GEOGRAFIEFIZICA

SINTEZE

1

CUPRINS

I. GEOGRAFIE GLOBALA-----------pag.3-20

II. METEOROLOGIE--------------------pag.21-35

III. CLIMATOLOGIE--------------------pag.36-48

IV. HIDROLOGIE------------------------pag.49-70

V. GEOMORFOLOGIE-----------------pag.71-98

VI. BIOGEOGRAFIE---------------------pag.99-112

VII. GEOGRAFIA SOLURILOR--------pag.114-116

2

I.GEOGRAFIE GLOBALA

1. PĂMÂNTUL – PARTE A SISTEMULUI SOLAR

1.1. Modele teoretice: sistemul geocentric şi heliocentric Sistemul geocentric a apărut în Antichitate (sec. II d.Hr.) şi s-a menţinut, ca urmare a remarcabilei personalităţi a lui Aristotel, până în 1543, când Nicolas Copernic a demonstrat că Pământul se învârte în jurul Soarelui şi nu invers. Pornind de la teoria lui Copernic, Giordano Bruno creează o imagine a Universului în care Soarele devine doar centrul sistemului solar. Un cer de stele fixe care să închidă acest system nu există, după cum nu există nici sferele cristaline, în graniţa cărora astronomia aristotelico-ptolemaică închidea corpurile cereşti. Giordano Bruno este cel care distruge „zidurile Universului” şi proclamă infinitul spaţiului cosmic, în care legile Pământului sunt şi legile tuturor aştrilor, lumile cereşti fiind, de asemenea, supuse apariţiei şi distrugerii. Pentru ideile sale, Giordano Bruno a fost ars pe rug la 17 februarie 1600. Concepţia heliocentrică este definitiv instaurată prin opera lui Galileo Galilei, care a oferit un tablou mecanicist al naturii, realizat pebazele cercetării ştiinţifice experimentale. Prin descoperirea lunetei (1609), Galilei a demonstrat că Soarele este doar o stea printre multe alte stele ale Căii Lactee. Ordinea Universului, afirma Galilei, care este unitary prin substanţa sa materială şi prin legea mişcării mecanice unice, se exprimă prin matematică. Condamnat la închisoare (în 1633), marele învăţat, atunci în vârstă de 70 de ani, a fost silit, sub ameninţarea torturii, să se dezică formal de convingerile sale ştiinţifice.

1.2. Sistemul solar Sistemul solar este un ansamblu format dintr-o stea – Soarele – în jurul căreia gravitează nouă planete: Mercur, Venus, Terra, Marte, Jupiter, Saturn, Uranus, Neptun, Pluton. În jurul planetelor gravitează sateliţi. „Corpurile mici” grupează mii de asteroizi, comete (stele cu coadă, în greacă), sistemele de inele ale planetelor gigant şi praful interplanetar, compus din particule silicatice învăluite în gheaţă. Sistemul solar poate fi asemuit, din punct de vedere structural, cu un disc în centrul căruia se află Soarele, iar în jurul său, orbitele succesive ale planetelor. Două dintre orbite, prima şi ultima (Mercur şi Pluton), au o înclinare mai mare faţă de planul discului.După mărime şi compoziţie, planetele se grupează în interioare (Mercur, Venus, Terra, Marte) şi exterioare (Jupiter, Saturn, Uranus, Neptun, Pluton). Primele sunt numite şi planete telurice (tellur – pământ în latină), aici fiind inclusă şi Luna. Deoarece planetele interioare sunt formate în principal din roci, ele sunt planete solide, fiind şi cele mai dense din sistemul solar. Terra este cea mai mare dintre planetele interioare. Planetele exterioare au, în majoritatea lor, o aparenţă gazoasă, fiind compuse din hidrogen, heliu, metan, amoniac etc. Între ele, Uranus şi Neptun au mai mult metan, amoniac şi apă îngheţată, iar Jupiter şi Saturn mai mult hidrogen şi heliu. 1.3. SoareleVârsta …………………………..4,5 miliarde aniRaza ……………………........…700 000 kmMasa…………………………….1,989 quadriliarde toneDensitatea medie ……….............1,4 g/cm3Temperatura la suprafaţă ………..5 770 K

3

Temperatura în centru …………..15 milioane grade KDurata de rotaţie la ecuator ……..25,03 zile Mişcarea de rotaţie este diferită, fiind de 25-27 zile la ecuator şi de 35-37 zile în zonele polare. Diferenţa este determinată de structura sa gazoasă şi face ca turtirea la poli să fie aproape neglijabilă.

Geneză şi evoluţie Soarele face parte din clasa stelelor mijlocii (pitică galbenă G2), cu un diametru de cinci sute de ori mai mic în raport cu stelele gigant.Ca orice stea, Soarele şi-a început evoluţia dintr-un nor de gaz şipraf care a condensat prin colaps gravitaţional. Gazul s-a încălzit treptat şi presiunea a crescut în interiorul său, astfel norul a devenit o protostea.După aproximativ 100 milioane de ani se atinge aşa-numita secvenţăprincipală, când se declanşează reacţiile nucleare, care conduc la arderea” hidrogenului. Faza aceasta a început acum 4,5 miliarde de ani şi va dura încă circa 5 mld. ani. După aceea, nucleul, care va cuprinde numai heliu, se va contracta, în timp ce partea exterioară a învelişului, cu hidrogen, se va dilata; Soarele va deveni o gigantică roşie, raza sa atingând orbita planetei Marte. Această fază se estimează la 1 miliard de ani, când Soarele va pierde cea mai mare parte a materiei.Evoluţia ulterioară va atinge faza de pitică albă, când Soarele va mai avea doar 1/2 din masa sa actuală, restul pierzându-se ca vânt şi ejecţii solare din straturile superioare. Cu timpul, pitica albă se va răci, mai întâi repede, iar apoi tot mai lent, va înceta să mai lumineze şi va deveni o pitică neagră, rece. Structura internă Pentru a se putea deduce structura Soarelui s-a plecat de la ipoteza Soarelui staţionar în timp, respectiv, de la ideea că Soarele ar fi staţionar în interior, în ceea ce priveşte densitatea, temperatura, presiunea şicompoziţia. Din această ipoteză rezultă că în interiorul Soarelui s-au stability anumite echilibre de bază: cel hidrostatic şi cel termic.- Echilibrul hidrostatic presupune că forţa gravitaţiei a ajuns săfie egalată de cea a presiunii gazelor (aceasta tinde să depărteze elementele materiei de centrul solar).- Echilibrul termic indică o egalitate între rata energiei câştigate şi a celei pierdute de către fiecare strat solar în parte, ceea ce presupune existenţa unei surse interne de energie. Respectiva sursă internă a fost descoperită de fizicianul american Hans Bethe (1938), fiind vorba de o serie de reacţii termonucleare care transformă hidrogenul în heliu prin fuziune. Fuziunea reprezintă contopirea unor nuclee uşoare, formând nuclee mai grele, energia degajată pe unitate de masă atomică şi la mase egale, fiind mai mare decât în cazul fisiunii. În cazul Soarelui, valoarea acestor transformări este de 657 milioane de tone de hidrogen convertite în 625 milioane tone de heliu pe secundă, restul de 5 milioane de tone de materie fiind transformate în energie de tip gamma şi neutrini.Există 2 tipuri de reacţii:• un tip produce fuziunea a câte patru nuclee de hidrogen (patru protoni, H fiind compus dintr-un proton şi un electron) ce dau un nucleu de heliu, 2 pozitroni, 2 neutrini şi o enormă cantitate de energie. Ca urmare, în centrul astrului scade continuu proporţia de hidrogen care creşte spre exterior. Dincolo de circa o pătrime din raza sa, compoziţia devine un amestec de hidrogen şi heliu, cu urme de elemente grele.

4

• O altă reacţie este reprezentată de lanţul proton – proton. Atomii de H sunt reduşi la nucleu, electronii lor fiind smulşi de pe orbită. Două nuclee de H se combină pentru a forma deuteriu şi un pozitron (electron cu sarcină pozitivă). Reacţia deuteriului cu un alt nucleude H, va produce un nucleu instabil de He (3He). Fuziunea a două astfel de nuclee de heliu, produce heliul stabil (4He) cu masă atomică 4, respectiv un nucleu cu doi protoni, redaţi cu alb, şi doi neutroni, reprezentaţi cu negru în imagine, şi duce la ejectarea altor două nucleede hidrogen care reiau ciclul proton – proton.Fig. 1. Ciclul proton-proton

O problemă importantă este modul cum această energie internă este transportată către suprafaţă, şi anume: prin conducţie, prin radiaţie (emisii de unde electromagnetice) şi prin convecţie.Prima formă este neglijabilă în cazul Soarelui, fiind specifică unor corpuri solide.A doua formă este destul de greoaie, deoarece radiaţia intră continuu în interreacţii cu materia prin care trece şi este mereu reorientată în mod întâmplător. S-a calculat, de exemplu, că un foton ce ar porni din centrul Soarelui poate ajunge la suprafaţa astrului după aproximativ un milion de ani, deoarece între două reacţii, el parcurge cam un centimetru distanţă. Totuşi, datorită diferenţierilor mari de temperatură dintre suprafaţă şi nucleu, radiaţiile se dirijează în ultimă instanţă către exterior, formând aici fluxul de lumină văzut de pe Pământ.Forma convectivă de transmitere a energiei este determinată de gradientul mare de temperatură realizat între interiorul (15 mil K) şi exteriorul Soarelui (cca 5000 K).Conform acestor ipoteze, s-a realizat un model structural format din: nucleu, învelişul radiativ (zona radiativă), învelişul (zona) convectiv şi atmosfera. a. NucleulÎn nucleu se produce o mare cantitate de energie. Aici temperature este de 15 mil. K, densitatea de 160 g/cm3 şi presiunea de 200 miliarde atmosfere. În compoziţie domină hidrogenul (50 %), 90% din material solară se află în prima jumătate a razei Soarelui. b. Învelişul cu transport radiativ Ocupă 0,7 din rază, se compune din 70 % hidrogen, iar temperature se reduce la circa 5 mil. K. Energia produsă de nucleu şi transferată aici suferă o reemisie sub formă de radiaţie electromagnetică. Zonaradiativă este relativ calmă sub aspect dinamic. c. Învelişul convectiv Învelişul convectiv face trecerea la atmosferă şi se dezvoltă pe circa 200 000 km; este dominat de hidrogen ionizat. Materia se mişcă în mod organizat, formând curenţi de convecţie, cu o mare influenţă asupra fenomenelor care au loc în atmosferă.

5

În zona convectivă numărul celulelor este ipotetic, ele pot fi gigantice sau mici, iar în interiorul lor au loc turbulenţe la o scară redusă. La limita dintre zona radiativă şi cea convectivă unii cercetători plasează un câmp magnetic foarte intens, care ar sta la originea ciclurilor solare.Echilibrul radiativ de la contactul cu zona convectivă este determinant pentru luminozitatea solară care, în ultimă instanţă, nu este dată de reacţiile termonucleare, ci este în funcţie de diferenţa de temperatură şi opacitate. Când pierderile radiative sunt mai mari decât energia nucleară furnizată din interior, intră în joc gravitaţia care contractă puţin Soarele, iar temperatura din centru creşte. Acestea sunt pulsaţiile solare. d. Atmosfera solară Atmosfera Soarelui se compune din ansamblul a trei straturi externe, direct observabile de pe Pământ prin intermediul radiaţiei electromagnetice pe care o emit: fotosferă, cromosferă, coroană. d.1. Fotosfera De la fotosferă ne vine întreaga lumină şi energie.Fotosfera (sferă de lumină – gr.) are o grosime de peste 100 km, o temperatură medie de 5 780 K. Denumirea de sferă de lumină vine de la strălucirea sub care ne apare acest strat şi de la forma sa, în mare, sferică. Fotosfera este compusă în proporţie de 92,2% hidrogen, 7,8% heliu, 0,2% elemente grele. Acestea din urmă sunt într-un raportrelativ identic între ele şi asemănător celui din scoarţa terestră.Structura sa pe o fotografie este de tip granular (asemănătoare boabelor de orez). Granulele au circa 650 km în diametru şi reprezintă rezultatul mişcărilor convective de dedesubt. Sunt coloane de gaz cu mişcări verticale, având viteze de 0,4-1,6 km/s şi o durată de până la 5 minute. Se pot observa şi supergranule de 20 de ori mai mari şi cu mişcări pe orizontală.Principalele structuri din fotosferă sunt însă petele solare. Eleau fost observate încă de chinezi în Antichitate, care le-au numit„păsări în zbor”.Petele sunt suprafeţe întunecate, apar ca un fel de umbră, fiind înconjurate spre exterior de o zonă de penumbră. Ele se dezvoltă din pori, care sunt pete incipiente lipsite de sectorul de penumbră. La exteriorul lor apar zone lucitoare şi fierbinţi. Diametrul petelor poate atinge 100 000 km. Ca să devină vizibile de pe Pământ, trebuie să dezvolte o suprafaţă de 1,3 mld. km2. Cea mai mare pată solară a fost observată în 1974 şi a atins 18 mld. km2. Numărul lor creşte şi descreşte pe o perioadă de 11 ani. În perioadele de minim, numărul petelor se reduce mult, până la dispariţie. În mod obişnuit, petele apar în grupuri de câte două, cu o frecvenţă maximă între 30º-45º latitudine, şi au o tendinţă de deplasare spreecuatorul solar.Petele sunt aparent zonele cele mai puţin active, deoarece reprezintă cele mai reci perimetre ale fotosferei (în cadrul lor temperatura scade până la 4 000 K). Legat de evoluţia petelor, se manifestă însă şi celelalte fenomene din atmosferă: porii, punctele luminoase, toată gama de filamente, faculele, granulele şi protuberanţele.La nivelul petelor granulaţia fotosferei dispare, indicând o reducere sau chiar o încetare a mişcării convective, cel puţin la suprafaţă. Câmpul magnetic local crescut încetineşte convecţia, aportul de gaz fierbinte scade, temperatura se reduce şi ea, iar pe suprafaţa fotosferei apare o pată. d.2. Cromosfera Cromosfera (sferă de culoare – gr.) este un înveliş gazos mult mai cald comparativ cu fotosfera şi cu grosimi variabile de 10 000 – 15 000 km.În partea sa inferioară, hidrogenul este în stare neutră, devenind tot mai ionizat pe măsură ce temperatura creşte.Sub aspectul structurii, spre deosebire de fotosferă unde apar granulaţii relativ circulare ca efect al mişcărilor convective subiacente, în cromosferă structurile sunt alungite şi mult

6

mai fine. Organizarea acestora este impusă de câmpul magnetic solar. Dominarea liniilor magnetice în organizarea structurală a cromosferei rezultă din densitatea mică a materiei, în timp ce în fotosferă materia este mult mai densă şi energia mecanică domină pe cea magnetică.Structura magnetică este variabilă în funcţie de densitate şi temperatură, dar în general se realizează, la scară mare, o reţea celulară numită reţea cromosferică. Ochiurile acestei reţele sunt legate de celulele din zona convectivă, având o mărime care o depăşeşte pe cea a granulelor din fotosferă (diametre de circa 30 000 km). Pe marginea acestor ochiuri de plasă apar jeturi de gaze ascendente, având viteze de 20-25 km/s. Ele durează 5-10 minute, după care recad, dispersându-se.Temperaturile din cromosferă înregistrează valori de 4 000 K la contactul cu fotosfera şi urcă treptat la 10 000 K, atingând 1 mil. K la trecerea în coroana solară. Explicaţia este până în prezent nesigură şi se referă la transportul de energie mecanică prin unde de presiune.Amplitudinea acestor unde, întâlnind straturi tot mai dense, creşte cu altitudinea. Când amplitudinea atinge viteza sunetului se formează unde de şoc ce îşi dispersează energia în căldură. Acest mechanism explică şi temperatura ridicată din coroana solară. d.3. Coroana solară Coroana se vede ca un halou alburiu în timpul eclipselor totale sau prin intermediul coronografelor plasate pe sateliţi. Coroana este compusă din gaz foarte rarefiat, foarte cald şi ionizat.Reţeaua cromosferică se dispersează treptat până ce în coroană dispare. De aici se deduce că şi câmpul magnetic, care în cromosferă apare concentrat în ochiurile plasei, se dispersează lent şi devineaproape uniform în coroană.Fotografiile realizate în alb au arătat şi aici diferite structuri caracteristice, datorate tot configuraţiei câmpului magnetic. Cele mai spectaculoase structuri dinamice datorate forţelor câmpului magnetic sunt protuberanţele de diverse forme, alcătuite din materie mai rece (8 000 K), care urcă în coroană (unde temperatura este de un milion degrade) cu viteze de 100 km/s, având înălţimi de până la o rază solară, după care se pot desprinde de disc şi dispar. Protuberanţele sunt vizibile pe marginea discului solar, având o înclinare pe meridian (de obicei spreecuator şi spre vest). Ele sunt erupţii de mari proporţii şi stau la originea unor nori mari de plasmă care apar în coroană, până la 10 raze solare, deplasându-se cu 1 000 km/s.Erupţiile sunt fenomene violente care afectează brusc întreaga atmosferă pe verticală, pornind de jos în sus. Forma geometrică a erupţiilor şi radiaţiile pe care acestea le emit indică legătura lor cu câmpul magnetic şi cu modificările structurale ale acestuia. De exemplu, majoritatea erupţiilor apar la limita a două regiuni cu polaritate diferită, undemateria vine din direcţii contrare sau se deplasează în direcţii contrare.Totodată, erupţiile de tip bucle sau arc reprezintă punţi între două regiuni cu polarităţi diferite.Forma coroanei este continuu schimbătoare, conform modificărilor câmpului magnetic solar, care urmează îndeaproape evoluţia ciclurilor astrului.Temperaturile în coroană ajung la peste 1 mil. K, iar în coroana internă chiar la 1,5 mil. K. La trecerea în spaţiul interstelar, temperature scade la circa 100 K. Temperaturile extrem de ridicate au făcut gazul coronarian să se extindă până la 10 raze solare. Densitatea materiei scade lent.Aceste temperaturi extrem de mari explică de ce compoziţia chimică a coroanei rămâne aceeaşi cu cea a fotosferei, dar atomii de aici sunt puternic ionizaţi. Ionizarea se face prin pierderea de electroni, pe măsură ce temperatura creşte. S-a constatat că, de exemplu,

7

hidrogenul şi heliul pierd complet electronii (rămânând doar nucleele atomice), oxigenulrămâne cu 1-2 electroni (din 8), iar fierul pierde 10-15 electroni din 26.

1.4. Eclipsele Orice corp luminat dintr-o direcţie lasă în partea opusă o umbră.Dacă corpul este sferic, umbra va avea formă de con. Dimensiunile conului de umbră depind de distanţa faţă de sursă şi de diametrul corpului expus luminii.În cazul sistemului solar, corpul care luminează este Soarele, planetele şi sateliţii acestora formează conuri de umbră. Totodată, şi sateliţii sau planetele pot constitui corpuri care luminează, dar culumină reflectată.Când un al treilea corp trece prin conul de umbră, atunci, pe perioada traversării acestuia, corpul care emite lumina nu va mai putea fi văzut decât, eventual, parţial. Fenomenul astronomic poartă numele de eclipsă.Producerea eclipselor se realizează în cazurile în care cele trei corpuri se află pe aceeaşi direcţie, ieşind în evidenţă două situaţii:• când între Soare şi satelit se interpune planeta, ca urmare satelitul intrând în conul de umbră al planetei şi nemaiputând fi observat de pe aceasta, este eclipsa de Lună• când între Soare şi planetă se interpune satelitul, planeta intrând în conul de umbră al lunii, Soarele apărând parţial sau total acoperit de satelit. Este eclipsa de Soarea. Eclipsele de Lună au loc atunci când satelitul intră în conul de umbră al Pământului, şi anume în situaţia de Lună plină când poziţia Soare – Pământ – Lună urmează aceeaşi linie.Faptul că eclipse de Lună nu au loc periodic la fiecare cca 29 de zile, se datorează înclinării planului orbital lunar cu circa 50 pe ecliptică, unde se află axa conurilor de umbră şi penumbră. Totodată, în cursul unui an, atât distanţa Soare – Pământ, cât şi cea dintre Pământ şi Lună variază, ceea ce va conduce la o variaţie a mărimii conului de umbră. O eclipsă se produce atunci când faza de Lună plină coincide cu o poziţie cât mai apropiată a satelitului de planul eclipticii. Momentul optim îl reprezintă coincidenţa cu punctele nodale, când are loc o eclipsă totală, Luna intrând complet în conul de umbră a Pământului.O eclipsă de Lună se poate observa la aceeaşi oră şi traversând aceleaşi faze din toate punctele de pe Glob care au Luna deasupra liniei orizontului. b. Eclipsele de Soare se produc atunci când Pământul intră în conurile de umbră şi penumbră ale Lunii, în momentul de Lună nouă. Deoarece Luna se învârte în jurul Terrei pe o orbită eliptică, distanţa dintre cele două corpuri variază de la perigeu (punctul cel mai apropiat de Terra pe care îl atinge Luna pe orbită) la apogeu(momentul cel mai îndepărtat al Lunii de Terra). De aici rezultă trei posibilitati: distanţa Pământ – Lună este mai scurtă decât mărimea lungimii conului de umbră

(condiţii pentru o eclipsă totală de Soare);• distanţa Pământ – Lună corespunde cu lungimea conului de umbră, Terra trecând prin vârful conului (condiţii pentru o eclipsă parţială de Soare),• distanţa Pământ – Lună este mai mare decât lungimea conului de umbră, Terra trecând prin conul de penumbră sau în prelungirea celui de umbră (condiţii pentru o eclipsă inelară).Suprafeţele situate în conul de umbră vor cunoaşte o eclipsă totală de Soare, regiunile limitrofe, aflate în conul de penumbră, vor înregistra eclipse parţiale, iar cele din afara conurilor, nu vor înregistra nici un fenomen particular.Într-un secol au loc în jur de 240 de eclipse solare. Secvenţa unei eclipse se repetă cu o perioadă de 223 de luni sinodice, cunoscută ca ciclul sau seria saros. Acesta este de 18

8

ani, 11 zile şi 8 ore, dacă perioada respectivă include patru ani bisecţi sau de 18 ani 10 zile şi 8 ore, dacă ea include cinci ani bisecţi.În 763 î.Hr., babilonienii înregistrează cea mai veche eclipsă solară din istorie, descoperind totodată ciclul saros de predicţie a acestora.Chinezii încep să înregistreze eclipsele solare din 720 î.Hr.

2. SISTEMUL PĂMÂNT – LUNĂ 2.1. Luna Luna este singurul satelit natural al Terrei. Raza medie a orbitei lunare este de 384 402 km. La perigee (punctul cel mai apropiat de Terra) atinge 363 300 km. La apogeu (punctul cel mai îndepărtat de Pământ), se găseşte la 405 508 km.Între perioada de revoluţie şi cea de rotaţie s-a ajuns la o sincronicitate, astfel încât satelitul arată mereu aceeaşi „faţă” spre Pământ. Diametrul lunar ecuatorial este de 3 480 km, densitatea medie de 3,34 g/cm3, masa reprezintă 1,23% din cea a Pământului. Importanţa Lunii pentru viaţă de pe Pământ este hotărâtoare sub două aspecte: impunerea mareelor, care au frânat mişcarea de rotaţie a Pământului, dar mai ales menţinerea unei oscilaţii extrem de reduse a oblicităţii axei de rotaţie a Terrei, de doar câteva fracţiuni de grad, şi astfel a unui climat stabil pe perioade lungi de timp. De exemplu, o oscilaţie de un singur grad poate genera o nouă eră glaciară (Milankovici, 1941).Există multe ipoteze privind formarea satelitului, care pot fi grupate în patru mari categorii: ipoteza desprinderii din Pământ, a captării, a acreţiei şi a unui impact de dimensiuni gigantice. Ipoteza desprinderii din Terra şi a acreţiei nu pot fi dovedite ca fiind fizic posibile. Celelalte două au şi ele o probabilitate extrem de redusă. Practic, nici una din ipotezele formulate nu explică în mod satisfăcător prezenţa Lunii alături de Terra, acest lucru rămânând în continuare un mister. La suprafaţa Lunii apare un strat din sfărâmături şi praf gros de până la 20 m, rezultat în urma impacturilor meteoritice. Acest praf formează solul lunar, numit regolit. Scoarţa reprezintă 10% din volumulsatelitului. Pe baza interpretării datelor seismice, înregistrate în timpul misiunilor Apollo, s-a constatat existenţa mai multor discontinuităţi care separă învelişuri. Cea mai importantă discontinuitate a fost delimitată între 50-75 km adâncime, care desparte scoarţa de o manta cu densitate mai mare. Scoarţa, mantaua superioară (între 75 şi 500 km adâncime) şi mezomantaua (între 500-1 000 km adâncime) formează o litosferă rigidă.Sub aspectul reliefului, 35% din suprafaţa satelitului este întunecată, mai coborâtă şi netedă, iar 65% este formată din zone muntoase, mai strălucitoare, care se ridică cu până la 5 000 m deasupra sectoarelor joase. Bazinele întunecate sunt concentrate în emisfera lunară vizibilă de pe Terra, fiind în principal rezultatul impactului meteoritic.

2.2. Sistemul terestru Terra este cea de a treia planetă a sistemului solar şi prima care are propriul său satelit (Luna).Unicitatea mediului terestru Raza ecuatorială………..………….. 6 378 km Raza polară………..…………….... 6 356 km Densitate (g/cm3)……………………5,5 Înclinarea pe orbită ……………..…..23,45º Excentricitatea……………………….0,01

9

Durata revoluţiei (zile)……………365,256 Durata rotaţiei ……………….…23h,56´40´´

Dacă ne apropiem ca geografi de înţelegerea mediului terestru, prin definiţie obiectul de studiu al geografiei, nu putem să nu ne minunăm de unicitatea şi complexitatea planetei Pământ. Astfel ne explicăm de ce, în structura clasică a cursurilor şi tratatelor de geografie fizică sau globală este inserat şi un capitol de planetologie.O incursiune în sistemul solar este menită a sublinia şi înţelege unicitatea spaţiului terestru comparativ cu cel al planetelor telurice sau al celor gigant, de la marginea sistemului solar. Prin ce este unic mediul terestru?Reducând la o simplă frază, putem spune că Pământul este unic pentru că aici s-au format şi se menţin de milioane şi milioane de ani, cu o stabilitate uimitoare, circuite de substanţă, care oferă o mare capacitate de homeostazie planetei. Aceste circuite sunt de natură complexă, abiotică şi biotică, la baza cărora stă energia primită de la Soare. Din acest punct de vedere, Terra se află la o distanţă optimă de astru, în medie de 150 mil. km, ceea ce face ca din energia totală emisă de Soare, Pământul să primească doar a doua miliarda parte, constanta solară la limita superioară a atmosferei fiind de 1,98 cal/cm2 ·min. Cantitatea optimă de energie primită, face ca temperatura medie a Terrei să se înscrie într-o valoare de 10-15ºC, cu oscilaţii cuprinse însă între +60 şi -60ºC, înregistrând diferenţieri diurne, anotimpuale, latitudinale etc. Comparativ, pe Mercur de exemplu, temperatura urcă la peste 400ºC pe faţa însorită şi coboară la sub 100 pe cea umbrită. Pe Venus se menţin temperaturi constante de peste 400ºC, ca urmare aunui puternic efect de seră, cu toate că doar 20% din radiaţia solară ajunge la suprafaţa planetei, ca urmare a unui strat noros constant de peste 20 km grosime. Pe Marte, temperatura în timpul verii abia depăşeşte zero grade ziua, iarna menţinându-se la sub 100ºC. Planeteleexterioare emit în spaţiu mai multă energie decât primesc, fiind înconjurate de sateliţi de gheaţă. Temperaturile minime în sistemul solar se înregistrează pe Triton, satelitul planetei Neptun, fiind de– 240ºC, mai mici decât pe Pluton, ca urmare a coloritului acestui corp care reflectă 95% din radiaţia solară.În aceste condiţii, doar Terra şi-a menţinut, dintre toate planetele interioare, o mare rezervă de apă lichidă, care reglează toate procesele atmosferice şi, respectiv, climatice. Apa pe Terra se găseşte sub toate formele ei de agregare, trecând cu uşurinţă dintr-una în alta, prin cedare sau consum de energie. Apa ocupă 71% din corpul planetar, fiind cantonată în oceane, apele continentale şi gheţari, apărând sub formă de vapori de apă în litosferă şi atmosferă. Ea este cea care a absorbit majoritatea dioxidului de carbon din atmosfera primară, blocând calciulîn roci şi evitând astfel apariţia unui efect de seră excesiv, cum s-a întâmplat pe Venus.Poate cel mai important circuit, în reglarea organismului planetar, este circuitul apei în natură. Pe Venus, chiar dacă din simulările făcute rezultă că la începutul existenţei sale a existat un ocean de mărimea celui terestru, fiind mai aproape de Soare, acesta s-a evaporat. Vaporii de apă au fost disociaţi sub acţiunea ultravioletelor, iar hidrogenul, cel mai uşor element din univers s-a pierdut în spaţiu din straturile superioare ale planetei. Aceasta deoarece Venus este o planetă mai mică decât Terra şi are o gravitaţie mai redusă. Pe Venus nu s-a mai putut reface circuitul apei, lipsind veriga ploilor. În consecinţă, gazul carbonic a devenit predominant (95,5%), instalându-se un ireversibil efect de seră.Pe Marte, apa este cantonată în calotele polare, pe Mercur, ca urmare a apropierii maxime de Soare şi a dimensiunilor mici, elementele uşoare s-au pierdut în spaţiu.

10

Apa pe Terra reprezintă principalul factor de reglare a climei. Ea este cea care stochează, sub formă de căldură, o mare cantitate din energia primită de la Soare şi o cedează treptat atmosferei inferioare prin evaporaţie. Prin curenţii oceanici şi vânt, căldura este redistribuită pe întreaga suprafaţă a planetei, din zonele cu excedent de căldură,spre cele polare. Faptul devine posibil ca urmare a capacităţii calorice a oceanelor, de 1 200 de ori mai mare decât a atmosferei. De exemplu, comparaţia restrânsă doar la o coloană de aer pe toată grosimea atmosferei indică o cantitate de căldură egală cu cea dintr-o coloană de apă de numai 3 m. Capacitatea calorică a apei se explică atât prin proprietăţile ei fizice şi chimice, dar mai ales prin faptul că masa oceanelor este de 280 de ori mai mare decât cea a atmosferei. Apa prezintă, totodată, o mare inerţie termică şi mecanică: se încălzeşte şi se răceşte lent, intră mai greu în mişcare şi se opreşte mult după ce a încetat acţiunea cauzei care a declanşat-o. Se ştie, de altfel, că oprirea curentului Golfului, care încălzeşte Europa, ar determina o nouă glaciaţiune. Acest pericol există şi ca urmare a intervenţiilor umane majore în mediu, mai ales prin emisii de gaze cu efect de seră.Schimbările de fază (apă – vapori – gheaţă – apă), ca şi mişcările mecanice (râuri, valuri, curenţi, maree, modificările de nivel cu ± 100 m în timpul glaciaţiunilor), fac din apă principalul agent care determină vremea şi clima terestră, cât şi principalul agent modelator extern, care reacţionează cu scopul de a contracara impulsul tectonic. Circuite unice în sistemul solar sunt şi cele biogeochimice.Energia soarelui trebuie să devină disponibilă pentru organisme, sub formă de hrană. Ea devine combustibil celular prin intermediul fotosintezei. Acesta este procesul prin care dioxidul de carbon, apa şi lumina se transformă în glucide simple. Abilitatea celulelor de a organiza materia şi energia are o semnificaţie majoră, deoarece ele constituie sursa primară a ordinii terestre. Ca definiţie generală, circuitele biogeochimice reprezintă un transfer permanent de atomi între învelişurile terestre, prin intermediul şi cu participarea organismelor vii. Circuitele biotice încep de când elementele chimice (carbon, oxigen etc.) şi apa intră în componenţa materiei vii şi până când ele sunt eliberate, după moartea organismelor.Cel mai important circuit este cel al carbonului. Acesta este introdus în plante prin CO2, în procesul de fotosinteză, şi fixat în materia organică.Din plante, carbonul ajunge în corpul animalelor. După moartea organismelor, substanţele organice sunt descompuse de bacterii, iar CO2 este eliberat. Procese de eliberare a CO2 se produc şi în timpul respiraţiei.Circuitele biochimice determină conţinutul optim în oxigen al atmosferei terestre (21%). Doar atmosfera terestră dispune de oxygen liber. În atmosfera planetelor Venus şi Marte predomină dioxidul de carbon, planetele gigant au atmosfere primare, prin gravitaţia mare reţinând mediul gazos al nebuloasei primordiale. Criza declanşată de acumularea oxigenului în atmosfera primară a Terrei, ca produs rezidual al manifestării metabolismului celulelor procariote, a determinat apariţia unor noi procese metabolice şi forme de viaţă, devenind o sursă puternică de energie capabilă să susţinăorganisme tot mai performante.Mediul terestru este unic prin circuitele sale energetice, dar cum s-au putut ele forma şi menţine doar pe Terra? La aceasta au contribuit toate caracteristicile orbitale ale planetei (excentricitate minimă, înclinare optimă pe orbită pentru a favoriza apariţia anotimpurilor şi încălzirea alternativă a emisferei nordice şi sudice) şi datele astrofizice specifice (Pământul este cea mai mare planetă interioară şi, ca urmare a masei sale mai mari, a reţinut

11

majoritatea vaporilor de apă, are cea mai mare densitate, o gravitaţie care structurează materia pe învelişuri şi determină procesele de modelare a scoarţei etc.).Unicitatea mediului terestru este însă, mai ales consecinţa faptului ca Terra este o planetă în plină maturitate, care dispune încă de o mare cantitate de energie internă. Căldura internă nu s-a epuizat ca în cazul celorlalte planete telurice, care s-au răcit, s-au contractat şi au rămas împietrite sub aspectul reliefului lor de peste 3 mld. ani.Doar pe Terra există o dinamică în plăci a scoarţei, deşi sunt supoziţii că acest fapt ar fi posibil şi pe Venus∗.Dinamica internă este susţinută printr-o structură specifică corpului planetar terestru. Structura internă a celorlalte planete telurice pare mult mai simplă: un nucleu (poate având încă un miez activ), o manta (de cele mai multe ori solidificată) şi o scoarţă foarte groasă (peste 200 km).Pe Terra, prima discontinuitate se află la 30-80 km adâncime sub continente şi la 5-10 km sub fundul oceanelor, fiind denumită Moho. Discontinuitatea Moho separă scoarţa de manta. În manta mai apar două discontinuităţi secundare, la 400 km (separă partea superioară a mantalei, astenosfera, de mezomanta) şi la 650 km (separând mezomantaua de mantaua inferioară). Mantaua este delimitată spre interior, faţă de nucleu, prin discontinuitatea Gutenberg – Wiechert, la 2 900 km adâncime (fig. 4).Partea externă a nucleului este fluidă. Alte metode au identificat şi un nucleu intern solid, feros, cu o rază de circa 1 250 km, rezultat în urma procesului de răcire a planetei.Litosfera prezintă o dinamică în plăci (teoria tectonicii globale), specifică numai Terrei, din care rezultă o diversitate de forme de relief, aflate într-o continuă evoluţie şi schimbare, în concordanţă cu energiile interne (se nasc continente, bazine oceanice, lanţuri muntoase, vulcanietc.) şi externe (care modelează un relief fluviatil, marin, glaciar, eolian) etc.

Terra are o tectonică în plăci, ceea ce implică faptul că scoarţa nu este unitară, ci se aseamănă unei coji de ou sau de portocală fărâmiţate într-o multitudine de calote semisferice de dimensiuni diferite. Există şase macroplăci: euroasiatică, africană, indoaustraliană, americană, pacifică, antarctică; şase mezoplăci: Nazca, Caraibilor, chineză, arabă, iraneană, filipineză, şi o mulţime de microplăci.

12

Aceste calote se compun fie din scoarţă oceanică de tip bazaltic, fie din materie continentală, granitică, mai uşoară dar mai groasă şi bazaltică (sub scoarţa continentală avem scoarţă oceanică).Plăcile sunt despărţite prin despicături profunde numite rift, deplasându- se pe suprafaţa astenosferei. Mişcările plăcilor sunt semicirculare în raport cu un punct fix, având aspectul de rotire a uneia în raport cu alta.Ele fie se apropie, fie se îndepărtează. Când plăcile de la suprafaţa terestră se îndepărtează unele de altele, atunci este atrasă spre suprafaţă în mod continuu magmă, formându-se o nouă scoarţă oceanică. Când plăcile intrăîn coliziune, materia continentală, mai groasă dar uşoară, rămâne la suprafaţă, încreţindu-se, cea de tip oceanic reciclându-se prin subducţie.Cauzele mişcării plăcilor ţin de existenţa în astenosferă, care are o consistenţă vâscoasă, a unor curenţi de convecţie ascendenţi şi descendenţi. Curenţii cu orientări contrare se asociază câte doi, formând celule de convecţie. Cauza apariţiei celulelor din astenosferă este similară celulelor convective oceanice sau atmosferice şi se datorează gradientului termic, în acest caz diferenţelor de temperatură dintre baza şi partea superioară a astenosferei. Mai nou (după 1994), s-a descoperit şi existenţa unor curenţi în manta.Dinamica din manta se presupune că are, totodată, o influenţă asupra curenţilor din nucleu, prin „prăbuşirea” periodică de materie mai rece la limita superioară a nucleului extern, fluid. Aceste „răciri” locale determină schimbarea sensului curenţilor din nucleu, care tind să omogenizeze diferenţa termică apărută. Fenomenul poate fi cauza schimbării periodice a câmpului magnetic terestru (Larson, 1991). Proprietăţile fizice ale Terrei Proprietăţile fizice ale Pământului sunt în legătură cu structura sa internă şi cu starea fizică a materiei (agregarea, densitatea). Ele pot fi, totodată, influenţate de relaţiile cosmice. Toate au ca efect evoluţia geodinamică în timp şi spaţiu a Globului.Gravitaţia este o forţă universală identificată de Isaak Newton.El a raţionat că Pământul nu se deplasează de pe orbita sa, deoarece el are o gravitaţie; aceasta îl ţine să nu se dezintegreze. Newton a formulat legea atracţiei universale astfel: F = m•M/r2•G,unde: G = constanta gravitaţiei; m, M = mase în atracţie; r = distanţa dintre corpuri.Gravitaţia reprezintă forţa de atracţie exercitată de Pământ asupra materiei de la suprafaţa şi din apropierea sa. Gravitaţia se manifestă sub formă de acceleraţie, pe care această forţă o exercită asupra căderii corpurilor. Acceleraţia gravitaţiei la suprafaţă este: g = 980 cm/sec2 şi se măsoară cu gravimetre. Prin forma particulară a Globului, diferită de o sferă, acceleraţia gravitaţiei variază cu latitudinea şi altitudinea (distanţa de centrul Pământului), diferenţa de densitate în crustă.Anomaliile gravimetrice evidenţiază un inechilibru (dacă Pământul ar fi omogen, în nerotaţie, atunci gravitaţia la suprafaţă ar fi aceeaşi peste tot). Presiunea litostatică şi orientată. Presiunea litostatică sau presiunea de încărcare se manifestă spre adâncimi de până la 10 km. Ea determină ridicarea punctului de topire, creşterea plasticităţii rocilor. Spre adâncime mai mare, apar schimbări de fază. Această presiune variază în timp geologic prin încărcarea unor unităţi litosferice cu sedimente. Pe de altă parte, ea determină efecte importante în compensările izostatice, în metamorfismul izostatic.Presiunea orientată este de origine tectonică. Ea acţionează în scoarţă, pe orice direcţie, dar prezintă diferenţieri spaţiale. Presiunea orientată produce deformări ale rocilor plastice, sub forma cutelor, şi deformări rupturale: falii. Căldura internă este generată de procesele proprii planetei. Aproape 2•1020 calorii sau 1028 ergi reprezintă energia ajunsă astfel la suprafaţă, într-un an. Cantitatea de căldură înregistrează 1,5 μcal/cm2/sec. Emisia de căldură depinde de structura geologică, de

13

conductivitatea rocilor din sectorul analizat. Ea se înscrie într-o medie de 2•10-6 cal/cm2•sec. Gradientul geotermic exprimă creşterea de temperatură pentru fiecare metru adâncime în scoarţă. El variază între 1ºC şi 4ºC pe 100 m (măsurătorile în foraje sau mine adânci), iar în apropierea focarului magmatic sau a intruziunilor de roci magmatice se modifică şi depăşeşte 5-6ºC/100 m. Radioactivitatea. Actualele surse radioactive se găsesc în crusta terestră; ele sunt reprezentate prin minerale de U, Th, şi mai puţin Ra. Totalul ajunge la aproximativ 3•10-12 g Ra echiv./g rocă. Proprietăţile electrice. Câmpul electric al Pământului are diferenţe de potenţial de zeci de milivolţi. Sursa electricităţii este acceptată ca fiind de natură internă, comună cu cea a magnetismului, şi are originea în nucleul extern sau în interiorul scoarţei. Magnetismul terestru. Pământul este comparat cu un magnet gigant, care determină ca acul busolei să se orienteze pe direcţia şi în sensul liniilor sale de forţă. Câmpul magnetic se manifestă ca o bandă de particule de la 1 000 km deasupra solului şi se extinde până la cca 60 000 km distanţă de suprafaţa terestră, formând magnetosfera. Aici sunt radiaţii foarte puternice de nuclee ale atomilor, în special de hidrogen, foarte ionizaţi. Axa magnetică a Terrei este comparată cu o ipotetică bară magnetică situată în zona centrală a Pământului. Direcţia pe care se stabilizează acul busolei reprezintă alinierea la direcţia magnetică nord – sud.Aceasta nu coincide cu direcţia geografică nord – sud (cu axa de rotaţie a Globului) şi nici cu respectivii poli imaginari. Axa magnetică face un unghi de 11,5º cu axa de rotaţie şi nu trece prin centrul geometric al Pământului. Polii magnetici reprezintă intersecţia axei magnetice cu suprafaţa Pământului. Polul Nord magnetic este situat în zona nordică a insulei Prince of Wales, la cca 78,5º N şi 69º W, iar Polul Sud magnetic se localizează lângă ţărmul Antarcticii, la 78,5º S şi 111º E. La jumătatea distanţei între cei doi poli, se trasează Ecuatorul magnetic.

Mişcările Terrei Mişcările proprii Pământului (câteva sute la număr) sunt clasificate în mod convenţional în mişcări principale (mişcarea de rotaţie şi cea de revoluţie, mişcările de precesie şi de nutaţie) şi în mişcări subordinate (oscilaţii libere, schimbări în geometria orbitală terestră: oblicitatea elipticii, excentricitatea orbitală ş.a.). 1.Mişcarea de revoluţie se desfăşoară simultan cu mişcarea de rotaţie. Pământul are o viteză medie de deplasare pe orbită de 29,79 km/s. Intervalul de timp al unei revoluţii complete este de circa 365 zile şi se numeşte an.Orbita Pământului are o lungime de aproximativ 920 • 106 km şi o excentricitate redusă, de 0,01. Diametrul maxim al elipsei se numeşte axa mare, iar diametrul minim, perpendicular pe axa mare, reprezintă axa mică a orbitei.Distanţa faţă de Soare este minimă în jurul datei de 1-3 ianuarie, imediat după solstiţiul de iarnă, când Pământul se află la periheliu.Distanţa maximă faţă de Soare este atinsă între 1 şi 3 iulie, imediat după solstiţiul de vară, când Terra se află la afeliu.Solstiţiile (din latină sol = Soare şi stare = a sta) sunt de vară, la 21 iunie, şi de iarnă, la 22 decembrie. În data de 21 iunie, razele solare ajung perpendicular pe tropicul de nord(Tropicul Racului),când este iluminat Polul Nord(fig. 5). Şase luni mai târziu, razele Soarelui vor cădea perpendicular pe tropicul de sud (Tropicul Capricornului) şi va

14

fi iluminat Polul Sud. Tropicele reprezintă punctele extreme ale Globului pe care razele Soarelui pot cădea, la un moment dat, vertical. În acestemomente razele solare ajung tangente pe cercurile polare corespondente.Echinocţiile (din latină aequus = egal şi nox = noapte) sunt de primăvară, pe 21 martie, şi de toamnă, pe 23 septembrie. La echinocţii, razele solare ajung perpendicular pe Ecuator şi tangente la poli. În aceste momente, cercul care separă emisfera luminată de cea umbrită trece prin cei doi poli, iar ziua este egală cu noaptea pe toată suprafaţa Pământului(fig. 5).Observaţiile arată că după fiecare rotire a planetei în jurul Soarelui, respectiv după fiecare an, poziţia momentului echinocţiului se mută, acesta producându-se mai devreme. Fenomenul poartă denumirea de precesia echinocţiilor. Totodată, şi solstiţiile cunosc o variaţie.

Fig. 5. Deplasarea pe orbită a Pământuluişi anotimpurile (din diverse surse)

Fenomenul este explicat prin intermediul unui efect gravitaţional combinat, provenind din atracţia exercitată de Soare (cu o proporţie de 1/3) şi Lună (în proporţie de 2/3) asupra planului ecuatorial terestru.Forţele gravitaţionale, care formează un cuplu, tind să schimbe poziţia axei de rotaţie a Pământului spre o poziţie perpendiculară pe planul eclipticii, respectiv să o suprapună axei polilor eclipticii. Ca urmare, axa de rotaţie a Terrei descrie în jurul arcului eclipticii un con dublu, cu vârfurile în centrul Pământului, având o deschidere de 47º.Deplasarea axei Pământului se face în sensul acelor de ceas în decurs de 25 725 ani şi poartă numele de precesia axei polilor. Ca urmare a acestei mişcări a axei polilor, poziţiile punctelor de echinocţiu şi de solstiţiu se deplasează în sens retrograd pe orbită.Fenomenul astronomic de nutaţie (oscilaţie, în limba latină) este un fenomen asociat celui de precesie a axei polilor şi constă dintr-o serie de oscilaţii cu perioade diferite, mai lungi sau mai scurte, ale axei de rotaţie a Pământului în jurul poziţiei definite prin precesia echinocţiilor(fig. 6). 2.Mişcarea de rotaţieSensul rotaţiei este contrar mişcării acelor de ceas, dacă ne imaginăm că privim planeta de sus, şi spre est, dacă privim perpendicular pe Ecuator. Sensul de rotire a Terrei este invers celui de deplasare aparentă a Soarelui, Lunii şi a stelelor pe boltă.

15

La Ecuator, viteza unui obiect de pe suprafaţa planetară este de cca 1 700 km/h (465 m/s), în lungul paralelei de 60º viteza scade la 850 km/h, iar la poli ea devine nulă. Consecinţa principală a mişcării de rotaţie este apariţia forţei centrifuge, a cărei valoare este maximă la Ecuator şi scade spre polii geografici. La poli atracţia gravitaţională este maximă, iar forţa centrifugă nulă. Apariţia forţei de inerţie Coriolis, care acţionează asupra obiectelor în mişcare, impune obiectelor o deviere spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică. Valoarea acestei forţe este nulă la Ecuator şi se manifestă din ce în ce mai pregnant spre poli. Dintre consecinţele de ordin geodinamic ale mişcării de rotaţie (determinate şi prin forţa centrifugă), cea mai importantă este turtirea corpului planetar. Rotirea Pământului în jurul axei polare, de la vest spre est, se efectuează în 23h 56’ 40’’. Acest interval de timp, necesar pentru o rotire de 360º deplasarea pe orbită a Pământului şi anotimpurile (din diverse surse ) a Terrei în raport cu o stea fixă, se numeşte zi siderală.Perioada de 24 de ore care corespunde trecerii de două ori consecutive a Soarelui deasupra unui meridian dat reprezintă ziua solară adevărată. Durata acesteia este inegală pe parcursul unui an, deoarece viteza de deplasare a Pământului pe orbită diferă, fiind mai mare spre periheliu şi mai redusă spre afeliu.În consecinţă, a fost adoptată ziua solară mijlocie, care corespunde unei durate medii a rotaţiei, de 24 de ore. Ziua solară mijlocie începe propriu-zis o dată cu trecerea Soarelui pe la meridianul locului. Pentru a elimina acest inconvenient (care implică existenţa pe perioada de lumină a două date calendaristice), în 1925 s-a trecut la folosirea zilei civile, care începe la miezul nopţii.Mişcarea de rotaţie determină o deplasare aparentă a Soarelui de la est spre vest. Considerând Pământul fix, putem spune că Soarele realizează un circuit complet în jurul său în cca 24 de ore. Pentru fiecare loc de pe Pământ, Soarele se situează o singură dată în punctul maxim pe boltă, când razele sale cad, în funcţie de latitudine, sub cel mai mare unghi posibil.Acest moment coincide cu trecerea astrului pe la meridianul locului (sau meridianul de amiază), moment cunoscut ca fiind „miezul zilei”. Concomitent, în emisfera de noapte, pe antemeridian (sau meridianul miezuluinopţii), se înregistrează „miezul nopţii”.Dacă ar fi să ne imaginăm că meridianul miezului zilei se deplasează pe suprafaţa Globului cu o viteză constantă spre vest, atunci acesta ar parcurge 360º în 24 de ore, respectiv ar acoperi 15º de longitudine în fiecare oră şi un grad de longitudine la fiecare 4 minute.În consecinţă, unui meridian de timp, denumit fus orar, îi revin 15º longitudine.În fiecare fus orar există o singură oră, corespunzătoare meridianului său central. Suprafaţa Globului este împărţită în 24 de fusuri orare, numerotate de la un meridian de origine spre est. Ca meridian de origine sau zero a fost luat meridianul Greenwich (Marea Britanie).Toate fusurile orare de pe Glob sunt definite în funcţie de numărul de ore diferenţă dintre meridianul lor central şi meridianul Greenwich. Timpul este considerat în avans pentru punctele situate la est de meridianul zero şi în întârziere pentru cele din vestul acestuimeridian.Ora fusului orar a fost adoptată în 1884 la Conferinţa din Washington în vederea unificării orei pe Glob. Europa se extinde pe trei fusuri orare, având o oră a Europei de Vest, una a celei Centrale şi o altapentru Europa de Est.

16

Cel de-al 12 meridian spre est de Greenwich este cel de 180º. Aceste două meridiane împart Globul în două emisfere: cea estică şi cea vestică (spre est de meridianul „0”, punctele au longitudine estică, iar spre vest, eleau longitudine vestică). În momentul în care meridianul Greenwich coincide cu momentul amiezii, cel de 180 corespunde miezului nopţii. Meridianul de 180º a fost ales ca linie internaţională de schimbare a datei (1884). Totodată, linia de schimbare a datei a trebuit să fie deviată local, atât spre est, cât şi spre vest, pentru a putea permite unor grupuri de insule (Fiji, Tonga) şi extremităţii siberiene a continentului asiatic să menţină aceeaşi zi calendaristică.

Evoluţia mediului terestru

Aspecte generale Caracteristici geostructurale şi paleobiologice au determinat, încadrarea timpului scurs de la formarea Pământului,într-o scară a timpului geologic. Această scară geo-cronologică cuprinde următoarele subdiviziuni geocronologice: eră, perioadă, epocă, vârstă (fig. 7).Intervalele de timp au fost separate pe criterii paleobiologice; ulterior au fost completate cu evenimente tectonice şi sunt acceptate pe o scară cu valori negative, în milioane – miliarde ani (Ma – Md.a.).Poziţia maselor continentale a fost reconstituită pe baza studiilor interdisciplinare din geologie, geofizică şi geografie. Pe termene foarte lungi, această evoluţie este reprezentată prin desfăşurarea fazelor de orogeneză. Pentru ultimii cca 600 Ma, din Paleozoic şi până astăzi, s-au succedat trei orogeneze: caledoniană, hercinică şi alpină (ultima nefiind încheiată).Pentru intervale de timp din ce în ce mai vechi, reconstituirile paleogeografice sunt tot mai greu de realizat şi se fac pe baza tipurilor petrografice (rocile – formate din minerale) şi asociaţiilor de organisme fosile.

1. Apariţia vieţii şi evoluţia mediului în Arhaic şi Proterozoic Pe intervalul 4,0-3,5 Md.a. (vechimea Pământului este apreciată la cca 4,5 Md.a.) se răceşte pronunţat interiorul Terrei şi apar mici continente („protocontinentele”); frecvenţa impactului meteoritic se diminuează; spre partea superioară a intervalului se identifică în minerale izotopi de carbon, elemente pe seama proceselor de fotosinteză. Prin răcire, sub 374ºC (punctul critic al apei), au luat naştere primele oceane.Pe intervalul 3,0-2,5 Md.a. se formează scuturile continentale (cratone). Nucleele continentale – scuturile – au o permanenţă din Precambrian şi reprezintă regiunile centrale ale continentelor actuale. O dată cu formarea apei lichide, au apărut condiţii de combinare complexă a carbonului în molecule organice, favorizate de sursa de energie reprezentată de radiaţiile ultraviolete. Structurile vii (macromolecule de tip proteine) au apărut într-o suspensie coloidală – cuacervate – cu molecule complexe de

17

acizi nucleici, formate din combinarea purinelor, piridinelor şi zaharurilor, sub radiaţii U.V., a descărcărilor electrice şi dezintegrărilor atomice (fig. 7).

2.Mediul în Paleozoic În Paleozoic, fauna şi flora se dezvoltă din organisme acvatice tot mai complexe spre cele continentale. La începutul Paleozoicului, clima era în principal caldă. Temperatura medie a crescut continuu. Climatul tropical se identifică prin existenţa unor roci tipice de culoare roşie, a vegetaţiei cu plante fără inele anuale de creştere şi depozite cu cărbuni. De menţionat că pe intervale mari de timp s-au desfăşurat glaciaţiuni (amploarea lor depăşind cu mult episoadele glaciare din Cuaternar): în Ordovicianul superior, Carboniferul superior şi în Permianul inferior.Dispariţia unui mare număr de organisme la limita Permian/Triasic este pusă pe seama unor modificări drastice de mediu cauzate de modificări ale chimismului apelor marine, scăderea cantităţii de nutrienţi, mărirea suprafeţelor continentale, încălzirea globală, desfăşurarea unui puternic vulcanism în Siberia şi China (posibil, ca urmare a unui impact major cu un corp extraterestru). În Paleozoic se desfăşoară două orogeneze: caledoniană, în Paleozoicul inferior, şi hercinică, în cel superior. Continentul unic, care se formase la finele Proterozoicului Rodinia (Paleo-Pangeea), începe să se dezmembreze până spre sfârşitul Cambrianului. Până la sfârşitul Silurianului, tectogeneza caledoniană a unit blocurile continentale nordice: Laurenţia – care era separată episodic de Fenno-Scandia şi Platforma est Europeană – şi Siberia, formând supercontinentul Laurasia. Continentele nordice erau separate printr-un ocean de unsupercontinent sudic, Gondwana, care unea în zona polului segmente din Africa, America de Sud, Australia, sudul Asiei, India, Antarctica.Deplasarea spre nord a Gondwanei în Carbonifer, coliziunea cu Laurasia şi ridicarea sistemului hercinic vor forma megacontinentul Pangeea, cu desfăşurare nord-sud. Pangeea era înconjurată de Panthalassa, compusă din oceane cu extindere locală.

18

Fig. 7. Evoluţia vieţii (din diverse surse, modificat

19

3. Evoluţia mediului în Mezozoic Era Mezozoică a durat cca 180 Ma. Ea cuprinde perioadele: Triasic (45 Ma), Jurasic (63 Ma) şi Cretacic (72 Ma). La începutul Triasicului continentele erau unite, formând Pangeea. Pe parcursul Mesozoicului a început procesul de riftogeneză, cu deschiderea oceanelor actuale. Clima era caldă cu tendinţe de aridizare. Viaţa în Mezozoic s-a dezvoltat spre forme de foarte mari dimensiuni. Dinozaurienii, în Jurasic, ajung la maximum de dezvoltare şi diversificare. Reptilele erbivore aveau taliile cele mai mari din lumea animală (40 m lungime, peste 50 tone – Diplodocus, Brachiosaurus ş.a.). Probabil din reptilele zburătoare au evoluat păsările, cu un prim reprezentant având caractere mixte, reptiliene şi aviare – Archaeopteryx. De la partea superioară a Triasicului se cunoscde talie mică. Dintre acestea au evoluat în Cretacic marsupiale şi placentarele.La sfârşitul Cretacicului are loc o extincţie în masă a organismelor (cu dispariţia unor grupe majore, care nu au mai avut urmaşi: dinozaurii, organisme acvatice şi unele plante de uscat). O asemenea extincţie a fost probabil determinată de un impact major cu un asteroid (cu un diametru de cca 10 km), identificat în Mexic – craterul Chicxulub.

4.Evoluţia mediului în Neozoic Era Neozoică (= Cainozoică) are o durată de cca 65 Ma şi cuprinde perioadele: Paleogen (41Ma), Neogen (22 Ma) şi Cuaternar (1,67 Ma).Evenimente importante paleogeografice sunt determinate de expansiunea fundurilor oceanice (se desăvârşesc cele şase plăci tectonice principale ale litosferei). Faze ale orogenezei alpine determină ridicarea catenelor alpino-himalaiene, est-asiatice, vest americane cu unirea celor două Americi, închiderea episodică a Mediteranei etc. Mişcările neotectonice cele mai evidente sunt determinate de reechilibrări izostatice pentru compensarea extinderii calotelor glaciare, respectiv topirea acestora.Fauna continentală se dezvoltă brusc şi se diversifică începând de la începutul erei. Mamiferele se răspândesc pe toate continentele şi se adaptează diverselor medii. Flora are un caracter neofitic, cu predominarea angiospermelor, iar fauna este reprezentată prin toate grupele actuale. Asociaţiile de flore şi faune indică o zonalitate climaticăcare se va accentua o dată cu desfăşurarea fenomenului glaciar în Cuaternar. În Cuaternar se recunosc faze glaciare şi interglaciare, care au determinat schimbări în conturul ţărmurilor marine. Distribuţia florelor şi faunelor este în directă legătură cu schimbările climatice şi este determinată de posibilităţile de adaptare şi/sau de comunicare pe istmuri şi praguri (punţi continentale emerse în intervalele interglaciare).În Neogenul superior şi în prima parte a Cuaternarului are loc apariţia şi evoluţia Hominidelor. După ultima glaciaţie are loc redistribuirea florelor şi faunelor în caracterul şi limitele actuale, în funcţie de stabilizarea climatului şi de factorii de relief.

5.Mediile continentale actuale Mediile naturale pe Glob depind în principal de condiţiile climatice şi de relief. Sursa fiecărui tip de climat o constituie cantitatea de radiaţie solară ajunsă la sol, care se reflectă, în primul rând, sub aspect termic.Forma sferică a Pământului determină dispunerea în benzi paralele a zonelor şi tipurilor de climă, de la Ecuator spre poli. Această zonalitate climatică este deranjată meridional de alternanţa oceanelor şi a etajare a elementelor de climă. a. Medii intertropicale Mediile intertropicale cuprind atât cele mai uscate, cât şi cele mai umede regiuni de pe Glob. Acestea sunt: mediile ecuatoriale, cu variantele reprezentate de climatul musonic umed şi clima litorală cu alizee, mediile tropicale cu două sezoane, mediile deşertului tropical.

