Totalitatea formelor de relief a căror geneză, evoluţie şi aspect exterior sunt condiţionate predominant de natura rocilor pe care acestea se dezvoltă alcătuieşte complexul reliefului petrografic sau litologic.
7. Tipuri de relief litologic
În funcţie de exprimarea sa în morfologia scoarţei terestre geomorfologii deosebesc mai multe tipuri de relief petrografic sau litologic: granitic, grezos şi conglomeratic, argilos, nisipos, loessian, calcaros, carstic ş.a.
7.1. Relieful granitic
Acest tip de relief apare pe granite şi, cu aspecte similare, pe unele roci, care se comportã asemãnãtor fatã de agenţii modelatori, cum sunt, granodioritele, dioritele, sienitele. Granitul rãmâne însã roca pe care se modeleazã formele tipice ale acestui relief.
Fiind o rocã eruptivã de adâncime, holocristalinã, granitul este dur şi compact. Datoritã rigiditãţii sale, însã, masa granitului se fisureazã în timpul mişcãrilor tectonice, când este supusã la presiuni foarte mari. Deşi este impermeabil ca rocã, din cauza reţelei de fisuri, capãtã un anumit grad de permeabilitate. Din cauza fisurilor şi diaclazelor, disoluţia acţioneazã în masa granitelor în lungul planurilor de fisuraţie s-au chiar numai la contactul granulelor componente. Solubilitatea este facilitatã de eterogenitatea granulelor, de gradul de solubilitate mai ridicat al unor minerale (mai ales feldspatul) etc., granitul fiind supus mai uşor dezagregãrii şi alterãrii. Astfel, cuarţul, feldspatul şi mica prezintã indici de dilatare foarte diferiţi, motiv pentru care coeziunea rocii se distruge relativ repede. De aceea, granitul, când este supus amplitudinilor termice importante (rãciri şi încãlziri bruşte şi repetate) se dezagregã. Granitul, în schimb, rezistã foarte mult la acţiunea de eroziune exercitatã de apele curgãtoare. Dacã în masa granitului biotitul este abundent, prin gonflare (umflare), lamele sau foiţele din care este alcãtuit acest mineral îşi mãresc volumul, contribuind astfel la distrugerea rocii. Când biotitul este însã în cantitate micã, coeziunea granitului devine cu mult mai ridicatã, dilatarea fiind redusã, foiţele sau lamele de biotit menţinându-se strâns legate între ele, mineralul devenind astfel mai puţin alterabil. O astfel de comportare a granitului în funcţie de conţinutul în biotit este deosebit de evidentã în condiţiile climatului cald şi umed.
Climatul deţine unul din rolurile esentiale în modelarea reliefului pe granite. Într-o manierã generalã, se considerã cã pe granite iau naştere predominant forme pozitive de relief în regiunile cu climã rece şi forme negative de relief în regiunile cu climã caldã.
Trăsăturile reliefului modelat pe acest tip de rocă sunt marcate de forme masive, greoaie, cu contururi larg rotunjite, văi adânci şi versanţi convecşi. De asemenea, forme distincte pentru terenurile granitice sunt:
a) Arena graniticã apare, de obicei, în climatele calde şi în cele temperate. Ea rezultã ca urmare a dezagregãrii, fiind constituitã dintr-o pãturã groasã de materiale colţuroase şi în general mãrunte, care acoperã baza versanţilor, protejând roca din bazã. Procesele de şiroire pot deplasa acest material cãtre fundul vãilor, nivelând mult aspectul lor în profil transversal. Din cauza arenei, unele vãi mici au fundul plat, înecat în astfel de materiale. Umiditatea excesivã permite aici instalarea turbãriilor, arena graniticã funcţionând ca un sol poros, care se satureazã cu apã. Arena graniticã este supusã procesului de alterare chimicã, datoritã excesului de umiditate şi stagnãrii apei, transformându-se treptat în argilã finã de tipul caolinului.
