirculare sau amfiteatrele morenice de la partea terminalã a limbilor de gheaţã (morenele frontale). În spatele lor, dupã topirea gheţii, se contureazã importante depresiuni terminale. Imediat ce s-au stabilizat şi chiar concomitent cu formarea lor, au loc şi procese de modelare periglaciarã şi fluvialã care le transformã treptat în complexe de relief fluvio-glaciar. În faţa unor asemenea aliniamente de coline semicirculare se dezvoltã importante glacisuri piemontane cum sunt cele din nordul Italiei sau din Bavaria, iar depresiunile terminale se pot transforma în lacuri (ex. Maggiore, Como, Garda, Geneva).

Si asociaţiile secundare, reprezentate prin înaintãri şi retrageri care au loc pe fondul general al restrângerii gheţarilor, pot genera diferite valuri de morene, situate de-a lungul unor vãi glaciare pleistocene sau actuale. În acelaşi timp morenele marginale mobile de suprafaţã se pot transforma în mici forme de relief, cu aspect de diguri sau de ramblee orientate în sensul deplasãrii limbii gheţarului (morene laterale), iar cele mediane interne şi de fund se pot opri, în parte, în unele nişe secundare de pe fundul vãii glaciare sau acolo unde le-a surprins procesul de ablaţie.

12.4. Gheţarii de calotă şi activitatea lor morfogenetică

12.4.1. Forme sculpturale

Sunt reprezentate prin fjeld-uri, fiorduri, nunatak-uri, roci vălurite, trepte si praguri striate, bazine de subsăpare etc.

Cele mai reprezentatice forme sunt fjeld-uri create prin procesele de exaraţie ale gheţarilor de calotă sau de platou. Ele seprezintă sub forma unor suprafeţe înalte, slab accidentate, situate la partea superioară a unor masive muntoase. În cuprinsul lor se dezvoltă si alte forme subordonate ca de ex. vălurări si proeminenţe cu contururi şlefuite (roches moutonnees); mici depresiuni ocupate de lacuri, mlaştini si turbării formate prin procese de tasare si subsăpare; martori

proeminenţi de eroziune glaciară de tipul mumatak-urilor în jurul cărora se formează, uneori, si trepte de exaraţie care reflectă variaţia masei de gheaţă, respectiv, a condiţiilor climatice. Pe suprafaţa stâncilor şlefuite sau a paturilor relicte de roci dure se pot recunoaşte diverse striaţii si alveole din care au fost desprinse si antrenate blocuri de diferite mărimi, la care se asociază procesesi forme periglaciare sau de altă natură, impuse de modelarea actuală.

Fjeld-uri întinse, însoţite de întregul ansamblu de microforme reliecte de exaraţie se întâlnesc în ţările scandinave, Pensinsula Kola, nordul Canadei, nordul Siberiei de Est.

Fiordurile reprezintă vechi văi glaciare fasonate de limbile de gheaţă (icestream-uri) ce se desprindeau si coborau din calotele de pe suprafeţele înalte, văi care după topirea gheţarilor au fost invadate de apele marine. În consecinţă fiodurile au profile transversale cu pereţi abrupţi si fundurile rotunjite, iar în lungul lor se găsesc numeroase praguri care alternează cu chiuvete adânci de subsăpare. La partea terminală a acestor golfuri sinuoase, uneori ramificate, cu lungimi de sute de kilometri s-au format impiortante acumulări de morene. În postglaciar, odată cu ridicarea generală a mărilor si oceanelor, acestea au fost acoperite de apă, fiind puse totuşi în evidenţă de ghirlande si aliniamente de mici insule. În faţa fiordurilor norvegiene, aceste amfiteatre morenaice,acum submerse, formează nişte praguri care permit pătrunderea în interior doar a apelor superficiale mai calde aduse se Curentul Atlanticului de Nord.

12.4.2. Formele de acumulare

Sunt reprezentate de: morenele de fund si morenele frontale. Morenele de fund, constituite din materiale eterogene cu grosimi variabile,

acoperă teritorii foarte largi, cu aspect de câmpii uşor vălurate pe cuprinsul cărora se individualizează blocuri eratice, drumlin-uri, kames-uri, esker-uri.

- blocurile eratice sunt fragmente mari de roci dure desprinse, transportate si depusede gheţari în regiuni cu alte particularităţi geologice decât ale celor de origine. Ex. blocuri granitice aduse de gheţarii pleistoceni din regiunile feno-scandice si depuse pe suprafeţele Câmpiei Germano-Polone.

- drumlin-urile sunt nişte coline morenaice orientate în sensul mişcării calotei de gheaţă, cu lungimi ce variază între 200 si 1000 m, lăţimi de 100 - 200 m si înălţimice ajung până la 40-50m. Au aspect de coline, cu o uşoară asimetrie în profil longitudinal. sunt separate de culoare si cuvete ocupate de lacuri si mlaştini. Sunt alcătuite din blocuri si fragmente grosiere de roci colţuroase.

- eskers-urile sunt tot coline morenaice, asemănătoare unor ramblee mai proeminente, cu orientare conformă cu deplasarea gheţarilor. Sunt asemănătoare drumlinurilor, dar se deosebesc de acestea prin aceea că sunt mai izolate unele de altele. Sunt constituite din nisipuri si pietrişuri bine rulate cu stratificaţie torenţială, transportate de cursurile de apă subglaciar sau interglaciare (origine fluvio-glaciară).

- kames-urile sunt forme cu aspect de movile sau de mici platouri joase, cu înălţimi obişnuite până la 5- - 60 m, diametre ce rar depăşesc 1 km si versanţi cu pante de 25 - 35º. Sunt alcătuite din nisipuri si nisipuri argiloase stratificate, care

iniţial s-au depus în lacurile formate în cuvetele de pe suprafaţa calotei glaciare. Prin topirea gheţii aceste depozite fluvio-lacustre s-au suprapus reliefului subglacial reprezentat în primul rând de morenele de fund.

Morenele frontale, cea de a doua categorie importantă a depozitelor gheţarilor de calotă, se datoresc acţiunii de răzuire si transport, marcând limita (marginea) înaintării masei de gheaţă în diferite faze si stadii glaciare. Astfel de morene frontale care se prezintă sub forma a două şiruri importante, distanţate la 20-25 km, poartă numele de salpauselka (în Finlanda si Karelia).

Depresiunile dintre morenele frontale se numesc pradoline, prezente pe câmpiile Germaniei, Poloniei, Finlandei.

Câmpiile fluvio-glaciare. Apele provenite din ablaţia gheţarilor continentali antrenează particule nisipoase si chiar prundişuri mărunte pe care le etalează sub forma unor conuri aluviale foarte întinse si plate în faţa frontului glaciar. Aceste acumulări lenticulare cu înlăţimi doar de câţiva metri peste nivelul suprafeţelor din jur se numesc sandre. Prin contopirea lor iau naştere câmpiile de sandre sau fluvio-glaciare.

Pe întinsul acestor câmpii se întâlnesc nişte microdepresiuni ale căror forme si diomensiuni ne amintesc de doline, dar care se numesc zolii. Geneza acestora este în legătură cu existenţa unor blocuri de gheaţă fosilă în substrat, acoperită de depunei morenaice si care ulterior s-a topit.

13.1. Procesele periglaciare

A) Acţiunea îngheţ-dezgheţului - unul dintre cele mai frecvente procese din zonele periglaciare este îngheţ - dezgheţul, prin care se ajunge la distrugerea reţelei de minerale ce formează structura rocilor compacte, transformându-le în fragmente din ce în ce mai mici. Aceasta depinde şi de intensitatea gerului, precum şi de structura rocii, natura cimentului etc. De obicei, rocile masive puternic cimentate reflectă mai bine acest proces. Procesul complex de acţiune a îngheţ - dezgheţului în dezagregarea rocilor se numeşte gelifracţie, iar materialele de dezagregare rezultate se numesc gelifracte. În masivele muntoase care au fost sau sunt în zona de îngheţ veşnic, astfel de formaţiuni ocupă întinse suprafaţe de versanţi şi formează aşa-numitele câmpuri de blocuri, iar pe pantele abrupte, adevărate curgeri de pietre, de unde denumirea de râuri de pietre.

Fenomenul geomorfologic cel mai important determinat de aceste procese îl constituie retragerea versanţilor (în sensul deplasării abrupturilor spre partea superioară a versanţilor) până la intersecţia versanţilor opuşi ai unei culmi muntoase, situaţie când culmea ia pentru început aspectul unei creste ascuţite, apoi se transformă într-un aliniament de înălţimi izolate cu aspect de relief ruiniform (turnuri, stânci bizare etc.).

Cercetările efectuate în diferite părţi ale globului asupra retragerii abrupturilor de gelifracţie arată un ritm de distrugere de până la 0,7 – 1 mm/an, iar valoarea medie se estimează la 0,3 – 0,6 mm/an.

B) Procese de crioturbaţie - în domeniul periglaciar, procesele de crioturbaţie sunt responsabile de cele mai importante şi complexe morfologii tipice acestor regiuni. Crioturbaţia (grecescul cryos- rece, latinul turbare - deranjare) este

ansamblul deranjamentelor şi deplasărilor materiei ce au loc în sol, scoarţa de meteorizare sau în roci neconsolidate sub efectul îngheţ-dezgheţului. Procesele de crioturbaţie includ elevaţia periglaciară şi împingerea laterală, fisurarea datorită îngheţului, gelicreep-ul, gelifluxiunile etc., acţiunea acestora ducând la apariţia terenurilor cu desene periglaciare sau terenuri structurate (patterned ground), a cutărilor regulate (involuţii, plicaţii), a lobilor de gelifluxiune etc.

a) Elevaţia periglaciară (frost-heaving) şi împingere laterală periglaciară (frost thrusting) sunt două tipuri de procese care se referă la mişcarea pe verticală (frost-heaving) sau pe orizontală (frost thrusting) a particulelor minerale ca urmarea a îngheţului din sol (şi în principal a formării gheţii de segregaţie). Predominant este procesul de elevaţie periglaciară (frost-heaving) în care domină mişcarea pe verticală a particulelor minerale supuse presiunii criostatice, cum mai este denumită presiunea generată de îngheţ; deplasarea se face fie pe planuri de îngheţ, determinate de migrarea apei, fie pe planuri create de diferenţele de densitate a materialelor supuse îngheţului. În general, se evidenţiază bine când fragmentele de rocă de dimensiuni mai mari sunt prinse într-o matrice fină. Aceasta permite o mai uşoară deplasare a fragmentelor grosiere, care pot atinge dimensiunile unor bolovani, şi o redresare a lor cu axa mare pe verticală. Acest fenomen constituie explicaţia a numeroase cazuri de "scoatere" din sol a unor piloni de poduri construite în zonele permafrostului. Adesea, în numeroasele deschideri din terenurile care au fost supuse îngheţului din zona permafrostului, dar care astăzi nu se mai află în astfel de condiţii, pot fi identificate deformări tipice ale depozitelor, ce descriu linii curbe ale traseului liniilor de stratificaţii. Acestea sunt denumite involuţii şi se formează în procesul genezei gheţii de segregaţie, ca efect al presiunii stratului de gheaţă de la partea superioară a molisolului (stratul activ) şi a permafrostului.

