Geomorfo Climatica

GEOMORFOLOGIE CLIMATICĂ

CURS 1

 

           

            1. Geomorfologia climatică – caracteristici generale.

Începând  cu finalul secolului XIX şi în prima jumătate a sec. XX orientările principale în Geomorfologie le-au reprezentat studierea reliefului axată pe acţiunea agenţilor şi a proceselor acestora. Sub influenţa ideilor lui W.M.Davis, A.Penck, W.Richtofen, Emm. de Martonne etc. s-a conturat o Geomorfologie sculpturală având ca secţiune principală cea fluviatilă (normală, întrucât apele curgătoare acţionează peste tot), la care se adaugă cele care se referea la acţiunile şi rezultatele celorlalţi agenţi ce erau asociate pe suprafeţe terestre mai reduse şi cu intervale de timp neregulate (de aici ideea de a le considera ca secundare, în raport cu intervenţiile râurilor). Prin introducerea ciclurilor de eroziune s-a trecut de la o analiză izolată a fiecărui component  morfogenetic la urmărirea lor în cadrul unor sisteme în care unul sau câteva dintre acestea aveau rol esenţial în modelarea unei regiuni. În interpretările realizate, acţiunile râurilor aveau rol esenţial, iar factorului climatic i se atribuia unul accidental.

Pentru prima dată J.Büdel (1948) arată că pe de-o parte intervenţia climatului în morfogeneză este importantă şi continuă iar pe de altă parte faptul că fiecărui climat îi corespunde un adevărat sistem de eroziune. Tot la mijlocul sec. XX J.Tricart (1952-1960) în mai multe lucrări insistă pe ideea sistemelor morfoclimatice văzute ca teritorii întinse cu un climat specific ce determină o anumită grupare de agenţi şi procese care imprimă în modelare fie o dominantă fizică (zonele reci apoi cele aride) fie una biochimică (taigaua, savana, pădurea ecuatorială). P.Birot (1960) sintetizează particularităţile modelării reliefului de diferite zone climatice. Cu aceştia se pun bazele unei concepţii noi în Geomorfologie care a condus la diferenţierea unei subramuri distincte „Geomorfologie climatică”. Aceasta se ocupă cu studierea sistemelor morfoclimatice individualizate atât în latitudine (zone morfoclimatice) cât şi pe verticala masivelor înalte (etaje morfoclimatice). De altfel, J.Tricart singur şi în colaborare cu A.Cailleux au scris cele mai multe lucrări de sinteză morfoclimatică. La baza acestei concepţiei morfoclimatice stau mai multe idei:

-    agenţii externi şi procesele dependente de ei acţionează diferit ca intensitate şi timp de la o zonă sau etaj climatic la altele (îngheţ-dezgheţul se manifestă intens în zonele reci şi etajul alpin, temporar în zonele temperate şi uneori, la altitudine, în cele calde; vântul este prezent aproape pretutindeni dar are efecte distincte în regiunile cu climat arid etc.);

-    în fiecare zonă sau etaj climatic agenţii externi şi procesele lor se asociază diferit, unii având rol hotărâtor în modelarea şi crearea de forme de relief (în zonele reci acţiunile îngheţ-dezgheţului şi zăpezii au rol esenţial în raport cu cele legate de apa curgătoare, vânt cu care se asociază; în zonele calde şi umede alterarea chimică şi spălarea pantelor sunt primordiale faţă de curgerea apei, vânt etc.);

-    în orice zonă sau etaj climatic se înregistrează o contradicţie permanentă între atacul agenţilor morfogenetici dependenţi de climat şi rezistenţa locală, regională creată de alcătuirea petrografică, structura geologică şi formaţiunile vegetale. De evoluţia acestui raport depind atât formele rezultate cât şi peisajul morfologic dezvoltat. Aceeaşi rocă sau structură evoluează diferit la atacul agenţilor externi în condiţii climatice opuse (ex. un versant granitic suferă o fragmentare intensă prin dezagregare în climatele polar, subpolar şi una prin alterare chimică în condiţiile unui climat cald şi umed; în prima situaţie rezultă un peisaj cu abrupturi, creastă şi mase de grohotiş, iar în cea de a doua un ansamblu de coloane rotunjite, blocuri sferoidale şi alveole);

-    în orice sistem morfoclimatic acţiunile agenţilor şi proceselor se ierarhizează, unele având rol conducător dar se şi asociază diferit în timp determinând individualizarea unor forme de relief complexe (ex. în sistemul morfoclimatic temperat acţionează pe prim plan procesele fluviatile urmate de cele gravitaţionale, pluviodenudare şi apoi de îngheţ-dezgheţ, nivaţie, vânt etc.; o terasă de 5-10 m altitudine a fost creată de un râu dar configuraţia ei la un moment dat depinde de eroziunea pe care acesta o exercită la baza frunţii în timpul viiturilor, de şiroire şi torenţialitate care o fragmentează, de producerea unor acumulări intense de materiale venite de pe versant pe podul ei; înfăptuirea unei alunecări de teren implică mai o fază premergătoare când se rup lent legăturile care asigură stabilitatea terenului  prin crearea de crăpături de uscăciune sau de către seisme, despădurire, eroziune la baza versanţilor etc. şi apoi o fază cu precipitaţii bogate când pătrunderea echilibrului şi deplasarea unui volum de materiale care va căpăta o formă specifică etc.);

-    pe fondul climatic general ale unei zone geografice acţiunea proceselor are caracter local depinzând de particularităţi de pantă, expunere, alcătuire petrografică etc. Dar toate mecanismele morfogenetice se înscriu ca elemente în sisteme morfogenetice ce impun reliefului un specific de evoluţie şi un rezultat de ansamblu reflectat în peisajul morfologic (într-un climat semiarid evoluţia versanţilor diferă sezonier, în cel uscat se produc dezagregări şi căderea materialelor  mărunţite iar în cel cu ploi torenţiale spălarea în suprafaţă şi şiroirea care conduc la înlăturarea de pe versant a materialelor disponibilizate; în timp versantul se retrage iar la bază se individualizează pedimente ca suprafeţe de echilibru);

-    într-un sistem morfoclimatic pot acţiona mai multe sisteme morfogenetice care sunt asocieri regionale, locale de agenţi şi procese ce generează anumite reliefuri. Pot fi legate de grupări de agenţi (sistemele crio-nival, glacio-nival etc.), grupări de procese (sistem fluviatil, eolian, litoral), grupări pe un specific de evoluţie local (ex. versanţi neechilibraţi, echilibraţi şi subechilibraţi; albii de râu – neechilibrate cu eroziuni intense, transport bogat de materiale; echilibrate cu transport de apă şi materiale în suspensie, eroziune laterală şi subechilibrat cu o dominare a aluvionării); grupări pe un specific evolutiv regional (în România se pot separa – sisteme morfogenetice carpatice, deluroase, de câmpie, litorale în cadrul cărora se subordonează altele, deci o ierarhizare);

-    în cadrul sistemelor morfogenetice mecanismele prin care se realizează formele de relief se diferenţiază mai întâi calitativ ca tip şi mod de producere (asociere). De exemplu îngheţ-dezgheţul are rol esenţial ca agent principal în regiunile cu climat subpolar (sfarmă rocile generând fragmente colţuroase) dar el influenţează regimul  de manifestare al modelării proceselor polizonale (acţiunea apei pe versanţi sau în albiile râurilor de unde o anumită ritmicitate a proceselor şi exprimată în formele de relief  rezultate (în funcţie de numărul şi frecvenţa ciclurilor de îngheţ-dezgheţ rezultă o dezagregare mai puternică sau mai slabă asociată cu volume diferite de mase de grohotiş; repartiţia neuniformă a cantităţii de precipitaţii în timpul anului se reflectă în regimul scurgerii apei râurilor care va avea intervale cu intensităţi diferite a proceselor din albie);

-    vegetaţia şi solurile care cunosc o desfăşurare pe zone şi etaje climatice, prin poziţia de „ecrane” între agenţi şi rocă introduc diferenţieri în acţiunea proceselor morfogenetice; la scară globală aceasta conduce la separarea a trei grupe de zone şi etaje morfogenetice. O primă grupă are ca specific dominarea proceselor fizice întrucât lipsa vegetaţiei sau discontinuitatea repartiţiei atât spaţial cât şi în timpul anului oferă un contact direct al agenţilor cu roca. A doua grupă aparţine zonelor şi etajelor cu vegetaţie bogată de unde caracterul dominant al proceselor biochimice (spaţiile ecuatoriale, musonice) şi lipsa sau slaba manifestare a celor mecanice (au caracter local fiind stimulate de pantă, rocă sau de scurgerea apei în albia râurilor). În cea de a treia grupă sunt zonele şi etajele cu vegetaţie prezentă sezonier (savane, stepă, silvostepă, tundră, etaj subalpin etc.) unde cele două caracteristici morfogenetice se succed.