b) Îngrămădirile de blocuri de diferite dimensiuni se formează, uneori, înainte de apariţia arenei granitice propriu-zise. Acestea fi întîlnite nu numai pe poalele versanţilor, dar şi pe spinãrile culmilor, aşa cum se constatã în Dobrogea, în Munţii Pricopanului. Fãrimiţarea acestor blocuri, într-o fazã urmãtoare a dezagregãrii, determinã formarea arenei, care prezintã, în ansamblul ei, aspectul de "pietriş granitic". Unele blocuri masive pot fi întâlnite şi la partea superioară a unor vârfuri sub forma de pietre oscilante (cum ar fi de exemplu în Culmea Pricopanului). Prezenţa lor este legată tot de nişte fisuri care au facilitat sculptarea mai accentuată şi individualizarea blocurilor respective.
b) Blocurile sferice sunt deosebit de tipice pentru regiunile granitice, dispuse sub forma unor ag1omerãri, blocuri izolate şi blocuri balansoare. Desfacerea în blocuri sferice este favorizatã de existenta reţelei de fisuri şi diaclaze ortogonale, mai ales în masa granitelor cu granule grosiere. Imagini caracteristice de acest gen oferã regiunile montane situate la sud de Masivul Central Francez şi regiunea Huelgoat din Bretania. În mod asemãnãtor sunt modelate şi blocurile sferice pe diorite, bazalte şi andezite (Munţii Cãliman).
c) Cãpãţânile de zahãr (pains de sucre) se dezvoltã în condiţiile climatului intertropical, cald şi umed, cu un anotimp ploios. Au formã de monticuli, cu aspect de cupole relativ conice, ale cãror înãlţimi ajung pînã la câteva sute metri (100-300 m). Aspectul lor ovoidal sau rotunjit este determinat de procesul descuamãrii sferice. Siluetele cãpãţânilor de zahãr apar în peisajul geomorfologic al unor regiuni din Guyana Francezã, Sudan, India, Madagascar, în împrejurimile golfului Rio de Janeiro (fig.7.1.).
d) Taffonii sunt excavaţii semisferice, cu diametre ce ating uneori câţiva metri, care se întîlnesc pe pantele accentuate, acolo unde roca este dezvelitã. Modelarea lor se face în climatele unde existã un anotimp secetos.Tafonii sunt determinaţi genetic de structura concentricã interioarã a rocii, care condiţioneazã formele rotunjite sau de tip sferic. De altfel, taffonii şi formele rotunjite ale reliefului granitic coexistã în piesajul geomorfologic şi nu odatã se observã cum taffonii se instaleazã pe blocurile sferice. Taffonii sunt caracteristici pentru regiunile climatelor intertropicale, semiaride şi moderat aride. În arealele deşerturilor reci, regiunile subpolare şi în cadrul masivelor montane, taffonii prezintã, în general, dimensiuni mici. În zonele cu climat umed şi semiumed din Portugalia, Spania, Corsica, Sardinia, Hong-Kong, Antile etc. taffonii apar în cadrul arealelor de litoral.
Fig. 7.1. Muntele “căpăţână de zahăr”, Rio de Janeiro, Brazilia, unul din cele mai bine cunoscute domuri de exfoliere a granitului (Waugh, 1990).
7.2. Relieful dezvoltat pe gresii şi conglomerate
7.2.1. Relieful dezvoltat pe gresii
Datoritã permeabilitãţii gresiilor, reţeaua de vãi este în general rarã. Vãile prezintã în profilul longitudinal rupturi de pantã, iar în profilul transversal, nivele de umeri. Acolo unde se interpun, în alternanţã, bancuri mai dure se pot forma poliţe sau trepte locale.
• Gresiile silicioase, cum sunt cele de Kliwa din Carpaţii Orientali, determinã vãi cu aspect de chei. Pe ea se dezvoltã un relief masiv, care se apropie ca înfãţişare de cel granitic, evoluînd în urma dezagregãrii fizice. La baza versantilor are loc o acumulare de depozite nisipo-argiloase, alcãtuind o trenã sau un tãpşan. În alte condiţii se depun grohotişuri.
• Gresiile cu elemente sau ciment de naturã calcaroasã permit apariţia unor forme pseudocarstice (lapiezuri slab dezvoltate, doline, chei, grote etc.).
• Gresiile argiloase şi marnoase pot da alunecãri de teren, organisme torenţiale etc. Alternanţa gresiilor cu alte tipuri de roci, ca de exemplu cu marne sau diferite intercalaţii de formaţiuni carbonatice, genereazã modelarea umerilor petrografici, pereţilor, arcadelor, turnurilor, ciupercilor ş.a., forme de relief condiţionate de eroziunea diferenţialã.