b) Procese de fisurare datorate îngheţului (frost cracking) - prin acest proces la suprafaţa terenurilor apar o serie de deschideri (crăpături) datorate contracţiei termice la temperaturi mai mici decât cele de îngheţ. Se consideră că apariţia reţelelor de fracturi poligonale se datorează, în principal, acestui proces, cu toate că forme similare se pot forma şi ca urmare a altor procese. Poligoanele de fisuri datorate îngheţului au, în mod obişnuit, lăţimi de 5 - 30 m observându-se că distanţa caracteristică dintre acestea este de 2 - 3 ori adâncimea fisurii.

c) Gelicreep-ul (frost-creep) - la fel ca şi celelalte tipuri de creep, reprezintă procesul de deplasare lentă şi individuală a particulelor ca rezultat al schimbărilor de volum de la nivelul solului şi sub influenţa gravitaţiei. Se deosebeşte de celelalte tipuri de creep prin faptul că îngheţ-dezgheţul este responsabil de apariţia ciclurilor contracţie-dilatare. Iniţial, particulele individuale de sol sunt "ridicate" perpendicular pe suprafaţa terenului. În timpul dezgheţului acestea sunt afectate numai de gravitaţie şi au o mişcare pe un traseu aproximativ paralel cu panta versantului. Odată cu apariţia îngheţului, datorită fenomenului de contracţie, particulele pot să se deplaseze pe o direcţie verticală, de sens contrar primei, de unde şi denumirea de mişcare retrogradă.

d) Solifluxiunea - termenul de solifluxiune a fost folosit pentru prima dată pentru a descrie deplasarea lentă a părţii superficiale a unui sol supraumezit. Deoarece în definirea acestui proces nu există şi elemente de restricţie climatică s-a

propus termenul de gelifluxiune (Bauling, 1957) care se referă la deplasarea solului pe un substrat îngheţat. Procesul de solifluxiune este mult mai activ în zona îngheţului peren, deoarece apa rezultată prin dezgheţarea stratului activ nu poate pătrunde dincolo de limita superioară a permafrostului. În timpul verii solul este supraumezit ceea ce face să se comporte ca un fluid vâscos. În asemenea condiţii materialele pot să se deplaseze chiar pe pante mai mici de 1°, dar mişcarea maximă se înregistrează pe pante cuprinse între 5° - 20° (peste această valoare a pantei solul se drenează mult mai repede).

C) Nivaţia (acţiunea zăpezii)Nivaţia constituie un proces complex caracteristic zonelor cu îngheţ veşnic şi,

îndeosebi, ariilor montane şi are loc ca o "acţiune totală" exercitată de zăpadă şi firn, de la eroziunea mecanică, la cea chimică, apoi la transport şi acumulare, toate cu efecte foarte importante în morfologia terenurilor. Printre cele mai importante procese geomorfologice pe care le realizează zăpada se numără acţiunea de "conducere" a formării abrupturilor de gelivaţie şi procesul de transport prin intermediul avalanşelor. Acţiunea de transport a zăpezii este cel mai bine reliefată de avalanşe. Acestea sunt procese mecanice care apar pe versanţii înzăpeziţi, de regulă la obârşia unor torenţi unde s-au acumulat importante cantităţi de zăpadă. De altfel, ca şi torenţii, au o zonă de alimentare sau de plecare (un bazin de recepţie), apoi un culoar central de deplasare şi o zonă de debuşare sau de împrăştiere. Condiţiile favorabile de formare sunt: un strat gros de zăpadă pe marginea superioară a unui abrupt, un plan de alunecare pe o crustă îngheţată de zăpadă din perioadele anterioare sau, în unele situaţii, îmbibarea cu apă şi creşterea greutăţii zăpezii în urma topirilor ori a ploilor care produc un dezechilibru.

Volumul de zăpadă pus în mişcare poate fi enorm, din care cauză are efecte dezastruoase pentru păduri, căi de comunicaţii sau alte construcţii.

12.2.2. Forme de relief periglaciare

12.2.2.1. Desene periglaciare (patterned ground)

Regiunile periglaciare sunt adesea caracterizate de prezenţa aranjamentelor specifice a materialelor la suprafaţa terenurilor sub forme geometrice distincte. Acestea sunt cunoscute, în general, sub denumirea de desene sau figuri periglaciare (patterned ground) şi includ forme de tipul poligoanelor, cercurilor, benzilor etc. În literatura geomorfologică românească toate aceste forme sunt reunite sub denumirea de soluri poligonale.

Poligoanele . Se dezvoltă, în general, pe suprafeţe netede, aproape orizontale. Poligoanele sortate sunt conturate de segmente drepte, alcătuite din pietre, care înconjoară partea centrală formată din materiale mai fine. Diametrul poligoanelor variază de la câţiva centimetri până la peste 10 m şi apar mai mult grupate decât individuale. Dimensiunile pietrelor care marchează limitele cresc direct cu mărimea poligoanelor şi descresc cu adâncimea.

Poligoanele nesortate se diferenţiază de cele sortate prin următoarele elemente: (i) acestea nu mai sunt delimitate de fragmente de rocă, ci de o reţea de fisuri care

împrejmuiesc o zonă centrală bombată. Uneori, datorită presiunii exercitate de gheaţa din aceste fisuri, marginile poligoanelor sunt mai ridicate decât partea centrală; (ii) dimensiunile sunt considerabil mai mari decât a tipurilor sortate, adesea depăşind 100 m în diametru; (iii) pot să apară şi pe versanţi cu o înclinare de până la 31°. Poligoanele nesortate sunt adesea asociate cu reţelele de pene de gheaţă. Poligoanele de pietre apar mai ales în arealul permafrostului sau cu un sezon rece extrem de aspru, unde alternanţa îngheţ-dezgheţ a provocat deplasări diferenţiale ale particulelor, scoţând la suprafaţă pe cele mai grosiere şi deplasându-le prin triere spre periferia poligoanelor de sol.

Cercurile . Cercurile sortate au o bordură din pietre de formă circulară, iar diametrul acestora poate fi de la câţiva centimetri până la mai mulţi metri. Ca şi în cazul poligoanelor, mărimea fragmentelor de rocă este în strânsă corelaţie cu dimensiunea cercului şi descreşte cu adâncimea. Spre deosebire de poligoane, cercurile pot apărea grupate sau singulare. Cercurile nesortate se caracterizează prin absenţa de la periferie a materialelor grosiere, acestea fiind delimitate, adesea, de vegetaţie care înconjoară partea centrală, alcătuită din materiale mai fine. Apar izolate sau grupate şi au dimensiuni tipice între 0,5 - 3 m. Se întâlnesc atât în zonele polare cât şi în cele alpine, prezenţa acestora nefiind limitată doar la arealul permafrostului. Urdea (2000) prezintă un caz excepţional de cerc de pietre pe platoul situat la sud de Vf. Valereasa, Retezat. Cu un diametru de 18 - 20 m, inelul este format din gelifracte dispuse oarecum haotic, dar majoritatea pe cant, care închid în interior o suprafaţă înierbată de 4,3 m diametru.

Reţele periglaciare (nets). Termenul de "reţea" (nets) a fost introdus de Washburn (1956) pentru a denumi acele grupuri de desene priglaciare ale căror "ochiuri" nu sunt nici circulare, nici poligonale. Apar, în general, pe suprafeţe aproape orizontale. Reţelele sortate constituie tipuri intermediare ale cercurilor şi poligoanelor sortate şi au o bordură formată din elemente mai grosiere care înconjoară materiale mai fine. De asemenea, reţelele nesortate apar ca forme intermediare între cercurile şi poligoanele nesortate (nu au periferia alcătuită din pietre).

Un tip particular de reţea nesortată cu "ochiuri" sub forma unor movile acoperite de vegetaţie îl constituie muşuroaiele înierbate (earth hummocks – engleză; thufur – islandeză, marghile – română). În studiul realizat de Urdea (2000) pentru Munţii Retezat se arată că aceste microforme apar pe suprafeţe plane sau uşor înclinate (maximum 10 - 12°), în general la peste 1800 m. Dimensiunile lor ating 40 - 50 cm înălţime şi 60 - 90 cm în diametru, având forma unor calote circulare sau uşor eliptice, acoperite cu Sphagnum, Polytrichum, Carex curvula, Nardus stricta, Festuca supina şi mai rar Vaccinium.

Terasetele, treptele (steps). Terasetele sortate (terasete împrejmuite de pietre - stone-banked terraces; ghirlande de pietre – stone garlands) au forma unor trepte, cu o sortare crescândă a pietrelor care înconjoară materialele mai fine, înspre marginea din avale. Acestea apar, de regulă, grupate. De obicei, au lăţimi de 1 – 3 m, cu contururi paralele între ele, iar lungimea înspre avale în jur de 10 m. În partea dinspre avale a acestor terasete grosimea materialelor grosiere de la periferie este mult mai mare formând adevărate taluzuri de formă convexă (fig. 12.22.a.).

Terasetele nesortate (turf-banked terraces) sunt, de asemenea, de forma unor trepte, însă nu mai au marginile înconjurate de pietre ci de vegetaţie (fig. 12.22.c.).

Benzile (stripes). Sunt aliniamente de pietre, vegetaţie sau soluri pe versanţi cu o înclinare mai mare decât în cazul celorlalte forme. Tipurile sortate (solurile striate) sunt de forma unor benzi de pietre separate de fâşii cu materiale mai fine sau de vegetaţie.

B) Pingo Pingo sunt movile de formă conică, mai mult sau mai puţin asimetrice, cu o

baza circulară sau ovală, având diametrul de mai multe sute de metri şi o înălţime ce ajunge la 50 - 60 m, uneori chiar mai mult. Termenul de pingo (ceea ce în limba eschimoşilor înseamnă formă conică) a fost introdus pentru prima dată de Porsild în 1938, după care a fost larg utilizat în literatura occidentală. În literatura rusă se utilizează mai des termeni precum naledii, bugors, bolguniak sau hidrolacoliţi (cu dimensiuni mult mai reduse). Din punct de vedere genetic se deosebesc două tipuri de pingo: în sistem închis sau tip Mackenzie, corespund zonelor de agradare a permafrostului continuu, slab drenate şi deci cu un exces de umiditate; în sistem deschis sau est-groelandez asociat cu degradarea permafrostului discontinuu.