În prima şi ultima grupă formele de relief rezultate sunt numeroase şi reflectă acţiunea agenţilor cu rol primordial în sistemul morfogenetic. Ele constituie elementele de bază ale peisajului morfologic. De aceea în cele mai multe lucrări geomorfologice acestea sunt prezentate ca aparţinând unor zone morfoclimatice tipice. Dar zonarea morfoclimatică a suprafeţei terestre impune şi caracterizarea celor din cea de a doua grupă unde deşi există sisteme morfogenetice importante şi specifice totuşi formele de relief rezultate nu constituie elemente însemnate în peisajul general care este dominat de vegetaţie.

În concluzie se pot diferenţia pe suprafaţa Globului mai multe zone morfoclimatice (fig. 1) cu reliefuri specifice rezultate din îmbinarea acţiunii diverselor agenţi externi sub influenţa factorilor climatici.

 

  1. 2.      Zone morfoclimatice

2.1. Zona morfoclimatică caldă şi umedă cu modelare impusă dominant de alterarea chimică.

  • Ø Desfăşurare şi caracteristici bioclimatice. Ocupă mai întâi spaţii extinse de-o parte şi de alta Ecuatorului, uneori până la latitudinea de 100, suprapunându-se în linii largi peste domeniul zonei climatice ecuatoriale. Se includ: Amazonia, coasta Golfului Guineei, o mare parte din bazinul fluviului Congo, Malaezia, Indonezia, Filipine. La acestea se adaugă şi alte regiuni situate între 100 şi tropice, unde poziţia barierelor muntoase în raport cu circulaţia maselor de aer (climat musonic) a favorizat  precipitaţii bogate şi o vegetaţie luxuriantă (mare parte din India, Bangladesh, mare parte din Peninsula Indochina, sudul Chinei, Australia de NE, estul Madagascarului, Brazilia de NE, Antilele).

            Climatul acestor regiuni este cald şi foarte umed. Temperaturile medii lunare depăşesc 200, amplitudinile termice anuale dar şi cele diurne oscilează între 3...50 la Ecuator şi 100 la tropice. Anual cad cca 1200...2200 mm precipitaţii; la Ecuator, în lunile cu echinocţii cad peste 200 mm, pe când în cele cu solstiţii sub 100 mm; în insulele muntoase (ex. Marschall, unde cad anual 4500 mm) în nicio lună valorile nu scad sub 100 mm; în regiunile musonice aproape 2/3 din cantităţile medii anuale (de 2000...2500 mm) se produc în sezonul de vară. Cu toate acestea, în lunile sau în sezonul  cu ploi mai puţine în sol există apă suficientă pentru a nu afecta ciclul biotic şi a întrerupe alterarea chimică.

            Climatul cald şi umed favorizează dezvoltarea unei vegetaţii bogate şi dense reprezentată de păduri higrofile (în climatul ecuatorial) şi mezofile (la latitudini mai mari). Ele se remarcă printr-o densitate mare a plantelor şi cu dispunere etajată: arbori înalţi ce ajung la 40 – 50 m, ce creează o suprafaţă umbroasă discontinuă; arbori cu înălţimi de 20 m, cu o densitate mare, care alcătuiesc un strat compact, întreţinând un grad de umbrire şi umiditate aproape uniform; un nivel cu arbuşti şi puţine plante ierboase în parter. Acestea întreţin un topoclimat cald, extrem de umed (90 % umiditate relativă şi aproape constantă), cu aproape 60% din precipitaţiile ce cad reţinute de sol, un grad de umbrire ridicat. În pădurile mezofile există amplitudini termice mai mari, mai multă lumină şi diminuarea umidităţii în sezonul cald şi secetos. Pădurea reprezintă  un ecran de protecţie a rocilor în raport cu majoritatea agenţilor externi, dar favorizant pentru alterarea chimică.

  • Ø Procese şi forme de relief specifice

-    Alterarea este, în aceste condiţii bioclimatice, procesul de bază, care afectează solul, depozitele groase dar şi rocile. Cantităţile mari de materie organică sunt aproape în întregime descompuse, procesul fiind realizat de bacterii, ciuperci (în mediul acid) şi mucegai (în soluţiile oxigenate). Apa caldă, încărcată cu acizii rezultaţi din descompunerea materiei organice şi CO2 are un rol esenţial în procesul de alterare chimică a rocilor, îndeosebi prin hidroliză. Soluţia pătrunde lent prin reţeaua de fisuri şi crăpături din rocă provocând un lanţ de reacţii chimice care, în final, determină transformarea acesteia pe grosimi mari într-un depozit de alterare (alterit). Pe rocile acide (granite) alterarea este mai rapidă şi intensă în raport cu cele bazice (bazalte), datorită conţinutului alcalin al soluţiei. De asemenea, procesul este rapid în rocile cu un grad de fisurare accentuat sau în cele cu alcătuire mineralogică variată.

La început, prin hidroliză, sunt eliminate din constituţia rocii bazele, care dau hidroxizi (de K, Ca, Mg, Na), prin care se asigură un mediu alcalin ce stimulează extragerea unei părţi din silice sau chiar separarea de oxizi şi hidroxizi de fier şi aluminiu, de unde culoarea roşie sau portocalie a depozitului.

Într-o fază avansată a procesului, când prin epuizarea bazelor mediul devine acid, se ajunge la mobilitatea oxizilor de fier şi aluminiu care sunt antrenaţi spre baza depozitului unde, prin concentrare, vor forma un orizont distinct. În regiunile unde se produc alternanţe sezoniere în cantităţile de apă şi în valorile de umiditate, orizontul se întăreşte, rezultând cruste de culoare roşie.

Pentru depozitele de alterare se folosesc termeni diferiţi – argile lateritice când domină caolinul, cuirasă lateritică bauxitică când abundă oxizii de aluminiu, cuirasă lateritică feruginoasă, cu predominarea oxizilor de fier (fig. 2).

 

 

În alcătuirea unui depozit de alterare (alterit) se diferenţiază mai multe orizonturi cu caracteristici distincte.

Astfel la partea superioară există un orizont argilos cu un conţinut bogat în silice. Sub acesta, pe grosimi uneori de mai multe zeci de metri urmează un orizont în care roca este intens alterată, se sfărâmă uşor şi are un conţinut bogat în caolin la care se adaugă silicea. Orizontul al treilea este alcătuit din porţiuni de rocă nealterată şi porţiuni în lungul crăpăturilor unde hidroliza a dat caolin. În bază este roca nealterată. Deasupra depozitului există solul (latosol sau pedalfer), cu grosime de câţiva metri.

Realizarea unei astfel de structuri se face în timp îndelungat (zeci de mii de ani) prin însumarea rezultatelor mai rapide sau mai lente ale alterării.

În afară de meteorizare, care impune depozitul de alterare, în aceste regiuni se înregistrează şi acţiunea altor agenţi şi procese care pot fi urmărite local, la nivelul versanţilor şi în albii. Între acestea, semnificative pentru dezvoltarea unor forme de relief cu reflectare în peisaj sunt:

   - Alunecările de teren, favorizate de prezenţa argilelor, a pantelor şi a unei cantităţi mari de apă. Ele afectează depozitele de alterare uneori pe grosimi importante. Dau forme diferite, în funcţie de poziţia patului de alunecare. Acesta poate fi la sub 1 m (alunecări superficiale, vălurite), alunecări cu jhgeabul de glisare la baza orizontului argilos sau la contactul cu roca puţin alterată (rezultă deplasări de proporţii, care au râpe, trepte şi valuri cu dimensiuni mari). La o îmbibare intensă a unor sectoare din alterit se poate ajunge la curgeri noroioase, ce produc distrugeri materiale însemnate.

   - Spălarea în suprafaţă şi şiroirea sunt procese a căror realizare depinde de mai mulţi factori: cantităţi mari de apă din precipitaţii şi frecvenţa producerii de averse (îndeosebi la latitudini mai mari), tipul de rocă sau depozit (cele argiloase favorizează spălarea iar cele silicoase şi uşor cimentate favorizează procesele de şiroire), pantă (pe cele sub 100 precumpăneşte spălarea, iar pe cele care depăşesc această valoare se manifestă şiroirea), formaţiunile vegetale (pe suprafeţele împădurite lipsesc, iar pe terenurile despădurite se înfăptuiesc în funcţie de celelalte condiţii). Importantă însă este spălarea în suprafaţă, care dislocă cantităţi însemnate de materiale de pe versanţi ce ajung în albiile râurilor, constituind preponderent debitul solid al acestora. Totodată, se produce pe ansamblu o evoluţie a versanţilor care capătă treptat un profil convex – concav. Prin eliminarea materialelor alterate din lungul crăpăturilor rezultă un relief rezidual de coloane, turnuri fără muchii şi unghiuri. Sunt „căpăţânile de zahăr” care abundă pe masivele granitice vechi unde există un grad ridicat de fisurare. În aceeaşi măsură fragmentele de rocă prăbuşite sau alunecate sunt supuse alterării şi transformate în blocuri sferoidale.

