1

Variabilitatea proceselor deltaice în termenii aportului de sedimente, cu accent pe granulometrie

de G.J.ORTON şi H.G.READING (1993)

Introducere

Deltele sunt proeminenţe ale unor linii de ţărm discrete formate unde un sistem aluvial intră într-un bazin şi aportul sedimentare este mult mai mare decât poate fi redistribuit prin procese bazi-nale. Sistemul aluvial poate fi un râu, o câmpie împletită sau un con aluvial. Bazinul poate fi un ocean, o mare semi-închisă, un lac sau un golf lagunar. Deşi termenul de deltă era iniţial acordat formei triunghiulare a câmpiei aluviale de la gura de vărsare a Nilului, forma nu mai este acum con-siderată importantă în definiţie.

Un sistem deltaic este un set de componente intercorelate dinamic prin care schimbările a oricărei părţi a sistemului vor avea repercursiuni asupra întregului sistem. Componentele din cadrul sistemului, incluzând configuraţia bazinului, adâncimea şi modelul de subsidenţă, eroziunea, trans-portul şi acumularea sedimentelor, şi resedimentarea submarină sunt legate de prin relaţii inverse (Harbaugh & Bonham-Carter, 1977). Componentele externe, prin care se alimentează sistemul, dar care nu recepţionează reacţii inverse, include aportul sedimentelor, circulaţia oceanică, direcţia şi intensitatea vântului şi influenţele tectonice. Rezultatul este mărturia stratigrafică.

În modelarea sedimentării de-a lungul marginii continentale, un accent puternic a fost pus pe tectonică, schimbările nivelului mării, adâncimea apei din bazin şi procesele de reprelucrare. În con- strucţia modelelor în anii '60 şi '70, a fost pus accentul pe relaţiile dintre procesele fluviale şi cele bazinale din cauza influenţei lor asupra formei şi liniei de ţărm al deltei, la care se adaugă forma şi distribuţia corpurilor de nisip, importante rezervoare de hidrocarburi. Fără îndoială, parametrii cum ar fi debitul râului, variaţia debitului, energia valurilor de flux şi amplitudinea mareei sunt criterii în determinarea naturii deltei (Wright & Coleman, 1974; Wright et al., 1980; Kostaschuk, 1985). Cu toate acestea, nici unul din aceşti prarametrii nu pot fi direct măsuraţi în succesiunile vechi.

Aportul de sedimente, pe de altă parte, este important în orice sistem progradant unde apor-tul prin natura lui trebuie să fie mai mare decât potenţialul spaţiului disponibil al bazinului de recep-ţie (Galloway, 1989a; Swift & Thorne, 1991). În particular, sugerăm că granulometria sedimentului este o măsură esenţială cantitativă şi că cantitatea, modul de amplasare şi granulometria sarcinii se-dimentare a unei delte, determinate de sistemul de alimentare, au un considerabil efect asupra pro-ceselor fizice, mediului, şi formei şi dimensiunii deltei. Când descifrăm secvenţe vechi, granulome- Figura 1. Deosebiri între deltele bazate pe procesele dominante (aport, valuri, maree) al dispersiei sedimentelor pe delta frontală (după Galloway, 1975), şi pe granulometria predominantă a sedimentelor depuse pe frontul deltaic (după Orton, 1988). Multe procese sedimentare ale deltelor grosiere sunt de natură gravitaţională. Prin contrast sedimentarea deltelor fin-granulare este mail mult dependentă de distribuţia spaţială a proceselor legate de râuri de pe câmpia deltaică şi a proceselor oceanografice. Vezi textul pentru discuţii. Simbolurile reprezentând climate sunt indicate în Fig.3. Literele sistemelor deltaice în acestea (nu toate sunt arătate) şi în alte figuri sunt cele care urmează. AA: Aalta, AM: Amazon, AR: Amur, BC: Bella Coola, BR: Brazos, BU: Burdekin, CC: Copper Canyon, CG: Chachaguala, CH: Chao Pharya, CL: Colorado, CP: Copper, CR: Chira, CS: Choshui, CT: Crati, CV: Colville, DL: Daling, DM: Damodar, DN: Dunărea, DS: Dead See, EB: Ebro, EE: Eel, FL: Fly, FR: Fraser, GB: Gange/Brahmaputra, GD: Godavari: GH: Gum Hollow: GJ: Grijalva, HA: Haast, HD: Hudson: HE: Huaihe, HH: Huanghe (Galben), HL: Hualien, HM: Homathko, HN: Hanaupah, HO: Haiho, HS: Hsiukuluan, HZ: Lake Hazar, ID: Indus, IG: Indigirka, IW: Irrawaddy, JB: Jaba, JC: Johnson Canyon, KG: Klang, KK: Klinaklini, KM: Kolyma, KP: Kaoping, KS: Kosi, LF: Lafourche, LH: Liaohe, LL: Lilac, LM: Limpopo, LN: Lena, LP: La Plata, MA: Mahakam, ME: Mekong, MG: Magdalena, MH: Mehandi, MI: Mississippi, MK: MacKenzie, MR: Murray, NE: Negro, NG: Niger, NL: Nil, OB: Ob, OD: Ord, OG: Orange, ON: Orinoco, PG: Punta Gorda, PL: Pearl (Zhu Jiang), PN: Peinan, PO: Po, PR: Parrana, PU: Purari, RD: Red, RH: Rhône, RF: Rufiji, SA: Shatt-al-arab, SH: Shoalhaven, SF: San Francisco, SL: St. Lawrence, SN: Senegal, SS: Skeidararsandur, SV: Severnay, TA: Tana, TE: Tigru-Eufrat, TS: Tsengwen, TU: Tunsberg Dalbre, WA: Waiapu, WI: Willow, YA: Yana, YG: Yangtze, YL: Yallahs, YN: Yenisei, YK: Yukon, ZA: Zair, ZM: Zambezi.

2

3

4

tria este un aspect esenţial al faciesurilor sedimentare (Middleton, 1973) sau a secvenţelor faciale (Raaf et al., 1965; Selly, 1969). Aceasta stabileşte interpretarea proceselor depoziţionale şi ambien-tale. În deltele moderne, Van Andel & Curray (1960) recunoaşte că una din „gândirile dominante asupra diferenţelor de structură şi litologie între [Rhône şi Mississippi] era proporţia înaltă de nisip din primul”. Se constată că textura aportului sedimentar era un important control al faciesurilor de-poziţionale deltaice (p.364), sugerând că orice comparaţie a deltelor moderne ar trebui să includă atât litologia cât şi morfologia deltei frontale.

Cu toate acestea, schemele de clasificare dezvoltate în timpul anilor '70 (de ex.: Coleman & Wright, 1975; Galloway, 1975) nu au adaptat în mod explicit granulometria până la McPherson et al. (1987) distingându-se fan delte foarte grosiere, de mai puţin grosiere delte împletite şi separate de acestea de delte „comune” fine pe baza sarcinii sedimentare şi granulometriei, gradientul şi vite-za curgerii, debitul stabil şi distanţa de aria sursă. Orton (1988) de asemenea a remarcat că, atât în fan delte cât şi în câmpii deltaice împletite, gradul şi relativa abundenţă a sedimentelor disponibile au fost factori critici în determinarea răspunsului coastei sistemelor aluviale la condiţiile bazinale. El a extins diagrama ternară a lui Galloway (1975) până la reconsiderarea spectrului sistemelor del-taice de la delte fluviatile fin-granulare (i.e. comune) până la fan delte grosiere. Mai recent, mode-lele şi mecanismele dispersiei sedimentelor pe fronturile deltelor grosiere în fiorduri au fost legate de raportul dintre sarcina de fund şi sarcina în suspensie (Syvitski & Farrow, 1989), granulometria sarcinii în suspensie (Syvitski et al., 1988) sau a tipului de aport sedimentar (Prior & Bornhold, 1990), şi să se acorde o preocupare crescută parametrilor aportului în sedimentarea fin-granulară în lungul marginilor continentale (Galloway, 1989b; Swift et al., 1991; Thorne & Swift, 1991). În acest articol considerăm fan deltele şi deltele „comune” împreună, mai sigur, decât să le tratezi se-parat (Tabelul 1) şi adaptaptăm spectrului de alimentare a sistemelor aluviale prin schemele de cla-sificare care utilizează granulometria (Fig.1).

Sistemele deltaice pot fi abordate în două feluri. În acest articol, ne concentrăm pe procesele pe termen scurt, precum şi susţinerea că formele tipurilor de deltă nu sunt dependente numai datori-tă tipului de bazin de recepţie şi a proceselor adiacente dar şi marimii volumului şi granulometriei aportului sedimentar, care reflectă aria sursă şi regiunea de captare. Natura aportului sedimentar in-fluenţează (1) gradientul şi modelul de canal al sistemului aluvial pe câmpia deltaică; (2) interacţiu-nea dintre apele fluviale încărcate de sedimente şi apele bazinale ambientale de la gura de vărsare a râului; (3) tipul de linie de ţărm, indiferent dacă este reflectiv sau disipativ, răspunsul său atât la energia valurilor cât şi la regimul mareeic; şi (4) frecvenţa, amploarea şi tipul de deformare şi pro-cesele de resedimentare a pantei deltaice subacvatice. Accentul se pune pe procesele ce afectează gura de vărsare a râului şi litoralul (i.e. deasupra bazei valurilor) unde sistemele aluviale interacţio-nează în primul rând cu procesele bazinale; ne concentrăm mai mult pe deltele din lungul margini-lor continentale unde raportul dintre adâncimea curgerii şi adâncimea apei din bazin (raportul adân-cimii; Jopling, 1965) este în mod obişnuit mare.

Pe timp îndelungat trebuie să se ia în considere structura stratigrafică a acumulărilor bazina-le. Trebuie ca deltele să fie considerate pe baza contextului ambienţelor lor fiziologice din cauza di-mensiunilor externe şi formei, arhitecturii interne, schimbării ratei de evoluţie şi răspunsul la con-trolul nivelui de bază (nivelul mării, rata de subsidenţă) ale unor sisteme deltaice mari (fin-granula-re) şi mici (de multe ori grosiere) vor fi diferite. Aici, între relaţiile dintre cantitatea şi granulometria aportului de sedimente sunt numai introduse şi despre stratigrafia sistemelor deltaice se va reveni în alt articol. Integrarea sistemelor depoziţionale deltaic, şelf şi con submarin, utilizând o abordare si-milară bazată pe aportul sedimentar, este discutată în altă parte (Orton & Reading, 1991; Reading, 1991).

Scopul acestei lucrări nu este de a face o revizie cuprinzătoare a tuturor elementelor de re-glare privind procesele sedimentare, nici arhitectura stratigrafică a tuturor sistemelor deltaice, nici discuţii despre meritele relative ale diverselor scheme de clasificare (pentru exemple vezi Nemec, 1990a). Având în vedere numărul mare de elemente de reglare posibile ale sistemelor deltaice, abor-darea noastră este în mod clar simplificată. Am subestimat unele sisteme de reglaj, ignorând altele şi ne concentrăm pe unele selectate, dar importante, aspecte ale sedimentării deltaice. Scopul nostru

5

principal este de a evidenţia înalta sensibilitate a sistemelor deltaice la aportul de sedimente, ilus-trând cât de puţin ştim şi încurajăm viitoarele examinări ale sistemelor deltaice în termenii râurilor care le alimentează. Sugestii specifice sunt precizate pentru cercetările viitoare. Câmpia deltaică

Câmpiile deltaice sunt suprafeţe extinse joase care cuprind distributive active şi abandonate separate prin zone interdistributive de apă puţin adâncă şi emergente sau lângă zone emergente. De-şi câmpia deltaică poate avea numai un singur canal, multe de obicei au câteva. Ele rar se împart în mod egal, şi canalele de amploare diferită există împreună. Numărul, tipul şi distribuţia canalelor distributive stabilesc cadrul pentru sedimentarea în câmpia deltaică. Zonele interdistributive cuprind gârle, câmpii inundabile, lacuri şi câmpii tidale. Aceste faciesuri sunt extrem de sensibile la climat dar nu pot fi luate în considerare în detaliu în acest articol. Dimensiunea câmpiei deltaice este deter-minată în primul rând de cantitatea de sedimente disponibilă.

Canale distributive Procesele şi modelele canalelor distributive seamănă cu canalele aluviale în care acestea

sunt controlate de o serie de factori: gradientul pantei câmpiei deltaice, debitul canalului, regularita-tea debitului, puterea curgerii, volumul şi granulometria sedimentelor, adâncimea canalului şi rapor-tul lăţime/adâncime şi rezistenţa depozitelor. Aceste procese sunt strâns legate unele de altele şi sunt constant adaptate la pentru a oferi putere transportului sarcinii furnizate de sistemul de bazinul de drenaj care alimentează (Leopold & Bull, 1979). Cu toate acestea, se pot modifica de asemenea in-dependent unul de altul. Schimbările de climat, captarea râului, sau devierea râului afectează debi-tul, volumul de sedimente şi granulometria. Mişcările tectonice sau schimbarea nivelului mării mo-difică gradientul pantei. Schimbările climatice pe câmpia deltaică pot afecta cantitatea şi tipul de vegetaţie şi prin urmare coeziunea depozitelor şi raportul lăţime/adâncime al canalelor. Aceste schimbări externe independente vor avea ca rezultat ajustări interdependente. Maniera acestor ajus-tări variază în funcţia de perioada de timp în care elementele de reglare externe sunt impuse siste-mului (Knighton, 1984). Pentru perioadele scurte de timp (câteva decade), un canal va ajusta local forma secţiunii sale transversale (raportul lăţime/adâncime) sau modelul de canal (împletit, mean-drat, etc.) adaptându-se la schimbările debitului şi sarcinii sedimentare. Pe perioade lungi de timp (103 până la 105 ani), ca cele mai multe râuri sunt limitate lateral de bancuri bine definite sau pante-le văii (Ferguson, 1981), echilibrul va fi atins prin schimbarea pantei patului canalului atât la scara secţiunii cât şi a întregului profil longitudinal.

În ciuda dificultăţilor de a include cât mai multe variabile, există posibilitatea de a clasifica modelele de canal în patru clase în funcţie de sarcina de fund, extinzând cele trei clase ale lui Schumm (1981) prin includerea sistemelor ruditice (Fig.2) (Tabelul 1 şi 2). Cele patru clase sunt: (1) canale cu sarcină de fund foarte mare (> 50 % sarcină de fund); (2) canale cu sarcină de fund (11-50 % sarcină de fund); (3) canale cu sarcină mixtă (3-11 % sarcină de fund); şi (4) canale cu sarcină în suspensie sau dizolvată (sarcina de fund < 3 %). Granulometria este o cale practică să aproximezi proporţia de sarcină de fund din depozitele vechi. Cu toate acestea, ar trebui remarcat că utilizând numai dimensiunea mediană a stratului nu întotdeauna va corespunde definiţiei hidraulice al lui Schumm a stratului comparativ cu sarcina în suspensie (Galloway, com.pers., 1990). De exemplu, în curenţii cu o mare de sarcină sedimentară referitoare la capacitatea debitului, cum ar fi Brahmaputra, nisipul fin la mediu este sarcină de fund, în timp ce nisipul foarte fin în partea inferi-oară a fluviului Mississippi este sarcină în suspensie. Desigur depozitele ale întregului perimetru al canalului trebuie să fie incluse pentru a defini tipul de canal (Galloway, 1981; Galloway & Hobday, 1983, în special fig.4-13 & 4-15).