20

1.a. Mediul ecuatorial Între 5ºS şi 10ºN se desfăşoară cel mai umed climat de pe Terra (precipitaţiile depăşesc 2 000 mm/an), lipsit de sezoane termice sau pluviometrice distincte. Temperatura medie anuală oscilează între 240 şi 26ºC, iar precipitaţiile sunt de natură convectivă, cu un maxim în timpul echinocţiului. La latitudinile ecuatoriale, condiţiile climaticesunt influenţate de presiunile joase ale zonelor de convergenţă intertropicală, către care converg alizeele de nord-est şi sud-est (dinspre anticiclonii subtropicali).Climei ecuatoriale propriu-zise i se adaugă, cu caracteristici asemănătoare, variantele reprezentate de climatul musonic umed şi clima litorală cu alizee. Coasta Malabarului din sud-estul Peninsulei India, ţărmurile Myanmarului şi Thailandei cuprinse între 10º şi 25º N, prezintă un climat musonic umed, asemănător celui ecuatorial. Sezonul uscat, foarte scurt, este cel în care bate musonul de iarnă. De-a lungul coastelor estice ale Americii Centrale şi de Sud, ale insulei Madagascar, Peninsulei Indochina, Filipinelor şi ale Australiei de nord-est, între 10º şi 25º N şi S, se află zone înguste care primesc cantităţi mari de precipitaţii.Acestea sunt zone de ţărm expuse maselor de aer umed, aduse de vânturile de est sau de alizee, din anticiclonii subtropicali oceanici.În mediile ecuatoriale se întâlnesc cele mai profunde soluri (soluri lateritice, până la 20 m grosime) şi cele mai „dese” păduri, cu aspect multietajat. Pădurea ecuatorială este caracterizată prin „lupta” plantelor pentru lumină, coronamentul aproape continuu al arborilor deşi şi înalţi (15-50 m) umbrind puternic straturile inferioare şisubsolul pădurii.Intervenţia omului prin exploatări de tip ras, incendierea unor teritorii tot mai întinse pentru obţinerea de terenuri agricole, construirea unor căi de acces spre interiorul pădurilor virgine, expune substratul lipsit de protecţie unei intense pluviodenudări. După un an de folosinţă agricolă, solurile sunt complet sărăcite în substanţe nutritive, trebuind abandonate. De multe ori, ele sunt atât de puternic erodate, încât pădurea nu se mai poate reinstala, fiind transformate în badlanduri (pământuri rele). 2.a. Mediul de savană – tropical, cu două sezoane Prin deplasarea periodică a alizeelor spre latitudini mai mari în timpul solstiţiului din iunie şi spre latitudini mai mici la solstiţiul din decembrie, se formează o zonă de tranziţie climatică între tropice şi Ecuator, marcată printr-un anotimp cald şi ploios şi un altul cald şi uscat. Excesul periodic de umiditate imprimă caracteristica dominantă a acestui tip de mediu, care se dezvoltă între 5º şi 25ºN şi S, în America Centrală şi de Sud (platourile Matto Grosso, Minas Gerais, bazinul fluviului Orinoco), Africa, în sudul Asiei (Podişul Deccan, Sri Lanka, Indochina), Australia de nord-est.Anotimpul umed, vara, apare în perioada în care Soarele se găseşte deasupra tropicului emisferei respective şi stă sub influenţa aerului ecuatorial şi maritim tropical. Anotimpul uscat, de iarnă, stă sub influenţa alizeului.Formaţiunile vegetale specifice sunt reprezentate prin păduri cu frunze căzătoare şi savane. Savanele au ierburi tot mai înalte, cu cât ne apropiem de regiunile ecuatoriale (între 80 cm şi 2 m), şi ierburi mărunte, între care cresc arbuşti şi arbori xerofili, spre tropice. În sezonul secetos, iarba savanei se usucă, aprinzându-se cu uşurinţă de la Soare. În lungul principalelor artere hidrografice creşte o fâşie îngustă de pădure virgină, asemănătoare celei ecuatoriale, numită pădure galerie. Savana tipică este pe continentul african, unde ocupă 40% din suprafaţă. Specifică este savana cu baobabi şi acacii.Prin suprapăşunat şi desţelenire, echilibrul savanei poate fi distrus. Bălegarul animalelor domestice nu poate fi descompus de microfauna savanelor, lipsind solul de îngrăşământul său natural. Odată îndepărtată vegetaţia ierboasă, elementele nutritive sunt spălate din solurile sărace şi rămase fără protecţie în calea vântului şi a averselor torenţiale. 3.a.Mediul tropical uscat (de deşert şi semideşert)

21

Mediul tropical uscat, de deşert şi semideşert, ocupă suprafeţele continentale din zona tropicelor, între 18º şi 25ºN şi S. Cele mai întinse areale se găsesc în emisfera nordică, în nordul Africii, Peninsula Arabia, Iran, Pakistan, până în Deşertul Thar de la limita Indiei cu Pakistanul şi Thal din nordul Industanului, apoi nordul Mexicului. În emisfera sudică, deşerturile sunt mai restrânse; se dezvoltă în Chile (Deşertul Atacama, 22º-27ºS) şi Perú, în Africa (Deşertul Kalahari şi cel de nisip al Namibiei situat de-a lungul coastei Oceanului Atlantic) şi în Australia.Caracteristica acestui mediu este uscăciunea, datorată aerului descendent care se deplasează spre exterior, din centrele barice de înaltă presiune situate în lungul celor două tropice.Spre exteriorul deşerturilor, stepa tropicală face trecerea spre mediul de savană sau spre cel mediteranean.Deşerturile Podişului Iranian (Iran, Afghanistan, vestul Pakistanului), situate între 400 şi 800 m şi despărţite de creste muntoase de 3 000-4 000 m, sunt predominant nisipoase sau pietroase. Deşerturile Americii de Nordau, în mare parte, o origine de baraj orografic şi, în subsidiar, climatică (deşerturile podişului mexican). Deşerturile Americii de Sud apar pe suprafeţe restrânse, au altitudini de 1 000-3 000 m şi se desfăşoară preponderant în lungul litoralului andin. Apropierea oceanului se face simţită doar prin temperaturi mai scăzute şi prin prezenţa frecventă a ceţii. Din cauza curentului rece Humboldt (sau Peruan), care determină o stratificare constantă a maselor de aer, nu se poate dezvolta convecţia termică, care să formeze nori şi să aducă precipitaţii (aceeaşi situaţie o întâlnim şiîn deşertul Namib - Africa, din cauza curentului rece al Benguelei).Unele deşerturi tropicale şi subtropicale au fost leagăn de mari civilizaţii (Mesopotamia, Egipt). În prezent, influenţa omului, mai pregnantă în cadrul stepei tropicale sau al sahelului în Africa, se manifestă în sens negativ printr-o suprapăşunare şi aridizarea mediului,favorizând înaintarea deşertului.

b. Mediile extratropicale sunt cele temperate şi reci. .1.b.Mediile temperate Mediile temperate reprezintă o tranziţie între zonele climatice reci (polare şi subpolare) şi cea caldă (intertropicală). Cu oarecare aproximaţie, temperaturile medii anuale variază între -5ºC (înspre cercurile polare) şi 15ºC (spre tropice), cele ale lunii iulie între 10º şi 25ºC, iar cele ale lunii ianuarie între 0º şi -20ºC. Din cauza mobilităţii atmosferei însă, are loc un amestec de mase de aer reci şi calde, pentru un anumit moment sau periodic, una dintre ele putând domina. Apare, în consecinţă, un contrast mare între vară şi iarnă.• Mediile temperate răcoroase şi reci (temperate propriu-zise) se extind sub forma unor benzi late, de la vest la est, peste cea mai mare parte a Americii de Nord şi Eurasiei. Ele sunt determinate de climatul temperat oceanic (pe faţada vestică), climatul temperat de tranziţie (cu influenţe oceanice) şi temperat excesiv (în interiorul continentelor unde influenţele vestice dispar). Aceste medii sunt: mediul pădurii de conifere (taiga), al pădurii de amestec, al pădurii de foioase, al stepei şi preriei. Spre deosebire de pădurea boreală, cea de foioase a fost puternic umanizată încă din Antichitate. Aici s-a născut aşa-numita „civilizaţie a lemnului”. În prezent, arealele cele mai dens populate ale Globului se suprapun, cu excepţia Indiei, tocmai acestui tip de mediu natural (Europa, America de Nord, China şi Japonia). Mediul iniţial a fost transformat aproape în totalitate, o oarecare excepţie făcând, în unelecazuri, mediul montan al acestei zone.Omul a intervenit prin defrişări şi prin realizarea unor noi sisteme teritoriale antropizate (openfield) sau de tip bocage, în Franţa temperat-oceanică (crâng, tufăriş).

22

Ca o consecinţă, după despădurire a apărut o vegetaţie secundară, tot naturală, dar o alta decât cea iniţială. De exemplu, fagul a cedat locul gorunului sau altor specii de stejari. În teritoriul ocupat înainte de foioase s-au răspândit şi unele răşinoase, repede crescătoare, ca anumite specii de pin.Ca efect al despăduririlor, mediul cu cel mai înalt grad de vulnerabilitate se regăseşte în terenurile degradate, afectate de torenţialitate şi/sau alunecări. Ele sunt specifice dealurilor şi părţilor montane joase. În locul pădurii s-a instalat stepa secundară, suprapăşunată, cu boschete de arbuşti spinoşi, cu soluri erodate.Stepa cultivată este un ecosistem nou, rezultat al selecţiei antropice a anumitor graminee, ameliorate continuu ca producţie de seminţe. Începutul acestui proces poate fi stabilit în Mesopotamia, în urmă cu 6800 ani, când a început semănatul orzului şi al grâului. Agricultura s-a extins cu rapiditate în jurul Mării Caspice, înaintând spre Bosfor şi pe Valea Iordanului. Stepa cultivată asigură, totodată, jumătate din necesarul de hrană al omenirii. Se pot diferenţia trei mari regiuni cerealiere: euro-siberiană, nord-americană (Middle american) şi pampasul argentinian, la care sepoate adăuga şi „stepa” chineză. Aceste regiuni reprezintă sisteme extreme de fragile, care nu se pot autoîntreţine – sarcina aceasta revenindu-I omului, printr-o agrotehnică adecvată şi măsuri agroameliorative.• Mediile temperat calde apar sectorial, fiind diferenţiate în mediul subtropical, mediteranean şi semideşertic.Mediul subtropical (umed) este specific, pe suprafeţe restrânse, pentru faţada estică a continentelor, între tropice şi aproximativ 40º latitudine N şi S. Este ploios vara.Mediul mediteranean apare sub forma sa tipică în jurul Mării Mediterane. Specificul său este de mediu de contact fizico-geografic: contact între apă şi uscat; contact munte-câmpii şi litoral; contact între trei continente; contact climatic; contact între pădure, stepă şi deşert (în sud şi est). În acelaşi timp, este şi un mediu de contact economic şisocio-istoric: contact între economii complementare, contact între popoare şi naţiuni, între civilizaţii şi religii, între diferite sisteme sociale. Sub aspect climatic este reprezentat printr-o iarnă blândă (relative caldă şi ploioasă) şi o vară caldă şi secetoasă. Este singurul mediu, în afara celor deşertice tropicale, în care anotimpul călduros coincide în totalitate cu perioada de uscăciune. Vara se deplasează aici mase de aer cald şi uscat din aria anticiclonală tropicală. Iarna se produce o mişcare inversă: brâul de mare presiune anticiclonală tropicală se mută mult spre sud, iar peste Marea Mediterană bat vânturile de vest, aducând precipitaţii.Mediile semideşertice (subtropicale) tipice se găsesc în estul Mării Mediterane, cu stepe şi deşerturi care cuprind: Turcia, Siria, Irakul, Iranul, Afghanistanul, Tibetul şi Depresiunea Tarim.• Mediul montan al regiunilor temperate este reprezentat prin cele două lanţuri muntoase care ocupă suprafeţe întinse: Cordiliera americană şi lanţul alpino-himalaian.Cordiliera americană prezintă o faţadă pacifică temperată cu precipitaţii bogate, cu păduri de foioase şi coniferele înalte. Faţada estică a munţilor prezintă un climat continental arid.Lanţul alpino-himalaian este diferit de primul atât ca structură, cât şi ca poziţie şi orientare. Numeroasele diversificări locale şi regionale sunt impuse, în principal, de gradul de expunere faţă de vânt, Soare (poziţie care generează fenomenul numit faţa şi dosul muntelui), de adăpostul unor unităţi joase şi de etajarea pe anumiţi versanţi. c. Mediile reci Există câte două perechi de medii reci situate la extremităţile polare ale Terrei: calotele arctice şi mediul subarctic (dominat de tundră) şi calota antarctică şi mediul oceanic periantarctic. Aceste medii sunt extreme nu numai ca poziţie, dar şi sub aspectul condiţiilor de viaţă, fiind de obicei nelocuite (excepţii în acest sens sunt, într-o anumită

23

măsură, tundra şi fâşia litorală).Două sunt cauzele care reduc favorabilitatea acestor tipuri de medii: gerul şi modul de repartizare, diurnă şi anuală, a luminii solare. Fluxul de lumină, prin poziţia Soarelui aproape de linia orizontului, determină prelungirea până la 5-6 luni a zilei. Când Soarele rămâne sub orizont se instalează noaptea polară, care ocupă cealaltăjumătate a anului.Ca poziţie pe Glob, există o oarecare simetrie între „calotele”polare, în timp ce tundra propriu-zisă se dezvoltă numai în emisfera nordică. Deşi periferia Arcticii şi tundra se remarcă prin condiţii extreme de vitrege, aici apare o mare bogăţie şi varietate de specii, cu totul deosebite comparativ cu cele din Antarctica. Acest fapt este explicabil din perspectiva varietăţii mari a mediului arctic, a influenţelor şi a legăturii directe cu zonele temperate ale continentelor nordice. Periferia Arcticiireprezintă, totodată, şi un mediu de veche locuire, aici dezvoltându-se cultura eschimoşilor

II. METEOROLOGIE

Meteorologia este ştiinţa care studiază proprietăţile atmosferei, structura şi compoziţia ei, ca şi principalele fenomene şi procese fizice care au loc în atmosferă, cunoscute ca fenomene meteorologice.Totalitatea acestor fenomene şi procese meteorologice caracterizează starea fizică a atmosferei la un moment dat şi într-un anumit loc, reprezentând vremea. Succesiunea în timp a stării fizice a atmosferei reprezintă mersul sau evoluţia vremii. Caracteristicile vremii sunt date de valorile cantitative şi calitative ale diferitelor procese şi fenomene fizice dinatmosferă, fiind cunoscute ca elemente meteorologice: radiaţia solară, temperatura aerului şi a solului, nebulozitatea, umiditatea aerului, precipitaţiile atmosferice, evaporaţia, presiunea aerului, vântul etc.

24

1. ATMOSFERA TERESTRĂ Atmosfera este învelişul gazos al Terrei, considerat un imens ocean aerian pe fundul căruia îşi desfăşoară activitatea societatea umană (Măhăra, 2001). În legătură cu originea atmosferei, există maimulte teorii: atmosfera s-ar fi format o dată cu Sistemul Solar; în urmă cu aproximativ 4,6 miliarde

de ani şi ar fi trebuit să conţină aceleaşi gaze din care s-a format şi planeta Pământ: hidrogen, heliu, carbon şi compuşii lor: metan (CH4) şi amoniac (NH3). Se ştie, în prezent, că aceste gaze se află numai la limita superioară a atmosferei.

atmosfera terestră ar fi apărut în urma răcirii treptate a Pământului, având ca rezultat: 85% vapori de apă, 10% dioxid de carbon şi azot. Datorită disocierii moleculelor de apă prin fluxul radiativ solar, s-au format hidrogenul şi oxigenul, ultimul fiind mai greu s-a acumulat, apariţia lui generând apariţia primelor forme de viaţă în apă, ferite de acţiunea nocivă a razelor ultraviolete, cum ar fi Euglena viridis, care îşi sintetizează energia prin fotosinteză. O dată cu creşterea concentraţiei de oxigen din aer creşte şi proporţia ozonului (O3) prin procesul de fotoionizare, care contribuie la dezvoltarea vieţii şi pe uscat;

intensificarea proceselor de fotosinteză, respiraţie şi descompunere chimică începând cu perioada cambriană (580 mil. ani) a determinat apariţia unei atmosfere secundare, care, în timp, a evoluatcătre cea prezentă.

Originea şi limitele atmosferei Limita inferioară a atmosferei se întrepătrunde cu celelalte învelişuri: litosfera, hidrosfera, biosfera.Limita superioară este mai greu de trasat, între atmosferă şi spaţiul cosmic, în mod practic nu există o limită bine definită, trecerea făcându-se treptat prin rarefierea aerului. Este considerată totuşi ca limită superioară a atmosferei, spaţiul până la care se manifestă procesele şi fenomenele fizice caracteristice unui amestec gazos, adicăaproximativ 1200-1800 km, unde se formează aurorele boreale, ca urmare a ionizării aerului rarefiat. Forma şi dimensiunile atmosferei Forma atmosferei este diferită în jurul Pământului: mai groasă la ecuator şi mai turtită la poli datorită mişcării de rotaţie. Dimensiunile şi forma atmosferei suferă modificări diurne şi sezoniere în funcţie de încălzirea şi răcirea diferenţiată a acesteia şi datorită presiunii exercitate de vântul solar. Ca urmare a acestor factori, atmosfera are forma unui ovoid. Compoziţia aerului atmosferic Gazele care formează aerul atmosferic sunt: azotul în proporţie de 79,2%, oxigenul cu 20,8%, cantităţi mici de dioxid de carbon, amoniac şi vapori de apă.

La suprafaţa terestră unele gaze sunt variabile, în special dioxidul de carbon, vaporii de apă, radonul şi ozonul, iar

oxigenul şi hidrogenul sunt constante. O altă componentă a aerului atmosferic este reprezentată de suspensiilelichide şi solide, numite aerosoli.

Structura verticală a atmosferei Atmosfera nu este omogenă, ea este alcătuită din straturi concentrice, cu proprietăţi fizice şi chimice diferite. Principalele straturi adoptate în anul 1951 de către Organizaţia Meteorologică Mondialăsunt: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera şi exosfera (fig. 1).

25

Fig. 1. Structura verticală a atmosferei (Sursa: Măhăra, 2001)

Troposfera este stratul inferior al atmosferei situată între 0 m şi înălţimea la care temperatura nu mai scade cu altitudinea. Aici este concentrată aproximativ 80% din masa atmosferei şi aproape întreaga cantitate de vapori de apă şi se produc cele mai importante procese şi fenomene fizice studiate în cadrul meteorologiei.

Stratosfera se întinde de la tropopauză până la 35 km şi chiar 50 km, după unii autori.

Mezosfera este situată între stratosferă şi înălţimea de 80 km.Aerul este foarte rarefiat. Termosfera este segmentul situat între 80 km şi 1000-1200 km, unde gazele sunt

puternic ionizate de către radiaţiile gama, X şi ultraviolete cu lungime de undă sub 0,2 μ. Porţiunea din termosferă situată între 60 km şi 700 km este cunoscută sub numele de ionosferă, foarte importantă pentru comunicare prin undele radio.

Exosfera este situată între 1000-1200 km şi limita superioară a atmosferei. Troposfera şi stratosfera formează atmosfera inferioară, iar mezosfera, termosfera şi exosfera formează atmosfera înaltă.După ultimele cercetări efectuate cu ajutorul rachetelor şi sateliţilor meteorologici şi în urma zborurilor extraterestre s-au stability următoarele diviziuni ale atmosferei:-homosfera (de la suprafaţa Pământului până la înălţimea de 90- 100 km, cu prezenţa stratului de ozon între 20-35 km şi 50 km;-heterosfera de la limita homosferei până la peste 10 000 km şi este alcătuită din patru straturi gazoase: stratul de azot molecular, stratul de oxigen atomic, stratul de heliu, stratul de hidrogen atomic.

26

Tot în urma cercetărilor recente s-a dovedit că Pământul este înconjurat de un vast câmp electromagnetic, care se întinde în afara atmosferei la distanţe cuprinse între 65 000km şi 130 000 km, înveliş numit magnetosferă, urmată de magnetopauza în care influenţa câmpului magnetic încetează. În acest spaţiu există trei centuri de radiaţie numite centurile lui Van Allen, după numele celui care le-a descoperit, formate din protoni, electroni şi neutroni de mare energiecaptaţi din radiaţia corpusculară cosmică.

Structura orizontală a atmosferei Se caracterizează prin neuniformitate, troposfera fiind alcătuită din volume mari de aer cu proprietăţi fizice relativ constante, denumite mase de aer. Ele se întind pe mii de kilometri orizontal, iar vertical pot ajunge până la limita superioară a troposferei şi se formează prin cantonarea şi stagnarea lor deasupra unor regiuni geografice cu condiţii termice şi hidrice constante.Masele de aer se deplasează de la o regiune geografică la alta, zona de contact dintre ele fiind frontul atmosferic. Masele de aer şi fronturile atmosferice sunt elementele de bază care determină aspectul şi mersul vremii şi suntstudiate în cadrul Meteorologiei sinoptice sau prevederea timpului.

2.ENERGIA RADIANTĂ Prin procese radiative se înţeleg toate transformările suferite de fluxul radiativ transmis de la Soare prin contactul cu suprafaţa terestră, care acţionează ca o suprafaţă activă, convertind radiaţia solară în căldură, indispensabilă vieţii de pe Terra. Ramura meteorologiei care se ocupă cu studiul radiaţiilor emise de Soare şi de Pământ, propagate prin atmosferă se numeşte Actinometrie sau Radiometrie.Energia radiantă este supusă unor legi, dintre care, cele mai importante sunt: Kirchoff, Ştefan-Boltzmann, Wien şi Planck. Aceste legi sunt folosite în calcularea schimburilor radiative în sistemulSoare-Pământ-Atmosferă. 2.1. Spectrul şi intensitatea radiaţiilor solare Spectrul radiaţiilor solare. Radiaţia solară se propagă sub forma undelor electromagnetice, care în totalitate, alcătuiesc spectrul solar.Fluxul radiativ solar este alcătuit din radiaţii electromagnetice cu diferite lungimi de undă. El se manifestă sub forma culorilor spectrale, din regiunea vizibilă (roşu, portocaliu, galben, verde, albastru, indigo, violet), cu lungimi de undă (λ) cuprinse între 0,39 şi 0,76 μ (microni).Peste 0,7 μ este domeniul radiaţiilor infraroşii, iar sub 0,39 μ este cel al radiaţiilor ultraviolete. Intensitatea radiaţiilor. Pentru aprecierea intensităţii radiaţiilor solare, în radiometrie se utilizează următoarele unităţi de măsură: caloria; 1 cal = 4,188 · 107 ergi ; langley (ly) = 1 cal/cm2Cantitatea de energie Φ care străbate o suprafaţă S în unitatea de timp se numeşte flux de energie radiantă F care se exprimă în cal/min. 2.2. Principalele componente ale radiaţiei solareSunt: radiaţia directă, difuză, reflectată, efectivă, radiaţia Pământului, radiaţia atmosferei. Radiaţia solară directă reprezintă totalitatea fluxului de radiaţii solare care ajung la suprafaţa terestră. Cantitatea de radiaţie solară directă pe care o primeşte o suprafaţă de 1 cm2 aşezată perpendicular pe direcţia razelor solare, la limita superioară a atmosferei, poartă denumirea de constantă solară şi are o valoare medie egală cu 1,88 ly/min. Mărimea care caracterizează energia fluxului de radiaţie solară directă se numeşte intensitaea radiaţiei solare (I). Fluxul radiaţiei solare directe ce cade pe o suprafaţă orizontală reprezintă insolaţia (I').

27

Radiaţia solară difuză reprezintă cantitatea din radiaţia solară directă care este deviată (difuzată sau împrăştiată neuniform) în toate direcţiile de către particulele foarte fine aflate în suspensie în atmosferă sub formă de unde electromagnetice. Radiaţia totală (Q) este suma radiaţiei solare directe şi a radiaţiei difuze care ajung simultan la suprafaţa terestră. Radiaţia reflectată şi absorbită. Radiaţia totală care ajunge la suprafaţa terestră este parţial absorbită, fiind sursa principală de încălzire a solului, iar o altă parte este reflectată.Radiaţia directă ca şi cea difuză, la contactul cu diferite suprafeţe, suferă fenomenul de reflexie. Capacitatea de reflexie a unei suprafeţe pentru radiaţiile ce cad pe aceasta este cunoscută sub denumirea de albedo (A) şi reprezintă raportul dintre radiaţia reflectată (R) şi radiaţia totală (Q) raportat la unitatea de suprafaţă şi exprimat în procente.Albedo-ul reprezintă o caracteristică foarte importnată a suprafeţeloractive care le conferă o anumită notă caracteristică. Radiaţia terestră (Et) este radiaţia emisă de scoarţa Pământului, care funcţionează ca un corp cald, cu o anumită temperatură.Fluxul de radiaţie al suprafeţei terestre depinde de temperature acesteia. Acest flux este evident atât ziua cât şi noaptea. Norii au un rol principal în absorbţia şi emisia radiaţiilor infraroşii în atmosferă.Atmosfera este responsabilă de încălzirea suplimentară a suprafeţei terestre prin aportul de gaze cu efect de seră. Radiaţia atmosferică (Ea) este partea din radiaţia terestră absorbită de atmosferă, selectiv, de către componenţii aerului (vapori de apă, particule lichide, solide, dioxid de carbon, ozon etc.). Radiaţia efectivă (Re) reprezintă diferenţa dintre radiaţia terestră şi cea atmosferică, cele două fluxuri radiative principale, orientate în sensuri opuse. Primul este îndreptat din atmosferă către suprafaţa terestră şi celălalt, de la suprafaţa terestră spre atmosferă. 2.3. Bilanţul radiativ şi bilanţul caloric Bilanţul radiativ reprezintă diferenţa între energia primită de o suprafaţă într-o unitate de timp şi cea pierdută, conform relaţiei: Br = S1- S2. În bilanţul radiativ intră radiaţia solară, radiaţia atmosferică şi radiaţia terestră. Se poate vorbi de un bilanţ radiativ al suprafeţei terestre, al atmosferei şi al sistemului Pământ-atmosferă. Bilanţul caloric reprezintă diferenţa între aportul şi consumul de căldură de la suprafaţa solului, conform relaţiei:Bc = Bt – (Ta + Ts + Te), în care:Bc – bilanţul caloric;Bt – bilanţul radiativ al suprafeţei terestre;Ta – căldura transmisă aerului;Ts – căldura transmisă în sol;Te – consumul de căldură în procesul de evaporare a apei.Bilanţul radiativ şi caloric prezintă variaţii diurne, anotimpuale si anuale.

3. TEMPERATURA SOLULUI, APEI ŞI AERULUI

Încălzirea suprafeţei terestre se realizează prin absorbţia şi transformarea energiei radiante ajunsă la suprafaţa solului în energie calorică. De la suprafaţa solului căldura este

28

transmisă în trei direcţii principale, sol, apă şi aer, conform legilor de propagare a căldurii, în funcţie de particularităţile mediilor respective (fig. 2).

Fig. 2. Transmiterea căldurii în aer şi sol (Sursa: Dumitrescu, citat de Măhăra, 2001)

3.1. Temperatura solului Factorii care influenţează temperatura solului sunt: energia solară, proprietăţile calorice ale solului (capacitatea calorică, căldura specifică gravimetrică şi volumetrică), expoziţia versanţilor, vegetaţia şi stratul de zăpadă.Temperatura suprafeţei solului prezintă oscilaţii (variaţii) periodice (zilnice sau diurne şi anuale) şi neperiodice, generate de mersul vremii. În timpul unei zile, regimul de variaţie este simplu, cu un maxim la orele 13 şi un minim înainte de răsăritul Soarelui, iar în timpul unui an, maximul termic este vara, în luna iulie şi minimul, iarna în ianuarie. Pe verticală (în adâncime) sunt două tipuri principale de variaţie: tipul de insolaţie (valori mai mari la suprafaţă şimai mici în adâncime) caracteristic perioadei calde şi cel de radiaţie, cu situaţia inversată, caracteristic sezonului rece şi în timpul nopţilor cu răciri radiative.Reprezentarea grafică a acestor variaţii se efectuează prin geoizoterme (geotermoizoplete) şi curbe tautocrone. 3.2. Temperatura apei Regimul termic este total diferit de cel al solului datorită următoarelor proprietăţi: capacitatea calorică mai mare, transparenţa şi mobilitatea.Încălzirea suprafeţelor mari acvatice se produce prin: radiaţia solară directă, difuză şi atmosferică. Peste 50% din radiaţia totală este absorbită în stratul superficial (10-15 cm) care se încălzeşte mai puternic.Oscilaţiile temperaturii apei se caracterizează printr-o amplitudine (diferenţa dintre valoarea maximă şi cea minimă) mai mică decât a suprafeţei solului şi a aerului. Apa oceanelor este mai caldă decât aerul troposferic, cu excepţia latitudinilor tropicale, unde este mai rece.

29

3.3. Temperatura aerului Transmiterea căldurii de la suprafaţa subiacentă activă spre atmosferă se realizează prin: conductivitate termică moleculară, radiaţie, convecţie, turbulenţă, advecţie, comprimare adiabatică, transformările de fază ale apei.Convecţia este procesul de transmitere a căldurii pe verticală cu ajutorul curenţilor de aer. Poate să fie termică şi dinamică. Cea termică se produce datorită încălzirii excesive a suprafeţei active şi este specifică perioadei calde a anului, având ca rezultat formarea norilor convectivi, cumuliformi, atât de timp frumos cât şi de ploaie.Convecţia dinamică reprezintă ascensiunea forţată a maselor de aer peste un obstacol. Este de două feluri: orografică şi frontală. Turbulenţa este amestecul unor mase de aer cu proprietăţi termice diferite prin mişcări dezordonate ale aerului. Este termică şi dinamică. Advecţia este deplasarea orizontală a aerului. Prin advecţie poate să intre o masă de aer caldă sau rece, cu toate fenomenele meteorologice acompaniatoare, studiate în cadrul Meteorologiei sinoptice. Comprimarea adiabatică înseamnă micşorarea volumului aerului prin mişcări descendente, care duc la o încălzire de aproximativ 0,6ºC la 100 m înălţime, considerat gradientul adiabatic.Prin transformările de fază ale apei se produc schimburi calorice între sol şi aer, care duc la încălzirea aerului, de exemplu căldura obţinută prin evaporarea apei. Răcirea aerului se poate obţine prin radiaţie nocturnă, advecţie, destindere adiabatică.Variaţiile temperaturii aerului sunt de două feluri: temporale şi spaţiale. Cele temporale sunt zilnice sau diurne, adică variaţia temperaturii în cursul a 24 de ore şi anuale, adică variaţia temperaturii în timpul unui an calendaristic. Variaţia diurnă este de forma unei oscilaţii simple, cu un maxim care se produce după trecerea Soarelui la meridianul locului, între orele 14 şi 15 şi un minim dimineaţa, înainte de răsăritul Soarelui. Variaţia anuală este determinată de intensitatea radiaţiei solare şi terestre şi de latitudinea locului. Prezintă un maxim vara, în luna iulie şi un minim iarna, în luna ianuarie.Diferenţa dintre cele două valori extreme zilnice şi anuale, reprezintă amplitudinea termică, o mărime prin care se exprimă gradul de continentalism al climei. Amplitudinea termică diurnă şi anuală depind de următoriifactori: -latitudinea geografică; -anotimpuri; -altitudine; -forma de relief; -natura suprafeţei active; -nebulozitate; -vânt. Variaţiile spaţiale ale temperaturii aerului sunt pe verticală, în troposferă, dar şi pe orizontală, de la o regiune geografică la alta. Temperatura scade cu altitudinea, conform gradientului termic vertical, local, formând o stratificaţie atmosferică normală. În situaţia în care nu se produce această scădere, fenomenul poartă denumirea deizotermie, iar atunci când intervine o creştere, fenomenul poartă denumirea de inversiune termică.

4. VAPORII DE APĂ ÎN ATMOSFERĂ Cantitatea de apă din atmosferă se află sub forma vaporilor de apă, în procent de 95%, restul de 5% fiind sub formă de particule lichide şi solide care alcătuiesc norii. În atmosferă, apa se află sub forma celor trei stări de agregare sau faze: solidă (gheaţa), lichidă (picături de apă) şi gazoasă (vapori de apă).

30

Prin procese hidrice trebuie înţelese toate aceste transformări suferite de cele trei tipuri de stări ale apei, cunoscut şi sub denumirea de sistemul de faze al apei. Fizic, aceste transformări au loc prin evaporare, transpiraţie, condensare, sublimare, îngheţare, topire.Fiecare din aceste fenomene dau naştere la forme de precipitare specifice, pe suprafaţa terestră şi în atmosfera liberă. Umezeala aerului reprezintă conţinutul în vapori de apă aflaţi la un moment dat în atmosferă. Este cea mai importantă însuşire a aerului din punct de vedere meteorologic, climatic şi bioclimatic.Mărimile fizice care caracterizează umezeala aerului sunt următoarele: - tensiunea sau presiunea vaporilor de apă (e); -umezeala absolută (a); -umezeala specifică (q); -umezeala relativă (R); -deficitul de saturaţie (D); -punctul de rouă (τ).Toate aceste mărimi prezintă oscilaţii periodice, zilnice şi anuale, influenţate de temperatura aerului şi solului şi de cantitatea de apă evaporată. Importantă este variaţia umidităţii pe verticală, deoarece într-un aer bogat în vapori de apă, aceştia condensează şi formează precipitaţiile atmosferice.Condiţiile în care se produce condensarea vaporilor de apă sunt următoarele: -aerul să devină saturat în vapori de apă; -în aer să existe nuclee de condensare, adică particule microscopice, solide şi lichide în jurul cărora să condenseze vaporii de apă. Forme ale condensării şi sublimării vaporilor de apă pe suprafaţa terestră La suprafaţa terestră, principalele forme de condensare sunt:-roua se formează în perioada caldă a anului, în timpul nopţilor senine, în condiţiile unei radiaţii nocturne puternice, pe obiecte nehigroscopice;-bruma apare în perioada rece a anului şi în cea de tranziţie (toamna şi primăvara) ca urmare a sublimării vaporilor pe suprafeţe răcite la temperaturi sub 0°C;-chiciura sau promoroaca apare fie prin sublimarea vaporilor de apă – chiciura moale- fie prin îngheţarea picăturilor foarte fine suprarăcite - chiciura tare sau grăunţoasă. Se poate depune pe ramurile copacilor, pe conductorii electrici etc.);-poleiul reprezintă un strat compact de gheaţă ce se depune la sol în perioada rece a anului. Provine din ploi şi burniţe cu picături suprarăcite care îngheaţă la temperaturi cuprinse între 0,1 şi 1,0°C. Produse primare de condensare În această categorie se încadrează ceaţa şi pâcla. Ceaţa se formează când umezeala relativă a aerului este ≥ 100%. Tipurile principale de ceaţă sunt: -în cadrul aceleaşi mase de aer: de răcire radiativă, de advecţie, de versant, de evaporaţie; -la contactul a două mase de aer (ceaţa frontală); -ceaţa urbană. Condensarea vaporilor de apă în atmosfera liberă Principale forme sunt norii. Condiţiile de bază pentru formarea norilor sunt următoarele: -răcirea adiabatică a aerului prin mişcări ascendente sau prin radiaţie, sub valoarea punctului de rouă; -atingerea nivelului de condensare; -atingerea nivelului izotermei de 0°C; -atingerea nivelului nucleelor de gheaţă; -atingerea nivelului de convecţie.

31

Clasificarea norilor se face după următoarele criterii: formă sau aspectul exterior: grămezi izolate (Cumulus), grămezi compacte

(Stratocumulus), pânză continuă(Stratus), filamente, cârliguţe, fulgi (Cirrus); înălţimea bazei norului: superiori (peste 6 km), mijlocii (între 6 şi 2 km) inferiori (între 2

şi 0 km, cu dezvoltareverticală având baz la înălţimea de 1-1,5 km şi vârful chiar până la limita superioară a troposferei (11000-13000 km), cei mai reprezentativi fiind Cumulonimbus; geneză: nori de convecţie, frontali, de mişcare ondulatorie, de turbulenţă, de radiaţie ; structura microfizică: din cristale de gheaţă, din particule de apă, cu structură mixtă. Gradul de acoperire a cerului cu nori reprezintă nebulozitatea.Ea se exprimă în zecimi de cer acoperit şi are valoarea maximă 10, când cerul este total acoperit şi valoarea minimă 0, când cerul este perfect senin.În funcţie de realizarea acestor condiţii, norii se formează la înălţimi diferite (fig. 3).

Fig. 3. Condiţii de formare a norilor (Sursa: Ciulache, 2002)

Precipitaţiile atmosferice Sunt produse finale ale condensării şi sublimării vaporilor de apă. Formele principale sunt: ploaia, burniţa, lapoviţa, zăpada, măzărichea, grindina.Cauza principală a formării precipitaţiilor este creşterea componentelor din nori, care se realizează prin:- condensarea sau sublimarea directă a vaporilor pe particulele din nor;- contopirea particulelor din nori;- givraj (ciocnirea cristalelor de gheaţă cu picăturile de apă suprarăcite) Criteriile de clasificare a precipitaţiilor sunt după:-starea de agregare: lichide (ploaia şi burniţa), solide (zăpada, măzărichea şi grindina), mixte (lapoviţa);

32

-condiţiile de formare: convecţie termică (ploi cu character torenţial sau de aversă), frontale (cad din nori care însoţesc fronturile atmosferice calde sau reci), orografice sau de relief;-intensitate, adică după cantitatea de apă în mm căzută în unitatea de timp şi pot fi: torenţiale şi netorenţiale;-cantitatea de apă şi durata lor sunt precipitaţii de lungă durată şi abundente (aşa numitele „ploi mocăneşti”), de lungă durată şi puţin abundente, burniţele, precipitaţii de scurtă durată şi abundente frecvente vara şi cad din norii Cumulonimbus, însoţite şi de fenomene orajoase, şi precipitaţii de scurtă durată şi puţin abundente numite şi bure de ploaie vara şi fulguieli, iarna.

5. DINAMICA AERULUI Sunt legate şi generate de presiunea atmosferică care reprezintă forţa cu care aerul apasă pe unitatea de suprafaţă şi este măsurată în milimetri coloană de mercur (mm Hg) sau milibari (mb). Variaţiile presiunii atmosferice sunt de două tipuri:-periodice diurne şi anuale;-neperiodice sau perturbaţii de la o zi la alta în funcţie de schimbările de natură termică şi dinamică, adică de deplasarea şi dezvoltarea sistemelor barice. Principalele sisteme barice sunt ciclonii sau zone depresionare de presiune scăzută şi anticiclonii, zone cu presiune ridicată sau maxime barometrice. Harta reliefului baric Pe hărţi, presiunea este redată prin izobare, care sunt linii ce unesc puncte cu aceeaşi valoare. Principalele forme barice sunt ciclonii notaţi pe hartă cu litera D şi anticiclonii notaţi cu litera M.Într-un ciclon presiunea este mai mare spre periferia lui, aerul se deplasează în sens invers acelor de ceas, iar într-un anticiclon presiunea este mai mare către interiorul lui aerul deplasându-se în sensul acelor de ceas. Ciclonii şi anticiclonii sunt consideraţi centrii de acţiune ai atmosferei, deoarece pun în mişcare aerul, dinspre zonele de mare presiune către cele de minimă presiune şi sunt redaţi prin linii curbe închise (fig.4). Alte forme barice, secundare, care apar pe hărţi sub forma liniilor curbe deschise sunt: talvegul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua barometrică, culoar depresionar. Vântul Reprezintă deplasarea orizontală a aerului, generată de repartiţia inegală a presiunii la suprafaţa terestră. Forţele care acţionează asupra vântului sunt: forţa gradientului baric orizontal, forţa Coriolis, forţa de frecare şi forţa centrifugă.Toate aceste forţe imprimă vântului direcţia şi intensitatea, care sunt elementele lui caracteristice.

33

Fig. 4. Forme barice (Sursa: Măhăra, 2001

Clasificarea vânturilor Criteriile de clasificare sunt: frecvenţa, natura lor, regiunile în care acţionează şi altitudinea.După frecvenţă vânturile se împart în: permanente, periodice, neregulate.În funcţie de natura lor şi de zonele unde acţionează se disting vânturi ale circulaţiei atmosferice generale şi vânturi locale. 6. NOŢIUNI DE METEOROLOGIE SINOPTICĂ Meteorologia sinoptică este una dintre ramurile principale ale meteorologiei care

studiază vremea şi procesele din atmosferă care determină evoluţia ei de la o zi la alta, având ca scop principal prognoza sau prevederea vremii. Pe baza datelor meteorologice obţinute din reţeaua naţională de staţii, din informaţiile de la centrele europene de transmitere a datelor meteorologice şi a celor obţinute cu ajutorul radarului şi sateliţilor meteorologici se realizează hărţi geografice la diferite scări care redau ansamblul stării fizice generale a atmosferei la un moment dat, numite hărţi sinoptice.

Pentru prognoza vremii, o importanţă deosebită o are studierea maselor de aer, a fronturilor atmosferice, a evoluţiei şi deplasărilor ciclonilor şi anticiclonilor. 6.1. Masele de aer Reprezintă volume de aer cu extindere spaţială foarte mare (mii de kilometri) cu proprietăţi fizice relativ omogene şi care imprimă vremii anumite caracteristici termice, de umiditate, precipitaţii, vânt etc. Ele se formează prin staţionarea îndelungată a aerului deasupra unor regiuni geografice situate la diferite latitudini, însuşindu-şi astfel specificul regiunii respective. Acest lucru se produce cel mai frecvent în regim anticiclonic şi mai puţin în regim ciclonic. În deplasarea sa, o masă de aer transportă deci, aerul cu însuşirile

34

caracteristice locului de origine, în alte regiuni geografice, imprimând astfel acestoratrăsăturile respective în evoluţia vremii. Clasificarea maselor de aer se face după următoarele criterii: după temperatură: mase de aer calde şi reci, în funcţie de latitudinea de la care se

deplasează şi de diferenţa termică dintre masa de aer nouă care o înlocuieşte pe cea veche.

după termodinamică: mase de aer stabile şi instabile. O masă de aer este stabilă în situaţia în care gradientul termic vertical este mai mic decât gradientul adiabatic, neexistând condiţii de apariţie a proceselor convective (ascendente). Masa de aer devine instabilă atunci când aerul rece pătrunde într-o regiune caldă, apar mişcări ascendente convective cu formarea norilor şi căderea precipitaţiilor.

după natura suprafeţei active: mase de aer maritime (m) umede şi moderate termic şi mase de aer continentale (c), calde şi uscate.

după criteriul geografic, există: mase de aer ecuatoriale (E), formate în zonele ecuatoriale mase de aer tropicale (T), formate în anticiclonii tropicali, mase de aer polare (P), ce provin din regiunile subpolare şi temperate şi mase de aer arctice (A) şi antarctice (aA), formate deasupra bazinului arctic şi calotei antarctice.

6.2. Fronturile atmosferice Reprezintă zona de separaţie dintre două sau mai multe mase de aer cu proprietăţi diferite. Această zonă de tranziţie poate avea lăţimi de ordinul sutelor de metri şi în cadrul ei au loc schimbări bruşte ale caracteristicilor principalelor elemente meteorologice (presiune, temperatură, umiditate, precipitaţii, vânt etc.), care determină schimbarea vremii. Totalitatea acestor procese meteorologice poartă denumirea de procese frontale, iar cele care dau naştere unui front,frontogeneză. Clasificarea fronturilor atmosferice se face după următoarele criterii:

după masa de aer mai activă există fronturi calde şi reci; după modul de circulaţie a aerului în zona frontului sunt anafronturi (aerul are o

mişcare de alunecare ascendentă pe linia frontului şi catafronturi (aerul are o mişcare de alunecare descendentăpe suprafaţa frontală);

după principalele tipuri geografice de mase de aer pe care le separă: frontul tropical, frontul polar, frontul arctic;

după numărul de mase de aer pe care le separă: fronturi simple care separă două mase de aer, fronturi mixte sau ocluse care separă trei sau mai multe tipuri de mase de aer.

Frontul cald reprezintă deplasarea aerului cald spre cel rece concomitent cu ascensiunea lui şi retragerea celui rece (fig. 5).

Caracteristică este condensarea vaporilor de apă sub forma norilor stratiformi (Cs, As, Ns). Primii vestitori (cu 2-3 zile înainte) ai apariţiei frontului cald sunt norii Cirrus şi Cirrostratus izolaţi. După aceştia, la altitudini mai joase se formează norii Altostratus care dau precipitaţii slabe care se evaporă rapid în aerul uscat. Urmează Nimbostratus la altitudini scăzute, cu grosimi mari, care dau precipitaţii continui şi însemnate cantitativ (ploi mocăneşti). Sistemul noros acompaniator al frontului cald poate atinge lăţimi de până la 1000 km, iar în înălţime până la tropopauză.Vremea, la trecerea frontului cald, este frumoasă, cu presiune ridicată pe parcursul dezvoltării norilor Cirrus, apoi se schimbă prin scăderea lentă şi continuă a presiunii atmosferice şi apariţia şi dezvoltarea norilor Cirrostratus care acoperă tot cerul, urmaţi succesiv de Altostratus şi Nimbostratus care dau precipitaţii, în timpul cărora presiunea atmosferică înregistrează valoarea minimă.

35

După trecerea frontului, presiunea devine staţionară, vântul se roteşte spre dreapta, scade în intensitate şi temperatura aerului creşte treptat. Precipitaţiile încetează, norii se destramă şi timpul devine din nou frumos.

54Fig. 5. Frontul cald (stânga) şi rece (dreapta). Sursa: Stoica,1971

Frontul rece de ordinul I apare atunci când o masă de aer rece pătrunde sub o masă de aer cald pe care o înlocuieşte prin ridicare bruscă pe verticală, determinând mişcări convective dinamice puternice, care duc la răcirea adiabatică rapidă a aerului şi formarea norilor de tip Cumulonimbus din care cad precipitaţii sub formă de

averse, însemnate cantitativ şi însoţite de oraje. Viteza de deplasare a frontului rece este mult mai mare decât a celui cald, astfel că viteza vântului este şi ea mai mare, acesta căpătând aspect de vijelie. După trecerea părţii abrupte a frontului, mişcarea de alunecare a aerului este mai lentă iar dispunerea sistemului noros este inversă frontului cald,cu precipitaţii slabe cantitativ şi cu caracter continuu.

Frontul rece de ordinul II se formează în situaţia în care viteza de deplasare a aerului rece este mai mare decât în cazul frontului rece de ordinul I. Panta frontului este abruptă (peste 90º), astfel încât aerul cald este ridicat violent, se formează nori Cumulonimbus până la altitudini foarte mari din care cad precipitaţii puternice sub formă de averse şi vânt în rafale, atât pe linia frontului cât şi în faţa lui, dar pe o durată scurtă de 3-6 ore. Vremea în faţa frontului este deosebit de caldă dar cu presiune scăzută, care scade brusc la trecerea liniei frontului. După trecerea acestuia, presiunea atmosferică creşte rapid însoţită de o scădere a temperaturii aerului şi instalarea aerului rece.

Fronturile ocluse sau mixte rezultă din unirea unui front rece cu unul cald.

Vremea, la trecerea unui front oclus, este mohorâtă, cu nebulozitate ridicată formată din nori de diferite tipuri. În funcţie de temperatura aerului rece din faţa şi spatele frontului există trei tipuri de fronturi ocluse: neutru, cald şi rece.

6.3. Ciclonii şi anticiclonii Aspectul şi evoluţia vremii sunt strâns legate de deplasarea maselor de aer prin intermediul ciclonilor şi anticiclonilor mobili, care prezintă cea mai intensă activitate în zona temperată.

36

Fig. 6. Configuraţia unui ciclon tânăr şi vremea pe care o generează

Ciclonul tânăr (când este cel mai bine dezvoltat) este alcătuit dintr-un sector de aer cald care pătrunde în interiorul aerului rece sub forma unei limbi. Pe partea anterioară se formează frontul cald, iar pe cea posterioară frontul rece de ordinul II care se deplasează foarte rapid (Fig. 6). La trecerea unui ciclon aspectul vremii înregistrează trei faze de evoluţie: trecerea frontului cald, trecerea sectorului cu aer cald şi trecerea frontului rece. Frontul cald este anticipat de prezenţa vântului de sud-est şi sud şi acoperirea treptată a cerului cu nori în următoarea ordine: Cirus, Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus. Încep precipitaţiile liniştite pe o suprafaţă mare, presiunea este în scădere continuă iar temperatura creşte. După trecerea frontului cald, în sectorul cu aer cald care urmează, precipitaţiile încetează, cerul se înseninează treptat, în timp ce presiunea se menţine scăzută iar temperatura ridicată.

Apariţia frontului rece este anunţată cu o anticipaţie de 4-6 ore de norii Cirrostratus şi Altostratus. Apropierea norilor Cumulonimbus este însoţită de averse de ploaie cu grindină şi descărcări electrice.

Foarte importanţi în activitatea de prognoză meteorologică sunt ciclonii cu deplasare retrogradă care se formează pe zona de întâlnire a două mase de aer cu contraste termice mari prin rotirea fronturilor cu aproximativ 180º şi schimbarea direcţiei normale vest-est cu cea opusă est-vest datorită împingerii puternice a aerului rece cu viteză mare.

37

Fig. 7 Distribuţia orizontală a aerului într-un anticiclon

Anticiclonul este o formă barică cu presiune ridicată, curenţii de aer sunt divergenţi în plan orizontal, iar în sens vertical mişcările aerului sunt descendente, ce determină încălzirea adiabatică a aerului şi apariţia inversiunilor termice. Divergenţa vânturilor la suprafaţa terestră determină absenţa fronturilor atmosferice, cu excepţia periferiilor anticiclonilor (Fig. 7). Vremea în regim anticiclonic este senină, cu secete de diferite durate, cu temperaturi foarte scăzute iarna şi foarte ridicate vara, deci cu amplitudini termice anuale mari.

7. PROGNOZA METEOROLOGICĂ Se mai numeşte şi prevederea vremii sau timpului şi reprezintă scopul principal al activităţii în meteorologie, cu grad mare de aplicabilitate practică.Prognoza vremii înseamnă, de fapt, o anticipare pentru un anumit interval de timp (3-6 ore-know casting, 3, 5, 7, 10 zile), a evoluţiei condiţiilor meteorologice într-o regiune geografică oarecare.Ea se realizează în urma interacţiunii unor factori având la bază observaţiile meteorologice vizuale şi instrumentale efectuate la staţiile meteorologice din reţeaua naţională (în prezent 160, din care 80 automatizate) la aceleaşi ore de observaţie, conform normelor O.M.M., transmise prin telefon, radio, teleimprimatoare, reţea de computere etc., la serviciile sau filiale teritoriale (în număr de 7) şi cel central, Administraţia Naţională de Meteorologie. Pe baza acestor date se întocmesc hărţile sinoptice de bază, pe care sunt înscrise, în dreptul fiecărei staţii sinoptice, datele codificate ale parametrilor meteorologici măsuraţi. Fiecare centru naţional selectează datele primite şi le transmite prin radio-telegrafie sau teletip centrelor subregionale. Pentru Europa aceste centre subregionale sunt: Paris,Stockolm, Bracknell, Moscova, Roma, Offenbach, Praga. De aici, mesajele sunt transmise şi recepţionate prin radio şi radioteletip (R.T.T.) de serviciile de prognoză din Europa.În scopul asigurării transmiterii la anumite ore a informaţiilor meteorologice, fiecare serviciu naţional de prognoză a vremii este conectat la reţeaua internaţională de teleimprimare din Europa (R.I.T.M.E.). În urma modernizărilor efectuate, actualmente, transmiterea hărţilor sinoptice şi a buletinelor meteorologice se realizează prin intermediul

38

dispozitivelor foto-înregistratoare, facsimile fotoinscriptor, toate automatizate şi cuplate prin canale de telecomunicaţie sau prin radio.Pe baza tuturor acestor date se întocmesc hărţi sinoptice la sol (fig. 8), hărţi de variaţie a câmpului baric la sol, hărţi ale câmpului de geopotenţial din altitudine, hărţi ale topografiei barice la diferite altitudini, hărţi ale temperaturii aerului la ora 1 şi ale precipitaţiilor din întreaga Europă la orele 7 şi 19 etc. În prezent, în prognoza meteorologică, pe lângă aceste metode şi mijloace, se folosesc, foarte mult, imaginile obţinute cu ajutorul radarului şi sateliţilor meteorologici şi se utilizează calculatoareperformante pentru rularea modelelor atmosferice.

Fig. 8 Harta câmpului baric, a maselor de aer, temperaturii şi vântului

39

III.CLIMATOLOGIE

1. FACTORII GENERATORI AI CLIMEI

Existenţa şi distribuţia geografică a macrozonelor de climă şi a tipurilor climatice cu particularităţile lor bine definite sunt datorate prezenţei unor factori generatori (climatogeni) şi a unor factori modificatori ai trăsăturilor iniţiale (primare) ale climei.

1.1. Procesele cosmice (astronomice) Fenomenele naturale de pe Terra, ce au loc în cadrul geosferelor, inclusiv în climatosferă, nu pot fi concepute şi înţelese fără o incursiune prealabilă în spaţiul cosmic, al galaxiei şi al Sistemului Solar din care face parte, în care Soarele, Luna, depărtarea şi poziţia planetei faţă de acestea, forţele de atracţie dintre ele, forma, mişcările, proprietăţile fizice şi structura suprafeţei terestre, condiţionează fluxurile de energie reciprocă şi existenţa geosferelor. Acest uriaş sistem reprezintă factorul generator principal al climei, care la rândul ei, reprezintă esenţa tuturor proceselor fizice, chimice şi biologice de pe suprafaţa terestră.Dintre caracteristicile Terrei, cu o mare pondere în geneza climei, considerăm următoarele: forma, mişcările efectuate în jurul axei sale şi în jurul Soarelui, proprietăţile fizice şi structura sa. Forma sferică a Pământului determină diferenţieri în distribuţia cantităţii de radiaţie solară la suprafaţa terestră, iar turtirea de la poli datoratărotaţiei face ca gravitaţia să crească de la Ecuator (978 cm/s²) spre poli (983,2 cm/s²). Forma Pământului (cu cele trei modele) impune diferenţieri latitudinale ale distribuţiei radiaţiei solare şi apariţia principalelor zone climatice: caldă, două temperate şi două reci. Mişcările Pământului, de rotaţie şi revoluţie au consecinţe climatice importante.

Mişcarea de rotaţie creează forţa centrifugă care stă la baza turtirii la poli şi a bombării la Ecuator

determină: alternanţa luminii cu întunericul în timpul a 24 de ore cu, repercusiuni asupra regimului diurn al bilanţului radiativ şi a regimului termic diurn şi implicit, în desfăşurarea proceselor biologice; abaterea maselor de aer aflate în mişcare sub influenţa forţei Coriolis spre dreapta în Emisfera nordică şi spre stânga în cea sudică, alizeele având astfel, direcţie NE-SV şi respectiv SE-NV, curentul cald Gulf Stream, SV-NE, etc.

Mişcarea de revoluţie, efectuată de Pământ în jurul Soarelui, pe o orbită parcursă în timp de un an are

consecinţe importante legate de înclinarea axei terestre, printre care: inegalitatea duratei zilelor şi a nopţilor pe parcursul unui an, numai la Ecuator ziua fiind egală cu noaptea, ce determină încălzirea inegală a suprafeţei Pământului, datorită mărimii intensităţii radiaţiei solare înregistrată între poziţiile extreme (periheliu şi afeliu). Deosebiri importante în cantitatea de radiaţie apar şi sezonier, de unde şi diferenţele din regimul temperaturii aerului, apei şi solului şi a altor procese climatice; formarea şi alternanţa anotimpurilor

40

determină distribuţia sezonieră diferită a radiaţiei solare, cu consecinţe climatice distincte, ce influenţează şi diversitatea peisajelor geografice în funcţie de latitudine. O altă consecinţă este dezvoltarea unor zone de complementaritate climatică. În afara celor determinate de forma Pământului, înclinarea axei terestre în timpul mişcării de revoluţie (valorile diferite ale unghiurilor de incidenţă ale fasciculului radiativ la cele două echinocţii şi cele două solstiţii, diferite pe cele două emisfere), diversifică modelul climatic al Terrei. Astfel, se individualizează zone climatice secundare ce corespund latitudinilor subecuatoriale, subtropicale şi subpolare, în care oscilează şi convergenţa sau divergenţa maselor de aer. Sezonier, aceste regiuni prezintă caracteristici climatice asemănătoare celor specifice zonelor limitrofe, care se transmit şi determină acelaşi caracter de complementaritate şi celorlalte structuri ale peisajului geografic.

Mişcarea polilor Pământului. Prin deplasarea axei terestre, polii nu au o poziţie fixă, aceasta oscilează

zilnic în jurul unei poziţii medii, în cadrul unei suprafeţe a cărei rază este de aproximativ 30 m. Cauzele acestei modificări sunt legate de neuniformitatea structurii interne a Pământului, redistribuirea sezonieră a maselor de aer şi de apă în cele două emisfere etc.

Proprietăţile fizice ale Pământului sunt o consecinţă a transformărilor fizice şi chimice ale materiei

cosmice din care a luat naştere, dar şi a schimbărilor energetice. Principalele proprietăţi ale acestui mare sistem fizic (geosistem), cu importanţă în geneza climei sunt următoarele: gravitaţia, căldura internă, geomagnetismul,electricitatea şi densitatea.

1.2. Procesele radiativ-calorice Prin procese radiativ-calorice trebuie să înţelegem totalitatea fluxurilor de radiaţii ce străbat atmosfera, a schimburilor şi transformărilor energiei radiante a Soarelui în energie calorică de către suprafaţa activă terestră, distribuite ascendent (încălzirea şi răcirea aerului atmosferic, în special a celui troposferic) şi descendent (încălzirea şi răcirea solului).Sursa generatoare esenţială a climei geosistemului este reprezentată de radiaţia solară, în timp ce radiaţia atmosferică şi cea terestră au o pondere mai mică, uneori neînsemnată, şi care sunt tot un rezultat al sursei principale, Soarele. Energia totală emisă de către Soare este de 6,15 kw/cm², iar energia solară recepţionată de suprafaţa terestră într-o zi şi jumătate, reprezintă întreaga cantitate de energie produsă în toate centralele electrice de pe glob în timp de un an (Măhăra, 2001).

Distribuţia globală a principalelor componente ale bilanţului radiativ-caloric.