7.2. 2. Relieful dezvoltat pe conglomerate
Gradul ridicat de coerenţã a particulelor din conglomerate favorizeazã un relief de tipul abrupturilor, sectoarelor de chei, vãilor de decolare, care rezultã în urma procesului de lãrgire puternicã a diaclazelor mari existente în masa rocii, turnurilor etc.
Asemenea forme sunt prezente în mai multe masive montane din ţara noastrã (Ceahlãu, Ciucaş-Zãganu, Bucegi etc.). De asemenea, conglomeratele care au un ciment calcaros genereazã forme de eroziune diferenţialã (coloane, sfincşi, babe, ciuperci, hornuri, poliţe, pseudolapiezuri, alveole de dizolvare etc.).
Dacã conglomeratele conţin şi argilã, datoritã şiroirii apar badlands-uri. Când un bloc de rocã mai durã protejeazã masa de materiale mai friabile de dedesubt se individualizeazã coloane, stâlpi, forme denumite şi piramide de pãmînt sau coafate.
7.3. Relieful modelat pe argile
Argilele rezultã prin cimentarea sau consolidarea pelitelor, adicã a unui material cu o granulaţie foarte finã, care nu depãşeşte 2. Existã mai multe tipuri de argile, în functie de constitutia lor mineralogicã. Cele mai sãrace în silice formeazã caolinitul, iar cele mai bogate în silice poartã denumirea de montmorillonit. Intre ele existã un tip intermediar, numit illit. Argila trece drept rocã impermeabilã. In stare uscatã, ea este foarte avidã de apã. Când este saturatã cu apã, argila este impermeabilã, iar prin gonflare îşi mãreşte volumul, devine plasticã şi alunecã pe pantã. Deci, înmagazinarea unei cantitãţi de apã sau pierderea ei prin evaporare determinã importante variaţii de volum. La un grad foarte ridicat de îmbibare cu apã, argila capãtã un caracter semifluid. Când se usucã intens, argila poate ajunge pînã la deranjarea coeziunii particulelor componente, fiind uşor pulverizatã de vînt. Printr-o serie de proprietãti pe care le au, marnele se comportã similar argilelor, în privinţa morfologiei pe care o genereazã. Pentru aceste considerente, tipului de relief petrografic argilos i se include şi acela modelat pe marne.
• Una din trãsãturile de bazã ale acestui tip de relief este datã de reţeaua hidrograficã, care prezintã vãi largi, cu frecvente mlaştini ce întrerup firul apei.
• Versanţii prezintã pante mici şi foarte mici, interfluviile avînd predominant aspect rotunjit şi plat.
• Energia reliefului este redusã, fapt determinat de rezistenta micã a argilelor faţã de eroziune. Izvoarele sunt rare sau foarte rare, apa avînd un grad ridicat de turbiditate.
• Scurgerea apei provenitã din precipitaţiile atmosferice se face repede, datoritã comportãrii argilelor ca roci impermeabile, atunci când ele ajung la saturaţie.
• Se dezvoltã intens eroziunea liniarã, în primul rînd acolo unde lipseşte covorul vegetal. Apar ravene şi ogaşe, care evolueazã repede cãtre organisme torenţiale. În zonele cu climat subdeşertic şi mediteraneean, şiroirea şi ravenele sunt foarte intense, formând excavaţii în labirint, dese şi destul de adînci, de la câtiva metri pînã la câteva zeci de metri şi separate între ele prin creste înguste. Aceste forme de relief sunt cunoscute prin termenul de badlands-uri (pãmînturi rele), tipic dezvoltate în statul Dakota (S.U.A.), de unde au primit şi denumirea. Trãsãtura cea mai caracteristicã a morfologiei dezvoltatã pe argile este datã de alunecãrile de teren şi curgerile noroioase.
În România, morfologia dezvoltatã pe argile este prezentã în numeroase unitãţi, cum sunt: Podişul Sucevei şi Podişul Central Moldovenesc, Cîmpia Moldovei, Colinele Tutovei, Cîmpia Transilvaniei şi Podişul Tîrnavelor, zona montanã a flişului, zona subcarpaticã (în special în Subcarpaţii de Curburã) ş.a.