La sfârşitul spectrului grosier, canalele sunt efemere, curgerea este neregulată, chiar şi conu-rile aluviale dominate de procese fluviale. Cu cele dominate de procesele de curgere în masă, cana-lele sunt practic inexistente.

6

Figura 2. Realţiile dintre granulometrie şi modelul de canal. Bazată pe Schumm (1981) şi Ferguson (1987) cu exemple fluviatile bazate pe Miall (1981). Codurile elementelor arhitecturale după Miall (1985). Granulometria şi procentul spectrului sarcinii de fund nu este exact paralel; vezi textul pentru viitoare discuţii. Plasarea exemplelor este numai aproximativă.

Canalele dominate de sarcina de fund sunt în general împletite. Aceasta este din cauza pute-

rii curentului care este în mod normal incompetentă la transportul materialului grosier adus de inun-daţiile anuale sau evenimente excepţionale (Ashmore, 1991). Acest efect de decalaj permite materi-alului grosier să acţioneze ca un nucleu pentru depunerea în continuare şi creşterea progresivă a ba-relor canalului (Bluck, 1976). Stabilitatea canalului şi rezistenţa depozitelor sunt moderate din cau-za că, în ciuda faptului că barele sunt compuse dintr-un material grosier relativ rezistent, devierea curgerii în jurul barelor împletite contribuie la erodarea depozitelor (Leopold & Wolman, 1957). Împletirea este de asemenea sporită printr-o creştere a raportului sarcină/debit care duce la agradare şi depunere. Aşa că capacitatea curgerii creşte relativ cu sarcina, râul reduce panta efectivă prin me-andrare (Kirkby, 1980). Transportul unei sarcini de fund voluminoase este mult mai eficient în cana-le care au granulometria materialui de fund relativ mică (Bagnold, 1977) astfel că stressul de forfe-care al sarcinii pe unitatea de suprafaţă este mare.

Canalele cu sarcină mixtă sunt instabile, cu depozite nerezistente şi un raport lăţime/adânci-me mare. Aceasta este din cauza nisipurilor necoezive şi silturilor uşor de erodat, care permite dez-

7

voltarea canalelor împletite largi chiar şi la pante mici (de ex.: Brahmaputra şi Huanghe). Ambele modele împletit şi meandrat se dezvoltă, şi se pot schimba unul în altul pe perioade destul de scurte de timp (Carson, 1984). Împletirea are tendinţa de a se dezvolta, nu numai cu creşterea granulome-triei, dar şi cu creşterea puterii curentului, aşa că raportul sarcinii sedimentare la capacitatea debitu-lui creşte, şi cu creşterile neregulate al curgerii, evenimentele inundaţilor sunt capabile de a şterge o zonă meandrată şi înlocuirea ei cu un sistem împletit.

Canalele cu sarcină în suspensie au mari depozite rezistente şi stabile din cauza că mâlurile sunt dificil de erodat, depozitele sunt în general acoperite cu multă vegetaţie, şi gradienţii canalului şi debitele sunt relativ mici şi regulate. Astfel, un raport lăţime/adâncime scăzut cu canale destul de persistente, adânci care avulsează la intervale. Canalele pot fi foarte drepte (de ex.: delta Mississi-ppi) sau meandrate. Cu toate acestea, în unele cazuri un model anastomozat este favorizat, în care canalele sunt împărţite şi reunite pe perioade mari de timp canale largi şi cu poziţii extrem de stabi-le. Ele sunt de obicei asociate cu influenţe mareeice mari la gura de vărsare a râurilor în climate tro-picale (de ex.: Gange-Brahmaputra, Irrawaddy, Klang, Orinoco, Niger). Cu toate acestea, râul artic Mackenzie River prezintă de asemenea o reţea complexă de canale anastomozate pe câmpia sa del-taică (Lapointe, 1990) din cauza că stabilitatea depozitelor este cauzată de permafrost (Syvitski, 1986). Reunirea canalelor probabil indică că distributivele aveau suficientă putere să transporte sar-cina sedimentară, care poate să reflecte depoziţional pe câmpia deltaică superioară şi corespunde unui raport sarcină/debit scăzut pe câmpia deltaică inferioară (Morisawa, 1985).

Panta câmpiei deltaice Pentru o formă constantă a secţiunii transversale a canalului, panta râului ar trebui varieze

direct proporţional cu sarcina totală de sedimente şi granulometria sedimentelor din sarcină, şi in-vers proporţională cu debitul (Hooke & Rohrer, 1979) şi profilul unui râu ideal trebuie să aibă o for-mă exponenţială dacă nu există limitări pe lungimea canalului (Leopold & Langbein, 1962). Cu toa-te acestea, trebuie subliniat faptul că panta râului este întotdeauna limitată de raportul dintre mări-mea reliefului şi distanţa de transport dintre sursă şi nivelul de bază.

Relaţiile dintre dimensiunea sedimentelor şi pantă nu sunt lineare, cu panta crescând mai ra-pid decât granulometria (Hooke & Rohrer, 1979; Howard, 1980). În rudite, curgerea sarcinii de fund, interferenţele dintre clastele învecinate şi formarea grupurilor de forme de fund legate de clas-te foarte mari creşte stabilitatea patului. Pragurile pentru mişcarea sedimentelor (şi pantele necesa-re) sunt prin urmare mai mari decât cele precizate din ecuaţiile de transport al sarcinii de fund semi-teoretice sau empirice (Baker & Ritter, 1975; Brayshaw, 1984) şi o întrerupere a pantei în profilul longitudinal al curenţilor de obicei corespunde unei tranziţii rapide de la condiţiile de fund ruditice la condiţiile de fund arenitice (Yatsu, 1955). Stratele „blindate” de asemenea împiedică pietrişul fin (2-10 mm) component de a fi transportat descendent (Fernandez et al., 1988), şi câteva delte pot fi alimentate de sedimente cu această granulometrie.

Deşi teoria precizează că profilul longitudinal al râului trebuie să fie mai sensibil la schim-bările din aval a patului sau rezistenţa depozitelor faţă de debit (Allen, 1985, p.88), observaţiile din sistemele naturale arată că în timp ce o relaţie largă nu există, acestea sunt foarte larg dispersate (Fig.3). Acestea pot fi atribuite mai multor cauze: (1) măsurarea granulometriei include atât particu-le cu dimensiunea maximă cât şi cu dimensiune medie a compoziţiei sarcinii de fund pentru curgeri gravitaţionale, cu tehnici operaţionale şi chiar definite (de ex.: axa a, axa b) a dimensiunilor particu-lelor nu sunt concordante între studii; (2) valorile pantelor în mod obişnuit reprezintă panta canalu-lui şi nu cum ar fi mai logic o valoare independentă a pantei văii; (3) nu se acordă atenţie influenţei litologiei sedimentelor şi formei pe pragurile erozionale, comportamentul în transport, sau rezistenţa la abraziune; (4) mai important, decât panta reprezintă ajustarea pe termen lung a formei canalului la condiţiile impuse, este puţin probabil ca gradientul canalului şi profilul longitudinal sunt în echi-libru deplin cu sarcina sedimentară transportată. Interdependenţa segmentelor succesive de canal dintr-un râu înseamnă schimbări majore ale gradientul și redistribuirea unui volum imens de materi-al. De exemplu, s-a estimat că între 50.000 şi 80.000 de ani sunt necesari pentru ca Mississippi să

8

poată răspunde schimbării sarcinii sedimentare (Howard, 1982), multe râuri din British Columbia sunt încă în adaptarea la perturbaţiile în aportul de sedimente în relaţie cu evenimentele glaciare cuaternare de acum 10.000 de ani (Church & Slaymaker, 1989) şi corelarea pantei cu di-mensiunea materialul de fund rezidual şi nu cu dimensiunea medie din lungul râului River Hodder din Lancashire sugerând că profilul râului este de asemenea în continuare aranjate în condiţiile ple-istocene (Wilcox, 1967; Knighton, 1980).

Figura 3. Realţiile dintre granulometrie şi pantă în sistemele fluviale moderne. Valorile pentru granulometrie includ atât maximum cât şi mediana (D50) dimensiunilor particulelor sarcinii de fund pentru curenţi de fund ruditici şi arenitici şi media granulometrică a sarcinii în suspensie pentru râurile fin-granulare. Indentitatea literelor sistemelor deltaice sunt ca în Fig.1. Exemplele sunt din Bull (1962, 1964), Coleman şi Wright (1975), Galloway (1976), Hooke (1968), Hooke şi Roher (1979), Kostaschuk şi McCann (1983), Kostaschuk et al. (1986), Lustig (1964), Milliman şi Meade (1983) Schumm (1981) şi Wescott şi Ethridge (1982). Exemplele sunt din regiuni temperat umede (punctele) (cea mai mare parte a sistemului fluvial Missouri), semi-aride (cercuri deschise), sau glaciofluviale (triunghiuri) din Statelor Unite (Leopold & Wolman, 1957; Boothroyd & Ashley, 1975; Osterkamp & Hedman, 1082). Simbolurile altor climate sunt indicate în Fig.9. Simbolurile circulare reprezintă valorile dintr-o serie de sisteme de con aluvial (i.e. conurile aluviale Antelope Springs, Shadow Mountain şi Scott).

9

10

11

Sedimentarea câmpiei deltaice

Sedimentarea câmpiei deltaice depinde de granulometria disponibilă, modelul de canal şi panta sistemului aluvial de alimentare (Fig.2 şi 3), şi de raportul adâncimea canalului şi adâncimea apei din bazinul de recepţie (Jopling, 1965). Climatul este de asemenea important dar în primul rând afectează natura zonelor interdistributive şi faciesurile. Modelul spaţial în care debitul poate fi disi-pat prin ramificaţiile canalelor distributive (Rachocki, 1981; Nemec & Steel, 1988) determină dis-tanţa de amplasamentele depoziţionale din canalele aluviale active, relativa proporţie a materialului colmatat al canalului sau depozitele fin-granulare de overbank de pe câmpia deltaică, numărul, geo-metria, şi stabilitatea gurilor de vărsare a râului, şi cantitatea de sedimente transferat peste câmpia deltaică şi depusă la fiecare gură de vărsare a râului.

Un caz simplu este a unei câmpii deltaice mici ruditică, cu gradient abrupt (de obicei mai mare de 5 m km-1) conţinând un singur sau câteva distributive. După un scurt timp, un interval de câţiva ani, în timpul perioadei de aport sedimentar redus (Marzo & Anadón, 1988), sau în timpul scăderii nivelului de bază (Muto, 1988; Bardaji et al., 1990) gura de vărsare acţionează ca o sursă punctuală. Peste mai multe intervale de timp, sau când aportul sedimentar creşte, sau în timpul ridi-cării nivelului de bază, se poate forma o linie sursă îngustă. O parte importantă a sarcinii de fund poate fi depusă pe câmpia aluvială, cantitatea depinzând de stabilitatea malurilor canalului. De exemplu, în delta Kalinaklini River 72 % din sarcina de fund este reţinută ca topset din cauză că de-plasarea şi revărsarea canalului sunt frecvente, în timp ce Homathko River, debuşând într-un fiord apropiat, este comparativ mai stabil cu numai 20 % din sarcina de fund reţinută ca topset (Syvitski et al., 1988).

Dezvoltarea unor câmpii deltaice mari, nelimitate în particular, favorizează bifurcarea siste-melor de alimentare. Aceasta este însoţită de o creştere corespunzătoare a spaţiunlui disponibil pen-tru agradarea sedimentelor (ca topseturi), şi descreşterea cantităţii de apă şi/sau sedimente disponi-bile pentru fiecare gură de vărsare. Scăderea importantă a pantei asociate cu tranziţia de la sarcini de fund ruditice la cele arenitice argumentate de rata scăzută a energiei de disipare şi a „segmentă-rii” depozitelor aluviale, marchează o discontinuitate texturală între conglomeratele proximale ale curentului împletit şi aluviunile distale nisipoase, care pot rezulta (Fernandez et al., 1988). Acest model distal simplu continuu poate fi întrerupt de evenimente catastrofice care pot transporta volu-me mari de material grosier bolovănos în delta frontală şi coborât pe panta deltaică în apa adâncă, aşa cum sunt documentate din multe fiorduri din British Columbia (Prior & Bornhold, 1988) unde fan deltele sunt comparate cu o curgere în masă clasică dominând conurile aluviale umede tipice al unor mici bazine de drenaj accidentate (Bull, 1962).

Câmpiile deltaice împletite nisipoase au un model al canalelor bifurcate la scară mare, şi gradienţii variază între 0,5 şi 5 m km-1. Depozite slab coezive permit constant migrarea canalelor. Numărul de guri de vărsare va creşte cu dimensiunea câmpiei deltaice, singura limită fiind o limită hidraulică a împărţirii debitului sub care noi canale bifurcate nu mai este posibil să se formeze (Ra-chocki, 1981). Deşi numai un singur canal major poate deveni factor dominant al câmpiei deltaice (de ex.: delta Copper), în multe cazuri, aşa ca în câmpiile erozionale glaciare, acestea sunt o reţea uniformă distributivă care acţionează ca o linie sursă a deltei frontale. Migraţiile laterale ale distri-butivelor tind să fie încete dacă aportul sedimentar este scăzut sau rapid, ca în Mackenzie River, un-de canale de 1,4 km lăţime migrează 10-20 m pe an (Lapointe, 1990) sau foarte repede dacă este un aport sedimentar substanţial, ca în Kosi River, care are migrări laterale pe distanţe de 120 km de la 500 m pe an (Gohain & Parkash, 1990). Submergenţa prin apă dulce sau marină este rară. Lacurile sunt sărace, chiar şi în regiunile umede, unde zonele interdistributive sunt bogate în vegetaţie. Lagu-nele sunt limitate la fâşii de coastă subţiri şi canalele tidale nu au putut pătrunde departe pe câmpie.

Câmpiile deltaice nisipoase, cu sarcină mixtă, cu canale drepte sau meandrate, are gradienţi scăzuţi cu mai puţin de 1 m km-1. Depozite de canal argiloase consolidate, creşte tendinţa distributi-velor de a menţine acelaşi curs în timp, şi limitează cantitatea de bifurcări. Canalele ramificate tind să progradeze în izolare şi acţionează ca surse punctiforme izolate. Aşa că canalele sunt schimbate

12

prin avulsie, corpurile de nisip sunt în general izolate în depozite fine de luncă. Frecvenţa avulsiei depinde de rata prin care leveele sunt construite deasupra luncilor, şi de cantitatea de vegetaţie (McCarthy et al., 1992), cu avulsile unui canal major în sistemele mixte nisipos-mâlos agradante apar cu o perioadă medie de 1000 ani (Leeder, 1978).

Câmpiile deltaice fin-granulare au un gradient mic sau foarte mic (0,001 la 0,1 m km-1) şi o relativ proporţie mare din suprafaţa totală este submersă de mare sau lacuri, deoarece apa circulă uşor între interdistributive gârlele, lacuri sau bălţi fie din distributive fie din apa mării, şi marea pă-trunde uşor prin orice sistem barieră/plajă pentru a forma lagune. Chiar nivelele mareeice mici sunt suficiente să permită trecerea apelor bazinale pe câmpia deltaică şi pentru curenţii mareeici să pă-trundă mulţi kilometri spre interior prin canale tidale. Relativa stabilitate a canalelor pentru perioa-de de sute de ani, timpul şi modelul de avulsie în mare măsură depinde de factori externi ai configu-raţiei bazinului, schimbărilor climatice în aria sursă şi a cantităţii de mâl. Mississippi este un exem-plu clasic. Depunerile sedimentare pe ultimi 6000 de ani formează din patru complexe deltaice ma-jore cuprinzând 16 lobi. Mult mai siltic Huanghe, prin contrast, este relativ instabil. Deşi deplasări mari apar la frecvenţe comparabile cu Mississippi, deplasări de 50-100 km apar odată la 10 ani şi gura de vărsare a râului anual migrează sute de metri, sunt raportate în poziţia sa actuală mişcări as-cendente de 90-120 m pe zi (Chien, 1961; Keller & Prior, 1986; Wang & Ke, 1989).