C) Palsas-urile Termenul de palsas a fost introdus în literatura ştiinţifică după 1910 pentru a indica formele pozitive (sub formă de movile circulare sau alungite) apărute în turbării, ca urmare a dezvoltării în sol a gheţii de segregaţie. Însă, asemenea forme au fost observate şi în regiunile lipsite de un strat de turbă sau cu unul foarte subţire, de aceea se pot deosebi palsas minerale şi organice. În concluzie, palsas-urile, care apar îndeosebi în regiunile cu permafrost discontinuu, se diferenţiază de pingo prin prezenţa cuverturii organice şi a gheţii de segregaţie în sol.

D) Termocarstul Prin noţiunea de termocarst, introdusă în 1932 de Ermolaev, se înţeleg acele

procese de formare, prin surpare sau coborârea suprafeţei terenului, în general, a unor excavaţii, ca efect al schimbărilor termice din sol sau al topirii gheţii de la partea superioară a permafrostului. În linii mari, este vorba de depresiunile ce se formează prin topirea gheţii din sol. Cele mai frecvente forme de termocarst au ca punct de plecare topirea reţelei de pene de gheaţă. Fenomenul se produce atât pe suprafeţe plane relativ orizontale, dar şi pe versanţii care au o înclinare mai redusă; pe versanţi însă, rolul principal în declanşarea producerii carstului termic îl are denudaţia, care duce la o permanentă deplasare în adâncime a stratului activ, în sensul că eroziunea părţii superioare este compensată prin coborârea bazei sau a suprafeţei de contact cu permafrostul. Unii specialişti vorbesc chiar de "văi termocarstice" pe versanţi, procese produse în principal prin alunecarea gheţii din sol.

Pe suprafeţele relativ plane se formează uneori depresiuni denumite termodepresiuni, umplute, în marea lor majoritate, cu apă în acest caz purtând numele de termolacuri sau lacurile de topire (thaw lakes). Acestea sunt cele mai răspândite "rezultate" ale termocarstului şi unele dintre cele mai caracteristice forme din mediul periglaciar. Cele mai multe au mai puţin de 5 m adîncime şi o lăţime care depăşeşte rar 2 km. Originea acestor lacuri este pusă în legătură cu topirea permafrostului care conţine un volum de gheaţă mult mai mare decât

volumul porilor din sol. Prin topire se produce subsidenţa depozitelor cu apariţia unor depresiuni mici care sunt umplute de apă. Aceste forme apar mai ales în regiunile cu un drenaj foarte slab şi au o existenţă de numai câteva sute de ani, pentru că se colmatează repede, după care sunt acoperite cu turbă. Termonişele (thaw slumps) reprezintă cavităţi de formă semicirculară (pe versanţi sunt orientate spre avale), apărute ca urmare a dezvelirii maselor de gheaţă care sunt supuse apoi dezgheţului. Expunerea maselor de gheaţă se realizează prin eroziunea laterală a râurilor sau în urma mişcărilor în masă declanşate pe versanţi. În timpul verii datorită dezgheţului se produce o supraumezire a materialele care acoperă masa de gheaţă propice apariţiei deplasări de tipul curgerilor de noroi sau solifluxiuni. Prin topirea acestor sâmburi de gheaţă se formează termonişele ale căror abrupturi de obârşie pot depăşi uneori 8 m înălţime, şi având o rată de retragere, în unele cazuri, de peste 7 m/an.

Termocircurile (thermocirques) sunt forme la scară mare ale termonişelor care apar atunci când în procesul de retragere a versanţilor sunt intersectate pene de gheaţă. Prin topirea poligoanelor de pene de gheaţă poate apărea o reţea de canale liniare sau poligonale (văi) care înconjoară o înălţime centrală.

Termodepresiunile de dimensiuni mai mari (3 - 40 m adâncime şi 100 m - 150 km lăţime) sunt denumite alas-uri. Acestea sunt forme complexe care apar ca urmare a schimbărilor climatice sau a producerii unor importante modificări la suprafaţa terenurilor cum ar fi, de exemplu, incendiile de mari proporţii. Perturbarea condiţiilor de mediu are drept rezultat degradarea permafrostului, proces care contribuie la coborârea suprafeţei terenului, apariţia lacurilor şi pingo.

Într-o fază incipientă a degradării permafrostului apar o serie de movile acoperite cu vegetaţie denumite baidjarakh-uri, înconjurate de porţiuni mai joase care corespund penelor de gheaţă din sol. O eventuală fuzionare a alas-urilor individuale duce la formarea văilor tip alas care pot să atingă mai mulţi kilometri lungime. Formele de acest tip sunt caracteristice, mai ales, pentru Iakuţia centrală unde condiţiile particulare sunt foarte favorabile dezvoltării alas-urilor. Se estimează că în Pleistocen pe circa 40 - 50 % din suprafaţa acestei regiuni peisajul cu alas-urile era predominant.

12.2.2.3. Forme periglaciare asociate proceselor de versant

Spre deosebire de desenele periglaciare (poligoane, cercuri etc.) care constituie, în primul rând, rezultatul procesului de îngheţ, formele care urmează să fie tratate în acest capitol, apar acolo unde predomină procesele de transport. Asta nu înseamnă că acţiunea îngheţului este absentă. Dimpotrivă, procesele de îngheţ-dezgheţ constituie "preludiul" necesar declanşării mişcărilor în masă şi, probabil, aceste două categorii de procese acţionează simultan la realizarea formelor finale.

A) Formele datorate gelifluxiunilor Includ terasetele, lobii, "râurile" şi pânzele de solifluxiune. Această mare

varietate de forme, rezultate în urma proceselor de gelifluxiune, se datorează diferenţelor texturale, umezeală şi de pantă ale versaţilor pe care apar. Pânzele de gelifluxiune (gelifluction sheets) apar sub forma unor suprafeţe aproape netede, cu o pantă redusă (sub 10°), având fruntea sub forma unei trepte mai puţin evidente

decât în cazul teraselor de solifluxiune (gelifluction benches) la care atinge 20 – 100 cm înălţime. Terasetele se prezintă ca trepte cu lungimi de câţiva zeci de metri şi lăţimi de 1 – 1,5 m, rezultate în urma proceselor de gelifluxiune pe versanţi cu o înclinare sub 15°. Pe versanţii cu o pantă mai mare (10° – 20°) caracteristici sunt lobii de gelifluxiune (gelifluction lobes), sub aspectul unor limbi alungite de materiale, cu o lăţime cuprinsă între 30 – 50 m. Pentru formele mult mai alungite se utilizează denumirea de "râuri" de gelifluxiune (gelifluction streams) a căror frunte, ca şi în cazul lobilor, au o înălţime cuprinsă între 1 – 6 m, fiind supusă adesea proceselor de eroziune. Depozitele de gelifluxiune sunt, în general, slab sortate, însă în anumite situaţii se poate observa şi o stratificaţie incipientă. Clastele angulare sunt, în mod obişnuit, orientate cu axa mare paralel cu direcţia mişcării.

B) Câmpurile de blocuri În majoritatea tratatelor de specialitate, formele de acumulare ale gelifractelor

sunt reunite sub denumirea de câmpuri de blocuri (blockfields, în engleză; felsenmeer, în germană), cu toate că termenul original se referă strict la suprafeţele slab înclinate pentru care mişcările în masă sunt nesemnificative. Autorii respectivi (Washburn, 1973; Ritter, 1982, Summerfield, 1997) consideră că indiferent de poziţia acestor depozite (pe versanţi, la baza acestora sau pe suprafeţele relativ plane) sau de faptul că sunt ori nu afectate de procesele de mişcare în masă se poate utiliza denumirea generică de câmpuri de blocuri.

Gelifractele rezultate prin dezagregarea rocilor în urma acţiunii îngheţ-dezgheţului sunt antrenate în mişcări cu viteze diferite, în funcţie de panta terenurilor. Astfel, deplasările pot fi lente, "piatră cu piatră", fenomen cunoscut sub denumirea de rock-creep sau pot fi violente, prin rostogolire, însă tot "piatră cu piatră". Rezultatul final al acestor procese de deplasare se concretizează printr-o mare varietate de forme de acumulare pe versanţi sau la baza acestora, cunoscute sub denumirea de versanţi de blocuri, râuri de pietre, câmpuri de blocuri, conuri sau trene de grohotiş, pânze de grohotiş etc.

Atunci când versanţii sunt acoperiţi în proporţie de cel puţin 50 % cu blocuri colţuroase cu dimensiuni cuprinse între 1 şi 3 m (sau chiar mai mari), se vorbeşte de aşa-numiţii versanţi de blocuri (block slopes). În cazul râurilor sau torenţilor de pietre, materialele dezagregate se concentrează de-a lungul unor aliniamente longitudinale sau jgheaburi umplute în totalitate, fiind caracteristice, la fel ca şi prima categorie, versanţilor mai puţin înclinaţi (5° – 6°). În unele situaţii, ca urmarea a densităţii crescute a râurilor de pietre, versantul capătă aspectul unor panglici de gelifracte, dispuse aproape paralel. Deplasarea gelifractelor este datorată în cea mai mare parte proceselor de gelifluxiune şi creep, dovada acestor mişcări fiind dată de orientarea blocurilor cu axa mare spre avale. Fragmentele de rocă, de mari dimensiuni, care se deplasează lent şi intermitent pe versanţii cu o înclinare redusă, poartă denumirea de blocuri glisante. Acumulările de fragmente colţuroase de roci de la baza versanţilor poartă denumirea de grohotişuri. Mărimea acestor depozite, ca şi a elementelor constituiente, depinde de caracteristicile petrografică şi structurale ale ariei sursă, de condiţiile climatice care condiţionează intensitatea ciclurilor gelive etc. Fragmentele de rocă sunt dispuse în funcţie de forma şi volumul lor, de condiţiile iniţiale (în primul rând topografia) şi ulterioare acumulării acestora (de exemplu, pot fi afectate de o gelifracţie secundară, de procesele de

nivaţie, de scurgere etc.). De regulă, blocurile cele mai mari sunt dispuse la partea inferioară a acumulărilor, iar cele mai fine spre partea superioară şi mai ales către partea centrală ca urmare a proceselor de fragmentare şi resortare ulterioare. Blocurile cele mai mari se află situate la o anumită distanţă faţă de masa principală. În adâncime, granulometria depozitelor devine din ce în ce mai fină datorită proceselor de dezagregarea in situ a fragmentelor mari şi a antrenării particulelor mici de către apa de infiltraţie. Se pot distinge trei tipuri principale de acumulări de grohotiş; o masă neuniformă de gelifracte, acolo unde procesul este la început sau are o mai mică intensitate; conuri de grohotiş situate la capătul unor jgheaburi de canalizare a fragmentelor de rocă; trene continui de astfel de conuri denumite taluzuri de grohotiş. Cele mai însemnate acumulări de grohotişuri se întâlnesc în vechile zone periglaciare unde, alături de cele pleistocene fixate de sol şi vegetaţie, apar şi grohotişuri actuale, mobile.