Cunoaşterea caracteristicilor şi legităţilor conform cărora se realizează repartiţia geografică a principalelor componente ale bilanţului radiativ-caloric pe suprafaţa terestră este deosebit de importantă în climatologie. Climatologul rus M. I. Budîko a alcătuit o serie de hărţi cu distribuţia radiaţiei totale (globale), a bilanţului radiativ al suprafeţei terestre, a cantităţii de căldură consumată în procesul evaporării apei şi a fluxului caloric turbulent. a) Distribuţia radiaţiei totale anuale şi în luni caracteristice În valori medii, radiaţia totală anuală, prezintă un minimum (60 kcal/cm²/an), în regiunile polare şi un maximum (>220 kcal/cm²/an), în cele tropicale fiind mai bine reprezentată la latitudini medii şi înalte. Între cele două tropice, repartiţia suferă modificări importante, îndeosebi în zona brâurilor de anticicloni subtropicali, unde apar valori de până la 220 kcal/cm²/an în regiunile deşertice din Africa, Peninsula Arabică etc. cu nebulozitate scăzută şi scăzute sensibil în zona ecuatorială, datorită nebulozităţii ridicate. Aceeaşi scădere a radiaţiei globale se manifestă şi în regiunile musonice din cauza variaţiei sezoniere a regimului nebulozităţii (Asia de Sud-Est) şi în

41

cele cu ciclogeneză accentuată (nordul Oceanelor Pacific şi Atlantic). În cursul celor două luni caracteristice ale anului (decembrie şi iunie, la solstiţiile de iarnă şi vară), repartiţia intensităţii radiaţiei totale suferă modificări teritoriale semnificative. b)Distribuţia bilanţului radiativ. Pentru a se cunoaşte mai bine potenţialul caloric al fiecărei regiuni, trebuie analizată repartiţia geografică a bilanţului radiativ. La aceleaşi latitudini, totdeauna, bilanţul radiativ al oceanelor este mult mai ridicat, în valori medii anuale (120- 140 kcal/cm2/an) decât al continentelor (80-60 kcal/cm2/an), unde este mai mare în regiunile umede şi mai mic în cele uscate. c) Distribuţia bilanţului caloric. Căldura rezultată din bilanţul radiativ al suprafeţei terestre este consumată în trei procese importante: încălzirea aerului prin amestec turbulent, evaporarea apei şi încălzirea straturilor profunde ale solului (al cărei rol este neglijabil). Cantităţile medii anuale de căldură consumate în procesele de încălzire a aerului prin amestec turbulent sunt relativ reduse pe oceane (20-30 kcal/cm2/an, unde apar curenţii calzi), cu variaţii spaţiale mici, indiferent de latitudine şi ridicate pe continente (maximum 40-60 kcal/cm2/an în deşerturile subtropicale). Repartiţia căldurii consumate în procesul de evaporare este neuniformă, azonalitatea fiind mai pronunţată pe continente şi este determinată de mai mulţi factori: prezenţa curenţilor oceanici calzi (unde cantitatea creşte) şi a celor reci (unde fenomenul este invers), de circulaţia atmosferică, ce condiţionează regimul vitezei vântului şi aldeficitului de saturaţie a aerului în vapori de apă, gradul de umiditate a solului, tipul de vegetaţie etc.

1.3. Procesele dinamice Când vorbim despre procese dinamice la scară globală, ca unul din factorii generatori ai climei, trebuie să avem în vedere sistemul complex al curenţilor din troposferă, stratosferă şi din mediul oceanic, care prin circulaţia generală a aerului şi a oceanului planetar produc transferul de presiune, căldură şi umiditate din suprafeţele excedentare către cele deficitare, tinzându-se astfel, către o anumită echilibrare a diferenţierilor ce apar în aerul de la diferite latitudini şi altitudini. Pe fondul circulaţiei generale apar, cu anumite intermitenţe, unele forme ale circulaţiei locale, determinate de perturbările zonalităţii celei dintâi, sub influenţa marii diversităţi a suprafeţei active subiacente, care complică şi diversifică sistemul general al circulaţiei atmosferice. a)Câmpul sau relieful baric. Datorită repartiţiei inegale a radiaţiei solare pe suprafaţa terestră, transformarea acestei energii radiante în căldură se produce diferenţiat determinând o repartiţie neuniformă a presiunii atmosferice. Pe hărţile cu izobare sunt puse astfel în evidenţă, regiuni de înaltă şi respectiv, scăzută presiune, şi porţiuni intermediare de diferite forme, care alcătuiesc configuraţia reliefului baric. Formele barice pot fi :

principale: minimele (D) şi maximele (M) barometrice (depresiuni sau cicloni şi anticicloni), care

reprezintă centrii de acţiune ai atmosferei ; secundare: talvegul depresionar, culoarul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua

barometrică, campde presiune uniformă etc.

42

b) Circulaţia generală a aerului troposferic. Distribuţia geografică inegală a presiunii atmosferice, în general, şi a presiunii aerului troposferic, în particular, generează un sistem complex de mişcări ale aerului, dinspre zonele cu presiune ridicată către cele de joasă presiune, conform gradientului baric orizontal. Ţinându-se cont de forţa de frecare datorate neomogenităţii globului terestru şi forţa Coriolis datorată mişcării de rotaţie, acest sistem, cunoscut sub denumirea de circulaţie generală a atmosferei, este alcătuit din câte trei celule pentru fiecare emisferă, între care există strânse legături.Cauzele principale ale circulaţiei aerului în troposferă sunt:

valoarea gradientului baric orizontal şi vertical datorată diferenţelor de presiune, forţa Coriolis datoratămişcării de rotaţie a Pământului, forţa de frecare datorată configuraţiei reliefului, forţa centrifugă datorată mişcărilor curbilinii din cadrul formaţiunilor barice

ciclonale şi anticiclonale. Prin intermediul circulaţiei aerului troposferic se produce deplasarea de la o regiune la alta a unor mase de aer cuproprietăţi fizice diferite, care întreţin schimburile permanente, periodice şi accidentale de căldură şi umiditate şi provoacă modificarea substanţială a valorilor şi regimurilor diferitelor elemente meteorologice şi a trăsăturilor climatice, determinate de ceilalţi factori generatori ai climei.Complexitatea circulaţiei aerului troposferic este demonstrată şi de faptul că numeroşi oameni de ştiinţă au fost atraşi de acest subiect, existând în istoria cunoaşterii meteorologiei şi climatologiei numeroase teorii, ipoteze, scenarii, modele de circulaţie globală, de cele mai multe ori, mult simplificate faţă de ceea ce se petrece cu adevărat în natură, problema în ansamblul ei nefiind elucidată în totalitate până în prezent. Este însă cunoscută cu precizie dependenţa dintre circulaţia aerului troposferic de la suprafaţa terestră şi cea aaerului din straturile superioare ale atmosferei, care sunt generate de forţe fizice diferite, dar care se condiţionează reciproc. Principalele direcţii de orientare în ceea ce priveşte circulaţia generală a aerului troposferic sunt: – concepţia unicelulară a schimburilor de aer dintre Ecuator şi Poli; – concepţia tricelulară a aceloraşi schimburi; – teoria Leroux, care înlocuieşte rolul principal al „hornului ecuatorial” sau a „brâului anticiclonic tropical” din primele concepţii cu cel al nucleelor anticiclonice mobile direcţionate dinspre cei doi poli spre tropice, prin alunecare meridianală, sau a AMP2-urilor. c)Circulaţia locală a aerului. În afara circulaţiei generale a aerului atmosferic, particularităţile complexe ale suprafeţei active subiacente aerului, determină şi apariţia unei circulaţii locale a aerului, generate, în principal, de diferenţele de încălzire ale celor două suprafeţe active principale, apa şi uscatul. Acestea dau naştere, la rândul lor, unor procese dinamice la scară microsinoptică care generează curenţi de aer, cei mai cunoscuţi fiind musonii (de vară şi de iarnă) şi brizele litorale (de mare şi de uscat), cu rol destul de important în definirea caracteristicilorclimatice ale anumitor regiuni geografice de pe glob, dar cu extensiune spaţială redusă (fig.1).).

Fig. 1. Formarea brizelor şi a musonilor

43

d) Circulaţia apelor oceanice. Ca şi aerul troposferic, apa oceanelor şi mărilor prezintă o circulaţie sub forma unor curenţi ce transportămase de apă calde şi reci, datorată, în principal, vânturilor dominante ale circulaţiei generale (alizee, vânturi de vest şi est) şi diferenţelor de temperatură şi salinitate, în funcţie de latitudinea de provenienţă.Dinamica lor are consecinţe climatogene dintre cele mai importante, atât la nivel global, cât şi regional, influenţând puternic regimul elementelor climatice din diferite sectoare ale oceanelor şi mărilor şi ale regiunilor geografice limitrofe. Influenţa termică a curenţilor oceanici se manifestă şi asupra proceselor dinamice din atmosferă, care condiţionează, la rândul lor, regimul nebulozităţii şi al precipitaţiilor atmosferice. Existenţa pe suprafaţa oceanului planetar a celor două mari categorii de curenţi, calzi şi reci, determină apariţia, în sectoarelerespective, a unor particularităţi ale regimurilor principalelor elemente climatice, care dau nota specifică a tipurilor şi subtipurilor climatice, dar care, prin variabilitatea circulaţiei lor, sunt consideraţi tot mai mult, conform cercetărilor recente, răspunzători de producerea unor anomalii climatice, cu consecinţe dintre cele mai grave pentru mediul natural şi uman. Curenţii calzi şi reci, în deplasarea lor meridională pe glob, duc la apariţia unor diferenţe termice între sectoarele vestice şi estice ale bazinelor oceanice, care influenţează şi ţărmurile continentelor. Până la 40º latitudine nordică şi sudică, ţărmurile estice ale continentelor sunt mai calde comparativ cu ţărmurile vestice de la aceleaşi latitudini, deoarece primesc mai multă căldură datorită curenţilor calzi ecuatoriali.Ţărmurile vestice sunt mai reci din cauza curenţilor care transportă apă rece de la latitudinile superioare şi care închid circuitele ecuatoriale.

Interacţiunea ocean-atmosferă. La zona de contact dintre cele două medii naturale – ocean-atmosferă-

au loc în permanenţă schimburi de energie calorică, cu consecinţe dinamice reflectate în circulaţia apei şi a aerului, responsabile de apariţia unor fenomene complexe, care influenţează proprietăţile termice ale suprafeţei apei şi ale elementelor meteorologice importante: presiunea, temperatura şi umiditatea aerului.Acest complex de fenomene hidro-atmosferice generează starea vremii într-un anumit moment şi loc, dar cu efecte prelungite în timp şi spaţiu, prin intermediul teleconexiunilor, asupra climei unor întinse regiuni geografice de pe glob. În cadrul acestei interacţiuni pot apărea situaţii în care echilibrul clasic dintre ocean şi atmosferă este dereglat din diferite cauze, la anumite intervaluri de timp, starea de anormalitate (anomalie),generând fenomene (evenimente), dintre care cel mai cunoscut este El Niño(în spaniolă, masculinul el niño = prunc, băieţel, micuţ, iar femininul la niña =

44

pruncuţă, fetiţă, micuţă. Pescarii peruani asociau termenul El Niño - pruncul, pruncuşorul sau copilul Iisus - cu norocul sau ghinionul la pescuit;în anii cu acest fenomen, pescuitul era sărac, în schimb erau condiţii favorabile agriculturii; în engleză Sea Level Pressure ).

Fenomenul El Niño Este, în principiu, un curent oceanic cald, care apare accidental, în unii ani, de-a lungul coastelor vestice ale Perului şi Ecuadorului, în preajma Crăciunului (22-23 decembrie, data solstiţiului de vară în emisfera sudică, reprezintă începutul verii australe), care anihilează curentul rece Humboldt (sau al Perului). Termenul este frecvent asociat cu o încălzire puternică, neobişnuită (accidentală), care se produce interanual, în relaţie cu anomaliile din bazinul tropical al Oceanului Pacific şi schimbările globale ale tiparelor climatice.Componenta atmosferică pentru El Niño este cunoscută sub denumirea de Oscilaţia Sudică, măsurată prin pendularea interanuală a presiunii la nivelul mării (SLP4) din zona tropicală, între emisfera vestică şi cea estică (Wang, Weisberg, 2000). În timpul lui El Niño, se dezvoltă o SLP neobişnuit de mare în Pacificul tropical-vestic şi o SLP neobişnuit de scăzută în Pacificul tropical-sud-estic. Combinarea celor două fenomene – atmosferic şi oceanic- este cunoscută, în literatura de specialitate, sub denumirea de ENSO5 (El Niño-Oscilaţia Sudică).Opus fenomenului El Niño, există fenomenul La Niña, când situaţia oceanică şi atmosferică se inversează. El Niño, un fenomen climatic interanual, cu o ciclicitate de 2 până la 5 ani şi chiar mai mult, cunoscut de vreme îndelungată de către pescarii peruani, a fost cercetat intens în secolul al XX-lea, primul cercetător care l-a considerat o anomalie meteorologică, şi care a descoperit şi pendularea valorilor presiunii atmosferice la nivelul mării, pe cele două laturi ale Oceanului Pacific în sectorul tropical (Oscilaţia Sudică), nefăcând însă legătura acesteia cu El Niño, a fost englezul Sir Gilbert Walker în anul 1924. Această asociere a făcut-o însă, cercetătorulnorvegian Bjerknes (1969), care a observat că în anii cu El Niño, variaţiile de presiune la nivelul mării sunt însoţite de apariţia unor anomalii puternice ale temperaturii suprafeţei apei, în sensul creşterii anormale a acesteia, slăbirea în intensitate a alizeelor şi apariţia unor cantităţi mari de precipitaţii în zone necaracteristice acestora din estul Oceanului Pacific. El explică aceste fenomene ca având o cauză comună: producerea unor anomalii în cadrul interacţiunii fireşti dintre Oceanul Pacific intertropical şi atmosferă.

1.4. Structura suprafeţei subiacente active Suprafaţa Terrei prezintă o mare diversitate din punct de vedere al proprietăţilor fizice determinată de natura componentelor sale: uscat, apă, vegetaţie, gheaţă etc. Ea se află într-o interacţiune permanentă cu atmosfera, în special cu troposfera, între cele două medii existând înmod continuu schimburi reciproce de energie calorică şi de umiditate, cu efecte diferite în funcţie de caracteristicile suprafeţei respective. Din aceste considerente ea poartă denumirea de suprafaţă subiacentă activă. Această suprafaţă primeşte radiaţiile solare pe care le transformă în energie calorică, prin intermediul căreia se încălzesc atât aerul atmosferic, cât şi suprafaţa şi straturile mai adânci ale solului şi marilor suprafeţe acvatice. Datorită acestor acţiuni exercitate,

45

suprafaţa subiacentă activă reprezintă în acelaşi timp un factor genetic (climatogen), dar şi modificator foarte important al climei. Ca factor generator al principalelor zone de climă ale globului, această suprafaţă acţionează, în principal, prin existenţa şi proporţia uscatului şi a apei, sub formă lichidă (oceane şi mări, dar şi solidă (calote de gheaţă). Celelalte caracteristici, cum ar fi: configuraţia şi poziţionarea reliefului terestru major, prezenţa sau absenţa învelişului vegetal, natura suprafeţei de contact reprezintă, mai mult, factori modificatori ai climei.

Existenţa şi proporţia uscatului şi a apei. Terra este alcătuită din două mari suprafeţe subiacente active:

uscatul şi apa. Ele determină o influenţă puternică şi variată asupra tuturor elementelor climatice. După Angström, climatele existente pe glob se datorează în principal inegalei repartiţii a suprafeţelor oceanice (71%) şi continentale (29%), care au proprietăţi calorice diferite şi deasupra cărora masele de aer în circulaţia lor suportă sau nu bariere orografice.

Deosebirile dintre suprafeţele de apă şi cele de uscat. Factorii care determină deosebirile dintre

întinderile de apă şi cele de uscat sunt: caracterul suprafeţei subiacente, particularităţile radiative, modul de încălzire şi răcire. Ei au cea mai mare influenţă asupra climei regiunilor geografice respective, dar şi a celor învecinate.

Deosebirile dintre clima maritimă şi cea continentală. Cele două mari suprafeţe active imprimă

regimului tuturor elementelor meteorologice particularităţi caracteristice şi formează astfel, două tipuri fundamentale de climat: maritim şi continental. Ele se pot evidenţia frecvent în cadrul marilor zone climatice ale globului. Între cele două mari tipuri de climat generate de suprafeţele de apă şi cele de uscat există un climat de tranziţie sau de litoral.

2. FACTORII MODIFICATORI AI CLIMEI Stratul de aer, la contactul cu suprafaţa terestră, suportă variaţii esenţiale ale valorilor elementelor meteorologice determinate tocmai de specificul şi de forţa ei modificatoare, care vor genera tipuri climaticefoarte variate. Această suprafaţă poate fi transformată antropic prin activităţi agricole (cultivarea plantelor, irigaţii, lucrări hidroameliorative), industriale, de construcţii etc., care schimbă implicit caracteristicile straturilor inferioare ale aerului, creând topoclimate şi microclimate aparte.La suprafaţa terestră aerul în mişcare suferă transformări ale structurii dinamice, vitezei şi direcţiei în funcţie de particularităţile ei orografice. De natura ei depind procesele esenţiale de transformare a maselor de aer. În cazul acoperirii cu vegetaţie, absorbţia radiaţiei globale şi emisia radiaţiei terestre sunt modificate, mişcările convective sunt atenuate iar fenomenele de evaporare şi condensare sunt accentuate. Dacă este acoperită cu zăpadă sau gheaţă produce efecte termice mult mai complexe decât în cazul absenţei lor.Suprafaţa subiacentă alcătuită din mari întinderi de apă reprezintă o sursă de aprovizionare a atmosferei cu vapori, iar dacă este formată din mari întinderi de uscat o încarcă cu praf.Datorită acestor acţiuni exercitate, suprafaţa subiacentă activă reprezintă şi un factor modificator foarte important al climei, determinat de: -altitudinea reliefului (care favorizează frontogeneza); -structura învelişului vegetal ;

46

-natura suprafeţei de contact (stâncoasă, argiloasă, nisipoasă, mlăştinoasă, acoperită cu zăpadă sau gheaţă); -activitatea antropică.

2.1. Factorii fizico-geografici În cadrul factorilor fizico-geografici, un rol modificator important al climei revine reliefului, vegetaţiei şi structurii litologice a suprafeţei active.

Relieful. Suprafeţele continentale prezintă o mare neomogenitate orografică, ce determină o gamă variată

de tipuri climatice legate de formele de relief specifice.Dintre toate marile unităţi de relief, munţii exercită acţiunea cea mai complexă asupra elementelor meteorologice,formând un tip special de climat de munte (montan), la orice latitudine geografică şi în oricare zonă mare de climă a globului. Relieful, prin altitudinea lui, are rolul modificator cel mai important asupra climei, ifluenţând distribuţia tuturor elementelor meteorologice şi imprimându-le regiunilor respective un regim climatic aparte.Relieful acţionează simultan prin altitudine, înclinarea şi orientarea versanţilor şi configuraţia principalelor forme.Rolul modificator al reliefului muntos asupra climei se exercită pe două direcţii principale: -asupra elementelor meteorologice din regiunea respectivă; - asupra climatului regiunilor învecinate.Munţii reprezintă adevărate bariere naturale în advecţia maselor de aer cu origini diferite, modificându-le traiectoriile şi în acelaşi timp proprietăţile termodinamice. De cele mai multe ori, lanţurile muntoase se constituie în limite climatice. Marea varietate de forme care alcătuieşte relieful muntos exercită o mare influenţă asupra regimului tuturor elementelor meteorologice, care formează climatul unei regiuni: radiaţia solară, temperatura aerului, presiunea atmosferică, vântul, umezeala aerului, nebulozitatea, precipitaţiile atmosferice. În cadrul zonalităţii generale a climei în sens latitudinal, generată de distribuţia inegală a radiaţiei solare impusă de forma aproape sferică a Pământului, sistemele muntoase impun o nouă repartiţie, în etaje, în raport cu altitudinea. Toate acestea se realizează conform legii globale a etajării, dar care spaţial are un caracter regional. Ea exprimă diferenţierea într-un sistem muntos, de la o anumită înălţime a etajelor geografice concretizate în peisaje geografice ale căror trăsături caracteristice pot fi regăsite în tipurile zonale aflate la latitudini mai mari (Ielenicz, 2000).

Vegetaţia. Între cele două geosfere (climatosfera şi biosfera) există raporturi de interdependenţă şi

condiţionare reciprocă, învelişul vegetal reprezentând cea de a patra mare categorie de suprafaţă subiacentă cuacţiune generatoare, dar şi modificatoare a climatului, alături de uscat, apă şi relief. Interrelaţia permanentă dintre covorul vegetal şi climat este direcţionată în ambele sensuri, în principal climatul influenţează vegetaţia, care la rândul ei are o acţiune modificatoare a acestuia. Se poate afirma că, climatul este cauza, iar vegetaţia reprezintă efectul.Marile asociaţii vegetale sunt repartizate pe glob în funcţie de două elemente climatice principale: temperatura aerului şi precipitaţiileatmosferice.Factorul termic este preponderent la latitudinile mijlocii şi superioare, iar cel pluviometric în zona de climă caldă. Acţiunea vegetaţiei asupra climatului este limitată şi se manifestă

47

prin: modificare însuşirilor suprafeţei terestre active, comportarea diferită a vegetaţiei ca suprafaţă activă, comparativ cu solul şi apa, acţiunea modificatoare aschimburilor radiativ-calorice şi de umiditate, prezentă până la o înălţime de câţiva metri în atmosferă, efectul complex topoclimatic şi microclimatic limitat pe suprafeţe cu dimensiuni diferite. În situaţia în care acest efect este datorat unor formaţiuni vegetale mari şi omogene (pădurea, silvostepa, stepa, savana etc), care ocupă teritorii întinse, ce aparţin unor tipuri zonale de macroclimă, amploarea lui nu depăşeşte limitele modificărilor la scară mezoclimatică.

Fig. 2. Harta climatelor Pământului (Sursa: Ciulache, 2002)

3. CARACTERISTICILE ZONELOR CLIMATICE ALE GLOBULUI

48

I. Zonele de climă caldă Au cea mai mare extensiune teritorială şi cuprinde regiunile situate la nord şi sud de ecuatorul geografic, până la latitudinile de 40°. Abaterile faţă de această latitudine sunt mai evidente în emisfera boreală datorită influenţei uscatului, a circulaţiei generale a atmosferei, a curenţilor oceanici etc. Această zonă se împarte în mai multe tipuri de climat: -intertropical umed, - intertropical musonic, - intertropical alternativ, - tropical semiarid, -subtropical semiarid, -subtropical cu veri uscate, subtropical umed, -subtropical arid -climatul munţilor înalţi din zona caldă.

Climatul intertropical umed corespunde climatului ecuatorial şi tropical umed din diferite clasificări

climatice şi este localizat în ţinuturile joase de pe ecuator şi din vecinătatea acestuia. Este specific bazinului Amazonului şi regiunii Savador (Brazilia), ţărmurilor Americii Centrale, bazinului central al fluviului Congo (Zair-Africa), Indoneziei, Noii Guinee, Arhipelagului Filipinelor şi ţărmurilor estice ale insulei Madagascar. Caracteristica principală a acestui tip de climat o constituie: absenţa anotimpurilor, temperaturile constant ridicate şi precipitaţiile abundente fiind distribuite uniform în cursul anului. Radiaţia solară şi atmosferică este puternică tot anul, regimul anual al temperaturii prezintă amplitudinimici, inferioare celui diurn. Mediile lunare multianuale oscilează între 25°C (în lunile cele mai reci) şi 28°C (în lunile cele mai calde). Evaporaţia puternică determină umezirea accentuată a aerului şi reducerea temperaturii diurne, care nu depăşeşte 35-37°C ziua şi nu scade sub 20°C, noaptea. Cantităţile medii anuale de precipitaţii sunt cuprinse între 1000 şi 2000 mm. Instabilitatea puternică a aerului determină mişcările puternice convective şi precipitaţii sub formă de averse, însoţite frecvent de furtuni şi fenomene orajoase, mai ales după amiază.

Climatul intertropical musonic. Este specific regiunilor de litoral sau apropiate coastelor oceanelor şi

mărilor, unde există o circulaţie sezonieră a aerului umed şi uscat. Principalele regiuni geografice cu astfelde climat sunt: ţărmurile apusene ale Indiei şi Birmaniei, ţărmurile răsăritene ale Vietnamului, nordul Filipinelor, vestul coastei guineeze din Africa, ţărmurile nord-estice ale Americii de Sud şi coastele nordice ale insulelor Haiti şi Puerto Rico. Diferenţa faţă de tipul de climat anterior constă în: prezenţa unui anotimp secetos distinct. Temperaturile medii lunare multianuale sunt mai reduse (20°C), maximul termic fiind în lunile aprilie –mai, înainte de apariţia musonului de vară. Amplitudinile termice anuale sunt reduse, iar cele diurne sunt uşor mai ridicate comparativ cu climatul intertropical umed, fiind mai mari în lunile secetoase. În timpul iernii, perturbaţiile ciclonice de la latitudinile superioare pot provoca anumite scăderi temporare ale temperaturii aerului.Cantităţile medii anuale de precipitaţii sunt de circa 1500 mm.

49

Vara, care este sezonul ploios, seamănă cu cel din climatul intertropical umed. Acolo unde musonul bate perpendicular pe ţărmurile cu munţi înalţi se produc precipitaţii în cantităţi excepţionale.

Climatul intertropical alternativ. Este un climat de tranziţie între climatele intertropical umed şi cel

musonic, pe de o parte, şi climatele tropical semiarid şi tropical arid, pe de alta.Caracteristica principală este alternarea anotimpului umed cu cel uscat, contrastele fiind deosebit de mari. Este specific în: vestul Americii Centrale, nord-vestul Americii de Sud, în Brazilia, Bolivia şi Paraguay, în Africa central-sudică şi de est, vestul insulei Madagascar, unele teritorii din India, sud-estul Asiei şi nordul Australiei.Anotimpul uscat are o perioadă de patru luni şi corespunde iernii emisferei în care se află regiunea respectivă. Temperaturile medii lunare oscilează între 20-30°C, luna cea mai caldă fiind mai sau iunie. Insolaţia puternică determină temperaturi ridicate în tot timpul anului. Pe platourile înalte din America de Sud şi estul Africii valorile termice scad altitudinal. Amplitudinea termică anuală creşte (7-8°C), comparative cu tipurile de climat anterioare. În anotimpul uscat temperature este de 25-30°C, ziua şi sub 15°C, noaptea. Asocierea temperaturilor ridicate cu umezeala mare şi precipitaţiile abundente creează în sezonul ploios condiţii asemănătoare celor din climatele intertropicale umed şi musonic. În jurul coastelor şi în regiunile înalte, formarea brizelor ameliorează climatul.Din punct de vedere pluviometric, există contraste puternice, mai multe luni consecutive sau chiar câţiva ani pot fi secetoşi (vara) urmaţi de perioade cu ploi abundente, care în luna cea mai umedă pot însuma 250 mm. Cantităţile medii multianuale de precipitaţii sunt de 1000-1500 mm.Precipitaţiile sunt însoţite frecvent de furtuni şi fenomene orajoase (tunete, fulgere, trăsnete). Climatul intertropical alternativ se deosebeşte de cel musonic prin lungimea mai mare a perioadei secetoase şi prin efectele asupra vegetaţiei spontane şi cultivate.Ca asociaţii vegetale sunt specifice savanele umede (către ecuator) şi cele uscate, stepele şi semideşerturile (la periferiile dinspre tropice).

Climatele tropicale semiarid şi arid. Au trăsături caracteristice comune. Tipul semiarid face tranziţia de

la climatul arid către climatele mai umede.Principala caracteristică a acestor tipuri de climat constă în lipsa aproape totală sau în insuficienţa precipitaţiilor. Geografic sunt centrate între aproximativ 20-25° latitudine nordică şi sudică, unde acţionează masele de aer din atmosfera înaltă a zonelor subtropicale.Chiar şi acolo unde apar depresiuni barice (presiune scăzută datorită încălzirii excesive a suprafeţei terestre) nivelul de convecţie a vaporilor de apă este scăzut, nepermiţând formarea precipitaţiilor.Regiunile cu climă tropicală aridă sunt: nord-vestul Mexicului, coasta vestică a Perului şi în nordul statului Chile, în Africa de Nord (Sahara) şi Arabia, în sud-estul Iranului şi jumătatea sudică a Pakistanului, în vestul Indiei şi în Australia Centrală şi Vestică. Aceste tipuri de climate corespund regiunilor cu cele mai întinse deşerturi de pe glob.Climatul tropical semiarid are o dezvoltare mare în Africa, sub forma a două zone care mărginesc la sud şi la nord deşertul Sahara, precum şi la nord şi est de deşertul Kalahari (în Angola, Namibia, Zambia, Botswana şi Republica Africa de Sud). Pe continentul asiatic, climatul tropical semiarid se dezvoltă în zona muntoasă din Peninsula Arabia, în cea mai mare parte a Iranului, în unele zone din Pakistan şi India. În Australia zona tropicală semiaridă mărgineşte

50

la nord şi la est Marele Deşert Australian. În America de Nord asemenea condiţii climatice se întâlnesc în Podişul Mexican, iar în America de Sud în Brazilia, la nord de Capul São Roque.În regiunile tropicale aride precipitaţiile aproape lipsesc, datorită uscăciunii aerului şi a nivelului foarte înalt de condensare a vaporilor de apă. Sunt frecvente furtuni puternice care ridică la înălţimi apreciabile coloane imense de praf şi nisip. Foarte rar ciclonii formaţi pe frontal polar (temperat) pătrund în regiunile tropicale, dând naştere unor averse puternice de ploaie, care umplu văile seci cu torenţi vijelioşi şi duc la apariţia unei vegetaţii efemere. Asemenea averse pot apărea o dată la mai mulţi ani sau chiar decenii. Mediile anuale ale precipitaţiilor atmosferice sunt sub 200 mm şi pot coborî până la 0 mm (ex. oraşul Calma, în nordul Republicii Chile, la altitudinea de 2264 m), unde de-a lungul timpurilor istorice nu s-au înregistrat de loc ploi.Condiţiile de ariditate specifice deşerturilor tropicale sunt accentuate în regiunile deşertice litorale aflate sub influenţa curenţilor oceanici reci (ex. deşertul Sonora influenţat de curentul rece al Californiei, deşerturile Peru şi Atacama influenţate de curentul rece al Perului, Sahara de Vest sub influenţa curentului Canarelor şi Namibsub influenţa curentului Benguelei). În aceste regiuni ploile cad la o perioadă de timp considerabilă (ex. în nordul statului Chile, în 43 de ani s-a înregistrat o medie a precipitaţiilor de 0,5 mm). Şi în interiorul continentelor condiţiile de ariditate sunt severe (ex. la Luxor în Egipt, precipitaţiile medii multianuale sunt de 1 mm).Regimul termic înregistrează mari amplitudini diurne (30-35°C), ziua temperatura aerului urcă frecvent la valori de 40-45°C, iar noaptea coboară la 10-15°C. Ca urmare a marii uscăciuni şi variaţiilor termice diurne puternice, în regiunile cu climat tropical arid se produce o intensă degradare a rocilor, peisajul caracteristic fiind cel al deşerturilor de nisip sau piatră. În regiunile cu climat semiarid, deşerturile se transformă în deşerturi şi trec treptat în stepele uscate cu vegetaţie ierboasă xerofită.

Climatele subtropicale arid şi semiarid. Sunt prelungiri ale climatelor tropicale arid şi semiarid către

latitudinile mai înalte. Ocupă teritorii destul de limitate în America de Nord (sud-vestul SUA), America de Sud (Argentina), Africa (Africa de Sud) şi mai extinse în Asia (Turcia, nordul Irakului şi Iranului, sudul Turkmeniei) şi Australia (la sud de marile deşerturi tropicale).Datorită deplasării şi pătrunderii frecvente a ciclonilor din zonele temperate, cu fronturi aducătoare de ploaie, cantităţile de precipitaţii medii anuale sunt mai mari decât în climatele tropicale uscate (80-150 mm în climatul subtropical arid şi 300-450 mm, în cel semiarid).Maximele termice absolute sunt asemănătoare celor din climatul tropical arid. În Valea Morţii (Death Walley) din California s-au înregistrat 56,7°C în data de 10 iulie 1913, deţinând multă vreme recordul absolut al planetei.

Climatul subtropical cu veri uscate. Este caracteristic ţărmurilor vestice ale continentelor, la latitudini

subtropicale. Cea mai mare extindere o are în regiunea Mării Mediterane (climat mediteraneean).Mai este specific părţii centrale a ţărmului Californiei, în partea centrală a coastelor republicii Chile, în extremitatea sud-vestică a Africii şi în sud-estul Australiei.În semestrul cald sunt dominante masele de aer maritim tropical, care dau o vreme senină, caldă şi uscată. În semestrul rece, frontal polar (temperat) se deplasează spre sud determinând intensificarea activităţii ciclonice şi căderea precipitaţiilor.

51

Principalele caracteristici ale acestui tip de climat sunt: alternarea verilor senine şi uscate cu iernile blânde şi ploioase, căderea anuală a zăpezilor, datorită invaziilor aerului rece în timpul iernii, care formeazăstrat persistent în zonele cu munţi înalţi.Temperaturile medii multianuale oscilează între 13-17°C. Media lunilor de vară nu depăşeşte 27°C, dar temperaturile maxime pot atinge 38°C. Pe litoralul mediteraneean verile sunt mai răcoroase.Iarna este un anotimp distinct, umed şi răcoros, uneori invaziile de aer rece pot compromite culturile de citrice (al căror prag critic este de - 2°C). Aceste îngheţuri sunt de obicei radiative. În aceste regiuni sunt frecvente vânturile catabatice reci (Mistralul, în sudul Franţei şi Bora, pe litoralul iugoslav al mării Adriatice), care provoacă răciriaccentuate ale aerului şi furtuni puternice. În California de Sud, vântul fierbinte „Santa Ana” bate iarna dinspre interiorul continentului cu viteze mari transportând importante cantităţi de praf, reprezentând un factor de risc în declanşarea incendiilor în masivele forestiere.Cantităţile medii anuale de precipitaţii variază între 350 şi 700 mm, dar pot ajunge până la 900 mm în zonele muntoase (ex. în nordul Israelului).Asociaţiile vegetale caracteristice sunt reprezentate prin plante xerofite, ghimpoase şi cu frunze cerate cunoscute sub diferite denumiri (maquis, garriga, tomillares etc.).

Climatul subtropical umed. Este specific sectoarelor estice ale continentelor, la latitudini subtropicale: în

America de Nord (sud-estul SUA), în America de Sud (sud-estul Braziliei, Paraguay, nord-estul Argentinei), în Asia ocupă o zonă întinsă începând din nord-vestul Indiei, pe la sud de munţii Himalaya, până în China de sud-est, Taiwan, Coreea de Sud şi sudul Japoniei, iar în Australia ocupă toata coasta de est. De asemenea o regiune mai redusă ca extindere se află pe litoralul estic al Mării Negre unde s-au dezvoltat celebrele staţiuni balneo-climatice Batumi şi Suhumi.Temperaturile medii multianuale sunt mai ridicate decât în climatul subtropical cu veri uscate, datorită umezelii mai mari a aerului şi influenţei curenţilor oceanici calzi, variind între 16-20°C (la Buenos Aires în Argentina şi Memphis şi New Orleans în SUA) atingând însă 25°C la New Delhi, în India sau covorând la 12°C la Beijing (China).Temperaturile maxime zilnice urcă la 30-38°C, iar maximele absolute depăşesc 40°C. Amplitudinile termice diurne sunt mici.Cantităţile medii anuale de precipitaţii variază între 750-1500 mm şi au repartiţie destul de uniformă în cursul anului. Sunt frecvente furtuni generate de ciclonii tropicali. În regiunile situate la bariera muntoasă a Himalayei se înregistrează cantităţi impresionante de precipitaţii (Mawsynram, în nord-vestul Indiei, statul Assam-13970 mm),fiind legate şi de activitatea musonică. La Cherapunji (India) cantitatea medie anuală de precipitaţii este de 11000 mm, aici înregistrându-se cea mai mare cantitate de apă căzută într-un an (22990 mm în 1861) şi într-o lună (9300 mm în iulie 1861). În anul cel mai secetos (1873), în această localitate s-au înregistrat 7180 mmde apă, de circa 14 ori mai mult decât media de la Bucureşti.

Climatul munţilor înalţi din zona caldă. Caracterizează regiunile montane cu altitudini mai mari de

2000 m, în care modificările elementelor climatice sunt determinate de înălţimea, expoziţia şi înclinareaformelor de relief, putând vorbi de un alt tip de climă decât cel al regiunilor învecinate.Principalele regiuni cu astfel de climat sunt în Asia (Himalaya, Karakorum, Pamir, Caucaz), America de Sud (Anzii), America Centrală, America de Nord (Mexic), şi estul Africii (Ethiopia, Uganda, Kenya, Zair, Africa de Sud).

52

Principalele caracteristici climatice sunt: scăderea temperaturii cu 0,6°C la fiecare 100 m înălţime şi creşterea cantităţilor de precipitaţii, mai ales pe versanţii expuşi vânturilor dominante, care pot depăşi de 5-10 ori pe cele de pe versanţii adăpostiţi. O dată cu creşterea înălţimii creşte şi proporţia precipitaţiilor sub formă de zăpadă, iar creşterea valorilor latitudinii face ca nivelul zăpezilor permanente să urce de la ecuator până în zona tropicală uscată (datorită scăderii accentuate a precipitaţiilor), şi să descrească din zona tropicală spre zona temperată (datorită scăderii temperaturii).În aceste regiuni, relieful are un rol puternic generator dar şi modificator al climei, determinând etajarea formaţiunilor vegetale.

II. Zonele de climă temperată Ocupă suprafeţe întinse în emisfera nordică (America de Nord, Europa, Asia) şi relativ mici în emisfera sudică (America de Sud şi Australia).Este cuprinsă între paralele de 40-65° latitudine nordică şi sudică. Este formată din următoarele tipuri de climate: -temperat oceanic, -temperat de tranziţie, - temperat continental, -temperat musonic, -temperat -semiarid, -temperat arid -temperat de munţi înalţi.

Climatul temperat oceanic. Apare pe ţărmurile vestice ale continentelor,pe unele insule şi pe anumite

porţiuni ale coastelor estice. În America de Nord: o fâşie relativ îngustă din California până în sud-vestulAlaskăi; în America de Sud, pe litoralul chilian, de la 41° latitudine sudică până în Ţara de Foc; în Europa - Islanda sudică, nordul Spaniei, cea mai mare parte a Franţei, Belgia, Olanda, Germania, o parte din Cehia, Slovacia şi Polonia, Danemarca, Norvegia şi o porţiune din Suedia; în Australia ţărmurile sud-estice şi insula Tasmania, iar în Oceania insulele Noua Zeelandă.Regimul pluviometric este caracterizat prin precipitaţii abundente în cursul iernii şi precipitaţii mai reduse decât evapotranspiraţia potenţială, în timpul verii.Termic, iernile sunt blânde iar verile relativ răcoroase. Temperaturile medii multianuale oscilează între 7 şi 13°C. Media lunii celei mai calde este cuprinsă între 15 şi 20°C. Maximele termice diurne nu depăşesc 25°C, dar maxima absolută poate atinge 35°C, în condiţiile advecţiei maselor de aer continental. Mediile lunii celei mai reci sunt apropiate de punctul de îngheţ la latitudinile mari, pot fi însă şi peste acestea (4°C la Portland în SUA şi10°C la Melbourne în Australia).Temperaturi minime sub 0°C se întâlnesc la latitudinile superioare, fără perioade lungi de îngheţ.Cantităţile medii de precipitaţii variază în limite largi, de la 500 mm până la 2500 mm. Maximele pluviometrice se înregistreazătoamna, luna octombrie fiind cea mai ploioasă.Caracteristică este nebulozitatea ridicată cu nori cenuşii de tip Stratus din care cad ploi şi burniţe frecvente. Vara sunt specifice şi aversele de ploaie. Zăpada cade doar în câteva zile pe an şi se topeşte repede. Precipitaţiile sunt legate de activitatea frontală din cadrul ciclonilor mobili.Ceţurile sunt caracteristice acestui tip de climat, frecvenţa lor fiind maximă în lunile de toamnă şi iarnă.

53

Climatul temperat de tranziţie. Face trecerea între climatul temperat oceanic şi cel continental şi se

dezvoltă numai în emisfera nordică. Se întâlneşte în nord-estul SUA, sud-estul Canadei, în Europa ocupă suprafeţe mari între valea Elbei la vest, Munţii Urali la est, Valea Dunării la sud şi cercul polar la nord. În Asia ocupă o fâşie orientată latitudinal în partea sudică a Siberiei şi cea mai mare parte a Peninsulei Kamceatka.Dominante sunt vânturile de vest şi circulaţia ciclonică, la fel ca şi în climatul temperat oceanic. Pe măsura îndepărtării de Oceanul Atlantic, cantităţile de precipitaţii se reduc , iar amplitudinile termice anuale cresc. Cele mai mari cantităţi de precipitaţii se produc în semestrul cald (cu maximul pluviometric în lunile mai şi iunie) şi cantităţi reduse în anotimpul rece. Stratul de zăpadă este un fenomen caracteristic în fiecare iarnă, durata lui variind de la circa o săptămână în nordul Bulgariei la câteva luni în nordul Suediei, Finlandei şi Rusiei.Termic, verile sunt calde, iar iernile reci. Media anuală variază între 4 şi 16°C; în luna cea mai caldă 26-27°C, în sud şi 20°C, în nord.Mediile lunii celei mai reci sunt pozitive în sud şi coboară la –15…- 20°C în nord. Maximele absolute ale temperaturii depăşesc 45°C în sud şi sunt sub 35°C în nord. Media amplitudinilor termice anuale atinge 40°C la Moscova. Cantităţile medii anuale de precipitaţii scad de la vest către est, pe măsura creşterii distanţei faţă de ocean şi oscilează între 400 mm şi 1100 mm. Precipitaţiile sunt concentrate mai ales în semestrul cald, dar vara, deficitul de umezeală este ridicat, evapotranspiraţia depăşind precipitaţiile, îndeosebi în zonele sudice. Sunt din ce în ce mai frecvente, către est, secetele din a doua parte a verii şi începutul toamnei. În aceeaşi direcţie creşte şi frecvenţa viscolelor.Peisajul caracteristic este format din păduri de foioase lalatitudini inferioare şi de conifere la latitudini superioare.

Climatul temperat continental. Este specific interiorului continentelor nord-american şi asiatic şi se

deosebeşte de climatul temperat de tranziţie prin excesivitatea mai accentuată, prin ierni reci şi perioadă de vegetaţie scurtă. Este dominat tot timpul anului de aerul polar (temperat) continental, care rezultă din transformarea aerului polar maritim şi a celui arctic, în contact prelungit cu suprafaţa terestră. Vara se caracterizează prin temperaturi relativ ridicate, umezeală relativă redusă şi stratificare instabilă a straturilor inferioare.Iarna predomină temperaturi scăzute, umezeală relativă ridicată şi stratificare stabilă care duce la apariţia inversiunilor de temperatură, datorate şi prezenţei stratului de zăpadă.Deseori au loc invazii de aer tropical (în partea de sud) şi arctic (mai frecvente în nord), care determină producerea valorilor extreme de temperatură şi umezeală a aerului. Temperaturile medii anuale variază în limite foarte largi, în funcţie de latitudine, altitudine şi orografie, de la 10°C (Chicago-SUA) la -10°C (Iakutsk, Rusia). Excesivitatea acestui climat se manifestă prin valorile foarte mari ale amplitudinilor termice anuale medii (63°C la Iakutsk şi 27°C la Chicago). Extremele termice absolute pot depăşi 40°C în sud şi pot coborî sub –40…-50°C în nord.Precipitaţiile sunt mai scăzute, oscilând între 350-700 mm. Local,aceste limite pot fi mai scăzute sau mai ridicate. Cele mai mari cantităţi de precipitaţii se înregistrează în sezonul cald, mai ales sub formă de averse, însoţite de vijelii şi descărcări electrice. Iarna, frecvenţa ninsorilor este mai mare, iar stratul de zăpadă este gros şi persistent o perioadă mai lungă de timp. Precipitaţiile sunt, de obicei, frontale, datorate activităţii ciclonilor mobili. Iarna, regimul anticiclonic predominant favorizează frecvenţa ceţurilor de radiaţie.În cadrul vegetaţiei se observă o trecere gradată de la stepele din sud către pădurile de foioase şi conifere.

54

Climatul temperat musonic. Este caracteristic în regiunile nordestice ale Chinei, nordul Peninsulei

Coreea, nordul Japoniei şi sud-estul Rusiei. Circulaţia musonică este favorizată de lipsa sau slaba activitate ciclonică. Iarna, bazinul Pacificului de Nord, mai cald, favorizează dezvoltarea unei vaste arii depresionare (Minima Aleutinelor), iar pe continent, aerul răcit excesiv formează Anticiclonul Siberian. La periferia lui estică, aerul rece continental se scurge către minima oceanică, determinând formarea musonului de iarnă (continental). Vara, la suprafaţa mărilor Japoniei şi Ohotsk, mai reci, se menţine un regim de presiune ridicată, în timp ce în Asia Centrală supraîncălzită se formează o vastă depresiune barică. Deci, aerul rece de deasupra oceanului se deplasează către continent, sub forma unor vânturi de sud-est, care constituie musonul de vară sau oceanic. Această alternare sezonieră a musonilor se reflectă şi în regimul termic şi pluviometric, caracterizat prin ierni reci şi senine cu zăpadă puţină şi veri ploioase şi umede cu temperaturi mai coborâte decât în interiorul continentului la aceleaşi latitudini şi altitudini.Temperaturile medii anuale variază între 10°C în sud şi 0°C în nord. Valorile medii ale amplitudinilor termice anuale sunt mai reduse, comparativ cu climatul temperat continental şi chiar cu cel temperat de tranziţie. Cele mai mici sunt în zonele insulare.Regimul pluviometric prezintă un maxim în timpul musonului de vară (lunile iulie, august şi septembrie) şi un minim în timpul musonului de iarnă. Cantităţile medii anuale de precipitaţii sunt mai mari în regiunile insulare (1081 mm la Nemuro-Japonia) şi mai mici în cele continentale (598 mm la Vladivostok-Rusia).Vegetaţia caracteristică este formată din păduri de foioase înpartea sudică şi amestecate şi de conifere către nord.

Climatele temperate semiarid şi arid. Sunt specifice zonelor interioare ale continentelor, fără influenţa

vânturilor umede dinspre ocean. În America de Nord ocupă regiunile de podiş dintre şi de la vest de Munţii Stâncoşi, în America de Sud regiunile de la est de Anzi, până la Atlantic (arid din cauza predominării nete a vânturilor de vest), iar în Eurasia, o zonă vastă situată la latitudini din ce în ce mai mari către est, desfăşurată de la nord de Marea Neagră până în regiunea centrală a Chinei. La aceste regiuni se adaugă Meseta Spaniolă din Peninsula Iberică.Barierele montane aflate în calea vânturilor de vest au un rol determinant în scăderea accentuată a cantităţilor de precipitaţii , până sub limita dezvoltării vegetaţiei de stepă.Mediile anuale ale temperaturii aerului variază în funcţie de latitudine şi altitudine, fiind pozitive în marea majoritate a regiunilor, între 5…8°C. Vara, în luna cea mai caldă, temperaturile cresc apreciabil, oscilând între 14°C la Santa Cruz (50° lat. sud.) şi 24°C la Balhaş (Asia Centrală). Iarna situaţia se inversează, temperatura medie cea mai scăzută fiind de -15°C la Balhaş, iar cea mai ridicată, 2°C, la Santa Cruz. Se pune astfel în evidenţă continentalismul accentuat în interiorul Asiei . Temperaturile maxime absolute ating valori de peste40…45°C, iar minimele absolute scad sub -40°C.Precipitaţiile anuale au valori cuprinse între 392 mm la Dickinson şi sub 200 mm la Balhaş. În semestrul cald deficitul de umezeală este foarte mare, vegetaţia de stepă uscată a regiunilor semiaride transformându-se în deşert către regiunile aride.

Climatul munţilor înalţi din zona temperată. Este propriu regiunilor montane cu altitudinea absolută

mai mare de 2000 m. Are o dezvoltare mare în zona temperată a Americii de Nord (Munţii Stâncoşi) şi mai mică întindere în America de Sud (Munţii Anzi), în Europa (Munţii Alpi, Pirinei, Carpaţi, Apenini etc.) şi Asia (Munţii Tianşan, Altai, Hangai, Saian etc.).

55

Caracteristica principală este scăderea temperaturii concomitant cu creşterea altitudinii, după gradienţi termici variabili în funcţie de expoziţia versanţilor faţă de fluxul radiativ şi circulaţia generală a atmosferei. De asemenea se remarcă o creştere a cantităţilor de precipitaţii pe pantele expuse vânturilor dominante şi scăderea acestora pecele adăpostite. Astfel, nivelul zăpezilor permanente este mult mai coborât decât în regiunile tropicale.Temperaturile medii anuale sunt negative la peste 2000 m, iar cele ale lunii celei mai reci coboară în jurul valorii de -10°C (-11,1°C la Vf. Omu în Carpaţii Meridionali), iar cele ale lunii celei mai calde urcă frecvent la 8-9°C.Cantităţile medii anuale de precipitaţii pe pantele expuse vânturilor vestice situate la altitudini similare scad de la vest către est. Vara nebulozitatea cumuliformă este accentuată şi ploile sub formă de aversă sunt frecvente. Ninsorile sunt posibile în oricare lună a anului. Iarna precipitaţiile sunt sub formă de ninsoare viscolită, stratul de zăpadă având grosimi neuniforme. Frecvente sunt de asemenea, avalanşele.Regimul anual al precipitaţiilor are un maxim în lunile iulieaugust şi un minim în septembrie. Iarna. În regim anticiclonic, pe văi se dezvoltă nori stratiformi.Vegetaţia caracteristică este alcătuită din păduri de conifere în partea cea mai joasă a munţilor din zonele apropiate regiunilor subtropicale şi pajiştile alpine. În regiunile înalte predomină zăpezile permanente în care există numeroşi gheţari.

III. Zonele de climă rece Se dezvoltă în regiunile circumpolare ale ambelor emisfere dincolo de 60-65° latitudine nordică şi sudică. Cuprinde patru tipuri de climat: -subpolar oceanic, -subpolar continental, - polar, - polar excesiv.Climatul subpolar oceanic. Ocupă partea central-vestică a Peninsulei Alaska, ţărmul vestic al Golfului Hudson, nordul peninsulei Labrador şi sudul Insulei Baffin, o porţiune din sudul Groenlandei, nordul Islandei, ţărmul nordic al Norvegiei, Suediei şi Rusiei (din Peninsula Kola până aproape de estuarul fluviului Enisei, inclusivinsula sudică a Arhipelagului Novaia Zemlea) şi în extremul orient rusesc. În emisfera sudică se întâlneşte numai în peninsula Graham şipe unele insule antarctice.Predominante sunt masele de aer polar (temperat) oceanic şi arctic. Situate la sud de cercul polar în America de Nord, Groenlanda şi Asia de Est şi la sud de acesta în Europa (datorită influenţei curentului cald Gulf-Stream), aceste regiuni au temperaturi medii anuale mai ridicate decât cele cu climat subpolar continental, oscilând în jurul valorii de 2°C. Verile sunt răcoroase şi ceţoase, iar iernile nu foarte geroase, dar umede şi cu vânturi puternice.Maximele termice sunt cuprinse între 15-18°C, în unele situaţii atingând chiar 27°C. Îngheţul poate surveni în oricare perioadă a anului, mediile termice fiind ≤ 0°C în 6-7 luni/an. Temperaturile minime coboară de regulă sub –40…-45°C.Cantităţile medii anuale de precipitaţii sunt mai mari în interiorul continentelor cu două maxime (unul în lunile august-octombrie şi altul în februarie-martie). Majoritatea sunt sub formă de zăpadă, grosimea stratului format şi durata fiind mai mari decât în interiorul continentelor. Nebulozitatea este accentuată în tot timpul anului, ca şi vânturileputernice.Asociaţiile vegetale sunt cele tipice de tundră, arborii apar doar în pâlcuri la periferia sudică a regiunilor cu climat subpolar oceanic.

Climatul subpolar continental. Regiunile cu acest tip de climat sunt constituite din două zone

56

Latitudinale cu lăţimi de 600-1000 km, situate în nordul Canadei şi în nordul Siberiei şi sunt substanţial mai reci decât cele cu climat subpolar oceanic şi chiar decât cele cu climat polar. Masele de aer dominante sunt cele arctice continentalizate, în semestrul rece şi cele continentale polare (temperate) în semestrul cald. Influenţa moderatoare a oceanului lipseşte.Apar diferenţe termice mari între cele două regiuni cu astfel de climat, în condiţii de latitudine şi altitudine similare, mai accentuate în luna cea mai rece, ianuarie (la Verhoiansk, în medie sunt -47°C, iar la Fairbanks-Alaska, -24°C).Temperaturile minime coboară frecvent sub -60°C şi în anumite situaţii chiar sub -70°C. Cea mai scăzută temperatură din emisfera nordică (-71,1°C) s-a înregistrat în februarie 1964 la Oimeakon (Siberia). Unii climatologi consideră că „polul frigului” din emisfera nordică este totuşi Verhoiansk (tot în Siberia), unde s-au înregistrat –69,4°C în februarie 1962, deoarece prima localitate este situată într-o zonă depresionară foarte bine închisă, la altitudinea de 660 m.La majoritatea staţiilor meteorologice din aceste regiuni, temperaturile medii sunt negative în şapte din cele 12 luni ale anului. Uscăciunea aerului arctic şi continental determină ca nebulozitatea şi precipitaţiile să fie scăzute. Cantităţile medii anuale de precipitaţii sunt similare celor din regiunile semiaride (155-287 mm).Sunt caracteristice vânturile puternice care spulberă zăpada, astfel că grosimea stratului este mai mică decât în regiunile cu climat subpolar oceanic.Vegetaţia caracteristică este cea de tundră.

Climatul polar şi climatul polar excesiv. Sunt încă insufficient cunoscute, cu toate eforturile făcute de

exploratorii polari. Pe măsura creşterii latitudinii, altitudinii şi depărtării de ocean în marile întinderi de uscat (Antarctida şi Groenlanda), climatul devine dince în ce mai excesiv.Primul tip de climat ocupă litoralul nordic al Canadei şi al Siberiei, aproape toate insulele din Oceanul Îngheţat, precum şi regiunile litorale ale Antarctidei şi Groenlandei, iar cel de al doilea părţile interioare ale Antarctidei şi Groenlandei.Media anuală a temperaturii aerului este negativă. Pe ţărmul nordvestic al Peninsulei Alaska (Barrow, 71° lat. N şi 9 m altitudine), în regiunea cu climat polar valoarea este de -12°C, iar la staţiunea americană Amundsen-Scott (90° lat. S şi 2800 m altitudine) şi la staţiunea Vostok II (78° lat. S şi 3420 m altitudine) în regiunea cu climat polar excesiv, mediile termice anuale sunt de –49 şi respectiv -55°C.Caracteristice sunt valorile foarte mari ale intensităţi radiaţiei solare globale în lunile de vară. Pe calota de gheaţă a Antarctidei se înregistrează 20-25 Kcal/cm2/lună, mai mult decât în deşertul Kalahari. Aceste valori se datorează extraordinarei purităţi a aerului, altitudinilor mari şi temperaturii coborâte ale aerului, foarte sărac învapori de apă. Precipitaţiile atmosferice sunt foarte sărace (4 mm la staţiunea Amundsen-Scott). Ele cresc uşor în regiunile cu climat polar (110 mm la Barrow). Un rol important în creşterea grosimii stratului de zăpadă îljoacă sublimarea directă a vaporilor de apă din aer pe suprafaţa zăpezii. Sunt destul de frecvente şi zilele cu viscole puternice. La periferiile Antarcticii şi Groenlandei, vânturile catabatice suflă cu o putere neobişnuită în lungul coastelor, constituind o caracteristică importantă a climatului polar. În aceste condiţii climatice foarte vitrege, vegetaţia de tundră ocupă spaţii restrânse, cale mai întinse teritorii fiind acoperite de gheaţă şi zăpadă.

IV. HIDROLOGIE

Importanţa apei pentru viaţă

57

Pe Terra, nici un organism animal sau vegetal nu poate trăi fără apă. Ea intră în compoziţia chimică a ţesuturilor şi toate procesele vitale nu se produc decât într-un mediu umed. Fără apă, omul nu poate creşte deoarece muşchii lui conţin 3/4 apă. Sângele conţine 4/5 apă şi circulă în organism deoarece el păstrează întotdeauna aceeaşi proporţie. Celulele tuturor organismelor nu pot trăi dacă nu conţin apă, sau dacă nu sunt într-un mediu lichid. In organismul uman nici un proces organic nu este posibil fără apă. Alimentaţia, respiraţia, digestia, asimilarea substanţelor hrănitoare, activităţile glandulare, circulaţia normală a sângelui ş.a. nu pot fi concepute fără apă. In organismele vii apa acţionează ca lubrifiant, conferă flexibilitate muşchilor, tendoanelor, cartilagiilor şi chiar oaselor având un rol esenţial în metabolism, în reglarea temperaturii corpului şi în hrănirea ţesuturilor. Din greutatea unui adult de 70 kg, 50 kg sunt apă. In lumea vegetală, salatele, castraveţii, spanacul, andivele conţin 95% apă.Ciupercile, roşiile, morcovii 90%, merele şi perele 85%, cartofii 80%, pâinea 33%, iar fasolea şi mazărea uscată 10%. În viaţa socială apa este condiţia de bază ca o societate să existe, fiind principalul suport al vieţii şi al sănătăţii indivizilor ei. Este un factor de producţie pentru agricultură şi industrie. Ciclul hidrologic Resursele de apă ale Terrei sunt estimate la circa 1.385.984.610 km3, din care cea mai mare parte (96,5%) se află în oceanul mondial fiind sărate şi neutilizabile şi numai 2,53% (35.029.210 km3) constituie rezerva de apădulce a planetei. Întreaga succesiune de faze pe care le parcurge apa trecând prin evaporare, de pe mări, oceane, continente şi insule, în atmosferă şi apoi, prin condensare şi precipitare din nou pe acestea, este cunoscută şisub numele de ciclu hidrologic. În raport cu energia disponibilă şi cu poziţia geografică, apa mărilor, a oceanelor, cea de pe uscat şi din atmosferă este în continuă mişcare, urmând o mulţime de trasee.Volumul total al precipitaţiilor căzute anual pe suprafaţa planetei noastre este de 577 000 km3. Acesta provine atât din apa evaporată de la suprafaţa Oceanului Mondial (505 000 km3) cât şi de la suprafaţa continentelor. Din apa vehiculată prin atmosferă în decursul unui an, cea mai mare parte (458 000 km3) se reîntoarcerea din nou la suprafaţa oceanelor refăcând circuitul mic oceanic, ocean - atmosferă - ocean. Un circuit local poate avea loc şi pe suprafaţa continentelor când apa evaporată de pe acestea se ridică în atmosferă, condensează şi cade sub formă de precipitaţii tot pe uscat încheind circuitul mic continental - uscat -atmosferă - uscat. Din cantitatea de apă transportată prin atmosferă, de l a ocean spre continente, de circa 100 500 km3, cea mai mare parte (66 000 km3) precipită la suprafaţa continentelor, intrând în circuitul mare şi restul de 43 500 km3 îşi continuă drumul peste blocurile continentale şi din nou pe suprafaţa oceanică.

Resursele de apă dulce ale Terrei Resursele de apă dulce ale planetei, cantonate în râuri, lacuri, mlaştini, gheţari şi în subteran, sunt de numai 2,53%. Din acestea 68,7% (24 364 100 km3) sunt stocate sub formă de gheaţă sau de zăpezi veşnice la cei doi poli şi în regiunile muntoase înalte, cu perioade de regenerare de zeci de mii de ani şi deci nu pot fi incluse în bilanţ. Totalitatea apelor dulci de pe uscat este repartizată astfel: 91 000 km3 în lacuri cu apă dulce, 11 470 km3 în mlaştini, 2 120 km3 în râuri, 1 120 km3 apă biologică şi 16 500 km3 umiditatea solului. Volumul scurgeriianuale prin toate râurile de pe uscat se ridică la circa 44 540 km3, dar debitul exploatabil este de circa 12 000 km3/an la care se mai adaugă 2 000 km3, reprezentând volumul din lacuri. Ciclul apei în natură are bine individualizate fazele aeriană, subterană şi a scurgerii de suprafaţă.