Energia de bazin poate modifica modelul distributivelor sistemelor fin-granulare. În cazul în care este suficient nisip disponibil, valurile pot construi creste/bare de plaje sau insule barieră, redu-când proeminenţele liniei de ţărm, potenţialul de avulsie, şi numărul distributivelor câmpiei deltaice active şi corespunzând gurilor de vărsare. Delta avansează mult mai încet peste marginea frontului (de ex.: San Francisco, Senegal). Curenţii tidali de asemenea micşorează numărul gurilor de vărsare prin lărgirea distributivelor până la crearea unor canale de ţărm care converg în formă de pâlnie (Wright et al., 1973), prin aceasta suprimând tendinţa de a se dezvolta lobi deltaici. Datorită acestor efecte bazinale, şi creşterii potenţialului de canale realipite pe câmpiile deltaice mari, numărul de distributive emisare pe câmpiile deltaice moderne fin-granulare rămâne constant (circa 5-30) şi nu depinde de mărimea câmpiei deltaice (Morisawa, 1985). Zona tranziţională: gura de vărsare şi linia de ţărm

Primul factor de control al liniei de ţărm deltaice este interacţiunea dintre procesele aluviale

şi bazinale ca expresie a diagramei lui Galloway (1975). Cu toate acestea, predominarea granulome-triei modifică substanţial eficienţa proceselor fizice şi aceasta modelele morfologice şi depoziţiona-le ale gurii de vărsare şi liniei de ţărm (Fig.1).

Gura de vărsare Gura de vărsare este punctul focal al interacţiunii dintre apele fluviale şi apele bazinale.

Aceasta este regiunea unde efluenţii din sistemul aluvial în primul rând se amestecă, decelerează şi depozitează sarcina lor sedimentară. Maniera acestei interacţiuni poate fi bine ilustrată în situaţiile de râuri dominante unde modificarea influenţei valurilor sau mareei asupra modelelor de dispersie sedimentară pe delta frontală este neglijabilă. Comportamentul efluentul şi consecinţa modelelor de-poziţionale va depinde de relativa dominare a: (1) inerţia curentului de scurgere a apei care intră în bazin, şi asocierea lui cu difuzia turbulentă; (2) fricţiunea turbulentă dintre efluent şi cursul subma-rin al râului; (3) flotabilitatea curgerii relative a apei în bazin (Wright, 1977).

Factorii care determină rolul jucat de fiecare din aceste forţe include contrastul de densite dintre râu şi apa bazinului, adâncimea apei la gura de vărsare spre larg, şi rata debuşării şi viteza curgerii curentului. Pentru exemplu, când râurile debuşează în bazine marine, apa râului este mult mai uşoară decât apa marină şi multă apă dulce tinde să intre în bazin ca un jet susţinut în suspensie sau o pană (efluent hipopicnal). Când râurile intră în apa dulce din lacuri, cu toate acestea, apele râului în general mai dense decât apele bazinului şi tind să curgă sub apele bainului ca curgeri sub-

13

terane dense (efluent hiperpicnal). Adâncimea apei este importantă în deltele marine dominate de fricţiune la gurile de vărsare apar preferenţial acolo unde deltele sunt construite în ape puţin adânci, în timp ce deltele frontale şi gurile de vărsare dominate de flotabilitate apar unde ele sunt construite într-o relativă apă adâncă (cf. Pass a Loutre sau distributive crevasse splay versus South Pass al flu-viului Mississippi; Wright & Coleman, 1974; Wright, 1977).

Procesele de debuşare şi natura gurii de vărsare, cu toate acestea, nu pot fi considerate inde-pendente de sarcina sedimentară, aşa că acestea din urmă sunt responsabile de compoziţia prismei depoziţionale. Comportamentul amestecului la gura de vărsare diferă între tipul de canal cu sarcină în suspensie, sarcină mixtă şi sarcină de fund (Schumm, 1981), precum şi sarcini de fund ruditice cu granulaţii foarte grosiere şi regimuri aluviale dominate de curgeri în masă (Fig.4).

Cu sistemele aluviale dominate de sarcini de fund cu granulaţiile grosiere, procesele depozi-ţionale de la gura de vărsare variază considerabil în acord cu mecanismul de aport sedimentar. Den-sitatea debitului amestecului de sedimente se apropie de multe ori de densitatea apei bazinale (cur-gere homopicnală), şi amestecul rapid la gura de vărsare rezultă o depunere imediată a părţii grosi-ere a sarcinii. Deceleraţia asociată cu expansiunea debitului râului cauzează debuşarea materialului grosier. Dacă apa bazinală este suficient de adâncă, depunerea rapidă în masă a sarcinii de fund de obicei rezultă forseturi de tip Gilbert, cu înălţimea unui forset pur şi simplu reflectând adâncimea apei în frontul din faţa gurii de vărsare. În contrast, când viiturile şi curgerile gravitaţionale de sedi-mente sunt factorii principali (de ex.: Dabrio & Polo, 1988) aportul aluvial este mai dens decât ape-le bazinale (curgeri hiperpicnale) şi amestecul iniţial cu apa ambientală va fi mult limitat (Bell, 1947; Nemec et al., 1984; Prior & Bornhold, 1990). Unele debris-flow-uri vor „îngheţa” când se dispersează şi se diluează pe pantele deltaice (Nemec & Steel, 1984). Invazia acestor curgeri în ma-să ruditice în cuverturile de mâl care se pot acumula pe pantele deltaice dintre evenimentele de de-buşare aluvială pot rezulta un sediment amestecat şi o inversiune texturală (Larsen & Steel, 1978). Curenţii turbiditici mai diluaţi deseori vor trece la partea superioară a pantei deltaice la depozite de detritus grosier mai distal (Nemec, 1990b). Depunerea poate de asemenea apărea, cu toate acestea, în cadrul covoarelor de tracţiune sau formelor de fund antidune la baza curgerilor foarte concentrate supracritice de la gura de vărsare (Massari, 1984; Bornhold & Prior, 1990; Massari & Parea, 1990; Nemec, 1990b). Migrarea în amonte a săriturii hidraulice pe panta forseturilor va duce la o eroziune prin umplerea stratelor din spate (Massari, 1984; Nemec, 1990b).

În râurile cu sarcină de fund şi sarcină mixtă, sedimentele granoclasate şi cu toate tipurile de granulometrii disponibile permite strate mai pronunţate prin fricţiune turbulentă, cauzând rate de dispersie a efluenţilor şi decelerări care pot fi pronunţate (Van der Meulen, 1993). Debitul are ten-dinţa de a se concentra într-o reţea de multiple canale bifurcate, separate prin numeroase bare. Acest model depoziţional este de asemenea avansat de adâncimile mici care caracterizează multe sarcini mixte şi multe canale fluviatile cu sarcină de fund. Un excelent exemplu al acestui model de disper-sie sedimentară a provenit din delta Bella Coola (Church, 1981; Kostaschuk & McCann, 1983; Kos-taschuk, 1985; Fig.4). Canalele distributive majore de pe câmpia deltaică sunt puţin adânci şi împle-tite, constant schimbând poziţia. Râul se varsă într-un fiord mezotidal până la macrotidal (media amplitudinilor de primăvară este 3,9 m) cu energia valurilor scăzută. Deşi amplitudinea mareei schimbă locaţia gurilor de vărsare distributive, mareea are un impact neglijabil asupra morfologiei deltei şi modelele depoziţionale sunt dominate de procese fluviale. La mareea înaltă, efluentul este în contact cu albia râului pe cea mai mare parte din lungimea sa şi forţele fricţionale sunt dominan-te. Se formează o bară mare de debuşare distributivă ruditică, similară cu barele radiale descrise de Wright (1977). Dezvoltarea incompletă a barelor semi-terestre, cu completa bifurcare a canalelor în-guste prin levee subacvatice, au fost legate atât de natura grosieră a sedimentelor cât şi de dezechili-brul dintre dinamica efluentului şi formele de fund depoziţionale care rezultă din fluctuaţiile ma-reeice induse în poziţia gurii de vărsare (Kostaschuk & McCann, 1983). Pe delta Jaba din Papua Noua Guinee, bancurile semi-terestre asociate cu jeturi plane dominate fricţional sunt la fel mult efemere, din cauza migrării laterale zilnice rapide şi considerabile a canalelor distributive (Wright et al., 1980).

14

Figura 4. Controlul granulometriei privind comportamentul amestecării la gura de vărsare. Exemple de sarcini în sus-pensie şi mixte bazate pe râurile Mississippi (Wright, 1977) şi respectiv pe Bella Coola (Kostaschuk, 1985). Gura de vărsare ruditică este ipotetică. De notat scări orizontale diferite.

Complicaţiile viitoare ale sarcinii de fund influenţate de gura de vărsare apar dintr-o pronun-

ţată stratificaţie verticală în mărimea şi concentraţia de sedimente din cadrul debitului. Canalele cu sarcină de fund (Schumm, 1981) pot căra mai mult de 89 % din sarcina lor de sedimente în suspen-sie, şi de multe ori sarcina de fund şi fracţiunile sarcinei în suspensie se separă pe delta frontală. Exemplul Bella Coola este din nou instructiv. La mareea joasă, efluentul trece peste ruptura de pan-tă între câmpia deltaică şi o faţă deltaică abruptă şi adâncă, şi se extinde vertical în timp ce curge peste apele salmastre bazinale ale fiordului cu densitate stratificată. Dinamica efluentului este cea a unui model jet plan plutitor de modificat prin absenţa unei intruziuni de pană salină. Morfologia de-pozitului, cu toate acestea, pare să fie o combinaţie a bancului mijlociu (fricţional) a lui Wright (1977) şi bare semilunare (inerţiale). Cu alte cuvinte, modelul litoral depoziţional în primul rând re-

15

flectă transportul a unei părţi substanţiale a sarcinii sedimentare fluviatile ca sarcină de fund mai de-grabă decât orice aspect particular al modelului mixt dintre râu şi apa bazinul ambiental. Fracţiunea fin-granulară a sarcinii sedimentare este transportată în pene de efluenţi flotanţi dincolo de imediata limitare a deltei frontale ca un sistem cu sarcină în suspensie.

Râurile cu sarcină în suspensie tipice au raportul lăţime/adâncime scăzut, avansarea prin dezvoltarea leveelor şi tendinţei de dezvoltare omogenă a distribuţiei sedimentelor pe întrega coloa-nă de apă. Canalele tăiate adânc oferă sursa punctiformă relativ stabilă pentru sedimentele de la gu-ra de vărsare, stimulând astfel îmbunătăţirea construcţiei sistemelor deltaice individuale. În deltele marine, sedimentele fin-granulare (dacă nu sunt prea concentrate, aşa ca în Huanghe) favorizează modelele mixte dominate de flotabilitate prin care să se permită intruderea penei saline (Wright, 1977). Distributivele majore ale fluviului Mississippi oferă un clasic exemplu a acestui tip de model depoziţional pe delta frontală (Wright & Coleman, 1974; Coleman, 1974, 1988; Fig.4). Scăderea iniţială spre larg descreşte cu grosimea efluentului generând condiţii supracritice din cadrul scurge-rii şi intensificarea legată de valurile interne provocate de antrenarea apei sărate şi amestecului ver-tical. Rapida deceleraţie conduce la depunerea de sedimente grosiere (în principal din nisip fin) pen-tru a forma bare de debuşare distributive. Curenţii secundari transversali apropiaţi de lângă bare acreţionare inhibă răspândirea laterală a acestui sediment, rezultând progradarea unei bare-deget subţiri de nisip (Fisk, 1961). Expansiunea următoare spre largul mării, diluarea şi decelerarea unui efluent subcritic este extrem de gradată, ceea ce duce la depunerea progresivă a fracţiunii remanente fine silt/argilă din suspensie la distanţe considerabile de gura de vărsare. Flocularea ajută depunerea pe delta frontală, şi particulele cu diametre mai mici de 10 μm (i.e. silturi foarte fine) au rate de se-dimentare similare, indiferent de dimensiune (Syvitski et al., 1985). În deltele de apă dulce sarcina în suspensie este de obicei mai densă decât apa lacurilor şi astfel de curenţi cu densitate mai mult sau mai puţin continuuă să curgă pe dedesubt în bazin (de ex.: delta Colorado în lacul Meade). Une-le delte marine, asemenea cu cea a lui Huanghe, care debuşează volume mari de silt, pot de aseme-nea dezvolta curgeri hiperpicnale în timpul etapelor de inundaţii. Cu toate acestea, delta fin-granula-ră Catatumbo care a fost construită în apa puţin adâncă a lacului Maracaibo (Hyne et al., 1979) este caracterizată de procese fricţionale şi de dezvoltarea unei bare semi-terestre. Aceasta din cauză că apa efuentului este mai puţin densă decât apa lacului, care are o salinitate scăzută (3,3 ‰). Compa-rativ cu Mississippi unde contrastul de densitate este aproape de şase ori mai mare, nu există o pană salină, şi contactul curentului efluent cu bara de debuşare distributivă generează o anumită cantitate de fricţiune.

Modificări produse de valuri Energia valurilor litorale este cel mai important proces marin care guvernează dezvoltarea li-

niei de coastă (Wright & Coleman, 1973). Valurile sortează şi redistribuie sedimentele debuşate de râuri şi formează o linie de ţărm caracterizată prin plaje, bariere şi bancuri de nisip. În deltele domi-nate de valuri, linia ţărmului tinde să fie mai puţin accentuată decât la alte delte. Puterea mare a va-lurilor litorale produc sortarea bună a nisipurilor de ţărm cu pante ale şelfului proximal abrupte, concave. Puterea mică a valurilor litorale este de obicei asociată profile ale şelfului proximal line, convexe; nisipurile sunt mai puţin bine sortate, şi includ mâl şi silt.

Puterea valurilor la o linie de coastă depinde de energia valurilor de apă adâncă şi de adânci-mea apei bazinale. Cu toate acestea, puterea valurilor litorale este de asemenea controlată de freca-rea atenuantă, care a funcţionat asupra gradientului pantei subacvatice. Gradientul depinde nu nu-mai de natura şi lăţimea şelfului, dar cu rata şi tipul de aport sedimentar pe zona litorală.

Aceasta este important să distingem între profilele de şelf proximal care sunt abrupte şi cele care sunt line. Aceasta a fost dat pentru linii de coastă non-deltaice (Short, 1979, 1984; Short & Hesp, 1982; Wright et al., 1979), unde o distincţie a fost făcută între morfologia linilor de ţărm re-flective şi disipative (Fig.5). Linia de ţărm reflectivă este caracterizată prin profile litorale plane, cu cele mai multe valuri se sparg direct pe plajă. Energia valurilor reflectată de plajă de multe ori se

16

propagă de-a lungul ţărmului prin refracţie (Wright et al., 1979). Caracteisticile litoralului, cum ar fi creste şi topografie canaliformă sau bare de swash, sunt complet absente şi plajea este relativ abrup-tă, cu culmile de plaje de obicei dezvoltate pe bermă. Liniile de ţărm disipative, prin contrast, sunt acelea unde valurile se sparg la o distanţă considerabilă de ţărm. Lăţimea zonei de surf internă poate ajunge de la 50 la 500 m, depinzând de ambianţa valurilor şi granulometrie (vezi mai jos). Gradien-ţii ţărmului normal şi ţărmului paralel în stressul radiant în legătură cu cantitatea de apă costală, am-bianţă care va iniţia modele la scară mare a circulaţiei implicând atât ţărmuri lungi cât şi curenţi di-recţionaţi spre larg. Aceasta va rezulta la un complex topografic tridimensional, cu bare de-a lungul ţărmului frecvent tăiate de canale incizante.