   - Procesele fluviatile. Cantităţile mari de precipitaţii asigură debite bogate şi cu fluctuaţii reduse (evidente la râurile mici prin producerea de inundaţii sau restrângerea albiei). Frecvent, regiunile ecuatoriale sunt alcătuite din roci vechi (cristalin, granite, gnaise), care au fisuri şi alcătuire variată. Acestea constituie elementele principale care influenţează mecanismul proceselor din albie. Specificul este dat de o îmbinare între alterare şi transport, celelalte procese fluviatile având un rol secundar. Alterarea în lungul fisurilor din albia râurilor şi maluri conduce la transformarea locală a rocilor într-un produs argilo – nisipos fin care este spălat şi transportat de către apa râurilor. În  timp, porţiunile dure rămase din rocă vor forma aliniamente nealterate cu blocuri şi praguri cu dimensiuni mici, printre care apa râului se despleteşte. Materialelor fine rezultate în albie li se adaugă cele spălate de pe versanţi. Împreună formează debitul solid care predominant este în suspensie.

Eroziunea este extrem de slabă şi limitată la locurile din albie unde rezultă materiale grosiere aduse prin alunecări sau din alterarea unor roci sedimentare, cu elemente silicioase mari. Deşi există praguri (multe de natură tectonică), ce au diferenţe de nivel importante, fenomenul de retragere regresivă a lor este redus, fiind impulsionat de alterarea selectivă a rocilor ce îl compun, îndepărtarea prin spălare a produselor descompunerii chimice şi ruperea de fragmente din cele rămase. Când pragul este alcătuit din roci rezistente şi omogene atunci panta se conservă timp îndelungat.

Acumularea materialelor transportate se face în sectoarele de albie cu pantă mică, cu predilecţie la fluvii în cursul inferior la vărsarea în ocean.

În aceste condiţii, profilul longitudinal al văilor se va caracteriza printr-o însumare de sectoare cu pantă redusă (în aval la vărsare dar şi în amonte în porţiunile alcătuite din roci puternic fisurate unde alterarea chimică este intensă) şi sectoare cu praguri (de natură tectonică sau create prin diferenţierea intensităţii alterării pe contactele dintre porţiunile de albie cu roci diferit diaclazate).

CURS 2

1.2.   Zonele morfoclimatice tropicale cu morfogeneză sezonieră:

 Desfăşurare şi caracteristici bioclimatice. Au o extindere mare şi continuă între 5 și 200 latitudine nord, respectiv sud (în Africa – din Senegal în Sudan şi din Angola până în vestul Madagascarului; în America de Sud – în podişurile Braziliei, Venezuelei şi Columbiei; în nordul Australiei) şi regional (insular) chiar până la 300 în sudul Africii şi 350 în Argentina.

 

Pe ansamblu, peisajul este definit de regiuni deluroase şi de podiş, acoperite de o vegetaţie formată din ierburi și arbuşti dezvoltată într-un climat cald cu un sezon secetos şi altul ploios şi în care pedimentele, inselbergurile şi cuestele se impun în relief. Constituie zone morfoclimatice de trecere de la cea impusă de alterarea chimică la cele în care procesele mecanice şi fizice sunt pe primul plan.

Climatul are două anotimpuri distincte şi relativ egale ca durată, legate de pendularea sezonieră a „ecuatorului termic” şi a sistemului de influenţare a circulaţiei maselor de aer. Vara se extinde aria calmelor ecuatoriale, temperaturile medii lunare sunt între 200 şi 250, cade cea mai mare parte din cantitatea anuală de precipitaţii (cca 1000 – 1200 mm), în bună parte sub formă de averse, umiditatea relativă are valori de peste 75 %. În sezonul uscat, în aceste zone îşi extind aria de manifestare alizeele care aduc dinspre tropice aer fierbinte şi uscat. Acum, pentru morfogeneză sunt semnificative amplitudinile termice de 10...150 C (încălziri diurne până la peste 300 C şi răciri nocturne până la aprox. 150 C), o slabă umiditate a aerului, precipitaţii reduse (averse) cu una – două luni când acestea lipsesc. Situaţii aparte se înregistrează în regiunile din vecinătatea zonelor ecuatoriale şi deşertice, unde sunt mai intense sezoanele umed şi respectiv arid.

În aceste condiţii, vegetaţia este de ierburi sezoniere şi arbori rari. Ea nu are o dezvoltare continuă, deci un grad de acoperire diferit (areale cu vegetaţie densă şi areale în care aceasta lipsește). Pe versanţii înclinaţi unde se produc şiroiri, precumpănesc blocurile şi fragmentele de crustă între care se păstrează petece de vegetaţie; în albiile văilor cu intense aluvionări, există o vegetaţie bogată. Variaţiile sezoniere de umiditate se reflectă şi în oscilaţia rolului de ecran al vegetaţiei. În perioada pluvială plantele care se dezvoltă bine şi repede reţin o mare parte din apă diminuând producerea şiroirii, dar favorizând producerea de hidroxizi. În sezonul uscat, când plantele lipsesc, temperaturile diurne se propagă pe c-ca 0,5 m în sol (la incendii ajung până la 1 m, scăzând de la 100 0 C la suprafaţă la 50...600 C în adâncime), ceea ce stimulează trecerea hidroxizilor în oxizi, dar şi întărirea orizonturilor  argiloase.

-  Agenţi, procese şi forme de relief.

Principalii agenţi modelatori sunt: meteorizarea, apa de ploaie, apa curgătoare şi vieţuitoarele.

  • Meteorizarea ca proces morfogenetice şi formarea crustelor.

            Existenţa a două sezoane cu caracteristici pluviale şi grad de acoperire cu vegetaţie diferite impune diferenţierea funcţională şi ca intensitate a proceselor de meteorizare. În perioada umedă domină cele care produc alterarea chimică (îndeosebi hidratarea şi hidroliza), având consecinţe aproape similare cu ceea ce se realizează în zona ecuatorială. Are loc îndepărtarea bazelor şi a unei părţi din silice, dar şi concentrarea hidroxizilor de fier şi aluminiu. În intervalul uscat, lipsa vegetaţiei ierboase facilitează încălzirea puternică a solului şi a rocilor. Se produc: eliminarea apei din acestea, transformarea hidroxizilor în oxizi, dominant de fier, aluminiu şi mangan, întărirea depozitului, formarea unor cruste roşii – portocalii groase.

Prin modul de concentrare a oxizilor (în loc şi la oarecare depărtare de locul provenienţei) rezultă şi tipurile principale de cruste:

  • Concreţiuni autogene (în loc) – se produc în depozitele şi solurile ce acoperă podurile interfluviilor (resturi de pediplene mai ales în sectoarele cu roci cu conţinut bogat în fier). Aici în sezonul umed se produc alterări (bacteriile descompun mineralele şi facilitează deplasarea fierului către baza depozitului) şi o sărăcire în silice (este preluată de plante, care o încorporează în tulpini), iar în cel uscat are loc acumularea de oxizi care determină formarea şi îngroşarea unei creste autogene (Brazilia, Guyana, Liberia).

În soluri, oxizii de fier precipită în jurul particulelor de silice sau de argilă. În depozite şi în rocile parţial alterate, oxizii se concentrează pe fisuri, crăpături, formând cu fragmentele de rocă nealterate o crustă conglomeratică.

  • Concreţiuni alogene se produc pe suprafeţele slab înclinate şi cvasiorizontale, întâlnite pe glacisuri, în lunci, pe conuri de dejecţie şi în depresiuni. Rezultă cruste alogene cu dimensiuni mari. În anotimpul umed, apele care vin de pe versanţi acoperă suprafeţele de la baza acestora, creînd aici soluţii. În sezonul uscat este eliminată apa prin evaporare, aerul pătrunde prin pori, fisuri, crăpături de uscăciune, galerii create de animale şi produce oxidări însoţite de aglomerări de grăunţi de cuarţ îmbrăcate cu oxizi. În timp, depozitul capătă o structură formată din concreţiuni dure şi porţiuni argiloase. În depozitele din lunci sau de pe fundul depresiunilor, unde precumpănesc nisipurile şi argilele şi, ca urmare, porozitatea este mare, în condiţiile în care aportul de soluţii bogate în hidroxizi este mare, concreţionările sunt însemnate, rezultând cruste groase. Dacă aportul de soluții este mic, rezultă un depozit nisipos roşu care, prin cimentare, se transformă în gresii feruginoase.