7.4. Relieful modelat pe nisipuri
Nisipul este o rocã detriticã, necimentatã, avînd ca proprietãţi specifice marea mobilitate şi permeabilitate. Gradul ridicat de permeabilitate se datoreşte prezenţei porilor sau spaţiilor libere, numeroase. Apa din precipitaţiile atmosferice se infiltreazã repede în masa nisipurilor, pãtrunzând pînã la stratele de roci impermeabile. De aceea, modelarea reliefului se face într-o mãsurã micã prin intermediul apelor curgãtoare. Pe nisipuri se dezvoltã un relief, în general, instabil, cu linii şterse sau estompate, energie micã, forme plate, cu pante mult reduse. Acolo unde existã nisipuri pure, şi deci permeabile, apar vãi seci, care numai în cazul unor precipitaţii atmosferice foarte abundente prezintã în albiile lor apã. In profil transversal, vãile sunt foarte mult lãrgite, iar versanţii sunt lini, avînd poalele înecate în materialul nisipos alunecat din pãrtile superioare. Dacã fundul vãilor atinge, datoritã adâncirii râurilor, o rocã impermeabilã, atunci reţinerea apei în albii este de duratã sau devine chiar permanentã.
În urma îmbibãrii puternice cu apã, în depozitele de nisipuri situate în anumite condiţii de pantã dinamicã are loc procesul cunoscut prin denumirea de nisipuri curgãtoare.
Infiltraţia apelor în nisipuri condiţioneazã uneori formarea, prin cimentare, a unor concreţiuni, proces frecvent în vecinãtatea pînzelor freatice. Concreţionarea poate merge pînã la crearea unor orizonturi cu duritate mai mare,. datoritã cãrora versanţii prezintã pante mai accentuate, protejând în acelaşi timp şi nisipurile de dedesubt faţã de eroziune.Concreţiunile cu formã sfericã sunt denumite trovanţi, iar popular bãlãtruci, dimensiunile lor ajungând, uneori, la peste un metru în diametru. Asemenea forme sunt întâlnite în ţara noastrã la nord de Pucioasa (la Bela şi Miculeşti), la Costeşti – Vâlcea, în Dealul Feleacului, în Colinele Tutovei, pe valea Timişului în Banat etc.
7.5. Relieful modelat pe loess
Loessul constituie o rocã detriticã, alcãtuitã din particule foarte fine, cu dimensiuni de ordinul zecimilor şi sutimilor de milimetru (0,05-0,005 mm), prezentându-se în stare uscatã, sub aspectul unei roci prãfoase, uşor cimentatã, cu structurã afânatã. Datoritã culorii sale brun-roşcat-gãlbuie, loessul a primit şi denumirea de "pãmînt galben". Termenul de loess sau loss este german (lose), însemnînd material sfãrîmicios şi afânat, ce se desface uşor. Loessul nu are stratificatie ca celelalte roci sedimentare, in schimb prezintã o mare omogenitate. În alcãtuirea loessului intrã particule de cuarţ, argilã, calcar, o serie de minerale grele şi uşoare, unele fosile şi resturi organice. În ansamblul lor, loessurile sunt depozite cuaternare.
Ţinând seama de geneza diversificatã a loessului, se deosebesc urmãtoarele tipuri de loess: eolian, existent în general de-a lungul vãilor, pe terase şi pe versanti; aluvial, situat în cadrul vãilor propriu-zise şi pe unele terase mai vechi; fluvio-glaciar, situat în zonele marilor cîmpii deltaice şi fluvio- glaciare; deluvial, existent în regiuni de câmpii piemontane, câmpii joase, depresiuni, vãi mult lãrgite etc.; proluvial, întîlnit în mod deosebit în perimetrele conurilor de dejecţie; eluvial, de pe sectoareţle cumpenelor de ape, suprafeţele şi versanţii cu înclinare slabã.
Relieful dezvoltat pe loess prezintã forme destul de variate, dar de dimensiuni reduse şi puţin rezistente în timp. Apele curgãtoare se adâncesc repede, excavând vãi strâmte şi adânci de tipul cheilor, ai cãror versanţi se prãbuşesc şi se surpã; în regiunile unde loessul prezintã grosimi mari, cheile devin foarte adînci. Asemenea vãi se întîlnesc frecvent în China, iar la noi în ţarã, în Dobrogea.