Aceste două tipuri de morfologii ale liniilor de coastă reprezintă termeni finali al spectrului complet al tipurilor de linii de coastă, cu multe tipuri intermediare. Pentru ca în particular o plajă să devină dominant reflectivă sau dominant disipativă depinde atât de ambianţa valurilor cât şi de gra-dientul litoralului, şi granulometrie (Fig.5). Valurile cu energie ridicată sau un ţărm larg cu apă puţin adâncă de obicei produce condiţi disipative; o putere mică a valurilor şi profil de litoral abrupt creş-te reflectivitatea în faţa plajei. Variaţiile spaţiale ale puterii valurilor, şi o variaţie temporală şi sezo-nieră a furtunilor poate duce la schimbări în sistemele de plaje ca plaje concrescute şi care sunt ero-date. Plajele concrescute sunt mai reflective, în timp ce unele erodate sunt mai disipative.

Granulometria influenţează atât plaja cât şi gradienţi ţărmului prin controlarea proporţiei de swash care se infiltrează în plajă şi are ca rezultat mărimea curenţilor direcţionaţi spre larg cu ener-gie scăzută, şi potenţialul de antrenare şi transport al sedimentelor în zona de surf (Bailard, 1981). Schimbări în granulometrie declanşază modificarea tipului de plaje. Bryanr (1982) a subliniat rela-ţia dintre dimensiunea sedimentelor şi/sau mobilitate şi continuul disipativ până la reflectiv. Pentru un prim ordin estimarea, gradientului, β, şi starea plajei trebuie să varieze (în timp şi spaţiu) cu tala-zuri înalte şi perioadă (Hb şi T) şi media vitezei (ϖs) de depunere a sedimentelor de plajă. Dean (1973) şi Dalrymple şi Thompson (1977) sugerează un singur parametru al formei, Ω = Hb/ϖsT, ca un indice semnificativ adimensional, incorporând atât valurile cât şi caracteristicile sedimentelor, pentru examinarea comportamentului profilelor de plajă (Fig.6). Wright şi Short (1984) analizând datele din 11 sisteme de plaje australiene într-o încercare de a determina valorile „pragurilor” pentru Ω care separă extremele reflective sau disipative din stările intermediare ale plajei. Ei au găsit că Ω trebuie să fie mai mic de 1 pentru ca o plajă să rămână în extrema reflectivă şi mai mare de 6 m pentru o plajă total disipativă. Răspunsul linilor de coastă deltaice la energia valurilor litorale poate fi considerată în acest cadru reflectiv-disipativ. Aşa că viteza depunerii sedimentelor fine până la ni-sipuri medii variază în funcţie de pătratul granulometriei (legea lui Stoke), Ω, şi prin urmare starea plajei, va fi cea mai sensibilă la schimbările în aportul fin-granular al liniilor de coastă.

Pe linile de coastă ale deltelor ruditice, eficienţa infiltrării swash-ului în sedimentele din zo-na de ţărm proximal rezultând aproape fără contracurent, susţinuţi de gradienţii ai zonei de plajă abrupţi (Bourgeois & Leithold, 1984). Acest fapt este adevărat mai ales în cazul plajelor de pietriş cu un relief înalt în zona de ţărm proximal în domeniul mareelor înalte (Massari, com.pers., 1992). Cu toate acestea, în mările micromareeice, relieful ţărmului proximal este jos şi contracurentul poa-te fi mai eficient. Cu materialul grosier litoral, valurile pot numai muta sedimentele în timpul furtu-nilor. Curenţii tracţionali sunt dominanţi. Deşi furtunile individuale transportă sedimente numai pe distanţe scurte, efectul cumulativ al unor evenimente succesive poate fi considerabil (Bardaji et al., 1990). În formaţia cretacică Cardium Formation, de exemplu, deplasarea aparentă de-a lungul ţăr-mului a pietrişului transportat este de 20 km de la gura de vărsare (Plint & Walker, 1987). În confor-mitate cu cele mai multe condiţii ale valurilor, cu toate acestea, cele mai multe sedimente sunt imo-bile. Selectarea făcută de valurile de vreme bună produce pânze de pietriş grosier, neprelucrate hi-drodinamic ale unui astfel de substrat modificat lângă ţărm de spectrul valurilor şi amplificând com-ponentele subarmonice de perioadă lungă a valurilor de hulă (Short, 1979; Orford & Carter, 1982; Carter & Orford, 1984). Mobilitatea scăzută a detritusului de pe liniile de coastă grosier-granulare favorizează dezvoltarea a unui profil litoral reflectiv abrupt.

Pe deltele cu granulometrii mixte, mecanismele procesului de răspuns vor fi complexe şi vor

17

Figura 5. Spectrul morfologiei liniei de ţărm al linilor de coastă dominate de valuri în acord cu granulometria. Compa-rarea energiei valurilor poate fi presupusă în fiecare caz, deşi schimbările în energia valurilor va fi de asemenea indicată de variaţia morfologiei liniei de ţărm (săgeţile). Vezi textul pentru explicaţii ale disipării, rezonanţei şi reflecţiei. Nisip (1), amestec nisip/pietriş (3/4) şi pietriş (6) exemplele sunt din Wright et al. (1979) şi Short (1979). Exemplul mâl/silt este bazat pe linia de coastă Surinam, după Wells şi Coleman (1981a,b) şi Rine şi Ginsburg (1985). depinde de modul în care proporţia de nisip şi pietriş sunt alterate şi amestecate în zona de swash şi de-a lungul ţărmului. Starea plajei este de obicei intermediară între extremele disipative şi reflecti-ve, posedând elemente de la fiecare. De exemplu, ţărmul proximal de multe ori cuprinde câteva ele-mente morfologice cu o zonă de plajă abruptă, ruditică, reflectivă şi un gradient mai fin granular, mai disipativ în zona de surf (Short, 1979; Kirk, 1980; Jago & Hardisty, 1984). Aceste stări ale pla-

18

jei intermediare sunt spaţial şi temporal cele mai dinamice forme de plajă. Caracteristicile lor sunt celulele cu circulaţie învolburată şi barele litorale transversale permiţând rapide reluari pe direcţia de transport a sedimentelor ca înălţime a valurilor sau aport de sedimente fluctuant (Wright & Short, 1984). De-a lungul ţărmului tipului de curent litoral variază prin procesele de sortare de pe delta frontală. Refracţia valurilor concentrează puterea valurilor în gura de vărsare proeminentă (Wright et al., 1980) şi pe cuvertura fan deltelor de pe delta frontală va induce deplasare de-a lungul ţărmului indiferent de unghiul de incidenţă aproximativ al valurilor (Orton, 1988). Pe fan delta Ya-llahs pot fi găsite plaje atât erozionale cât şi depoziţionale (Wescott & Ethridge, 1980). Plajele do-minate reflectiv-erozionale, cu sedimente cuprinse în primul rând într-o acumulare din eroziunea depozitelor aluviale grosiere de-a lungul aliniementelor plajei şi cu fracţiunile fin-granulare îndepăr-tate de acţiunea valurilor. Rezultă că profilurile ţărmurilor proximale sunt abrupte, cu mici sau fără zone supratidale şi compuse din nisip foarte grosier până la claste cu dimensiuni mari, blocuri. De obicei formarea nisipurilor cimentate în zonele intertidale atestă o slabă mobilitate a plajei. Plajele depoziţionale, prin contrast, au un raport nisip/pietriş ridicat cu un ţărm proximal realativ mai lin, cu berme bine dezvoltate şi suprafeţe supratidale largi. În conformitate cu observaţiile lui Short şi Hesp (1982) din liniile de coastă australiene (vezi mai jos), aceste nisipuri, cu mai multe porţiuni disipati-ve ale deltei frontale sunt adesea susţinute de câmpuri mici de dune eoliene.

Pe liniile de coastă deltaice nisipoase, limita infiltrării a swash-ului în sedimentele ţărmului proximal rezultând un contracurent cu viteză ridicată şi un volum ridicat de sedimente, favorizând un gradient de plajă lin. În mod similar, relativa mobilitate ridicată a detritusului permite lărgirea şi aplatizarea zonei de surf prin fiecare transport al sedimentelor de plaje în larg sau prin flux longitu-dinal. Gradientul ţărmului distal devine scăzut, creşterea lăţimii şi volumului de sedimente din zona de surf, şi a distanţei dintre formele morfologice ale ţărmului normal şi ale ţărmului paralel (Short, 1979). Aşa că sistemul costier devine mai disipativ, spargerea valurilor descreşte progresiv în ampli-tudine şi putere pe măsură ce se apropie de ţărm. Concentraţia mare de sedimente în suspensie în apele litorale extrag energia din turbulenţa valurilor prin continuua rezistenţă dintre particule şi flui-dul de sprijin. Reducerea legată de gradienţii stressului radiant şi alcătuirea generală a nivelelor me-dii de apă în ultimul rând reduce intensitatea a oricărei asocieri direct spre larg a curenţilor de coastă (Wright et al., 1979).

Deşi condiţiile disipative induc rate mari ale transportului sedimentelor pe delta frontală, mari cantităţi de sedimente de coastă crează un mare potenţial pentru acreţia subaeriană şi cu toată (de ex.: sezonieră) reducerea înălţimii valurilor multe sedimente vor fi redepuse pe zona din faţa plajei prin migrarea şi contopirea barelor şi crestelor litorale (Clifton et al., 1971; Hine & Booth-royd, 1978). Deşi astfel de bare ar putea influenţa locaţia aportului fluvial (de ex.: Skeidararsandur), ele nu vor inhiba progradarrea deltei. Linile de coastă nisipoase disipative de asemenea favorizează transportul sedimentar eolian şi formarea pe plajele mari dune de plaje, datorită relaţiei genetice dintre topografia plajei subaeriene şi regimul de curgere aerodinamic (Short & Hesp, 1982). Aşa că dimensiunea şi scara elementelor morfologice sunt relaţii inverse cu gradientul litoralului, fiecare cantitate mare de energie a valurilor sau este necesar mult timp pentru modificarea importantă a morfologiei pre-existente a linilor de coastă fin-granulare cu gradient scăzut (Short, 1979). Cu sis-teme barate multiple, reducerea progresivă a puterii valurilor dincolo de bare de nisip exterioare în-bunătăţeşte stabilitatea pe termen lung al acestor linii de coastă. În timpul furtunilor, barele externe oscilează de multe ori în loc, chiar şi la spargerea brizanţilor, cu transportul sarcinii de fund spre ţărm echilibrat prin fluxul de sedimente în suspensie al şelfului proximal. Barele pot creşte în ampli-tudine dar prezintă puţine schimbări ale formei, existând în „echilibru dinamic” prin mai multe fur-tuni (Greenwood &Osborne, 1991). Când furtuna încetează şi transportul sedimentelor în suspensie are importanţă scăzută, transportul spre ţărm a sarcinii de fund sedimentare determină o migrare spre ţărm a sistemului de bare (Wright & Short (1979).

Liniile de coastă mâloase, unde cele mai multe sedimente sunt transportate în suspensie, răs-pund proceselor costale într-o manieră diferită faţă de cele formate din nisip. Un prim exemplu este

19

Figura 6. Câmpurile de stabilitate pentru linii de coastă de la disipative până la reflective în acord cu înălţimea valurilor bizanţi şi granulometrie. Liniile boldite sunt pentru o perioadă a valurilor de 8s şi o densitate a sedimentelor de 2,65 g cm-3. Liniile punctate şi cu triunghiuri prezintă locaţiile pragurilor (Ω = 1 şi 6) de la reflective la intermediare şi de la intermediare la disipative pentru periode ale valurilor de T = 4 şi respectiv 12s. Limitele morfotipurilor costale sunt din Wright şi Short (1984). Morfotipurile intermediare sunt: LBT, bare longitudinale canaliforme; TBR, bare transversaleşi incizate; RBR, bare ritmice şi plaje; LTT, terase tidale joase sau creste canaliforme. Pătratele reprezintă liniile de coastă non-deltaice de pe coasta australiană (datele din Short & Hesp, 1982). Viteza de sedimentare utilizată pentru calcule Ω (=Hb/ϖsT) unde determinarea utilizează ecuaţia din Hallermeier (1981) şi vâscozitatea cinematică a fluidului de 0,01 cm2 s-1. Vezi textul pentru discuţii ulterioare. oferit de o întindere de 1600 km de ţărm între deltele Amazon şi Orinoco, unde un aport abundent de sediment fin-granular a avansat acumularea într-un mediu al energiei valurilor moderată până la înaltă (Wells & Colema, 1981a,b; Rine & Ginsburg, 1985). Partea inferioară mâloasă neconsolidată, fină şi bancurile subacvatice fluide mâloase au o eficienţă ridicată în completa atenuare a valurilor de apă puţin adâncă, protejând linia de ţărm de o viitoare eroziune şi asigură condiţiile pentru o viitoare depunere. Cele mai multe valuri nici nu ajung la linia de coastă şi nici nu rup, şi totala pier-dere a energiei valurilor prin slaba depunere aluvionară de-a lungul şelfului intern variază între 93 şi 96 %. Amestecarea continuă datorită valurilor previne consolidarea fundului mâlos al mării. Prezen-ţa unei concentraţii ridicate de sediment în suspensie în apele de coastă va avea rezultate în schim-bările pronunţate în profilul şi amplitudinea valurilor în timpul propagării în ape puţin adânci. Re-zultă valuri aproape solitare. După cum particulele de apă se pot muta numai în direcţia de deplasa-re a valurilor, mâlul tinde să fie captat în zona litorală. Absenţa valurilor brizanţi sau a circulaţiei ce-lulelor litorale, care se dezvoltă normal pe liniile de coastă nisipoase, previn mişcarea importantă a

20

sedimentelor spre şelful proximal. Cu delta Amazonului, care are o mică apariţie subaeriană (Nitt-rouer et al., 1986), caracteristicile topografice ale litoralului (de obicei bancuri mâloase) este stabi-lizată în viitor prin colonizarea cu mangrove, şi numai indicaţiile ale ţărmurilor anterioare în mărtu-riile depoziţionale sunt mici cantităţi de nisip şi cruste de debrite care au format un orizont reper subţire în câmpia complexă acreţionară întinsă.

Modificări produse de maree

Liniile de coastă au fost clasificate în acord cu variaţia mareei în trei categorii primare (Da-vis, 1964): microtidal (< 2 m), mezotidal (2-4 m) şi macrotidal (> 4 m). Coastele microtidale sunt caracterizate de insule barieră lungi şi înguste cu canale tidale principale (inleturi) care sunt foarte mult distanţate. Aşa că creşterea amplitudinii mareei la fel creşte şi numărul de canale tidale princi-pale; astfel liniile de coastă nisipoase mezotidale au insule barieră mici care sunt tăiate regulat. De-a lungul coastelor macrotidale curenţii puternici normali pe ţărm previn dezvoltarea barierelor; în schimb golfurile în formă de pâlnie (estuarele) conţin corpuri nisipoase liniare orientate paralel în care curenţii tidali pot fi prezenţi (Hayes, 1975).