Deci, crustele au caracteristici structurale şi grosimi diferite în funcţie de tipul de materiale în care s-au realizat. Astfel, se pot prezenta sub formă de plăci (pot avea grosimi de câţiva metri) sau blocuri care, după conţinut, pot fi: grezoase, conglomeratice (în depozite de pietriş), brecioase (concreţiunile unesc blocuri de altă natură sau fragmente din plăci sfărâmate), epigenetice (îndeosebi pe rocile şistoase care sezonier sunt acoperite de apă; concreţiunile sunt pe planurile de şistuozitate).

Crustele nu ocupă suprafeţe foarte mari şi au un caracter discontinuu, caracteristici legate de formarea lor în locurile cu pantă mică şi unde există o circulaţie activă a soluţiilor bogate în fier, aluminiu, mangan etc. Ca urmare, în aceste regiuni sunt sectoare în care există cruste în alternanţă cu alte depozite sau roci parţial alterate, situaţii care fac ca modelarea să aibă un net caracter selectiv, crustele având rol de roci cu duritate mare.

Evoluţia cea mai rapidă o au crustele autogene peste tot unde au grosimi şi extindere mică. Ele sunt atacate din lateral, la contactul cu alteritul necimentat. În final, sunt transformate în martori de eroziune ce domină cu câţiva metri sectoarele mai joase rezultate din excavarea alteritului.

Mult mai variată este evoluţia crustelor ologene, care au o structură complexă. Scoarţa propriu-zisă  are grosime mare (frecvent peste 5 m), iar sub aceasta se află alteritul, la fel de bine dezvoltat. La cele formate pe conuri aluviale sau glacisuri, acestea prezintă atât o creştere în grosime şi în consistenţă plecând de la baza versantului spre exterior, cât şi o înclinare în acelaşi sens. Evoluţia conduce mai întâi la detaşarea crustei de versantul respectiv, eroziunea apelor fiind deosebit de activă pe contactul dintre ele. Astfel, sectorul cu crustă apare sub forma unui martor de eroziune cu dimensiuni mari şi cu formă asimetrică. Ulterior, modelarea se va face diferit pe versanţii martorului. Cel dinspre versant va avea o pantă generală cu valoare ridicată întrucât secţionează capetele crustei dar şi alteritul. Înclinarea crustei îi conferă caracter de frunte de cuestă. Modelarea se face prin diverse procese – mai activ în alterit prin şiroire, alunecări, sufoziuni etc. şi mai slab în crustă (şiroire şi prăbuşiri), astfel că frecvent, profilul versantului va evolua spre o configuraţie cu un sector abrupt pe crustă, o surplombă la contactul acesteia cu alteritul şi o pantă largă concavă pe alterit. Când surplombele se dezvoltă mult, marginile plăcii (crustei) se fragmentează şi se prăbuşesc la baza pantei unde, prin recimentare, se poate ajunge la individualizarea unor petece de cruste secundare.

Versantul opus are un caracter de suprafaţă structurală, fiind adesea neted („bowal” în Africa). Eroziunea se va produce în două situaţii: mai întâi pe suprafaţa structurală, în sensul înclinării, prin spălare, şiroire în lungul fisurilor sau a fâşiilor slab consolidate. Fragmentarea va fi înceată, întrucât atât grosimea cât și compactitatea sunt însemnate. A doua situaţie se produce după crearea unor văi. În timp, poate rezulta un versant secundar cu crustă la partea superioară şi alterit în bază, care va urma o evoluţie similară cu aceea a versantului dinspre interfluviu.

- Spălarea în suprafaţă, şiroirea şi formarea pedimentelor (glacisurilor de eroziune). Sunt procese cu rol esenţial în modelarea versanţilor, datorită frecvenţei averselor care au o intensitate deosebită în lunile de trecere de la un sezon la altul. Eficacitatea eroziunii este mare la schimbarea celui uscat cu cel umed, când ploilor torenţiale li se adaugă lipsa vegetaţiei şi prezenţa crăpăturilor de uscăciune sau, local, a celor produse de incendii.

Pe pantele sub 100 predomină spălarea în suprafaţă, care la început apare ca şuvoaie care, prin unire, dau pânze ce antrenează mase însemnate de materiale fine rezultate din alterare. Pe suprafeţele care depăşesc 100 înclinare, solurile şi alteritul sunt subţiri (sub 1 m grosime), rezerva de apă este mică, iar vegetaţia discontinuă şi slab dezvoltată nu asigură protecţie. Ca urmare, la averse, apa se concentrează producând eroziuni lineare ce dau naştere la ravene cu mărimi diferite.

Efectul generalizat al acţiunii succesive a meteorizării şi pluviodenudării va fi retragerea versanţilor şi dezvoltarea la baza lor a unor pante de echilibru morfodinamic de tipul pedimentelor (în terminologie engleză) şi glacisuri de eroziune (în terminologie franceză), care au o mare desfăşurare în Brazilia şi Sudan. La exteriorul lor, materialele transportate de apă se acumulează şi pot fi cimentate prin concentrările de oxizi de fier rezultate din spălarea versanţilor. Rezultă diferite tipuri de concreţiuni feruginoase cu grosime mică.

În timp, prin extinderea pedimentelor, se ajunge pe de o parte la individualizarea unor suprafeţe de nivelare mari de tipul pediplenelor, iar pe de alta, la fragmentarea interfluviilor şi reducerea lor la un ansamblu de vârfuri cu înfăţişare conică de cupolă (numite inselberguri) şi care sunt separate de pedimente.

Inselbergurile sunt formate pe sectoarele din interfluvii unde sunt roci dure (gnaise, granite, diabaze). Dacă punerea în evidenţă a acestor forme este legată de producerea eroziunii selective pe contactul dintre roci cu duritate diferită, ulterior pantele mari ale inselbergurilor vor evolua atât prin meteorizare (îndeosebi dezagregări prin cristalizare şi insolaţie) cât şi prin prăbuşiri și pluviodenudare.

  • Procesele fluviatile şi tipurile de văi. Se produc diferit în funcţie de generaţia de râuri şi de succesiunea sezoanelor. Există râuri cu bazin superior în regiunile ecuatoriale, care au debite mari şi care, la traversarea savanelor, în anotimpul secetos înregistrează variaţii mici de nivel şi debit. Pe de altă parte, sunt mai multe generaţii de râuri autohtone, a căror scurgere este puternic influenţată de regimul sezonier al ploilor, marea majoritate secând în lunile fără precipitaţii. În albiile lor ajung materiale grosiere rezultate prin eroziunea exercitată de ravene sau din spargerea crustelor. Apa râurilor încărcată cu acestea, în timpul averselor, va exercita mai întâi o puternică eroziune liniară dar şi laterală ceea ce va duce la creşterea debitului solid dar şi la lărgirea albiilor. În al doilea rând, se va înregistra un transport bogat şi rapid în concordanţă cu crearea unor pante de scurgere cu valori ridicate (capabile să asigure transportul elementelor mari), unde roca este la zi, dar şi a unor pante mici unde se înregistrează acumulării însemnate. Râurile cu debite mici, care nu pot prelua în întregime materialele sosite de pe versanţi, au dezvoltat văi cu profil transversal rotunjit. Spre deosebire de acestea, la cele care au o scurgere bogată se asigură nu numai îndepărtarea materialelor alohtone dar şi a alterărilor realizate în loc, astfel că în configuraţia văilor se impun albii şi lunci largi şi netede, încadrate de versanţi cu pante ridicate. În lunci, în sectoarele cu aluvionări bogate, se pot realiza concreţiuni feruginoase şi chiar cruste.
  • Alunecările de teren se produc pe versanţii în care alteritul este gros şi mai ales, bogat în argilă. Efectele sunt mai mari pe cei la care peste alterit există cruste feruginoase, unde alunecările determină şi ruperea unor bucăţi din aceasta.
  • Sufoziunea are loc în depozitele argilo–nisipoase care au grosime mare, iar crusta feruginoasă de deasupra lor prezintă crăpături. Apa pătrunde prin acestea, circulă la nivelul formaţiunilor argiloase până în versanţi, unde dau izvoare sufozionale. În timp, în depozit rezultă tunele, hrube şi hornuri sufozionale care contribuie împreună cu alunecările şi şiroirea la degradarea crustelor.
  • Procesele biotice sunt legate mai întâi de activitatea bacteriilor în sezonul umed şi apoi a termitelor. Acestea din urmă sunt frecvente în depozitele nisipo–argiloase, mai ales în cele fără crustă feruginoasă dar acoperite de ierburi. Furnicile extrag din depozit particule de argilă şi de nisip fin, pe care le acumulează în exterior formând cuiburi cu înălţime de 2...4 m, aflate la distanţe mici unele de altele.