58

A. FAZA AERIANĂ A CICLULUI APEI In atmosferă apa se găseşte sub formă de vapori, de nori formaţi din picături cu diametru mai mic de 0,1 mm şi sub formă de precipitaţii. Evaporarea este procesul prin care apa trece din starea lichidă în stare de vapori prin acumulare de energie (540 cal/g) sub formă de căldură latentă de evaporare. Procesul depinde de energia solară, de rugozitatea stratului vegetal, de umiditatea şi turbulenţa aerului. In atmosferă apa trece şi prin transpiraţia biologică, ambele procese fiind cunoscute sub numele de evaporaţie totală sau evapotranspiraţie.Cantitatea de vapori de apă din atmosferă constituie umiditatea aerului care poate fi cuantificată prin: umiditatea absolută dată de cantitatea de vapori de apă, în grame, existentă la un m3 de aer şi umiditate relativă ca raport între greutatea în grame a vaporilor de apă din aer la un moment dat şi a celor care ar trebui să-i conţină aerul saturat. Umiditatea absolută creşte odată cu temperatura având valori foarte mici (<5g/m3) la temperaturi negative şi în jur de 30g/m3 la temperaturi de 25-30oC. Condensarea este procesul prin care moleculele de apă sub formă de vapori cedează energia, se unesc între ele sub formă de picături mici în nori şi din aceştia, când se măresc prin coliziune, cad sub formă de precipitaţii. Procesul începe când aerul devine saturat la o anumită temperatură şi atinge punctul de rouă. Condensarea se poate produce şi în atmosfera joasă sub formă de ceaţă, la sol sub formă de rouă pe vegetaţie, sol, obiecte, construcţii sau de brumă la temperaturi negative. Întreaga cantitate de apă existentă în atmosferă la un moment dat corespunde unui strat de 25 mm care ar ajunge la menţinerea vieţii pe pământ timp de 10 zile. Evaporarea şi condensarea sunt însă procesele naturale prin care se produce distilarea naturală şi regenerarea resurselor de apă dulce atât de necesare pentru a menţine viaţa pe uscat.Precipitaţiile ca rezultat al condensării sau sublimării cad la sol sub formă de ploaie, zăpadă sau grindină şi au o repartiţie spaţială prin zonalitatea latitudinală şi altitudinală şi una în timp. Cantitatea de precipitaţii se măsoară cu pluviometrul (de 2 ori pe zi) sau cu pluviograful. Intercepţia este partea din precipitaţii reţinută de vegetaţie sau de suprafeţele impermeabile care se reîntoarce în atmosferă prin evaporare. Ea depinde de caracteristicile vegetaţiei şi de condiţiile climatice. Pădurea prin coronamentul ei are un mare rol în intercepţie, răşinoasele reţin până la 1-1,5mm, foioasele 0,5-1mm şi iarba circa1mm. Intercepţia pădurii este importantă nu numai prin ce reţine la coronament şi pe crengi dar şi prin litieră (frunzele căzute din anul anterior) care reţine multă apă şi o redistribuie lent contribuind laatenuarea scurgerii şi a undelor de viitură.

B. FAZA SUBTERANĂ (HIDROGEOLOGIE) Precipitaţiile ajunse la suprafaţa solului se scurg sau se infiltrează pentru a lua parte la circulaţia subterană. După comportamentul lor în raport cu apa, rocile care alcătuiesc scoarţa terestră, se împart în rocicompacte, care prin coeziunea dintre particule nu permit circulaţia şi depozitarea apei, roci fisurate, consolidate dar care din diferite cauze au fost fisurate sau fracturate şi roci poroase cu spaţii libere între granule care prezintă interes din punct de vedere hidrogeologic. Porozitatea rocilor definită ca proprietatea de a avea pori în masa lor, se estimează prin raportul (în procente) dintre volumul golurilor dintre granulele unei roci în stare naturală şi volumul total al materialului (inclusiv porii).

59

Permeabilitatea este proprietatea rocilor poroase de a permite circulaţia fluidelor prin golurile din structura lor. In raport cu această proprietate rocile sunt grupate în roci permeabile, care permit curgerea apei prin ele, semipermeabile prin care apa circulă cu mare greutate şi impermeabile care nu permit trecerea apei prin ele. Tot după permeabilitate, rocile se împart în roci acvifere, cu pori supracapilari şi cu capacitatea de a înmagazina şi ceda apa prin curgere, roci acvilude cupori capilari şi subcapilari, care au capacitatea de reţinere dar nu şi de cedare (argilele şi marnele) şi roci acvifuge care fiind compacte apa nu le pătrunde.

Apa în scoarţa pământului Formele de apă din rociApa din roci şi din porii acestora poate fi legată şi liberă.- Apa legată determină umiditatea naturală a rocilor şi poate fi legată chimic şi fizic. a) Apa legată chimic, intră în compoziţia rocilor fiind strâns legată de reţeaua cristalină a mineralelor sub formă de apă de constituţie, apă de cristalizare care participă la alcătuirea unor reţele cristaline şi apă zeolitică prezentă sub formă de molecule în spaţiile reţelei cristaline. b) Apa legată fizic înconjoară particulele minerale ca urmare a forţelor moleculare şi electrochimice şi poate fi higroscopică, peliculară stabil legată când formează un al doilea înveliş foarte subţire în jurul granulelor tot ca urmare a forţelor electromoleculare şi peliculară legată labil sau stabil.

- Apa liberă sau nelegată se mişcă în spaţiile dintre granulele rocilor ca urmare a forţelor capilare şi gravitaţionale. In stare lichidă apa liberă se întâlneşte în porii rocilor sub formă de apă capilară şi apă gravifică care circulă prin porii supracapilari (0,5 şi 1,2 mm) şi prin fisurile rocilor sub acţiunea forţelor gravitaţionale. Zonele de umiditate pe verticală Dintre toate categoriile de ape prezentate, numai apa gravifică are capacitatea de a se deplasa şi a ajunge la nivelul apei subterane circulând prin porii supracapilari sau prin golurile subterane. După gradul de încărcare a stratelor permeabile putem deosebi strate permeabile nesaturate, formate din roci granulare sau compacte fisurate, prin care apa gravifică poate circula dar nu se acumulează şi strate permeabile saturate, sau acvifere care permit acumularea apelor gravifice care apoi se pot deplasa în virtutea legilor hidrodinamice. Într-un profil efectuat pe traseul circulaţiei verticale a apelor infiltrate deosebim două zone importante. a. Zona de aeraţie sau de saturare incompletă care ţine de la suprafaţa terenului până la suprafaţa orizontului acvifer freatic şi se împarte în trei subzone: Subzona de evapotranspiraţie situată în orizontul superficial al solului la 1-3 m, vine în contact cu atmosfera şi conţine rădăcinile covorului vegetal. Din acest orizont apa infiltrată din precipitaţii şi reţinută prin capilaritate poate fi cedată atmosferei prin evaporare sau prin sistemul radicular al plantelor. Subzona intermediară sau de retenţie se găseşte sub cea de evapotranspiraţie şi ţine până la cea capilară. În interiorul acestei subzone, nu se păstrează decât umiditatea suspendată în porii capilari, din care cauză umiditatea, nu are o variaţie prea mare şi nici nu poate ceda apa zonei superioare. Subzona capilară se află la contactul dintre zona de aeraţie şi cea de saturaţie şi are grosimi variabile în funcţie de granulometria depozitelor. b. Zona de saturaţie este situată sub nivelul apelor freatice şi are o grosime variabilă în funcţie de structura geologică, de dispunerea stratelor şi de poziţia spaţială a acestora.

60

Circulaţia apei gravifice se face prin porii şi fisurile rocilor şi poate fi verticală, laterală sau mixtă. Coeficientul de infiltrare este definit prin viteza cu care apacirculă prin solul şi rocile nesaturate iar cel de filtrare prin viteza cu care apa circulă prin rocile cu pori saturaţi.Direcţia de curgere a apelor subterane, în cazul în care există hărţi hidrogeologice, se apreciază în funcţie de configuraţia hidroizohipselor (liniile care unesc punctele cu aceeaşi cotă a nivelului piezometric, faţă de nivelul mării) sau a hidroizobatelor (liniile care unesc punctele cu aceeaşi adâncime a nivelului piezometric, faţă de suprafaţa topografică), prin metoda trasorilor sau grafic. Stratele acvifere Un strat cu roci permeabile, saturat cu apă, este numit şi strat acvifer. După modul de aşezare, condiţiile hidrogeologice şi regimul de variaţie al nivelurilor piezometrice apele subterane pot fi ape freatice sau libere al căror regim de variaţie a nivelurilor piezometrice este sub influenţa condiţiilor climatice şi ape de adâncime care nu mai sunt sub influenţa condiţiilor climatice.La un strat acvifer se întâlneşte zona de alimentare care recepţionează precipitaţiile şi este situată la cotele cele mai ridicate, zona de acumulare cu extindere mare în subteran şi cu o circulaţie redusă a apei prin strat şi zona de descărcare situată la cote inferioare ale stratului, fiind marcată, de regulă, de apariţia izvoarelor. Strat acvifer freatic este primul orizont saturat cu apă întâlnit sub suprafaţa terenului. După terenurile în care se află, stratele a acvifere se pot clasifica în: a. Strate acvifere în depozite aluvionare întâlnite în lungul râurilor în albiile majore ale acestora, formate de regulă din strate de nisipuri şi pietrişuri. b. Strate acvifere situate la baza teraselor, vechi albii de râu, suspendate prin adâncirea acestora, alcătuite din depozite de nisipuri şi pietrişuri cu un orizont de sol mai bine format. c. Strate acvifere cantonate la baza conurilor de dejecţie sau a depozitelor deluviale, au o curgere a acviferului radiară. d. Strate acvifere freatice în zonele interfluviale se găsesc la baza depozitelor loessoide. e. Acviferele din roci compacte cu fisuri mici nu formează strate, deoarece se află în reţele izolate în care apa stagnează. f. Acviferele din roci compacte cu fisuri largi se întâlnesc de regulă în rocile solubile cum sunt calcarele şi gipsurile. Stratele acvifere captive sunt, de regulă, prinse între două strate impermeabile, iar alimentarea lor nu corespunde cu arealul pe care-l ocupă stratul. Pot fi clasificate în funcţie de situaţia nivelului piezometric în:- strate acvifere captive fără presiune în cazul în care nu toată grosimea stratului permeabil a devenit strat acvifer.- strate acvifere captive sub presiune când întregul strat permeabil este saturat cu apă.- apă ascensională în cazul în care prin străpungerea stratului, impermeabil de deasupra apa urcă în foraj până sub suprafaţa terenului.-apă arteziană în cazul în care apa din foraj iese cu presiune deasupra nivelului terenului.

. Izvoarele Izvoarele sunt punctele de apariţie la zi, a apelor subterane dintrun strat acvifer. Pot apare la baza unui abrupt, a unui versant, prin eroziunea unui strat acvifer sau printr-un accident tectonic.După situaţia geologică se împart în descendente şi ascendente: A. Izvoarele descendente rezultă din descărcarea unor strate acvifere ca urmare a unor denivelări morfologice care au afectat un strat acvifer. Din această categorie fac parte:

61

a. Izvoarele descendente de strat din descărcarea apelor unui strat acvifer înclinat monoclinal, sinclinal sau anticlinal.b. Izvoarele descendente de vale apar izolat sau ca linii de izvoare la baza versanţilor. c. Izvoarele descendente de terasă, apar la baza depozitelor de terasă, au ape bune şi debite constante, fiind folosite la alimentarea cu apă potabilă a centrelor populate.d. Izvoarele descendente de grohotiş, apar la baza conurilor de grohotiş pe versanţii uşor înclinaţi.e. Izvoarele descendente din roci compacte apar în general din rocile calcaroase după circularea lor prin reţele de fisuri şi canale. B. Izvoarele ascendente apar în cazul în care un strat acvifer este între două strate impermeabile sub presiune. Din această categorie fac parte: a. Izvoarele ascendente de strat care apar în zone cu relief cutat, când zona de alimentare este mai ridicată ca cea de descărcare. b. Izvoarele ascendente de falie când apa infiltrată în acvifer întâlneşte o falie şi apare la zi pe aceasta. c. Izvoarele arteziene iau naştere pe axul sinclinalelor sau când stratele acvifere sunt înclinate şi sub presiune, iar stratul permeabil de deasupra a fost erodat sau perforat. d. Izvoarele vocluziene sunt specifice regiunilor calcaroase şi se formează în regiunile calcaroase unde apa pâraielor dispare parţial sau total pe fisuri sau canale, circulă subteran şi apar mai jos cu debite bogate. Locul de apariţie se numeşte ,,izvor vocluzian” sau ,,izbuc”, iar cel de dispariţie al apei se numeşte ,,sorb”. e. Izvoarele intermitente au descărcarea la intervale de timp bine definite în funcţie de modul de alimentare. În regiunile calcaroase se numesc ,,izbucuri”, în cele vulcanice ,,gheizere”. După temperatura pe care o are apa, izvoarele pot fi reci cu temperatura mai mică sau egală cu temperatura medie anuală a regiunii în care se găsesc şi calde (termale) cu temperatura apei mai ridicată ca temperatura medie a lunii celei mai calde.După temperatura pe care o au deosebim: a. Izvoare hipotermale care au ape cu temperaturi cuprinse între +20º şi +35º. b. Izvoare izotermale cu temperatura foarte apropiată de cea a corpului uman (36-37ºC). c. Izvoare mezotermale cu temperatura apei cuprinsă între 38 şi 42ºC (după unii până la 45ºC). d. Izvoarele hipertermale cu temperaturi mai mari de 45º. Ele vin din adâncime pe linii de falii, unele fiind chiar radioactive. Izvoarele mineraleIntră în această categorie apele încărcate cu o anumită cantitate de săruri. După gradul de mineralizare deosebim:a. Izvoare oligominerale care au o cantitate de săruri mai mică de 0,5 g/l, dar cu calităţi curative.b. Izvoare minerale cu o cantitate de săruri mai mare de 0,5 g/l şi cu proprietăţi curative care folosite în cura externă se numesc ape balneare şi minerale în cea internă.După compoziţia chimică deosebim:a. Izvoare carbogazoase simple în regiunile cu emanaţii de CO2 din ariile cu manifestări postvulcanice ale Carpaţilor Orientali.b. Izvoare bicarbonatate carbogazoase se găsesc în zonele cu relief vulcanic şi pot fi alcaline când în conţinutul lor predomină cationii de Na şi K şi terroase când predomină cei de Ca şi Mg.c. Izvoare bicarbonatate simple, apar tot în aria manifestărilor post vulcanice, dar nu conţin CO2.d. Izvoarele feruginoase au o cantitate de fier mai mică de 10 mg/l, sau pot fi şi feruginoase carbogazoase.

62

e. Izvoare sulfuroase în care predomină ionii de sulfuri (hidrogenul sulfurat şi sulfurile).f. Izvoare sulfatate sunt mai puţin mineralizate şi provin de la mare adâncime.g. Izvoare clorosodice au mineralizare ridicată ca urmare a proceselor de dizolvare din masivele de sare.h. Izvoare iodurate apar tot în regiuni cu depozite salifere.Izvoarele radioactiveMulte izvoare minerale au o radioactivitate naturală prin îmbogăţirea cu ioni radioactivi, din radiaţia rocilor eruptive acide, granite, porfire ş.a. În funcţie de gradul de radioactivitate pot fi:a. Izvoare minerale foarte slab radioactiveb. Izvoare minerale cu radioactivitate slabă legate de vechile vetre vulcanice.c. Izvoare minerale cu radioactivitate moderată legată de rocile eruptive acide, granite, gresii, de marnele din flişul carpatic etc.d. Izvoare minerale cu radioactivitate mare.e. Izvoare minerale cu radioactivitate deosebită.

C. FAZA SCURGERII DE SUPRAFAŢĂ Reprezintă faza din circuitul apei de care se ocupă Hidrologia râurilor sau Potamologia. Apa căzută sub formă de precipitaţii pe uscat poate urma mai multe căi. O parte se infiltrează în sol şi îşi continuă drumul descendent până ajunge la orizonturile freatice. Ceea ce rămâne la suprafaţa solului, în virtutea energiei potenţiale pe care oare şi a forţelor de gravitaţie, se va orienta spre formele negative ale scoarţei care au rolul de a colecta acest surplus şi a-l orienta spre nivelul Oceanului Planetar.Hidrologia uscatului studiază partea din ciclul apei care se desfăsoara la suprafaţa terenului între momentul căderii apei sub formă de precipitaţii şi vărsarea în Oceanul Planetar sau într-o zonă endoreică.

1. Bazinul hidrografic Definit ca arealul din cuprinsul căruia, o arteră hidrografică îşi adună apele, prin afluenţii săi, bazinul hidrografic poate fi caracterizat printr-o serie de parametric morfometrici bine precizaţi.El este un sistem deschis în care au loc, în permanenţă, schimburi de materie şi de energie cu mediul înconjurător.Este o unitate teritorială precis delimitată prin cumpenele de apă, putându- se face o estimare precisă a cantităţilor de materie şi de energie intrate şi ieşitedin bazin.

Elementele morfometrice ale bazinului hidrograficCumpăna de ape este linia care separă bazinele hidrografice vecine, unind punctele cu cele mai ridicate altitudini.Perimetrul bazinului reprezintă lungimea proiecţiei orizontale a cumpenei apelor.Suprafaţa bazinului (Sb) este spaţiul drenat de reţeaua de cursuri temporare şi permanente, delimitat de cumpăna de ape şi exprimată în km2 sau în ha.Forma bazinului hidrografic poate fi apreciată calitativ sau cantitativ prin factorul de formă, raportul de circularitate, ş.a.Lungimea bazinului. se foloseşte pentru a arăta distanţa existentă între punctul de vărsare sau confluenţă şi un punct pe cumpăna de ape, pe direcţia izvorului. Ea poate fi lungime maximă (Lmax ) sau lungime medie (Lm.) ca raport între suprafaţa bazinului (Sb) şi lăţimea lui (B).Lăţimea bazinului (B) ca raport între suprafaţa bazinului (Sb) şi lungimea medie a acestuia (Lm).

63

Altitudinea medie a bazinului (Hm) se calculează determinând suprafeţele parţiale dintre curbele de nivel (f1, f2, f3.....fn) şi semisuma altitudinii curbelor ce delimitează suprafeţele respective (h1, h2 ...hn ). Hm = (Σ fi hi ) / SbPanta medie a bazinului (Ib) se poate calcula după ce se determină lungimea curbelor de nivel alese (l1 , l2 , l3 .....ln), echidistanţa dintre ele (Δh) şi suprafaţa bazinului (Sb): Ib = Δh [ (lo + ln) /2 + l1 + l2 + .. ln-1 + ln] / Sb sau Ib = (Δh . Σl) / SbCoeficientul de împădurire (Cp) se poate calcula ca raport între suprafaţa pădurilor (Sp) şi cea a bazinului hidrografic (Sb): Cp = (Sp / Sb ) 100

2. Reţeaua hidrograficăCategoriile morfologice generate de scurgerea lichidă După caracter şi dimensiuni formele negative prin care are loc scurgerea pot fi:

Rigole, sunt şănţuleţe adâncite cu 20-30 cm, maxim 50 cm, în formă de V, formate de regulă, fie pe

drumurile de căruţă de pe versanţi, fie pe brazda plugului când arătura s-a executat pe linia de cea mai mare pantă.

Ogaşele succed rigolele dacă acestea nu au fost nivelate la timp, au o capacitate sporită de transport cu

adâncimi care pot varia între 0,2 la 2 m, cu lăţimi de la 0,5 la 8 m. Ravenele sunt cele mai spectaculoase organisme, cu adâncimi între 2 şi 30 m, care

nu mai pot fi nivelatedecât prin măsuri speciale. O ravenă poate fi o viitoare vale a unui pârâu, dacă intersectează orizontul freatic.

Văiuga este o vale mică, scurtă şi puţin adâncită cu versanţii slab înclinaţi, cu fundul concav şi cu

scurgere temporară. Vâlceaua este forma negativă cu muchia şi versanţii slab înclinaţi şi fixaţi de

vegetaţie, fund concav sau plat. Valea reprezintă stadiul cel mai avansat al categoriilor morfologice de scurgere. In

profil longitudinal, ca toate formele anterioare, are o pantă care descreşte spre aval, iar cursul exercită şi o eroziune laterală.

Categoriile hidrologice de scurgere a apeiDupă modul în care se produce scurgerea lichidă şi după mărimea volumului de apă care se scurge prin aceste forme negative deosebim:

Torentul este curgerea printr-o formă negativă (ogaş, ravenă), numai în timpul ploilor torenţiale sau al

topirii zăpezilor, cu pante şi viteze de scurgere mari. Pârâul este o apă curgătoare mică, care poate avea scurgere permanentă, dar şi

perioade de secare înfuncţie de sursele de alimentare.

Pâraiele sunt artere hidrografice mai mici de 50 km, bazinul sub 300 km2 şi un debit mediu multianual sub 1 m3/s.

Râul este un curs de apă cu o albie bine individualizată din punct de vedere morfologic. Scurgerea are un

caracter predominant permanent, care nu depinde numai de scurgerea de suprafaţă, având şi o alimentare subterană.

Fluviul, a intrat ca termen în limbajul geografilor, pentru un râu de dimensiuni foarte mari care se varsă

64

într-o mare sau ocean cu un grad mai mare de complexitate a regimului de scurgere.

Elementele unui curs de apăLa orice curs de apă deosebim următoarele părţi:

Izvorul râului sau obârşia este locul în care artera hidrografică capătă un contur morfologic şi o scurgere

temporară sau permanentă. Cursul râului reprezintă traseul parcurs de apă între izvor şi vărsare care, în funcţie

de trăsăturilemorfologice, fizico-geografice şi hidrologice, se împarte în cursul superior, mijlociu şi inferior.

Gura de vărsare este locul în care apele râului se unesc cu ale altei unităţi acvatice (râu, lac, fluviu, mare

sau ocean). Limanul reprezintă gura unei văi inundată de ape, ca urmare a ridicării nivelului

marin, a barării cu uncordon marin, sau datorită barării văii unui afluent de grindul râului colector. Sunt limanuri fluviatile şi maritime.

Fiordul este rezultatul invadării de către apele marine a unei văi de eroziune glaciară îngustă şi cu versanţii laterali abrupţi.

Estuarul este gura de vărsare a unui râu, în mările deschise, cu maree puternice. Fluxul şi refluxul nu permite depunerea aluviunilor.

Delta este zona de acumulare a materialului aluvionar adus de un râu şi depus la gura de vărsare, de

regulă, sub forma unui evantai. Se formează la contactul apelor fluviale cu cele marine, la ţărmurile marine,lacustre, sau în golfuri lipsite de maree. După condiţiile de formare se pot deosebi delte lacustre şi delte marine. După forma pe care o au sedeosebesc delte triunghiulare, delte sagitate, rotunjite, digitate şi lobate.. 3. Configuraţia planică a reţelei hidrografice Prin reţea hidrografică se înţelege totalitatea formelor negative de scurgere liniară a apei dintr-un bazin hidrografic, în care sunt incluse cursurile permanente şi temporare, lacurile, mlaştinile etc.Pentru clasificarea reţelei de râuri, s-au folosit în decursul timpului mai multe criterii calitative sau cantitative luând de bază configuraţia în plan, sau o serie de elemente ca lungimea cursurilor, adâncimea, direcţia, debitul sau poziţia lor faţă de colectorul principal. Dintre încercările de tipizare a aspectului planic, remarcăm clasificările efectuate de Gravelius, Horton, Panov, Strahler, Scheidegger şi Shreve.

Elementele reţelei hidrografice Lungimea râurilor este dată de distanţa (L), în km, măsurată pe cursul apei între izvor şi vărsare. Densitatea reţelei hidrografice (Dd) se determină. Cunoscând lungimea reţelei de râuri dintr-un (ΣL) şi suprafaţa acestuia (Sb): Dd = ΣL / Sb (km / km2) Sinuozitatea râurilor exprimă abaterea de la linia dreaptă între cele două puncte, prezentând ondulaţii în plan sau coturi accentuate succesive. Se apreciază prin coeficientul de sinuozitate (Cs) ca raportul dintre lungimea reală (Lr) şi lungimea în linie dreaptă (Ld) între două puncte alese. Cs = Lr / Ld > 1

65

Coeficientul de ramificare (Cr) exprimă gradul de despletire a cursului principal în mai multe braţe, care se unesc, din loc în loc, unele cu altele şi închid între ele ostroave. Pentru estimare este necesară obţinute la lungimea cursului principal (Lp). Cr = (l1 + l2 + l3 + ………ln) / Lp Profilul longitudinal rezultată din reprezentarea unei succesiuni de puncte ale talvegului, a căror poziţie spaţială este dată de altitudine şi de distanţa măsurată de la izvor sau de la vărsare. Panta profilului rezultă prin raportul dintre diferenţa de nivel a două puncte date (H1 şi H2) şi distanţa dintre ele (L) I = (H1 – H2) / LCa urmare a rezistenţei rocilor sau straturilor la eroziune în profilului longitudinal al râului vom întâlni cascade, repezişuri şi praguri.

4. Văile râurilor Prin valea unui râu înţelegem o formă de relief negativă, îngustă şi prelungă, cu o pantă longitudinală care descreşte spre aval.După forma profilului transversal deosebim:-Văi simetrice cu versanţii aproximativ egal înclinaţi, sau cu terase pe ambele părţi, fiind în general sculptate în roci omogene sau în structuri tabulare. Din această categorie fac parte cheile, defileele şi canioanele.- Văi asimetrice care au versanţii cu înclinări diferite fie din cauza structurii geologice, fie a rezistenţei petrografice diferite. In raport cu structura geologică deosebim: văi sinclinale instalate pe axul unor sinclinale; văi anticlinale sculptate pe axul unui anticlinal; şi văi consecvente, subsecvente şi obsecvente.In raport cu evoluţia paleogeografică remarcăm văile epigenetice, care iniţial au fost sculptate în roci moi, după care au întâlnit roci mai dure, în care au continuat adâncirea, prin eroziune normală, fără a exista mişcări tectonice şi antecedente care s-au format în regiuni care au suferit mişcări tectonice, văile păstrând acelaşi traseu. Elementele văilorUrmărind profilul transversal al tuturor tipurilor de văi, pe fundul acestora se pot remarca câteva elemente caracteristice:

Patul sau fundul albiei unei ape curgătoare ca fiind partea cea mai coborâtă a văii ocupată permanent sau

temporar cu apă. Talvegul sau linia care uneşte punctele cu cele mai coborâte altitudini din albia

minoră, fie că este, sau nu,cu apă.

Vadul este o porţiune din albia minoră a unui râu, cu maluri joase şi apă puţin adâncă, prin care se poate

trece cu mijloace de transport. Albia minoră este partea cea mai joasă din albia râului, sau a canalului prin care

curge apa în modobişnuit, la niveluri medii şi mici.

Albia majoră reprezintă sectoarele de albie, acoperite cu apă numai în perioada apelor mari sau a viiturilor

excepţionale. Terasele sunt forme de relief situate în trepte în lungul văilor fluviatile vechilor albii

majore rămassuspendate prin adâncirea cursului.

Versanţii sunt părţile laterale ale văii cu diferite înclinări şi extensii. Forma şi elementele albiei minore

66

Forma albiei în plan. Albia minoră este cea mai dinamică formă a văilor şi cea mai importantă axă de circulaţie a materiei şi energiei. Meandrul este o sinuozitate accentuată a unui curs de apă, constituit din două bucle consecutive în care curgerea are loc pentru una, în sensul acelor de ceasornic şi pentru a doua în sens opus. După forma şi stadiul de evoluţie există meandre divagante şi adâncite.După gradul de complexitate a sinuozităţii cursului ele pot fi: meandre simple, complexe şi părăsite. În evoluţia albiilor de râu, din zonele joase cu energie de relief mică, cu intense procesele de aluvionare, în albie se pot întâlni bancuri de nisip, grinduri şi ostroave. Albia minoră în profil transversalProfilul transversal al unei albii de râu poate fi caracterizat prin mai multe elemente morfometrice: Secţiunea transversală se determină prin măsurarea adâncimii apei pe verticalele fixate numite verticale de sondaj. Lăţimea râului (B) este distanţa, pe oglinda apei, între cele două maluri, într-un profil transversal perpendicular pe direcţia de curgere.Adâncimea reprezintă distanţa, pe verticală, între oglinda apei şi fundul râului într-un punct dat.Suprafaţa totală a secţiunii active reprezintă întregul spaţiu pe care apa se deplasează la un moment dat.Secţiunea inactivă este suprafaţa care deşi este ocupată cu apă, aceasta stagnează, viteza de deplasare a apei fiind aproape nulă.

5. Dinamica şi hidrometria fluvială Dinamica fluvială este partea din potamologie care studiază scurgerea apei râurilor şi acţiunea forţelor hidraulice din albie asupra materialelor care alcătuiesc patul acesteia. Deplasarea apei se poate realiza prin mişcare laminară şi turbulentă.În natură, se întâlneşte predominant mişcarea turbulentă, deplasarea masei de apă fiind sub influenţa gradientului hidraulic, dependentă de forţele de gravitaţie, de frecare, centrifuge şi de forţele Coriolis. Hidrometria râurilor Hidrometria este ramura hidrologiei care se ocupă cu descrierea instalaţiilor şi a aparatelor hidrometrice, cu metodele şi tehnicile de măsu75 rare şi de analiză a caracteristicilor fizice şi chimice ale apei şi cu prelucrarea datelor. Cu ajutorul măsurătorilor, hidrologia poate să prezinte o imagine asupra ecartului de variaţie a fenomenelor hidrologice studiate, să determine parametri din formule empirice şi modele hidrologice, să formeze şiruri statistice şi să realizeze prognoza hidrologică. Nivelurile Nivelul apei şi variaţia lui în timp poate caracteriza regimul de scurgere. Prin nivelul apei se înţelege înălţimea oglinzii apei faţă de un plan orizontal de referinţă, ales arbitrar, numit planul ,,zero miră”.Măsurarea nivelurilor se face cu ajutorul mirei hidrometrice pe care se citeşte nivelul suprafeţei apei unui râu, lac, canal, etc. Mira hidrometrică este formată din plăci de aluminiu, de 0,5m sau un metru fiecare, divizate din 2 în 2 cm în aşa fel încât fiecare decimetru să formeze în alternanţă litera E. O miră fixă poate fi instalată pe unu sau pe mai mulţi piloţi.La partea inferioară a mirei deosebim planul ,,O” al mirei care trece prin cota ,,0” a mirei şi pentru care se determină poziţia altimetrică precisă şi planul ,,O” al graficului, un plan imaginar, care se fixează cu până la 1 m mai jos faţă de ,,0” al mirei şi la care se raportează toate citirile de niveluri care se efectuează la miră.La partea superioară a mirei, se marchează cu vopsea, printr-o linie orizontală:

67

-cota de atenţie (CA), de regulă cu linie albastră, care semnifică preavertizarea unei viituri mari cu pericol de a se produce inundaţii;-cota de inundaţie (CI), marcată cu linie roşie, mai sus cu 0,5m arată cota la care practic începe procesul de inundare a albiei majore;-cota de pericol (CP), cu linie galbenă, de regulă cu 0,5m mai sus ca cea anterioară, avertizează asupra acţiunilor de evacuare.Limnigraful este instrumentul care înregistrează grafic toate variaţiile verticale ale suprafeţei apei produse în timp. Măsurarea adâncimilor Adâncimea apei într-un punct dat reprezintă distanţa, pe verticală, de la suprafaţa apei până la fundul râului, lacului sau mării. Pentru măsurarea adâncimilor se foloseşte tija sau prăjina hidrometrică, cablullestat ori ecosonda. Determinarea elementelor secţiunii active de scurgere Prin secţiune activă înţelegem suprafaţa din profilul transversal prin care are loc scurgerea apei. Pentru determinarea ei la profilul transversal se fixează punctele de reper pe ambele maluri. Între ele se măsoară lăţimea râului (B), ca distanţa pe oglinda apei între cele două maluri. Pe cablu se fixează verticalele de sondaj, în care se măsoară adâncimea apei şi distanţele dintre ele. Determinarea adâncimilor (h) se face cu tija hidrometrică iar cu datele se construieşte profilul transversal şi se calculează suprafaţa secţiunii active (ω). Aceasta rezultă din însumarea secţiunilor parţiale dintre verticalele de sondaj asimilate cu o serie de figuri geometrice ca triunghiuri, dreptunghiuri, pătrate sau trapeze, folosind formulele cunoscute pentru aflarea suprafeţelor. Astfel, suprafaţa totală se va determina folosind formula: ω = [(h1 b1)/2]+[(h1+h2) b2 ]/2 + …+ [(hn-1+ hn) bn-1]/2 +[(hn bn) /2]Adâncimea medie (hmed) se determină ca raport între suprafaţa secţiunii active (ω) şi lăţimea oglinzii apei (B) între cele două maluri. hmed = ω / BAdâncimea maximă (hmax) este cea mai mare adâncime a apei în secţiunea transversală şi se alege din sondajele efectuate.Perimetrul udat (P) sau muiat, este lungimea fundului apei şi rezultă din însumarea ipotenuzelor unor triunghiuri dreptunghice, cu catetele date de diferenţa dintre adâncimile ale verticalelor vecine.Raza hidraulică (R) este raportul dintre suprafaţa secţiunii (ω) şi perimetrul udat (P). R = ω / P Viteza de curgere Viteza apei poate fi definită ca distanţa (în m) parcursă de masa de apă în unitatea de timp (s), sau vectorul care indică intensitatea şi direcţia de deplasare a particulelor lichide în mişcare. Viteza medie se determină prin efectuarea mai multor măsurători pe verticalele de sondaj ale secţiunii de scurgere, cu ajutorul morişti hidrometrice care se compune din rotor (sau elicea), corpul moriştii şi coada.Viteza medie a apei, pe aceeaşi verticală de sondaj, se poate calcula din valorile punctuale, folosind metoda analitică, grafoanalitică, grafomecanică sau metoda integrării vitezelor pe verticală.Măsurarea cu flotori sau plutitori este cea mai simplă şi nu presupune decât dotarea cu un ceas cu cronometru sau secundar central, posibilitatea de a măsura o distanţă între două repere de pe mal şi câţiva plutitori. Debitul râurilor Prin debit (Q) înţelegem volumul de apă (l/s sau m3/s) care trece prin secţiunea transversală a unui curs de apă într-o unitate de timp. Se determină ca fiind produsul dintre secţiunea de scurgere (ω ) în m2 şi viteza apei (V) m/s:

68

Q = ω V

5. Scurgerea de aluviuni Reprezintă cantitatea de material solid transportat de ape, de pe suprafaţa unui bazin hidrografic, într-un interval de timp dat.Prin eroziune se înţelege procesul de transport progresiv al solului ori a particulelor de sol de la locul iniţial, de către un agent fluid. Este un proces mecanic ale cărui componente sunt, pe de o parte, forţele care tind să producă eroziunea şi pe de altă parte, cele care tind să se opună, rezultanta fiind mişcarea sau nu a materialului.Eroziunea exercitată de apă poate fi: Eroziune pluvială sau pluviodenudarea exercitată de impactul picăturilor de ploaie, pe un sol neprotejat de un covor vegetal. Intensitatea ei depinde de mărimea şi de viteza picăturilor de ploaie, de starea de umezeală a solului, de permeabilitatea şi de textura acestuia. Eroziune fluvială exercitată de scurgerea concentrată, asupra fundului şi malurilor, în formele negative ale reliefului prin care are loc scurgerea. Deplasarea aluviunilor De regulă în transportul fluvial deosebim după modul cum sunt transportate, de apă, două mari categorii de aluviuni:Aluviuni în suspensie care reprezintă volumul de materiale solide transportate în suspensie în masa de apă.Aluviunile târâte, aceea parte a debitului solid care se deplasează pe fundul cursului de apă prin salt, rostogolire sau târâre în contact cu patul albiei. Prin debit de aluviuni (Da) înţelegem volumul de materiale solide transportate de un râu, într-o unitate de timp şi se exprimă în g/l, kg/s sau t/s. Determinarea turbidităţii Se face prin recoltarea probelor de apă şi analiza lor în laborator specializat prin cântărirea materialului uscat cu o balanţă de precizie. În final turbiditatea (ρ) g/l este greutatea materialului solid (P) în grame dintr-un litru de apă recoltată (V). ρ = P/V (g/l) Metode de calcul a debitelor de aluviuni Metodele de calculare a debitelor de aluviuni în suspensie sunt asemănătoare cu cele ale debitelor de apă dar impun o serie de operaţii premergătoare care constau în:- calculul turbidităţilor (ρ) cunoscând greutatea aluviunilor (P) şi volumul (V) de apă recoltată; ρ = P / V- înscrierea valorilor obţinute în carnetele de măsurători;- calcularea debitelor unitare de aluviuni în suspensie (α) pentru punctele în care s-a determinat viteza apei (v) şi în care s-au recoltat probele şi s-a calculat turbiditatea (ρ), folosind formula: α = ρ v (g / m2 s)Cu aceste date, cu măsurătorile de secţiune şi cu cele de viteză se aplică una din metodele analitică, graoanalitică sau grafomecanică. între debitul total de aluviuni (R) în g/s sau kg/s şi debitul de apă (Q)în l/s sau m3/s ρm = R / QTurbidităţile maximă şi minimă, în secţiunea de măsurare, se aleg din mulţimea măsurătorilor efectuate. Scurgerea de aluviuni pe râurile din România Scurgerea de aluviuni, este rezultanta întregului complex de factori fizico-geografici dintr-un bazin dat.

69

Scurgerea specifică de aluviuni în suspensie (r) defineşte cantitatea de aluviuni, scursă prin secţiunea unui râu, de pe o unitate de suprafaţă hectar). Pentru caracterizarea scurgerii de aluviuni în suspensie se folosesc trei caracteristici principale: 1. Scurgerea medie specifică de aluviuni în suspensie r în t/ha an, defineşte cantitatea de materiale solide scoase din bazin de pe suprafaţa unui ha în decurs de un an sau pe o perioadă mai mare.2. Scurgerea maximă specifică de aluviuni în suspensie (rmax) în t/ha ca fiind cantitatea de materiale scoase de pe suprafaţa de un ha într-un interval de timp dat.3. Scurgerea minimă specifică de aluviuni în suspensie (rmin) t/an este folosită în cazul în care interesează acest aspect, pentru studiile de alimentări cu apă sau la alte diverse studii şi proiecte.Urmărind datele medii multianuale obţinute la peste 200 staţii hidrometrice din România, s-au remarcat o variaţie a debitelor de aluviuni în suspensie în lungul râurilor şi o variaţie altitudinală.Legătura dintre scurgerea medie specifică de aluviuni în suspensie şi altitudinea medie a bazinelor hidrografice pentru clina sudică a Carpaţilor Meridionali şi de Curbură, arată o creştere a debitelor de aluviuni în suspensie începând de la culmile carpatice, spre regiunea subcarpatică unde ating cele mai mari valori (în Subcarpaţii de la Curbură) de peste 25 t / ha an după care scad din nou spre câmpie. Pentru bazine mici aceste valori depăşesc cu mult valorile medii, ajungând la 400-500 t/ha an.La nivelul României s-a calculat o scurgere medie specifică de aluviuni în suspensie de 1,88 t / ha an sau un volum de 44,5 milioane tone de materiale solide evacuate. Pe bazine hidrografice, se constată că partea vestică a României, inclusiv bazinul Cernei, care reprezintă 35% din teritoriu, are o scurgere medie specifică de aluviuni însuspensie de 1,0 t/ha an şi contribuie cu 8,8 milioane tone la bugetul total. În schimb, partea aferentă restului bazinelor până la Prut, care însumează 65% din teritoriu are o scurgere medie de aluviuni în suspensie de 2,4 t/ha. an sau 35,7 milioane tone.

GLACIOLOGIA Glaciologia studiază formarea, proprietăţile şi acţiunea gheţii sub toate formele ei, în special gheţarii. Marile suprafeţe ocupate de cele două calote polare au un rol decisiv asupra climei terestre prin răcirea şi suprarăcirea maselor de aer dând naştere unor arii anticiclonale reci cu urmări asupra climatului din arealele învecinate. Formarea gheţii în natură La baza formării gheţii stă zăpada căzută şi acumulată de la un an la altul. După căderea la suprafaţa solului densitatea zăpezii variază între 0,1 şi 0,8. Transformarea în gheaţă este un proces complex care depinde de o serie de factori, dintre care cel mai important este menţinerea zăpezii de la un an la altul şi apariţia unei forme noi numită névé sau firn. Mecanismul presupune pe de o parte topirea locală a zăpezii sub efectul insolaţiei, formarea firnului, deformarea plastică şi rearanjarea cristalelor. Limita zăpezilor persistente Este determinată de poziţia geografică în altitudine şi în latitudine la care cantitatea de zăpadă căzută care se topeşte este egală cu cea care rămâne de la un an la altul. În zona Atlanticului această limită este dincolo de Cercul Polar Nordic (66º), în timp ce în Siberia Centrală şi în Extremul Orient coboară până la 45-50º latitudine nordică. În altitudine, în Pirinei, (la 42-43º latitudine nordică) limita zăpezilor perene se întâlneşte la 2 600-2 900 m, în Himalaya (27º34’ latitudine nordică) ajunge la 4 900-5 000 m, în Africa ecuatorială, Kenya şi Kilimandjaro

70

(0-3º latitudine sudică), este la 4 500-5 200 m, în timp ce în Anzii Cordilieri din Argentina, la 29º latitudine sudică, urcă la 6 400 m. Dinamica gheţarilor Prin gheţar înţelegem o masă de gheaţă compactă rezultată din acumularea zăpezii, prin topire şi îngheţare. Un gheţar trebuie să aibă o suprafaţă unde zăpada sau gheaţa se acumulează şi una, în care gheaţa acumulată în exces se topeşte. Orice gheţar are o zonă de acumulare, sau de alimentare şi una de ablaţie (topire), situată în aval de cea de acumulare care presupune existenţa unei limbi de gheaţă, care curge în virtutea pantei şi a plasticităţii masei de gheaţă.Orice gheţar, are ca elemente morfometrice: - bazinul de recepţie, sau arealul care alimentează cu zăpadă masa gheţarului, delimitat pe linia crestelor.- lungimea gheţarului este distanţa între altitudinea maximă şi cea minimă, pe limba gheţarului.- lăţimea gheţarului se măsoară perpendicular pe linia de curgere a limbii de gheaţă.

Procesele de eroziune, transport şi acumulare ale gheţarilor Gheaţa, un fluid în mişcare, cu o anumită rezistenţă, va exercita în deplasare o presiune şi o antrenare a materialelor de pe fundul şi de pe laturile văilor glaciare. Ca urmare, în timp, valea glaciară va căpăta forma literei U. Materialele încorporate în masa gheţii sunt împinse din amunte spre aval, din care cauză sunt colţuroase sau foarte puţin rulate. Formele de relief pe care le pot genera aceste materiale rămase după topirea gheţarului se numesc morene. Deci prin morenă înţelegem o masă de material, detritic (nisip, pietriş, bolovăniş) transportat de gheţari şi lăsat acolo unde se topeşte gheaţa. După poziţia pe care o au aceste materiale distingem:

Clasificarea gheţarilor După locul de formare pe suprafaţa globului, putem deosebi, pe de o parte, gheţari continentali sau regionali şi gheţari montani sau locali.Gheţarii continentali se întâlnesc la cei doi poli au extensiune mare şi sunt gheţari de tip antarctic foarte masivi dând naştere la banchize plutitoare şi de tip groenlandez care la periferie se termină sub formă de limbi orientate pe văi, până la nivelul mării.Gheţarii montani, de altitudine sau locali, sunt reprezentaţi de masele de gheaţă care se formează în regiunile montane la altitudini mai mari ca limita zăpezilor persistente. După locul în care sunt cantonaţi ei se împart în gheţari de vale, de circ şi de podiş. A. Gheţarii de vale la care alimentarea bogată din circul glaciar, face ca gheaţa să se scurgă în lungul văii, sub forma unei limbi de gheaţă care modelează valea glaciară. La rândul lor, aceşti gheţari suntde mai multe tipuri: Gheţari de tip alpin cu o zonă de acumulare a zăpezilor şi de transformare în gheaţă (firn), în circurile glaciare şi o zonă de curgere şi de topire sau limba gheţarului, care în Alpi poate ajunge la 10-25 km lungime şi chiar mai mult în Caucaz. Gheţari de tip himalayan la care limba gheţarului principal poarte ajunge la zeci de km şi grosimi de sute de metri. Gheţari de tip scandinav apar ca un câmp de firn, situat pe un platou, din care coboară, în direcţii diferite, mai multe limbi de gheaţă care ajung în fiorduri până la nivelul mării. Gheţari de tip alaskian care apar ca o masă de gheaţă de mari dimensiuni, la poalele unei regiuni montane rezultate din unirea a doi sau mai mulţi gheţari de vale care coboară din munte.

71

B. Gheţarii de circ se formează din zăpada acumulată la obârşia văilor sau pe versanţii slab înclinaţi situaţi deasupra limitei zăpezilor persistente. Limbile de gheaţă specifice acestui tip sunt scurte şi se rup când depăşesc pragurile. Aceste caracteristici sunt specifice tipului pirenean. Cel de al doilea tip denumit turkestan, este characteristic gheţarilor cantonaţi în depresiuni tectonice, fără scurgere, alimentarea făcându-se prin avalanşe sau prin vânt.C. Gheţarii de podiş apar pe platourile înalte din Pamir ca nişte saltele de gheaţă, fără scurgere, având un caracter suspendat. După temperatura medie a regiunii în care se află, bilanţul masei de gheaţă şi circulaţia apei în gheţar deosebim: Gheţari din regiunile temperate cum sunt cei din Alpi, din Munţii Stâncoşi şi din sudul Scandinaviei care au o temperatură corespunzătoare punctului de topire a gheţii, cu excepţia iernii. Gheţarii din regiunile subpolare la care încălzirea din vară topeşte zăpada iar apa rezultată pătrunde în interior şi se cristalizează. Gheţarii din regiunile polare au temperaturi situate sub punctual de îngheţ, chiar şi în timpul verii. Gheaţa este acoperită cu o pătură groasă de firn, iar zăpada trece foarte lent în această formă.După condiţiile de curgere a gheţii deosebim gheţari activi care se mişcă repede având o eroziune activă şi o deplasare a materialului erodat, gheţari pasivi care curg încet, au grosimi mici şi uneori ablaţia este mai mare ca alimentarea gheţarului şi gheţari morţi, ca cei din Mexic, care sunt resturi ale unor gheţari activi şi pasivi, fără alimentare.Clasificarea gheţarilor adoptată de UNESCO are la bază o serie de criterii morfologice şi poziţionale după care se pot deosebi: Calotele glaciare, mase de gheaţă, cu suprafaţă mare, care acopăr relieful, cum este calota Antarctidei sau a Groenlandei. Câmpurile glaciare, întinderi mai mici cu grosimi care pot ajunge la 200-300 m fiind caracteristice pentru arhiperlagurile Frantz Josef, Novaia Zemlea şi în sudul Americii de Sud. Cupolele glaciare extinse pe platouri montane, ca nişte cupole din care se desprind, radiar o serie de limbi de gheaţă. Limbile de gheaţă sunt mase de gheaţă care pornesc din calote sau cupole glaciare, sub forma unor limbi de gheaţă, de dimensiuni mari, putând ajunge la 200-300 km. Gheţarii de circ dezvoltaţi în căldările glaciare sau chiar în craterele vulcanilor stinşi. Gheţarii de vale formaţi în circurile glaciare şi care se deplasează pe văi exercitând o puternică acţiune de eroziune.

LACURILE

Lacul este o masă de apă stătătoare acumulată într-o cuvetă lacustră, sau într-o altă definiţie ,,este volumul de apă relativ stagnant, cantonat într-o depresiune de pe suprafaţa uscatului şi care nu are legătură directă cu Oceanul Planetar” (Gâştescu, 1971). Volumul total de apă înmagazinat în lacuri se ridică la 229 250 km3 ceea ce reprezintă doar 0,017% din volumul de apă de pe Terra. Cel mai mare volum îl are Marea Caspică, (79 300 km3) care deţine 34% din volumul total al lacurilor şi 96% din cel al lacurilor sărate . Cel mai adânc lac de pe suprafaţa uscatului este Lacul Baikal cu o suprafaţă de 31 500 km2, un volum de 23 000 km3 şi o adâncime maximă de 1 620 m.

72

1. Clasificarea lacurilor după geneza cuvetelor lacustre a. Lacuri generate de acţiunea factorilor interni. După principalii factori care pot genera cuvete lacustre deosebim lacuri de origine tectonică şi de origine vulcanică. Lacurile de origină tectonică. Sunt formate în denivelările generate de acţiunea forţelor interne care au determinat mişcări de încreţire, prăbuşiri, falieri sau alte procese ce au modificat configuraţia uscatului generând concavităţi unde se putea aduna excedentul de apă. Din această categorie se impune a aminti: lacuri cauzate de mişcări oscilatorii ale scoarţei şi ale Oceanului Planetar, lacuri situate în bazine intramontane cu suprafeţe şi adâncimi mari, lacuri datorate mişcărilor de faliere care duc la apariţia unor grabene (şanţuri adânci în scoarţa terestră), lacuri formate prin baraj natural. Lacurile de origine vulcanică apar, de regulă, în craterele vulcanilor stinşi şi au o largă răspândire în Europa, Asia, Australia, America Centrală şi în Africa. Multitudinea lacurilor vulcanice poate fi grupată în mai multe categorii dintre care amintim lacurile în cratere de explozie, în cratere de scufundare sau în caldere vulcanice, maarele şi lacurile de baraj vulcanic. b.Lacurile generate de acţiunea factorilor externi Lacurile rezultate din acţiunea gheţarilor. Sunt numeroase în arealul glaciaţiei cuaternare şi în arealul gheţarilor montani. In funcţie de geneză deosebim lacuri formate pe suprafaţa gheţarilor, în spatele barajelor de gheaţă, în căldări sau în circuri glaciare, în văi glaciare, În fiorduri, lacuri de piemont sau de baraj morenic. Lacurile rezultate prin acţiunea apelor marine ca urmare a proceselor de eroziune şi acumulare marină, formate prin bararea unor intrânduri sau golfuri, cu cordoane litorale nisipoase, până la izolarea completă.Specifice la noi pentru acest tip sunt lacurile Razim, Goloviţa, Zmeica şi Sinoie. Lacurile formate prin acţiunea de eroziune şi acumulare fluviatilă sunt, în general prezente în luncile râurilor prin bararea unor braţe sau meandre, fie prin bararea scurgerii unor cursuri mai mici şi formarea limanurilor fluviatile frecvente pe dreapta Dunării (Gârliţa, Oltina, Vederoasa) sau pe stânga Ialomiţei, în cursul inferior. Lacurile formate din acţiunea de dizolvare a apei sunt frecvente în arealele calcaroase, cu gips şi sare. Dintre cele mai importante tipuri amintim lacurile de dolină, de polii, în formaţiuni de gips, de sare şi lacuri Lacurile rezultate în urma acţiunii vântului sunt formate prin acumularea apelor în depresiunile dintre dunele de nisip. In România, astfel de lacuri se întâlnesc în zona de dune dintre Calafat şi Rast, areal care n-a fost îndiguit.Lacurile rezultate din acţiunea organismelor şi a omului. Apar în văile unor râuri cu pantă mică sau în regiunile de turbă, frecvente în ţinutul tundrei din Canada şi din Rusia.Lacurile antropice rezultate prin bararea unor râuri din necesitatea omului de a gospodări mai bine resursele de apă, care au încetat a mai fi inepuizabile. Numărul acestora este foarte mare, fiind în evidenţa mondială peste 4 000 de lacuri cu un volum de peste 1 milion m3 fiecare. Pe state, cel mai mare număr de lacuri de acumulare (1 350) se află În SUA, după care urmează Rusia şi statele desprinse din fosta URSS cu peste 400.

OCEANOGRAFIE

73

1. Geneza oceanelor şi mărilor Formarea oceanelor impune lămurirea originii masei acvatice şi a genezei cuvetelor oceanice.Originea apei a fost explicată prin mai multe teorii dintre care amintim: provenienţa din atmosfera primară, greu de acceptat deoarece în atmosferă nu se pot înmagazina mai mult de 13000 km3 de apă în timp ce oceanul depăşeşte 1 miliard km3; din gazeificarea rocilor vulcanice dar acestea au numai 5% apă; din comete şi asteroizi. Acceptabilă este ipoteza originii mixte din toate cele menţionate, volumul cu mici variaţii stabilizându-se cu circa 4 miliarde de ani în urmă.Originea cuventelor oceanice este complexă şi impune cunoaşterea evoluţiei întregii suprafeţe a Pământului şi a elementelor structurale oceanice (dorsale, falii, fose, rifturi). Cele mai importante teorii sunt: cea a derivei continentelor (Wegener, 1912) şi cea a tectonicii plăcilor (Morgan, 1968) care explică suprapunerea oceanelor pe o scoarţă de tip bazaltic. Expansiunea fundului oceanic se realizează prin rifturi unde se întâlnesc plăcile tectonice. Cel mai vechi ocean se consideră a fi Pacificul, celelalte fiind mai tinere.

2.Întinderea Oceanului Planetar şi subdiviziuni Raportul uscat – apă. Din suprafaţa Pământului de 510 milioane km2, Oceanul Planetar ocupă 70,8% iar uscatul 29,2%, Volumul de apă este de 1379 milioane km3, adâncimea medie este de 3800 m, iar lungimea ţărmurilor de 250 000 km. Emisfera nordică numită şi continentală are 39,3% uscat şi 60,7% apă, în timp ce Emisfera sudică sau oceanică are numai 19,1% uscat şi 80,9% apă.Treptele reliefului submarin sunt:

regiunea litorală (până la 5 – 10 m adâncime şi ocupă 0,4%); şelful sau platforma continentală (cu lăţimea de 68 km, până la minus 200 m şi

ocupă 8% din suprafaţă), panta continentală (cu panta între 3 – 25%, adâncime maximă 3600 m şi 15% din

suprafaţă), regiunea pelagică sau platoul suboceanic (adâncimi între 3000 şi 6000 m, panta

1% şi ocupă 76% din suprafaţă) regiunea abisală sau fosele (între 6000 – 11000 m cu doar 1% din suprafaţa

Oceanului Planetar. Regiunea litorală, şelful şi panta continentală formează marginea continentală, iar regiunile pelagică şi

abisală, bazinul oceanic. Sub aspect biologic şelful corespunde zonei neritice, taluzul zonei bathiale şi restul celei abisale.Subdiviziunile regionale ale Oceanului planetar constau în: oceane (întinderi mari de apă separate de continente), marea (comunică cu oceanul prin strâmtori, golful (intrânduri în uscat, deschise spre larg), baia (golf mic adăpostit de vânturile din larg), strâmtoarea (porţiuni de apă înguste, delimitate de uscat, uneşte mări sau mări şi oceanul). Oceanele sunt patru: Pacific, Atlantic, Indian şi Arctic. Oceanul Pacific are 179,7 milioane km2, adâncimea maximă în groapa Cook de 11516 m, ţărmuri cu vulcani, cu multe fose, praguri, dorsale, depresiuni şi 30 mări mărginaşe. Atlanticul are 92,2 milioane km2, adâncimea medie 3700 m, separat în două de Dorsala Atlantică care =are şi o zonă de rift, cu multe praguri, depresiuni şi 13 mări. Oceanul Indian are 76,2 milioane km2, adâncimea medie de 32000 m, iar cea maximă 7450 m în groapa Java, cu 5 (cinci) mări aferente. Oceanul Arctic are 13 milioane km2, adâncimea maximă de 5400 km, separatîn două bazine de pâragul Nansen şi are 11 mări.

74

Mările ocupă 20% din suprafaţa Oceanului Planetar, sunt delimitate de un singur continent cu excepţia mediteranelor.

După aşezarea geografică mările se clasifică în: mărginaşe sau bordiere (Marea Chinei,Marea Nordului),

continentale (Marea Neagră) şi mări închise (Marea Caspică, Marea Aral). După particularităţile regimului hidrologic deosebim: mări interioare (marea Baltică),

semiînchise (MareaNordului), deschise (Marea Barents), interinsulare (Marea Banda).

După temperature apelor şi adâncime există: mări care îngheaţă (Marea Ross), mările

ghirlandelor insulare (Marea Java), mări mediterane, între două sau trei continente (Mediterana Europeană) şi mări de mică adâncime (Azov).

După originea cuvetelor deosebim: mări epicontinentale (Marea Baltică) şi tectonice (Marea Roşie).

După temperatura apelor sunt: mări polare cu temperatura la suprafaţă sub 5°C (Marea Kara), subpolare

cu temperature sub 10°C (Marea Bering), mări temperate reci cu temperatura sub 18°C (Marea Nordului), temperate calde (Marea Neagră) şi intertropicale(Marea Roşie).

.3. Proprietăţile fizice şi chimice ale apelor oceanice

Apa pură are o serie de caracteristici proprii cum ar fi faptul că ocupă un volum şi o suprafaţă foarte mare pe Terra, realizează un circuit al apei în natură prin care se regenerează, molecula este formată din H2 şi O, are o mare capacitate de dizolvare, de înmagazinare a căldurii, are densitatea maximă +4°C, prin îngheţare îşi măreşte volumul (1/11) şi pluteşte. Apa sărată are un punct de fierbere mai ridicat şi de îngheţ mai coborât (-2°C), densitatea creşte cu salinitatea.

Temperatura este determinată de intensitatea radiaţiei solare, din care absoarbe 99,6% căldură pe care o

cedează parţial atmosferei noaptea, în perioada rece şi la latitudini mai mari. Căldura specifică a apei este de0,9, deci se încălzeşte mai greu ca uscatul care are 0,4 cantitatea de căldură înmagazinată scăzând de la ecuator spre cei doi poli.Variaţia temperaturii la suprafaţă este zilnică, anotimpuală şi anuală în funcţie de distribuţia în latitudine a radiaţiei solare, fiind influenţată de vânturi şi curenţi oceanici. Temperatura zilnică are cele mai mari valori între orele 14 şi 16 şi cele mai mici între orele 4 şi 8 dimineaţa cu amplitudini de 5° în regiunile litorale şi 1°C în larg.Amplitudinile anuale sunt maxime la 40°N (5-8,4°C) şi minime între 20°N şi 20°S (2,2-3,6°C), dar cele mai mari amplitudini (28-30°C) se întâlnesc la întâlnirea curenţilor reci cu cei calzi în NV Pacificului.Imaginea repartiţiei spaţiale a temperaturilor este dată harta cu hidroizotermele (liniile care unesc punctele cu aceeaşi temperatură).La nivelul Oceanului Planetar aceasta arată valori de 27°C în regiunea ecuatorială, 10-5°C în cele temperate şi –1 la –2°C în regiunile circumpolare. La latitudini egale temperatura medie este mai ridicată în emisfera nordică decât în cea sudică.Pe oceane, temperatura medie a Oceanului Pacific este de 19,1°C, de 16,9°C în Atlantic şi 17°C în Indian. Temperatura mărilor variază latitudinal de la 0°C în Mările Oceanului Arctic, 10-17°C iarna la 22-29°C vara în Marea Mediterană la 18-25°C iarna şi 30°C vara în Marea Roşie.În adâncime temperatura are o stratificaţie termică, directă cu un gradient de scădere de 1-2°C la 100 m; până la 1500 m şi apoi scăderea este mult mai mică încât la adâncimile

75

maxime se ajunge la minus 1-2°C, la apele care coboară lent de la pol spre ecuator pe la fundul Oceanului. Apele polare au fenomenul de dihotermie, care constă dintr-un strat rece în jur de 0°C până la 200 m sub care este un strat cu apă mai caldă (2°C), şi apoi din nou rece cu –1, –2°C.Temperatura mărilor în adâncime variază în funcţie de pragurile care le separă de oceane. În Mediterana temperatura scade de la suprafaţă spre adânc până la pragul din Strâmtoarea Gibraltar situat la 350 m, unde ajunge la 12,7°C. Sub această adâncime temperatura se menţine constantă (homotermie) deşi în Atlantic valorile scad până la 2°C.Marea Roşie are în Strâmtoarea Bab-el-Mandeb un prag la 200 m şi sub 300 m se menţine la 22°C.