Cu toate acestea, este recunoscut din ce în ce că mareele sunt subordonate valurilor în trans-portul sedimentelor şi formării morfologiei coastelor litorale (Davis, 1985, p.402). Clasificarea pro-pusă de Hayes (1975, 1979) este în general aplicabilă numai coastelor cu o energie a valurilor scă-zută până la moderată (Davis & Hayes, 1984). La liniile de coastă cu energia valurilor înaltă, mor-fotipurile coastelor, nu au nici o relaţie cu amplitudinea mareei, aşa că energia valurilor întotdeauna depăşeşte energia mareei. Numai influenţa mareei este să distribuie energia valurilor peste o largă porţiune a plajei şi în interiorul zonei de surf. Aceasta este bine ilustrată prin modelul depoziţional al Carmarthen Bay, ţara Galilor (Jago & Hardisty, 1984), unde amplitudinea mareei de primăvară depăşeşte 10 m şi înălţimea valurilor modale de obicei depăşeşte 3 m. Aici secvenţa sarcinii de fund şi structurile sedimentare sunt produse în care nisipul fin-granular este o reminescenţă a ceea ce a descris Clifton et al., (1971) din energia ridicată a valurilor, liniile de coastă non-barate ale Ogreno-nului, în ciuda amplitudinii extreme a mareelor.

Cu toate acestea gradul de influenţă al regimului mareelor într-o deltă este determinat nu nu-mai de puterea valurilor dar şi de granulometrie (Fig.7), care controlează atât gradientul câmpiei deltaice distale (Fig.3) cât şi pragurile transportului de sedimente. Gradientul guvernează lăţimea zonei intertidale şi astfel distribuţia şi geometria a oricărui facies rezultat (Wescott & Ethridge, 1990). Pragurile transportului de sedimente sunt limitate de abilitatea curenţilor mareeici de a eroda şi transporta sedimente, viteza curentului mareeic rareori depăşeşte 150 cm s-1 (Cram, 1979).

De-a lungul liniei de ţărm cu bariere ruditice, curenţii principali mareeici sunt de cele mai multe ori absenţi (Carter & Orford, 1984), şi pe câmpiile deltaice ruditico-arenitice cu gradient abrupt (de ex.: câmpia deltaică împletită Skeidararsandur) insulele barieră sunt rare, indiferent de amplitudinea mareei (Hine & Boothroyd, 1978). În curentul mareeic principal Lower Cook Inlet, Alaska (Hayes & Michel, 1982) curenţii cu sarcină de fund cu gradient ridicat construiesc mici fan delte. Deşi condiţiile macrotidale există (Fig.7) gradienţii ridicaţi aluviali şi litorali numai permit decât o zonă intertidală îngustă şi curenţii mareeici sunt incapabili să mişte sedimentul grosie-gra-nular. Energia valurilor disponibilă este concentrată asupra unei zone înguste a deltei frontale, pute-rea lor determinând forma deltei, cu fan delte lobate formate în areale cu energie a valurilor joasă şi cu fan delte arcuite-cuspate în areale cu energia valurilor ridicată. Pe de altă parte, unde gradientul este scăzut, curenţii fin-granulari intră în partea proximală a (capul) fiordului unde energia valurilor este joasă, curenţii mareeici de la gura de vărsare sunt capabili de a forma bancuri de nisip intertidal cu formă proprie; câmpiile tidale mâloase şi mlaştini sărate sunt medii comune. Cu estuarul Pioneer River, Australia, un mic bazin de captare oferă o sarcină cu bolovăniş şi pietriş până la gura de văr-sare. Deşi amplitudinea mareei ajunge la 6,5 m (amplitudinea maximă), curenţii mareeici rezultaţi de 1 m s-1 pot numai să redistribuie nisip mediu şi pietriş fin. Bolovănişul mare (claste de 5-25 cm), care domină formele de fund din estuar, sunt mişcate numai în timpul inundaţiilor fluviale extreme

21

Figura 7. Controlul granulometriei privind expresia regimului mareeic pentru linii de coastă deltaice şi non-deltaice. După Hayes (1979) şi Boothroyd (1985). Amplitudinea mareei şi valoarea energiei valurilor sunt în mare parte din Boothroyd (1985) şi Coleman şi Wright (19750, cu studii de caz adăugate din Hayes şi Michel (1982), Jago şi Hardisty (1984). Hărţile adaptate după Coleman şi Wright (1975), Galloway (1975) şi Kostaschuk (1985). Identitatea literelor sistemelor deltaice ca în Fig.1. Numerele liniilor de coastă non-deltaice sunt: 1. Bristol Bay; 2. NW Florida; 3. SW Flo-rida; 4. Insulele Friesian de Est; 5. Scot's Bay, Bay of Fundy; 6. Georgia; 7. German Bight; 8. Southren Maine, 9. Outer Banks, NC; 10. Plum Island, MA; 11. South Shore, RI; 12. cental Carolina de Sud. (Hacker, 1988). Similar, pe delta frontală Bella Coola (amplitudinea mareei 3,5 m), toate formele de fund sunt orientate de inundaţiile râului (Kostaschuk & McCann, 1983).

22

Controlul gradientului aluvial asupra formelor de fund mareeice este mai departe demonstrat de deltele dominate de nisip şi influenţate de valuri Jaba şi Shoalhaven din Papua Noua Guinee şi Australia (Wright et al., 1980). Ambele delte au debitul fluvial mediu similar (40 şi 57 m s-1), pro-gradând în bazine cu regimuri mareeice compatibile (amplitudinea de primăvară este de 1,5 şi res-pectiv 1,8 m). Delta Jaba are un gradient al curentului foarte ridicat şi canalul fluviatil şi gura de vărsare sunt puţin adânci, astfel excludem efectele mareeice din canalul fluviatil mic în orice mo-ment. Câmpia deltaică constă din bare longitudinale produse de valuri şi creste de plaje joase para-lele cu ţărmul. În delta Shoalheven, cu toate acestea, aluviunile râului mic au înecat valea râului, la un gradient mic, şi atunci influenţa mareei se extinde 20 km în amonte. Debitul spre larg al sedi-mentelor fluviatile apare numai în timpul inundaţiilor. În timpul stadiului râului normal şi jos, cur-sul inferior al canalului fluviatil se comportă ca un estuar parţial mixt cu un ţărm normal şi creste nisipoase migrând în amonte. Astfel, deşi delta Shoalheven prezintă o energie a valurilor litorale semnificativ mai mare decât Jaba (înălţimea medie este de 1,5 m faţă de înălţimea modală de 0,5 m) progrdaarea sa permite dezvoltarea şi păstrarea faciesurilor depoziţionale formate de maree pe câm-pia deltaică, în plus valurile prelucrează secvenţele de ţărm proximal care apar în ambele delte.

În deltele nisipoase şi mâloase, gradientul câmpiei deltaice influenţează prisma mareeică (Davis & Hayes, 1984). Cu gradienţi scăzuţi, sedimente destul de fine sau sisteme costale subsiden-te (de ex.: delta Copper; Galloway, 1976), formarea lagunelor sau a câmpiilor subtidale cu lăţimi de 10-15 km pe câmpia deltaică necesită debite a unor cantităţi mari de apă prin canalele mareeice în timpul refluxului mareeic. Aşa au rezultat, frecvente insule barieră tăiate de canalele mareeice prin-cipale (inteluri) şi de obicei cu delte de reflux. Unde mareea este puternică, canalele distributive presupun o geometrie de estuar care se evazează şi se adânceşte spre larg devenind un canal acci-dentat mai sinuos, indiferent de tipul de sistem fluviatil. În plus, o mare parte din platforme/câmpii deltaice pot fi subacvatice (de ex.: deltele Mahakam şi Yangtze). Râul Amazon, de exemplu, a con-struit o mare platformă subacvatică cu un gradient scăzut (0,20 m km-1, < 40 m adâncimea apei) ca-re se întinde la aproximativ 200 km de coastă. Este prevenită dezvoltarea ca o câmpie deltaică sub-aeriană prin stressuri de forfecare rezultate dintr-o combinaţie a unor intense procese fizice, inclu-zând debitele mari ale râului, curenţii mareeici, un puternic curent marin costal şi suprafaţa valurilor gravitaţionale (Nittrouer et al., 1986).

Eficacitatea mareelor în marile delte mâloase este deosebit de spectaculos. Mezotidalul Gan-ge-Brahmaputra are o câmpie tidală, constituită din canale depresionare adânci (30 m adâncime) şi mlaştini de mangrove, care extind uscatul pe mai mult de 150 km în largul mării (Morgan, 1970). Delta Nigerului, chiar dacă amplitudinea mareei este numai de 1 până la 2,8 m şi câmpia sa deltai-că este protejată de un important sistem barieră plaje, are un cordon intertidal de mlaştini de man-grove care se întinde peste 50 km spre interior (Allen, 1970). Motivele sunt gradienţi foarte scăzuţi (0,05 m km-1 şi respectiv 0,08 m km-1) ale câmpiilor deltaice. Deltele cu granulaţie foarte fină, aşa ca Mississippi, unde panta câmpiei deltaice este de numai 0,02 m km-1, amplitudinea mareei este de numai 0,4 m este suficientă să permită pătrunderea influenţei tidale şi formarea de mlaştini salmas-tre până la 50 km de coastă (Gould, 1970).

Panta deltaică subacvatică

Sedimentele disperse subacvatice şi frecvenţa, amploarea şi organizarea evenimentelor de

resedimentare, sunt în relaţie cu gradientul pantei şi instabilitatea deltei frontale. Aceste caracteristi-ci depind de morfologia structurii şi adâncimea apei din bazinul depoziţional, ratei şi modelului de aport sedimentar, şi granulometria sa.

Importanţa adâncimii apei bazinale nu poate fi supraestimată. Acolo unde adâncimile apei sunt extrem de puţin adânci relativ la adâncimea canalului, şi viteza debitul este scăzută procesele de resedimentare sunt nesemnificative (Jopling, 1965; Postma, 1990). În cele mai multe delte, cu toate acestea, adâncimea apei este suficientă pentru a permite formarea de forseturi abrupte compa-rative. Gradientul forseturilor (sau clinoformelor) este în realţie cu granulometria sedimentelor, efi-

23

cienţa proceselor sedimentare dispersionale pe delta frontală subacvatică (Prior & Bornhold, 1988, 1990) şi ratele de formare a spaţiului relativ disponibil până la variaţia laterală a ratelor de depunere a sedimentelor (Cant, 1989).

Sistemele ineficiente de dispersie a sedimentelor (cf. Mutti & Ricci Lucchi, 1981) care nu pot transporta nisip şi pietriş foarte departe, apar numai la gura de vărsare a unor curenţi mici, cu debit scăzut şi sarcină de fund (de ex.: Bowman, 1990). Aici, amestecarea rapidă tridimensională a efluentului ca un jet axial turbulent (dispersia efluentului dominat inerţial) permite formarea unor profile de tip Gilbert ideale. Transportul sedimentelor peste marginea (creasta frontală) a deltei cre-ază un influx continuu de particule pe panta deltaică subacvatică. Înclinarea progresivă a pantei nu poate fi pe termen nelimitat, cu toate acestea, există o limitare a pantei (unghiul de cedare iniţial) sub care suprafaţa pantei devine instabilă. O avalanşă de granule (efectiv debris falls, Nemec, 1990b) va coborî în consecinţă panta din locul unde unghiul critic este depăşit, şi reduce panta la un unghi scăzut, de obicei se referă ca la un unghi de răspuns. Suprafaţa pantei tinde să oscileze între aceste două unghiuri, când este abruptă, peste 30° (600 m km-1) în depozite nisipoase fine, şi poate 35-40° (700-850 m km-1) în pietrişuri (Gilbert, 1885; Nemec, 1990b). Aceste depozitare selectivă a fracţiunii grosiere determină o formă puternic concav-ascendentă.

Pe cele mai multe sisteme deltaice naturale, şi în paticular în ambianţe marine, procesele sunt mult mai „eficiente” în transportul sedimentelor departe de gura de vărsare şi în consecinţă del-tele au gradienţii pantei deltaice mult mai scăzuţi (Fig.8). După cum s-a menţionat în Postma şi Roep (1985), volumul de sedimente în orice singur strat de forset de pe deltele de tip Gilbert este re-lativ mare şi dificil de explicat prin sedimentarea normală a feţelor de alunecare. Sedimentarea for-seturilor este în schimb dominată de curgeri în masă antrenate gravitaţional generând fie ca (1) cu-renți hiperpicnale în timpul inundaţiilor râului (Prior & Bornhold, 1990) sau (2) curenţii de reflux încărcaţi cu sedimente antrenate de furtună (Massari & Parea, 1990). Pe deltele de tip Gilbert domi-nate fluvial principalele caii ale curgerilor gravitaţionale de sedimente sunt adesea canale şi jghea-buri, care provin fie din instabilitatea locală a pantei (Prior et al., 1981; Postma, 1984; Syvitski et al., 1988) sau fie prin eroziune prin curenţi turbiditici hiperpicnali (Nemec, 1990b; Prior & Born-hold, 1990). Deşi procesele generate de valuri şi maree determină resedimentarea, prin sortarea se-dimentelor ele cresc stabilitatea pantei deltaice, şi prin colmatarea jgheaburilor şi canalelor de pe panta deltaică superioară ele şterg căile potenţiale ale transportului sedimentelor (Colella, 1988; Massari & Parea, 1990). Acest fapt seamănă în mode surprinzător cu stratele regulate de forseturi legate de o alimentare liniară şi nu dintr-un sursă punctuală şi o foarte rapidă efilare a forseturilor ruditice datorită caracterului eficient foarte slab al curenţilor (Massari, com. pers., 1992).

Geometria forseturilor este în funcţie de puterea curentului (Jopling, 1965) şi de regimul a-portului sedimentar (Prior & Bornhold, 1990). Din cauza variaţiei în concentrarea sedimentelor, tex-turi, ratelor de aport sedimentar şi duratei pe delta frontală, acestea sunt mai multe mecanisme co-existente şi interdependente ale transportului sedimentar mai departe pe şelful proximal. Procesele sedimentării pe delta frontală includ (cf. Syvitski et al., 1988; Syvitski, 1989; Nemec, 1990b; Prior & Bornhold, 1990), în creşterea gradului de eficienţă şi mobilitatea curenţilor: (1) nivele şi slump-uri translatate sau rotite; (2) căderi de debrite ca particule singulare, sau ansambluri ale unor claste puternic dispersate; (3) debris-flow-uri foarte denşi pseudo-laminari de nisipuri grosiere şi pietri-şuri; (4) curenţi turbiditici foarte denşi de nisip şi pietriş; (5) curenţi turbiditici de densitate scăzută de nisip mediu până la silt; (6) sedimentare hemipelagică de silturi fine şi argile din pene hipopic-nale sau hiperpicnale.

Pe deltele grosier-granulare, cu pante submarine de 10-25° (200-500 m km-1), sedimentarea este dominată de debris avalanşe slab coezive, de înaltă energie rezultate direct din intrarea directă a debris-flow-urilor subaeriene şi inundaţiilor în apă (Prior & Bornhold, 1990). Evenimentele resedi-mentării pot proveni din toate punctele de pe delta frontală (Surlyk, 1984) cu frecvenţa mişcării des-cendente a detritusului ca debris-flow-uri vâscoase (Prior et al., 1981; Postma, 1984). Distanţele de transport descendent sunt relativ mici, favorizând formarea a unor conuri submarine compacte, sub formă de pană. În exemplele moderne, depozitele ruditice sunt limitate la mai puţin de 4 km de ţărm

24

Figura 8. Relaţiile dintre gradientul deltei frontale şi granulometrie, şi influenţa în funcţie de frecvenţă, amploare şi organizare a evenimentelor de deformare şi resedimentare pe deltele frontale. Datele gradient/granulometrie din Cole-man & Wright (1975), Galloway (1976), Hine & Boothroyd (1978), Kostaschuk (1985), Prior & Bornhold (1988), Wright & Coleman (1973). Bloc diagramele reprezintă trei delte (adaptat din Coleman, 1988; Prior & Bornhold, 1988) de apă adâncă (sensu Postma, 1990).