 

2.3. Zonele morfoclimatice uscate, cu morfogeneză impusă permanent de procesele fizice:

  • Ø Desfăşurare şi caracteristici bioclimatice.

            Aceste zone includ regiuni desfăşurate în extrem între 50 şi 450 latitudine (nord sau sud), dar cu o concentrare mai mare la tropice. Le sunt specifice cantităţile extrem de mici de precipitaţii, care cad foarte rar şi sub formă de aversă, amplitudini termice mari, deficit de umiditate ridicat, o slabă prezenţă a vegetaţiei şi a solurilor şi un contact direct al agenţilor externi cu roca. În funcţie de gradul de ariditate, din cca 35 % cât însumează din suprafaţa uscatului terestru aceste regiuni (G. Shonlz, P. Meigs citaţi de M. P. Petrov, 1986), se pot separa deşerturi hiperaride (4 %), aride (15 %) şi semiaride, cu caracteristici tranzitorii spre zonele vecine (16 %). Cele mai extinse sunt în Africa şi Asia, dar raportat la suprafaţa continentelor, ele ocupă 83 % din Australia, 64 % din Africa, 39 % din Asia, 33 % din cele două Americi. Dacă din vestul Africii şi până în Mongolia ele alcătuiesc un sistem care se întinde pe cca 11.000 km, în celelalte continente reprezintă unităţi disparate mai mici, aflate la diferite latitudini. Altimetric, cuprind preponderent regiuni până în 500 m (câmpii şi podişuri), la care se adaugă depresiuni mari şi podişuri intramontane de înălţime medie (Takla Makan,Tibet, Mexic), sau chiar munţi din zona tropicală (Ahagar, Hogar, Tibesti în Africa, munţii din Iran şi Afganistan – în Asia). Cea mai mare parte a lor sunt în regiuni de platformă veche supuse modelării încă din mezozoic, la care se adaugă şi altele mai noi.

Caracteristicile climatice dominante sunt uscăciunea accentuată, corelată cu precipitaţii extrem de puţine şi cu o evaporaţie puternică. Există regiuni în care cantitatea de precipitaţii anuală (cca 300 mm) se realizează cu o oarecare regularitate (în Sahelul african în iulie – septembrie; în sud–vestul Australiei, Orientul Apropiat, California – în sezonul de iarnă; în Asia Centrală – în martie – aprilie şi octombrie), dar şi întinse unităţi unde ploile asigură o medie multianuală de cca 200 mm care se produce la intervale fără periodicitate și cu 1 – 3 averse la intervale foarte mari de timp (uneori de mai mulţi ani). Cantităţile reduse de precipitaţii condiţionează, cu excepţia fâşiilor litorale, o umiditate relativă modestă (în jur de 60 %), dar care variază în timp şi de la un sector la altul al deşertului. Aerul uscat favorizează o insolaţie puternică, care va determina, ziua, temperaturi la nivelul suprafeţei de nisip de peste 500 C (în Sahara s-au înregistrat valori de 70...780 C). În timpul nopţii, radiaţia terestră intensă conduce la temperaturi apropiate de 00 C şi chiar sub această valoare (de ex. în Munții Hoggar îngheţul nocturn depăşeşte 110 zile pe an, cu minime ce coboară la –100 C, în deşertul Gobi în sezonul rece temperaturile scad la –350 C, pe când ziua se apropie de 00 C). În aceste condiţii termice, evaporaţia este deosebită, conducând la un deficit de umiditate enorm, lucru accentuat local de constituţia petrografică (rocile magmatice impermeabile, care nu favorizează stocarea apei; masele groase de nisip, care conduc la un grad ridicat şi rapid de infiltrare la adâncime a slabelor cantităţi de precipitaţii).

În aceste condiţii, aceste regiuni nu constituie medii propice dezvoltării vegetaţiei. Aceasta este prezentă pe suprafeţe limitate, discontinui şi numai în scurte intervale, după căderea precipitaţiilor. Există asociaţii cu un număr redus de specii şi indivizi aflaţi la distanţă unii de alții şi care au suferit adaptări în raport cu deficitul de umiditate (bulbi, ţepi şi spini în locul frunzelor, ţesuturi cornoase verzi). La contactul cu zonele morfoclimatice limitrofe se dezvoltă formaţiuni ierboase de stepă deşertică (ierburi scunde ce acoperă parţial un sol subţire şi care se dezvoltă doar în sezonul cu ploi). Urmează formaţiuni arbustive aproape circumdeşertice, diferite ca alcătuire de la o regiune la alta („brusa” cu acacii, euforbii şi graminee scunde în Africa de Vest, saxaul şi pelin în Asia Centrală; „brusa” cu cactee în S.U.A. şi Mexic; „catinga” braziliană cu arbuşti şi tufe; „scrubul” australian cu eucalipţi şi ierburi puţine), cu dezvoltare pe suprafeţe limitate şi discontinui, neoferind protecţie solului subţire şi rocilor de sub acesta.

În deşerturile propriu–zise, formaţiunile vegetale sunt rar răspândite (îndeosebi în albiile văilor, în depresiuni), au un număr redus de specii, un ciclu biologic scurt (în perioade scurte, după ploile extrem de rare) şi unele adaptări (rădăcini foarte adânci).

În aceste condiţii, rocile sunt supuse unei intense acţiuni directe de modelare.

  • Ø Agenţi, procese şi forme de relief rezultate:

Meteorizarea, apa din precipitaţii, vântul, constituie agenţii principali în sistemul morfogentic al acestei zone. Specificul acestui sistem este determinat, pe de o parte de modul de asociere a scestor agenți în timp, dar şi de la o regiune la alta, iar pe de altă parte, de dominarea acţiunilor fizice, mecanice, în raport cu cele chimice şi biochimice (aproape neglijabile). Unii agenţi intervin lent dar continuu (variaţiile de temperatură şi de umiditate în rocă) şi cu efecte sesizabile după durată mare, iar alţii se manifestă în intervale de timp diferite dar cu efecte imediate (vântul, apa din precipitaţii şi local apele curgătoare).

   - Meteorizarea se manifestă prin variaţii de temperatură şi de umiditate atât în roci cât şi în depozite. Oscilaţiile termice diurne dar şi cele sezoniere marcate de amplitudini ridicate bruște, în condiţiile unei alcătuiri mineralogice neomogene a rocilor, conduc la producerea de dezagregări prin insolaţie (termoclastism), în regiunile tropicale, şi gelivaţie (în munţi şi deşerturile de la latitudini mari, unde există mici cantităţi de apă în fisurile din roci). Rezultatul îl reprezintă mase de materiale dezagregate situate în strate subţiri pe suprafeţele cvasiorizontale şi poale de grohotiş la baza versanţilor. Pe versanţii dezvoltaţi pe roci cu alcătuire heterogenă, termoclastismul poate duce la apariţia unor forme de relief rezidual de tipul coloanelor, crestelor, cornişelor, alveolelor de tip taffoni.

În deşerturile din Asia Centrală, Mongolia, unde cad mai multe precipitaţii dar sunt frecvente gerurile în sezonul rece, se produce dezagregare prin gelivaţie, care creează mase de grohotiş care, pe suprafeţele slab înclinate, rămân pe loc formând pavaje de lespezi, iar la baza versanţilor – conuri şi poale de blocuri colţuroase.

Variaţiile stării de umectare a rocilor se înregistrează în deşerturile litorale sau în depresiunile unde se acumulează temporar apa. Ele conduc la diverse procese chimice şi mecanice. Astfel, în fazele mai umede, se realizează dizolvarea sărurilor, antrenarea soluţiilor în fisuri, pentru ca în cele de intensă evaporare, prin dezvoltarea cristalelor în fisuri să se producă presiuni asupra pereţilor acestora însoţite de lărgirea şi creşterea lor în adâncimea rocii (haloclastism). În terenurile argiloase (Asia Centrală), unde predomină argila de tip montmorilonit (are o capacitate însemnată de absorbţie a apei), prin umezire se ajunge la creşteri însemnate de volum (gonflări). În fazele de uscăciune, prin eliminarea apei, se produc crăpături înscrise în reţele de poligoane cu mărimi variate în care se strâng săruri aduse fie de vânt, fie de ploile ce survin ulterior.

Relaţia umectare – uscare constituie baza mecanismului producerii diverselor tipuri de precipitare a sărurilor la suprafaţa rocilor. În general, acest fenomen presupune faze scurte cu umezeală accentuată (din ploi) şi faze lungi de uscăciune. Au loc procese fizico – chimice care se înscriu în cicluri de la câteva ore la mai multe săptămâni şi luni, dar numai pe arealele afectate de precipitaţie.