C) Gheţarii de pietre ( rock glaciers ) Reprezintă acumulări de fragmente de rocă colţuroasă (care pot depăşi

diametre de 3 m), în amestec cu gheaţă şi zăpadă şi se aseamănă ca formă cu gheţarii de mici dimensiuni. În mod obişnuit, gheţarii de pietre se pot clasifica în funcţie de două criterii: după aspectul în plan se disting gheţari de pietre sub formă de limbă şi de tip lobat; prezenţa sau absenţa gheţii în interiorul masei de gelifracte permite separarea în două grupe: gheţari de pietre activi şi inactivi (fosili).

Gheţarii de pietre sub formă de limbă sunt dispuşi pe văi, ale căror obârşii sunt reprezentate de fostele circuri glaciare, de unde şi forma externă asemănătoare cu a gheţarilor de vale propriu-zişi. În schimb, cei de formă lobată sunt mult mai scurţi, dar cu o extindere mai mare în suprafaţă şi se dezvoltă pe versanţii care prezintă abrupturi furnizoare de materiale în partea superioară. Gheţarii de pietre din prima categorie au lungimi de la câteva sute de metri până la peste 1 km, iar lăţimile variază în funcţie de cele ale văii pe care se canalizează (mai ales în partea superioară, pentru că în partea inferioară se răsfiră pe mai multe zeci de metri). Gheţarii de pietre activi se întâlnesc în regiunile polare şi subpolare precum şi în munţii înalţi de la latitudini medii. Gheţarii de pietre inactivi sau fosili au o răspândire mare în actualele regiuni temperate care au funcţionat în trecut ca zone periglaciare (de exemplu, în Carpaţi au funcţionat în Pleistocen între 1500 - 1800 m altitudine). În ţara noastră, cercetări detaliate asupra acestui fenomen au fost realizate de Urdea (2000) în Munţii Retezat, unde au fost identificaţi 93 de gheţari de pietre.

D) Depozitele de versant stratificate Sunt rezultatul conjugării acţiunii proceselor de gelifracţie, gelifluxiune,

fluvio-denudaţionale (curgere în suprafaţă, şiroire) şi uneori a celor eoliene. În această categorie se includ grézes-litées-urile şi depozitele de versant ritmic stratificate (litage periodique).

Grézes-litées-urile sau rostogolirile ordonate apar la baza versanţilor cu înclinare mică, fiind formate dintr-o succesiune de strate mai fine cu unele mai grosiere, cel mai adesea cimentate (pentru stratele mai grosiere fracţiunile mai mici de 0,5 mm deţin o pondere foarte mică). Grosimea unui astfel de strat variază de la câţiva centimetri la 20 - 25 cm, variaţiile apărând dinspre partea din amonte înspre cea din aval. Aria sursă a materialelor componente ale grézes-litées-urilor o

constituie, în majoritatea cazurilor, substraturile calcaroase (de aceea, cele mai tipice forme sunt alcătuite din nisipuri calcaroase), însă şi o întreagă altă gamă de roci pot sta la originea particulelor care alcătuiesc aceste depozite, cum ar fi: roci vulcanice (Groenlanda şi Anzii Chilieni), gnaise şi micaşisturi (Anzii Venezuelei, Germania), şisturi cristaline (Masivul Central Francez, Ţara Galilor) etc. În ceea ce priveşte geneza acestor depozite, cel mai adesea, sunt invocate două ipoteze: (i) ipoteza crionivală - conform căreia punerea în loc a stratelor succesive (cicloteme) se datorează şiroirilor pe un substrat îngheţat care apar după topirea zăpezii. Alternanţa de strate cu granulometrie mai fină sau mai grosieră constituie rezultatul aportului diferenţiat; (ii) ipoteza acţiunii conjugate a proceselor de gelifluxiune şi a celor de scurgere - benzile cu materiale mai fine sunt opera gelifluxiunilor care apar după dezgheţul părţii superficiale ale solului. Partea superioară a stratelor cu o granulometrie mai fină poate fi îmbogăţită cu materiale argiloase prin şiroire. Stratele mai grosiere se formează prin spălarea şi evacuarea de către apele de şiroire a particulelor cele mai mici de la partea superioară a benzilor mai fine.

Depozitele de versant ritmic stratificate (litage periodique) se deosebesc de grézes-litées- uri prin faptul că sunt mult mai grosiere şi necimentate. Iau naştere la baza versanţilor văilor în condiţiile unui permafrost foarte aproape de suprafaţă, situaţie în care materialele recent acumulate sunt protejate împotriva îndepărtării totale prin ablaţie. Formarea acestor depozite este pusă pe seama gelifluxiunilor, a scurgerilor în suprafaţă şi a vântului. În multe cazuri apar ca adevărate glacisuri de acumulare, alcătuite din strate etajate cu o regularitate mai mare sau mai mică.

E) Forme crionivale. La baza abrupturilor se acumulează întotdeauna mai multă zăpadă care se

menţine un timp mai îndelungat; aceasta, prin îngheţare, se comportă ca o suprafaţă de gheaţă veritabilă care înlesneşte alunecarea gelifractelor care se desprind din abrupt ca urmare a variaţiilor de temperatură.

Gelifractele se acumulează la prima schimbare de pantă unde covorul de zăpadă este discontinuu şi se formează un "val" de depozite, asemenea unor morene glaciare. Suprafaţa aflată sub zăpadă rămâne practic neutră din punct de vedere al dinamicii şi între abruptul de gelifracţie şi acumularea de grohotişuri se formează o excavaţie asimetrică (versantul dinspre abrupt este mai lung), constituind o formă denumită nişă de nivaţie (scochină) (fig. 12.28.).

Grohotişurile acumulate la partea inferioară a nişei nivale au forma unor adevărate arcuri de cerc, care, văzute în plan, se aseamănă cu nişte potcoave, de unde şi denumirea de potcoave nivale (morene nivale). Într-o fază avansată de evoluţie a acumulărilor de grohotiş şi de stagnare multianuală a zăpezii, are loc şi o deplasare a masei depozitelor sub efectul mişcării zăpezii prin aşa-numitul fenomen de deplasare lentă sau snow-creep.

12.2.2.4. Terasele de crioplanaţie şi criopedimentele

Terasele de crioplanaţie (cunoscute sub denumirea de terase de altiplanaţie sau terase goletz) sunt suprafeţe cu înclinări mici (câteva grade) care apar pe culmile montane sau la partea superioară a versanţilor ca urmare a retragerii abrupturilor, în principal, datorită proceselor de îngheţ-dezgheţ.

Criopedimentele sunt forme similare dar, care se dezvoltă la baza versanţilor. În apariţia acestor forme un rol de bază îl joacă petrografia şi structura depozitelor constituiente ale versanţilor, prin faptul că cele mai tipice terase se dezvoltă acolo unde apar alternanţe de roci cu grad de gelivitate diferit sau în zonele în care stratele sunt aproape orizontale. Podurile acestor terase pot avea lăţimi de la 10 m la 2 km, în unele cazuri chiar peste 10 km.

Frontul sau taluzul are înălţimi de până la peste 70 m şi o înclinare de 30° sau mai mult acolo unde sunt acoperite cu gelifracte şi aproape de 90° unde este expusă roca in situ. Terasele pot fi acoperite de o cuvertură groasă de gelifracte sau pe suprafaţa lor pot să apară cercuri, poligoane de pietre etc. În evoluţia acestor forme se pot distinge mai multe stadii.

Conform modelului prezentat în această figură, dezvoltarea teraselor de crioplanaţie începe prin apariţia unor nişe de nivaţie sau a unor mici trepte asociate zonelor de acumulare a zăpezii. Procesele de nivaţie în combinaţie cu cele de îngheţ-dezgheţ contribuie la retragerea abrupturilor nişelor, materialele rezultate fiind transportate de la baza acestora prin intermediul gelifluxiunilor şi a scurgerilor în suprafaţă. Retragerea continuă a abrupturilor pe toate laturile va duce la detaşarea unor martori de eroziune, pe fondul unor suprafeţe slab înclinate. Criopedimentele se dezvoltă, probabil, prin aceleaşi mecanisme, cu excepţia că în acest caz scurgerea în suprafaţă deţine un rol mult mai mare în transportul gelifractelor decât gelifluxiunile. Un model asemănător prezintă şi Ichim (1973) în Munţii Călimani, în zona platourilor Rătitiş şi Drăguş.

13.1. RELIEFUL EOLIAN

13.1.1.No ţ iuni generale

Activitatea eoliană este efectivă numai în arealele lipsite complet de covor vegetativ şi materialul de suprafaţă este numai ocazional umed. Cele mai importante asemenea zone sunt regiunile aride ale lumii, dar şi zonele de ţărmuri, terenurile nude (în special unde măsurile de protecţie a solului sunt slabe) şi în câmpiile fluviale cu albii în migrare, în special în jurul marginilor gheţarilor şi calotelor glaciare. În asemenea medii procesele eoliane pot juca un rol important în evoluţia reliefului, iar în marile deşerturi ale lumii vântul este cel mai important agent geomorfologic.

Deoarece cea mai importantă parte a reliefului creat de vânt se află în deşerturile fierbinţi ale lumii, ne vom ocupa în mod special de acestea. Formele eoliene care se formează în mediile costiere sau periglaciare sunt abordate la capitolele respective.

13.1.2. Relieful de eroziune eoliană

13.1.2.1. Eroziunea eoliană (deflaţia şi coraziunea)

Eroziunea eoliană se caracterizează prin două principale procese: deflaţia şi coraziunea. Deflaţia e ste acţiunea de spulberare şi sortare a particulelor de la suprafaţa

terenurilor cauzată de vânt. Deşerturile fierbinţi ale lumii sunt o sursă majoră de praf atmosferic. Se estimează că între 130 şi 800 megatone de material este spulberat anual de pe continente prin deflaţie, iar Sahara contribuie singură cu 60 - 200 megatone de praf. Deflaţia este un proces concentrat spaţial şi temporar. Chiar în regiunile aride el este restrâns la zone de favorabilitate. O mare parte din materialul deflat în fiecare an este transportat în timpul marilor furtuni de praf care de obicei ţin câteva zile.

Coraziunea sau abraziunea eoliană este acţiunea de lovire a rocilor sau ale altor suprafeţe de particulele transportate de vânt. Ea se resimte mai ales în vecinătatea solului, deoarece încărcătura de nisip este aici maximă. La peste 2 m de suprafaţă coraziunea devenind aproape nulă.