25

(Wescott & Ethridge,1982; Prior & Bornhold, 1988, 1990), cu seturi de bază brusc efilate în cadrul orizonturilor de prodeltă. Ruptura dintre panta deltaică-prodeltă este adesea distinctă (Postma & Cruickshank, 1988), fiind menţinută prin rapida sedimentare a fracţiunii ruditice în condiţiile saltu-lui hidraulic la baza deltei (Massari & parea, 1990), depunerii curgerilor nisipoase pe faţa deltei în timpul salturilor granulare (Nemec, 1990b). Deşi lichefierea interstiţială şi „selectarea gravitaţiona-lă” (Postma, 1984) pot sorta selectiv şi netezi vărfurile şi marginile depozitelor de debris flow stag-nante şi pot genera curenţi turbiditici subţiri, aceste procese secundare au o influenţă mică asupra morfologiei pantei deltaice. Bioturbaţiile nu sunt importante pe cele mai multe delte frontale grosi-ere aşa că bentosul este continuu distrus de mişcările gravitaţionale episodice (Syvitski & Farrow, 1983).

Sistemele mixte mari de nisip-pietriş au gradienţii pantei de 0,5 până la 15° (10-250 m km-1) şi sedimentele sunt mult mai larg distribuite de la gura de vărsare prin debris-flow-uri şi curenţi tur-biditici. Profilele sunt de obicei concave, reflectând diferite mecanisme de transport al sarcinii fine şi grosiere, deşi clinoforme liniare se pot dezvolta când sedimente relativ bine sortate sunt furnizate. Cantitatea de sediment descendent scade difuziunea odată cu scăderea concavităţii pantei deltaice (Syvitski et al., 1988). Pe pantele deltaice dominant fluviatile abrupte, jgheaburile erozionale cresc în lăţime de la 4 la 180 m, depresiunile de la 3 la 20 m pe suprafaţa superioară a pantei, şi se extind la mai mult de 5 km faţă de gura de vărsare (Prior et al., 1986a; Kostaschuk & McCann, 1987). Ocurenţele canelurilor de erozione şi a formelor de fund migratoare ascendent în interiorul şi lateral de jgheaburi atestă importanţa curgerilor secundare foarte dense ca pânze asemenea curenţilor hi-perpicnali pe panta deltaică (Bornhold & Prior, 1990). Depunerile de pe jumătatea superioară a pan-tei deltaice se face prin covoare de tracţiune, direct prin debuşarea sarcinii în suspensie, regimul de sedimentare tracţională al ultimului stadiu al stratificaţiei plane din curenţi turbiditici puternici şi pături de nisip fin şi mâl din curenţi de turbiditate cu energie scăzută. Extinderile sedimentelor fine adesea apar la schimbarea gradientului pantei deltaice, sau descendent din jgheaburi unde curgerile sedimentare gravitaţionale nu sunt limitate mult lateral (de ex.: Kostaschuk & McCann, 1987). Aşa că sedimentarea este distribuită peste o largă deltă frontală, distanţa de transport pe şelful proximal este limitată, cantitatea depinzând de rata de sedimentare şi adâncimea apei. Depozitele nisipoase de pe deltele frontale de la Bella Coola şi Noeick se extind numai 3-5 km de la gura de vărsare (Prior & Bornhold, 1988).

Apariţia chiar şi a unor cantităţi mici de argilă în deltele de pietriş şi/sau nisip poate fi im-portant. Aceste reprezintă creşteri de potenţial mari pentru sedimentarea difuză descendentă şi pen-tru insuficienţa de pe panta deltaică superioară (Colella et al., 1987; Postma et al., 1988). Bancurile de nisip alunecate rotaţional se dezvoltă chiar pe pantele mâloase ale prodeltei; inletul Bute, care are un aport mai mic de sarcină de fund decât inletul Knight (77 % faţă de 92 % din totalul sarcinii) are alunecări mai catastrofale pe prodeltă (Syvitski & Farrow, 1989). Mult mai important, mâlurile pro-ximale semiconsolidate de prodeltă permit canalelor de incizie adâncimi de 40 până la 140 m mai jos de fundul mării la inletul Knight respectiv inletul Bute. Aceste canale concentrează masele de sedimente cazute şi servesc ca mijloc pentru transportul sedimentelor, permiţând nisipului să fie mutat pe şelful proximal, evitând primii 10 km ai pantei prodeltei.

Sedimentarea pe cele mai multe pante deltaice este dominată prin curentul vertical al siltului şi mâlului hemipelagic din penele de flotabilitate hipopicnale, care pot transporta argilele pe distan-ţe considerabile de la gura de vărsare. Flotabilitatea unor astfel de pene este consolidată prin pierde-rea de sedimente în suspensie prin depunere. În plus, penele hipopicnale se pot de asemenea dezvol-ta când există concentraţii sedimentare în râu, o sarcină sedimentară în suspensie grosieră sau în deltele lacustre (Wright et al., 1986a). Două tipuri de pene hipopicnale au fost recunoscute pe delta frontală a fluviului Huanghe. (1) Penele hiperpicnale cu densitate scăzută, nelimitate, care prezintă gradienţi descendenţi în sedimentele în suspensie concentrate. Densitatea curenţilor secundari nu este suficientă să declanşeze eroziunea stratelor şi să susţină autosuspensia, şi deceleraţia penei con-duce la depunerea sedimentelor în suspensie. Această rapidă, autoamplificare a depunerii este prin-cipala cauză a progradării deltei frontale faţă de gura de vărsare a fluviului Huanghe (Wright et al.,

26

1986a). (2) Densitatea ridicată a curgerilor secundare canalizate care se dezvoltă spre larg cele mai active distributive, în particular în timpul sezonului inundaţiilor. Ele taie canale în partea superioară a pantei deltaice, şi au posibilitatea sedimentării pe ridul deltaic distal la adâncimi ale apei de 12-18 m. Depunerile aluvionare, valurile interne şi probabil în relaţie cu energia mareelor, sporesc ameste-cul peste suprafaţa superioară a penelor hiperpicnale, contribuind astfel la decelerarea lor (Wright et al., 1986b). Calculul volumului de sedimente indică că 90 % din debitul de sedimente al fluviului Huanghe este este depus pe o distanţă de 30 km de gura de vărsare, contribuind la foarte rapida pro-gradare a lobilor deltaici şi a profilului convex-ascendent al deltei frontale (Bornhold et al., 1986). Bioturbaţia este importantă pe deltele frontale fin-granulare când ratele de sedimentare sunt sub unele praguri (20 cm pe an; Farrow et al., 1983).

Antrenarea gravitaţională a sfărâmiturilor pe pantă în deltele fin-granulare este de obicei în relaţie cu creşterea presiunii în pori în cadrul argilelor datorită generării de gaz, sau ratelor rapide de sedimentare. Pantele subacvatice ale fluviului Huanghe sunt compuse din stratificaţii paralele nisi-poase-argilo-siltice care, deşi sunt lipsite de gaze biogene, sunt evident susceptibile de surpări liche-fiate din cauza presiunii lor extrem de ridicate din pori şi slabei coeziuni a sedimentelor. Caracteriti-cile deformărilor includ canale erozionale late (până la 500 m), puţin adânci (< 1 m) care taie pante-le submarine cu gradienţi de 0,3 până la 0,4°, şi depresiuni colapsate la partea inferioară a deltei frontale unde unghiul pantei înclină cu 0,2 până la 0,1°, în adâncimi ale apei de 10 până la 13 m (Prior et al., 1980b,c). Canalele erozionale, cu toate acestea, sunt lipsite de lobi depoziţionali bine dezvoltaţi până la partea inferioară a pantei, posibil să reflecte în întregime stabiltatea scăzută a se-dimentelor. În schimb, pe delta Mississippi, care s-a întins până la la panta continentală, cca. 50 % din sedimente care au fost acum depuse pe barele de debuşare sunt resedimentate în apă adâncă (Coleman, 1988). Canalele erozionale în opoziţie cu canalele distributive ajung la 550 m lăţime şi 20 m adâncime şi se extind descendent (gradientul mediu 0,5°) pe distanţe de 7 până la 10 km (Co-leman, 1988). Lobii compuşi ai curgerilor mâloase cu grosimi de peste 60 m apar la o adâncime a apei de 150 m descendent pe unul dintre canalele erozionale de la South Pass. Din cauza canalelor de alimentare sunt mult mai persistente decât în deltele grosiere, există o distincţie mai clară între regiunile deltei frontale şi absenţa spre larg a unor largi canale distributive (Shepard, 1955), şi zone-le ale unor mici depresiuni colapsate sau depresiuni mici înguste orientate spre golfuri interdistribu-tive (Prior & Coleman, 1978). Cauza principală a alunecărilor de pământ submarine este depunerea de cursurile majore ale râurilor a unor sedimente groase, instabile, saturate în apă pe bara frontală. Dislocarea pe pantă poate apărea 4 ani mai târziu, posibil declanşată de o furtună majoră sau ura-gan, dar cea mai comună cauză este ridicarea mâlului sub forma unui diapir rezultat din încărcarea sedimentelor de prodeltă (Lindsay et al., 1984). Pe altă deltă frontală mâloasă la scară mare, rare dislocări ale alunecărilor de teren, dar catastrofice (de ex.: alunecări rotaţionale sau translaţionale) sunt de asemenea comune (Syvirski & Farrow, 1989). În cazul Kitimat Arm, de exemplu, aluneca-rea din 1975 a implicat 108 m3 de material, rezultând o adâncire cu 26 m a fundului mării în zona capului alunecării şi o pantă descendentă depoziţională a mai mult de 30 m de sedimente (Prior et al., 1982).

Ar trebui probabil să fie menţionat că nu toate deltele frontale, în particular exemplele fin-granulare, sunt predispuse la dislocări subacvatice pe pante. Delta Amazonului, de exemplu, are o deltă frontală stabilă. Aceasta din cauză că nu a progradat încă peste marginea şelfului continental, un regim bazinal de energie înaltă reprelucrează intens fundul mării imprimând un fabric stabil sedi-mentelor, şi conţinutul ridicat în oxid de fier al apei râului inhibă reducerea chimică de a atinge sta-diul de metalogeneză (Nittrouer et al., 1986).

Cadrul proceselor pe termen scurt

Deltele sunt complexe. Scările cuprind mai multe ordine de mărime, cu raze mai mici de 1

km până la mai mult de 1000 km, şi perioade de evoluţie de la câţiva ani la câteva milioane de ani. Datorită imensei amplitudini a posibilelor ambianţe şi condiţiilor de debit asociate cu aportul sedi-

27

mentar, variabilitatea sistemului deltaic este aproape nelimitată. După o perioadă scurtă de timp (probabil 10.000 ani) intervalul de timp pe care acest articol

se concentrează în principal, dimensiunea sistemului depoziţional poate fi în mare parte ignorată, şi mai bine decât controlul proceselor geologice de sedimentare, transport şi acumulare al sedimente-lor. Prin urmare, procesele transportului fluviatil al materialului fin-granular ce se acumulează în la-cul Ploczizno, Polonia, râul Homathko, şi Mississippi, cu un debit de 1,1552 şi respectiv 15631 m3 s-1 (şi comparabil sau mici suprafeţe ale unor mici câmpii deltaice, în km2), pot fi toate asimilate şi comparate. Arealul de distribuţie al proceselor determină forma depozitelor şi modelul ambiental (Coleman & Wright, 1975; Fig.1). Deltele pot fi tratate ca un sistem în stare de echilibru, în care macroproprietăţile sunt invariabile în raport una faţă de alta la un moment dat, implicând lipsa de tendinţe, cicluri sau oricare alt model de schimbare legat de timp. Multe observaţii din deltele mo-derne sunt în acest interval de timp. Modelele pot fi considerate ca pur sedimentologice, şi nu după norme stratigrafice (Postma, 1990). Clasele granulometrice existente determină numărul de procese care acţionează, şi ratele de schimbări faciale paralele şi/sau perpendiculare pe axele de aport sedi-mentar. În multe sisteme numai câteva procese vor acţiona. Văzută în plan, linia de ţărm şi delta frontală ajustează forma lor prin redistribuirea sedimentelor, minimalizând gradientul lateral al for-ţelor depoziţionale (Wright & Coleman, 1973). „Echilibrum” sau o relaţie „stare de echilibru” sunt arhivate când macroproprietăţile sunt invariabile în raport cu perioada de timp dată, şi timp-medie a fluxului net de sedimente (volumetrie) se apropie de zero, în toate direcţiile, în fiecare punct de pe suprafeţa sedimentelor.

Deoarece cele mai multe delte conţin o mare cantitate componenţi dispersaţi: nisip fin-gra-nular, silt şi argilă, există şi o parte grosieră a sarcinii sedimentare care este mult mai importantă în determinarea „stării de echilibru” al modelului de sedimentare deltaică. Din aceste raţiuni, noi vom împărţii deltele în tipurile de sisteme dominate de pietriş, pietriş-nisipos, nisip fin şi mixt mâl/silt.

Sisteme dominate de pietrişuri Sistemele deltaice grosier-granulare au arii sursă mici accidentate şi sunt afectate imediat de

evenimente sporadice, cum ar fi cutremure de pământ, formarea de baraje temporare şi furtuni bruş-te. Ele răspund imediat la fluctuaţiile de curent fluviatil, şi secvenţele sedimentare reflectă modele sezoniere. Sedimentarea este dominată de inundaţii puternice periodice şi, datorită dimensiunilor grosiere (bolovănişuri, blocuri) ale sedimentului transportat, caracteristicile depoziţionale rezultate păstrează e multe ori morfologia lor în timpul scurtelor perioade de deversare.

Câmpiile aluviale (de ex.: Yallahs, Punta Gorda şi inletul Bute), dacă sunt prezente, de obi-cei constau din bare de pietriş sau depozite de debris flow. Caracterul abrupt al câmpiei deltaice pre-vine mareea să ajungă la ea, chiar şi atunci când amplitudinea mareei este mare şi lagunele, câmpii-le intertidale şi canalele mareeice sunt nesemnificative sau absente. Faciesurile tidale fin-granulare sunt de obicei limitate la golfurile dintre proeminenţele aluviale (de ex.: Eriksson et al., 1981; Fer-nandez et al., 1988) sau la suprafaţa lobilor conului abandonaţi.