Densitatea apei creşte în raport direct cu salinitatea şi invers cu temperatura. Pentru salinitatea de 35%,

densitatea maximă este la temperaturi sub 0°C. Liniile de egală densitate a apei la suprafaţa oceanelor se numesc izopicne. Valorile maxime ale densităţii sunt de 1,027 şi 1,028 în mările polare şi scad spre ecuator la 1,023 în Atlantic şi 1,022 în Pacific. În mările cu salinitate redusă sau la gurile marilor fluvii densitatea sade la 1,004 în Marea Baltică sau 1,015 la vărsarea Amazonului. În adâncime valorile densităţii cresc odată cu scăderea temperaturii şi creşterea presiunii.

Presiunea hidrostatică este presiunea unei coloane de apă pe suprafaţa de la baza ei şi cu 1 decibar la 1 m

adâncime fiind în raport şi cu densitatea. Presiunea duce la o creştere a densităţii apei şi la o micşorare a volumului. În lipsa ei nivelul actual al Oceanului Planetar ar creşte cu circa 50 m.

Vâscozitatea este rezistenţa la curgere şi creşte odată cu scăderea temperaturii şi cu salinitatea. Poate

determina o mişcare turbionară pe verticală de ridicare a apelor cunoscută sub numele de upwelling sau decoborâre a apelor cascading.

Transparenţa depinde de cantitatea suspensiilor din apă aduse de ape, răscolite de valuri sau rezultate din

descompunerea substanţelor organice. Creşte cu salinitatea şi cu temperatura fiind mai puţin transparentă în apele polare decât în cele ecuatoriale. În apele tropicale transparenţa este mare (40-60m), iar la poli mică (10 m). Transparenţa maximă este în Marea Sargasselor (66,5-70 m) din Oceanul Atlantic, 59 m în Pacific, 40-50m în Indian, 60m în Marea Mediterană, 25 m în Marea Neagră.

Culoarea apei de obicei albastră, depinde de cantităţile de suspensii,de plancton şi alte microorganisme ca

şi de proprietăţile optice ale apei. La tropice este mai albastră, iar spre poli devine mai verzuie, apoi verde-pal, cenuşie. Marea roşie are culoarea roşiatică – fosforescentă datorită unor microorganisme fosforescente, Marea Galbenă are în suspensie cantităţi mari de loess. Marea Albă are suprafeţe mari de gheaţă.

Lumina şi luminiscenţa apei de mare depinde de incidenţa razelor solare, cele perpendiculare pătrunzând

mai în adânc (peste 35 m), iar cele oblice pătrund mai puţin fiind reflectate. Rezultă că durata zilei variază cuadâncimea fiind de 10 ore la 10 m adâncime, de 7 ore între 10 şi 20 m şi de 3 ore între 20şi 35 m. În funcţie de pătrunderea luminii s-au delimitat în adâncime 3 zone cu luminozităţi diferite: zona fotică sau luminoasă între 20 şi 120 m cu vegetaţie clorofiliană, zona oligofotică între 120 şi 600 m cu bacterii fotosintetizante şi zona afotică sau lipsită de lumină sub 600 m. Luminiscenţa apelor marine este dată de lumina proprie produsă de

76

bacterii fosforescente (foto-bacterii) sau de animale cu aparate fotogene (meduze, crustacei).

Alte proprietăţi fizice ale apei marine: viteza sunetului este de 1500 m/s (de 4 ori mai mare ca în

atmosferă); aglomerarea moleculară influenţează punctul de congelare, presiunea osmotică, tensiunea superficială şi vâscozitatea. Conductibilitatea electrică este mai mare ca la apa dulce.

Compoziţia chimică (salinitatea) apa de mare conţine în soluţie peste 35 de elemente, dar cea mai mare

pondere o au clorul şi sodiul. Ca săruri predomină clorura de sodiu (77,7% sau 27,2‰). Totalul solidelor dizolvate într-un kilogram de apă sau salinitatea apei de mare este de 35‰. Salinitatea variază cu latitudinea (35% sau 34‰ la ecuator, 36‰ la tropice şi 32‰ către cei doi poli) şi cu aportul de apă dulce de pe continente (18‰ în NV Mării Negre, 10% în Marea Baltică, 39‰ Marea Mediterană, 40% Golful Persic). În adâncime scade foarte puţin fiind de aproape 35‰ la 2500 m. Temperatura şi salinitatea determină densitatea apelor şi au o legătură spaţio-temporală. Diagrama T.S. defineşte caracteristicile maselor de apă şi diferenţiază tipuri de ape de suprafaţă, intermediare şi de adâncime.

Gazele dizolvate în apa oceanelor provin din atmosferă sau din procesele chimice şi biologice proprii

oceanului. În stratele superioare sunt organisme care absorb acid carbonic şi eliberează oxigen. Acesta este în raport invers cu temperatura, fiind în cantitate mică la ecuator şi maximă în apele polare. În adâncime cantitatea de oxigen scade şi creşte cantitatea de acid carbonic sau de hidrogen sulfurat (Marea Neagră sub 150-200 m).

Materiile organice sunt reprezentate de compuşii care conţin carbon,hidrogen, azot, sulf, fosfor şi se

întâlnesc sub formă de nitraţi, fosfaţi silicaţi consumaţi de plancton. Acesta constituie hrana animalelor marisau prin moarte este descompus de bacterii formând humusul planctonic.

Ph-ul. Concentraţia ionilor de hidrogen. Apa de mare se disociază în ioni de H+ şi OH-. Cantitatea de

ioni de H+, determină pH-ul care variază între 0 şi 14 având reacţie acidă între 0 şi 7 şi bazică sau alcalinăîntre 7 şi 14. Apa de mare are o reacţie uşor alcalină (7,5-8,4) cu mici variaţii spaţiale. De exemplu în Atlanticul de Nord, pH-ul este de 8,25, în Marea Baltică 8,05, în Marea Neagră 8,35. PH-ul variază în funcţie desalinitatea şi temperatura apei, având o variaţie inversă în raport cu concentraţia de CO2. Ziua algele absorb CO2 şi ridică pH-ul, noaptea se degajă CO2 şi pH-ul scade.

Gheaţa oceanelor se formează în funcţie de temperatură şi salinitate. La o salinitate de 10‰ îngheaţă la

0,5°C, la 35‰ la -1,9°C, iar la 40‰ la –2,2°C. Îngheţarea începe cu cristale de gheaţă care se transformă în ace de gheaţă şi apoi unite dau sloiuri. Spre poli când marea este liniştită se formează un strat de gheaţă care la mare agitată se rupe în blocuri. Din aceste blocuri se pot forma câmpuri sau banchize de gheaţă care se deplasează lent în funcţie de direcţia şi viteza vântului. Blocurile rupte din gheţurile polare care plutesc în ocean se numesc iceberguri, care au 9/10 din volum sub apă. Gheţurile de la suprafaţa mărilor şi oceanelor ocupă 55 milioane km2 sau 15% din suprafaţa oceanelor.

77

4.Dinamica apelor oceanice

Factorii de care depinde. Planeta Pământ se comportă ca un sistem echilibrat care primeşte materie şi energie din spaţiul cosmic şi cedează. Dacă n-ar fi un echilibru între energia primită şi cedată am asista la o încălzire sau la o răcire a planetei cu consecinţe grave pentru viaţă. Repartizarea inegală a energiei primite latitudinal la nivelul planetei este în funcţie de incidenţa razelor solare. Astfel, cea mai mare cantitate de energie este recepţionată în zona intertropicală şi pe măsură ce ne apropiem de cei doi poli energia primită devine din ce în ce mai mică. Un bilanţ caloric pe latitudine dovedeşte că între ecuator şi paralela de 40o

există un surplus de căldură, în timp ce la latitudini mai mari este un deficit, adică se pierde mai mult decât se primeşte. În afară de distribuţia latitudinală a energiei există şi o distribuţie altitudinală relevantă mai ales la nivelul continentelor pe cele mai înalte culmi montane. Un alt factor este diferenţa de potenţial termic dintre uscat şi apă, cunoscut fiind căuscatul se încălzeşte mai repede în comparaţie cu apa, dar se şi răceşte mai repede. Transferul spaţial al energiei termice este asigurat prin cele două medii fluide, aerul şi apa care înconjoară planeta şi care în raport cu densitatea lor au un comportament şi o mobilitate diferită. Astfel, aerul care preia energia calorică de la suprafaţa subiacentă are deplasări sub forma vânturilor regulate (alizee) şi neregulate antrenând la suprafaţa oceanelor şi partea superficială a maselor de apă sub forma de valuri şi curenţi. Forţa de atracţie a Soarelui şi a Lunii care se manifestă prin mare determină dinamica apelor oceanice. Forţa de atracţie a lunii este de 2,2 ori mai mare ca a Soarelui, deşi masa Lunii este incomparabil mai mică,dar este foarte aproape de Pământ. Mişcarea de rotaţie a Pământului, cu viteză mai mare la ecuator şi mai mică spre cei doi poli, se reflectă şi în dinamica şi direcţia de mişcare a celor două fluide aerul şi apa (alizee şi curenţii ecuatoriali). Prăbuşiri subacvatice sau de ţărm, de vulcani sau cutremure de pământ pot de asemenea determina dinamica locală a apelor oceanice. Acestea din urmă generează valurile cunoscute sub numele de tsunami cu o viteză de propagare de până la 800 km/h uneori cu efecte catastrofale. Diferenţele de temperatură, densitate, salinitate şi nivel pot sta la baza mobilităţii maselor acvatice. Se ştie că în regiunile tropicale precipitaţiile sunt sporadice, în schimb ca urmare a temperaturilor ridicate este foarte mare evaporaţia în timp ce la ecuator precipitaţiile sunt abundente. Ca urmare, la tropice masa de apă suferă un proces de creştere a salinităţii, o scădere a nivelului generând deplasarea maselor de apă din arealele vecine care întotdeauna au tendinţa de a realiza un echilibru.

Valurile Sunt mişcări ondulatorii produse la suprafaţa mărilor şi oceanelor generate de vânt (valuri eoliene) sau de cutremure (valuri seismice). Când se formează un val eolian moleculele de apă execută o mişcare pe orbite circulare, încât numai mişcarea se deplasează, dar nu şi masa de apă.

Valurile de vânt pot fi valuri de larg, de litoral sau oscilatorii şi valuri de translaţie. Valurile formate în

larg, de multe ori depăşesc arealul de acţiune a vântului unde devin paralele şi se numesc hulă.După forma pe care o au, valurile eoliene pot fi valuri forţate când iau naştere în urma unui impuls generat de vânt şi valuri libere propagate din primele prin inerţie. În formarea valurilor se deosebeşte o primă fază de dezvoltare, de la începutul acţiunii până se atinge înălţimea maximă. A doua este faza de stabilizare a valurilor când agitaţia se continuă fără

78

schimbări şi cea de a treia este faza de slăbire în care valurile descresc treptat până la liniştirea mării. Caracteristicile şi elementele valurilor Valurile au o serie de elemente pe baza cărora se poate evalua mărimea, intensitatea şi chiar forţa cu care acţionează. Astfel, la un val deosebim:

Creasta valului ca fiind cel mai ridicat punct în raport cu suprafaţa orizontală a apei. Baza valului este cel mai coborât punct în raport cu suprafaţa apei. Înălţimea reprezintă distanţa pe verticală între creastă şi bază. Lungimea valului este distanţa orizontală între două creste sau două baze. Panta valului este dată de unghiul de înclinare al valului. Viteza valului este distanţa parcursă de mişcarea crestei valului în unitatea de timp. Direcţia este dată de punctele cardinale spre care se îndreaptă valul. Frecvenţa reprezintă numărul de valuri pe unitatea de timp. Perioada este timpul scurs între trecerea a două creste.

La nivelul Oceanului Planetar cele mai mari valuri ating 18 m înălţime şi se produc în Oceanul Pacific lungimea maximă a lor fiind de 400 m. De regulă valurile furtunilor obişnuite sunt de circa 8 m înălţime. În Marea Neagră şi în Marea Baltică valurile sunt de 4-5 m şi foarte rar ajung la 8 m. Forţa valurilor se manifestă diferit în funcţie şi de tipul de ţărm. În cazul ţărmurilor înalte şi abrupte forţa de lovire este foarte mare, în timp ce la ţărmul jos viteza de la suprafaţă este mai mare ca cea de la fund şi valul se sparge pe plajă. Fenomenul este cunoscut sub numele de resac.Prin deferlare se înţelege ridicarea, aplecarea valului în faţă, îndoirea şi prăbuşirea crestei. Există trei tipuri de deferlare: deferlare în voltă când creasta se sparge înainte, fenomenul fiind characteristic hulelor regulate care se propagă liber pe plajă. Deferlare deversată atunci când creasta valului se sparge turbulent în faţa valului, fenomenul este determinat de existenţa vânturilor puternice care bat spre mal. Deferlare gonflată care se produce atunci când valurile au o înălţime mică şi se sparg cu spumă pe plajă.

Valurile seismice numite şi tsunami sunt valuri de translaţie şi se caracterizează prin faptul că transportă

masa de apă şi nu o saltă. Se manifestă prin ondulaţii mari de unde solitare care se propagă cu viteze de până la 500-800 km/oră. Sunt foarte periculoase deoarece lovesc ţărmul cu o forţă destructivă foarte mare şi inundă suprafeţe mari cu pagube catastrofale. Sunt încă vii în memorie efectele valului tsunami produs pe 26 decembrie 2004 în nord estul Oceanului Indian când s-au înregistrat aproape 300 000 victime fără a mai lua în considerarepagubele materiale.

Mareele Ca oscilaţii periodice a nivelului oceanelor şi mărilor sunt cauzate de forţele de atracţie ale aştrilor, Soare, Pământ, Lună, mărimea forţei fiind dependentă de poziţia pe care o au aceştia. Astfel, se ştie că forţa de atracţie a Lunii determină o ridicare a nivelului apei cu 563 mm, iar a Soarelui cu 246 mm, deci forţa de atracţie a Lunii este de 2,2 ori mai mare ca a Soarelui. Forţa de atracţie a aştrilor menţionaţi depinde foarte mult şi de poziţia acestora. Astfel că cea mai mare intensitate a acesteia se înregistrează când Luna este la conjuncţie şi la opoziţie, adică atunci când se poziţionează în linie în configuraţia Pământ, Lună, Soare, sau Lună Pământ, Soare, forţele lor de atracţie cumulându-se. Periodicitatea poziţiei Lunii la conjuncţie (Lună nouă) şi la opoziţie (Lună plină) face ca din 2 în 2 săptămâni mareele să fie mai puternice (ape vii), şi din 2 în 2 săptămâni, la primul şi al doilea pătrar când forţele de atracţie ale Lunii şi Soarelui sunt dispersate, intensitatea mareelor să fie mică (ape moarte).

79

La ţărm mareele se concretizează prin creşteri ale nivelului (flux) şi descreşteri (reflux) cu o perioadă de oscilaţie de 2 ori pe zi la un interval de 12h 25’. Deci în decurs de 24h 50’ vor fi două fluxuri şi 2 refluxuri. Unda de maree înconjoară Pământul în 24h 50’.

Amplitudinea apelor în perioada fluxului poate fi de 3-4 m la mările larg deschise şi poate ajunge la 15

18 m în strâmtori şi golfuri.Cea mai mare înălţime a fluxului se întâlneşte la Baya Fundy (Canada) de 19,6 m. În largul oceanelor amplitudinile nivelurilor la maree sunt mai reduse (0,5-1m), iar în mările închise aproape că lipsesc. În MareaNeagră, de exemplu, amplitudinea este de circa 10-12 cm. Valul mareic urcă foarte mult pe gurile de vărsare a unor râuri. Pe Elba urcă 150 km, pe Senegal aproape 400 km, iar pe Amazon circa 1000km cu valuri înalte de 4,5 m. Propagarea mareelor este dependentă de poziţia Lunii faţă de Pământ, de inerţia maselor oceanice şi de configuraţia bazinelor marine.În funcţie de caracteristicile lor mareele pot fi:- Diurne cu o singură ridicare şi coborâre într-o zi, frecvente în Oceanul Pacific pe Coastele Occidentale şi în Mediterana Americană.- Semidiurne cu 2 fluxuri şi 2 refluxuri în 24h 50’.- Mixte, când prin combinări locale apar 3-4 fluxuri şi refluxuri pe zi.

Curenţii oceanici

Sunt deplasări ale maselor de apă pe orizontală sau pe verticală determinate de vânturi permanente, de diferenţa de salinitate, densitate, temperatură şi nivel. Curenţii de suprafaţă afectează coastele şi transferă energiacalorică maselor de aer care se deplasează deasupra lor. Viteza de deplasare a curenţilor este mică în largul oceanului şi mai mare spre coastă cu valuri care ating între 1 şi 2,5 m, cum este Curentul Floridei.Curenţii au cea mai mare viteză la contactul cu atmosfera şi scade în adâncime, încât la 100 m abia sunt sesizabili, iar la 200 m mişcările se urmăresc numai prin diferenţele de temperatură şi de salinitate.

Caracteristici generale. Curenţii oceanici formează sisteme inelare care se deplasează în sensul acelor

de ceasornic în Emisfera Nordică şi în sens invers acelor de ceasornic în cea sudică. Circulaţia apelor în curenţii oceanici este influenţată de configuraţia bazinelor oceanice şi de rotaţia Pământului de la apus spre răsărit şi cuviteză mai mare la ecuator şi mai mică la cei doi poli. La contactul cu masele continentale se împart în două sau mai multe ramuri, îşi modifică direcţia şi tind să revină în punctul de plecare, formând sisteme inelare. Clasificarea curenţilor se poate face pe baza mai multor criterii: 1.După origine curenţii sunt: a) de fricţiune provocaţi de vânt care mişcă apele cu viteze mai mari la suprafaţă şi mai mici în adâncime. Ei pot fi curenţi de derivă provocaţi de vânturile regulate, curenţi de vânt provocaţi de vânturile periodice şi curenţi temporari generaţi de vânturi ocazionale. La rândul lor, curenţii de derivă, pot fi forţaţi, când urmează direcţia vântului care l-a generat şi liberi când prin inerţie depăşesc arealul vântului care i-a generat. b) provocaţi de gradientul de gravitaţie rezultă din diferenţele de nivel ale oceanului. După geneza acestor denivelări ale suprafeţei oceanului vom deosebi: - curenţi de scurgere când diferenţa de nivel a Oceanului este provocată de vărsarea apelor

80

curgătoare cu debite foarte mari, de căderea precipitaţiilor abundente sau de o evaporare intensă. -curenţii de nivelare când denivelarea suprafeţei Oceanului este produsă de aportul de apă

venită din altă parte sau când masele de apă din larg sunt îngrămădite spre mal şi după ce stă vântul apele tind să-şi refacă echilibrul.

- curenţi datoraţi diferenţei de densitate, iau naştere între două bazine cu densităţi diferite. De exemplu Curentul Gibraltar care aduce la suprafaţă apele din Oceanul Atlantic în Marea Mediterană în timp ce lafund, apele mai dense din Mediterana se scurg spre Oceanul Atlantic. c) mareici sunt cei care generează fluxul prin deplasarea maselor de apă din larg spre uscat şi refluxul cu sens invers. 2.După forma şi direcţia pe care o au curenţii pot fi: orizontali de suprafaţă sau de fund, verticali descendenţi (cascading) sau ascendenţi (upweling), liniari când nu-şi schimbă direcţia şi circulari care tind să aibă o mişcare inelară. 3. După temperatura pe care o au curenţii pot fi: calzi când aduc apă caldă de la latitudini mici spre latitudini mari şi reci de la latitudini mari spre latitudini mai mici.

Curenţii din Oceanul Atlantic sunt determinaţi de vânturile dominante sau permanente, de mişcarea de

rotaţie a Pământului şi sunt curenţi calzi şi reci.În categoria curenţilor calzi includem Curentul Ecuatorial de Nord care începe din dreptul Insulei Capul Verde, de la 20°lat.N şi se orientează spre vest mergând aproape paralel cu ecuatorul până în dreptul Insulei Puerto Rico. De aici se desface în două ramuri. Prima intră în Marea Caraibilor sub numele de Curentul Caraibilor care secontinuă în Golful Mexic şi iese spre ocean prin strâmtoarea Floridei sub numele de Curentul Floridei care atinge viteza de 2,1 m/s.Cea de-a doua ramură ocoleşte Insulele Antile pe la est sub numele de Curentul Antilelor care se continuă spre nord până întâlneşte Curentul Floridei şi reunite dau Curentul Golfului (Gulf Stream) care are o lăţime de circa 500 km. Apele acestuia au temperaturi de 25-26°C şi o salinitate de 36,5‰.La latitudinea nordică de 45° şi 35° longitudine vestică o ramură se curbează spre sud şi antrenează şi apele venite din adâncime sub formă deCurentul rece al Canarelor, închizând inelul nordic în al cărui gol, la latitudinea de 20-35 lat. N şi 40-75 long. V se află Marea liniştită a Sargaselor. În continuare ramura nord-estică cunoscută sub numele de Curentul Atlanticului de Nord dincolo de paralela 60° se împarte în alte două ramuri. Prima continuă, spre nord est şi formează Curentul Norvegiei din care se desprinde spre nord Curentul Spitzbergen, iar spre Est Curentul Capului Nord continuat prin Curentul Murmansk în Marea Barentz şi în final Novaia Zemlea. Cea de a doua ramură a Curentului Nord Atlantic se orientează spre nord vest pe la sud de Islanda sub numele de Curentul Irming continuat prin Curentul Groenlandei de Vest. Aceşti curenţi calzi aduc în Oceanul Artic ape mai dense care se afundă între două straturi cu temperatură mai scăzută formând un curent cald de adâncime.În categoria curenţilor reci includem Curentul Labradorului care coboară din Golful Hudson şi Curentul Groenlandei de Est. În Atlanticul de Sud, există Curentul Ecuatorial de Sud care porneşte de la ţărmul Africii, se orientează spre vest până în dreptul capului San Roque unde se împarte în două ramuri. Prima scaldă ţărmul continentului Sud American sub numele de Curentul Guyanei şi se uneşte cu Curentul Caraibilor, iar a doua ramură se orientează

81

spre sud-vest sub numele de Curentul Braziliei. În partea de sud a continentului, acest curent se întâlneşte cu Curentul rece Falkland şi se continuă spre est prin Curentul de Derivă al Vânturilor de Vest. În apropierea coastelor Africii din acesta se desprinde Curentul rece al Benguelei care închide circuitul. Între cei doi curenţi ecuatoriali apare Contra Curentul Ecuatorial sub forma unui curent de compensaţie cu direcţia de la vest spre est.

Curenţii din Oceanul Pacific se grupează în două circuite, unul nordic în sensul acelor de ceasornic şi

altul sudic în sens invers acelor de ceasornic.Circuitul nordic îşi are originea între paralele de 10-20° latitudine nordică şi meridianele de 90-120° longitudine vestică. Se orientează spre vest sub numele de Curentul Ecuatorial de Nord, până în dreptul Insulelor Filipine, unde se împarte în două ramuri. Prima ramură intră în Marea Banda, iar cea de a doua se orientează spre nord-vest sub numele de Curentul Kuro Shiwo. Din acesta, o parte intră în Marea Galbenă, Strâmtoarea Coreei şi Marea Japoniei sub numele de Curentul Ţuşima, restul masei de apă orientându-se spre nord est.De la ţărmurile Japoniei curentul Kuro Shiwo se orientează spre nord est sub numele de Curentul Pacificului de Nord care la longitudinea vestică de 145° se bifurcă. O ramură porneşte spre sud sub numele de Curentul rece al Californiei care închide circuitul, iar cea de a doua se continuă spre nord sub numele de Curentul Alaskăi care trece prin sudul peninsulei Alaska şi pătrunde în Marea Bering. Dinspre nord coboară Curentul rece al Kamceatkăi, continuat cu Oya-Shiwo sau Kurile.Circuitul sudic îşi are originea în apropierea Insulelor Galapagos, străbate Oceanul spre vest sub numele de Curentul Ecuatorial de Sud până în regiunea Insulei Noua Guinee de unde se împarte în două ramuri.Prima pătrunde printre insulele Oceaniei iar a doua se orientează spre sud sub numele de Curentul Australiei de Est până întâlneşte Curentul rece al Vânturilor de Vest şi se orientează împreună spre est. La ţărmul Americiide Sud din acest curent se desprinde Curentul rece al Perului (Humboldt) care închide circuitul sudic.Şi în Oceanul Pacific între Curenţii Ecuatoriali de Nord şi de Sud se formează un Curent Ecuatorial Contrar orientat vest est pe ecuator.

Curenţii din Oceanul Indian conturează foarte bine inelul sudic care porneşte din bazinul Australiei de

Vest dintre latitudinea de 10°latitudine sudică şi Tropicul Capricornului prin Curentul Ecuatorial de Sud care curge de la est spre vest până în dreptul insulei Madagascar unde se împarte în două. Pe la est de insulă trece Curentul Madagascar, iar între insulă şi continent Curentul Mozambicului prin strâmtoarea cu acelaşi nume. Prin unirea celor doi curenţi se formează Curentul Acelor care atinge viteze de până la 2,2 m/s până intră în Curentul rece al Vânturilor de Vest şi cu el se orientează spre est. În dreptul Australiei din acest curent se desprinde spre nord Curentul rece al Australiei de Vest care închide circuitul. Din curentul ecuatorial de sud se desprindeun Curent Ecuatorial Contrar cu orientare vest-est ca şi în cazurile anterioare.În partea de nord a Oceanului Indian circulaţia apelor este sub influenţa vânturilor musonice. Astfel, vara în timpul musonului de sud-vest din Curentul Ecuatorial de Sud pleacă în afară de Curentul Mozambicului şi Curentul Somaliei care apoi se abate spre est spre India până în Golful Bengal. În perioada de iarnă în timpul musonului nordestic, direcţia se inversează şi curge din Golful Benegal spre vest sud vest Curentul musonic de iarnă care ocoleşte Insula Sri Lanka şi se îndreaptă spre Peninsula Somalia până la coastele Africii, se întoarce spre est şi se integrează în Curentul Ecuatorial Contrar.

82

Curenţii din Oceanul Arctic sunt generaţi de acumularea apelor din Atlantic şi din marile fluvii

siberiene şi canadiene, surplusul scurgându- se sub forma curenţilor Groenlandei de Est şi Labradorului înOceanul Atlantic şi prin curentul Kamciatcăi în Oceanul Pacific. Aceşti curenţi deplasează anual spre sud circa 20 000 km3 de gheaţă sub forma icebergurilor.

Importanţa curenţilor oceanici este foarte mare, deoarece transportă cantităţi foarte mari de energie de la latitudini mici spre cei doi poli, contribuind la modificarea substanţială a climei. Ca urmare a influenţei Curentului Atlanticului de Nord şi a Curentului rece al Labradorului între Canada şi Europa Vestică la latitudini echivalente sunt mari diferenţe de temperatură. Între 55° şi 70° latitudine nordică în timp ce în Canada temperatura medie anuală variază între 0 şi –10°C în Europa sunt între 0° şi +10°. În acelaşi spaţiu perioada fărăîngheţ este în Canada de 60 zile/an, iar în Europa de 150-210 zile/an.Circulaţia curenţilor oceanici influenţează şi repartiţia precipitaţiilor care pe coastele estice ale continentelor sunt abundente în timp ce pe coastele vestice predomină arealele deşertice.La interferenţa curenţilor reci cu cei calzi sunt de regulă cele mai favorabile areale de pescuit, deoarece curenţii reci bogaţi în oxigen au cantităţi mari de plancton. Acesta la contactul cu curenţii calzi moare din cauza inadaptării la temperaturi ridicate şi devine masă organică şi hrană a faunei piscicole.

83

GEOMORFOLOGIE

Factorii genetici ai reliefului

Principalii factori morfogenetici sunt: rocile şi structurile geologice, energiile (interne şi externe), agenţii şi procesele geomorfologice. Acestea se mai subdivide în: factori pasivi (sau primordiali) şi activi. Factorul primordial, dar pasiv, îl reprezintă rocile, iar cei activi cuprind energiile interne (sau factorii interni) şi factorii externi. Factorii interni includ energiile interne care pot modela scoarţa (căldură, presiune, tensiuni, curenţi de materie, mişcări tectonice, plus reacţii chimice, magnetism terestru, sarcini electrice, gravitaţie) prin procese tectonice de tip orogeneză, epirogeneză, mişcarea plăcilor, vulcanism, cutremure etc. Aceşti factori realizează: două tipuri de scoarţă terestră – bazine oceanice şi continentale (de orogen şi de platformă), un sistem global al plăcilor tectonice, lanţuri de munţi, dorsale, o hipsometrie globală ş.a. Factori externi asociază energiile (solară, hidraulică etc.) şi procesele care acţionează asupra rocilor la exteriorul scoarţei terestre. Agenţii care vehiculează energii sunt: apa curgătoare şi cea marină, gheaţa, vântul, organismele şi omul. Procesele premergătoare acestei acţiuni a agenţilor sunt: dezagregarea, alterarea, dizolvarea, procese gravitaţionale şi toate au ca rezultat pătura de alterări şi microforme. În cadrul acestora o clasă aparte o formează procesele de versant, care sunt mult mai active şi pe suprafeţe restrânse se îmbină acţiunea mai multor procese. Şi agenţii acţionează prin procese specifice: eroziune, transport şi acumulare. Ele poartă numele agentului (fluviatile, eoliene etc.) sau al regiunii climatice (procese periglaciare). Clima are rol de control asupra proceselor geomorfologice; schimbările climatice, sau ale unui element climatic, conduc la modificarea intensităţii proceselor şi a combinării lor în teritoriu. Interacţiunea între factorii interni şi externi reprezintă o însumare a forţelor respective pe timp îndelungat. De altfel, relieful mai este definit şi ca „rezultanta dintre forţele interne şi cele externe pe anumite perioade de timp”. Rezultă că şi timpul este un factor morfogenetic; el schimbă evoluţia reliefului. Această schimbare se face în fapt prin modificarea ratei şi ritmului tuturor (sau unora) tipurilor de modelare în timp. În acest proces mereu schimbabil există perioade cu tendinţe de echilibru între factorii interni şi externi, materializate în forme de relief de echilibru, şi momente de rupere a echilibrului după care se tinde către un alt echilibru. Majoritatea perioadelor sunt de echilibru dinamic.

GEODINAMICA RELIEFOSFEREIStructura Terrei, plăcile tectonice, lanţuri muntoase

Structura litosferei se încadrează structurii Pământului în general. Aceasta se compune dintr-un nucleu(între 2900-6400 km), mantaua împărţită în trei (inferioară sau mezosfera, între 700-2900 km; astenosfera – vâscoasă şi cu lenţi curenţi de convecţie, între 150-700 km; mantaua superioară – solidă, cu densitate de 3,3,

84

situată între 70-150 km) şi crusta (scoarţa) groasă de 10-60 km, formată din două tipuri de scoarţe – continentală (de tip granitic, cu densitate de 2,7) şi oceanică (bazaltică, cu o grosime de 3-7 km şi o densitate de 3-3,2). Oceanele stau pe locurile unde aflorează scoarţa bazaltică (lipseşte scoarţa continentală).Foarte important pentru geodinamică este faptul că mantaua superioară (solidă) face corp comun cu crusta, rezultând litosfera. Aceasta „pluteşte” pe astenosferă şi se subdivide în calote sferice numite plăci.

Tectonica plăcilor (geodinamica litosferei) este o teorie iniţiată de H. Hess (1960, prin articolulExtinderea fundului oceanic) şi confirmată şi completată ulterior de mai mulţi autori, mai ales în urma expediţiei oceanice a vasului Challanger (între 1968-1973). S-a dovedit că litosfera se compune din 8 plăci mari (euroasiatică, africană, două plăci americane, antarctică, indo-australiană şi pacifică de est şi de vest) la care se adaugă plăci intermediare (arabică, somaleză, Nazca,Cocos, filipineză ş.a.) şi microplăci (Moesică, a Mării Negre etc.). Plăcile sunt despărţite de despicături adânci numite rifturi şi de fose continuate cu suprafeţe de încălecare numite planuri Benioff, pe care plăcile vecine se încalecă. Fiecare placă este formată din scoarţă oceanică şi continentală, cu excepţia celor pacifice.Curenţii din astenosferă ca şi mişcarea de rotaţie a Pământului fac ca plăcile să se mişte pe astenosferă, de obicei sub formă de rotire şi deplasare laterală, cu 1-12 cm/an (100 km într-un milion de ani). Originea mişcării laterale se află în rift, unde iese periodic materie bazică din astenosferă care se sudează sub formă de fâşie de acreţie (marcate de magnetism remanent) la marginea riftului şi a fiecărei plăci. În felul acesta are loc expansiunea fundului oceanic şi respectiv naşterea unui ocean. În acelaşi timp, mediana oceanică cu rift se tot înalţă luând naştere dorsala medio-oceanică, ce se ridică cu 2000-3000 metri peste platourile fundurilor oceanice. Totodată, transversal pe rift, apar falii transformante care împart dorsala şi fundul oceanelor în praguri de tip horst şi depresiuni. Crestele rifturilor se înalţă cu 1000-2000 m peste adâncul despicăturii, sunt formate din vulcani şi adesea impun chiar insule (Azore, Islanda etc.).După un maximum de expansiune, oceanul se închide prin subducţia şi topirea, în astenosferă, a fundului bazaltic, în timp ce materia continentală rămâne mereu la suprafaţă, dar se uneşte în continente mai mari sau se împarte în altele mai mici. O dată cu închiderea unui ocean se deschid altele, în aceeaşi proporţie, litosfera în sine rămânând aceeaşi, reciclarea făcându-se numai pentru scoarţa bazaltică. Se pare că iniţial (o dată cu apariţia crustei şi a litosferei) a fost un singur continent (Pangeea) şi un singur ocean (Pantalassia) respectiv un Ocean Pacific mai mare. Megacontinentul s-a despărţit pe un rift est-vest în care s-a născut Oceanul Tethys, retrăgându-se echivalent Pacificul. Apoi Tethysul s-a închis născându-se aici lanţul muntos alpino-himalayan şi concomitent, acum circa 200 milioane de ani, s-a format Indianul şi Atlanticul. Acesta din urmă continuă să se lărgească în detrimentul reducerii Pacificului.Reducerea şi închiderea unui ocean se fac prin subducţia pe planul Benioff a marginii sale sub o placă ce are deasupra materie continentală mai uşoară. Pe aliniamentul de subducţie, în ocean, apar cele mai adânci fose, iar pe partea continentală se încreţesc şi se ridică munţi, străpunşi de vulcani. Tot pe aceste aliniamente apar şi cele mai puternice cutremure.

Naşterea munţilor este în strânsă legătură cu aliniamentele de contact dintre oceane şi continente, caresunt de două feluri: margini active (între două plăci) şi pasive (contact pe aceeaşi placă). La marginile active (exemplul actual, marginea Pacificului de Vest) se nasc lanţuri de munţi cutaţi, prin subducţia plăcii bazaltice oceanice şi încreţirea, peste planul Benioff a marginii active continentale. Focarele seismice au indicat aici adâncimi de subducţie de până la 700 km. În realitate există trei tipuri de mecanisme prin care iau naştere munţii cutaţi: subducţie, obducţie şi coliziune. Ca tip de subducţie se indică lanţul americano-andin, dar şi arcurile muntoase insulare din marginea occidentală a Pacificului. Obducţia este oarecum opusă subducţiei în sensul că o crustă oceanică încalecă peste una continentală (au loc cutări intense care asociază roci ultrabazice, ofiolite cu sedimente oceanice de tip fliş şi radiolarite, ca în sud-estul Pacificului, în arhipelagurile muntoase din Noua Guinee, unde placa oceanică indo-australiană încalecă peste marginea plăcii nord-pacifice). Laţurile muntoase de coliziune apar după închiderea unui ocean, cum a fost Tethysul, când s-au ciocnit două continente. Există şi lanţuri intracontinentale de coliziune, formate prin cutarea unor sedimente continentale depuse pe fâşii mai instabile ale crustei continentale (bazine sedimentare sau fracturiimportante), supuse unor presiuni venite dinspre margini continentale; un exemplu sunt Pirineii, cu o zonă axială cristalină precambriană, de pe care au alunecat şi s-au cutat simetric sedimente spre nord şi spre sud. Uneori cele trei tipuri de mecanisme se interferează în timp, creând lanţuri compozite.

85

Marginile pasive şi bombările marginale reprezintă al doilea tip de contact ocean-continent, situat pe osingură placă, dar cu posibile ridicări montane. Este vorba în special de scuturi, ca resturi ale Gondwanei şi Laurasiei, care spre ocean s-au ridicat destul de puternic pe aliniamente de flexuri. Apar abrupturi spre ocean, sub două forme: abrupturi relativ uniforme (ghirlanda montană arabică din Hadramant şi Assif Yemen, care urcă la peste 3700 m, sau ghirlanda scandinavă ce se ridică la peste 2400 m) şi abrupturi în trepte marcate de suprafeţe de nivelare separate prin denivelări de 100-300 m (exemplu, bordura scutului african spre oceanele Indian şi Atlantic, mai ales în Gabon, Zambia şi Angola, unde suprafeţele de nivelare apar la circa 2000 m, 1500-1800 m, 700-1100 m şi sub 500 m).Explicarea acestor ridicări ale marginilor pasive este încă neclară: împingeri laterale şi ridicări din cauza diferenţei de grosime şi densitate a celor două tipuri de crustă; transfer de căldură şi materie astenosferică spre şi sub continent, cu subsidenţă în platforma continentală; ridicări sacadate impuse de perioade de eroziune care au creat suprafeţele de nivelare, uşurând continentul, şi acumulări pe platforma continentală care o îngreunează şi le produc subsidenţă.

Continente, bazine oceanice, curba hipsografică

Dacă secţionăm suprafaţa terestră cu o serie de profile rezultă două categorii de forme (de ordinul III), continente şi bazine oceanice, care împreună se caracterizează printr-o serie de trepte ce pot fi generalizate în aşa-zisa curbă hipsografică a Pământului.

Continentele sunt uscaturile globului. Dar, din punct de vedere geologic ele sunt un tip de scoarţăcompusă din două-trei pături de roci: bazaltică, plus granitică, plus sedimentară. Specifică este pătura granitică ce are o grosime de 15-20 km sub platforme şi 30-40 km sub lanţurile muntoase. Pătura bazaltică are până la 10 km (sub oceane numai 5 km), iar pătura sedimentară poate atinge 10-20 km grosime dar poate şi lipsii pe alocuri. În suprafaţă, rocile sedimentare apar însă pe 75% (inclusiv sub oceane). Continentele, ca uscaturi, ocupă 71% din suprafaţa Terrei dar, ca scoarţă de tip continental, se ridică la 50%, incluzând şi platformele şi abruptul continental de sub oceane. Structura scoarţei continentale se compune din orogen şi platforme, uneori şi avantfose (sau depresiuni marginale). a)Orogenele au o scoarţă mult mai groasă, formează lanţurile muntoase, în principal lanţul vest-american şi cel Alpino-Himalaian, au o structură mozaicată (cute, şariaje, falii, blocuri cristaline amestecate cu sedimentary şi roci vulcanice) şi comportă o labilitate tectonică mare (mişcări importante peverticală, chiar cutări).

b)Platformele reprezintă o scoarţă continentală mult mai subţire, au o structură bine definită formată dintr-un soclu cristalin şi cu intruziuni magmatice, nivelat ca o peneplenă, peste care se află mai multe pături sedimentare (uneori lipsesc şi platforma se numeşte „scut”). c)Avanfosele sunt depresiuni geologice situate la exteriorul unui lanţ muntos care se colmatează cu sedimente coborâte din munte şi din platformele vecine; prezintă mişcări subsidente de lungă durată, iar fundamentul lor secompune atât din orogen, cât şi din platformă, între ele existând aliniamente de falie.Din punctul de vedere al reliefului, pe avanfose iau naştere reliefuri submontane de tip Subcarpaţii şi piemonturi.

Oceanele reprezintă gropi enorme, de nivel planetar, umplute cu apă. Sub aspect geologic sunt definiteprin scoarţă de tip bazaltic, cu densitate mare, apropiată de cea a mantalei superioare, lipsindu-i pătura granitică, iar cea sedimentară este redusă. Scoarţa de pe fundul oceanelor se naşte în rifturi şi se reciclează prin aliniamentele de subducţie, unde ajunge din nou în astenosferă.

Treptele morfologice ale globului se materializează grafic în curba hipsografică. Acestea coincid cu poziţia altimetrică a formelor majore de relief (ordinul IV) atât de pe continent, cât şi sub ocean. Aceste trepte sunt: munţi şi podişuri înalte, câmpii şi platouri joase, platforma continentală, abruptul continental (între minus 200-3000 m), platforma sau platoul oceanic (între minus 3000-5000 m), dorsalele oceanice (între minus 3000-200 m), fosele oceanice (între minus 5000-11034 m). Mişcări ale scoarţei cu importanţă pentru relief

86

Este vorba de mişcări în principal tectonice, dar şi de alt tip, cu importanţă pentru relief, cum ar fi cele de subsidenţă sau chiar oscilaţiile nivelului de bază oceanic, important pentru eroziune, dar şi pentru sedimentare. Clasificările geologice ale acestor mişcări se referă în special la structurile geologice cărora le dau naştere (cute, şariaje, faliate etc.), pe când geomorfologia este interesată de efectul lor geomorfologic, respectiv procese şi forme create.

Orogeneza reprezintă mişcările care conduc la formarea de munţi (cute, şariaje, falii, înălţări importante,chiar coborâri locale care formează depresiuni) sau platouri înalte, inclusiv nuanţe de tip bloc sau masive.

Epirogeneza este o mişcare lentă de înălţare (pozitivă) sau de coborâre (negativă) care afecteazăobişnuit regiunile de platformă. Ele alternează, producând regresiuni şi transgresiuni marine. Crează câmpii şi podişuri şi stimulează eroziunea sau acumularea (cele negative).

Izostazia reprezintă o mişcare de echilibrare compensatoare: o regiune ocupată de calote glaciarecoboară şi, în alte părţi, terenul se ridică; o regiune erodată se ridică, iar alta unde s-au depus sedimente coboară; pe regiunile în ridicare este stimulată eroziunea, iar pe cele în coborâre acumularea.

Vulcanismul construieşte, prin veniri de lave şi prin explozii, diferite forme de relief, dar golirile unorspaţii de magmă pot provoca lăsări locale.

Cutremurele se localizează pe fracturi şi discontinuităţi ale scoarţei şi pot provoca prăbuşiri, alunecări,crăpături, catastrofe economice şi umane.

Eustatismul reprezintă ridicări sau coborâri ale nivelului de bază (oceanic, marin, local) cu influenţeasupra eroziunii şi acumulării, inclusiv cu naşterea unor forme cum ar fi terasele.

Transformarea unui lanţ muntos în platformă şi peneplenă Un lanţ montan se naşte în circa 20-50 milioane de ani prin procese tectonice şi în mai multe faze şi etape, iar apoi poate fi distrus de către eroziune într-un timp echivalent şi transformat într-o câmpie colinară numită peneplenă. Etapa primă, sau prepararea viitorului lanţ de munţi, începe cu deschiderea şi lărgirea unui geosinclinal, care acumulează tot mai multe sedimente şi suportă mişcări continui de lăsare.

Urmează faza de inversiune a mişcărilor, când geosinclinalul începe să se restrângă, iar fundul său şisedimentele încep să se ridice şi să se cuteze. Noua etapă se încheie cu faza de închidere totală a geosinclinalului (ca fost ocean) şi începe etapa orogenezei; se realizează arcuri şi segmente muntoase, iar în faţa lor, în mod compensatoriu, începe formarea avanfosei care va acumula sedimente venite prin eroziunea orogenului. Urmează faza ridicărilor în bloc a segmentelor şi lanţului muntos, care antrenează (şi cutează uşor) şi avanfosa, dar şi marginile unor platforme din jur, pe care le transformă în dealuri, podişuri şi câmpii ce evoluează pendinte de câte un mare segment montan; iau naştere domeniile geomorfologice (compuse din munţi, dealuri,podişuri şi câmpii). Este de reţinut un fapt: în procesul restrângerii geosinclinalului, scoarţa nouă de orogen se îngroaşe foarte mult, atât către în sus (lanţul montan), dar şi către în jos prin aşa-zisa rădăcină a munţilor care se implantează mult în astenosferă. În evoluţia următoare, a orogenului, pe prim plan trece eroziunea. Aceasta îndepărtează continuu cantităţi mari de roci făcând ca muntele să devină mai uşor şi cu timpul să se reînalţe. Concomitent, la marginea muntelui sau chiar în interior, se formează suprafeţe de eroziune. Procesul se repetă sacadat, cu două efecte: ridicarea tot mai mult a rădăcinii muntelui şi scăderea sacadată a înălţimilor montane până când în locul muntelui ia naştere o peneplenă. În felul acesta scoarţa groasă de orogen s-a subţiat, devenind scoarţă de tip platformă. Urmează două posibilităţi: fie această scoarţă suferă mişcări epirogenetice de coborâre şi deasupra soclului peneplenat se depun strate sedimentare, fie o parte a regiuni este cuprinsă de mişcări de faliere şi înălţare a unor blocuri la peste 1000-2000 m, devenind masive muntoase. Este cazul unor aşa-zişi munţi hercinici (Masivul Central Francez, Masivul Boemiei ş.a.) sau a unor porţiuni din sudul Africii (Munţii Scorpiei) sau din Podişul Brazilian (porţiuni ridicate din vechile continente Gondwana şi Laurasia).

Structura continentelor. Evoluţia repetată de la orogen spre platformă şi reluarea în ridicări ulterioare a unor porţiuni de platformă au condus la o structură în benzi sau fâşii de vârste tot mai noi a continentelor, ultima fâşie fiind cea a orogenului alpin. De exemplu, Europa începe cu Scutul Baltic (care s-a consolidate puternic într-o lungă perioadă

87

precambriană când au avut loc circa 20 de orogeneze), de la care spre sud urmează fâşia caledonică (paleozoicul inferior), hercinică (paleozoicul superior) şi orogenul alpino-carpatic (mezozoic şi neozoic).

PROCESE GEOMORFOLOGICE EXTERNE

Procesele fizico-chimice Procesele fizico-chimice sunt: dezagregarea, alterarea şi dizolvarea.

1. Dezagregarea este un proces fizic care duce la fărâmiţarea rocilor în bucăţi mai mari sau mai mici, pemai multe căi: insolaţie, îngheţ-dezgheţ, umezire-uscare, cristalizarea unor substanţe, acţiune biologică.

Insolaţia provoacă dilatări şi contractări ale rocii, în special de la zi la noapte (diurnă). Este maximă înregiunile deşertice, mai ales pe abrupturi. Rezultă grohotiş sau detritius, de dimensiuni diferite în funcţie de compoziţia rocii şi de conductibilitatea sa termică.

Îngheţ-dezgheţul formează un cuplu care conduce la îngheţul apei pătrunsă în roci pe diferite crăpături.Apa îngheţată îşi măreşte volumul cu 1/11, provocând presiuni de 2000-6000 kg/cm2. Fenomenul este frecvent pe zona de la limita zăpezilor veşnice, unde temperatura oscilează des peste şi sub zero grade. Rezultă un grohotiş, ale cărui fragmente au mărimi în funcţie de gelivitatea rocii (microgelive, macrogelive). Se adaugă şi materialele fine până la nisip şi loess.

Umezirea-uscarea alternative conduc la slăbirea coeziunii rocilor, cu precădere a celor argiloase.Argilele umede îşi măresc volumul cu 1/3. Astfel au loc cutări, alunecări, iar pe timp uscat se produc contractări şi crăpături, plus săruri precipitate.

Dezagregarea biologică se produce prin presiunea rădăcinilor pătrunse în crăpături, în special subpădure (circa 30-50 kg/cm2). Contribuie şi animalele, mai ales microorganismele care, alături de rădăcini, produc fărâmiţarea rocilor pe cale biochimică.

Cristalele, care se formează pe anumite crăpături din soluţiile întâmplătoare, pot provoca presiuni de100-1000 atmosfere, îndeosebi în deşerturi.

Dezagregarea complexă reprezintă o acţiune combinată între forţele mecanice şi acţiunile de alterare chimică şi dizolvare.

2.Alterarea chimică fărâmiţează şi schimbă natura petrografică (chimică) a rocii. Agentul principal al alterării este apa care se disociază în ioni de hidrogen şi hidroxil (OH), acţionând asupra rocii ca bază sau ca acid. Descompunerea creşte cu temperature şi cu umiditatea. Este stimulată şi de vegetaţie şi de procesele bacteriologice din sol, prin aceea că apa se încarcă cu diferiţi acizi. Alterarea afectează puternic părţile mai proeminente sau colţurile rocii (legea colţurilor conduce la rotunjirea unei bucăţi derocă). Alterarea se produce pe patru căi chimice. a.Oxidarea foloseşte oxigenul din aer şi apă. Sunt afectate îndeosebi rocile consolidate la mari adâncimi, lipsite de oxigen (rocile metamorfice şi magmatice).În contact cu oxigenul rocile produc oxizi şi hidroxizi. Bacteriile autotrofe produc oxidarea unor elemente pentru obţinerea bioxidului de carbon. În regiunile tropicale oxidarea (din aer) conduce la formarea unor cruste lucioase cu efecte luminoase diferite.

88

b.Hidratarea este procesul prin care unele minerale absorb apă, fie moleculară, fie ca apă de constituţie. Mineralul se dezintegrează până la afânare. Se produc compuşi numiţi hidraţi, care conduc la distrugerea rocii. Apare şi un proces invers, de deshidratare, mai ales în regiunile semiaride; astfel prin pierderea apei roca se distruge. c.Hidroliza, sau descompunerea unor săruri, în prezenţa apei, în baza şi acidul din care provin. Multe elemente mineralogice au caracter de săruri şi pot hidroliza. Aşa sunt de exemplu silicaţii, ale căror baze (de calciu, de potasiu etc.) se separă de acidul aluminosilicic. d.Carbonatarea este acţiunea apei încărcată cu bioxid de carbon asupra mineralelor din roci. Calcarul este roca cea mai puternic atacată prin carbonatare, dar în mare măsură şi rocile vulcanice. Vieţuitoarele au un rol mare în alterare (alterarea biologică). De exemplu, prin fotosinteză se extrag anual 1,5x1011 tone de bioxid de carbon şi se cedează tot atâta oxigen. Descompunerea (putrezirea) organismelor emană o cantitate mare de dioxid de carbon transformat apoi în acid carbonic. O serie de ierburi şi arbori extrag silice. Bacteriile autotrofe au un rol deosebit în alterare; astfel într-un mm3 se pot găsi până la un miliard de coci; o păpădie care s-ar înmulţii într-un mediu continuu optim ar acoperii tot uscatul în 10-12 ani etc. 3.Dizolvarea atacă roca pe cale fizico-chimică, dar adesea concomitent cu alterarea chimică. Agentul principal este apa. Specifică este dizolvarea calcarului, a sării şi a gipsului. Solubilitatea calcarului, în apă, în prezenţa dioxidului de carbon creşte de 10 ori şi se transformă în bicarbonat de calciu care, la rândul său se dizolvă de 30 de ori mai repede. Relieful rezultat în urma proceselor fizico-chimice este de mărime minoră (relief minor). Dezagregarea lasă în urma ei următoarele tipuri de forme: crăpături, vârfuri (piramidale, ţancuri, colţi, ace), turnuri, coloane, creste (zimţate, crenelate, custuri, creste de cocoş), trepte (poliţe, brâne, surplombe), pereţii verticali (ziduri ciclopice), strungi, şanţuri, jgheaburi, ciuperci, babe, sfincşi, iar grohotişurile formează glacisuri,râuri de pietre (horjuri), mări de pietre. Alterarea dă naştere la: arenă granitică, blocuri sferoidale, tafonii, patina deşertului, căpăţâni de zahăr etc. Dizolvarea realizează: lapiezuri, doline, alveole, pungi de terra rossa, peşteri, avene etc. Scoarţa de alterare reprezintă acumularea, la suprafaţa rocilor în loc şi pe suprafeţe nu prea înclinate, a materialelor de alterare şi dezagregare sub formă de pătură acoperitoare. Ea are o importanţă cu totul aparte deoarece prin prelucrarea părţii sale de suprafaţă, cu ajutorul apei şi al organismelor, printr-un aşa-zis procesde pedogeneză, se formează solul. Pătura de alterare şi unele roci similare (loessul) sunt mame de sol.Scoarţa de alterare este afânată şi are următoarea structură în profil complet: orizont argilos (deasupra), orizont argilo-detritic, orizont detritic şi roca fisurată.Foarte importante sunt proprietăţile scoarţei de alterare: structura (amintită mai sus), compoziţia fizico-chimică (deosebită de roca subiacentă), mobilitatea, permeabilitatea împreună cu capilaritatea, culoarea (diferită după tipul de climă).Există următoarele tipuri zonale ale scoarţei de alterare: detritic (clastic, litogen) în climatul rece; argilo-siallitic (sub climatul temperat oceanic); terra rossa (sub climat mediteraneean); carbonato-siallitic (temperat continental); halosiallitică (în deşert); allitică şi ferallitică (ecuatorial), lateritică (în savane).

Procese gravitaţionale. Deplasarea materialelor pe pante

Deplasările de mase (autodeplasarea) reprezintă mişcarea materialelor, alterate sau nu, pe un areal sau o suprafaţă înclinată. Ea îmbracă aspect areal. Există deplasări şi pe calea unui agent (râu, gheţar), formă ce se numeşte transport. Ambele constituie mişcarea maselor. Diferenţa între materialele deplasate de pe un anume loc şi cele formate în acelaş timp prin alterări se numeşte bilanţ morfogenetic.

Forţele motrice ale deplasării şi factorii favorizanţi. Forţa principală a deplasărilor pe pante o reprezintă gravitaţia, dar ea se exercită prin intermediul legii pantei. La acestea se adaugă şi aşa-zisele forţe motrice care contribuie la declanşarea mişcării: greutatea maselor,

89

modificările de volum. În afara forţelor motrice mai există şi factori care influenţează deplasarea: pantă, coeziunea rocilor, frecarea şi vegetaţia. Greutatea maselor. Pentru a se pune în mişcare materialele au nevoie de o anume greutate care poate fi modificată prin veniri de noi materiale din părţile superioare, prin acumulare de apă sau suprapunerea unor construcţii. Pentru declanşare este nevoie ca greutatea să depăşească un punct critic numit panta limită (care la nisip este de 280, iar la grohotiş de 450). Depăşirea greutăţii pentru o pantă limită se numeşte prag de declanşare. Modificările de volum pot declanşa şi ele mişcarea maselor şi se produc prin: oscilări de temperatură a maselor şi prin umflarea şi contractarea argilelor şi coloizilor (opusul cristaloidelor, au un aspect gelatinos). Micromişcările acestor materiale se pot produce şi pe pante de 5-20. Panta este elementul prin care se materializează morfologic forţa de gravitaţie.Ea se manifestă însă nu numai prin înclinare, sau unghiul de pantă, ci şi în funcţie de proprietăţile rocii şi coeficientul de frecare. Acesta din urmă intervine mai ales când unghiul de pantă este mic şi impune pragul de oprire al mişcării. Coeziunea rocilor. Rocile puţin coezive (nisipul, pietrişul, argila) au o mobilitate iniţială favorabilă mişcării. Rocile coezive pot deveni mobile prin alterare şi dezagregare; au deci o coeziune dobândită. Cea mai mare mobilitate iniţială o are argila care gonflează, alunecă, poate antrena în alunecare şi alte roci.Mobilitatea iniţială şi alterarea selectivă a rocilor contribuie esenţial la adaptarea reliefului la petrografie. Frecarea, la roci, este de două feluri: internă şi externă; ambele se opun mişcării.Dar, frecarea internă este în funcţie de mai mulţi factori: indicele golurilor şi suprafaţa de contact a particulelor, apoi, creşte cu presiunea (către în jos), creşte în josul pantei, devine mai mică atunci când materialele sunt în mişcare, descreşte în prezenţa apei şi a argilei, descreşte de la particulele colţuroase la cele rotunde. Un rol aparte îl are starea fizică a mişcării: solidă (prăbuşiri), semisolidă (umedă şi afânată-nisip), plastică (argilaumedă), de curgere (noroi). De asemenea, frecarea are mare importanţă în formarea profilului de echilibru al versantului; în josul pantei creşte frecarea, dar în acelaş sens se înmulţesc şi factorii care reduc frecarea şi facilitează evacuarea materialelor (apa, umectarea, alterarea), netezind şi uniformizând pantele. Vegetaţia, contrar aparenţei, nu frânează cantitativ evacuarea materialelor pe pantă.Opresc însă evacuările bruşte şi rapide sub formă de exemplu de alunecări şi provoacă o evacuare lentă, dar continuă şi sub formă de soluţii. Aceasta, deoarece vegetaţia menţine umezeală, care, împreună cu rădăcinile şi acizii organici măresc alterarea. Intensitatea şi periodicitatea deplasării sunt foarte variabile în timp. În mare, se poate observa o periodicitate climatică anuală a accelerării deplasării, specifică fiecărei zone sau etaj climatic: în regiunile reci, la dezgheţ; în cele temperate, toamna şi primăvara; în deşerturile calde ritmicitatea este diurnă; în regiunile cu două anotimpurideplasarea principală se realizează în sezonul ploios etc. Cantitatea absolută a evacuării apare însă conjunctural în fiecare zonă, iar pe timp de un an cea mai mare este în regiunile ecuatoriale şi în cele cu două anotimpuri (unul secetos).Există două categorii principale de deplasări: bruşte (prăbuşiri, alunecări, curgeri) şi lente (deplasări uscate, creepingul, deraziunea, solifluxiunea, sufoziuneaşi tasarea). Prăbuşirile de teren sunt căderi bruşte de particule sau mase, pe pante unde frecarea este redusă la maximum sau lipseşte. Există două tipuri: prăbuşiri individuale şi prăbuşiri în masă. Prăbuşirile individuale se produc prin desprinderi individuale din versantul abrupt format din roci dure. Căderea este liberă (când abruptul are 900 sau este surplombat) sau prin rostogolire. Aceste prăbuşiri au ritm climatic (la îngheţ).Declanşarea se face mai ales la îngheţ-dezgheţ, la zgomote puternice, trepidaţii, explozii etc. Ca forme rezultă o trenă de grohotiş, conuri de grohotiş sau glacisuri de grohotiş, toate situate la baza pantei. Uneori bolovănişul se opreşte în şiraguri instabile pe versant, râuri de grohotiş sau horjuri. Înclinarea conurilor de grohotiş rar trece de 25-350 (panta grohotişului). În cadrul conurilor, grohotişul se poate deplasa apoi lent, cauzat de zăpadă, îngheţul apei şi de fărâmiţarea în timp a blocurilor de roci. Pe abruptul cu horjuri, sau fără, se pot produce şi avalanşe de zăpadă care afectează şi conul, mutând o parte din roci şi mai jos, ca un val numit morenă nivală.Prăbuşiri de dimensiuni foarte mici, mai ales rostogoliri, au loc şi în roci mai moi sau în pătura de dezagregări-alterări şi formează conuri de ţărână, care dispar repede la ploi. Prăbuşirile de masă, numite şi năruituri sau surpări, afectează mase mari de rocă, se produc mult mai rar şi nu au o ritmicitate climatică. Ele sunt provocate de cutremure, explozii, erupţii vulcanice, furtunii, subsăparea unui

90

râu, existenţa unor argile sau roci dure, variaţii ale nivelului apei unei pânze subterane etc. Sunt frecvente în munţii alpini, în chei şi defilee, pe fostele văi glaciare, pe versanţii formaţi din gresii masive, deasupra unor goluri subterane (carstice sau de sare).Apar sub formă de: prăbuşiri de stânci uriaşe, torenţi de pietriş (din foste grohotişuri periglaciare stabilizate prin împădurire), prăbuşiri de versanţi (porţiuni de versant), prăbuşiri în roci necoerente (loess).Împotriva efectelor dăunătoare ale prăbuşirilor (pentru drumuri, case, faleze) se iau următoarele măsuri: explozii dirijate, injecţii cu ciment, plase de sârmă, copertine, tunele. Alunecările de teren se produc în roci care devin plastice în contact cu apa (argile, marne, materiale argiloase). Se impune întâlnirea a trei factori: material argilos, pantă şi apă. Cauzele alunecărilor pot fi: potenţiale (roca şi panta), premergătoare (apa, mărimea pantei, mărimea greutăţii sau volumului pentru panta limită, săparea laterală a unui râu, defrişări, arături în lungul pantei) şi cauze declanşatoare (ploi puternice, cutremure, explozii, punerea în circulaţie a unei pânze subterane). Există şi o serie de fenomene prevestitoare ale declanşării: apariţia de crăpături, apariţia unor noi generaţii de izvoare şi dispariţia altora, apariţia unor denivelări şi ondulări, uneori chiar zgomote subterane. Elementele principale ale unei alunecări:

nişa sau râpa de desprindere (are formă arcuită şi este verticală), corpul alunecării, jgheabul de alunecare şi patul de alunecare.