  • Patina deşertică reprezintă o pojghiţă lucioasă de culoare închisă (roşie, cărămizie, vineţie), formată din oxizi (de fier, magneziu etc.), care îmbracă suprafaţa rocii expusă variaţiilor de umiditate. Fixarea fierului şi magneziului din soluţiile care se evaporă este rezultatul acţiunii unor microorganisme. În timp, prin repetarea ciclurilor umezeală – uscare se produce nu numai o creştere înceată în grosime dar şi crăparea ei şi, în final, sfărâmarea rocii.
  • Eflorescenţele de săruri apar pe şei şi în formaţiunile argilo – mâloase din vatra unor depresiuni. Aici are loc mai întâi o concentrare de săruri provenite din evaporarea apei din precipitaţii sau de la unele izvoare minerale. Într-o nouă fază de umectare sunt dizolvate şi antrenate în depozit pentru ca, ulterior, evaporarea treptată a soluţiei din depozit să faciliteze cristalizarea sărurilor atât la suprafaţă (eflorescenţe) cât şi în adânc (aici rezultă o structură cu agregate argiloase şi cristale de sare). Eflorescențele sunt frecvent din sare, gips.
  • Crustele rezultă din sărurile spălate de pe versanţi (cloruri, sulfaţi) şi acumulate fie în materialele de la baza acestora, fie în conurile de dejecţie şi depozitele aluvionare din unele depresiuni. Au grosime redusă la suprafaţa depozitului, dar pătrund în acesta până la diferite adâncimi sub formă de pilieri dezvoltaţi în spaţiile goale dintre componentele lor.

- Vântul constituie un agent activ, a cărui importanţă este facilitată de lipsa unui ecran (vegetaţie, sol) care să protejeze rocile. În afara alizeelor, în regiunile deșertice se produc multe vânturi locale, cu intensitate ridicată şi chiar pe alte direcţii de deplasare. Ele au un rol morfogenetic însemnat. Acţiunile lor depind de durata, intensitatea şi viteza de propagare dar şi de caracteristice petrografice ale suprafeţei. Principalul proces îl reprezintă spulberarea (deflaţia) particulelor de nisip şi a altor materiale fine. Ea se realizează în trei moduri: rostogolirea elementelor grosiere (1...1,5 mm în diametru) pe distanţe scurte, saltarea celor cu dimensiuni de 0,2...1 mm (particulele suferă un grad de uzură prin izbire) şi mai ales suspensia (elemente mai mici de 0,1 mm, ce pot frecvent fi ridicate la mai mulţi metri înălţime şi deplasate la distanţe foarte mari). Cele mai fine particule (diametre sub 0,005 mm) plutesc în masa de aer aflată în mişcare, ajungând la înălţimi de sute sau chiar câteva mii de metri şi la depărtări de mai multe mii de kilometri (prafurile din Sahara sunt antrenate până în Europa). Deflaţia conduce la o sortare a produselor dezagregării. Prin spulberarea materialelor fine, rămân în loc versanţii abrupţi şi masele de grohotişuri, care se desfăşoară pe întinderi mari formând câmpurile de pietre. Pe de altă parte, pe câmpurile de nisip deflaţia determină la vânturile mai puţin intense suite de „riduri” (ondulări), iar la cele puternice – asocieri de dune cu forme şi dimensiuni variabile.

Deflaţia însă se îmbină mai întâi cu coraziunea (izbirea rocilor, stâncilor, versanţilor abrupţi de către particulele de nisip), care este maximă la înălţimi reduse (sub 1,5 m) iar, apoi, cu acumularea (pe măsura scăderii puterii de transport condiţionată în principal de micşorarea vitezei), în urma căreia rezultă dunele şi mai ales câmpurile de nisip.

Deci, deflaţia are un rol esenţial, întrucât ea îndepărtează şi sortează materialele fine, permiţând pe de-o parte crearea unui relief rezidual, dar şi a unuia de acumulare, iar pe de altă parte asigură noi suprafeţe de atac eolian dar şi pentru ceilalţi agenţi.

            - Spălarea în suprafaţă şi şiroirea sunt procese legate de acţiunea apei de ploaie, care se produc la intervale mari de timp. Producerea acestora este legată de ploi care pot asigura cel puţin un volum de apă echivalent cu un strat de cca 5 mm şi care are cel puţin o intensitate de 0,5 mm/minut. Eficacitatea lor morfogenetică constă în faptul că aceste ploi au caracter de aversă, situaţie care le determină o însemnată capacitate de transport de material solid. Încărcată cu acesta, apa devine o pânză sau mai multe şuvoaie cu putere de eroziune deosebită, pe care şi-o exercită în suprafaţă sau pe diferite direcţii în lungul versanţilor. De aici rezultă rolul morfogenetic însemnat al ploilor în regiunile montane supuse acestor condiţii climatice, care se transpune în fragmentarea şi retragerea suprafeţelor de versant şi generarea, la baza lor, a unor pante de echilibru dinamic de tipul pedimentelor, în continuarea cărora, la exterior, prin acumularea materialelor, rezultă pante de acumulare („playa”) a pietrişurilor şi nisipurilor în care apa se infiltrează rapid. Pe versanţii alcătuiţi din roci impermeabile, procesele sunt deosebit de eficace în jumătatea superioară a lor, întrucât către bază o bună parte a apei se pierde prin infiltrare și evaporare, iar puterea de atac şi transport slăbeşte treptat. Încă de la finele secolului XX, unii cercetători au acordat spălării în suprafaţă şi şiroirii un rol esenţial în formarea pedimentelor şi glacisurilor.

În deşerturile din Asia Centrală, Mongolia, China de nord–vest, acţiunea acestor procese este mult mai eficace primăvara, când există apă din topirea zăpezii şi ploi, dar şi un strat de rocă sau depozit încă îngheţat, aflat la adâncime mică. În aceste condiţii, apa se va încărca rapid cu materialele dezagregate, pe care le va transporta spre baza veranţilor lăsând în urmă blocurile mari care vor fi supuse dezagregării.

O foarte slabă spălare în suprafaţă se înregistrează şi pe câmpurile de nisip, unde apa este absorbită rapid pe o grosime de 1...2 cm, facilitând o uşoară deplasare a particulelor spre baza pantei.

- Apele curgătoare şi tipurile de văi. Deşi există numeroase văi, apele curgătoare permanente sunt relativ puţine, ele fiind legate de râuri care-şi au bazinele de alimentare în zonele cu precipitaţii bogate (de exemplu Nilul, Senegalul şi Nigerul în Africa, Amu – Daria şi Sâr – Daria în Asia Centrală), iar la traversarea deşerturilor acestea pierd o parte din debitul lichid prin evaporare şi infiltrare. Râurile vor transporta cantităţi însemnate de aluviuni (dominant fine), pe care, odată cu micşorarea debitului lichid, le va depune treptat. Aproape similare sunt scurgerea şi procesele din albiile râurilor care îşi au obârşia în regiuni cu ploi bogate şi frecvent locul de vărsare în unele lacuri din deşert, cărora le asigură existenţa (Şari, care se varsă în lacul Ciad ș.a.). Opuse acestora sunt cursurile de apă semipermanente, apa fiindu-le insuficientă pentru o scurgere permanentă care să le asigure vărsarea în mare, lac etc. Unele din acestea au bazin extins, ceea ce le dă debite bogate la precipitaţii şi o activitate cu durată mai mare. Ele se pierd în deşert. Majoritatea sunt scurgeri de apă scurte şi pe durată mică. Sunt specifice regiunilor de munte, ele concentrează la averse cantităţi importante de apă care le impun energie şi putere însemnată de transport şi eroziune. Viiturile mari provocate de ploi bogate şi intense conduc la dezvoltarea unor creşteri bruşte de nivel (câţiva metri grosime), debite de 10...15 m3/s şi viteze mari (variază în funcţie de regiunile pe care le străbat). Acţiunile exercitate de acestea vor fi diferite ca intensitate în funcţie de rocile ce intră în alcătuirea văilor. Unde există roci moi, viitura va antrena o bună parte din materialul solid din albie şi va exercita atât eroziune lineară cât şi laterală. Ca urmare, văile se vor adânci dar şi lărgi. Dacă rocile din albia şi versanţii văii sunt rezistente, atunci apa va exercita preponderent eroziune liniară, rezultând văi înguste. Transportul în timpul viiturilor va fi excesiv în faza producerii nivelului maxim, când va rostogoli bolovănişurile de provenienţă laterală şi va amesteca fără triere elementele mai mici; prin acestea apele vor dobândi o forţă de atac deosebită. Diminuarea viituri se va transmite în slăbirea capacităţii de transport (sunt deplasate acum doar elementele fine), depunerea în albie a pietrişurilor şi nisipurilor iar, în final, a mâlului ce va umple golurile dintre aluviunile grosiere. În intervalul secetos ce urmează, apa va fi eliminată din depozit iar acesta se va întări, uneori rezultând şi cruste.