Neregularitatea aportului sedimentar permite valurilor să acţioneze, chiar în bazine mici cu energia valurilor scăzută. Gradienţii litorali abrupţi şi în general lipsa acumulărilor de sedimente pe coastă favorizează eroziunea feţei plajei (Wright et al., 1979), care pot reduce potenţialul de progra-dare (Massari, com. pers., 1992). Sistemele dominate de aport lipsite de depozite litorale datorită deplasării distributivelor aluviale (de ex.: Kleinspehn et al., 1984). Cu toate acestea, în deltele de tip Gilbert dominate de valuri în Messinianul şi Pleistocenul din Italia, progradarea secvenţelor de plajă ruditică sunt păstrate în topsetul corpurilor (Massari & Parea, 1988, 1990). Mişcarea valurilor mici crează o platformă tăiată de valuri subţire sau moderat de largă, lăţimea acesteia depinzând de adân-cimea apei şi rata de aport sedimentar (Wescott & Ethridge, 1990). În climatele tropicale şi subtro-picale, coralii, stridile şi algele de multe ori colonizează aceste platforme, uneori formând insulițe recifale (atoli mici) (Wescott & Ethridge, 1980; Hayward, 1980; Dabrio & Polo, 1983). Depozitele reprelucrate de valuri, care pot include acumulări de pietriş (Schramm, 1981) de multe ori se află în

28

discordanţă unghiulară faţă de depozitele pantei deltaice subjacente (Postma, 1990), în special în ur-ma evenimentelor pe termen surt transgresive (Massari, com. pers., 1992). Contacte conforme cu o tranziţie gra-dată forset-topset poate de asemenea să apară dacă aportul sdimentar este abundent (Massari & Parea, 1990).

Progradarea în ape puţin adânci determină gradienţi scăzuţi ai deltelor frontale, cu nici o în-trerupere de pantă, şi mici schimbări de facies, între părţile subaeriene şi subacvatice ale sistemului (Nemec et al., 1984; Postma, 1990). Progradarea în ape adânci (Prior & Bornhold, 1990) determină o pantă deltaică unde debris avalanşele şi curgerile inerţiale sunt mecanismele dominante de trans-port. Profilul este de obicei abrupt, drept până la uşor concav-ascendente şi cu o ruptură distinctă panta deltaică-prodeltă.

Datorită volumelor mici de sedimente, debuşeurilor extreme (şi astfel momentului descen-dent), potenţialului pentru transportul sedimentelor prin antrenare gravitaţională descendentă pe del-tele frontale abrupte, şi ineficacitatea mareei, relativ puţine sedimente sunt transportate lateral. În consecinţă, cu excepţia cazuluiîn care sunt alimentate printr-o câmpie împletită largă sau există un transport de-a lungul ţărmului substanţial (Bardaji et al., 1990) sistemele grosier-granulare tind să fie izolate şi să aibă o influenţă mică asupra şelfului învecinat şi ambianţelor litorale.

Sisteme dominate de pietrişuri nisipoase Aceste sisteme au arii sursă mici până la intermediare, şi sunt puţin afectate direct de eveni-

mentele orogenice. Canalele aluviale sunt dominate de sarcina de fund şi sunt de obicei împletite. Ele tind să fie temporare şi cu schimbări frecvente, cu distributive multiple construite mai mult sau mai puţin simultan. Astfel regiunea de ţărm are multiple surse dispersate pe un front larg (cu efect de sursă liniară). Influenţa glaciară a zonei proximale a fiordurilor (fiord-head) sau câmpiilor deltai-ce erozionale sunt mediile moderne cele mai obişnuite.

Faciesurile şi ambianţele de pe câmpiile deltaice variază considerabil în funcţie de rata de disipare descendentă a energiei. Dacă câmpia deltaică este nelimitată lateral (sensu Nemec & Steel, 1988) şi devine largă, scaderea competenţei curentului din cauza bifurcării canalului şi aplatizării pantei (asociate cu tranziţia de la sarcina de fund cu pietriş la sarcina de fund nisipoasă) pot reduce semnificativ aportul de sedimente pe linia de coastă. Pe câmpia deltaică Alta, schimbarea granulo-metriei de la pietriş la nisip fin cu galeţi până la o distanţă de numai 2 km (Corner et al., 1990). Pe conul erozional Scott schimbările descendente, la peste 20 km, din strate de pietriş la canale nisi-poase împletite şi eventual meandrate (Boothroyd & Ashley, 1975). Aceste sisteme nelimitate pot eventual oprii progradarea şi multe fan delte ruditice vechi menţin constante lungimile subaeriene (cca. 20-30 km maxim) pentru cea mai mare dezvoltare a lor (Colemenero et al., 1988; Marzo & Anadón, 1988). Mareele pot fi importante pe aceste câmpii deltaice nelimitate, cu Burdekin proba-bil a fost cel mai bun exemplu modern.

Cu toate acestea, dacă debitul este suficient şi dimensiunea câmpiei deltaice este suficient de mică, sau sistemul fluviatil este limitat de pereţi de vale (Bella Coola, Klinaklini) unele pietrişuri vor fi transportate pe delta frontală. Câmpia deltaică în mod obişnuit cuprinde straturi de gresie ca colmatare a canalului (de ex.: Bella Coola, Skeidararsandur), deşi corpurile izolate cu digitaţii ase-menea colmatării de canal din cadrul câmpiilor tidale fin-granulare sau depozitelor de mlaştină care apar uneori (de ex.: Crati). Liniile de ţărm rezultate includ atât elemente reflective cât şi disipative în conformitate cu procesul de sortare al valurilor în lungul ţărmului departe de axa fluviului domi-nant. Mareele vor fi în general lipsite de importanţă, datorită sedimentelor de dimensiuni grosiere şi distanţei scurte faţă de canalele distributive.

Faciesurile pantei deltaice variază, chiar pe o distanţă scurtă, în conformitate cu raportul ini-ţial dintre pietriş şi nisip şi cantitatea de „omogenizare” ca urmare a reprelucrării valurilor. Profilul pantei deltaice este de obicei concav-ascendent, numai cu partea cea mai de sus apropiindu-se de unghiul de repaus al sedimentului.

29

Sisteme dominate de nisipuri fine Aceste sisteme arată o mare variaţie spaţială (vedere în plan, Fig.1) şi temporală, aşa că o

mare varietate granulometrică care pot fi transportată ca amestecuri atât ale sarcinii de fund cât şi ale sarcinii în suspensie. Toate sedimentele pot fi antrenate prin procese hidraulice (şi eoliene) din cauza granulelor care nu sunt ecranate de clastele mai mari, nu sunt coezive nici după depunere (Middleton, 1976; Bridge, 1981; McLaren & Bowles, 1985). Sistemul de alimentare aluvial în ge-neral se încadrează într-o zonă climatică şi tectonică şi totuşi sunt suficient de mari pentru a opri efectele unor evenimente anormale, furtuni. Deoarece dimensiunea sistemelor este intermediară, gradienţii pantei sunt moderați. Sistemele de asemenea reflectă schimbările nivelului mării, mişcă-rile tectonice globale şi schimbările climatice pe termen lung, schimbări în bazine individuale.

Gradienţi moderaţi şi mărimea sedimentelor acestor sisteme determină o câmpie deltaică ca-re poate avea fie modele împletite sau fie modele meandrate, depinzând într-o oarecare măsură de regularitatea debitului. Bancurile rezistente sunt în majoritatea cazurilor nu înalte şi râul are tendinţa să fie larg şi destul de instabil. Între râurile largi suprafaţa interfluviilor este caracterizată de lacuri şi lagune. Depozitele deltei frontale cuprind fie pânze ale colmatărilor grezoase ale canalelor sau corpuri izolate de canale ca degetele printre câmpii tidale fin-granulare sau depozite de mlaştină (Niger, Shoalhaven). La gura (gurile) de vărsare procesele fricţionale sunt dominante şi formarea barelor radiale de bifurcaţie. Procesele mareeice, din timpul furtunilor şi valurilor sunt capabile să transporte întreaga varietate de sedimente. Astfel faciesurile rezultate reflectă procesele fizice indi-viduale şi se aplică modelele fizice normale clasice. Sistemele vechi sunt deosedit de potrivite ca in-dicatori ale efectelor trecute ale valurilor, furtunilor şi mareei.

Progradarea este de obicei prin avansarea a întregii delte frontale, deşi pot exista uşoare pro-eminenţe în vecinătatea gurilor de vărsare (Rhône, Niger). Astfel, văzute în plan, deltele nisipoase prezintă forme lobate, cuspate sau drepte. Nisipul este depozitat în complexe de creste de plajă pa-ralele cu ţărmul (Grijalva, São Framcisco) sau insule barieră (Copper, Niger) adiacente gurii (guri-lor) de vărsare. Procesele tidale în deltele frontale influenţate de valuri sunt limitate la canalele dis-tributive sau canale tidale care taie barierele costale şi pot domina câmpia costală joasă, ca la Niger. Platformele deltei frontale, rezultând din reprelucrarea valurilor şi mareei, au o lăţime variabilă de la câteva sute de metri la probabil 20 până la 30 km. Câmpiile deltaice mâloase sau gradient scăzut arată de multe ori dovezi ale proceselor fluviale şi tidale cu valuri formând linii de coastă înconjura-te şi protejate de câmpiii tidale fin granulare tăiate prin comparaţie cu distributivele fluviale.

Faţa abruptă a pantelor deltaice nisipoase dezvoltă unde curenţii cu debit scăzut debuşează în bazine cu energie scăzută, în special lacustre. Mai frecvent, delta frontală este cu mult sub unghi- ul de repaus din cauza dispersării sedimentelor în penele de flotabilitate homopicnale sau curgerilor subterane hiperpicnale, şi zona de litoral este nivelată de valuri şi curenţii mareeici. Gradienţii de 5-50 m km-1 sunt cei mai obişnuiţi. Profilele deltei frontale sunt mai puţin concave decât ale sisteme-lor ruditice (cf. Wright & Coleman, 1973) dar sunt sensibile la procesele fluviale şi bazinale. O uşoară creştere a granulaţiei grosiere a sarcinii în suspensie creşte gradientul prodeltei, deplasează spre uscat centrul depoziţional, şi rezultă pante ale deltei frontale abrupte (Syvitski, 1989). Mai mult, dacă râul este puţin adânc şi lat, atunci fracţiunea grosieră în suspensie în pana râului va fi de-pusă repede şi aproape de gura de vărsare şi ambianţa prodeltei distale va deveni foarte bogată în ar-gilă.

Sisteme dominate de mâluri/silturi Aceste sisteme sunt adesea foarte mari, şi de asemenea răspund numai încet la schimbările

din zona înaltă, cu sisteme deltaice probabil rămase în urmă cu sute de mii de ani faţă de scimbările de la sursă. Multe perturbaţii mici până la intermediare în regiunea sursei nu reuşesc să se manifeste singure în delta frontală. Distanţele de transport aluvial mari permit depunerea pe drum şi aportul sedimentar în deltă este comparativ constant pe perioade mari de timp (> 106 ani). Răspunsul sedi-

30

mentar al sistemelor deltaice este în mod normal nesincronizat cu schimbările tectonice sau climati-ce care modelează zona înaltă. Deoarece regimul tectonic şi zonele climatice ale regiunii ariei sursă şi depocentrului sunt de obicei diferite, viitoare complexităţi sunt adăugate.

Pe câmpia deltaică, gradientul scăzut, viteaza curentului râului scăzută, debitul înalt dar re-gulat şi sarcina în suspensie în general înaltă, permite persistenţa canalelor adânci şi înguste până la dezvoltarea albiei acestora limitată de levee. Canalele pot fi fie drepte, fie meandrate. Suprafeţele intercanale sunt în general saturate cu apă, dar pot să dezvolte o mare varietate de faciesuri lagunare şi lacustre, depinzând de climat. Apele marine sărate pot pătrunde departe pe uscat, chiar dacă am-plitudinea mareei este scăzută. Când amplitudinea mareei este înaltă, curenţii tidali pătrund departe în aval pe canale, care migrează lateral şi străbat întreaga câmpie de coastă joasă, care este astfel transformată în mlaştină tidală.

Deşi volume substanţiale de sedimente pot fi depozitate pe câmpia deltaică joasă, ajungând până la peste 40-50 % din totalul sarcinii sedimentare al fluviului Huanghe (Bornhold et al., 1986), râurile transportă materialul fin-granular aproape întotdeauna având o capacitate mai mult decât su-ficientă să transporte fracţiunea lor fină de-a lungul întregului sistem fluvial (Knighton, 1984) şi su-ficiente sedimente care de obicei rămân să permită progradarea la gura de vărsare chiar în timpul creşterii nivelului mării (de ex.: Mississippi; Boyd et al., 1989). Stabilitatea aproximativă a canale-lor distributive pe câmpia deltaică de asemenea favorizează transferul sedimentelor de-a lungul câmpiei deltaice. La gurile râurilor care au procese ale valurilor şi tidale scăzute, sedimentele fin-granulare sunt transmise, în mare prin procese de flotabilitate, departe în interiorul bazinului pentru a forma bare de debuşare distributive subţiri. Deşi avulsiile apar la intervale, ca o consecinţă a ex-tinderii barei de debuşare, fiecare canal rămâne pe acelaşi loc o perioadă suficientă de timp a lăsa o secvenţă bine organizată progradă (i.e. lobii deltaici).

Sistemele fin-granulare sunt extrem de sensibile la procesele oceanografice, şi o platformă extrem de largă (5-50 km) se dezvoltă între câmpia deltaică şi mediul pantei deltaice. Când valurile şi procesele tidale sunt puternice, sedimentele pot fi extinse lateral departe de gurile distributivelor şi depozitate de-a lungul ţărmului (Amazon, Gange-Brahmaputra) sau şelfului proximal (Hunaghe, Alexander et al., 1991). Progradarea deltei poate fi prin agradare verticală a mâlului pe câmpiile ti-dale sau în zonele subtidale şi periodic alipite la mari bancuri mâloase migratoare care sunt adia-cente liniei de ţărm (Wells & Coleman, 1981b). Transportul sedimentelor prin flotaţie este un meca-nism viabil pentru a muta cantităţi mari de sedimente în astfel de medii tidale de energie scăzută un-de nivelul apei cu tensiunea de suprafaţă neatinsă (i.e. nici o turbulenţă de suparafaţă sau valuri bri-zanţi) (Syvitski & van Everdingen, 1981), şi progradarea câmpiei mâloase poate ajunge de la 60 m până la 400 m pe an în deltele Yangtze şi respectiv Huanghe (Milliman et al., 1987; Yan et al., 1989). Chiar când furtunile şi procesele tidale nu sunt puternice, ca în Golful Mexic, curenţii longi-tudinali sunt însă suficienţi să mute cantităţi mari de sedimente departe din partea proximală până în depozite de cheniere în băii cu curenţi descendenţi (Galloway, 1989b; Penland & Suter, 1989).

Pe panta deltaică, gradientul este scăzut, de obicei 0,1 până la 1,0 m km-1. Dacă sarcina în suspensie este dominată de o componentă fin-granulară, sedimentarea hemipelagică va fi mult mai uniform distribuită pe fundul bazinului, ducând la formarea pantelor de prodeltă cu unghi mic care sunt puţin afectate de mişcările gravitaţionale descendente. Profilele deltei frontale sunt adesea lini-are, sau convex ascendent (de ex.: Huanghe) reflectând cantitatea mare a sedimentării litorale şi/sau o largă varietate de poziţii ale liniei de coastă datorită mareelor. Datorită unei mici varietăţi granulo-metrice disponibile, acestea au adesea mici diferenţe între gradientul câmpiei deltaice, platforma deltaică, panta deltaică şi mediul de prodeltă. În unele delte, cum ar fi Amazon, pantele sunt stabile. Pe de altă parte, în multe delte fin-granulare, cum ar fi Mississippi, care au progradat peste întreru-perea panta şelfului, slump-urilor rotationale, canalelor de curgere mâloase şi lobilor mâloşi care acoperă delta frontală.

31

Determinările de aport sedimentar Aportul de sedimente într-o deltă este determinat de natura suprafeţei bazinului de recepţie,

dimensiunea sa, în particular lungimea curentului principal, forma sa, relief, neuniformitate, climat, caracterul fundamentului şi mediul tectonic. Aceşti factori de control ai volumului de sedimente din aportul sedimentar, proporţia de sarcină de fund, sarcină în suspensie şi sarcină dizolvată, şi prin ur-mare granulometria sedimentelor, sarcina totală sedimentară, debitul râului, raportul sarcină/debit şi regularitatea aportului sedimentar în deltă. Factorii sunt complecşi şi nu vor fi discutaţi în detaliu în acest articol.