Corpul alunecării are de obicei trei sectoare: unul superior cu crăpături perpendiculare (materialul mai păstrează o parte din structura iniţială şi prezintă lacuri în spatele ridicăturilor transversale); sectorul mijlociu (materiale înmuiate, amestecate, ce alunecă în fâşii longitudinale) şi fruntea alunecării (lăţită lateral, cu pantă mică şi terminată printr-un mic abrupt şi nu se mai deplasează prin alunecare, ci prin împingere). Viteza alunecării este diferită: lentă, repede (1-2 m pe oră), bruscă (peste 2 m pe oră) şi prăbuşiri-alunecări (încep printr-o prăbuşire şi apoi alunecă). Viteza diferă însă în lungul alunecării, dar şi în adânc. Clasificarea alunecărilor se face după mai multe criterii: forma alunecării, adâncimea afectată, raportul cu structura geologică, punctul de declanşare. De exemplu alunecări detrusive (se deplasează de sus în jos) şi delapsive (se declanşează de jos în sus). Geografii adoptă clasificare după tipul de straturi afectate (după adâncime), care include şi geneza şi forma.

Astfel: alunecări de blocuri pe un pat argilos de sol; alunecări în pătura de sol şi de alterări (alunecări superficiale numite şi goarţe, delniţe etc.), alunecări într-un strat de argilă (au formă de limbă de alunecare, cu valuri şi ondulări), alunecări pe un strat argilos care are deasupra alte roci; acest din urmă tip se subîmparte în

alunecări consecvente (alunecarea se deplasează în acelaş sens cu înclinarea structurii) şi alunecări obsecvente (în sens contrar structurii).

Primele au cel mai des formă de limbă, iar secundele prezintă valuri mari (glimei). Valurile se opresc brusc dinalunecare şi suportă apoi transformări datorită pluviodenudării, trecând prin următoarele stadii: val, copârşeu, ţiglău, grueţi. Măsuri împotriva alunecărilor (prevenire şi stopare): aratul pe curba de nivel, păşunat raţional, împăduriri, cleionaje; pentru frânare se impun: şanţuri subterane (cu pietriş), şanţuri de suprafaţă, captarea izvoarelor, terasări, împăduriri; principiul este îndepărtarea apei de ploaie sau subterană faţă de argilă. Curgerile sunt de mai multe feluri: lave, noroi argilos, curgeri de nisipuri. Lavele incandescente curg pe distanţe mari (cele bazice) sau mai mici (cele acide) până se răcesc. Noroiul formează torenţi noroioşi, compuşi din bazin de alimentare, canal de scurgere şi con de împrăştiere. Sunt frecvenţi în regiunile semiaride, ca de exemplu în anumite porţiuni din sud-vestul S.U.A., unde furtuni denumite „cloudburst” provoacă viituri noroioase (mudflows). Apar şi în România pe areale despădurite din Subcarpaţi,Moldova şi uneori în fliş ca de exemplu torentul noroios de la Chirleşti, reactivate periodic de peste 50 de ani (din 1953). Curgerile de nisipuri se produc atunci când există o îmbibare puternică cu apă; au loc la deschiderea unor mine sau tuneluri. Un fenomen aparte îl formează aşa-zisa lichefiere a solurilor. Are loc pe terenuri îmbibate cu apă freatică supuse unor vibraţii puternice la cutremure; apar presiuni interioare care conduc la tasarea şi disocierea

91

particulelor de sol şi rocă, putând să înghită construcţiile de deasupra, precum nisipurile mişcătoare. Cercetările au condus la ideea că asemenea fenomene se pot produce în unele cartiere din San Francisco, Tokio, dar şi în deltă sau pe platforma continentală. Deplasările uscate lente au loc dominant în regiunile semiaride şi se compun din dezagregări grosiere, respectiv grohotiş. Mişcarea se face lent, fără contribuţia apei, în virtutea gravitaţiei, pe pante mai line, sub 250. Pe porţiunile mai înalte se formează văiugi de pietre care se pierd în poalele de grohotiş unde panta poate atinge 50. Mişcarea are loc datorită dilatărilor şi contractărilor diurne (zi/noapte).Un aspect aparte îl constituie câmpurile de pietre numite seriruri. Pietrele sunt distanţate între ele şi uşor rotunjite, evidenţierea lor făcâdu-se prin deflaţie, care elimină materialul fin. Unele astfel de seriruri provin din pietrişul unor foste terase formate sub un climat mai umed. Creepingul (reptaţia) reprezintă suma unei infinităţi de mişcări foarte scurte, separate prin staţionări prelungi, pe care le execută fiecare particulă din pătura de alterări. Cauzele mişcării se manifestă întâmplător şi sunt: oscilaţiile termice, hidratarea, îngheţul, dizolvarea, capilaritatea, creşterea rădăcinilor, mişcarea /deplasarea animalelor etc. Creepingul evacuează lent materialele, în special din partea superioară a păturii de alterări, dar nu mai mult decât regenerarea acesteia din bază sau prin veniri din susul pantei. Fenomenul poate fi sesizat de aplecarea copacilor spre avale. Deraziunea (coraziunea sau aplecarea capetelor de strat) este tot o deplasare lentă dar a unei pături dominant de dezagregări provenite din strate ordonate monoclin şi cu durităţi diferite. Grosimea şi greutatea acestei pături fac ca porţiunile în curs de dezagregare a stratelor să se aplece spre avale. Pe anumite fâşii ale versantului, dezagregarea poate deveni mai activă şi pătura de dezagregări mai groasă, luândnaştere văiugi de deraziune. Sunt specifice mai ales în regiuni periglaciare. Solifluxiunea reprezintă o sumă de alunecări foarte mici şi lente cauzate de îngheţ-dezgheţul apei în pătura înierbată. Se încadrează în categoria mai mare a crioturbaţiei (ondulări impuse de îngheţ). Este specifică în arealele de tundră, de stepă alpină, dar coboară şi mai jos pe areale despădurite. Uneori, solifluxiuni au loc şi pe pante foarte mici, de 1-50. Materialul dezgheţat care alunecă poate rupe pătura înierbată şi iese la zi (borşitură) sau provoacă riduri, mici valuri, brazde, poteci de vite şi marghile (movile înierbate, care dăinuie 2-3 ani şi apoi se sparg). Tasarea se produce în roci afânate (loess) sub forma unei îndesări locale pe verticală, datorită propriei greutăţi. Este facilitată şi de sufoziune (vezi mai jos), dar se asociază şi cu creepingul, pluviodenudarea ş.a. Tasare importantă are loc în rocile friabile, cu un indice mare al golurilor. Iau naştere următoarele forme de relief: crovuri, găvane, padine, văiugi de tasare ş.a. Sufoziunea (a săpa pe dedesupt) este un proces de eroziune, dizolvare şi evacuare a particulelor foarte mici din rocă, cu ajutorul apei pătrunsă în interior. Se produce specific tot în roci afânate, cu goluri interioare, dominant în loess şi loessoide, dar şi în nisipuri argiloase, conglomerate, pietrişuri de terase, de unde sunt evacuate materialele fine. Ca forme de relief iau naştere: tunele de sufoziune, hornuri, doline de sufoziune, hrube, gropi, văiugi de sufoziune.

Pluviodenudarea, şiroirea şi torenţii Aceste procese se desfăşoară cu ajutorul apei de ploaie. Pluviodenudarea se compune din două feluri de mişcări: izbirea, dislocarea şi împrăştierea particulelor mici de sol sau de rocă, iar a doua este spălarea sau denudarea, sau transportul materialelor pe pantă sub formă de pânză mobilă (sheet-wash). Condiţiile în care pluviodenudarea este eficientă sunt impuse de natura ploii (torenţiale) şi de climă (aridă, semiaridă, porţiuni lipsite de vegetaţie); solul, în special în stare de arătură şi pe pantă, este cel mai afectat. De obicei, ploile torenţiale sunt socotite cele cu 0,1-1 mm/minut dar să ţină între 5 minute şi 3 ore.Aceste ploi au efect mare de izbire, dar apa se şi cumulează pe pante curgând sub formă de pânze, unde sau valuri. Spălarea materialelor pe versant poate deveni foarte puternică (după tipul ploii, pantă, lungimea versantului, tipul rocii, momentul maxim al ploii). Ea mai este cunoscută şi sub următoarele denumiri: denudare, ablaţie, eroziune difuză, eroziune laminară, eroziune areolară.

92

Există o serie de factori acceleratori sau limitativi ai pluviodenudării: clima, vegetaţia, panta şi roca. Şiroirea este o scurgere concentrat-lineară a apei de ploaie, numită popular şiroire (ruissellement). Importantă este acţiunea sa morfologică, de eroziune liniară sau în adâncime, prin care se crează, în ordine, următoarele forme: rigole, ravene şi uneori ogaşe.

Rigola (rill-erosion) reprezintă un şănţuleţ puţin adâncit în pătura de sol şi destul de scurt, în aşa fel că else poate astupa de la sine între ploi. Apar de obicei în grupuri ordonate paralel. Degradează orizontul superior de sol.

Ravena (ravenarea instalată) este un şanţ adâncit în tot solul, uneori şi în pătura de alterări, adeseaînrămurat şi care evoluează (atât în lungime cât şi în adâncime) de la o ploaie la alta. Terenurile afectate de ravenări foarte dese se degradează aproape total şi se numesc pământuri rele (bad-lands).

Ogaşul (gully în engleză şi uvrag în rusă) reprezintă un şanţ foarte lung (până la 1 km), adâncit în păturade alterări, până la roca în loc, şi neînrămurat; se extinde adesea pe urmele lăsate de care în lungul versantului; după un timp ogaşul evoluează, prin lărgire, către văiugă, care cu timpul se înierbează. Atât ogaşul, dar maiales ravenele, dezvoltă şi o eroziune regresivă. Torenţii reprezintă o însumare de şiroiri care îşi canalizează apa, energia şi materialele transportate (aluviunile) pe un canal adâncit mult şi în roca în loc. Torentul execută eroziune în adâncime, eroziune laterală, eroziune regresivă şi acumulare. Este un organism format din trei elemente:

bazin de recepţie (compus dintr-o sumedenie de rigole şi ravene organizate într-un sistem cumulativ dirijatspre partea inferioară a bazinului),

canal de scurgere (vale adâncă în formă de V şi cu profil longitudinal cu pantă mare şi în trepte) conul de dejecţie (aluviunile depuse răsfirat, pe un loc mai neted şi mai jos).

Conul are o structură torenţială (lenticulară) şi acumulează apă freatică. Torenţii se instalează pe versanţii maiînclinaţi, care nu sunt în echilibru stabil şi evoluează până la faza de stingere, când panta de scurgere a scăzut foarte mult (o dată cu panta versantului), stadiu marcat de dezvoltarea unei acumulări regresive extinsă de la gura canalului către în sus, canalul lărgindu-se tot mai mult până ce se transformă într-o văiugă. Studiul torenţilor are importanţă teoretică, aplicată la evoluţia râurilor deoarece aici se observă mai uşor funcţionarea tuturor tipurilor de eroziune ale unei ape curgătoare, modul cum se formează profilul de echilibru al unui râu şi rolul nivelului de bază. Măsurile împotriva torenţilor sunt necesare deoarece degradează puternic terenurile. Sunt măsuri preventive (păşunat raţional, împăduriri, drenuri pentru apele de adâncime şi izvoare) şi curative: împădurirea bazinului de recepţie, cleioneje, baraje transversale, diguri şi pavarea sau betonarea canalului de scurgere, plase care să oprească în diferite locuri aluviunile grosiere etc.

VERSANŢIISPECIFICUL ŞI ROLUL ACESTORA

Versanţii reprezintă suprafeţe pe care majoritatea proceselor geomorfologice (amintite mai sus) se exercită continuu, iar periodic, şi în mod accelerat. Înclinarea pantei lor face ca procesele de evacuare să deplaseze aproape continuu materiale alterate către agenţii care acţionează la baza versanţilor (ape curgătoare, gheţari, ape litorale şi chiar vânt) şi care le transportă în mare sau ocean. Dacă nu ar exista legătura cu transportul acestor agenţi, materialele s-ar acumula pe versant şi procesele de alterare-dezagregare asupra rocilor nu ar progresa, aşa cum se întâmplă pe suprafeţele joase orizontale. Elementele versantului sunt statice şi dinamice. Elementele statice (morfometrice) sunt: faţa, muchia, baza, înălţimea, lungimea, pantele. Elementele dinamice se referă îndeosebi la: bazele de eroziune, fâşiile funcţionale, pătura de alterări şi forma în profil a versantului. Esenţiale sunt fâşiile de versant care se dispun longitudinal pe versant, sunt interdependente şi subordonate de jos în sus şi fiecare se caracterizează prin trei aspecte: pantă, procese dominante şi tipul de pătură de alterări.

93

Se folosesc două categorii de denumiri pentru aceste fâşii; prima categorie: abrupt, fâşie de eluvii, fâşie de deluvii sau pantă de transport (pantă de 10-15, rar până la maximum 45, în funcţie de rocă), fâşia de coluvii (uneori şi cuproluvii); a două categorie de denumiri: convexitatea superioară (cu pantăcrescândă către în jos, sau „waxing slope”, similară cu eluvii), fâşia nudă (sau abruptul, format din roci dure, sau „scarp”), fâşia cu grohotiş („debris slope”, oarecum similară cu panta deluvială), concavitatea inferioară (sau panta descrescândă, „waning slope”, pediment sau panta cu coluvii). Limitele între fâşii sunt adesea oscilante, după intensitatea de moment a proceselor ce le caracterizează. Fâşiile respective, pe versanţii înalţi, se pot repeta până la 10-12. Procesele dominante, în ordinea fâşiilor (prima categorie de denumiri): dezagregări şi prăbuşiri; pluviodenudare şi început de şiroire; ravenare, torenţialitate, alunecări; alterare şi fărâmiţare puternică, pluviodenudare, evacuare în soluţii, şiroire. Geneza versanţilor rezidă în două cauze: tectonice şi adâncirea văilor.Mişcările tectonice de ridicare a scoarţei creează versanţi tectonici, situaţi la exteriorul regiunii ridicate: versanţi de munte, de dealuri, de podişuri. Adâncirea văilor fragmentează reliefurile înalte creând versanţi de vale, cu specific aparte pentru munte (foarte alungiţi şi cu multe fâşii funcţionale), dealuri şi podişuri. Rolul climei, al rocii şi al vegetaţiei în modelarea şi forma versanţilor este diferit şi important. Clima (ca şi panta) determină în mod special tipul proceselor şi tipul de deplasare a materialelor (dezagregare, alterare etc.), dar impune şi cantitatea maselor evacuate (viteza alterării). Totodată clima intervine prin intermediul vegetaţiei (care frânează dezagregările, dar facilitează alterarea biochimică şi evacuarea în soluţii). Roca reacţionează diferit la procesele de versant, favorizând pe unele şi opunându-se altora; argilele declanşează alunecări, rocile dure formează abrupturi, rupturi de pantă, prăbuşiri, dezagregări şi grohotişuri etc. Vegetaţia se opune proceselor rapide de evacuare şi dezagregării tipice. Forma versanţilor este în legătură cu stadiul de evoluţie, iar în primele stadii influenţă mare în forma versantului o au şi roca şi vegetaţia. De obicei, forma este socotită după profilul generalizat al versantului, care poate fi: convex, concav, linear şi compus (concav-convex, în trepte etc.). Se mai poate vorbi de versanţi înstadiul de echilibru şi de dezechilibru.. Evoluţia generală a versanţilor reprezintă adesea punctul cheie în teoriile geomorfologice asupra evoluţiei reiliefului. Au fost conturate două concepţii şi moduri de evoluţie: concepţia Penck şi concepţia Davis. Ambele admit o evoluţie ascendentă (când versantul creşte ca altitudine relativă şi ca lungime) şi una descendentă cândtinde către resorbirea sa într-o formă cvaziorizontală (peneplenă, pediplenă). Evoluţia, în concepţia lui Penck, este mai complexă şi se referă la forma versantului ca o consecinţă a mişcărilor de înălţare şi de stagnări periodice sau pe timp foarte îndelungat. Astfel: a) când ridicarea este uniformă şi văile se adâncesc uniform şi în raport egal cu alterarea (şi retragerea versantului), apare un versant tot mai înalt şi rectilin; b) când ridicarea este accelerată, valea se va adânci similar şi formează un versant convex; c) dacă ridicările încetează, versanţii se retrag şi lasă la bază o pantă relativ puţin înclinată care cu timpul se lăţeşte, formând o treaptă (glacis); d) dacă apar noi ridicări, panta de glacis se va înălţa o dată cu versantul (s-a format o bază locală de eroziune), iar sub ea va apare o nouă fâşie de versant rectilină sau convexă. Procesul se poate repeta de mai multe ori, astfel că pe versant vor apărea mai multe baze de eroziune în spatele cărora se ridică pante concave, convexe sau rectilinii. Eroziunea de versant şi retragerea sa va continua în funcţie de fiecare bază de eroziune, cele mai joase extinzându-se prin glacisare în detrimentul celor imediat superioare. Nivelarea va pătrunde tot mai mult în interiorul masivului sau podişului. În ultimă instanţă, dacă ridicările tectonice nu se mai repetă, se ajunge la o suprafaţă finală reziduală (după W. Penck) sau o pediplenă (după L. King).Evoluţia, în concepţia Davis, este mai simplă şi trece prin trei stadii. Când munţii s-au înălţat definitiv, văile încep să se adâncească accelerat şi impun versanţi tot mai înalţi, abrupţi şi rectilinii (în V ascuţit); este stadiul de tinereţe. Urmează teşirea sau reducerea pantei, cu formarea unui profil convex-concav, când râul a atins profilullongitudinal de echilibru şi valea stadiul de maturitate. Se tinde apoi spre stadiul de bătrâneţe sau de peneplenă, când versanţii sunt foarte puţin înclinaţi, acoperiţi cu o pătură tot mai groasă de alterări, iar interfluviile şi-au redus aproape total altitudinile.

94

Glacis, pediment, pediplenă sunt trei forme ce pot apărea în succesiune evolutivă. La baza unui versant în retragere se naşte glacisul care are o formă alungită. Când glacisarea a pătruns şi pe văile interioare masivului sau podişului, atunci ele atacă şi dezintegrează interfluviile prin înşeuări şi masive izolate sau martori de eroziune insulari, sau inselberguri. În acest stadiu glacisurile nu mai sunt alungite şi exterioare masivului, ci înconjoară circular sau ellipsoidal inselbergurile; au devenit pedimente. Când pedimentele se extind foarte mult, se îngemănează şi distrug majoritatea inselbergurilor, se formează pediplena. Glacisul şi pedimentul fac parte din versant? După A. Penck fac parte deoarece au pante de peste 30. În realitate este vorba despre o suprafaţă cu totul nouă care se naşte şi creşte la baza versantului şi cu timpul în detrimentul lui, pe care chiar îl neagă prin formarea pediplenei. Totuşi, în fazele prime, pantele glacisului şi pedimentului sunt mult mai înclinate decât ale unei câmpii şi pot fi ataşate ca o fâşie la versant. Cu timpul, ele capătă două tipuri de pante: una cu pantă de câmpie şi, ca fâşie, tot mai lată, şi alta care „urcă” pe versant; acesteadevin o câmpie de glacis (sau de pediment) şi un glacis de versant, deşi ambele evoluează corelat. În final, versanţi au numai inselbergurile. Tipurile mari regionale de versanţi şi nivelări. Acestea sunt în legătură directă cu gradul de mobilitate al scoarţei terestre. Se pot deosebi trei categorii: platforme stabile, în care apar pedimente, pediplene şi inselberguri; masive rigide, dar uşor mobile pe verticală care sunt uşor boltite şi înconjurate de trepte de nivelare; munţi tineri cu nivele de creste şi trepte de nivelare şi alte forme specifice evoluţiei ascendente. Masivele cu trepte de nivelare sunt mult mai reduse ca suprafaţă, rigide, dar au suferit înălţări mai importante, rar boltiri. Exemple: Hartz, Pădurea Neagră, Masivul Central Francez, iar la noi intră oarecum în această categorie Poiana Ruscăi şi chiar masivele Meridionalilor. Mişcările de înălţare au fost de tip basculă sau boltiri, iar bazele lor de eroziune s-au schimbat mai des. Prezintă două categorii de forme: complexe de vârf şi de cumpene şi complexe de vale. Primele sunt suprafeţe (sau foste suprafeţe) netede, păstrate pe centrul şi pe cumpenele principale ale masivului şi s-au născut în procesul de creştere sacadată a acestuia. De obicei sunt 2-3asemenea suprafeţe, iar văile lor sunt foarte largi şi puţin adânci. Partea centrală este ocupată de o fostă suprafaţă finală reziduală sau pediplenă (vezi Pediplena Carpatică).Complexul de văi este compus din văi înguste, adânci, cu versanţi convecşi şi cu rupturi de pante în profil longitudinal. În amonte de fiecare ruptură de pantă urmează un segment larg de vale cu pantă mai mică şi versanţi concavi. Fiecare schimbare (ruptură) de pantă indică locul până unde a pătruns regresiv fiecare etapă restrânsă denivelare (marcată adesea şi prin umeri de nivelare). Munţii tineri, de tipul Alpilor, au versanţi foarte înalţi, cu pante mari şi dominaţi de evoluţii ascendente, dar în subsidiar apar şi evoluţii descendente. Şi aici există un sistem de vârf şi cumpene, dar mai complex, format din nivele de creste, dar şi resturi ale unor suprafeţe şi nivele de vale, iar suprafeţele finale reziduale sunt o excepţie (exemplu, în flişul Orientalilor) şi de obicei rămase pe nucleele hercinice. Complexul de vale prezintă versanţi convecşi la partea inferioară, uneori şi concavităţi în dreptul lărgirilor de vale. Profilele longitudinale ale văilor au rupturi de pantă. Petrografia şi structura se impun foarte mult în profilul văilor, dar şi în versanţi. Munţii tineri au de obicei sub ei şi un val orogen mai nou, de tip subcarpatic sau subalpin.

RELIEFUL APELOR CURGĂTOARE

Sistemul geomorfologic fluviatil Mult timp relieful fluviatil era studiat dispersat, pe câteva elemente: albie, luncă, terase. În realitate, acestea fac parte dintr-un sistem care este bazinul morfohidrografic.La rândul său are două subsisteme: cel hidrologic şi cel fluvio-morfologic. Elementele bazinului morfo-hidrologic sunt de două feluri: statice şi dinamice. Cele statice sunt de natură teritorială, se schimbă lent şi de aceea par stabile şi îmbracă trei aspecte: liniare (talveguri şi albii), areale (suprafeţe de subbazine şi bazine) şi elemente de relief (altitudini, pante, fragmentări, elemente de volum cum ar fi albia, lunca, terasele, versanţii, interfluviile şi reliefurile de acumulare). Elementele dinamice sunt: cantitatea de apă vehiculată şi cantitatea de aluviuni. Mediul extern al sistemului se compune din: relieful major peste care se suprapun bazinul, rocile şi structurile geologice, tipurile climatice, vegetaţia, intervenţiile antropice şi, eventual, mişcările tectonice. Procesele fluviatile sunt, deci: eroziunea, transportul şi acumularea.

95

a) Eroziunea este de mai multe feluri: în adâncime sau liniară (se face prin sfredelire, şanţuri, striaje longitudinale, marmite), regresivă (se propagă de la izvoare sau de la fiecare prag spre amonte), laterală (erodează baza malurilor prin deplasare laterală a râului). b) Transportul de aluviuni se face în mai multe feluri: transport de fund (prin târâre, rostogolire, salturi individuale şi salturi în pânze), în suspensie (turbiditatea – se măsoară în kg/m3) şi în soluţie. c) Acumularea se realizează prin depuneri în: cadrul albiei minore, în luncă, sub formă de conuri de dejecţie, glacis aluvial, piemonturi, câmpii de nivel de bază şi delte. Pentru toate aceste procese un rol aparte îl au viiturile, care dau râurilor o mare forţă. Profilul de echilibru al râurilor. Profilul longitudinal al râului are o înclinare crescândă spre izvor, dar panta se poate mări şi pe anumite segmente de vale, acolo unde sunt roci mai dure sau unde apar confluenţe cu multe aluviuni. La începutul evoluţiei, profilul are o pantă mare, cu multe rupturi de pantă, dar pe timp îndelungat tinde la un profil de echilibru când eroziunea de adâncime aproape încetează sau încetează la ape medii şi mici. Cum debitul apei variază până la viituri, când forţa râului devine foarte mare, râul a găsit un mecanism de menţinerea echilibrului şi în asemenea condiţii; este vorba de lărgirea albiei şi a luncii (care reduce viteza apei) şi de formarea unei pături de aluviuni ca strat tampon între rocă şi apa râului. La viituri râul erodează în această pătură şi îşi cheltuie forţa în transportul aluviunilor spre avale, iar spre sfârşitul viiturii începe să redepună şi să refacă pătura de aluviuni. Aşadar, la echlibru acţiunile râului nu încetează, ci îmbracă alte forme, motiv pentru care profilul de echilibru este dinamic. Nivelul de bază reprezintă o limită a acţiunilor morfologice şi chiar a curgerii apelor curgătoare. Se mai cheamă şi bază de eroziune. Cu cât un teritoriu este mai sus faţă de acest nivel, cu atât eroziunea apelor curgătoare este mai puternică şi invers. Există un nivel general de bază (Oceanul Planetar), nivele regionale formate din mări sau depresiuni mari închise şi nivele locale (trepte de versant, planuri de confluenţă etc.).

Formele de eroziune create de râuri a)Albia minoră este jgheabul de scurgere al unei ape curgătoare la debite medii. Se compune din fundul albiei şi maluri. Fundul albiei este adesea pavat cu aluviuni, iar din loc în loc, deci discontinuu, pe centrul său apare un şanţ mai adânc, numit talveg. Aluviunile din albie pot forma chiar mici insule (crivine) sau ostroave. Meandrele reprezintă bucle în plan orizontal ale albiei minore şi apar de obicei când râul a ajuns la profil de echilibru şi îşi lărgeşte albia prin deplasări laterale alternative. Meandrele din câmpii au o moblitate laterală mai mare, schimbându-şi poziţia sau chiar direcţia de curgere; se numesc meandre libere. Când în cadrul buclelor mari se formează meandre mult mai mici, apar meandre compuse.În podişuri şi arealele montane meandrele apar mai rar, nu îşi schimbă poziţia şi sunt foarte adânci; se numesc meandre încătuşate. Ele sunt de două feluri: moştenite sau de vale (meandrează întreaga vale până la cumpene) şi autogene (născute la un nivel mult mai jos decât cumpenele apelor, ca de exemplu la Jiu). Evoluţia şi îndreptarea cursului unui sector de meandre se face prin deplasarea laterală şi spre avale până la un maximum de buclare când unul din meandre se gâtuie (gâtuirea meandrului). La o viitură apa trece peste acest gât de meandru, într-un altul vecin, având loc îndreptarea cursului. Vechiul meandru se astupă la capete cu aluviuni şi devine un lac de meandru (belciug), iar terenul din centrul său rămâne ca un martor de eroziune, sau opină, sau grădişte. b)Lunca sau albia majoră. Deplasarea laterală a albiei minore, prin meandrare, are ca rezultat formarea unui aşa-zis plan de meandrare, care poate ajunge la o lăţime de maximum 18 ori mai mare decât albia minoră. Această nouă formă ia naştere, ca şi meandrele, la atingerea profilului de echilibru pe sectorul respectiv, este o nouă formă de relief şi are o nouă funcţie în sistem. Este albia majoră sau lunca (varzea la Amazon), în care se revarsă apele râului la viituri. Albia majoră are o structură verticală încrucişată (torenţială), care acumulează ape freatice. La suprafaţă se pot observa fâşii longitudinale: lângă râu fâşiile sunt mai înalte, formând grinduri fluviatile, iar sub malul sau versantul luncii se află fâşia cea mai joasă, cu mlaştini, bălţi, lacuri, cursuri paralele şi conuri de dejecţie ale afluenţilor. c)Terasele reprezintă foste lunci de râuri părăsite prin adâncirea acestuia şi apar ca trepte de o parte şi de alta a râului. O terasă se compune din următoarele elemente: podul, fruntea, muchia (linia de legătură între pod şi frunte) şi ţâţâna terasei. Ca structură prezintă un strat aluvial (pietriş de terasă), care stă peste roca în loc retezată, iar deasupra poate avea strate de loess şi sol. O terasă se formează prin două faze: una de eroziune laterală (când s-a format lunca devenită pod) şi alta de eroziune în adâncime (când s-a tăiat fruntea).

96

Cauzele formării teraselor sunt de trei feluri: tectonice (de ridicare a terenului), eustatice (negative) şi climatice (oscilează raportul debit de apă şi debit de aluviuni). Tipurile de terase pot fi conturate după mai multe criterii: geneticce (tectonice, eustatice, climatice; de meandru, de lunca ş.a.), după structură (aluviate, aluvionare, în rocă), după dispunerea în profil longitudinal (divergente spre avale, convergente spre avale, paralele, în foarfecă), după dispunerea în profil transversal (simetrice, asimetrice). Altitudinea şi numerotarea teraselor. Altitudinea unei terase se măsoară de la luncă până la podul terasei. Numerotarea lor se face de jos în sus, de la cele mai noi la cele vechi şi mai înalte. Racordarea peticelor de terase în profil longitudinal se face prin următoarele metode: geometrică, structurală şi pe principiul modului de formare al profilului de luncă. Vârsta teraselor este de două feluri: relativă şi absolută. Ultima se determină prin următoarele metode: paleontologică, a orizonturilor de loess şi soluri fosile, arheologică şi C14. d)Văile reprezintă forma principală creată în timp de către râu. Valea se defineşte ca drumul săpat în scoarţa terestră de către o apă curgătoare pe distanţa de la izvor la vărsare. La lărgirea văii un rol important îl joacă şi procesele de versant, dar subordonat râului. Există o mare diferenţă între văile montane şi cele de câmpie, primele fiind foarte adânci şi cu versanţi înalţi, iar secundele restrânse, obişnuit fără versanţi, numai cu maluri. Elementele văii sunt: fundul de vale şi versanţii sau malurile. La acestea trebuie să adăugăm şi interfluviile. Fundul de vale este plat şi se poate compune din: albie luncă şi terase largi (cele înalte şi fragmentate se ataşează versanţilor de vale).Versanţii pot avea o serie de aliniamente de umeri, urme ale unor vechi funduri de vale, în aşa fel încât actuala vale reprezintă o îmbucare de văi de vârste diferite care s-au succedat pe verticală. Interfluviile reprezintă într-o oarecare măsură şi cumpenele de ape ale văilor şi pot fi: plate, convexe sau creste cu vârfuri şi înşeuări. Tipurile de văi pot fi deosebite după mai multe criterii:

- după stadiul de evoluţie (tinere, mature şi bătrâne, sau de tip curs superior, mijlociu şi inferior), - după profilul transversal (văi simetrice şi asimetrice),- după structura geologică (văi consecvente, subsecvente şi obsecvente, de sinclinal, de

anticlinal, de falie), - după tipul major de relief (văi de munte de podiş şi de câmpii), - după origine (fluviatile,glaciare, sau de captare, epigenetice, antecedente), - văi de tip canion (defileu),de tip chei, văi subterane, văi oarbe, văi moarte, văi cu estuare sau

limanuri etc. Văile antecedente sunt cele care au existat înaintea ridicării unui segment muntos pe care îl retează perpendicular (exemplu Buzăul la Curbură), iar cele epigenetice sau supraimpuse au fost determinate să se impună peste unele bare dure de către roci mai moi şi mai noi, în care valea s-a format iniţial (exemplu Cheile Turzi).Văile se asociază în reţele de văi, care pot fi: paralele, dentritice, convergente, divergente, în gratii, circulare etc. Captările fluviatile reprezintă un fenomen natural de extindere a bazinului hidrografic peste un altul prin acapararea unui segment al râului vecin. Primul este captator, iar cel de-al doilea este râu captat. Captările se execută sub mai multe forme: Captarea laterală are loc între două râuri paralele, dar unul are talvegul mai jos.Acesta va face ca un afluent al său să pătrundă lateral, prin eroziune regresivă, în bazinul vecin şi să îl capteze. În urma acestei captări au loc următoarele fenomene şi se produc următoarele forme: un cot de captare, o clisură de captare, o înşeuare de captare şi o vale moartă, iar cumpăna de ape se mută brusc de pe linia marilor înălţimi pe o cumpănă nouă a sectorului captat. Captarea frontală se produce între două râuri care izvorăsc din acelaş loc dar curg în direcţii diferite. Cel cu nivel de bază imediat mai jos captează pas cu pas peopusul său; exemplu Timişul de Braşov captează izvoarele Prahovei. Captarea prin deversare are loc în câmpiile piemontane între un râu alohton ce cară multe aluviuni şi un pârâu local. Primul îşi înalţă albia la viituri prin aluvionare, deversează apele către pârâul vecin cu albia mai joasă, îşi schimbă brusc cursul însuşindu-şi albia vecinului (exemplu – schimbările de curs ale Buzăului de pe Sărata pe Călmăţui, iar apoi pe o albie a Râmnicului Sărat). Captarea subterană se produce în carst, între un râu subteran şi unul de suprafaţă sau între două râuri subterane.

97

Formele de acumulare Conurile de dejecţie sunt formate din aluviuni în general grosiere depuse de pâraie şi râuri fie la gurile de vărsare pe locuri plate cum ar fi luncile râurile colectoare, fie la intrarea râurilor în depresiuni sau în câmpii. Ele se ridică de obicei cu câţiva metri peste albiile râului care le-a format. Au o structură încrucişată, lenticulară sau torenţială şi conţin ape freatice. Există şi conuri de albie, cu poziţie submersă, acolo unde albiile minore se lăţesc peste luncă şi unde sunt vaduri de trecere. În regiunile aride, la intrarea râurilor în depresiuni, ele formează mai întâi conuri de eroziune laterală, după care urmează conul de acumulare, destul de plat, numit playa. Piemonturile sunt câmpii aluviale foarte extinse, construite la poala muntelui, peste câmpii lacustre sau subsidente. Pentru formarea lor sunt necesare cel puţin două cauze: ridicarea tectonică a unui şir montan lângă câmpia subsidentă şi un climat cu două anotimpuri, unul secetos şi altul ploios. În cazul unor depresiuni relativ închise,piemonturi mai restrânse se pot forma şi sub un climat temperat sau chiar periglaciar. Fazele de formare (sau evoluţia ascendentă) a piemonturilor sunt: a) conuri mari de dejecţie înşirate la poala muntelui, b) glacisuri aluvionare formate prin îngemănarea conurilor, c) piemontul sau câmpia piemontană. Structura piemontului este lenticulară în partea superioară şi în pânze subţiri aluviale spre poale, compuse din nisipuri, argile şi pietrişuri mărunte. Prezintă pânze de ape subterane, unele arteziene. Hidrografia este mobilă lateral, cu convergenţe şi divergenţe. În unele cazuri, în partea dinspre munte se formează şi terase cu structură îmbucată sau rezemată. Evoluţia descendentă începe atunci când una din cauzele principale dispar: fie că muntele, de unde vin aluviuni, se reduce prin nivelare, fie se schimbă clima, dar e posibilă şi o înălţare a piemontului la nivel de podiş sau de dealuri submontane, înălţare care forţează văile să se adâncească şi să erodeze piemontul. Şi în această evoluţie se observă câteva faze: fragmentarea longitudinală a piemontului (prin adâncirea văilor) şi crearea unor depresiuni şi înşeuări submontane care conduc la desprinderea piemontului de munte; apoi faza fragmentării transversale (de către afluenţii văilor principale) şi faza fragmentării totale, când aproape toate pietrişurile au fost înlăturate sau înălţate sub formă de dealuri (exemplu Măgura Odobeşti). Câmpiile de nivel de bază sunt cele situate la marginea oceanului sau mărilor, pe care râurile şi fluviile şerpuiesc leneş şi deversează mereu aluviuni fine.Hidrografia îşi schimbă des cursul şi gura de vărsare, meandrează, se despleteşte,câmpia prezintă multe mlaştini, bălţi şi urme de albii părăsite. Aceste câmpii au o pantă medie sub 1‰. Exemplu: Marea Câmpie Chineză, câmpiile din jurul Mării Caspice sau Aralului, dar iniţial şi câmpiile Panonică şi Română, care ulterior au fost înălţate.

RELIEFUL PETROGRAFIC

Aspecte generale. Prin relief petrografic se înţelege totalitatea formelor al căror aspect exterior este impus de către caracteristicile fizice şi chimice ale rocilor.Sculpatarea acestor forme se face tot de către procesele şi agenţii externi, roca însă reacţionează, în mod divers şi specific, impunând forme ce îi sunt caracteristice.Din punct de vedere geologic rocile sunt clasificate pe trei mari grupe: sedimentare, metamorfice şi eruptivo-magmatice. Sub aspect morfologic însă se impun câteva caracteristici generale ale rocilor faţă de procesele de eroziune. Din acest punct de vedere cele mai diversificate sunt rocile sedimentare. Principalele caracteristici „morfologice” ale rocilor sunt: duritatea, masivitate, omogenitatea, permeabilitatea şi solubilitatea. Ţinând cont de aceste proprietăţi se pot individualiza următoarele tipuri de reliefuri petrografice: pe granite (şi alte roci similare), pe gresii şi conglomerate, pe argile şi marne, pe nisip, pe loss, pe roci calcaroase. Fiecare din tipurile enumerate prezintă propriile forme petrografice, dar care se diferenţiază şi după tipul şi etajul climatic.

98

Reliful granitic Granitul este o rocă dură, masivă, dar neomogenă din punct de vedere chimic (format din cuarţ, felspat şi mică). Datorită masivităţii şi rigidităţii, mişcările tectonice îi creează însă fisuri şi chiar falii pe care poate pătrunde apa. Relieful tipic granitic se formează sub climate calde şi umede, unde alterarea atacă în mod deosebit felspatul, iar granulele constituiente se desfac. Granitul cu granulaţia fină este însă mai rezistent şi, cu cât aceasta creşte, alterarea devine mai activă. Formele de relief încep cu arena granitică, o ţărână grăunţoasă acumulată la poala masivului şi blocuri sferoidale desprinse din masiv prin alterarea liniilor de fisuraţie. Pe suprafeţe mai plane se formează taffoni, mici excavaţiuni semisferice, alterate de apa de ploaie staţionată pe rocă, iar praful rezultat este îndepărtat de vânt sau de ploaia următoare. Spectaculoase sunt însă formele mai mari, numite căpăţâni de zahăr. Sunt monticuli de 100-300 m care saltă peste suprafeţele plane din jur şi au formă cupolară sau uşor aplecată. Provin din alterarea diferenţială într-un masiv granitic, anumite volume mai rezistente rămân mai înalte. Alte explicaţii admit diferenţieri tectonice (horsturi), sau pur şi simplu poate fi vorba de mici batolite superficiale (Brazilia, Africa Occidentală). Siluete de căpăţâni de zahăr apar frecvent în India, Madagascar, Sudan, Guiana Franceză şi mai ales în preajma lui Rio de Janeiro. Cele mai mari forme sunt însă masivele granitice, rezultate prin degajarea batolitelor de sub roci mult mai moi faţă de eroziune. Apar ca masive uşor rotunjite, cu versanţii abrupţi dar bine neteziţi; păstrează bine vechi suprafeţe de nivelare. Alte roci care dau forme similare. Este vorba de granodiorite, diorite, şisturi cristaline şi gnaise. La şisturile cristaline contează foarte mult gradul de duritate şi cel de şistuozitate. Procesele principale sunt alterarea dar uneori mai mult dezagregarea. Apar culmi rotunjite, cu aspect masiv, greoi, dar în etajul periglaciar domină forme de amănunt ca: vârfuri ascuţite sau piramidale, creste, blocuri în poziţie de suspendare, uneori chiar taffonii şi, mai ales, multe grohotişuri.

Reliful dezvoltat pe gresii şi conglomerate Ambele sunt roci formate din granule cimenatate, dar gresiile din nisip cimentat, pe când conglomeratele din pietriş de diferite dimensiuni. Ambele sunt permeabile (îndeosebi conglomeratele), dar cimentul lor poate fi alterat, iar golurile interioare pot conduce la dezagregări prin îngheţul apei. Totuşi există şi deosebiri importante între cele două roci, primele fiind mult mai bine cimentate şi ordonate în strate uneori masive, ce alternează cu alte tipuri de roci (marne, argile,conglomerate). Gresiile dure şi cu strate groase formează masive, sau culmi plate sau rotunjite în partea superioară, mai rar creste (când stratele sunt verticale). Versanţii sunt abrupţi uneori în trepte (când stratele sunt orizontale), iar la bază sau pe trepte se acumulează mult grohotiş. Văile au uneori formă de chei sau defilee. În alternanţă cu alte roci pot impune arcade, ciuperci, turnuri. În gresii, importanţă mare pentru relief au: tipul de gresie, grosimea stratelor, structura geologică şi alternarea cu alte roci. Conglomeratele impun, ca forme specifice, îndeosebi: masive mai înalte (Ceahlău, Ciucaş, Bucegi), abrupturi puternice, coloane şi turnuri massive desprinse din abrupt, babe, sfincşi, piramide cuafate, uneori, în cimentul calcaros, se pot forma şi lapiezuri, alveole, hornuri şi chei.

Relieful modelat pe argile (şi marne) Argila este o rocă fără masivitate, slabă la eroziunea mecanică şi impermeabilă.Calitatea morfologică de bază constă în faptul că în stare uscată este avidă de apă, care o face plastică şi îi măreşte volumul sau gonflează. Ca procese, ea provoacă alunecări de teren şi este erodată cu uşurinţă de denudare şi apele curgătoare.Procese similare de alunecare se produc şi în toate formaţiunile provenite prin alterare din alte roci (deluvii, proluvii, coluvii) cum ar fi şisturile de epizonă, uneleroci magmatice etc., dar şi pe şisturi argiloase, marne, marno-calcare ş.a.

99

Alunecările au loc pe pante, în urma ploilor sau a altor cauze care fac ca apa să ajungă la stratul de argilă. Elementele unei alunecări sunt: râpa de desprindere, jgheabul de alunecare şi corpul alunecării (compus din fâşii transversale, longitudinale şi fruntea alunecării). Există alunecări superficiale (în pătura de alterări) şi de adâncime (numai în argile sau argile care suportă şi alte roci). În ultimul caz alunecările pot fi consecvente, obsecvente sau asecvente. Ca dispunere în teritoriu ele se pot organiza pe bazine hidrografice superioare, pe versanţi sau individual. Uneori, în cadrul alunecărilor se pot forma şi curgeri noroioase, dar acestea apar mai ales în mod independent, formând torenţi noroioşi. În România există foarte multe alunecări sau terenuri cu potenţial de alunecare. Recent (Monitorul Oficial nr. 305, din 7 mai, 2003) au fost publicate „normele metodologice privind modul de elaborare şi conţinutul hărţilor de risc natural al alunecărilor de teren şi inundaţii”.

Relieful creat de şiroire şi apele curgătoare Se compune din rigole şi ravene (când sunt foarte dese se produc bad-lands-uri), torenţi, iar râurile formează văiugi largi, mlăştinoase, cu versanţi puţin înclinaţi şi interfluvii relativ netede.

Relieful modelat pe nisipuri Nisipul este o rocă detritică, necimentată, având ca proprietăţi specifice marea mobilitate şi permeabilitate. Din punctul de vedere al reliefului există două tipuri de nisip: marin (depus în strate şi de obicei umectat) şi eolian (nestratificat, uscat şi uşor de spulberat). În nisipurile marine acţionează pluviodenudarea şi şiroirea, dar şi creepingul, uneori solifluxiunea, iar apele curgătoare creează văi foarte largi şi adesea seci, cu versanţi foarte lini şi interfluvii convexe. Când apa îmbibă puternic nisipul în pantă se pot produce nisipuri curgătoare. În nisipurile de litoral, sub apă, se formează ondulări mici numite ripple-marks, sau rill-marks (reţele de şenţuleţe, la retragerea refluxului), sau franjuri mareice (festoane clădite din sedimente fine îmbibate cu spumă de mare). În nisipurile stratificate mai vechi, apar blocuri sferoidale cimentate, numite trovanţi.Pe nisipurile eoliene acţionează vântul care formează dune ce se pot dispunetransversal, longitudinal sau în formă de movile sau semilună (barcane).

Relieful modelat pe loess Loessul este o rocă prăfoasă uşor cimentată, de origine eoliană, compusă din praf de nisip, argilă şi calcar, în proporţii relativ egale. Are o permeabilitate şi capilaritate (porozitate) foarte ridicate. Se depune pe locuri plate şi joase sub formă de pânze, cu grosimi de la câţva metri până la câteva sute de metri. Există şi roci zise loessoide în care proporţia de calcar este foarte redusă şi care se formază prin procese de pluviodenudare şi şiroire, procese pedogenetice, sau prin degradarea loessului din care a fost dizolvat şi evacuat calcarul. Formele de relief specifice sunt impuse mai ales de porozitatea loessului pe calea proceselor de tasare şi sufoziune. Prin tasare rezultă: crovuri, găvane şi padine, iar prin sufoziune: hornuri, pâlnii (doline), hrube, tunele de sufoziune. Atât crovurile, cât şi dolinele de sufoziune se pot alinia formând văiugi de crovuri saude sufoziune. La baza stratelor de loess levigate se acumulează calcar sub forma aşa-ziselor păpuşi de loess. Marginile câmpiilor de loess sunt verticale şi din ele se desprind felii ce cad prin prăbuşire formând terasete de loess, distruse apoi de şiroire, ravenare şi pluviodenudare. Şiroirea de pe maluri se combină şi cu sufoziunea foarte activă pe aceste margini, formând coloane de loess şi un început de avenuri.

Relieful calcaros (carstic) Relieful carstic este cel format prin procese de dizolvare pe roci solubile cum sunt calcarele, sarea, creta şi gipsul. Cel mai tipic apare în calcare deoarece aceste roci sunt foarte răspândite la suprafaţa uscatului şi au o rezistenţă relativ mare la eroziunea mecanică. Uneori se face deosebire între tipurile mai mari de relief formate pe calcare şi carstul propriu-zis, aspect întâlnit însă şi la alte roci. În primul caz este vorba de: platouri calcaroase, masive calcaroase, bare de calcare şi văi de tip canion, defilee sau chei. Aceste platouri sau masive rămân de obicei mai înalte decât rocile din jur, mai uşor erodabile, dar suprafeţele lor sunt afectate de forme carstice. Formele carstice sau de dizolvare sunt de suprafaţă (exocarst) şi de adâncime (endocarstice).

100

a.Cele de suprafaţă rezultă prin dizolvarea rocii de către apa de ploaie încărcată cu CO2. Rezultă şănţuleţe numite lapiezuri, escavaţiuni mici şi rotunde sau doline (pâlnii adânci de câţiva metri până la zeci de metri numite şi „vârtaci” în Munţii Locvei sau „tecuri” în Şureanu), uvale (îngemănări de doline care dau mici depresiuni) şi polii („polje” sau depresiuni mai mari cu fundulmlăştinos şi pereţi abrupţi de calcar). La suprafaţă se mai deschid şi puţuri carstice numite avenuri şi văiugi de doline, dar şi chei. În chei se formează marmite şi firide de subsăpare (în Cheile Corcoaiei). b.Formele de adâncime se dezvoltă atunci când apa circulă prin fisurile şi faliile interioare ale calcarului. Se creează în principal peşteri şi avenuri, iar în interiorul acestora o mulţime de microforme de precipitare a calcarului. Peşterile se aliniază pe falii sau linii de fisuri şi se lărgesc prin dizolvarea calcarului pe pereţi şi tavan şi prin instalarea în ele a câte unui pârâu sau râu subteran. Pe tavanul peşterii se depun unele precipitări pătate, numite piele de leopard, dar mai des cresc mici conuleţe găurite în interior ce poartă numele de stalactite sau macaroane când seamănă cu un tub subţire. Pe pereţi, scurgerea apelor saturate în carbonat de calciu depun formaţiuni parietale, de tipul draperiilor sau îmbrăcând alte forme, chiar figuri de oameni şi animale sau lucruri(lei, baldachine etc.). Podeaua peşterilor este urmată de un râu mic, când peştera este activă, sau de urmele albiei fostului râu. Se mai formează stalagmite (pe verticala stalactitelor) care cresc până la coloane, precum şi mici lăculeţe, numite gururi, situate în spatele unor mici baraje franjurate, concrescute prin depunderea carbonatului de calciu.Dinamica apei în carst îmbracă aspecte specifice, realizând în exterior izbucuri, izvoare voucluziene şi mori de mare. Climatul impune un specific zonal carstului: în zonele reci existenţa pergelisolului face să se dezvolte aproape exclusiv un carst de suprafaţă relative redus;

în zonele temperate este extins carstul de suprafaţă dar mai ales cel de adâncime; în arealele mediteraneene apare un carst golaş, cu multe massive calcaroase izolate, iar carstificarea,

inclusiv de adâncime se face greu şi mai ales în anotimpul ploios; în climatele oceanice carstul evoluează mai rapid şi dă forme foarte complexe şi cu o hidrografie bogată; în climatul deşertic evoluţia carstului este redusă, impunându-se mai ales platouri şi masive aride, dar la

adâncimi foarte mari pot apărea multe grote; în regiunile calde şi umede carstul evoluează rapid atât la suprafaţă, cât şi în adâncime, prezentând

câmpuri joase ciuruite de multe doline şi cu martori calcaroşi de tip turnuri sau conuri (kegel-carst). Carstul pe sare prezintă lapiezuri deosebite, mici şi fine, începuturi de grote şi mai rar doline precum şi lacuri antropice la origine. Începutul de forme carstice pot fi întâlnite şi pe gips, pe cimentul calcaros al conglomeratelor, în marno-calcare, sau gresii calcaroase.

RELIEFUL STRUCTURAL Aspecte generale. Se înţelege prin relief structural totalitatea formelor impuse de structurile geologice. Există însă două înţelesuri care se acordă acestei denumiri.

Un înţeles foarte larg ce cuprinde: plăcile terestre, continentele şi bazinele oceanice (care se confundăcu câte un tip general de scoarţă terestră), formele majore continentale (orogen şi platforme) şi formele structurale elementare.

Al doilea înţeles se referă numai la formele structurale elementare, degajate de acţiunea proceselor şiagenţilor externi, dar al căror contur este impus prin reacţia pasivă a structurilor geologice superficiale; celelalte categorii sunt considerate „forme tectonice propriu-zise”, şi forme planetare sau globale.Formele structurale (elementare) nu sunt impuse direct de tectonică şi, în plus, pentru degajarea lor trebuie să acţioneze o lege a eroziunii: eroziunea diferenţială.În degajarea diferitelor tipuri de forme structurale se porneşte de la tipurile elementare de structuri geologice, care impun şi tipurile de relief structural: structuri tabulare (suborizontale), monoclinale, în domuri, discordante, cutate, faliate (în blocuri) şi de tip apalaşian. Relieful structurilor suborizontale (tabulare)

101

Condiţiile de bază pentru realizarea acestui tip de relief sunt: strate dispuse orizontal sau aproape orizontal şi alternarea de strate dure cu altele moi, ambele să fie atacate de eroziune. Tot ca aspect general, formele rezultate prezintă simetrie în special văile. Formele de relief sunt de trei feluri: de interfluviu, de versant şi văi specifice.

Formele de interfluviu sunt suprafeţele (platformele) structurale şi martorii structurali. Suprafeţele seextind pe stratele dure şi pot fi iniţiale şi exhumate (prin îndepărtarea unor strate moi). Martorii de eroziune reprezintă resturi izolate din stratele înlăturate de deasupra suprafeţei structurale. De cele mai multe ori, acestesuprafeţe formează interfluvii de podişuri sau platouri.

Formele de versant sunt impuse de variabilitatea durităţii stratelor, care se succed de sus în jos, şi degrosimea acestora. Apar astfel: cornişe, poliţe, brâne, terase structurale şi uneori glacisuri (în stratele moi) sau aşa-zise coaste.

Văile sunt totdeauna simetrice. Dacă domină stratele dure sunt şi înguste, de tip canion (foarte adânci),defilee sau chiar chei; când domină stratele moi, sunt mai largi. În plus, un aspect aparte îl impune stratul în care este săpată albia, lunca şi terasele joase: în strat dur, albia este îngustă şi lunca poate lipsi; în strate moi, albiaşi lunca sunt largi. Tipuri regionale de relief tabular:

tipul Colorado (canioane adânci, de peste 1000 m, cu forme de versant extrem de complexe), platouri structurale (cu altitudini sub 500 m, ca cel Prebalcanic), podişuri structurale (peste 500 m sau chiar peste 1000 m, deci mai fragmentate), platouri bazaltice (extinse pe lave răcite, ca de exemplu Podişul Dekan din India), platouri structurale calcaroase (Podişul Karst, sau chiar Dobrogea de Sud ).

Relieful structurilor monoclinale Toate stratele au aceeaşi direcţie de înclinare, ceea ce impune dominant forme asimetrice. Suprafeţele topografice care înclină în acelaşi sens cu stratele au pantă lină, iar cele care se opun (retează stratele în cap) sunt abrupte. Formele de relief se diferenţiază după direcţia pe care văile (râurile) atacă această structură. Cele mai tipice sunt formele degajate de către văile ce retează perpendicular structura, respectiv se fixează pe contactul unui strat dur cu unul moale. Apare forma de cuestă, un interfluviu asimetric compus dintr-un versant lin, numit spinarea cuestei (se extinde pe un singur strat dur) şi altul abrupt, fruntea cuestei. Aceasta din urmă retează o alternanţă de strate dure şi moi, fiecare strat dur impunând câte o treaptă ca un început de cuestă; apar astfel, cueste duble sau triple (cu trei strate dure pe frunte). Cele mai asimetrice şi mai tipice cueste se formează la înclinări de 4-100 ale stratelor. Când înclinarea stratelor depăşeşte 250, cuestele devin simetrice şi se numesc hogbaks. După înălţimea frunţii, cuestele pot fi: mici, medii (între 100-400) şi masive. Când fruntea cuestei nu este fragmentată prin văiobsecvente se numeşte front, iar cea fragmentată este frunte festonată, cu faţete triunghiulare. Văile structurale sunt: -consecvente (curg în acelaşi sens cu înclinarea stratelor), - obsecvente (curg în sens opus înclinării) - subsecvente (perpendicular pe înclinarea stratelor). Cele mai tipice şi mai viguroase sunt văile subsecvente, asimetrice, care fac tandem cu fronturile de cuestă. Când acestea ajung la profilul de echilibru, nu se mai adâncesc, dar se lăţesc mult, formând depresiuni subsecvente. Văile consecvente sunt simetrice şi prezintă alternanţe de lărgiri (chiar mici depresiuni la trecerea peste strate moi) şi îngustări. Când înclinarea stratelor este mai mare mult decât panta văilor consecvente, pe interfluviile dintre ele se formează cueste unghiulare despărţite de înşeuări (exemplu în Muscelele Argeşului). Văile obsecvente sunt foarte scurte, au praguri şi mici cascade în profilul longitudinal şi prezintă simetrie. În România relieful de monoclin domină aproape toate podişurile.

Relieful domurilor Domurile reprezintă boltiri locale în cadrul unor strate semiorizontale sau uşor monocline, ca cele din bazinul Transilvaniei. Ele evoluează prin aşa-zisul fenomen de golire a domului, când izvoarele unui pârâu pătrund

102

regresiv, şi pe sub stratul dur de deasupra, în centrul domului, scobind roca moale şi provocând prăbuşirea şi erodarea stratului dur. Se formează: o clisură prin care pârâul a străpuns marginea domului, o butonieră de dom (bazinetul scobit de izvoarele pârâului) mărginită de o cuestă circulară şi martori de eroziune rămaşi în interiorul butonierei. Se spune că a avut loc o inversiune de relief. Un asemenea exemplu este butoniera de la Leghia, de lângă Huedin. Când nu există un strat dur important, domul este traversat de pârâu perpendicular, producându-se însă o mică depresiune de dom, în care se localizează un sat, ca unele cazuri din Podişul Târnavelor. Domurile formate din roci moi (argile, marne şi nisipuri) evoluează mai des prin alunecări exterioare, care avansează regresiv spre cupola domului.

Relieful structurilor cutate Structurile cutate sunt formate din anticlinale (mai înguste şi cu strate mai fisurate) şi sinclinale (de obicei sunt mai largi). Pe acestea se suprapun reliefuri concordante, respectiv o vale de sinclinal („val” în Jura) şi o culme de anticlinal („mont”). Cu timpul însă se trece la forme derivate. Eroziunea atacă mai mult şi mai uşor structura anticlinală, printr-un pârâu de flanc de sinclinal, numit ruz, care, ajungând pe culmea de anticlinal, începe golirea acestuia, formând o depresiune mică dar alungită numită butonieră de anticlinal. Anticlinalul poate fi atacat şi dinspre o vale care taie perpendicular structura cutată, începând formarea unei văi de anticlinal. Odată început atacul anticlinalelor, inclusiv prin butonieră, se atinge un stadiu când valea de anticlinal se adânceşte sub cea iniţială de sinclinal pe care o captează. Se produce o inversiune de relief, când anticlinalul devine vale, iar sinclinalul se transformă în interfluviu, sau sinclinal suspendat. În lungul văilor de anticlinal, cât şi pe aripile sinclinalului suspendat se constituie şi cueste de anticlinal şi de sinclinal, relativ similare cu cele din structurile monoclinale. Tipurile regionale de reliefuri cutate sunt multiple, din care reţinem trei:

jurasian (în Munţii Jura, cu forme concordante, sinclinale foarte largi), subalpin şi subcarpatic (cute mai strânse, uneori asimetrice, cu flexuri şi chiar falii, cu depresiuni pe sinclinale şi cu văi transversale care domină), tipul Lăpuş sau jurasian nivelat, în care, după reînălţare s-au dezvoltat forme structurale, în special

pe versanţi.