Desprinderea şi desfacerea verticalã, sub formã de felii, a loessului este o caracteristică distinctã pentru morfologie, ca de altfel şi prãbuşirea in trepte. Sufoziunea şi tasarea sunt cauzele principale ale producerii treptelor de prăbuşire. Circulaţia lesnicioasã a apei în loess determină levigarea şi deplasarea CO3Ca cãtre baza orizontului, mai umedã şi mai puţin permeabilã, favorizând apariţia unor concreţiuni calcaroase, denumite pãpuşi de loess sau broboane.
Ca rezultat al sufoziunii urmatã de tasare, pe loess iau naştere mici excavaţii închise, având contururi circulare sau ovale, denumite crovuri sau gãvane. Aceste forme sunt frecvente pe interfluviile acoperite cu loess din Câmpia Românã, Dobrogea şi Banat. Însãşi denumirea de "Gãvanul Burdea" din Câmpia Românã, atestã prezenţa acestor forme de relief. Diametrul lor poate evolua de la câţiva metri pînã la zeci de metri, iar adâncimea de la câţiva decimetri pânã 1a câţiva metri. Evoluţia crovurilor învecinate poate duce treptat la asocierea acestora, conturându-se adevãrate vãi de crovuri (cu numeroase coturi), prin care apa, în perioadele cu precipitaţii abundente, se strecoarã foarte încet sau, de cele mai multe ori, stagneazã.
Lãrgirea şi adâncirea continuã a crovurilor sau gãvanelor conduce la formarea unor spaţii depresionare cu dimensiuni mari, denumite padine. Padinele, ca şi vãile de crovuri, sunt prezente în partea esticã a Cîmpiei Române şi în Dobrogea, fiind asemãnãtoare unor mici "oaze" pe întinsul zonelor de stepã. Procesul de sufoziune creeazã la suprafaţã o pâlnie de sufoziune, continuatã în adânc cu un canal vertical şi îngust (aven sau horn), care strãbate depozitul de loess pe toatã grosimea lui. Datoritã îngemãnãrii pâlniilor se formeazã râpe de sufoziune, delimitate de versanti abrupţi şi închise la cele douã extremitãţi. Cãtre obârşiile lor, râpele de sufoziune au legãturi prin hrube subterane cu alte pîlnii de sufoziune.
7.6. Relieful dezvoltat pe roci calcaroase
Termenul de carst este o adaptare germană a cuvântului slavon kras sau krs şi cuvântul italian carso, care în literatură înseamnă “un loc pustiu fără apă” şi de asemenea înseamnă o suprafaţă de rocă nudă. Prima descriere clasică a carstului a fost făcută asupra Podişului Karst, situat în Peninsula Istria din Slovenia, unde grosimea calcarului pur depăşeşte 4000 m. Această regiune este caracterizată printr-o morfologie neregulată ce conţine numeroase depresiuni şi văi întrerupte. Investigaţia ştiinţifică a fost făcută în 1893 şi aparţine lui Jovan Cvijic. Autorul a definit formele de relief carstice şi a demonstrat predominanţa proceselor de soluţie în formarea lor.
Procesul de carstificare îmbracã trãsãturi specifice şi complete pe calcare şi dolomite şi, într-o mãsurã mai puţin expresivã şi originalã, pe alte roci carbonatice, cum sunt creta şi gipsul, pe roci cu ciment calcaros, ca de exemplu gresiile calcaroase, conglomeratele, marnocalcarele ş.a., sau pe sare, care este o rocã extrem de solubilã.
În astfel de roci acţioneazã o serie de factori hidrologici şi hidrogeologici, aşa cum sunt diferitele surse de apã încãrcatã cu CO2 şi diferiţi acizi, în condiţii climatice, topoclimatice şi microclimatice variabile. Interacţiunea dintre rocã şi apa care circulã determinã trecerea unei părţi din calcar în soluţie, sub formã de bicarbonat. de calciu, care, datoritã caracterului sãu instabil din punct de vedere chimic, trece în calcit, aragonit, travertin. Capacitatea de dizolvare a apei depinde mai ales de concentraţia ei în acid carbonic, ce rezultã prin hidratarea gazului carbonic din aer. La rândul sãu volumul de gaz carbonic din atmosferã variazã în funcţie de tipul şi gradul de acoperire cu vegetaţie, de temperatura aerului, presiunea atmosfericã, aeraţie etc.