În general, granulometriile mici sunt găsite în sisteme care au o suprafaţă mare a bazinului de recepţie a unui relief relativ scăzut şi neregulat şi a unui mediu tectonic pasiv. Aceasta este din cauza raportului sarcină/debit şi a proporţiei de sediment transportat ca sarcină de fund care poate fi referitoare la suprafaţa bazinul de drenaj şi/sau neregularitate (Fig.9). Relieful este de obicei descris în studii ale eroziunii continentale utilizând cota medie a topografiei bazinului (de ex.: Pinet & Sou-riau, 1988). Cu toate acestea, cele mai multe sedimente furnizate deltei sunt provenite într-o mică proporţie din aria bazinului de recepţie. În cazul Amazonului, 85 % din producţia de sedimente pro-vin din Anzi, şi numai 12 % din suprafaţa totală a bazinului (Gibbs, 1967). Studiile de morfometrie a conurilor aluviale (de ex.: Kostaschuk et al., 1986) caracterizează de obicei neregularitatea bazi-nului de drenaj printr-un raport adimensional, unde relieful bazinului (H) este împărţit prin rădăcina pătrată a suprafeţei bazinului de drenaj (A) (după Melton, 1965) şi rezultatele preliminare sugerează această abordare ar putea fi folosită şi la bazinele de drenaj mari (Fig.9c). Cu bazinele de drenaj mari şi/sau întinse, debitul mai regulat şi dezvoltarea unor cursuri de apă permanente favorizează furnizarea a unor sedimente fin-granulare foarte bine sortate. Pantele joase ale văilor adiacente ale cursurilor de ordin înalt în bazine de drenaj mari conduc la randamente scăzute pe unitatea suprafe-ţei de drenaj şi/sau raportul scăzut sarcină sedimentară/debitul apei cu depozitarea apreciabilă a se-dimentelor pe luncile adiacente cursului râului (Meade et al., 1985; Meade, 1988), sau în lacurile de pe traseu. Întrucât, cu excepțiile importante a unor râuri artice, sistemele grosiere nu sunt niciodată asociate cu suprafețe de drenaj mari, cu relief scăzut, cu tectonică pasivă, reciproca nu este întotdea-una adevărată. De exemplu, delta Klang din zona tropicală umedă (Coleman et al., 1970) și Po (Nel-son, 1970), unde sedimentele grosiere sunt blocate pe piemont și câmpia aluvială, sunt delte cu aporturi relativ fin-granulare scăzute care nu au areale de drenaj foarte mari.

Controlul climatului asupra aportului sedimentar este mai complex și puțin înțeles. Perlmu-tter și Matthews (1989) au fost obligați să utilizeze o scară numerică normală în evaluarea ratei rela-tive de dezagregare (incluzând procentele de material grosier), a erozinii, transportul sedimentelor și depozitării în diferite climate ca urmare a unei lipse de informații cantitative de încredere pentru aceste variabile. Curbele randamentlui sedimentar arată un vârf inițial între 350 și 400 mm de preci-pitații anuale în climatele semi-aride, descrescând de la aproximativ 600 mm ca și cum vegetația de-vine stabilă și aceasta crește chiar din nou ca și precipitațiile și prin urmare debitul a depășit maxi-ma inițială la aproximativ 1000 mm (Ohmori, 1983; Summerfield, 1991). Cu toate acestea, mult mai important în determinarea ratei de denudare este sezonalitate, recurența temporală și intensita-tea vărfurilor furtunilor (Fournier, 1960; Schmidt, 1985; Leeder, 1992). În multe sisteme acestea nu vor fi de asemenea nici o legătură directă între producția de sedimente în arealele înalte și debușarea sau depunerea sedimentelor la gura de vărsare (Walling, 1983; Meade, 1988). În timp ce multe faze cli-matice aride, când alterarea este dominată de procese fizice și când produsele finale sunt grosier-granulare, debitul este la minimum și multe sedimente sunt depozitate în ariile de proveniență pen-tru a fi mai târziu „spălate” în timpul perioadelor mai umede.

Dezvoltarea deltei pe termen lung

Pentru intervale de timp lungi (geologice), interesul este pentru stratigrafia depozitului final

și nu pentru fizica sedimentului transportat. Modele trebuie să se potrivească condițiilor de stabilita-

32

Figura 9. Relațiile dintre aportul sedimentar și câțiva parametrii ai zonelor înalte: (A) suprafața de drenaj versus granulometrie; (B) raportul sarcină/debit (concentrația sedimentelor) versus suprafața de drenaj; (C) raportul sarcină/debit neregularități (i.e. relieful bazinului de drenaj împărțit la rădăcina pătrată a suprafeței bazinului de drenaj; sensu Melton, 1965). Valorile reliefului utilizate în calcularea neregularității unde altitudinea sursei râului este aproximată dintr-unatlas topografic. Indentitatea literelor sistemelor deltaice ca în Fig.1. Datele sursei sedimentelor ca în Tabelul 1. Marcajul exemplelor din umed temperat (puncte) sau semi-arid (cercuri albe) din regiuni care coincid cu cele ale Statelor Unite (Leopold & Wolman, 1957; Osterkamp & Hedman, 1982).

33

te cu rare dar evenimente importante geologic, a căror importanță variază în funcție de dimensiunea și scara sistemului de alimentare. Numărul de caracteristici dependente și importanța condițiilor din trecut, care sunt în „memoria” sistemului, sau cadrul temporal care este examinat. Nivelul de inter-determinare de asemenea crește și probabilitatea unor posibile configurații geologice care devin mult mai importante în dezvoltarea modelelor predictive. Pe parcursul unor lungi perioade de timp, sedimentologia a fost legată de stratigrafie, stilul nivelului bazinului depozițional și evoluția facie-surilor pot fi numai prezise prin integrarea proceselor geomorfice care produc sedimente și trans-portarea lor în bazin, condițiilor depoziționale din bazin (mărime, formă, modelul de subsidență), dispersia sedimentelor pe delta frontală, și potențialul de prezervare a variatelor subambianțe.

Pentru cea mai mare parte a evidențelor sedimentare sunt numai locuri unde măsurătorile pot fi făcute pe parcursul timpului la scări aplicabile acestor probleme geologice. Terenul de bază, stu-diile multidisciplinare ale influxului de sedimente, faciesurile și geometria clinoformelor ale „isto-riei cazului” bazinelor oferă multe promisiuni în viitor pentru determinarea importanței relative a diferiților factori pentru o perioadă extinsă de timp. În câteva studii bine documentate acum dispo-nibile, aportului sedimentar îi este atribuit un rol major în evoluția coastelor. Cu sistemul Mississi-ppi, de exemplu, episoadele de agradare a câmpiei deltaice sunt acum corelate cu episoade climatice (i.e. schimbarea debitului apei si sarcinei sedimentare și depunerea unei mari cantități de material erodat de ghețari) (Saucier & Lindfors-Kearns, 1987; Boyd et al., 1989) mai corect decât cu stadiul interglaciar al nivelului ridicat al mării (de ex.: Fisk, 1944). Cu delta Ebro, ratele de aport sedimen-tar cresc de două până la trei ori în timpul perioadelor glaciare (de ex.: Pleistocen) când reducerea în amonte a vegetației rezultă creșterea eroziunii (Alonso et al., 1990; Nelson & Maldonado, 1990).

Remarci concluzionare

Așa că cunoștința noastră asupra factorilor care controlează colmatarea bazinelor depozițio-

nale a crescut, astfel că aceasta a devenit aparent că abilitatea noastră de a face modele predictive este inhibată de lipsa de cunoaștere și înțelegere a sistemelor de alimentare. În multe modele, facto-rii de controlul extern al stratigrafiei țărmului (schimbarea nivelului marin eustatic, subsidența bazi-nului) sunt adesea deduși prin presupunerea că aportul sedimentar este invariabil pe perioada de timp în chestiune. Cu toate acestea parametrii externi ai zonelor înalte pot produce schimbări care au o amploare mai mare decât cele care rezultă din reglajele fine al comportamentului mecanic și termic al litosferei și/sau nivelului mării. În plus, multe aspecte ale aportului sedimentar pot fi direct determinate din granulometrie (dimensiune) sau compoziția mineralogică a sedimentului cuprins în secvențe deltaice succesive și rețele seismice tridimensionale. Acestea sunt ușor de identificat și de obicei măsurători cantitative în exploatarea petrolului.

Furnizarea de sedimente în sistemul deltaic este de interes pentru cei ce lucrează la acestă problemă pe perioade de timp la câteva scări. Pe termen scurt, concentrarea este îndreptată pe distri-buția proceselor fizice; pe termen lung dimensiunea, grosimea, geometria și stratigrafia depozitului devin importante. Este extrem de dificil să găsești un set de date în literatură care să evalueze influ-ența aportului de sedimente în sedimentarea deltaică pentru fiecare perioadă de timp.

Pe termen scurt, este de datoria noastră să înțelegem cum condițiile observate astăzi influen-țează râurile astăzi. Actualizarea datelor asupra cantității și tipului de aport sedimentar pentru clima-te variate și medii tectonice trebuie să fie confruntate. Înțelegerea noastră asupra factorilor de con-trol ai aportului sedimentar actual este îngreunat de efectele glaciațiunii (de ex.: Amazon, Baker, 1978; Copper; St. Lawrence, Frennette, 1990), și un timp mult mai recent, și efectele acestea vor trebui să fie luate în considerare. Așa cum sugera Pinet și Souriau (1988) cele mai bune informații ale efectului reliefului asupra aportului sedimentar trebuie să fie obținute prin analiza topografiei bazi-nului prin utilizarea curbelor hipsometrice ale râurilor. Obținerea unei distribuții reprezentative a granulometriei pentru un segment de curs de apă dat este extrem de problematic, dar primesc o atenție din ce în ce mai mare (de ex.: Wescott & Church, 1991). Sarcina sedimentară variază de la o

34

zi la alta, sau chiar de la o oră la alta, și în multe râuri mici până la dimensiuni intermediare, majori-tatea sarcinii sedimentare (40-60 %) este debușată în perioade mici din timpul total (Meade et al., 1990); acest tip de date trebuie să fie incorporate în termeni de comparare. Deși unele informații au fost strânse de componenta sarcinii în suspensie, cantitatea de sarcină de fund, care este mai impor-tantă în modelarea geometriei și formei gurii de vărsare, rămâne evident și esclusiv și este de obicei calculată din ecuațiile teoretice de transport, presupunând a fi o funcție de putere simplă a debitului de apă, sau ignorată. Cu certitudine, sarcina de fund va cuprinde cea mai mare parte din sarcina se- dimentară totală în regiunile aride sau glaciare dar poate de asemenea să fie importantă în râurile ca-re transportă material fin-granular. De exemplu, sarcinile sedimentare scăzute ale fluviului Zair Ri-ver (Fig.9) pot fi înșelătoare, așa că sarcina de fund poate fi acum mai mare decât sarcina în suspen-sie (Peters, 1978); discrepanța dintre sarcinile sedimentare în suspensie estimate și volumul depozi-telor măsurate pentru fluviul modern Huanghe sugerează că 25 % din sarcinile sale pot fi sarcini de fund (Bornhold et al., 1986). În sfârșit, chiar dacă proporția de sarcină de fund poate fi determinată, nu este sigur care parametru granulometric este mai important, cu succes relațiile au fost obținute utilizând atât pragul diametrelor granulei (D65) la stadiul bancurilor (Charlton et al., 978) și maxi-mum (D90) a dimensiunilor particulei (de ex.: Wilcox, 1967).

Relațiile stabilite între aportul sedimentar și procesele deltaice sunt de asemenea de natură calitativă în mare parte. Pe câmpiile deltaice fin-granulare mari, procesele autociclice determină procesele de distribuție văzute în plan, poziția gurii de vărsare și, prin urmare, arhitectura stratigra-fică. Cu toate acestea, suntem conștienți că sunt numai câteva studii asupra topologiei rețelelor dis-tributive și ratei de avulsie. Liniile de coastă dominate de valuri sunt considerabil dezbătute cu pri-vire la relativa contribuție a sarcinii în suspensie și sarcinii de fund din totalul transportat și a direc-ției nete a transportului celor două componente în cadrul zonei complexe a curenților de surf și con-figurația substratului (Kolmar & Longman, 1970; Bailard, 1981; Greenwood & Osborne, 1991). Modelele analitice existente ale difuziei sedimentelor pe țărmuri proximale moderne și vechi și/sau șelfuri sunt numai aplicabile în sisteme fin-granulare, unde se poate presupuse că cele mai multe particule sunt transportabile și sedimentele nu sunt coezive (Komar, 1973; Clarke et al., 1983; Swift & Thorne, 1991; Swift et al., 1991). Pe panta deltaică, Kenyon și Turcotte (1985) sugerează că dis-crepanța dintre profilele deltei frontale observate și calculate (Mississippi, Fraser și Rin) a fost cau- zată de incertitudinea în ceea ce privește proporția relativă de nisip și silt. Așa că deltele frontele moderne sunt dificil de observat, analiza strat cu strat a foorseturilor deltaice vechi este necesară la documentarea rolului relativ al proceselor individuale pentru tipurile particulare de deltă (Nemec, 1990b). Având în vedere problemele de mai sus, succesul modelelor proces-răspuns, în termenii cantității și dimensiunii aportului sedimentar, sunt disponibile pentru puține sisteme deltaice domi-nate de aport bine studiate unde procesele bazinale nu sunt importante și pentru perioade de timp mai mici de 104 ani (Syvitski et al., 1988).

La scări mari de timp, abilitatea noastră de interpretare a secvențelor stratigrafice depinde de înțelegerea noastră a felului cum sarcinile sedimentare s-au schimbat de-a lungul timpului. Modele-le geomorfologice care aproximează procesele eroziunii aluviale și depunerii printr-o lege a difuzi-ei, prin care rata transportului este proporțională cu gradientul topografic, sunt limitate de incertitu-dinea coeficientului de trasport, care poate varia peste șase ordine de amplitudine în acord cu ambi-anțele climatice și hidrologice (Flemings & Jordan, 1989). Multe simulări pentru a determinarea unui singur coeficient de transport și ținerea constantă peste zeci de milioane de ani în scopul mode-lării altor aspecte ale istoriei bazinului (de ex.: Sinclair et al., 1991). Watts (1989) de asemenea arată cât de lung este timpul pentru proprietățile mecanice ale litosferei terestre, și modelele offlap/onlap ale liniilor de coastă deltaice, pot fi în relație cu sarcina sedimentară.

În sfârșit, întâmplarea, în sensul cel mai larg, poate apărea în modelele care sunt definite pentru a fi complet deterministe (Tetzlaff, 1989). Consecutiv, chiar dacă modelele noastre au fost în totalitate reale, am putea fi forțați să adoptăm o abordare probabilistică, în care distribuția statistică a posibilelor configurații deltaice este incorporată. În ciuda problemelor de mai sus, examinarea și stimularea sedimentării în termenii aportului ne va ajuta: (1) pentru obținerea unei mai bune înțele-

35

geri a proceselor fizice reprezentate, (2) înțelegerea configurației actuale a caracteristicilor deltaice prin simularea formării lor, și (3) predicția efectelor proceselor sedimentare care vor acționa în vii-tor pentru inginerie și managementul ambiental propus.