Rezultatele acestor procese vor fi văile cu dimensiuni şi forme variate. Se impun două tipuri:

  • văile scurte, adânci şi înguste create de torenţi pe versanţii cu pantă mare, care uneori, datorită frecvenţei ridicate, impun un peisaj specific de „badlands” – uri;
  • văile de tip ued – care au dimensiuni foarte mari, profil transversal în forma literei „U”, cu sectoare în profil longitudinal cu roca la zi şi altele în care sunt acumulări de aluviuni bogate (foto 1.). Multe sunt văi vechi dezvoltate în prima parte a Cuaternarului în condiţiile unui climat care asigură cantităţi mai mari de precipitaţii şi o ritmicitate a căderii lor. În prezent, evoluţia este determinată de cursuri de apă tumultoase care se produc la intervale mari de timp, în urma unor averse însemnate. Apa cu materialele antrenate exercită o acţiune de eroziune laterală intensă ce favorizează lărgirea şi malurile abrupte. Pierderea treptată a apei se face prin evaporare, dar şi prin infiltrarea în masa de materiale depuse. Ultimele scurgeri creează, prin eroziune lineară, şanţuri în propriile aluviuni.
  • Ø Tipuri de reliefuri specifice:

- Câmpurile de nisip sunt desfăşurate pe suprafeţe imense, în regiunile joase şi depresionare, fiind rezultatul acumulării aici a materialelor transportate fie de către vânturile permanente (alizee) fie de către reţeaua de râuri deosebit de active în condiţiile unor climate mai umede în pleistocen şi holocenul inferior.

Sunt numite erguri în Sahara şi kumuri în Asia Centrală. În cuprinsul lor există însă şi depresiuni (gassi), cu izvoare bogate ce au favorizat atât dezvotarea vegetaţiei dar şi a unor aşezări (oaze).

Pe câmpurile de nisip, vânturile au impus o morfologie de dune cu forme şi mărimi variabile, care se înscriu în sectoarele cele mai aride ale regiunilor Sahara, Kara Kum, Kâzâl Kum, Atacama, Kalahari etc.

   - Câmpurile de pietre se află la marginile munţilor vechi, materialele grosiere care intră în componenţa lor provenind din procese complexe de dezagregare (prin termoclastism sau haloclastism), şiroire, pluviodenudare sau din conurile de aluviuni depuse de râurile active în Pleistocen – Holocen. Prin spulberarea de către vânt a elementelor fine au rămas aici blocuri şi bolovănişuri pe care se dezvoltă patine deşertice.

            - Hamadele – sunt platouri aproape orizontale, individualizate datorită existenţei unor strate groase de rocă cu rezistenţă mare la atacul apelor de şiroire. Suprafaţa hamadei poate avea caracter structural, poate fi un rest de pediplenă sau din glacisuri ale căror materiale sunt cimentate. Platourile domină uedurile sau depresiunile limitrofe prin versanţi abrupţi; prin fragmentare rezultă martori de eroziune (gara). Meteorizarea, spălarea în suprafaţă şi vântul pot favoriza dezvoltarea pe platou de blocuri şi bolovănişuri de dezagregare.

            - Pedimentele, glacisurile, pediplenele şi inselbergurile – sunt forme cu dimensiuni variate şi care au rezultat printr-o evoluţie de durată a versanţilor munţilor.

  • Pedimentele sunt considerate ca forme de relief moştenite, rezultate în timp îndelungat şi într-un climat cu sezoane mai umede şi aride, care favorizau retragerea versanţilor montani prin îmbinarea mai multor procese (meteorizarea – care slăbea rezistenţa rocilor şi producea fragmente de rocă mici; spălarea în suprafaţa şi şiroirea – care, la aversele de ploaie, le îndepărtau). Ele constituie suprafeţe de echilibru dinamic ce rezultau la baza acestor versanţi în retragere; au înclinare mică şi implică două sectoare, unul tăiat în rocă şi altul, la exterior, pe care s-au acumulat materiale în strat subţire (numit bajada). Contactul dintre pediment şi versant se realizează brusc, în lungul unei linii numită knick. La exteriorul pedimentelor sunt depresiuni umplute cu materiale acumulate (playa), frecvent nisipoase. Pe acestea sunt sectoare mai joase cu acumulări de săruri (sebkra sau salinas). În condiţiile climatice actuale se continuă evoluţia, dar mult mai slab.
  • Pediplena  este o câmpie de eroziune cu întindere mare, rezultată din unirea pedimentelor. Din vechiul relief muntos rămân martori de eroziune care domină pediplena şi care poartă numele de inselberguri (foto 2). În condiţiile ridicării sacadate şi pe ansamblul a acestor regiuni, se poate ajunge la formarea mai multor generaţii de pediplene care se îmbucă. (L. King în Africa a diferenţiat cinci generaţii).
  • Glacisurile reprezintă forme de echilibru dinamic asemănătoare pedimentelor. Diferă de acestea prin formă (larg concavă), dimensiuni (mai reduse), lipsa knikului, depozite mai groase care pot fi cimentate, absenţa inselbergurilor. Condiţiile de formare sunt similare (sezon uscat şi sezon în care pot surveni ploi torenţiale), la care se îmbină procesele de meteorizare, pluviodenudare. La cele dezvoltate în Asia se adaugă crioclastismul, solifluxiurile (J. Demangeot, E. Bernus, 2001).

- Văile au scurgere doar la viituri; reprezentative sunt uedurile.

- Endo – şi exocarstul este dominant reprezentat prin forme în regiunile cu climat mai umed.

CURS 3

2.6. Zonele morfoclimatice reci cu modelare glaciară şi periglaciară.

  • Ø Desfăşurare şi caracteristici bioclimatice. Sunt în cele două emisfere terestre la latitudini mari, frecvent de la cercurile polare spre poli, incluzându-se nordul Canadei, Alaska, Groenlanda, extremitatea nordică a Eurasiei, insulele arctice, Antarctida. Se pot diferenţia două medii naturale distincte – subpolar şi polar (fig.3).

 

 

 

Primul, la latitudini mai mici şi doar în continentele nordice, se caracterizează printr-un climat determinat de masele de aer polar ce îi asigură temperaturi medii anuale de 00....+1,50, amplitudini termice reduse, precipitaţii puţine, nebulozitate accentuată, vânturi intense. Regional se separă nuanţe reci oceanice (mai umede) şi continentale.

Primele sunt evidente mai ales în nordul Scandinaviei şi au o iarnă cu o nuanţă moderată termic şi cu zăpadă şi o vară când în iulie – august temperaturile care depăşesc 100 provoacă topirea în bună măsură a zăpezii. Precipitaţiile variază anual de la 450 – 500 mm în nordul Scandinaviei la 250 – 400 mm în Siberia şi Canada. Cele mai multe se produc în februarie – martie şi septembrie – octombrie, când au loc şi importante viscole. Temperaturile dominant negative, îngheţul de durată, vânturile intense nu permit decât existenţa unor formaţiuni vegetale ierboase discontinui, la care se asociază un număr mic de specii de arbuşti pitici care ot suraveţui mulţumită celor 2 – 3 luni călduroase.      

Climatul polar specific Groenlandei, insulelor din Arctica şi Antarctidei este foarte rece, masele de aer extrem de reci staţionează mult timp, provocând scăderi de temperatură însemnate. Aici nu numai mediile anuale sunt negative dar, cu unele excepţii şi cele ale tuturor lunilor. Iarna (sezonul nopţii polare) temperaturile ajung la valori de sub – 400 (– 600 la staţia Amundsen – Scott şi – 880,3 la staţia Vostok, ambele în Antarctida). Doar vara, în câteva zile temperaturile au şi valori pozitive, favorizând o uşoară topire a zăpezii. Acum, deşi Soaele se află permanent deasupra orizontului iar radiaţia directă ajunge la 20 – 25 kcal/cm2/lună, reflexia intensă impusă de zăpadă şi gheaţă face ca bilanţul radiativ să fie neglijabil (1 – 2 kcal/cm2/lună). Precipitaţiile sunt numai sub formă de zăpadă şi variază de la 200 – 300 mm/an în vecinătatea oceanelor la câteva zeci de mm în interiorul continentelor. Dar zăpada se păstrează şi prin tasare va evolua în gheaţă. Precipitaţiile sunt posibile în orice lună a anului, dar mai ales în sezonul de vară polară.

  • Ø Agenţi, procese şi forme de relief.

Relieful reprezentat de câmpii, podişuri şi munţi este acoperit aproape în întregime de gheaţă şi zăpadă. Deasupra acestora rămân doar creste cu versanţi abrupţi, vârfuri, iar la latitudini mai mici, unele platouri. În aceste condiţii se manifestă agenţi şi procese specifice sistemelor morfogenetice periglaciar şi glaciar, care se întrepătrund.