Este clar din aceste reacţii că soluţia calcarului se învârte în jurul sistemului chimic CaCO3 - CO2 - H2O. Forma cea mai generală a procesului poate fi exprimată în felul următor:
CaCO3 + H2O + CO2 (dizolvat) = Ca+2 + 2HCO3¯
Într-un sens larg, cantitatea de CO2 reglează solubilitatea calcarului; când cantitatea de CO2 dizolvat în apă este mare, fluidul va ataca cu agresivitatea calcitul. Procesul prin care masa de rocă este redusă prin acţiunea de dizolvare exercitată de apa încărcată cu diferiţi agenţi poartă denumirea de coroziune.
Într-o strânsã dependenţã de specificul regimului circulaţiei apelor în masa de calcare se aflã izvoarele carstice. Sursele lor de alimentare sunt multiple: precipitaţii atmosferice, cursuri autohtone şi alohtone, apã acumulatã în.golurile carstice ş.a.
În zonele periferice ale maselor calcaroase sunt prezente izvoarele permanente, alimentate de apele etajului de profunzime; de aceea ele au debite mari şi relativ constante. Atunci când aceste izvoare apar din deschideri de genul puţurilor şi diaclazelor verticale, sub impulsul presiunii hidrostatice, poartã denumirea de izvoare vocluziene (de exemplu, izvorul Vaucluse din provincia Dauphine, Franţa). Tot ca izvoare permanente, dar sub forma de fântâni arteziene, funcţioneazã şi morile de mare. Ele se formeazã în sectoarele de ţãrmuri calcaroase, unde apele dulci continentale, ajunse prin fisuri şi sifoane sub nivelul mãrii, tâşnesc la suprafaţa acesteia, ca nişte vârtejuri puternice, cu forţã artezianã. Acest fenomen poate fi observat pe litoralul insulei Kefalonia (Grecia), în peninsula Istria (Slovenia) etc.
Existã şi izvoare periodice (intermitente sau cu sifonaj), ce se caracterizeazã prin erupţii ale apei. Din aceastã categorie fac parte izbucurile, care funcţioneazã prin umplerea (interval de pauzã) şi golirea (izbucnirea apei ca izvor) unor goluri din interiorul masei de calcar. Frecvenţa izbucnirilor depinde de abundenţa şi regimul anual şi sezonier al precipitaţiilor atmosferice din regiune. La periferia platoului Vaşcãu din Munţii Codrului se gãseşte un izbuc, situat la 2 km sud de comuna Cãlugãri, iar în valea Poşaga afluent pe stânga al Arieşului, în masivul Muntele Mare - Gilãu se aflã izbucul Bujorul.
7.6.1. Relieful carstic de suprafaţã (exocarstul)
Carstul de suprafaţã sau exocarstul se dezvoltã în regiunile calcaroase, mai ales atunci când roca nu este acoperitã cu soluri şi vegetaţie. Relieful este constituit din forme negative şi forme pozitive.
7.6.1.1. Relieful carstic de suprafaţã – exocarstul. Forme negative
(i) Lapiezurile sunt forme de ordin minor, constituite dintr-o alternanţã de excavaţii, cu aspect de şanţuri superficiale, late de câţiva centimetri şi adânci de câţiva decimetri, şi mici creste plate sau ascuţite. Lapiezurile se prezintã, în mod obişnuit, grupate şi intersectate între ele, rezultând reţele sau sisteme destul de complexe şi ramificate. Ansamblul unor asemenea desfãşurãri în spaţiu ale lapiezurilor este cunoscut prin denumirea de "câmp de lapiezuri". Cele mai favorabile regiuni pentru formarea lapiezurilor sunt cele umede, lipsite de vegetaţie şi acoperite o parte a anului cu zăpezi. Pe terenurile înclinate se formează lapiezuri liniare ca urmare a proceselor de şiroire şi de coroziune a apei. Pe suprafeţele orizontale sau uşor înclinate, care favorizează stagnarea apei şi, respectiv, corodarea corodarea locală a rocii se formează lapiezuri tubulare (sub forma unor alveole, excavaţii).