Relieful structurilor discordante Este vorba de două structuri suprapuse despărţite de un plan de discordanţă, dar ambele supuse eroziunii. Structura inferioară a fost modelată anterior de eroziune şi apoi relieful său a fost acoperit de cea superioară rezultând un relief fosilizat, de obicei o peneplenă fosilă. O nouă perioadă de eroziune, adâncită în cele două structuri, creează, pe lângă formele tipice, structuri superioare, şi forme specifice de discordanţă. Principale sunt: depresiunile de contact, cheile sau văile epigenetice (supraimpuse) acompaniate de depresiuni suspendate şi de reliefuri exhumate. Depresiunile de contact se dezvoltă la marginea unor masive (dominant hercinice) formate din roci dure ale căror poale au fost acoperite transgresiv de roci sedimentare. La aceste contacte eroziunea este mai activă în rocile moi, mai ales când pe contact se fixează o vale, râul său erodând lateral în rocile mai moi. Exemple: depresiunile Făgăraş, Sibiu, Alba Iulia-Turda, sau Arefu, Sălătruc-Jiblea din Muscelele Argeşului ş.a. Exhumarea cristalinului din marginea depresiunii conduce şi la evidenţierea unor porţiuni de suprafeţe de eroziune exhumate. Văile epigenetice au obişnuit aspecte de cheie, cum sunt Cheile Turzii, şi au fost impuse peste bare sau masive mai dure de către fostele strate sedimentare mai moi, care le fosilizau. Cu timpul rocile de deasupra sunt înlăturate de către eroziune, reliefurile exhumate rămânând tot mai înalte. În spatele cheii se formează şi bazinete sau depresiuni suspendate, cum este Depresiunea Petreşti de pe Hăşdate (Cheile Turzii). Aproape toate cheile de la poalele Munţilor Apuseni sunt supraimpuse de foste sedimente mio-pliocene care le-au fosilizat anterior.

Relieful structurilor faliate (de tip bloc) Structurile faliate sunt cele în care se întâlnesc suite de falii mai mult sau mai puţin paralele sau întretăiate în unghiuri drepte.

103

Pentru relief importante sunt două aspecte: blocurile dintre falii să se fi ridicat sau coborât pe planul de falie, creând-se abrupturi de falie şi în al doilea rând, pe planul de falie să apară strate de durităţi diferite.În astfel de structuri se creează următoarele forme iniţiale de falie: abrupturi de falie, trepte de falie, horsturi şi grabăne. Treptele iau naştere între faliile paralele pe care terenurile s-au înălţat diferenţiat. Odată abruptul apărut este atacat şi fragmentat de văi care lasă între ele faţete triunghiulare de falie; acestea cu timpul se retrag, până ce relieful se nivelează. După nivelare, dacă rocile din partea nivelată sunt mai moi decât cele din fosta parte mai joasă, atunci eroziunea continuă şi creează un nou şi fals abrupt de falie. Se poate forma şi un abrupt reîntinerit, când falia rejoacă în sensul iniţial. Horstul este un bloc sau o culme înălţată între falii marginale, ca de exemplu Munţii Poiana Ruscăi sau Codru-Moma, Plopiş, Semenic ş.a. Grabenul reprezintă o depresiune coborâtă sau rămasă mai coborâtă, tot pe falii, faţă de unităţi mai ridicate; exemple: Depresiunea Beiuş, Timiş-Cerna, Bozovici ş.a.Eroziunea atacă horsturile şi acumulează grabenele, evoluţia făcându-se pe aceleaşi principii ale eroziunii diferenţiale, aşa fel că pe locul horstului poate apărea cu timpul un fals graben şi invers. Acestea sunt forme derivate şi de tipul inversiunilor de relief.Faliile mai sunt importante şi pentru că pe ele se instalează văi de falie.

Relieful apalaşian Structura de tip apalaşian este reprezentată prin fâşii relativ înguste de strate cu durităţi diferite, dar în general tari, provenite prin retezarea unor structuri cutate vechi, nivelate prin eroziune. Dacă sunt înălţate ca masive, eroziunea se axează pe fâşiile mai moi creând culoare sau văi largi, iar între ele culmi rotunjite. Când aceste aliniamente sunt retezate perpendicular de văi, acestea formează chei peste rocile foarte dure, între care rămân depresiuni. Aşadar structura de tip apalaş se impune prin petrografie.

VULCANISMUL ŞI RELIEFUL VULCANIC Este un relief original format prin expulzări de lave şi gaze din interiorul scoarţei şi care îşi continuă apoi evoluţia sub acţiunea agenţilor externi, dar în funcţie de petrografie şi de structurile realizate. Lava este magmă ajunsă la zi şi degazeificată. Expulzarea de lave şi gaze se face printr-un aparat vulcanic, compus dintr-un bazin magmatic interior, un coş de evacuare, un con şi un crater. Fenomene vulcanice sunt cele care rezultă din străpungerea scoarţei de către topiturile magmatice. Pot fi clasificate în două categorii: intrusive şi efuzive. a)Fenomene intrusive cu importanţă pentru relief sunt tipurile de acumulări de magme răcite în scoarţă: batolite, lacolite şi filoane; când sunt descoperite de către eroziune, impun reliefuri specifice. b)Fenomenele efusive sunt mult mai variate şi mai importante. Pot fi separate următoarele tipuri: izvoare fierbinţi, gheizeri (ţâşniri de ape fierbinţi şi vapori, uneori intermitente) care prin precipitare formează conuri, coloane sau trepte, apoi proiecţii gazoase (fumarole, solfatare, mofete), nori arzători (fierbinţi şi mai grei decât aerul), proiecţii solide (cenuşă, lapilli sau pietricele foarte mici, bombe vulcanice) şi curgeri de lave. Tipurile de erupţii sunt în funcţie de compoziţia chimică a lavei. Lavele bazice sunt mult mai fluide şi dau curgeri de lave, iar cele acide sunt mai vâscoase şi produc explozii. Aceste tipuri mai poartă şi denumirea tipului de vulcan realizat: curgerile de lave bazice dau vulcani de tip hawaiian, islandez sau conuri de tip strombolian1, iar cele acide (explozive) impun vulcani de tip peleean şi de tip vulcanian. Se adaugă: erupţii de gaze, exploziile freatice, plus erupţiile submarine, care formează uneori insule. Relieful vulcanic este de trei feluri: de acumulare, de explozie şi de eroziune.

Relieful de acumulare se compune din conuri (lavele acide), platouri (lavele bazice), plus curgeri de pietre şi curgeri noroioase (lahare).

1.Conurile vulcanice apar izolate sau grupate areal şi liniar. Se diferenţiază după tipul de erupţie şi natura rocilor constituente în:• Conuri de sfărâmături, care provin din explozii de tip strombolian (emit, printr-un coş central, lave fluide dar şi proiecţii solide de tip bombe, lapilli şi cenuşă) şi de tip vulcanian (lave vâscoase, dar domină piroclastitele

104

compuse din cenuşă, bombe şi sfărâmături din rocile în loc). Stratele conurilor sunt înclinate şi dominate de piroclastite. Exemple: Vezuviu, Etna, Vulcano ş.a.• Conuri stratovulcani sunt formate prin alternări de strate compuse din lave cu cele din piroclastite. Conul creşte mult şi depăşeşte echilibrul gravitaţional suportând crăpături pe care pătrund lave formând: conuri secundare (adventive), dykuri (injectări radiare de jos în sus) şi silluri interstratificate ca nişte cupole.Exemple, conurile din Gurghiu şi Harghita.• Cumulovulcanii (sau de tip Mont Pelée) au conuri cu pante foarte mari, cu un mare vârf-dop care închide coşul (lavă foarte acidă) şi care explodează puternic, emiţând puţină lavă, dar mai ales un nor arzător greu, cu temperaturi foarte mari, care arde totul în calea sa. 2.Platourile vulcanice se clădesc printr-o curgere liniştită şi până la mari distanţe a lavelor bazice. Forma curgerii depinde însă şi de relieful întâlnit în cale pe care îl fosilizează. Spectaculoase sunt microformele create de curgerile pe platou: trappe (trepte care corespund fiecare scurgerii unei pânze), dale de lave (sau „pahoehoe”, rezultate din spargerea crustei închegate peste lava ce încă mai curge), harnito (mici cratere peste care se depun acumulări bulgăroase de lavă), tunele, suprafeţe clastocarstice (sau „aa” şi sunt acumulări haotice de blocuri); apar uneori şi coloane bazaltice. Există două tipuri de platouri bazaltice, plus curgeri:• hawaiian sau vulcanul-scut este în fapt un enorm con, dar cu pante foarte mici (3-70), lava emanând dintr-un crater de tip puţ (pit-crater) ce adăposteşte un lac de lavă cu diametru de până la 4-5 km. Exemple: vulcanii Mauna Loua şi Kilauea din Hawaii;• platourile islandeze sunt de două feluri: platouri enorme construite de erupţii liniare (ieşite pe falii), cum este linia Laki, şi conuri mai mici decât cele hawaiiene (diametrul vulcanului 20 km, iar al craterului 2 km), cum este Kalota Dyngja;• curgerile de pietre se asociază cu avalanşe incandescente, în timpul erupţiilor; în urma curgerii de bolovani, pe versanţii vulcanului rămân dâre de canaluri, folosite apoi de ape, iar materialele se acumulează la poala pantei ca grohotiş. 3. Curgerile noroioase reprezintă cenuşă vulcanică fierbinte îmbibată cu apă, amestecată şi cu bolovani, ce curg pe pante şi se împrăştie sub formă de valuri haotice la poala conului. Apar la vulcanii cu lacuri în crater; exploziile pulverizează apa şi o aruncă în aer. Indonezienii numesc aceşti torenţi şi depunerile lor lahare.

Relieful de explozie se formează dominant la vulcanii care emit lave vâscoase (acide) sau gaze. Se formează: cratere, caldere, maare.

– Craterele sunt pâlnii de explozie, specifice conurilor de sfărâmături şi stratovulcanilor. Au diametru până la 4 km. Un aspect aparte îl au craterele-puţ (pit-crater) de tip hawaiian care se formează prin prăbuşirea unei porţiuni a scoarţei bazaltice întărite în lava de dedesubt a unei caldere.– Calderele (spaniolă = căldare) sunt cratere uriaşe, cu peste 4 km în diametru, dimensiune peste care gravitaţia şi explozia provoacă o mare prăbuşire. Calderele au adesea volume mai mari decât conul în sine. Sunt, genetic, de mai multe tipuri: poligene (rezultate prin mai multe explozii), în trepte concentrice şi inelare (cu un con pe centru şi o depresiune inelară în jur numită atrio la Vezuviu, sau cu un lac circular).– Maarele rezultă din explozii de gaze, care formează gropi rotunde ce se umplu apoi cu apă formând lacuri (exemple, maarele din regiunea Eifel, Germania).

Relieful de eroziune se diferenţiază în: modelarea conurilor, modelarea platourilor şi relieful maselor intrusive.

– Modelarea conurilor începe cu o reţea hidrografică radiar-convergentă în crater, care este repede captată de reţeaua radiar-divergentă de pe con. Văile acestea din urmă se numesc barancouri şi împart. conul în interfluvii de tip faţete triunghiulare numite planeze. Demolarea scheletului vulcanic atinge un stadiu de inversiune de relief, când în locul craterului, pe centrul vulcanului, se înalţă coşul vulcanic format din lavă dură, forma de relief fiind numită neck. Pe pantele vulcanului, conurile secundare impun neckuri mai mici. Tot aici pot fi descoperite şi dyke-uri, ca nişte ziduri arcuite. Demolarea totală a unui con trece prin următoarele stadii: vulcan primar (neerodat), în stadiul de planeze, residual (martori) şi schelet vulcanic.– Modelarea platourilor se face pe calea dezagregărilor şi mai ales prin fragmentarea de către văi, care lasă între ele interfluvii netede numite mesas (în Mexic). Pe alocuri apar şi văi supraimpuse, cascade, praguri şi chiar inversiuni de relief (văile umplute cu lave închegate devin interfluvii iar vechile interfluvii compuse din roci sedimentare se transformă în văi).

105

– Modelarea maselor intrusive are loc după dezvelirea lor de către rocile acoperitoare. Batolitele devin obişnuit masive montane care urmează calea reliefurilor granitice, lacolitele se impun ca boltiri locale sau creste, iar filoanele ca mameleoane sau chiar măguri.

Relieful pseudovulcanic se compune din cratere meteorice şi vulcani noroioşi. Pe Terra craterele meteorice păstrate sunt foarte rare. Se cunoaşte unul în Arizona. În schimb, pe Lună ele sunt foarte dese. Vulcanii noroioşi sunt conuri de dimensiuni foarte mici formate din argilă şi nisip expulzate pe anumite crăpături de către presiunea unor gaze interioare. În România sunt activi cei de la Berca-Arbănaşi. Sunt cunoscuţi şi sub numele de pâcle, zalţe sau gloduri (în Moldova) şi bolboroşi în Ardeal (gropi cu apă mâloasă în care iese periodic gaz metan).

RELIEFUL CLIMATIC

Geomorfologia climatică În mod obişnuit se vorbeşte de „reliefuri climatice” numai pentru cel glaciar, periglaciar şi deşertic, adică în acele zone unde factorii hidrometeorici vin în contact direct cu roca, modelând-o după un specific climatic. Aspecte climatice apar însă şi în celelalte zone, dar uneori pe căi indirecte. Exemplificăm numai cu zona temperată, care are un specific morfoclimatic mult mai mascat, fiind o tranziţie între climatele calde şi cele reci şi de aceea relieful devine mai complex decât celelalte trei. Cităm câteva particularităţi morfoclimatice ale acestei zone: nu este prea bine delimitată, având oscilări latitudinale, uneori îngustându-se până la dispariţie; mediana acestei zone coincide cu oscilările vânturilor de vest şi cu schimbările musonice; prezintă un mare contrast termic între vară şi iarnă şi schimbări bruşte de timp, ceea ce face ca şi pătura vegetală să varieze între pădure, silvostepă, stepă înaltă, stepă joasă; foarte importante sunt reliefurile moştenite,mai ales din cuaternar, când aici clima a avut oscilări importante.Ne oprim însă la înţelesul clasic al geomorfologiei climatice, incluzând numai zonele unde lipseşte pătura vegetală şi chiar pătura se sol.

1. Relieful glaciar Limita zăpezilor şi glaciaţiunile cuaternare. Agentul morfogenetic specific îl reprezintă gheţarii, care se formează prin tasarea zăpezii acumulată deasupra aşa-zisei limite a zăpezilor persistente de la un an la altul. Această limită variază după zona climatică:

la ecuator este la altitudinea de 5000 m, la tropice urcă până la 5500-6500 m, în zonele temperate coboarăla circa 3000 m, iar de la 65-800 limita zăpezilor; este specific azi în Alpi);

de platou (pe platourile înalte şi cu zăpadă nu prea multă se pot forma mici calote glaciare, ca în AlpiiDauphinezi);

himalaian (gheţarii cu limbii groase şi lungi de sute de km, care coboară ca nişte fluvii de gheaţă de la7000-8000 m şi pe care vara se formează râuri încrustate în gheaţă);

Kilimandjaro (gheţar în crater vulcanic, cu mai multe limbi mici ce se revarsă lateral, ca în Kenya şiKilimandjaro);

norvegian (o platoşă sau scut de gheaţă numit fjell1, format pe un masiv vechi şi uşor înclinat spre sud,din care se desprind mai multe limbi glaciare restrânse);

alaskian (este un piemont glaciar, format la poala munţilor din Alaska, prin coborârea gheţarilor de pemunte şi care la bază nu se topesc; exemplu, gheţarul Malaspina). Gheţarii de calotă sunt de mai multe tipuri: antarctic, care se extinde pe 99% din continentul cu acelaşi nume, revărsându-se pe alocuri şi peste ocean; ocupă o suprafaţă de aproape 14.000.000 km2, cu un volum de 20 mil. km3; se ridică la altitudini de 3000-4700 m; peste mare formează banchiză din care se desprind iceberguri; gheţarul de tip groenlandez ocupă ¾ din Groenlanda, fiind instalat întro mare depresiune înconjurată

106

de munţi, peste care gheaţa uneori debordează; atinge grosimi maxime de 3400 m; vârfurile montane care străpung gheaţa se numesc nunatak-uri, iar limbile glaciare ce pornesc către exterior şi către mare sunticestrom-uri; gheţarul de tip islandez reprezintă calote mici, care ocupă 1/8 din Islanda; se interferează cu erupţii vulcanice, producându-se inundaţii catastrofale; gheţarul de tip spitzberg acoperă peste 4/5 din arhipelagul cu acelaşi nume; sunt calote insulare relativ mici, peste care se extind uneori limbi glaciare de tip alpin coborâte din munţii din jur, care alteori se dirijează spre ocean şi spre fiorduri. Relieful creat de gheţarii montaniFormele de eroziune sunt: circul, valea şi custurile.

Circul glaciar reprezintă o excavaţiune semisferică, ce cumulează gheaţa şi firnul formate în cadrul unuibazinet de acumulare şi din care surplusul iese în avale sub formă de limbă. Ia naştere prin subsăpare glaciară şi prin dezagregări care se produc mai ales vara pe pereţii circului. Se mai numesc şi căldări, zănoage, kar (germană), corrie (scoţiană). Pot fi de mai multe feluri: de versant sau de perete, de obârşie de vale, simple, compuse, în trepte, subsecvente etc.

Văile glaciare au profil transversal în formă de U, iar cel longitudinal se compune dintr-o alternanţă depraguri şi cuvete, iar în partea inferioară se deschid larg într-un bazin terminal, în care, după retragerea gheţarilor, se instalează un lac important. Confluenţa văilor glaciare secundare se face deasupra celor principale (vale suspendată); acestea, în mod deosebit, se numesc trogh (copaie). Pragurile prezintă scrijilituri numite striuri glaciare şi văluriri, similare unor spinări de berbeci (în special pe pragul circului), numite roci mutonate.

Custurile (karling-uri) sunt interfluviile dintre văile glaciare reduse prin retragerea versanţilor la cumpenezimţate şi colţuroase. În interiorul lor apar strungi (deschideri adânci şi foarte înguste) şi şei glaciare (peste care trece o ramură a unui gheţar mai înalt către unul mai jos; exemplu, Şaua Bâlei). Formele de acumulare. Materialele erodate, transportate şi acumulate de către gheţari se numesc morene. Ele pot fi mişcătoare sau depuse. Cele mişcătoare sunt încă în gheţar şi pot fi: de suprafaţă, interne, mediane (provenite din întâlnirea a doi gheţari) şi de fund. Morenele depuse sunt cele frontale, staţionate la locul de topire al frunţii gheţarului. Cele din urmă sunt, la rândul lor, de două feluri: val frontal arcuit şi drumlinuri (movile răspândite neregulat în spatele valului frontal). După topirea gheţarilor morenele mişcătoare se pot fixa pe fundul văii glaciare, după cum în circ şi în cuvetele din cadrul văii se fixează lacuri glaciare. Relieful creat de gheţarii de calotă Gheţarii de calotă acţionează pe suprafeţe extrem de largi, iar frontul lor de topire se extinde uneori pe zeci şi chiar sute de km. Din ei se desprind uneori şi limbi glaciare, care adesea coboară în ocean sau în mare. Formele de eroziune sunt reprezentate în principal prin câmpii sau câmpuri de exaraţie (fjell) în interiorul cărora se găsesc nunatak-uri (vârfuri ascuţite), trepte de exharaţie, roci mutonate, praguri, bazinete, striaţiuni. Forme aparte sunt fiordurile, văi glaciare foarte adânci şi înrămurate pe care au pătruns ape marine după retragerea gheţarilor. Formele de acumulare se găsesc suprapuse câmpiilor de eroziune şi în faţa fostului front glaciar. Morenele de fund formează câmpuri de acumulare. În cadrul acestora, din loc în loc, unele morene îmbracă forme mai aparte: drumlinuri (coline alungite, între care apar înşeuări şi cuvete lacustre), ősar-uri sau eskers terasamente înrămurate, din pietriş rulat şi nisip, provenite din aluviunile unor râuri care circulau vara prin gheţar), kames-uri (movile plate şi cu versanţi abrupţi, rotunde, rezultate din depunerile aluvionare în unele lacuri care se formau vara pe gheţari). Morenele frontale, sau salpauselka (în finlandeză), sunt aliniamente foarte mari de morene, sub forma unor culmi sau movile imense înşirate pe zeci, chiar sute de km în faţa frontului glaciar. În aceste locuri şi uneori chiar pe câmpia glaciară se găsesc blocuri eratice (stânci enorme aduse de gheţari, ca de exemplu cele din Câmpia germano-poloneză, transportate peste Baltica, ocupată atunci de gheaţă, originare tocmai din Peninsula Scandinavă). Tot în Câmpia germanopoloneză s-au format şi pradoline (urstromtäler), un fel de uluc de fostă valesituată în sudul morenei frontale care bara vechile cursuri europene spre Baltica, obligând formarea unui colector cu direcţie est-vest. Relieful fluvio-glaciar (proglaciar) este creat de apele torenţiale rezultate din topirea frontului glaciar pe timp de vară; i-au naştere: sandre (câmpii fluvioglaciare uşor înclinate, compuse din argile, nisip şi pietrişuri mici), terase fluvioglaciare (multe la număr, dar alungite pe distanţe mici), zolii (mici depresiuni născute din topirea lentă a unor blocuri de gheaţă acoperite cu aluviuni). Şi mai importante sunt lacurile proglaciare (ca

107

Ladoga sau cele americane) formate prin scobirea locurilor respective de către înaintările şi retragerile de moment ale frontului glaciar.

2. Relieful periglaciar Noţiunea şi mediul. Noţiunea de periglaciar a fost introdusă de M. Lozinski (1909), în paralel cu altele ca: nivaţie, paraglaciar, crionival ş.a. Periglaciarul este un mediu de tranziţie între cel polar şi cel temperat şi are mai multe varietăţi: climat arctic continental (Siberia Centrală, Alaska ş.a.), arctic propriu-zis (Norvegia de Nord, Spitzberg ş.a.), rece oceanic (arhipelagul Kerguelen) şi alpin (cu o nuanţă temperată, între limita pădurii şi cea a zăpezilor veşnice şi nuanţa dintre tropice, situată la peste 3000 m). În timpul glaciaţiunilor însă formele periglaciare afectau, de exemplu, toată Europa Centrală şi peste 2/3 din America de Nord şi chiar Japonia sau Atlasul african. În mare, este vorba de temperaturi medii anuale, sau cel puţin 6 luni pe an, de 0C, cu zăpadă puţină sau care se topeşte anual în aşa fel că nu se pot forma gheţari. Agenţii şi procesele specifice sunt: pe prim plan îngheţ-dezgheţul, apoi nivaţia, eolizaţia, gelifluviaţia şi solifluxiunea. Îngheţul apei în roci sau în sol provoacă dezagregări, măriri de volum şi îngheţ permanent de subsol (pergelisol). Dezgheţul determină formarea unei paste mâloase (molisol), alunecări, solifluxiuni sau chiar torenţialitate. Zăpada protejează solul de eroziune, provoacă avalanşe, iar topirea sa conduce la dizolvări, torenţialitate, solifluxiuni, şiroire etc. Vântul încărcat cu cristale de gheaţă şlefuieşte rocile (eolizaţie) şi transportă elementele fine depunându-le ca loess. În timpul dezgheţului de vară se formează şiroiri şi torenţi care atacă îndeosebi rocile moi (molisolul). Structurile periglaciare iau naştere în interiorul solului şi subsolului prin îngheţul şi dezgheţul apei. Sunt de mai multe feluri: pergelisolul sau mertzlota reprezintă subsolul îngheţat permanent; molisolul se formează la partea superioară, care se dezgheaţă pe timpul verii (de la câţiva centrimetri până la 6-7 m în Siberia); penele (vinele) de gheaţă sunt crăpături conice sau de altă formă care se umplu şi se lărgesc prin segregarea gheţii, iar după topirea acestora, în ele pătrund materiale coborâte de pe margini sau aduse de vânt sau şiroire; involuţiile (crioturbaţiile) şi pungile periglaciare au forma unor mici cutări de strate cu proprietăţi hidrice diferite şi se formează prin presiunile îngheţ-dezgheţului. Formele de relief. Se grupează în trei categorii: a)Formele reziduale de cumpănă şi interfluviile iau naştere prin dezagregări care cad în josul versantului, rămânând în urmă forme de tipul: creste zimţate, custuri, creste de cocoş, vârfuri piramidale sau de tip colţi sau ace, babe şi ciuperci (şlefuite de eolizaţie), pietre şlefuite, alveole etc.; b) Formele de versant au, în majoritatea cazurilor, o origine poligenetică şi sunt următoarele: grohotişurile dispuse sub formă de glacisuri, de conuri sau râuri de pietre în lungul versantului (panglici de gelifracte); grèzes-litéeurile (rostogoliri ordonate) sunt elemente relativ mici stratificate pe pante sub 100; treptele şi umerii de altiplanaţie (terase de munte) prezintă o alternanţă de suprafeţe relative orizontale despărţite de taluzuri formate din frunţile stratelor mai dure decât cele de deasupra; terasete şi solifluxiuni apar în sol, în alterări sau roci mai moi cu versanţi sub 150 şi se formează la dezgheţ superficial în raport cu partea rămasă îngheţată; culoarele de avalanşă şi potcoavele nivale sunt specifice versanţilor foarte inclinaţi; nişele nivale se nasc pe locurile cu acumulări mai mari de zăpadă prin procese de sufoziune şi tasare; semipâlniile nivale reprezintă începuturi de circuri cauzate însă de zăpada sub formă de firn sau névé; gheţarii de grohotiş iau naştere în acele acumulări de pietre care sunt alimentate de un izvor, apa acestuia îngheţând în cadrul şi la baza grohotişului; c)Formele suprafeţelor plane reprezintă reflexe de suprafaţă ale îngheţdezgheţului din adânc. Solurile poligonale sunt crăpături verticale ordonate în hexagoane sau poligoane care sunt umplute cu materiale grosiere (pietriş); uneori iau aspect de cercuri de pietre. Pe pantele uşor înclinate solurile poligonale se deplasează spre avale şi se deformează (tot sub presiunea îngheţului) transformându-se în soluri striate (panglici dispuse paralel). Câmpurile de noroi reprezintă solul dezgheţat (molisolul) de deasupra pergelisolului; când roca este dură se formează câmpuri de pietre. Pavajul nival se compune din lespezi împinse din pătura de alterări către suprafaţă şi dispuse pe lat una lângă alta (la câmpurile de pietre stau unele peste altele). Movilele înierbate (marghile, thufuri) sunt semisfere de până la 1 m formate prin bombarea păturii înierbate o dată cu creşterea în interior a unui sâmbure de gheaţă. Hidrolacoliţii sunt escavaţiuni de tipul unor mici cratere care s-au modelat prin îngheţul variat al apei unor lacuri din zonele periglaciare severe (media anuală a temperaturii este de –10 –15C); se mai numesc şi pingo. Allasurile

108

sunt depresiuni mici formate în regiunile cu pergelisol în degradare, prin topirea mai târzie a unor blocuri de gheaţă deasupra cărora are loc apoi o tasare. Depozitele periglaciare se realizează prin conlucrarea dezagregării cu transportul eolian sau/şi fluvio-denudaţional. Este vorba de acumulări de nisipuri sau nisipo-argiloase (pe care se pot forma dune nivo-eoliene), de loessuri sau loessoide, ca şi de grohotişuri şi pături de dezagregări.

3.Relieful regiunilor aride şi semiaride

Caractere generale. Sunt cuprinse sub denumirea de mai sus acele regiuni care au un mediu caracterizat prin precipitaţii medii de cca 200 mm/an, lipsa păturii de vegetaţie şi a celei de sol, o hidrografie dezordonată şi unde vântul se manifestă în voie faţă de roci. Precipitaţiile medii pot fi însă chiar sub 100 mm/an, dar ating uneori şi 500-700 mm dar evaporarea potenţială atinge şi 4000 mm, ca în unele porţiuni din Sahara. În deşertul Atacama însă au trecut şi 10-20 de ani fără precipitaţii. Temperatura se caracterizează prin insolaţie puternică şi amplitudinitermice foarte mari de la zi la noapte. Hidrografia este dominant temporară, cu văi largi numite ueduri; după specificul nivelului de bază hidrografia poate fi: areică (fără un nivel de bază precis), endoreică (un nivel local de bază format dintr-o depresiune sau un lac) şi exoreică (foarte rar, exemplu Nilul). Deşerturile ocupă 33,6% din uscatul globului.Agenţii şi procesele geomorfologice din deşerturi sunt: dezagregarea, alterarea şi precipitarea din soluţii, transportul şi acumularea torenţială, acţiunea vântului. Tipurile de deşert se delimitează fie bioclimatic, fie geomorfologic. Sub aspect bioclimatic există următoarele tipuri: semiaride, aride şi hiperaride.

Deşerturile semiaride se caracterizează prin 200-300 mm precipitaţii pe an, care cad în anotimpul rece,mai ales ca averse, iar vegetaţia este sporadică, smocuri de tufişuri; ocupă 14,6% din deşerturi.

Deşerturile aride au precipitaţii sub 200mm/an, iar regimul termic este variat după regiuni, ceea ce facesă deosebim două subtipuri: a)deşerturi calde, cu temperaturi de 15-20C/an (Sahara, care este şi cel mai extins deşert al globului, cu 9.100.000 km2, Kalahari, Thor ş.a.) b)deşerturi reci, cu temperaturi de –10 la +50 C (Islanda, Tibet, Groenlanda, Pamir, Anzi).Ocupă în total 15% din uscat sau 46% din deşerturi.

Deşerturile hiperaride ocupă numai 4% din uscat sau 14% din deşerturi; acestea sunt: -litorale (Atacama, cu amplitudini termice reduse) -continentale (Death Valley sau Valea Morţii, din S.U.A.). Sub aspect morfologic deşerturile se tipizează astfel: -muntoase (Ahaggar, Kâzâll-Kum ş.a.), -pietroase (suprafeţe joase cu roci dure de pe care vântul spulberă nisipul, cum este hamada din Sahara, părţi din Marele Deşert Australian, sau din podişurile Arabiei şi Iranului), -nisipoase (cu acumulări de tip erguri sau kumuri şi cu dune felurite, ca în depresiunile din Sahara, Libia, Atacama, Kalahari, Takla-Makan etc.),

-argiloase (prezente pe centrul cuvetelor endoreice şi au cruste, şoturi, takâre). Relieful de dezagregare şi alterare. a) Dezagregarea este principalul process de distrugere a rocilor în deşert şi stă sub controlul amplitudinilor termice dintre zi şi noapte (diurne). Se desprind blocuri care se acumulează ca grohotişuri, sau acumulări eluviale (în loc). Unele roci granulare produc nisip sau arenă, lăsând în loc alveole, sau taffonii. Versanţii dezagregaţi devin, de obicei, foarte abrupţi. b) Alterarea acţionează mai ales datorită alternării unor perioade scurte de uşoară umectare cu altele lungi de uscăciune. Umectarea dizolvă mineralele din roci rezultând apoi săruri, care circulă şi cristalizează. Se formează cruste (calcaroase, saline, feruginoase) şi eflorescenţe (de cloruri, sulfaţi etc.). În Australia se numescduricrust, în Mexic caliche, iar în S.U.A. alkaliflats. Relieful creat de apele curgătoare se compune în principal din văi de tip ued şi depresiuni acumulate cu argile, nisipuri şi cruste.

109

Uedurile, numite şi omirimbi (în Kalahari) sau arroyos (America de Sud), îşi au obârşia în areale montane, iar pe părţile mai joase îşi pierd apa în aluviuni. Aici, după viituri, cursul uedului se transformă într-un şirag de bălţi numite gueltas în Sahara. Pătrunse în porţiunile cu pantă mică, apele de viitură dau valuri mari, care produc eroziune laterală formând conuri de eroziune sau glacisuri de eroziune. Mai departe, râurile pătrund în cuveta endoreică unde clădesc câmpuri de acumulare. Acestea din urmă încep cu conuri aluviale (în continuarea celor de eroziune) şi trec apoi în câmpia aluvială, cu lacuri, cruste şi eflorescenţe. Aceste câmpii poartă nume variate, precum: sebkha sau şot (în arabă), playa, bolson, salina, salar (în America Latină), iar depresiunile argiloase din regiunile Caspicei sunt numite kewire (au crustă de sare) sau takâre (au şi o reţea poligonală de crăpături). Relieful eolian este impus de coraziune, deflaţie şi acumulările eoliene. a)Deflaţia spulberă şi triază nisipul, lăsând în urmă un câmp cu pietriş sau pietros care poate prezenta mai multe aspecte. După provenienţa pietrişului rămas pe loc: pavaj de deflaţie sau reg (în Sahara), giber-plains (în Australia), pietrişul provenind mai ales din foste terase fluviatile sau din piemont (în deşertul Tarim, unde se numeşte sai). Rămân uneori şi podişuri pietroase numite hamade în Sahara, sau calcaroase (numite serir în Libia). Deflaţia mai contribuie şi la excavarea unor alveole şi nişe sau chiar taffonii (pe granite, gresii, conglomerate). b) Coraziunea (vântul încărcat cu nisip) împreună cu dezagregarea şi deflaţia realizează: creste, ciuperci, stâlpi, dreikantere, alveole, pietre oscilante. Pe câmpiile argiloase şi chiar în nisipurile fixate prin smocuri de iarbă se formează şănţuleţe tubulare numite yardanguri. În nisipurile foarte groase şi uşor umectate, ceea ce le dă o mai mare coerenţă, coraziunea (şi deflaţia) sculptează depresiuni şi culoare de coraziune şi deflaţie. Şi acestea poartă denumiri variate: fuldji (au formă ovală sau ca o copită de cal) şi vadi (culoare de câţiva km). c) Formele de acumulare sunt şi mai specifice şi mai diversificate. Ergurile (Sahara), numite şi kum-uri (Asia Centrală) sau nefud (în unele ţări arabe) sunt mari aglomerări de nisip, cu aspect deluros, dar nisipul lor pare să fi fost transportat şi acumulat mai mult fluviatil. Pe acestea, dar şi pe acumulările mult mai subţiri de nisip, vântul realizează: riduri, dune, câmpuri de dune (pe erguri). Ridurile sunt ondulări superficiale de nisip. Movilele sunt deobicei fixate de tufişuri sau iarbă şi se numesc nebka, în Sahara. Dunele sunt valuri asimetrice şi pot lua naştere peste tot unde nisipul este descoperit (deşert, litoral, lunci etc.). Sunt de mai multe tipuri: embrionare, longitudinale şi transversale pe vânt, barcane (ca o semilună) şi câmpuri de dune. Acestea din urmă sunt de obiceifoarte mari şi între ele deflaţia realizează culoare numite gassi (când pe fundul lor apare roca la zi) sau feidj (fundul are nisip); pe ele ies uneori izvoare, formând oaze. În regiunile temperate cu dune, acestea pot fi mişcătoare sau fixate de vegetaţie. Glacisurile şi pedimentele reprezintă formele principale evolutive din deşert şi semideşert, rezultate prin retragerea versanţilor sub impulsul unor dezagregări puternice. În faza de început, acestea au o pantă mai înclinată şi mai puţin netedă, dar pe măsură ce ele se extind sunt erodate în suprafaţă şi nivelate de o serie de alte procese: scurgerea apelor în pânză (sheet-flood), şiroirea difuză (rill-wash), dizolvarea şi alterarea (sau eroziunea chimică) şi eroziunea laterală sub bazaabrupturilor.

RELIEFUL LITORAL ŞI MARIN

Relieful litoral este creat de procesele şi factorii marini (valuri, maree şi curenţi) pe când cel submarin are sorgintea în agenţii interni (tectonic, vulcanism) şi mai puţin în cei externi.

110

Relieful litoral Noţiune, agenţi şi procese. Prin litoral se înţelege fâşia de interferenţă între valuri şi maree, pe de o parte, şi uscatul continental, pe de alta. Amplitudinea sa pe verticală, sub apă, poate atinge până la circa 20 m, iar lăţimea, de la 0,5-15 km. Se foloseşte în paralel şi noţiunea de ţărm, dar acesta, în înţeles restrâns, se referă mai mult la fâşia litorală care în majoritatea timpului este uscată. Agenţii principali şi specifici sunt: valurile, mareea şi curenţii; la acestea însă se asociază şi: mişcările tectonice şi eustatice, natura reliefului continental vecin (munte, câmpie etc.), natura rocilor şi structura, clima, aportul fluviatil local şi intervenţiile umane, precum şi procesele fizico-chimice, alunecări, prăbuşiri, sufoziune şi rolul unor factori biologici (exemplu, mangrovele). Lungimea ţărmurilor pe glob este de circa 260.000 km. Acţiunea de eroziune a apei marine se numeşte abraziune, iar cea deacumulare, sedimentare. Relieful litoral este în principal determinat de mecanismul de realizare a două forme: faleza şi platforma continentală. Totodată oscilările în plan ale ţărmului dau naştere şi la alte câteva forme specifice litoralului: golfuri, promontorii, peninsule, estuare, limanuri, lagune. De asemenea, i-au naştere şi diferite forme de acumulare, cum sunt: plaja, cordoanele litorale, deltele ş.a. Faleza şi platforma de abraziune se formează în tandem, ca şi pedimentul cu inselbergul. În timp ce faleza se retrage, ca un abrupt descoperit de vegetaţie, paralel cu ea însăşi, platforma se extinde la baza sa şi submarin. a)Faleza este deci un abrupt, cuînclinări de 30-900, cu înălţimi variabile (dar peste valurile cele mai înalte), la baza căruia valurile izbesc cu putere la furtuni, scobind o firidă. Materialul de deasupra firidei se prăbuşeşte şi cu el valurile izbesc faleza cu şi mai mare putere făcând-o să se retragă de la o furtună la alta. La ţărmurile cu maree, un rol mare în abraziune îl are şi fluxul, iar în unele cazuri şi curenţii litorali. Dar, cu cât faleza se retrage, adâncimea mării în faţa sa scade, valurile se sparg şi se destramă înainte de a ajunge la mal şi forţa de abraziune asupra falezei scade tot mai mult până ce faleza nu se mai retrage, decât cel mult prin procese zise continentale (dezagregări, alterări, alunecări etc.). Faleza devine nefuncţională, iar când apa mării nu o mai atinge deloc, se zice că e faleză moartă (exemplu, faleza din vestul lagunei Razelm). Acolo unde uscatul de la ţărm este format dintr-o câmpie joasă, de principiu nu se formează faleze. b) Platforma continentală (de abraziune) se poate lărgi uneori foarte mult, până la câteva sute de km. Două sunt cauzele care contribuie la această lărgire: coborârea uscatului sau ridicarea nivelului marin,ambele conducând la transgresiuni. În această situaţie faleza se retrage pe timp îndelungat, până la oprirea transgresiunii. De exemplu, în timpul cuaternarului au avut loc mai multe transgresiuni marine. În acest timp, suprafaţa platformei este abradată şi de baza valurilor mari, dar este uniformizată şi de sedimentele depuse. De obicei, platformele actuale au adâncimi între zero şi minus 200 m, dar cele mai extinse pot coborî până la maximum 500 m (inclusiv din motive tectonice). Plaja, dunele şi cordoanele litorale. Plaja este fâşia inundabilă de la marginea litorală a platformei, acoperită cu nisip, pietriş şi cochilii. Se compune din trei fâşii paralele: plaja înaltă (deasupra fluxului, dar inundată la furtuni), plaja propriu-zisă (delimitată între nivelele minime şi cele maxime obişnuite, unde se formează microfaleze), plaja submersă (mereu acoperită cu apă şi până la adâncimea de la care nu se mai resimt influenţele valurilor obişnuite). Microformele de plaje (cordoanele litorale) sunt acumulate sau modelate de apa mării şi de vânt. Apar sub formă de riduri şi brazde paralele, festoane, conuri de plaje (festoane mai înalte), cordoane litorale şi bancuri. Acestea din urmă sunt la origine acumulări submerse foarte alungite; cu timpul pot deveni emerse şi dau grinduri sau cordoane, numite şi perisipuri (când închid un golf sau un liman), săgeţi (cele foarte alungite şi înguste), tombolo (leagă o insulă de ţărm) etc. Dunele litorale sunt modelate de vânt, au forme variate şi pot atinge până la 15 m înălţime.

Estuarele, limanurile şi deltele sunt forme fluvio-marine. a)Estuarele reprezintă gurile în formă de pâlnie ale fluviilor care se varsă la un ţărm cu maree. La flux apa marină pătrunde adânc pe fluviu (pororoca, mascaret), iar la reflux se întoarce şi curge cu putere erodând patul râului şi lărgindu-i gura de vărsare.

111

b) Limanurile sunt tot guri largi de râuri dar mici şi generate de alte cauze; sunt închise de un cordon litoral, având eventual o portiţă; la regresiunea marină valea s-a adâncit, iar la transgresiune a fost barată cu acel cordon litoral. c)Deltele sunt complexe de acumulare formate la gura unor mari fluvii, compuse din nenumărate cordoanefluviatile, dar şi unele fluvio-marine (Dunăre, Rin, Rohn, Gange, Indus ş.a.). Se deosebesc mai multe tipuri de delte: -triunghiulare (ca un vârf de lance, cum este la Tibru şi având un singur braţ principal), -lobate (cu 3-5 braţe, ca la Dunăre), -digitate (Mississippi), -barate (de un curent litoral puternic, ca la Nil). Terasele litorale iau naştere în urma unor regresiuni (eustativ negativ) sau a unor mişcări de ridicare a ţărmului. În fapt, terasele marine sunt foste plaje, sau porţiuni din platforma de abraziune, ridicate deasupra nivelului actual al mării. De exemplu, în jurul Mării Mediterane au fost observate următoarele terase, denumitelocal astfel: Sicilian I (80-100 m), Sicilian II (50-60 m), Tyrrhenian I (25-35 m), Monasterianul superior (10-15 m), Monasterianul inferior sau Tyrrhenian II (5-8 m), Flandrian (1-2 m) având un maximum în Dunkerquien. Evoluţia litoralului se face nu numai în profilul transversal (faleza şi platforma) dar şi în plan orizontal. Tendinţa generală a evoluţiei este aceea de îndreptare a ţărmului prin acumularea golfurilor şi retezarea capurilor. Faţă de această tendinţă generală se pot observa trei situaţii: ţărmul cu tendinţă de submersiune (când marea avansează peste uscat şi, în funcţie de relieful invadat, linia de ţărm devine tot mai sinuoasă; când submersiunea încetează începe îndreptarea ţărmului prin erodarea peninsulelor şi a capurilor şi bararea cu cordoane a golfurilor); ţărmul cu tendinţă de emersiune (când nivelul mării coboară, iar ţărmul avansează peste plaje şi platforma continentală; ţărmul este deja îndreptat); ţărmul neutru (cu nivel marin şi ţărm staţionare, ceea ce face să continue procesul de îndreptare). Tipuri de ţărmuri. Până să ajungă la îndreptări foarte avansate de ţărm, acestea au forme variabile în funcţie de stadiul de evoluţie şi condiţiile locale. Se disting două categorii. a)Ţărmurile joase cuprind: ţărmurile cu lido (au foarte multe şi felurite cordoane litorale), ţărm cu lagune, ţărm cu estuare, ţărm cu delte şi lagune, ţărm aralian (cu relief eolian), ţărm cu skjärs (cu multe acumulăriglaciare), ţărm cu mangrove. b)Ţărmurile înalte, axate pe regiunile de podişuri, dealuri şi munte, sunt de următoarele tipuri: cu riass (văi cu pereţi abrupţi, pe care apele mării pătrund la reflux), cu fiorduri, cu structură longitudinal-cutată (sau de tip dalmatic, cu insule alungite pe anticlinale), cu structură cutată transversală, vulcanic (circular sau cu lobi mari), ţărmuri de rift (tectonice), ţărmuri de platouri carstice, ţărmuri coraligene etc. Insulele sunt de mărimi foarte variate şi cu geneze diferite: de platforme continentale (Anglia), horsturi (Sardinia), tectonice (Madagascar), ghirlande insulare (pe marginea unor fose), vulcanice (foarte multe), coraligene (rotunde şi joase) etc.

Relieful submarin Se subdivide în două domenii: bordura continentală şi cel submarin propriu-zis.Primul se compune din platforma continentală şi abruptul (taluzul) continental. Domeniul submarin începe cu glacisul continental (format din acumulări provenite de pe taluz sau chiar de pe continent), câmpiile şi podişurile submerse, dorsalele traversate de falii transformante care impun praguri şi depresiuni oceanice, apoi rifturi (închise sau deschise) şi fose abisale (mai adânci de 5000-6000 m).

112

BIOGEOGRAFIE

Biogeografia este ştiinţa care studiază organismele vii, plantele şi animalele de pe suprafaţa pământului, gruparea şi repartiţia acestor organisme, precum şi relaţiile lor cu factorii mediului natural şi cu societatea umană.Ea cuprinde două mari ramuri:• fitogeografia sau geografia plantelor;• zoogeografia sau geografia animalelor.Ca disciplină geografică, biogeografia cuprinde un domeniu vast de probleme, din care se pot desprinde trei direcţii mari de cercetare în domeniul plantelor şi animalelor: corologia, ecologia şi biocenologia.

Arealul biogeografic Prin areal se înţelege acea suprafaţă geografică ocupată de o anumită specie, gen sau familie de plante sau animale. Numele vine de la latinescul area = teritoriu, regiune sau suprafaţă. Fiecare specie îşi are conturat arealul (teritoriul) pe care se află răspândită. Punctul unde ia naştere o specie se numeşte „centru biogenetic” saufitogenetic, în cazul plantelor, şi zoogenetic, în cazul animalelor. Tipurile de arealeDupă poziţia, formele şi dimensiunile pe care le prezintă ariile de repartiţie se disting cinci tipuri de areale: cosmopolite, circumterestre, endemice, discontinue sau disjuncte şi vicariante. 1) Arealele cosmopolite se întind aproape pe întreaga suprafaţă a globului terestru.Din categoria plantelor se poate menţiona: trestia de baltă (Phragmites communis), traista ciobanului (Capsella bursa-pastoris), păpădia (Taraxacum officinale), pătlagina (Plantago major).Din categoria animalelor pot fi menţionate: scrumbia de mare (Scomber scombrus), balena (Balenoptera musculus), vulturul pescar (Pandion haliaetus), şoimul călător (Falco peregrinus), cucul( Cuculus canorus). 2) Arealele circumterestre cuprind suprafeţele terestre sau oceanice cuprinse între anumite limite de latitudine. G. Lemee (1967) distinge:a) arealul circumpolar boreal ocupă toată suprafaţa terestră şi acvatică din jurul cercului polar;b) arealul circumtemperat al emisferei nordice se întinde între 50 şi 35 N;c) arealul pantropical ocupă spaţiul intertropical dispus între 300 latitudine nordică şi sudică;d) arealul circumaustral terestru este răspândit la sud de Tropicul Capricornului şi se caracterizează printr-o mare discontinuitate a uscatului.3) Arealele endemice sunt foarte variate ca mărime. Pentru anumite specii arealul endemic poate să se reducă la câţiva kilometri pătraţi sau chiar la câţiva metri pătraţi. Arealele speciilor endemice pot rezulta din acţiunea a două procese bine diferenţiate: a) unele care se menţin prin procesul de conservare şi alcătuiesc grupa arealelor paleoendemice sau relicte; b) altele sunt alcătuite din specii de origine recentă care s-au dezvoltat dintr-o grupă fără o vechime mare şi alcătuiesc arealele neoendemice.

113

4) Arealele vicariante. Prin vicariante se înţelege acel fenomen de înlocuire a unor specii de plante sau animale de pe o anumită suprafaţă prin altele, dar apropiate din punct de vedere sistematic. Acest fenomen poartă numele de vicariere ecologică sau sistematică.5. Arealele discontinue (disjuncte). Aceste areale se deosebesc de cele continue sau unitare prin faptul că sunt fragmentate, rupte şi pot să se afle răspândite, unele faţă de altele, la distanţe mai mari sau mai mici. Ele pot rezulta fie din dirijarea sau fragmentarea unui areal mai mare cu caracter continuu în mai multe arii mai mici, fie prin străpungerea unui obstacol fizico-geografic unde la început ia naştere un areal mai mic, iar cu timpul poate să se mărească depăşindu-l pe cel din care provine.

ELEMENTE DE ECOLOGIE Factorii energetici (lumina şi temperatura) Lumina 1. Influenţa luminii asupra plantelor Lumina este unul dintre principalii factori energetici din totalul factorilor climatici. Intensitatea luminii diferă în cursul zilei, fiind în funcţie de unghiul de incidenţă al razelor solare, variază în raport cu gradul de latitudine şi altitudine.Cantitatea de lumină variază şi cu nebulozitatea, cu umiditatea atmosferică, cu cantitatea de praf din aer. Lumina are o importanţă extrem de mare în procesul de creştere şi dezvoltare a plantelor. Categorii de plante după nevoia de lumină După reacţia plantelor faţă de condiţiile de iluminare, se pot distinge două grupe ecologice şi anume:a) plante iubitoare de lumină (heliofite sau fotofile);b) plante iubitoare de umbră (umbrofile, sciafite sau fotofobe). Plantele fotofile sau heliofite sunt iubitoare de lumină intensă şi se află răspândite în regiunile bine luminate. Acest sunt majoritatea plantelor din stepe, savane, preerii, pampasuri, etajul alpin şi din regiunile arctice. Dintre speciile ieboase pot fi menţionate: iarba câmpului (Agrostis alba), colilia (Stipa capillata), păiuşul (Festuca pratensis), iar dintre speciile lemnoase: zada (Larix decidua), frasinul (Frasinus excelsior), stejarul (Quercus robur), pinul (Pinus silvestris), salcâmul (Robinia pseudoacacia). Plantele sciafite, umbrofite sau fotofobe se dezvoltă mai bine la o lumină cu o intensitate mai redusă, difuză şi mai ales la umbră.Dintre speciile ierboase fac parte: lăcrămioarele (Convallaria majalis), pochivnicul (Asarum europaeum), măcrişul iepuresc (Oxalis acetosella), iar dintre speciile de plante lemnoase: molidul (Picea excelsa), carpenul (Carpinus betulus),fagul (Fagus silvatica), arţarul (Acer platanoides). 2. Influenţa luminii asupra animalelor Lumina are o acţiune complexă asupra animalelor, deoarece în funcţie de aceasta, animalele îşi desfăşoară activitatea, se orientează în spaţiul aerian şi terstru, primesc o anumită coloraţie, are loc migraţia păsărilor, reproducerea. S-a observat că animalele au tendinţa de a copia culoarea generală a mediului ambiant, adică prezintă fenomenul de homocromie. În timpul zilei, culorile mediului înconjurător sunt reflectate asupra celulelor pigmentative de pe pielea animalelor, denumite cromatofore, imprimându-le culoarea dominantă a mediuluirespectiv. Temperatura 1. Influenţa temperaturii asupra plantelor Temperatura influenţează metabolismul plantelor cu cele două laturi ale sale, asimilaţia şi dezasimilaţia, ce duc la schimbul de substanţe dintre plante şi mediu, la transformarea şi circulaţia substanţelor organice în corpul plantelor. Temperatura acţionează asupra fotosintezei, respiraţiei, transpiraţiei. Ea influenţează încolţirea,

114

înflorirea, fecundaţia, creşterea şi dezvoltarea plantelor, având chiar şi o acţiune morfogenetică (schimbări în forma şi culoarea organismului) în cadrul unor anumite amplitudini ale ei.În funcţie de modul cum se adaptează la fiecare limită de temperatură, plantele au fost grupate în patru categorii: megaterme, mezoterme, microterme şi hechistoterme. Plantele megaterme sunt adaptate la o temperatură constantă > 20C. Ex: palmierii, curmalii, bananierii. Plantele mezoterme prezintă adaptări la temperaturi ce variază între 15 şi 20C.Ex.: plantele subtropicale (măslinul, leandrul, castanul, smochinul).Plantele microterme rezistă la oscilaţii mari de temperatură între 0 şi 15 C. Sunt răspândite în climatul temperat şi rece (molidul, bradul, fagul). Plantele hechistoterme sunt adaptate la temperaturi scăzute, în jur de 0C. Le întâlnim în ţinuturile polare şi în etajele alpine (murul, macul arctic, garofiţa alpină). 2. Influenţa temperaturii asupra animalelor Temperatura are o influenţă importantă asupra animalelor. Există specii de animale care suportă cu uşurinţă unele variaţii de temperatură pentru care au fost denumite animale euriterme (ursul, căprioara, lupul, puma). Altele nu pot suporta oscilaţiile de temperatură şi au fost denumite animale stenoterme (maimuţele, foca,morsa, păstrăvul).După felul în care animalele reacţionează faţă de variaţiile de temperatură, au fost împărţite în două categorii: a) animale homeoterme cu „sânge cald” şi cu temperatura corpului constantă; b) animale poikiloterme cu „sânge rece”. Factorii hidrici Plantele şi animalele pentru a-şi îndeplini funcţiile vitale au nevoie de apă. Nu există organisme vii care să poată trăi fără apă. Ea are o largă răspândire pe suprafaţa pământului (71%), fiind prezentă sub forma mărilor şi oceanelor, râurilor şi lacurilor, a izvoarelor şi mlaştinilor.Apa constituie un aliment de bază pentru plante şi animale, întrucât prin circulaţia pe care o realizează la suprafaţa pământului şi în mediul subteran se încarcă cu un bogat conţinut de săruri (sodiu, potasiu, calciu, fier, fosfat). Rolul apei pentru plante Cea mai mare cantitate din apa meteorică, care cade pe suprafaţa terestră, se scurge alcătuind hidrografia de suprafaţă (superficială); altă parte se evaporă intrând în circulaţia atmosferică, iar restul se infiltrează în sol, formând apa freatică şi de adâncime. Cea mai mare parte din plantele terestre, pentru a-şi putea îndeplini funcţiile fiziologice vitale, absoarbe din sol, după necesităţi, fie apa din franja capilară sau porii capilari, fie din straturile freatice. Tipuri de plante după necesarul de umezeală din sol Plantele, în funcţie de condiţiile de umiditate ale mediului în care trăiesc, au fost grupate în două mari categorii:1) higrofile;2) xerofile. Plantele higrofile, la rândul lor, se pot împărţi în: hidrofile, higrofile şi mezofile a) Plantele hidrofile sunt plante acvatice propriu-zise care cresc scufundate (submerse) în apă.Ex: săgeata apei (Sagittaria sagittifolia), trestia de baltă (Phragmites communis), papura (Typha latifolia), broscăriţa (Potamogeton lucens), sârmuliţa (Vallisneria spiralis), ciuma bălţii (Elodea canadensis), nufărul alb (Nymphea alba), nufărul galben (Nyphar luteum), piciorul cocoşului de baltă (Ranunculus vulgaris). b) Plantele higrofile sunt adaptate să trăiască într-un mediu cu multă umiditate. Ex: rodul pământului (Arum maculatum), pipirigul (Juncus maculatum), rogozul (Carex riparia), bananierul (Musa sapientum), begonia (Begonia rex), ficusul indian (Ficus bengalensis). c) Plantele mezofile cresc în regiunile cu umiditate moderată din zona temperat-continentală (păduri de răşinoase şi păduri de foioase, pajişti de luncă).Ex: coada vulpii (Alopecurus pratensis), iarba câmpului (Agrostis alba), golomăţul (Dactylis glomerata), păiuşul (Festuca ovina). Plantele xerofile se deosebesc de cele higrofile prin faptul că primesc anumite adaptări, din cauză că trăiesc în condiţiile unui mediu cu umiditate deficitară. Au capacitatea de a rezista la temperaturi mari şi la ofilire prelungită.

115

Plantele xerofile se împart în mai multe tipuri: xerofite, hemixerofite, suculente, oxilofite şi psichrofite. a) Plantele xerofite se întâlnesc în regiunile de stepă şi de pustiu.Ex: specii de pelin (Artemisia glauca), lumânărica (Verbascum thapeus), specii de colilie (Stipa pennata). b) Plantele hemixerofite trăiesc în regiunile cu umiditate scăzută şi au o rezistenţă mai redusă la temperaturile mai ridicate. Ex: iarba sau spinul cămilei (Medicago falcata), jalaşul (Salvia nutans), unele specii de eucalipt. c) Plantele suculente prezintă ţesături capabile să înmagazineze o mare cantitate de apă. Ele mai sunt numite şi plante grase, deoarece sunt cărnoase şi verzi şi adesea lipsite de frunze.Ex: cactusul gigant (Carnegia gigantea). Plantele hidatofite cresc în regiuni foarte secetoase. Ex: un arbust din deşerturile sărate ale Egiptului (Reaumuria hirtella). e) Plantele oxilofite sau oxifile sunt specifice regiunilor cu soluri acide, în general, acoperite cu mlaştini şi turbării. f) Plantele psichrofile sau psichrofite cresc în regiunile arctice şi în regiunile alpine fiind adaptate la temperaturi foarte coborâte şi la îngheţ.Ex: firuţa alpină (Poa alpina), păiuş (Festuca supina, F.ovina), rogoz (Carex curvula).Rolul apei pentru animaleAnimalele din mediul terestru, în funcţie de modul cum sunt adaptate la gradul de umiditate, au fost grupate în două categorii:• animale higrobionte, adaptate să trăiască în regiunile cu multă umiditate;• animale xerobionte, adaptate la condiţiile unui mediu mai secetos. Factorii edafici Importanţa solului pentru plante Majoritatea plantelor, pentru a putea să absoarbă o dată cu apa şi sărurile minerale, necesare pentru viaţa lor, se fixează în sol cu ajutorul rădăcinilor, care se prezintă sub diverse forme (pivotate, ramificate, fasciculate, adventive). O altă categorie de plante care trăiesc în mediul acvatic plutesc la suprafaţa apei fără să se fixeze. Mai există şi o a treia categorie de plante care sunt independente de sol alcătuind grupa plantelor parazite, saprofite şi epifite. 1. Plante care se fixează de solDupă reacţia solului se disting: plante oxifile, neutrofile şi bazifile. a) Plantele oxifile sunt acelea care cresc pe solurile acide cu pH>7 (3-6,5). Din această categorie fac parte: afinul (Vaccinium myrtillus), merişorul (Vaccinium vitis-idaea), iarba albastră (Molinia coerula), roua cerului (Drosera rotundifolia), precum şi unele plante de cultură (porumbul, cartoful). b) Plantele neutrofile se întâlnesc pe soluri neutre cu pH între 6,8 şi 7,2. Pot fi considerate majoritatea plantelor de cultură (tutunul, sfecla roşie, grâul). c) Plantele bazifile sunt răspândite pe solurile alcaline, cu pH mai mare de 7,2.Aceste soluri, fiind bogate în carbonat de calciu ori sulfat de calciu, se află răspândite în regiunile de stepă. Din categoria acestor plante fac parte: stejarul pufos (Quercus pubescens), păpădia (Taraxacum officinale), rapiţa (Brassica rapa), lucerna (Medicago sativa).După conţinutul de săruri al solului plantele se împart în: halofile, glicofile, nitrofile şi calcifile. a) Plantele halofile cresc pe soluri sărate din regiunile de stepă şi semideşerturi, iar rădăcinile pot absorbi apă cu concentraţia mare de NaCl (5%).Din această categorie fac parte: brânca sau sărăţica (Salicornia herbacea), ghirinul (Sueda maritima), iarba grasă (Arthrocneum glauchum), chiurlanul (Salsola kali), rogozul maritim (Scirpus maritimus). b) Plantele glicofile cresc numai pe soluri care prezintă o concentraţie foarte redusă de săruri. Dintre acestea fac parte unele plante de cultură: sfecla de zahăr (Beta rubra), ţelina (Apium graveolens), bumbacul (Gossypium barbadense), curmalul (Pheonix dactylifera). c) Plantele nitrofile ocupă solurile cu un conţinut însemnat de azot. Ele mai poartă numele de plante ruderale. Dintre acestea menţionăm: urzica (Urtica dioica), măcrişul calului (Rumex conglomeratus), spanacul porcesc (Chenopodium hybridum), ştevia (Rumex alpinus), bozul (Sambucus ebulum). d) Plantele calcifile le întâlnim pe solurile bogate în carbonat de calciu sau pe stâncile calcaroase, cum ar fi: floarea de colţ (Leontopodium alpinum), garofiţa de stâncă (Dianthus spiculifolius).