13.1.2.2. Forme de eroziune eoliană

A) Forme de eroziune datorate deflaţieiDeşi eroziunea eoliană poate fi activă pe câmpiile aluviale şi pe plaje, formele

de eroziune sunt rareori păstrate în asemenea medii din cauza distrugerii lor de către acţiunea fluvială sau a valurilor. Numai în regiunile aride unde alţi agenţi erozionali sunt mai puţin importanţi, formele de eroziune eoliană sunt abundente. O mare parte a deşerturilor este acoperită de aşa-numitul pavaj de deflaţie, format din elemente de rocă mai grosiere care depăşesc competenţa vântului şi rămân astfel pe loc

Asemenea întinderi spulberate de vânt poartă în Sahara numele de reg iar în Australia numele de giber plains. Cele mai tipice ocupă vechi câmpii fluviale acoperite cu o pătură subţire de nisipuri grosiere sau pietrişuri, care cu timpul sunt lustruite şi acoperite de o pojghiţă superficială de oxizi de fier sau magneziu (patină deşertică).

Tot în categoria pavajelor de deflaţie pot fi încadrate şi unele forme oarecum asemănătoare reg-urilor, cum ar fi: sai-urile din deşertul Tarin, care corespund unor câmpii piemontane formate

din pietrişuri grosiere, lustruite de vânt şi din care materialul fin a fost spulberat;

hamadele din Sahara, vechi suprafeţe de eroziune sau platouri structurale de pe care deflaţia spulberă cuvertura de sfărâmături fine, rămănând doar un pavaj de pietriş grosier;

serir - urile din platourile calcaroare ale deşertului Libiei.

B) Forme de eroziune datorate coraziuniiB1) Microforme O trăsătură caracteristică suprafeţei deşerturilor de piatră este prezenţa unor

pietre numite ventifacte, care variază în dimensiune de la pietriş la blocuri. Ventifactele au două caracteristici comune: prima, suprafaţa lor este faţetată şi, a doua, acestea sunt şlefuite. Bucăţile de rocă, prea grele pentru a fi mişcate de vânt, sunt polizate pe direcţia vântului în unghiuri de 30 - 60o.

Ventifactele pot avea o faţetă, două sau mai multe. O categorie obişnuită în Sahara are trei faţete şi se numeşte dreikanter (din cuvîntul german: trei feţe). Coraziunea a mai multor faţete ar indica faptul că au existat mai multe direcţii ale vântului. Or, studiile experimentale au arătat că ventifactele pot fi formate în principal de vânturile unidirecţionale. În acest caz coraziunea are loc simultan pe toate feţele, pe măsură ce particulele de praf sunt transportate în vârtejuri în direcţia curgerii. Ventifactele sunt apoi rostogolite într-o nouă poziţie şi procesul de şlefuire are loc pe altă faţetă.

B2) Mezoforme În această categorie sunt o varietate de forme canelurate şi microdepresiuni cu

dimensiuni de zeci până la sute de metri. Cele mai caracteristice sunt yardangurile, nişte şănţuleţe alungite în direcţia

vântului, cu curbe aerodinamice, despărţite de creste instabile. Adâncimea acestora este sub 10 m, de regulă, 2 - 3 m, iar lungimea lor de 100 m şi chiar peste. Păstrarea în relief a crestelor se datoreşte mai ales fixării argilei de către smocurile de iarbă şi tufele rare. Yardangurile sunt frecvente în argilele uscate, deoarece rezistenţa lor la acţiunea abrazivă a grăunţelor de nisip este mică. Sunt tipice în pustiurile din Asia Centrală. Asemenea şănţuleţe se întâlnesc şi pe crestele din gips din deşertul Libiei (unde se numesc djef-djef) sau în vestul Egiptului în granite şi cuarţite extrem de rezistente.

Similare yardangurilor ca scară de mărime sunt o serie de microdepresiuni, formate în regiuni deşertice cu relief de mică altitudine. Acestea au o varietate de nume locale dar toate s-au format ca microdepresiuni de deflaţie. Ele variază de la mai puţin de 1 m adîncime şi câţiva metri lăţime, până la forme mari care gradat trec spre macroforme de eroziune eoliană. Evoluţia microdepresiunilor de deflaţie este influenţată de acei factori care controlează procesul de deflaţie, în special condiţiile locale date de conţinutul de umezeală a stratului erodat sau prezenţa vegetaţie.

Coraziunea şi deflaţia în asociaţie cu dezagregarea atacă cu precădere straturile de roci friabile, formaţiunile mai dure rămânând tot mai proeminente. Apar astfel creste, ciuperci eoliene, stâlpi. Când baza ciupercilor este subţiată şi apoi ruptă, partea superioară rămâne câtva timp sub forma unor pietre oscilante.B3) Macroforme Existenţa unor mari bazine în cadrul deşerturilor au fost făcute cunoscute de

primii exploratori ai acestor regiuni, dar extinderea şi regularitatea desfăşurării lor au fost apreciate odată cu tehnicile satelitare. Bazinele sunt forme de relief de la câţiva metri adâncime şi peste 100 m lăţime. Exemple sunt pans-urile din Africa de Sud, forme depresionare mari, cu adâncimi de peste 100 m şi lăţimi de peste 100 km. Depresiunile mai mici sunt formate datorită deflaţiei locale, orientată în lungul

liniilor de drenaj, în timp ce altele sunt localizate între dune. Cele mai cunoscute forme de acest tip sunt fuldji, vadi şi depresiunile de coraziune şi deflaţie. Fuldji sunt adâncituri de formă ovală ce seamănă cu urma uriaşă a unei copite

de cal. În pustiul Arabiei aceste excavaţii sunt mai adâncite în partea frontală (concavă), situată în direcţia vântului.

Vadi sunt culoare alungite care se întind pe o lungime de câţiva kilometri, amintind albiile unor râuri. Prin acţiunea de coraziune şi deflaţie, versantul care stă în calea vînturilor dominante este mai abrupt, în timp ce în partea opusă are o pantă domoală, permiţând chiar unele acumulări incipiente de nisip.

Depresiunile de coraziune şi deflaţie sunt bazine depresionare foarte mari mult mai complexe ca origine. Unele par să fie de origine tectonică, dar deflaţia este cea care le menţine ca formă depresionară. Cea mai remarcabilă concentrare de mari bazine depresionare se află în Egipt unde acoperă mai mult de 70 000 km2 şi au o adâncime medie de 250 m. Aici se află depresiunea Qattara, cel mai adânc bazin, care atinge o adâncime de 134 m sub nivelul mării şi un volum de 3200 km3.

13.1.3. Relieful de acumulare eoliană

Cele mai importante forme de relief asociate cu procesele eoliene sunt cele de acumulare, mari aglomerări de nisip şi praf pe care vântul le-a smuls sau le-a spulberat. Majoritatea acumulărilor eoliene se suprapun pe amplasamentul unor pânze aluviale depuse în perioadele pluviale ale Cuaternarului. Ele ocupă mari zone numite mări de nisip (sau erg-uri în Sahara), caracterizate prin asamblaje de forme care dau suprafeţei terenului aspectul asemănător undelor. Cercetările au arătat că există o ierarhie a formelor de acumulare eoliană pe clase de dimeniuni ce constă din riduri, dune şi megadune sau draa.

RidurileRidurile variază în amplitudine de la 0,1 cm la 100 cm şi sunt spaţiate de

regulă la 20 m. Ele sunt asimetrice în secţiune transversală, cu pante în jur de 10o

pe faţa expusă vântului şi de 30 - 35o pe faţa de sub vânt. După modelul lui Bagnold (1941), ele se dezvoltă pornind de la neregularităţi foarte mici pe suprafaţa nisipului printr-o combinaţie de creep de suprafaţă (târâre) şi saltaţie.

DuneleDintre toate formele de relief caracteristice deşerturilor, dunele au primit cea

mai importantă atenţie din partea oamenilor de ştiinţă. Pentru ca o dună să se formeze trebuie mai întâi să se acumuleze o cantitate de nisip. Aceasta se adună acolo unde viteza vântului se reduce, fie datorită neregularităţii terenului, fie instabilităţii primare a dinamicii aerului. Dunele ating un profil caracteristic de echilibru care poate fi împărţit în trei componente: panta de eroziune sau panta dinspre vânt, creasta şi panta de acumulare sau panta de sub vânt. Nisipul erodat de pe panta dinspre vânt se acumulează pe panta de sub vânt, astfel că dunele se mişcă în direcţia vînturilor dominante. Ratele de deplasare a

dunelor depind de tipul şi dimensiunea dunelor şi de frecvenţa şi forţa vînturilor. Tipice sunt rate de 10 - 20 m/an.

Înălţimea dunelor creşte până ce se stabilizează de-a lungul unei forme de echilibru. Cele mai multe dune variază în înălţime de la sub 3 m la peste 100 m, în rare cazuri au fost observate dune şi peste 500 m. Megadunele sunt similare în secţiune transversală dunelor, dar ele sunt complicate datorită prezenţei dunelor supraimpuse.

Dunele se împart în două mari categorii: dunele libere, care sunt în funcţie directă de viteza vânturilor şi dunele constrânse, care sunt împiedicate de diferite obstacole să se dezvolte (vegetaţie, bariere topografice etc).

13.1.3.2.1. Dunele libere

Dunele cu o singură orientare a pantei de acumulare (panta de sub vânt) sunt asociate cu vânturile unidirecţionale. Axele lor sunt orientate normal faţă de vântul dominant, de aceea mai sunt grupate în categoria formelor transversale. Dunele simple, drepte, paralele sunt numite dune trasversale, apoi dune cu creste

barcanoide, alcătuite din dune asemănătoare barcanelor, unite de-a lungul unor aliniamente şi barcane simple.

Formele extrem de alungite cu două, mai multe sau mai puţine pante de acumulare aflate în sensuri opuse sunt numite dune liniare (sau longitudinale). În contrast cu dunele transversale, transportul de nisip este paralel la linia de creastă. Nu există o unitate de opinii privind originea dunelor liniare, dar cei mai mulţi cercetători consideră că ele se dezvoltă acolo unde există două vânturi dominante convergente oblic. Dunele liniare pot atinge lungimi de zeci de kilometri şi ele se pot uni formând joncţiuni în formă de Y.

Dunele cu mai multe pante de acumulare orientate în direcţii diferite au o formă aproximativ piramidală, dar cu braţe alungite adesea neregulate. Aceste forme care sunt atribuite vânturilor puternice ce bat din mai multe direcţii diferite în timpul unui ciclu anual au o varietate de nume, dar de obicei ele sunt numite dune sub formă de stea. Alte acumulări de nisip în care se includ pânzele de nisip, şiruri de nisip, dunele dom nu prezintă pante abrupte de sub vânt şi pot atinge dimensiuni impresionante.