(ii) Dolinele sunt forme negative al cãror contur poate fi elipsoidal, circular, iar, uneori, sinuos. Ele variază în diametru de la 10 la 100 m şi adâncimi de la 2 la 100 m. Versanţii sunt de cele mai multe ori cu pante mari, iar roca este parţial sau în totalitate la zi. Fundul acestor forme depresionare este relativ plat şi acoperit cu o argilã de decalcifiere. Ea constituie un reziduu calcaros pe seama cãruia se dezvoltã un sol roşcat de tip terra rosa, care permite practicarea unor culturi. În secţiune, dolinele pot avea aspect de pâlnie sau puţ, fiind denumite şi pâlnii carstice.
(iii) Uvalele sunt forme negative, ovale, circulare sau cu o bordurã festonatã, care au rezultat prin îngemãnarea mai multor doline, datoritã disoluţiei şi a şiroirii. La geneza lor poate participa, uneori, şi tectonica. Diametrul uvalelor variazã de la câteva sute de metri pînã la peste un kilometru. Adâncimile variază de la 1 m la peste 200 m. Resturi din vechii pereţi ce separau dolinele, reprezentând martori de eroziune cu aspect rotunjit, purtând denumirea de hum-uri, mai pot persista o perioadã în interiorul uvalelor. În ţara noastrã se întîlnesc uvale în culoarul Bran-Rucãr, în Muntii Apuseni (de exemplu, chiuveta lacului de la Ponoare corespunde unei uvale cu formã lobatã), cât şi în alte regiuni.
(iv) Poliile sunt forme de relief negative, cu aspect alungit, relativ circular, elipsoidal ori neregulat, cu lãţimi medii de câţiva kilometri şi lungimi de zeci de kilometri. De exemplu, Livno Polje din Iugoslavia înregistreazã dimensiunile de 50 km/10 km. Existã polii ai cãror parametri dimensionali sunt cu mult mai mici. Orientarea şi alungirea poliilor pe anumite direcţii se aflã într-o strânsã legãturã cu accidentele structurale şi litologice ale masivelor de calcar. Termenul de polie (polje) este echivalent celui de "câmpie", utilizat în Iugoslavia. Esenţial pentru definirea poliilor este caracterul de depresiune carstică endoreică, sculptată până la nivelul substratului necalcaros. Ele pot proveni atât din extinderea şi adâncirea uvalelor, cât şi în urma creşterii unor întinse goluri subterane însoţite de prăbuşiri tectonice sau gravitaţionale. Fundul plat, alteori vãlurit, poate fi acoperit cu sol şi drenat de râuri mici. De asemenea, izolat ori grupaţi, sunt prezenţi şi martori de eroziune (hum-uri). De sub rama de calcare a poliilor apar izvoare ascendente permanente (vocluziene) şi intermitente (izbucuri) care alimentează reţeaua hidrografică. În unele cazuri cursurile hipogee (de suprafaţă) se transformă brusc în cursuri epigee (subterane) dispărând în adâncime prin intermediul ponoarelor. În perioadele cu precipitaţii bogate sau în urma topirii zăpezilor, când ponoarele nu pot drena în timp util întreaga cantitate de apă, poliile se transformă în lacuri temporare, iar scurgerea liberă din dreptul ponoarelor capătă caractere de sorburi (apa se drenează turbionar, sub presiune).
(v) Văile carstice sunt, în general, înguste şi adânci, sub formă de chei şi canioane. Acestea prezintã o serie de caractere geomorfologice şi hidrografice specifice. Astfel, frecvent, cursurile râurilor îşi pierd apa printr-un ponor situat în patul aluvial sau la baza versanţilor, pentru a reapare la zi în cadrul aceluiaşi bazin hidrografic, sub forma unor izvoare puternice de tip vocluzian (izbuc). De asemenea, sunt frecvente captãrile carstice de suprafaţã şi de adâncime prin intermediul avenelor şi al fisurilor. Vãile prezintã aspecte de degradare odatã cu formarea dolinelor de-a lungul albiilor acestora. Toate vãile adâncite în calcare prezintã lateral, pe versanţi, cât şi pe fundul albiei minore, excavaţii generate, predominant, de eroziune (evorsiune) şi într-un procent mai mic, de cãtre coroziune, denumite marmite ("oalele giganţilor" în denumirea popularã).