116

După structura şi textura solului, plantele se împart în: psamofile, casmofile sau hasmofile şi litofile. e) Plantele psamofile, cunoscute şi sub numele de arenacee, sunt plante ce cresc pe soluri nisipoase şi pe nisipuri. Enumerăm: orzul sălbatic sau orzul de nisip (Elymus sabulosus), garofiţa de nisip (Dianthus arenarius), troscotul de nisip (Polygonum arenarium), pătlagina de nisip (Plantago indica). f) Plantele casmofile sau hasmofile alcătuiesc flora saxicolă, formată mai ales din muşchi şi licheni, ale căror rădăcini pătrund destul de adânc prin fisurile rocilor, iar acolo unde spaţiul le permite, muşchii îşi formează perniţe care au rolul unui burete ce absoarbe orice picătură de apă. g) Plantele litofile sunt specifice solurilor alcătuite din pietrişuri,grohotişuri, iar anumite specii cresc pe locuri stâncoase. Exemplu, unele alge şiunele specii de licheni. 2. Plante independente de sol Există o serie de plante care n-au nevoie de sol, nici ca suport, nici ca izvor de hrană. Aşa sunt plantele parazite, saprofite şi epifite şi unele plante acvatice care plutesc la suprafaţa apei (plante flotante) fără să-şi înfigă rădăcinile în sol, cum este cazul fitoplanctonului. a) Plantele parazite trăiesc pe suporturi vii neavând nevoie de organe de nutriţie sau de fixare în sol. Ele îşi procură hrana din organismele vii pe care le parazitează şi de care sunt legate.Ex: lupoaica sau gonitoarea (Orobanche), muma pădurii (Lathraea squamaria), cuscuta (Cuscuta epithymum), vâscul (Viscum album). b) Plantele saprofite alcătuiesc grupa plantelor care îşi procură hrana din substanţe organice aflate în descompunere. Ex. de diferite specii de ciuperci: iasca (Fomes fomentarius), cuibuşorul (Neottia nidus-avis). c) Plantele epifite cresc pe trunchiul şi ramurile arborilor din păduri, fără să aibă organe speciale pe care să şi le înfigă în ţesuturile gazdelor. Importanţa solului pentru animale În funcţie de modul cum îşi desfăşoară viaţa, unele animale preferă solurile argiloase, altele cu textură mai lutoasă, nisipoasă. Animalele geobionte preferă solurile argiloase. Ele duc viaţă subterană. Acolo se hrănesc şi se înmulţesc. Ex: unele protozoare, viermi şi artropode, precum şi câteva mamifere: cârtiţa europeană, cârtiţa africană, cârtiţa marsupială şi unele specii de orbeţi. Animalele geofile preferă cam acelaşi tip de sol şi trăiesc numai o parte din timp în mediul subteran. Aici îşi fac galerii, cuiburi şi se înmulţesc, însă pentru procurarea hranei ies la suprafaţă. Ex: broasca râioasă (Bufo bufo), lăstunul de mal (Riparia riparia), pescăruşul albastru (Alcedo atthis), pupăza (Upupa epops), şoarecele de câmp (Microtus arvalis), nevăstuica (Mustela nivalis). Animalele petrobionte îşi duc viaţa, fie pe soluri extrem de dure, stâncoase, fie în crăpăturile stâncilor. Din rândul lor se pot menţiona unele gasteropode (Patula clausitia) şi şopârlele. Factorii mecanici Ca şi factorii energetici, hidrici, factorii mecanici prezintă un rol important în evoluţia şi dezvoltarea plantelor şi animalelor. Dintre aceştia, o acţiune deosebită o exercită vântul, zăpada şi focul. Vântul este unul dintre factorii de mare însemnătate pentru evoluţia diverselor condiţii climatice dintr-o anumită regiune sau dintr-un anumit areal geografic. Prin acţiunea sa de transport participă la uniformizarea temperaturilor sau a gradului de umiditate, la răcirea sau încălzirea unui teritoriu, iar în regiunile de pustiu, prin antrenarea particulelor fine de nisip, acţionează cu o forţă mare de eroziune. Vântul participă la acţiunea de diseminare pasivă a plantelor şi cu totul întâmplător a unor animale.Ex: trestia de baltă (Phragmites communis), papura (Typha angustifolis), pipirigul, unele specii de ferigi şi muşchi, brad (Abies alba), fag (Fagus silvatica), nuc (Junglans regia), salcie (Salix alba), plop (Populus tremula, P. alba), arin (Alnus glutinosa). Zăpada este un factor ecologic care contribuie, fie la menţinerea şi dezvoltarea vegetaţiei, fie la distrugerea ei. În zona de tundră, unde vegetaţia lemnoasă este pipernicită ca şi în etajul alpin, zăpada se aşterne în sezonul de iarnă într-un strat gros ce se menţine pe timp îndelungat (în Carpaţi 6-7 luni) peste această vegetaţie. Focul a exercitat dintotdeauna un rol cu efecte atât negative, cât şi positive asupra vegetaţiei. Astăzi, pe suprafaţa pământului se întâlnesc două tipuri de focuri: unele controlate de către om şi altele produse fie din cauza fulgerelor, fie din alte cauze.Ex: stejarul de plută (Quercus suber), baobabul (Adansonia digitata), zada

117

(Larix decidua) şi pinul (Pinus silvestris).

DOMENIILE DE VIAŢĂ ALE GLOBULUI TERESTRU

Domeniul acvatic Ocupă cea mai mare parte din suprafaţa terestră (2/3), caracterizându-se princondiţii ecologice foarte variate. Domeniul acvatic, în funcţie de condiţiile sale de viaţă, se împarte în:• domeniul apelor marine şi oceanice;• domeniul apelor continentale. Apele marine şi oceaniceSe apreciază că 69% din organismele vii au apărut şi s-au dezvoltat în apa mărilor şi 6% în apele dulci continentale. Restul de 25% reprezintă viaţa apărută şi dezvoltată pe uscat.Din cele 510 mil. km2 ale Globului, apa ocupă o suprafaţă de 361,3 mil. km2 (70,8%), iar uscatul 149 mil. km2 (29,2%).În baza relaţiilor ecologice dintre organismele marine şi în baza particularităţilor pe care le prezintă mediul acvatic, suprafaţa Oceanului Planetar a fost divizată în trei zone:1. zona litorală;2. zona pelagică;3. zona abisală.1. Viaţa în zona litorală Se desfăşoară pe platforma continentală marină, până la adâncimea de 200 m şi este influenţată de condiţiile mediului ambiant şi de adâncimea apelor.Cei mai mulţi oceanologi împart zona litorală în trei etaje: etajul supralitoral, mediolitoral şi infralitoral.2. Viaţa în zona pelagică Această zonă se dezvoltă până la adâncimea în care pătrunde lumina, adică până la 400-500 m. Flora şi fauna care populează apele din largul mărilor trăieşte într-un mediu litoral care este mult mai eterogen. Organismele superioare prezintă o structură deosebită prin faptul că ele sunt forţate să se afle într-o permanentă stare de suspensie. Organismele inferioare nu au mijloace proprii de locomoţie şi, ca urmare, ele ocupă orizontul superior al apelor, formând planctonul.3. Viaţa din zona abisală Cuprinde întreaga masă a apelor oceanice, unde nu pătrunde lumina, unde este întuneric deplin şi micşorarea apei are o relativă stabilitate. Temperatura apelor se menţine în jur de 20C, iar salinitatea în funcţie de adâncime, variază între 32 şi 34%0. În condiţiile mediului existent, fauna care populează apele acestei zoneprezintă adaptări specifice. Apele continentale Vegetaţia şi animalele din cuprinsul apelor continentale sunt foarte variate şi bogate ca urmare a influenţei pe care o exercită factorii ecologici (chimismul şi salinitatea apelor, regimul termic şi de îngheţ, dinamica apelor).1. Flora şi fauna apelor curgătoareCompoziţia floristică şi faunistică a apelor curgătoare este în funcţie de viteza curentului de apă, de substratul albiei minore, de proprietăţile fizice şi chimice ale apelor. Caracteristicile florei şi faunei din cursul superior al apelor curgătoare Flora este săracă şi este formată din alge şi bacterii. Dintre plantele cu flori se pot menţiona: piciorul cocoşului (Ranunculus fluviatilis), rogoaze (Carex), broscăriţa (Potamogeton).Fauna este formată din teri grupe de animale:• animale reobionte (adaptate la râuri cu repezişuri şi cascade);• reofile (specifice apelor curgătoare cu viteza ceva mai redusă);• reoxene (ajunse întâmplător în apele curgătoare). Caracteristicle florei şi faunei din cursul mijlociu al apelor curgătoare Râurile, în cursul lor mijlociu, străbat regiuni deluroase şi de podiş. Flora şi fauna este adaptată la condiţiile şi constituţia substratului din albia minoră. Flora este alcătuită din coada mânzului (Hippuris vulgaris), ciuma apelor (Elodea canadensis), şi broscăriţa (Potamogeton).

118

Fauna este bogată, fiind caracterizată prin prezenţa unor amfipode, lamelibranhiate, gasteropode. Caracteristicile florei şi faunei din cursul inferior al apelor curgătoare La malurile convexe unde adâncimea apei este mică şi viteza foarte redusă, cresc câteva specii de plante submerse (brădiş, broscăriţă) şi plutitoare (nuferi, cornaci, plutică). În albia majoră a râurilor din acest sector se întâlnesc păduri formate din esenţe albe, denumite zăvoaie. Acestea sunt alcătuite din sălcii, răchitişuri, plopişuri şi aninişuri. 2. Flora şi fauna apelor stătătoare (lacuri, bălţi, mlaştini) Viaţa din apa lacurilor se află sub directa influenţă a regimului de salinitate, temperatură, transparenţă, lumină. În funcţie de gradul de mineralizare a apelor au fost împărţite în două categorii:• lacuri cu apă dulce;• lacuri cu apă sărată. Lacurile cu apă dulce au salinitatea foarte redusă, mai mică de 1g/l de apă. Se află răspândite în zonele de climă temperată şi rece, precum şi în climatul regiunii ecuatoriale. În funcţie de potenţialul trofic al fiecărui bazin lacustru, cei mai mulţi limnologi au grupat lacurile în trei categorii: oligotrofe, eutrofe şi distrofe. Lacurile cu apă sărată se împart în două categorii în funcţie de gradul lor de mineralizare:• lacuri cu apă salmastră;• lacuri cu apă sărată propriu-zisă. Apa salmastră are o salinitate mai mare de 24,7 g/l. Limita de 24,7g/l dintre apele salmastre şi cele sărate s-a stabilit în raport cu faptul că, la acest grad de mineralizare, apele au temperatura densităţii maxime şi temperatura de îngheţ la –1,33 0C. Din categoria lacurilor cu apă sărată şi suprasărată se pot menţiona: Marea Moartă (288 g/l), Marele Lac Sărat (266 g/l), Grota Miresii (317 g/l) de la Slănic- Prahova, Lacul Ursu (260 g/l) de la Sovata, Techirghiolul (96 g/l).Fauna care populează lacurile sărate este săracă şi adaptată la condiţiile respective. 3. Mlaştinile Se formează în condiţiile unui exces de apă care se acumulează în formele de relief negative. Pe spaţiul lor se dezvoltă o vegetaţie hidrofilă şi higrofilă ce favorizează procesul de turbifiere. E. Pop (1960) considera mlaştina „o formaţiune biogeografică acvatică neaerisită, ale cărei plante, în loc să putrezească sau să se mineralizeze, se turbifică după moarte, aglomerându-se în cele din urmă la fund, sub formă de zăcământ turbos”.După modul de alimentare cu apă, după forma suprafeţei şi componenţa vegetaţiei, mlaştinile se împart în două grupe:• mlaştini eutrofe;• mlaştini oligotrofe.

Domeniul terestru Vegetaţia şi fauna din zonele aride alpine şi polare

1. Tundra arctică se află situată în ţinuturile polare unde condiţiile climatice se caracterizează prin temperaturi scăzute tot timpul anului, valorile termice medii variază între 0 şi –140C. Luna iulie prezintă temperaturi medii mai mari de 100C, în luna ianuarie se pot înregistra geruri foarte aspre (-400C). Precipitaţiile au valori scăzute, variind între 200 mm (tundra siberiană) şi 300-400 mm (tundra europeană).Tundra arctică ocupă 3 mil. Km2 şi se întinde în Europa (Islanda, nordul Scandinaviei, Peninsula Kola), Asia (nordul Siberiei) şi în nordul Canadei.Vegetaţia tundrei este foarte variată, prezentându-se ca un mozaic de plante, cu înălţimi reduse, cuprinse între 15 şi 50 cm. Vegetaţia tundrei este alcătuită de la formaţiuni arbustive, în care predomină tufişurile de sălcii şi mestecenii, până la landele de ericacee sau la pajiştile propriu-zise de tundră formate, mai ales, din graminee şi ciperacee. Răspândirea acestei vegetaţii este în funcţie de gradul de umiditate a solului, precum şi de poziţia latitudinală în care se află localizată formaţiunea de tundră. Putem vorbi de o tundră cu arbori şi arbuşti, o tundrăhigrofilă, mezofilă.Fauna tundrei este alcătuită dintr-un număr important de specii de mamifere şi păsări. Mamiferele care trăiesc în zona de tundră sunt adaptate la condiţiile climatice aspre, atât prin blana mare şi deasă pe care o au, cât şi prin stratul gros de grăsime. Păsările au un penaj dens şi de culoare albă. În timpul iernii cele mai multe specii de mamifere şi păsări migrează către sud, în pădurile de taiga.

119

2. Tundra antarctică Se caracterizează prin condiţii climatice aspre. Temperaturile sunt foarte scăzute. În luna cea mai caldă temperatura medie creşte cu puţin peste 0C, iar în luna cea mai rece temperatura poate coborî până la –88C. Precipitaţiile sunt în general reduse (250-300 mm), iar vânturile sunt puternice şi frecvent se manifestă sub forma furtunilor violente. Vegetaţia de tundră este răspândită pe continentul Antarctica numai în zona ţărmurilor. Ocupă suprafeţe mai întinse pe insulele situate în jurul acestui continent (Falkland, Georgia de Sud, Kerguelen, Macquarie). Pe aceste insule climatul are o nuanţă oceanică cu vânturi foarte puternice şi temperaturi scăzute tot timpul anului.Fauna este adaptată la condiţiile de climă aspră. Mamiferele terestre lipsesc în totalitate. Se întâlnesc câteva specii de păsări ca pinguini, petrelul uriaş, petrelul zăpezilor, o varietate de albatroşi, pescăruşi. 3. Tundra alpină sau vegetaţia etajului alpin Vegetaţia şi fauna etajului alpin este strâns legată de condiţiile climatice şi edafice ale fiecărei unităţi muntoase. Se află răspândită în regiunea Holarctica, în Munţii Pirinei, Carpaţi, Caucaz, Himalaya, Munţii Japoniei. Vegetaţia etajului alpin prezintă unele asemănări cu cea din tundra arctică. Astfel pajiştile alpine se aseamănă cu vegetaţia ierboasă din tundră prin faptul că au o perioadă scurtă de vegetaţie.Cantitatea de precipitaţii este mare, mai ales sub formă de zăpadă, când pe unele porţiuni poate să atingă grosimi de 3 m. În funcţie de condiţiile climatice menţionate, plantele sunt pitice, au florile viu colorate din cauza intensităţii mari a luminii, iar frunzele lor cresc aproape de rădăcină. Sunt adaptate la temperaturi scăzute şi prezintă o mare rezistenţă la geruri. Ex: floarea de colţ (Leontopodium alpinum), garofiţa alpină (Dianthus spiculifolius), guşa porumbelului alpin (Silene acualis).Fauna etajului alpin prezintă adaptări specifice faţă de condiţiile climatice mai neprielnice. Pentru a putea rezista frigului, mamiferele au blana mare şi deasă, iar păsările sunt acoperite cu un penaj bogat.

Vegetaţia şi fauna din zonele aride (deşertice)1. Deşerturile tropicale şi subtropicale sunt cuprinse între 40 lat.N şi 40 lat.S.Temperaturile maxime absolute diurne sunt foarte ridicate (58C în Sahara, 56,7C în Valea Morţii-California), noaptea coborând până la 0 C. Precipitaţiile sunt foarte reduse, iar vânturile bat aproape fără întrerupere.Se află răspândite în:• emisfera nordică: în Africa, Arabia, Irak, Iran, Pakistan, N-V Indiei, în America de Nord (Utah, Nevada, Arizona, California, Mexic);• emisfera sudică: în America de Sud (Atacama), Africa de Sud (Kalahari), în Australia.2. Deşerturile din zona temperatăOcupă teritorii întinse din Asia centrală în ţinuturile Gobi şi Tibet. Se caracterizează printr-un continentalism excesiv, cu veri foarte călduroase şi ierni extrem de geroase. Precipitaţiile sunt foarte reduse şi cad în timpul primăverii. STEPELE ŞI SAVANELE Formaţiunile de vegetaţie ierboasă sub forma stepelor şi sub forma savanelor ocupă teritorii întinse unde condiţiile climatice şi edafice diferă de la o zonă la alta. STEPELE În Europa şi Asia vegetaţia de stepă se întinde, sub forma unei benzi continue, din bazinul Dunării inferioare şi până în Munţii Urali, iar de aici în Siberia Occidentală, până în Mongolia Orientală. În Ungaria poartă numele de „pustă”, iar în ţara noastră, o mare parte din suprafaţa ei poartă numele de „Bărăgan”. Stepe cu suprafeţe foarte restrânse se întâlnesc în Africa de Nord şi în Noua Zeelandă. 1. Stepele din Eurasia se caracterizează printr-un climat temperat continental unde temperaturile medii anuale oscilează între 0,5C (Siberia), 9C(Ucraina) şi 11C în bazinul inferior al Dunării. Cantitatea medie de precipitaţiieste redusă, variind între 300 şi 600 mm/an. Formaţiunile ierboase care domină stepele sunt alcătuite, în cea mai mare parte, din graminee ca: păiuşca (Festuca sulcata), negara sau colilia (Stipa capillata), obsiga sau iarba ovăzului (Bromus secalinus) şi ovăsciorul (Avenastrum pubescens). Fauna stepelor din Eurasia este bogată şi foarte variată datorită abundenţei de hrană. 2. Preeriile din America de Nord, ca şi stepele din Eurasia prezintă un climat cu caracter excesiv temperat-continental în care iernile sunt friguroase, iar verile foarte călduroase. Iarna, temperaturile medii variază între 0C şi –5C. În lunile de vară temperatura atinge valori medii de 18-21 C. Precipitaţiile variază din punct de vedere

120

cantitativ, scăzând de la est unde se caracterizează printr-o medie de 1000 mm/an către vest, unde ajung la o medie de 300 mm/an.Formaţiunile forestiere lipsesc aproape în totalitate şi aceasta nu din cauza condiţiilor pedoclimatice, ci din cauza defrişărilor şi incendiilor. Preeriile se află răspândite în statele Dakota de Nord, Dakota de Sud, Nebraska, Kansas, Colorado. 3. Pampasurile din America de Sud, cunoscute şi sub numele de provincial Pampeana, ocupă bazinul inferior al fluviului Parana şi regiunile învecinate. Pampasurile se desfăşoară între 30 şi 38 latitudine sudică, cuprinzând o suprafaţă de circa 0,5 mil.km2. Condiţiile climatice se caracterizează prin temperaturi medii anuale ce oscilează între 13 şi 17C. Precipitaţiile medii anuale scad cantitativ de la est către vest de la 1200 la 600 mm.Vegetaţia pampasurilor este dominată de graminee ce cresc între 60 şi 100 cm înălţime. Ex: Stipa tenuis, Stipa papposa, asociată cu Poa lanigera, Poa ligularis. Fauna este caracteristică formaţiunilor de stepă. Se întâlneşte struţul de câmpie, cerbul de pampas, pisica pampasurilor şi nevăstuici marsupiale. SAVANELE Savanele sunt asociaţii de ierburi megaterme a căror înălţime variază între 80 cm şi câţiva metri. Ele se prezintă sub forma unui strat continuu, alcătuit mai ales din specii de graminee. Dezvoltarea maximă a vegetaţie are loc în timpul verii, adică în sezonul ploios, în schimb, în perioada de iarnă, în sezonul secetos, plantele se usucă.Clima este caracteristică regiunii tropicale unde temperaturile medii anuale oscilează între 18 şi 24C, iar precipitaţiile medii prezintă valori cuprinse între 900 şi 1500 mm/an.Savanele sunt răspândite în Africa, unde ocupă cea mai mare suprafaţă, în Asia de Sud aflată sub influenţa musonică, în Australia de nord-est şi în America de Sud. 1. Savanele din Africa ocupă circa 40% din teritoriul acestui continent.Ele se află dispuse sub forma unei benzi ce se desfăşoară între pădurile tropicale şi zona deşertică, începând din vest de la Oceanul Atlantic (Senegal) şi până în estul Africii la Marea Arabiei (Somalia). În funcţie de constituţia solului şi de prezenţaunor specii de arbori savanele, au fost împărţite în:• savane cu baobabi,• savane cu acacii,• savane cu palmieri. Fauna savanelor africane este bogată atât ca număr de specii, cât şi ca număr de indivizi. Menţionăm: antilopele, zebrele, girafele, rinocerul cu două coarne, rinocerul alb. Dintre carnivorele de savană menţionăm: ghepardul, pisica de tufiş, leopardul, hienele, leul. 2. Savanele din America de Sud se diferenţiază în mai multe regiuni purtând diferite denumiri, prin specii de plante şi animale caracteristice, şi anume:• campos, pentru platoul Braziliei, diferenţiat în campos-limpos (câmp luminat), xerofil, care are stratul ierbos compact, cu foarte puţini arbuşti scunzi şi campos-serrados, cu ierburi mezofile de 1-2 m şi mulţi arbori şi arbuşti xerofili;• ilanos, pentru Venezuela, cu diferite specii de graminee şi arbori izolaţi;• palmares şi pantanaes, pentru Bolivia de Est şi Brazilia, ce conţin specii de graminee şi plante lemnoase specifice.Fauna este foarte variată. Aici trăiesc unele erbivore ca: cerbul suliţar cenuşiu şi mai multe specii de păsări: nandul american, păunul, potârnichea, papagalul ara.Dintre carnivore menţionăm: vulpea de câmp. 3. Savanele din Asia de Sud se află răspândite în India, Shri-lanka şi Indochina. Ele sunt alcătuite din asociaţii ierboase şi anume arbori din genul Shorea şi bambuşi. Dintre animalele erbivore putem menţiona: rinocerul cu uncorn, antilopa cu patru coarne, bivolul indian, precum şi de animale carnivore: tigrul de bengal, ghepardul, hiena. 4. Savanele din Australia ocupă teritorii în nordul şi estul continentului.Sunt alcătuite din câteva specii de graminee ca: Heteropogon, Triodia, iar dintre arbori specii de acacii şi iarba copac.Animalele cele mai frecvente sunt marsupialele şi anume cangurul mare şi cangurul uriaş roşu. Dintre păsări: emul şi casuarul.

PĂDURILE TROPICALE UMEDE121

Pădurile tropicale umede, se mai numesc şi păduri pluviale, păduri umfrofile sau păduri virgine. Pădurile pluviale se dezvoltă în regiunile calde şi cu o bogată umiditate. Cea mai largă răspândire o au în bazinul Amazonului, în America Centrală, în Africa Centrală şi Occidentală, ceea ce ar corespunde bazinului Zair (Congo) şi în sudul şi sud-estul Asiei.Clima este umedă şi se caracterizează prin temperaturi medii foarte ridicate (30C) şi prin precipitaţii medii anuale ce oscilează între 2000 şi 4000 mm. Solurile lateritice, bogate în oxizi de fier, au cea mai largă răspândire. Sunt sărace în substanţe nutritive şi humus. Plantele moarte căzute pe parterul pădurilor se transformă repede în substanţe nutritive care sunt absorbite de rădăcini.Stratul arborilor, care este alcătuit din mai multe etaje sau mai multe nivele de vegetaţie, atinge înălţimi de 50 m şi izolat de 60 m. În pădurile din zona temperată nu se întâlnesc decât unul sau două etaje de vegetaţie arborescentă. Arborii cresc până la înălţimi de 20-30 m.În pădurile ecuatoriale cresc şi arbori care n-au deloc ramuri, cum sunt palmierii. Ei au un trunchi drept, înalt şi cu frunze mari .Un fenomen frecvent la numeroşi arbori ecuatoriali este caulifloria, adică creşterea florilor direct pe trunchiul copacului, iar după polenizarea lor apar fructele. Durata medie de viaţă a unei frunze este de 12-13 luni, după care se veştejeşte şi moare. Pe fiecare arbore există un proces continuu de creştere şi cădere a frunzelor, fapt ce face ca el să se menţină în permanenţă verde (semipervirescent). O altă particularitate a pădurii ecuatoriale este abundenţa lianelor şi epifitelor. 1. Pădurile tropicale umede din America de Sud Se află răspândite pe cea mai mare parte a bazinului Amazonian, zona continentală a Anzilor Columbieni şi coasta Atlantică de est pe o lăţime de 50-100 Km. Clima este caldă şi umedă, cu temperaturi medii ce variază între 19 şi 25 C în provincia Pacifică, şi 26C în Provincia Amazoniană. Precipitaţiile sunt foarte bogate, oscilând între 2600 şi 10 000 mm/an.Pădurea amazoniană are mai multe straturi de vegetaţie. În primul strat se află arbori înalţi de 30-50 cm, cu trunchiuri drepte şi rădăcini de susţinere. Al doilea strat este format din arbori mai mici şi palmieri. Stratul inferior este constituit din numeroase specii de erbacee, palmieri pitici şi arbuşti.Vegetaţia din stratul superior este alcătuită dintr-o mare varietate de specii de arbori care prezintă o importanţă economică deosebită.Ex: arborele de cauciuc (Hevea braziliensis), arborele de cacao (Theobroma cacao), palmierul de vin (Mauritia vinifera), palmierul de cocos (Cocos nucifera), arborele de balsam, apoi ferigi arborescente.Fauna s-a adaptat de-a lungul anilor de existenţă la diferite circumstanţe. Cea mai mare parte din ea este adaptată la viaţa arboricolă şi numai o anumită parte duce viaţa tericolă. 2. Pădurile tropicale umede din Africa Pădurile africane au un număr mai redus de specii de arbori (circa 3000); sunt dispuse în 4-5 straturi de vegetaţie, iar arborii cei mai înalţi ajung până la 50 m. Se află răspândite în bazinul fluviului Zair, sudul Nigeriei, Liberia, Coasta de Fildeş acoperind o suprafaţă de 800 000 Km2.Dintre arborii cu valoare economică se pot menţiona: palmierul de vin, arboreal de cafea (Coffea liberica).Fauna este repartizată pe diferite nivele de vegetaţie. O întâlnim în spaţiul arboricol şi în spaţiul tericol.

PĂDURILE TROPICALE CU RITM SEZONIER Se află răspândite în America de Sud, Africa, Asia de Sud-Est şi parţial în Australia, în zona formaţiunilor vegetale unde predomină un anotimp ploios şi altul secetos. De exemplu, în America de Sud şi în Africa, în sezonul ploios, care de regulă, ţine 1-3 luni pe an, o parte din arbori îşi leapădă frunzele alcătuind bordure de păduri tropicale sezoniere semisempervirescente.În Asia de Sud-Est, unde se face simţită influenţa climatului musonic, apar păduri de tip musonic. În unele regiuni din Africa şi din America de Sud, unde sezonul secetos are o durată mai mare (6 luni), apar pădurile sezoniere de tip xerofil. 1. Pădurile musonice le întâlnim în Asia de Sud-Est şi în câteva insule din arhipelagul Sondelor. Cantitatea de precipitaţii este mare (1500 mm) şi cade în cea mai mare parte în anotimpul ploios (aprilie-septembrie).În Asia se deosebesc trei tipuri de păduri musonice: păduri mixte, păduri de teck şi păduri de sal.Pădurile mixte au o largă răspândire şi sunt alcătuite din specii de arbori cu lemn foarte preţios.

122

Ex.: santalul, care dă un lemn foarte rezistent, frumos şi bogat în nuanţe, ce se poate prelucra foarte uşor, abanosul cu lemnul negru, strălucitor, şi santalul alb ori galben.În subarboretul acestei păduri se întâlnesc bambuşi şi palmieri pitici de natură. Pădurile de teck sunt dominate de speciile de teck (Tectona grandis) un arbore zvelt, de 30-40 m înălţime, cu frunze mari pe care le scutură în perioada secetoasă a anului. Are un lemn foarte tare ce se întrebuinţează în construcţia navelor. Aceste păduri sunt răspândite în partea centrală a Indiei şi în peninsula Indochina. Pădurile de sal sunt alcătuite dintr-o singură specie lemnoasă care poartă denumirea de sal (Shorea robusta). Este un arbore care atinge înălţimea de 35 m şi are o circumferinţă de 2 m. Este răspândit în Indonezia şi Malayezia. 2. Pădurile tropicale de tip xerofil sunt specifice regiunilor unde seceta se menţine mai multe luni (4-8 luni). Precipitaţiile care cad sunt mult mai reduse 500-700 mm/an. Ele se află răspândite în Africa tropicală, America de Sud şi în partea centrală a Indiei. În cadrul acestor păduri se disting două formaţiuni mai importante: pădurile savane şi tufişurile ghimpoase xerofile. Pădurile savane sau savane parcuri prezintă zona de tranziţie către savane. Aici cresc arbori mici, noduroşi distanţati unul de altul. Coroana arborilor nu formează o boltă compactă, astfel încât lumina pătrunde până la sol, favorizând dezvoltarea unui strat ierbaceu format din specii de Antropogon şi Penissetum. Vara, arborii rămân desfrunziţi, iar iarba se usucă şi se decolorează. Tufişurile xerofile ghimpoase se întâlnesc în Africa şi America de Sud. În Africa, aceste formaţiuni de tufişuri se numesc „bruse”, iar în Etiopia „kola”. Ele sunt formate din arbuşti de talie mică. Ex: speciile de acacii umbrelă (Acacea), euforbiaceele candelabru (Euphorbia).În pădurile din America de Sud cantitatea de precipitaţii ajunge până la 700 mm/an, iar în unii ani seceta durează 9 luni. Arborii sunt scunzi, cresc distanţaţi între ei. Se întâlnesc unele specii de leguminoase, palmieri de ceară (Copernicia cerifera), precum şi numeroase specii de cactuşi.

PĂDURILE CU FRUNZE CĂZĂTOARE DIN EMISFERA BOREALĂ Pădurile cu frunze căzătoare se află răspândite în zona temperată boreală şi în emisfera australă. Ocupă un spaţiu mai larg în Europa, Asia şi în America de Nord. 1. Pădurile cu frunze căzătoare din Europa Se află răspândite pe o bună parte din suprafaţa Europei Occidentale şi Centrale, iar la răsărit de Nipru, pădurile se întind sub forma unei benzi subţiri până în apropiere de Munţii Urali.Climatul se caracterizează prin veri călduroase, unde temperatura medie variază între 13 şi 22 C, şi ierni friguroase, precipitaţiile cad între 700 şi 1000 mm/an.Gradul de pluviozitate scade de la vest către est.Pădurea se prezintă sub formă stratificată. Stratul superior fiind alcătuit din arbori înalţi de 20-40 m; urmează stratul arbustiv cu înălţimea de câţiva metri şi apoi un strat ierbos.Stratul arboricol este dominat de fag (Fagus silvatica), stejar (Quercus robur), gorun (Q.petraea), cer (Q.cerris), gârniţa (Q.frainetto).În asociaţie cu stejărişurile creşte frasinul (Frasinus excelsior), plopul (Populus tremula), ulmul (Ulmus foliaceea), mesteacănul (Betula verrucosa), cireşul (Prunus avium), teiul argintiu (Tilia cordata).Stratul arbustiv este alcătuit din arbuşti şi subarbuşti de câţiva metri înălţime.Ex.: păducelul (Crataegus monogyna), porumbarul (Prunus spinosa), cornul (Cornus mas), alunul (Coryllus avellana), socul (Sambucus).Stratul ierbos se dezvoltă în raport de gradul de lumină care pătrunde pe parterul pădurii, de condiţiile edafice şi termice. Primăvara, când arborii sunt desfrunziţi, apar primele plante iubitoare de lumină: ghiocei, brebenei şi toporaşi. Apoi în timpul verii, sub influenţa căldurii şi a umidităţii moderate, în luminişuri sau la umbra arborilor, creşte iarba moale (Stellaria), păiuşul de pădure (Festuca silvatica), firuţa de pădure (Poa nemoralis), vinariţa (Asperula odorata).Fauna pădurilor de foioase este bogată şi variată. În cuprinsul lor trăiesc numeroase mamifere: cerbul, căprioara, lupul, vulpea, ursul brun, mistreţul, jderul, veveriţa. Dintre păsări menţionăm: mierla, privighetoarea, grangurul, ciocănitoarea verde (Picus viridis), pupăza (Upupa epops). 2. Pădurile cu frunze căzătoare din Asia OrientalăSe află răspândite în nord-estul R.P. Chineze, peninsula Coreea şi Japonia. Aici cresc câteva specii de arbori cu caracter endemic: stejari (Quercus mongolica),frasini, arborele de catifea, salcâmul japonez.

123

Fauna este reprezentată prin cerbul de apă fără coarne, cerbul pătat, tigrul manciurian, câinele enot, fazanul manciurian. 3. Pădurile cu frunze căzătoare din America de Nord Ocupă partea de sud-est a Americii de nord şi sunt alcătuite din câteva specii de arbori cu largă răspândire: stejarul alb (Quercus alba), stejarul roşu (Quercus rubra), stejarul negru (Q.velutina), fagul cu frunză lată (Fagus grandifolia), castanul (Castanea dentata). Tot în pădurile de stejar mai creşte arţarul de zahăr(Acer saccharum), arborele de lalele.În aceste păduri creşte o faună caracteristică şi anume: cerbul de Virginia, castorul, râsul roşu, veveriţa zburătoare.

PĂDURILE DE CONIFERE DIN EMISFERA BOREALĂ Pădurile de conifere din emisfera boreală se desfăşoară în Europa de Nord, Siberia, şi America de Nord. Este delimitată la nord de asociaţiile de tundră, la sud de pădurile de foioase şi, în unele locuri, de stepă şi silvostepă. Pe înălţimile muntoase pădurile de conifere se plasează între etajul subalpin şi pădurile de foioase.Condiţiile ecologice în care se dezvoltă această pădure se caracterizează prin ierni aspre, cu temperaturi care ajung până la –60C în Canada sau–70C în Siberia, şi veri răcoroase, cu temperaturi ce variază între 10 şi 20C. Perioada de vegetaţie ţine doar câteva luni (1-4 luni). Precipitaţiile medii anuale variază între 400 şi 1000 mm şi cad mai mult sub formă de zăpadă.Pădurea de conifere este tot timpul verde şi rezistă la temperaturi foarte scăzutefără a suporta deshidratări excesive. Există specii ca laricele (Larix decidua) din Europa care îşi leapădă frunzele iarna, rezistă până la –400C, iar Larix daurica din Asia rezistă până la –60 C.Pădurea de conifere este săracă din punct de vedere floristic, având un număr redus de specii. În funcţie de gradul de umiditate şi de cantitatea de lumină, în pădurea de conifere apare o stratificare a vegetaţiei. Arborii cei mai înalţi ajung la înălţimea de 30-35 cm. Urmează stratul arbuştilor şi subarbuştilor cu înălţimi mai mici (Juniperus, Vaccinium, Empetrum). 1. Pădurea de conifere eurasiatică se întinde din peninsula Scandinavică şi până în Kamciatka. În Europa, fiind un climat mai puţin excesiv, pădurile sunt alcătuite din molidul european sau molidul roşu (Picea abies sau Picea excelsa), molidul siberian (Picea obovata), pinul de pădure (Pinus silvestris), iar în asociaţie cu pădurile de conifere intră mesteacănul (Betula verrucosa) şi plopul tremurător (Populus tremula).În Siberia, datorită climatului mai aspru, pădurile de molid sunt mai restrânse în suprafaţă fiind înlocuite în Siberia Centrală şi estică de păduri de brad (Abies sibirica), de zimbru (Pinus cembra) şi de zadă (Larix sibirica).Fauna din taiga este răspândită pe o mare suprafaţă. Dintre speciile mai răspândite putem menţiona: elanul, ursul brun, hermelina, nevăstuica (Mustela nivalis), iepurele, lupul, veveriţa comună, veveriţa zburătoare, râsul. Păsările sunt reprezentate prin: ciocănitoare cu trei degete, cocoşul de munte, ciocănitoarea neagră, mătăsarul. 2. Pădurea de conifere canadiană. Ocupă cea mai mare parte din suprafaţa Canadei, regiunea Marilor Lacuri americane şi Alaska. În Alaska predomină pădurile de pini, de molizi (Picea nigra). În Canada pădurile de conifere sunt alcătuite, în cea mai mare parte, din specii de molid alb (Picea alba, Picea glauca), molid negru (Picea mariana), laricele american (Larix americana) şi specii de pin. Pădurile de conifere din regiunea Marilor Lacuri americane se află în amestec cu specii de foioase. Dintre speciile de răşinoase mai frecvent apar: pinii (Pinus strobus, Pinus resinosa), ţuga şi tuia, iar dintre foioase în amestec se întâlneşte plopul tremurător şi arţarul de zahăr (Acer saccharum).Fauna este reprezentată prin cerbul canadian, renul de pădure, elanul american, ursul negru, veveriţa roşie, castorul canadian.

Domeniul subteran În mediul subteran condiţiile ecologice se deosebesc fundamental de cele de la suprafaţă. Temperatura este aproape constantă, vegetaţia lipseşte în totalitate datorită întunericului.Fauna este săracă, fiind adaptată la condiţiile mediului menţionat. Animalele care trăiesc în peşteri sunt carnivore din cauză că lipseşte vegetaţia.După felul de adaptare la viaţa cavernicolă, animalele se împart în trei categorii:• animale troglofile, care îşi duc viaţa în vecinătatea şi la gura peşterilor;• animale troglobi, care trăiesc numai în peşteri;• animale trogloxene, care vin în peşteri numai în mod întâmplător.

124

REGIUNILE BIOGEOGRAFICE ALE GLOBULUI TERESTRU

1.Regiunea holarctică 1. Subregiunea arctică Ocupă părţile cele mai nordice ale Regiunii Holarctice, adică se suprapune pe zona de tundră. Vegetaţia şi fauna care populează acest teritoriu prezintă adaptări specifice la condiţiile climatice foarte grele (iarna 9-10 luni). 2. Subregiunea euro-siberiană Este cea mai mare subregiune, cuprinde aproape toată Europa şi o parte din Asia. Aici predomină pădurile de răşinoase care alcătuiesc „taigaua” şi pădurile de foioase. Această subregiune a fost împărţită în mai multe sectoare: circumboreal, atlantic-european, central-european şi alpin. 3. Subregiunea chino-japoneză Cuprinde ţinutul Amurului, Japonia, Peninsula Coreea, sud-estul R.P. Chineze.În această subregiune cresc magnolii (Magnolia excelsa), arborele pagodelor (Ginkgo biloba), iar pădurile sunt dominate de fag, stejar, frasinul manciurian, alunul manciurian, arborele de camfor, viţa de Amur.În această regiune cresc unele plante de cultură ca: orezul, meiul, hrişca, varza, precum şi numeroşi pomi roditori cum ar fi: caisul, piersicul, prunul, dudul, bambusul, lămâiul, portocalul.Fauna este alcătuită din numeroase carnivore: ursul negru himalayan, câinele enot, pisica sălbatică, tigrul manciurian, cerbul pătat, cerbul de apă fără coarne, raţa mandarin, salamandra uriaşă, fazanul auriu, fazanul argintiu şi pasărea soarelui. 4. Subregiunea pontico-central-asiatică Se află răspândită în estul Europei şi până la meridianul de 130E din Asia.Cuprinde câmpiile Ungariei şi României, Siberia apuseană, Asia centrală, Mongolia şi o parte din Tibet. Climatul este specific zonei temperat-continentale cu temperaturi foarte variate şi precipitaţii reduse. Plantele prezintă caractere de xerofilism. Această regiune datorită suprafeţei sale foarte mari a fost divizată în patru provincii: provincia Pontică, provincia stepelor vest-siberiene, provincial Turanică (provincia pustiului central-asiatic) şi provincia armeano-iraniană. 5. Subregiunea mediteraneană Se află răspândită în jurul Mării Mediterane, ocupând cea mai mare parte din Peninsula Iberică, ţărmurile de sud ale Franţei, ţărmurile Peninsulei Italice şi Baltice, sudul Crimeii, litoralul Asiei Mici. Clima se caracterizează prin veri uscate şi secetoase şi ierni blânde şi umede.Flora este alcătuită din păduri de quercinee, reprezentată prin stejarul verde (Quercus ilex), stejarul de plută (Q.suber), specii de pin.Fauna mediteraneană este reprezentată prin câteva specii endemice cum sunt: hârciogul mic, porcul spinos, şacalul auriu, vulturul pleşuv negru, vipera cu corn, musca ţestoasă, scorpionul. 6. Subregiunea macaroneziană

125

Include o suprafaţă foarte redusă formată din insulele situate la nord-vest de Africa (Canare, Azore, Madera, Insulele Capului Verde). Este reprezentată de câteva specii cu caracter endemic: curmalul, arbusierul, dragonierul. Aici este dezvoltată cultura citricelor şi a viţei de vie. 7. Subregiunea nord-africană-indiană de pustiu Se întinde în Africa de Nord, Peninsula Arabia şi nord-vestul Indiei. Flora este săracă datorită condiţiilor climatice foarte aspre. Specia caracteristică este drinul (Aristida pungens), precum şi unele specii de plante spinoase. Pe văile râurilor şi în oaze se cultivă orezul, trestia de zahăr, bumbacul, arboraşul de cafea, curmalul.Fauna este adaptată la viaţa de deşert. Cele mai multe animale îşi desfăşoară activitatea în timpul nopţii şi sunt foarte rezistente la condiţiile de secetă. În Sahara întâlnim câteva reptile: vipera cu coarne, cobra egipteană, broasca ţestoasă de deşert. În pustiuri trăiesc şi unele specii de mamifere ca: dromaderul, antilopa de deşert, antilopa vacă, iepurele egiptean, vulpea de deşert şi pisica cu picioarele negre. Păsările sunt restrânse ca număr de specii: pitulicea de deşert, găinuşa de pustiu, hoitarul alb. 8. Subregiunea nord-americană de est Se întinde din Alaska până la Atlantic (Marile Lacuri), unde predomină pădurile de răşinoase, şi până în Golful Mexic, unde sunt prezente pădurile de foiase. Datorită întinderii sale foarte mari această subregiune se împarte în patru provincii: Alaska- Canada, Marile Lacuri, Mississippi-Alegani şi provincia statelor sud-atlantice.Fauna subregiunii Nord-Americane de est este bogată şi variată ca specii. În pădurile de conifere trăieşte elanul uriaş, renul, ursul negru, mâncâciosul, zibeline americană, castorul, veveriţa roşie.În pădurile de foioase întâlnim: cerbul vapiti, râsul roşu, cerbul de Virginia, ursul spălător, veveriţa zburătoare mică, veveriţa cenuşie, veveriţa de pământ. 9. Subregiunea nord-americană de vest (pacifică) Cuprinde zona litorală a Pacificului din sudul Alaskăi până în nordul peninsulei California, iar în interior până în Munţii Stâncoşi. În zona litoral-pacifică, pe versanţii umezi ai munţilor sunt prezente pădurile de conifere pluviale formate din numeroase gimnosperme endemice. Dintre acestea, o răspândire mai mare o au molizii, arboreal vieţii şi numeroase specii de brad. Fauna se caracterizează prin numeroase specii din care o bună parte sunt endemisme. Ex: berbecul cu coarne late, capra zăpezilor, cerbul cu coada neagră, veveriţa castor, marmota cu pântecul galben, iepurele şuierător. 10. Subregiunea Preeriilor Nord Americane Cuprinde partea centrală a SUA (Dakota de Nord, Dakota de Sud, Nebraska, Kansas, Colorado), unde predomină un climat temperat continental de nuanţă excesivă, adică cu ierni aspre şi veri foarte călduroase. Vegetaţia se caracterizează prin ierburi care ajung până la 1,5 m înălţime. Ex.: iarba indiană, păiuşul şi câtevaspecii de negară (Stipa spartea). Fauna este caracteristică regiunilor de stepă. Dintre erbivore se pot menţiona:bizonul, cerbul măgăresc şi antilopa americană. Dintre carnivore: coiotul sau lupul deprerie, vulpea de prerie; dintre rozătoare: iepurele de prerie, popândăul, şobolanul debuzunare; dintre păsări: curcanul sălbatic, găinuşa de prerie, dihorul de stepă.

126

GEOGRAFIA SOLURILOR

Pedologia este ştiinţa care se ocupă cu studiul solului ca resursă şi corp natural situat la suprafaţa scoarţei terestre. Pedogeografia, ca ramură a pedologiei şi geografiei în acelaşi timp, pune accentul pe caracteristicile, evoluţia şi distribuţia diferitelor tipuri de soluri pe suprafaţa uscatului, pe relaţiile solurilor cu factorii de mediu, ca şi pe modul de folosinţă, ameliorare şi protecţie.

SOLUL ŞI PEDOSFERA Solul constituie o formaţiune naturală cu alcătuire complexă minerală şi organică, care a luat naştere şi continuă să se dezvolte pe seama rocilor, sub influenţa factorilor naturali de climă, vegetaţie, relief, apă freatică şi stagnantă, precum şi sub influenţa omului.Întregul învelişul de sol al uscatului Terrei reprezintă pedosfera. Aceasta se formează şi funcţionează ca interfaţă dintre litosferă şi celelalte geosfere. Prin caracteristicile sale intrinseci, solul oglindeşte peisajul geografic, evoluţia acestuia, schimbările intervenite în cadrul unuia din componenţii fizico-geografici, ca urmare a proprietăţilor de receptivitate şi reactivitate, faţă de factorii externi. Ca atare, solul înregistrează şi memorează orice schimbare, reflectând calitatea mediului. ALCĂTUIREA GLOBALĂ A SOLULUI Solul este alcătuit din patru grupe principale de constituenţi: minerali (39%), organici (11%), apă şi aer, proporţia ultimilor componenţi situându-se între 15 şi 25%. Acestora li se adaugă componenta vie a solului. Constituenţii minerali ai solului Solurile iau naştere prin transformarea rocilor (magmatice, sedimentare şi metamorfice) de la suprafaţa litosferei. Dintre cele trei mari grupe de roci, cele sedimentare au cea mai mare răspândire. Toate rocile sedimentare şi, respectiv, partea minerală a solului rezultă în urma unui lung proces de transformare (dezagregare şi alterare) a rocilor eruptive şi metamorfice şi de sedimentare a produselor rezultate, proces ce se desfăşoară necontenit la suprafaţa litosferei. Dezagregarea rocilor Reprezintă un proces fizico-mecanic şi bimecanic, de fărâmiţare şi mărunţire a rocilor şi mineralelor în fragmente mai mari sau mai mici, fără modificări chimice. Cauza dezagregării o constituie:

variaţiile de temperatură; îngheţul-dezgheţul; acţiunea vântului; acţiunea apei; forţa gravitaţională; vieţuitoarele.

Alterarea127

Dezagregării rocilor îi urmează alterarea chimică a acestora care cuprinde totalitatea modificărilor suferite de mineralele ce le compun. Principalii factori ce intervin în alterarea chimică sunt apa şi aerul. Ca procese se deosebesc:

hidratarea fizică; hidratarea chimică; dizolvarea; hidroliza; oxido-reducerea; carbonatarea.

Nu toate mineralele primare se alterează la fel de uşor. S-a constatat că alterarea se produce cu atât mai uşor cu cât constituţia mineralului este mai complexă. Mineralul cel mai rezistent la alterare este cuarţul. Urmează feldspaţii, micele, piroxenii, amfibolii şi olivina. Scoarţa de alterare În funcţie de condiţiile climatice, în primul rând, pe seama aceleiaşi roci compacte se pot forma roci afânate sau scoarţă de alterare diferite în ceea ce priveşte compoziţia lor chimică şi mineralogică.Rocile afânate sau scoarţa de alterare cuprinde două categorii de constituenţi: constituenţi primari şi constituenţi secundari. Constituenţii primari sunt reprezentaţi prin fragmente de rocă de diferite dimensiuni, ce nu s-au alterat încă, cum ar fi bolovănişul, pietrişul şi nisipul.Constituenţii secundari rezultă în urma alterării propriu-zise şi sunt la rândul lor, de două feluri: simpli şi compuşi.Din prima categorie fac parte sărurile (carbonaţi, sulfaţi, cloruri, azotaţi, silicaţi, fosfaţi) oxizii şi hidroxizii (de aluminiu, fier şi mangan).Constituenţii secundari complecşi sunt reprezentaţi prin minerale argiloase (caolinit, montmorillonit, ilit, vermiculit), formate prin reacţia chimică dintre silice şi oxizii de fier şi aluminiu, la care pot lua parte adesea şi alte baze, în primul rand potasiul şi magneziul (rar calciul şi sodiul).Se cunosc mai multe tipuri de scoarţă de alterare:

litogenă sau detritic-grosieră în zona de tundră; argilosialitică în zona de pădure; carbonatosialitică în zona de stepă şi silvostepă; halosialitică în zona de pustiu (cu climat arid); siallito-allitică şi allitică (ferallitică) în zona ecuatorială,tropicală şi subtropicală.

Materiale parentale Produsele alterării fizice şi chimice ale diferitelor roci pot rămâne în locul formării sau pot fi sotate şi transportate de diferiţi agenţi la diferite distanţe. În ambele cazuri, formează depozite sau roci sedimentare afânate, cunoscute sub denumirea de materiale parentale. Acestea au o mare permeabilitate, deci nu reţinapa, element indinspensabil vieţii. Constituenţii organici ai solului Materia organică din masa solului este, în cea mai mare parte, de natură vegetală. Aceasta se află într-o continuă transformare datorită unor procese, mai ales biochimice, de descompunere şi de sinteză, sub influenţa îndeosebi a microorganismelor (bacterii, ciuperci, actinomicete).Transformarea înaintată a materiei organice duce la formarea humusului. În compoziţia humusului intră trei grupe mari de substanţe organice:

resturile organice iniţiale; substanţele intermediare de transformare; substanţele humice propriu-zise.

Tipuri de humus Cele mai importante substanţe humice specifice se consideră a fi acidul huminic, acidul fulvic şi humina.Acidul huminic se formează sub acţiunea bacteriilor aerobe asupra materialului vegetal. În soluţie este negru până la brun închis.Acidul fulvic (crenic) are o culoare gălbuie şi este caracteristic solurilor forestiere, compuşii săi fiind solubili nu se pot acumula.

128

Humina reprezintă un produs insolubil, rezultat prin denaturarea acidului huminic. Cele mai răspândite tipuri de humus sunt:– humusul de tip mull alcătuit din materie organică complet humificată, amestecată intim cu partea minerală a solului;– humusul de tip moder, reprezentat prin materie organică mai slab solificată şi parţial legată de partea minerală a solului;– humusul de tip mor format predominant din resturi organice slab humificate, nelegat de partea minerală a solului. Apa din sol Solul conţine întotdeauna o anumită cantitate de apă. Sursa de apă o constituie precipitaţiile atmosferice şi uneori apa subterană.În sol, apa se găseşte sub următoarele forme:

sub formă de vapori; ca apă de higroscopicitate; ca apă peliculară; apa capilară; ca apă gravitaţională; ca apă freatică.

În funcţie de sursa de umezire a solului (apa freatică sau ploi, irigări, inundaţii) se deosebesc: apă capilară sprijinită şi apă capilară suspendată.– Apa capilară suspendată provine din umezirea solului la suprafaţă (datorită ploilor, irigaţiilor) şi nu are legătură cu pânză freatică, deci se întâlneşte la solurile cu apă freatică adâncă.– Apa capilară sprijinită rezultă din apa ridicată prin capilaritate din pânza freatică, prin urmare, se formează deasupra acesteia. Aerul din sol Spaţiul lacunar din sol este umplut în parte cu apă, în parte cu aer. Când solul este saturat cu apă, practic, nu conţine aer, iar când este uscat, conţinutul de aer corespunde porozităţii totale.Aerul din sol conţine, în principal, azot, oxigen, dioxid de carbon, ceva amoniac, metan, hidrogen sulfurat şi hidrogen. În cantitate mai mare se găseşteazotul (76-79%). Organismele vii din sol Faţă de masa solului, vieţuitoarele din sol reprezintă sub 0,1% şi au un rol deosebit în ceea ce priveşte circuitul materiei în natură. Ele aparţin atât florei cât şi faunei.Microflora solului este alcătuită din bacterii, ciuperci, actinomicete şi alge.Microfauna şi fauna cuprinde protozoare, nematode, diferite insecte, viermi, artropode, moluşte, vertebrate etc. FACTORII DE FORMARE A SOLULUI (PEDOGENETICI) Solurile se formează şi apar ca rezultat al acţiunii îndelungate şi multiple a unui complex de factori naturali de formare a solului, denumiţi şi factori pedogenetici şi anume: clima, vegetaţia, roca sau materialul parental, relieful, apa freatică şi stagnantă.Acestora li se adaugă timpul şi influenţa exercitată de om prin activitatea sa productivă. Rolul climei Clima influenţează formarea solului prin elementele sale componente (temperatură, precipitaţii, umiditate atmosferică, vânt, insolaţie etc.) atât direct, cât şi indirect.Pentru a exprima legătura dintre climă şi sol se folosesc o serie de indici. În România se utilizează indicele de ariditate „de Martonne”, notat cu „Iar” şi exprimat prin relaţia:Iar= P/T+10 în care:P=valoarea medie a precipitaţiilor (în mm);T=valoarea medie a temperaturii (în grade Celsius);10=coeficient prin adăugarea căruia se pot calcula şi obţine valori ale indicelui de ariditate şi în cazurile în care temperatura este de 00 sau are valori negative. Acţiunea factorului biologic

129

Acest factor contribuie la formarea solului atât cantitativ, prin materia organică introdusă în sol, cât şi calitativ, prin acţiunea organismelor vii.Vegetaţia reprezintă cel mai important factor de formare a solului. Sub pădure se formează soluri intens spălate (eluvionate) de săruri şi baze, cu fertilitate foarte scăzută. În condiţiile vegetaţiei de stepă, la suprafaţă, dar mai ales în sol, annual rămân cantităţi foarte mari de substanţă organică (circa 40 t/ha).Această substanţă organică favorizează humificare, rezultând acizi humici saturaţi în calciu de culoare neagră şi doar cantităţi mici de acizi fulvici.În afara vegetaţiei şi a microorganismelor, la formarea solului mai intervine şi fauna.Acţiunea acesteia este, mai ales mecanică (de măcinare şi amestec şi numai indirect chimică).Vegetaţia are un rol important în protejarea solului împotriva eroziunii, îndeosebi în regiunile accidentate unde vegetaţia spontană a fost distrusă, ca şi în cele bântuite de vânturi. Rolul rocii parentale Roca de solificare, ca factor de formare a solului, este subordonată altor factori naturali. Cu toate acestea influenţa sa se manifestă în compoziţia chimică, granulometrică ca şi în structura solului.Rocile generatoare de sol se împart. în două mari grupe: roci compacte (eruptive, metamorfice şi unele roci sedimentare-calcare, gresii etc.) şi roci mobile sau afânate (argile, argile marnoase, loess, nisip etc.).Pe rocile compacte se formează soluri subţiri, în general bogate în material scheletic. Pe argile marnoase şi marne se dezvoltă pseudorendzine, bogate în humus, în timp ce nisipurile dau soluri sărace în humus şi elemente nutritive. Rolul reliefului Acesta reprezintă spaţiul în cadrul căruia se manifestă formarea şi evoluţia solurilor. El joacă un rol indirect în repartiţia solurilor, influenţând, în general, atât asupra circulaţiei apei, climei, cât şi asupra vegetaţiei. Prin configuraţia generală, prin înclinarea şi expoziţia versanţilor condiţionează regimul de căldură, de umiditate şi tipul de vegetaţie. Influenţa apei freatice şi stagnante Apa freatică intervine în formarea şi evoluţia solurilor numai când se găseşte la mică adâncime. În zonele reci poate conduce la formarea unor soluri caracterizate printr-un orizont gleizat sau gleic, iar când se situează în primii 10-15 cm, poate favoriza formarea multor soluri mlăştinoase şi organice (turbe).Apa de stagnare provine din precipitaţii, acumulându-se temporar deasupra unui orizont greu permeabil. Determină formarea orizontului pseudogleizat (w) sau pseudogleic (W). Fenomenul este frecvent întâlnit, cu deosebire în zonele cu precipitaţii abundente şi terenuri plane sau uşor depresionare, cu permeabilitate redusă. Factorul timp Pentru formarea solurilor (tip, varietate de sol) este necesar să treacă un timp. Durata procesului de solificare este cunoscută sub denumirea de vârstă absolută a solului, ea depinzând, în principal, de vârsta teritoriului respectiv.Solurile au o vârstă relativă care este diferită de cea absolută.Au fost deosebite trei grupe de soluri: actuale, moştenite şi fosile. Rolul omului în formarea şi evoluţia solurilor Contribuţia omului în procesul de formare sau de conservare a solurilor a evoluat în funcţie de relaţiile socio-politice şi economice, de progresele ştiinţei, de dezvoltarea industriei şi agriculturii.Omul a înlăturat vegetaţia naturală, a amenajat, a irigat şi a desecat suprafeţe apreciabile (3 mil.ha) de teren. Modificări însemnate sunt aduse solurilor prin măsurile agropedoameliorative şi agroameliorative. Îngrăşămintele aplicate în vederea sporirii fertilităţii solurilor determină schimbarea proprietăţii fizice şi chimice ale acestora.Înlăturarea excesului de apă din sol favorizează procesele aerobe, prin îmbunătăţirea regimului aerohidric, iar în cazul aplicării neraţionale a lucrărilor hidroameliorative, ele pot conduce la degradarea substanţială a solurilor.

130