În plus la aceste tipuri de bază sunt dunele compuse ce cuprind două sau mai multe tipuri de bază care se unesc şi se supraimpun. Ulterior, un tip de dună devine dominant şi se poate forma, de exemplu, o megabarcană. Dunele complexe reprezintă mai multe dune asociate din diferite tipuri de dune de bază. De exemplu, dunele stelare se pot asocia frecvent cu dunele liniare, iar barcanele ocupă depresiunile dintre ele.

13.1.3.2.2. Dune constrânse O altă varietate de dune sunt în relaţie cu vegetaţia, barierele topografice sau

localizarea surselor de nisip. Varietăţi de asemenea dune sunt prezentate în fig. 13.7. În acumulările de nisip care au fost stabilizate de vegetaţie, o serie de perturbări care îndepărtează vegetaţia duc la formarea unor microdepresiuni de tip cratere

(blowout). Acestea au formă circulară sau eliptică, de obicei de numai câţiva metri şi s-au format prin deflaţia nisipului Dacă deflaţia este intensă, depresiunile devin mai mari, asemănătoare dunelor parabolice, dar cu orientare inversă faţă de vântul dominant (fig. 13.7 B). Lunetele se formează pe suprafaţa pans-urilor, depresiunilor lacustre sărăturate şi de-a lungul lagunelor mareice şi sunt alcătuite din particule de argilă şi sare. Periodic sărurile şi argilele uscate sunt transportate până întâlnesc vegetaţie. Tufişurile izolate şi pâlcuri de vegetaţie în deşert generează acumulări de nisip care sunt cunoscute sub numele de dune - crâng sau nebka. Aceste situaţii se întâlnesc nu numai în deşerturi, ci şi în ţinuturile temeperate, de-a lungul ţărmurilor unde mişcarea nisipurilor întâlneşte vegetaţie.

13.2. RELIEFUL MARIN

13.2.1.Mediul costier

Pe orice hartă a globului pământesc se poate observa, cu uşurinţă, că apa mărilor şi oceanelor ocupă ce mai mare parte din suprafaţa terestră. Din suprafaţa totală a Terrei, de 510 mil. km2, apa ocupă circa 361 mil. km2 sau 70,8 %, iar uscatul 149 mil. km2 sau 29,2 %. În cadrul bazinelor oceanice şi marine se pot distinge mai multe regiuni morfohidrografice: regiunea litorală (sau costieră), platforma continentală, povârnişul continental (fig. 13.8.) şi regiunea abisală.

Principalul agent de modelare a regiunilor costiere este reprezentat de apa mărilor şi oceanelor, prin formele specifice de mişcare: valuri, maree şi curenţi. În afara acestora, în schimbarea fizionomiei zonelor litorale contribuie şi unele procese fizice, chimice şi biologice, determinate de alţi agenţi, dar care au însă un rol secundar.

13.2.3. Procese de eroziune (abraziune)

Eroziunea rocilor in situ care intră în alcătuirea regiunilor costiere este provocată, în principal, de acţiunea combinată a trei tipuri de procese, şi anume: procese mecanice datorate valurilor şi curenţilor, fizico-chimice (de meteorizaţie) şi procese determinate de acţiuni biologice. Acestora li se adaugă, în funcţie de climatul specific anumitor regiuni costiere şi procese de deplasare în masă, fluviale, glaciare şi eoliene etc.

Modul de acţiune al valurilor şi curenţilor asupra ţărmului se realizează sub diverse forme: şocul (izbirea), compresia aerului din cavităţi cu dezvoltarea unei anumite presiuni hidrostatice, aspirarea, "bombardarea" cu pietriş şi nisip etc., rezultatul final constituindu-l eroziunea zonei litorale, fenomen cunoscut sub denumirea de abraziune marină. Eficacitatea erozivă a valurilor este sporită prin antrenarea nisipului şi a pietrişului care sunt aruncate cu putere asupra ţărmurilor exercitând un fel de "mitraliere" a rocilor (Tufescu, 1966).

13.2.4. Relieful de abraziune

13.2.4.1. Falezele

Falezele reprezintă abrupturi care marchează contactul între uscat şi mare, fiind create de acţiunea mării în asociaţie cu procesele subaeriene. În cazul falezelor, procesele de eroziune le predomină pe cele de acumulare iar capacitatea de transport a valurilor şi curenţilor depăşeşte aportul de materiale. Înălţimea (de la câţiva metri până la sute de metri) şi înclinarea acestora variază în funcţie de relieful major pe seama căruia se dezvoltă şi de natura rocilor constituiente Faleza cu baza submersă în apa adâncă, datorită fie ridicării nivelului apelor, fie

coborârii uscatului, într-un ritm suficient de intens pentru a nu se mai putea forma plaja sau platforma de abraziune la picioarele acesteia, poartă denumirea de faleză plonjantă ( plunging cliffs ). Astfel de faleze sunt reprezentate de către abrupturi de falii, mase vulcanice, văi glaciare inundate care, după cum am mai amintit, suferă o eroziune minimă prin acţiunea valurilor tocmai datorită adâncimii mari a apei de la baza acestora, astfel încât valurile nu deferlează, fiind reflectate cu pierderi mici de energie.

Însă, la baza falezelor propriu-zise, apa are adâncimi mici care favorizează spargerea valurilor, rezultatul fiind apariţia firidelor, mai mult sau mai puţin dezvoltate, (surplombe, nişe de abraziune) datorate eroziunii bazale şi care conduc la prăbuşirea stratelor de deasupra. Firide bine dezvoltate sunt caracteristice regiunilor costiere situate în zona tropicelor, acestea datorându-se mai degrabă meteorizaţiei la nivelul stratului de apă, decât abraziunii marine. Slaba dezvoltare a firidelor de la baza falezelor situate dincolo de tropice este pusă pe seama ecartului mare de înălţime al mareelor datorită căruia atacul valurilor nu este concentrat pe o suprafaţă restrânsă.

Etapele de evoluţie a falezelor (şi de extindere a platformelor de abraziune) pot fi sintetizate astfel: adâncire la bază, prăbuşire, transferul materialelor, adâncirea în noul abrupt al falezei.

De asemenea, forma falezelor grefate pe roci rezistente depinde de prezenţa aşa-numitor "planuri de slăbiciune" (stratificaţie, sisteme de fisuri şi fracturi) care sunt "exploatate" de către procesele de eroziune conducând la apariţia unor cavităţi, arcuri naturale (portaluri), grote de vânt (blowholes) etc.

Prin retragerea falezelor înalte se ajunge la decapitarea liniilor de drenaj fluviale, formându-se văile suspendate (hanging valley). Pe rocile slab consolidate, cu unghiuri ale pragului de stabilitate reduse,

falezele în adevăratul sens al cuvântului se formează mai greu, chiar dacă acţiunea valurilor este agresivă.Posea et al. (1970) le clasifica astfel,: faleze funcţionale sau în retragere; faleze nonfuncţionale (care pot fi stabilizate sau ajunse la echilibru şi moarte sau suspendate)

În afară de aceste tipuri, se mai disting faleze false şi anume ţărmuri abrupte a căror formă nu este legată direct de acţiunea mării, ci de litologie, structură, tectonică; în cadrul acestora, cele tectonice sunt uşor de recunoscut datorită lipsei platformei de abraziune (fig. 13.13.).

13.2.4.2. Platformele de abraziune

Platformele de abraziune reprezintă părţi ale platformelor continentale modelate de apele marine, a căror dezvoltare este direct legată de retragerea falezelor. Acestea au o suprafaţă aproape netedă, uşor convexă, slab înclinată (în mod obişnuit în jur de 1°) având limita dinspre mare fie tranşantă (taluz abrupt în apa adâncă), fie se continuă lin până la aproximativ 10 m sub nivelul apei. Pe întinsul lor se suprapun adesea resturi ale falezei aflate în retragere (arcuri, coloane, martori mai duri scoşi în evidenţă prin eroziune selectivă etc.) sau acumulări de materiale (fie din faleze, fie aduse de râuri).

La ţărmurile cu maree mici, platformele cu o pantă mică nu se pot lărgi mai mult de aproximativ 500 m, din cauză că partea submersă poate fi sub baza valurilor, astfel încât abraziunea nu se mai produce. Acolo unde ecartul de variaţie al mareelor este de cca. 5 m, platformele nu pot să se extindă mai mult de 800 m. Platforme cu au o lăţime mai mare decât aceasta pot apărea numai printr-o submersie progresivă sau au o istorie foarte complexă a eroziunii, mai multe procese aducându-şi aportul la formarea lor. În această categorie se încadrează strandflat-urile de pe coastele Norvegiei, Groenlandei, Insulei Spitzbergen. Strandflat-urile depăşesc uneori 64 km lăţime, în condiţiile în care multe zone în care se dezvoltă acestea suferă încă ridicări izostatice. Este clar că ele nu s-au format numai în perioada actuală (postglaciar). Ipoteza formării acestora include eroziunea glaciară, meteorizaţia periglaciară puternică, abraziunea marină şi transportul de către valuri şi curenţi a materialelor, pe parcursul mai multor perioade glaciare cu creşteri şi descreşteri ale nivelului mării.

13.2.5. Formele de acumulare

13.2.5.1. Plajele

Plajele reprezintă acumulări de nisip şi/sau pietriş amestecate cu resturi de cochilii, care însoţesc îndeosebi ţărmurile joase, cu ape puţin adânci, având o dezvoltare mai mare în zonele adăpostite. Se pot forma şi la baza unor faleze continuate cu platforme de abraziune slab înclinate însă, în acest caz au aspectul unor fâşii înguste paralele cu ţărmul.

Profilul plajei nu este static, ci suferă anumite schimbări în timp, cele mai semnificative dintre acestea fiind înregistrate pe ţărmurile situate la latitudini medii, acolo unde valurile de furtună au o frecvenţă mai mare, înregistrându-se un ciclu anual de eroziune şi unul de acumulare. Astfel, în sezonul de vară, datorită predominării valurilor de hulă (swell waves) are loc o fază de construcţie a plajei, cu dezvoltarea bermei aproape de nivelul maxim al jetului de resacă. Materialele folosite la construcţia bermei provin, în mare parte, din distrugerea barelor submerse. În timpul iernii, pe de o parte, valurile de furtună retează sau distrug complet berma, materialele erodate fiind transportate şi depozitate în bare submerse spre larg, de unde vor fi returnate părţii înalte a plajei vara viitoare. Din această cauză, adesea se face referire la un profil de vară sau al valurilor de hulă (summer sau swell profile), caracterizat prin absenţa barelor submerse şi prezenţa unor berme extinse, şi un profil de iarnă sau al valurilor de furtună (winter sau storm profile), la care bermele

dispar sau sunt puternic erodate, în schimb apărând o serie de bare submerse (fig. 13.16.). De aici să nu se înţelegă că profilele de vară sau de iarnă apar strict în sezoanele respective.