2.6.1. Sistemul periglaciar este activ pe toate suprafeţele lipsite de gheaţă, dar care sunt acoperite de zăpadă sau sunt direct expuse gerului şi vântului. Totodată, procesele de gelivaţie şi nivaţie, definitorii pentru sistemul periglaciar, se înregistrează şi la contactul versanţilor cu gheaţă sau pe crestele şi vârfurile care sunt situate deasupra gheţarilor. Ca urmare, este activ în regiunile subpolare şi are caracter insular în cele polare.

- Nuanţele climatice influenţează atât ritmicitatea proceselor dar şi asocierea în timp a agenţilor. Climatul subpolar cu influenţe oceanice, mai umed, cu veri de 2 – 3 luni când se produc temperaturi zilnice pozitive ce dau dezgheţ în roci şi depozite, iar precipitaţiile sunt şi sub formă lichidă, facilitează asocierea acţiunii gerului, nivaţiei cu aceea a vântului, apelor de şiroire, apelor care staţionează şi a apelor curgătoare. Climatul subpolar continental este aspru, cu un foarte lung interval de îngheţ total care asigură continuitatea şi grosimea pergelisolului, cu zăpadă puţină dar spulberată sau troienită de vânturi puternice. Aici se manifestă intens gerul, nivaţia, eolizaţia şi uneori apele curgătoare.

- Îngheţ – dezgheţul constituie un cuplu de procese care au rol esenţial. Ciclurile gelivale rezultate din succesiunea îngheţ – dezgheţ acţionează intens în sezonul cald, când amplitudinile termice diurne sunt însemnate. Pe suprafeţele stâncoase se produc dezagregări ce creează grohotişuri cu forme şi dimensiuni condiţionate de tipul de roci, intensitatea şi frecvenţa acestor cicluri. Pe suprafeţele stâncoase slab înclinate determină dezagregări, câmpuri şi pavaje de pietre, iar pe cele acoperite de depozite şi cu o vegetaţie slabă, o diversitate de structuri (pene de gheaţă, involuţii, apofize) şi forme cu dimensiuni şi configuraţii distincte (soluri poligonale, hidrolacoliţi, pingo).

- Nivaţia pe versanţi se concretizează în avalanşe care pun în mişcare mase de zăpadă şi fragmente de rocă cu viteze de 50 – 200 km/oră. Ele dau naştere la culoare lineare lungi de sute de metri în care, la dezgheţ, se acumulează grohotişuri (râuri de pietre). La baza versanţilor persistă amestecul de bolovani cu zăpadă şi gheaţă. Pe suprafeţele plane cu scoarţe de materiale groase prezenţa zăpezii conduce la tasări ce creează microdepresiuni.

- Eolizaţia se produce mai întâi prin coraziune asupra vârfurilor, crestelor şi pereţilor abrupţi. Vânturile încărcate cu particule fine de gheaţă şi nisip izbesc şi şlefuiesc suprafeţele, colţurile şi muchiile vârfurilor. În al doilea rând, spulberă materialele fine inclusiv zăpada, permiţând detaşarea pe de o parte a unor suprafeţe stâncoase sau cu materiale grosiere iar pe de altă parte a altora cu acumulări de zăpadă şi praf (dune nivoeoliene).

- Şiroirea este accidentală şi numai în lunile în care se produc averse de ploaie, iar solul sau depozitul de pe pante este dezgheţat. Eroziunea dă naştere pe versanţi la ravene dar şi la acumulări de pânze de pietrişuri stratificate şi glacisuri la baza acestora.

- Fluvioperiglaciaţia se înregistrează în lunile de vară, când albiile sunt parţial sau total dezgheţate. Scurgerea este puternic influenţată de nuanţa climatică dar şi de adâncimea până la care se produce dezgheţul. În albii sunt frecvente blocuri care depăşesc competenţa râului, pavajul de fund este alcătuit din pietre cu dimensiuni mari, eroziunea laterală asupra malurilor este extrem de violentă la începutul dezgheţului, când apa este încărcată cu sloiuri, iar revărsările în această perioadă afectează spaţii extinse. Acţiunile cele mai complexe sunt în albiile fluviilor care se varsă în Oceanul Arctic, la care scurgerea se face pe un pat îngheţat iar debitele sunt mari, fiind provocate de dezgheţuri şi ploi timpuri în regiunile de la latitudini temperate.

- Procesele biochimice sunt reduse ca intensitate şi limitate în sezonul cald la suprafeţele acoperite de vegetaţie ierboasă sau arbustivă. Ele facilitează o slabă alterare a unor minerale din roci.

2.6.2. Sistemul glaciar este legat de acţiunea maselor de gheaţă rezultate din acumularea şi transformarea zăpezilor multianuale din regiunile polare şi în bună măsură subpolare. În Pleistocen s-a manifestat pe suprafeţe mari (43.532.000 km2), îndeosebi în emisfera nordică şi Antarctida (14.273.000 km2). Calotele glaciare având grosimi de peste 1000 m (depăşeau 2000 m în Scandinavia şi Canada) coborau până la latitudinile de 49033’ în Europa, 37030’ în America de Nord şi 420 în America de Sud. La latitudini mai mici au ocupat suprafeţe restrânse pe crestele situate deasupra limitei zăpezilor veşnice. De la aceştia au rămas numeroase forme de relief (circuri, văi, platouri glaciare etc.), dar şi o multitudine de depozite (morene de tipuri variate, sandre, drumlinuri). În continentele sudice sunt şi depozite din paleozoicul final care atestă perioade glaciare. În prezent (C. Smiraglia, 1992) suprafaţa totală cu gheţari este de 15.861.766 km2 , din care 13.586.310 km2 în Antarctida, 1.726.400 km2 în Groenlanda, restul fiind în diferite insule din Arctica sau pe văile, platourile şi crestele muntoase foarte înalte aflate în zonele calde şi temperate.

În toate aceste locuri gheaţa acoperă un relief vechi preglaciar pe care l-a supus modelării. Modelarea se realizează precumpănitor prin eroziune glaciară (exharaţie), care se produce mai intens sau mai slab în funcţie de câţiva factori – volumul şi grosimea masei de gheaţă (cu cât sunt mai mari cu atât presiunea şi deci eroziunea exercitată asupra rocii de pe fundul văii sunt mai însemnate), amestecul gheţii cu bucăţi de rocă provenite de pe versanţi sau de pe suprafeţele pe care gheţarul de deplasează (cu cât acestea din urmă sunt mai numeroase şi mai grosiere cu atât exharaţia va fi mai intensă), panta suprafeţelor pe care se realizează mişcarea (la înclinări mari deplasarea este rapidă şi gheţarul se fragmentează iar eroziunea este mai mică), condiţiile climatice (sunt optime cele care asigură precipitaţii solide bogate şi temperaturi care să permită acumularea gheţii în volume mari, favorabile asigurării unui bilanţ glaciar pozitiv), viteza deplasării masei de gheaţă (cu cât este mai mare efectele sunt mai reduse), caracteristicile fizice ale rocilor aflate în contact cu masa de gheaţă (rocile cu rezistenţă mică sunt rapid erodate; alternanţa de fâşii de roci cu rezistenţă diferită conduce la exharaţia selectivă şi crearea unui relief subglaciar cu microdepresiuni şi praguri glaciare). Eroziunea glaciară se manifestă mai întâi pe direcţia deplasării gheţii (pe platouri dar şi în lungul văii), fiind deosebit de intensă în sectoarele unde se conjugă influenţa condiţiilor favorabile dată de factorii enunţaţi creînd prin scrijelire, smulgere, şlefuire şi dislocarea fragmentelor de rocă un relief cu denivelări, în principal depresiuni şi praguri. În al doilea rând, gheaţa aflată în mişcare exercită o presiune laterală asupra suprafeţelor de rocă cu care intră în contact, provocând prin aceleaşi acţiuni erodarea acestora (exharaţie laterală).

Fragmentele de rocă transportate sunt integrate în masa gheţarului sau sunt acumulate pe fund şi mai ales la exterior, unde creează forme variate ca dimensiuni (morene).

Acţiunii gheţarului i se asociază şi alţi agenţi şi procese cu rol diferit. În acest sens îngheţ – dezgheţul şi avalanşele au rol mai însemnat. Pe versanţii limitrofi şi pe contacte acestea produc gelifracte care se acumulează pe gheaţă, fiind treptat incorporate în masa acesteia. La periferia masei de gheaţă ploile rare creează şuvoaie de apă care se înscriu pe crăpăturile acesteia (crevase), lărgindu-le. Tot aici, din topirea gheţii la contactul cu suprafaţa pe care se află, rezultă torenţi subglaciari care realizează trei acţiuni: – erodează patul glaciar, transportă materiale solide şi le depune în faţa masei de gheaţă.

 

 

 

 

 

Pagină actualizată la 22 Februarie 2015.