Microformele specifice plajei se remarcă printr-o mare mobilitate, o anumită ritmicitate şi au, în general, înălţimi de până la 1 m iar lungimile pot depăşi, în unele cazuri, 100 km. Între aceste microforme se pot enumera festoanele (crescent-shape identations), cornurile de plajă (beach cusps), ripplemark-urile de valuri (wave ripple), brazdele litorale (sand waves) etc. Festoanele reprezintă mici ondulări (până la câţiva decimetri), simetrice (la adâncimi mari) sau asimetrice (la adâncimi reduse). Cornurile de plajă sunt festoane de dimensiuni mult mai mari, sub formă de cupă de lingură răsturnată, dezvoltate la partea superioară a feţei plajei. Cu toate că pot să apară pe plajele alcătuite din materiale cu diferite granulometrii, cel mai adesea se dezvoltă în cazul prezenţei mixturii pietriş-nisip.

Ripplemark-urile de valuri şi brazdele litorale (acestea din urmă cu dimensiuni mai mari) sunt ondulări sau riduri submerse, create fie datorită oscilaţiilor valurilor, fie curenţilor litorali.

13.2.5.2. Cordoanele litorale

Cordoanele litorale reprezintă forme de acumulare, cu aspect foarte variat, desfăşurate în cadrul plajelor submarine. După formă şi poziţie, se deosebesc: insule-barieră sau cordoane litorale libere, săgeţi, perisipuri, tombolo, bare etc.

A). Insulele-barieră

Insulele barieră (denumite şi plaje barieră - barrier beach; cordoane barieră - barrier bar; cordon litoral liber - offshore bar; lido*) sunt acumulări de nisip alungite, nealipite la uscat, separate de acesta, pe aproape toată lungimea, de o lagună (lagoon). Dimensiunile insulelor-barieră sunt extrem de variate: de la câţiva metri la peste 1 km în lăţime, lungimea de la câteva sute de metri până la peste 100 km, iar înălţimea fiind, de obicei, sub 6 m (acolo unde se dezvoltă un sistem important de dune pot să depăşească 100 m înălţime). Se estimează că insulele-barieră se dezvoltă pe circa 13 % din lungimea totală a ţărmurilor lumii, care s-ar cifra la 261 700 km (King, 1972), însă au o densitate mai mare în mediile caracterizate prin valuri cu o energie redusă, un ecart de variaţie al mareelor mic şi o înclinare slabă. De exemplu, o largă răspândire a insulelor-barieră se întâlneşte în regiunile costiere ale S.U.A. de la Oceanul Atlantic şi Golful Mexic (unde după Dolan et al., 1980, ar exista circa 282 de astfel de forme), pe ţărmurile sudice ale Mării Baltice, pe cele sud-estice ale Australiei, în nord-vestul Mării Adriatice, estul Indiei etc.

B) Săgeţile litorale, perisipurile şi promontoriile lobate

Săgeţile litorale (spits, barrier spits - engleză; fléche, épi = franceză; haken = germană) sunt forme de acumulare marină, înguste şi foarte alungite, care au unul

*

din capete fixat de ţărm sau de o insulă. Săgeţile litorale apar acolo unde deriva litorală joacă rolul predominant în sistem, aceasta asigurând intrările de materiale în zonele cu ape liniştite în care acumularea poate avea loc. Ca urmare a acestui fapt, săgeţile se extind continuu în direcţia derivei litorale, cu excepţia cazurilor când alte mişcări ale apei se interferează proceselor de construcţie. În această situaţie săgeţile sunt de obicei arcuite spre uscat la extremităţile lor, caz în care poartă numele de săgeţi litorale recurbate (recurved spits sau hook). În generarea formelor recurbate două cauze pot fi considerate ca foarte importante. Prima, constă din refractarea valurilor în jurul extremităţilor şi în consecinţă deplasarea spre uscat prin intermediul derivei litorale a materialelor din acel punct.

Prin unirea săgeţilor situate de o parte şi de alta a unui golf sau prin dezvoltarea continuă într-un singur sens se formează un cordon litoral cunoscut sub numele de perisip sau grind (baymouth bar). Diferenţa dintre săgeţi şi perisipuri constă în faptul că primele au posibilitatea să se extindă în larg, în timp ce ultimele închid spaţiul dintre două promontorii, transformându-l în lagună. Unele lagune păstrează încă legătura cu marea prin intermediul portiţelor (de exemplu, Gura Portiţei dintre grindurile Chituc şi Perişoru care închid laguna Razim), iar altele sunt barate complet. În ultimul caz, laguna va evolua trecând succesiv prin mai multe faze: lac cu plaje, mlaştină şi câmpie joasă. Prin bararea gurii de vărsare a unui râu se formează un liman (de exemplu, Techirghiol, Tatlageac, Mangalia, complet izolate de mare, şi limanurile Nistrului şi Niprului care, uneori, poate comunica cu marea printr-o portiţă. Această portiţă este de dimensiuni mai mari atunci când râul are un debit semnificativ. Sunt şi situaţii în care golful este transformat în lagună, iar văile râurilor care se varsă în el se termină prin limanuri. Un astfel de caz apare şi la complexul Razim, care se prelungeşte spre interior prin câteva limanuri mici: Agighiol, Babadag şi Ceamurlia.

În cazul cordoanelor ce fac legătura între ţărm şi o insulă din apropiere acestea se numesc tombolo şi pot fi simple, duble, triple.

Când există două direcţii de deplasare a nisipului şi are loc creşterea în acelaşi timp a două săgeţi oblice, ia naştere un cordon litoral în vârf de lance ( cuspate bar ), ce închide în interior o lagună de formă triunghiulară (fig.13.21.). Dacă depunerea nisipului continuă, construind noi porţiuni de plaje, se formează un mare promontoriu lobat ( cuspate foreland ), cu o formă triunghiulară în plan şi al cărui apex se află în larg. Promontoriile lobate se prezintă sub forma unor succesiuni de creste de plajă (beach ridges), separate de zone mai joase mlăştinoase. Prin acţiunea vântului, crestele de plajă se pot transforma în dune de nisip.

13.2.5.3. Câmpiile litorale tidale, marşele şi mangrovele

Câmpiile tidale mlăştinoase (mud flats sau tidal flats) reprezintă mari forme de acumulare, alcătuite din materiale fine (nisip fin, argilă, mâl), care apar, de obicei, prin colmatarea lagunelor sau a estuarelor.

La formarea câmpiilor tidale rolul principal este jucat, firesc, de către curenţii mareici; acţiunea acestora are efecte multiple asupra ţărmurilor. În primul rând,

curenţii care circulă cu viteze mari în ambele sensuri ale canalelor mareice, exercită o puternică acţiune de eroziune asupra acestora, reuşind să le menţină deschise, în ciuda curentului litoral care tinde să le închidă. Materialele fine, provenite din eroziunea falezelor, din aluviunile râurilor sau din mâlul acumulat pe fundul apei şi perturbat de acţiunea valurilor, sunt purtate în suspensie de către curenţii mareici. În momentul amestecării apei dulci cu apa sărată, particulele coloidale se aglomerează în mici agregate (prin procesul de floculaţie), după care se depun pe fundul golfurilor, lagunelor şi estuarelor, provocând prin acumularea lor treptată colmatarea acestora. În mod obişnuit, aceste depozite conţin mari cantităţi de materie organică. Prin colmatarea totală a ariilor de acumulare se formează o câmpie tidală mlăştinoasă, care în timpul refluxului apare ca o întindere nudă de argilă şi mâl, fiind reinundată la flux. Plantele tolerante la sare (halofite - de exemplu, Spartina) se aliniază iniţial pe locul unor colonii, cum ar fi cele de alge, şi prin sistemul de rădăcini fixează mâlul şi înlesnesc acumulările viitoare, astfel încât anumite părţi ale câmpiei litorale se pot ridica până aproximativ la nivelul mareei înalte. În acest fel ia naştere o câmpie litorală mlăştinoasă sărată sau marşă sărată (saltmarsh), iar în regiunile tropicale, mangrovele mlăştinoase (mangrove swamp). În cazul în care apar amândouă, mangrovele sunt, de obicei, concentrate pe marginea mai joasă dinspre mare a câmpiilor tidale de maree înalte. Marşele sărate pot fi îndiguite, drenate şi utilizate pentru agricultură, asemenea terenuri întâlnindu-se frecvent în Olanda (poldere) sau în sud-estul Angliei (fenlands).

13.4.5. Recifii coraligeni

Recifii constituie formaţiuni calcaroase, emerse sau submerse, de natură biogenă, construite de organisme bentonice care trăiesc obişnuit în colonii şi care secretă un schelet realizat din carbonatul de calciu extras din apa mării. La construirea recifilor contribuie, cu precădere, hexacoralierii, unele foraminifere, unele lamelibranhiate şi gasteropode etc., precum şi unele plante (alge calcaroase) ce se adăpostesc în reţeaua scheletică creată de corali. Pe măsură ce unii corali mor, peste scheletele acestora se formează alte colonii, şi astfel ia naştere un calcar coraligen puternic cimentat, alcătuit din acumularea de schelete.

Deoarece dezvoltarea coralilor se face numai în anumite condiţii de mediu, distribuţia recifilor coraligeni este limitată la zona cuprinsă între cele două tropice (fig.13.23.), sau mai precis între 30° latitudine nordică şi 25° latitudine sudică. Condiţiile de mediu propice dezvoltării coralilor trebuie să fie caracterizate obligatoriu de următoarele elemente: o temperatură minimă a apei mării în jur de 18° C, cu un optim cuprins între 25° - 29° C; ape cu o adâncime de maxim 60 - 90 m (limită până la care poate pătrunde lumina), cu un maxim al dezvoltării în jur de 20 - 30 m; o salinitate normală a apei; apa nu trebuie să conţină materiale detritice în suspensie (numărul mic al recifilor din Oceanul Atlantic este explicat prin existenţa unor mari cantităţi de materiale aduse de marile sisteme fluviale), să fie bine aerată pentru a permite creşterea lor viguroasă şi ca urmare coralii prosperă în zonele expuse valurilor ce vin din larg; prezenţa unui substrat dur pe care coralii să se fixeze etc.

În funcţie de formă şi poziţie pot fi identificate trei tipuri majore de recifi coraligeni: (i) recifi franj sau litorali (fringing reefs); (ii) recifi barieră (barrier reefs); (iii) atoli (atolls).

Recifii franj sau litorali, care sunt şi cei mai răspândiţi, se dezvoltă direct pe platforma continentală, atingând lăţimea maximă în faţa promontoriilor, unde acţiunea valurilor este foarte intensă, apa curată şi bine aerisită (fig.13.24.). De obicei, recifii litorali nu se dezvoltă în zonele de vărsare ale fluviilor, din cauza marii încărcături de materiale deversate în mare. Aceştia pot atinge lăţimi cuprinse între 0,4 - 2,5 km, în funcţie de perioada de dezvoltare precedentă.

Recifi barieră sunt separaţi de ţărmul propriu-zis printr-o lagună cu lăţimi variabile, obişnuit între 2,5 km şi 20 km, însă pot să ajungă până la 100 km (de exemplu, în cazul Marii Bariere din NE Australiei). Laguna are fundul plat şi este puţin adâncă (20 - 80 m), unele prezentând numeroase construcţii coraligene de forma unor coloane, create de coralii adaptaţi la condiţiile oferite de aceste medii adăpostite. Reciful poate avea lăţimi cuprinse între 5 - 1000 m, în timp ce lungimile pot ajunge la sute de km (de exemplu, Marele Recif din NE Australiei are o lungime de 2 400 km). Uneori în recifii barieră apar deschideri (portiţe; pass, în engleză) înguste prin care surplusul de apă rezultat din deferlarea valurilor se reîntoarce în mare. Adesea portiţele apar în faţa deltelor ca un rezultat al influenţei aluviunilor asupra dezvoltării coralilor (fig.13.24.).

Atolii sunt recifi coraligeni de formă aproape circulară, care închid în interior o lagună (lagoon). În cazul atolilor mari, unele sectoare au fost clădite prin acţiunea valurilor şi a vântului, formându-se lanţuri de insule scunde, legate prin recifi. O secţiune transversală printr-un atol arată că laguna este puţin adâncă, iar pantele exterioare ale acestuia sunt abrupte . 1 Tipuri de ţărmuri

Conform clasificării lui Johnson (1919) se pot deosebi ţărmuri de submersiune, de emersiune, neutre şi mixte (cele care îmbină formele ţărmurilor de submersiune cu cele ale ţărmurilor de emersiune), fiecare cu mai multe tipuri şi subtipuri (de exemplu, înalte şi joase).

13.2.6.1. Ţărmurile de submersiune

Acestea s-au format prin invazia apei asupra uscatului, ca urmare a unor mişcări de subsidenţă sau a creşterii nivelului Oceanului Planetar. Majoritatea ţărmurilor actuale, înalte sau joase, sunt de submersiune, deoarece prin topirea şi retragerea gheţarilor würmieni s-a produs o transgresiune a mărilor ca urmare a ridicării nivelului acestora.

13.2.6.1.1. Ţărmurile de submersiune joase

Ţărmurile de submersiune joase cuprind următoarele tipuri mai reprezentative: cu estuare, cu limane, aralic, finlandez şi cubanez.

a) Ţărmul cu estuare (sau de tip Maryland) se dezvoltă la marginea unor cîmpii litorale, străbătute de râuri ce se varsă în mări puternic afectate de maree şi

ale căror şelf este destul de îngust. Curenţii mareici preiau şi transportă în larg aluviunile râurilor, în plus prin eroziune lărgesc mult albiile în zona de debuşare, tranformându-le în estuare, care au forma unor pâlnii. Acest tip de ţărmuri se întâlneşte în vestul Franţei (Garonne, Loira, Sena), sud-estul Angliei, nordul Europei (Elba, Peciora), nordul Siberiei (Obi, Enisei), pe litoralul atlantic al Americii de Nord (Maryland) etc.

b) Ţărmul cu limane se formează prin submersiunea unor câmpii litorale şi pătrunderea apelor marine pe gurile râurilor pe care le lărgesc, dându-le înfăţişarea unor golfuri mici şi înguste. Deoarece în aceste zone curenţii mareici sunt cu totul nesemnificativi, în schimb deriva de coastă este foarte activă, aceste văi sunt închise, spre mare, de cordoane litorale şi transformate în limane. Aşa este cazul ţărmului nord-vestic şi cel românesc al Mării Negre (limanele Niprului, Bugului, Nistrului, respectiv, Taşaul, Techirghiol, Tatlageac, Mangalia etc.) (fig.13.42.). c) Ţărmul de tip aralic la care submersiunea a afectat unele suprafeţe cu relief de dune şi prin urmare partea superioară a acestor formaţiuni s-a transformat în insule şi peninsule de mici dimensiuni, ale căror contururi sunt destul de puternic modificate în timpul furtunilor. Datorită acestui fenomen, caracteristica generală a acestui tip de ţărm este prezenţa unui număr foarte mare de insuliţe înconjurate de ape puţin adânci. Dezvoltarea tipică se întâlneşte în jurul Mării Aral.

d) Ţărmul de tip finlandez (sau cu skjärs - denumire suedeză pentru câmpiile glaciare litorale care se prezintă sub forma unui amestec de insule, canale, bălţi etc.) se aseamănă într-o oarecare măsură cu cel aralic, însă în acest caz apele au invadat marginile unor câmpii glaciare cu microrelief de morene şi stânci şlefuite, care s-au transformat în insule şi promontorii separate de canale şi golfuri cu ape puţin adânci (fig.13.44.).Ţărmuri de acest tip se întâlnesc în lungul litoralului Mării Baltice, la marginea mărilor din jurul Oceanului Artic, în nord-estul S.U.A. (Noua Anglie) şi în alte regiuni cu relief glaciar submers.

13.2.6.1.2. Ţărmurile înalte de submersiune

Ţărmurile înalte de submersiune corespund unor zone muntoase sau deluroase al căror profil abrupt se continuă subacvatic fie prin platforme de abraziune înguste, fie prin pante accentuate. Majoritatea ţărmurilor înalte de submersiune păstrează încă trăsăturile iniţiale, formele derivate marine fiind reduse, iar aspectul lor de amănunt este influenţat de structură, tectonică, eroziunea fluvială şi glaciară. Cele mai caracteristice sunt ţărmurile de tip dalmatic, anatolian, cu riass, cu fiorduri, tectonice etc.

a) Ţărmul de tip dalmatic (cunoscute şi sub denumirea de ţărm cu structură longitudinală sau ţărm de tip pacific) se formează atunci când o regiune muntoasă tânără, cu culmi orientate paralel cu ţărmul, este supusă unor mişcări de subsidenţă uşoară, sau atunci când nivelul general al mării creşte. Prin submersiune, văile şi depresiunile (corespunzătoare sinclinalelor) se transformă în golfuri înguste şi canale, iar culmile (corespunzătoare anticlinalelor) în insule şi peninsule înalte,

dispuse longitudinal (fig.13.45.). Acestea sunt caracteristice coastei dalmatice (la Marea Adriatică), extremităţii sudice a statului Chile, vestului Americii de Nord (în dreptul Columbiei Britanice, al Golfului Californiei) şi în multe alte sectoare din lungul munţilor Cordilieri şi Anzi. Ca subtipuri se pot menţiona ţărmul de tip albanez, cu o structură oblică impusă de orientarea culmilor muntoase şi cel de tip appalaşian cu promontorii în dreptul benzilor de roci rezistente paralele cu litoralul şi golfuri la nivelul inflexiunilor axiale dezvoltate pe un substrat mai puţin rezistent. Fig. 13.45. Ţărm dalmatic (Posea et al., 1970)

b) Ţărmul de tip anatolian (sau ţărm cu structură transversală, ţărm de tip atlantic, ţărm cu anse* ) este prezent în locurile unde linia de ţărm intersectează perpendicular principalele linii structurale (cute, falii etc.). Caracteristice sunt golfurile foarte largi, arcuite (corespunzătoare sinclinalelor, unor compartimente coborâte, pe linii de falii perpendiculare pe ţărm sau benzilor de roci cu rezistenţă mai slabă), despărţite de promontorii şi insule (corespunzătoare anticlinalelor, unor compartimente înălţate, pe linii de falii perpendiculare pe ţărm sau benzilor de roci rezistente). Aceste ţărmuri se întâlnesc în partea vestică a Podişului Anatoliei, în cea sudică a Pen. Peloponez, în nord-vestul Scoţiei şi al Irlandei, pe coasta atlantică a Marocului etc.

c) Ţărmul de tip riass * * se caracterizează prin prezenţa unor golfuri ramificate, axate pe cursurile inferioare ale râurilor, separate de promontorii mult mai late care reprezintă vechi interfluvii (fig.13.46.). Fazele de formare ale ţărmurilor de tip riass pot fi rezumate astfel: după o perioadă de dezvoltare normală a văilor urmează o fază de reîntinerire a lor datorită reînălţării regiunii respective sau coborârii nivelului mării. În urma ultimei transgresiuni (Flandriană) aceste văi au fost invadate de apele mării şi transformate în golfuri mici. Prin evoluţie se ajunge la modelarea promontoriilor şi apariţia cordoanelor de nisip sau pietriş, ce închid golfurile, transformându-le în lagune. Acest tip de ţărm este dezvoltat în peninsula Bretagne, în nordul Spaniei (Galicia - de unde şi denumirea de ţărm de tip galician), în sud-vestul Marii Britanii. În Provence (sudul Franţei), ţărmul este sculptat în roci calcaroase cu văi în chei şi depresiuni carstice transformate în golfuri, denumite cala sau calanques (de unde şi ţărm cu calanques sau cu calanco). Pe ţărmurile Mării Roşii se întâlneşte o varietate de riass, numite aici şermuri sau şurum, care constă din golfuri lungi, înguste şi adânci la intrare, meandrate, mărginite în faţă de construcţii coraligene.

d) Ţărmul cu fiorduri (sau de tip norvegian) este specific regiunilor litorale înalte afectate de gheţarii pleistoceni care au transformat vechile văi fluviale în văi glaciare. Ridicarea nivelului mării odată cu dispariţia gheţarilor a dus la inundarea unei mari părţi a acestor văi, formându-se golfuri adânci şi extrem de ramificate (fig.13.47.). Ţărmurile cu fiorduri sunt răspândite la latitudini mari şi însumează circa 30 000 km (după A. Penk din Posea et al., 1970). Cele mai extinse se găsesc în America de Sud (Patagonia, Ţara de Foc, Chile), însă cele mai cunoscute sunt cele din Norvegia. Zone în care îşi fac apariţia ţărmurile cu fiorduri se mai întâlnesc în Islanda, Irlanda, Scoţia (unde se numesc firths şi sunt axate pe linii de fracturi),

*

*

vestul Groenlandei, Alaska, nordul Labradorului, Noua Zeelandă, unele locuri din Antarctica etc. e) Ţărmul tectonic este caracterizat de prezenţa unor abrupturi, peninsule şi golfuri corespunzătoare planurilor de falie, horsturilor şi grabenelor. În faţa acestora se pot întâlni insule şi strâtori cu aceeaşi origine, ca de exemplu în Marea Mediterană (Corsica şi Sardinia, unele din ţărmurile Greciei etc.), în California, Noua Zeelandă.