Datoritã particularitãţilor genetice şi de evoluţie pot fi deosebite mai multe categorii de vãi în cadrul carstului de suprafaţã: văi transversale, oarbe, seci, cu trepte antitetice.
• Văile transversale sunt sculpate de cele de către râurile alohtone. În momentul când ajung şi străbat depozitele calcaroase formează chei (în profil transversal au forma literei V) şi canioane (adânci, cu versanţii foarte abrupţi şi fundul plat) pentru ca mai departe activitatea lor să reflecte din nou condiţiile unor roci necarstificabile. Adâncirea succesivă în cuprinsul unor mase de roci calcaroase se poate face prin epigeneză (exemplu, Cheile Turzii) sau prin antecedenţă (Defileul Dunării, Cheile Bicazului, Ialomiţei)
• Vãile seci (sohodolurile) se formeazã atunci când cursurile autohtone ori alohtone, traversînd o suprafaţã carsticã, se infiltrează în substrat (permanent sau numai la ape mici). Cazuri de acest gen le constituie vãile Sohodol din apropierea localitãţii Motru-Sec, Runcu din nordul Olteniei, Roşia din Munţii Apuseni ş.a.
• Vãile oarbe se formeazã pe traseul unor foste albii de râuri cu ape permanente. Prin adâncire, fiind atins un punct de absorbţie, sectorul de albie situat în avale de acest loc seacã în totalitate, iar cel din amonte îşi pãstreazã drenajul continuu. Cu timpul, şi acest sector superior va pierde apa, dar el se va prezenta mai adâncit in comparaţie cu cel inferior, racordul dintre ele realizându-se printr-o denivelare denumitã treaptã antiteticã, care marcheazã şi poziţia avenului sau a puţului din albie.
• Opusul văilor oarbe sunt văile în fund de sac (cu recul), care se dezvoltă datorită unor râuri ce apar brusc din peşteri sau de sub pereţii înalţi de calcar (de exemplu Valea izbucul Galbeni din M. Bihor).
7.6.1.2. Relieful carstic de suprafaţã – exocarstul. Forme pozitive
Dintre formele pozitive de relief mai reprezentative sunt crestele calcaroase (Culmea Bedeleu-Trascău, creasta Pietrei Craiului, Creasta Buila-Vânturariţa etc.), abrupturile cu înălţimi de sute de metri (versantul vestic al Pietrei Craiului, cel al Hăghimaşului etc.), muchii ascuţite, "ace", obeliscuri, turnuri separate de ferestre etc. (în Piatra Craiului, Rarău-Pietrele Doamnei, Hăghimaş-Piatra Unică, Piatra Altarului etc.).
7.6.2. Relieful carstic de adâncime – endocarstul.
Denumit şi carst subteran sau endocarst, acest subtip de relief petrografic este reprezentat, în ansamblul sãu, prin peşteri, în interiorul cãrora se individualizeazã o gamã de alte forme de un grad minor, generate prin procese de disoluţie, coroziune, eroziune, precipitare chimicã şi acumulare.
Legătura carstului de suprafaţă cu cel subteran se face prin intermediul unor canale şi galerii cu cele mai diferite aspecte şi poziţii. Între acestea se numără şi avenele care sunt canale verticale care se formeazã în punctele de intersecţie sau convergenţă ale diaclazelor sau acolo unde calcarul este tectonizat mai intens. Apa, care pãtrunde în lungul acestor linii de puternicã fisuraţie, contribuie prin eroziune şi dizolvare la mãrirea dimensiunilor acestora. De asemenea, avenul poate lua naştere şi în urma prãbuşirii unui sector de tavan al unei mici grote subterane, realizându-se legãtura acesteia cu exteriorul. În unele cazuri, avenul poate fi instalat pe fundul unei doline, apa din cadrul acesteia fiind drenatã în profunzimea masei de calcar prin intermediul lui. În adîncime, avenul poate face legãtura cu galerii de peşteri, grote, râuri subterane etc. Avenele prezintã adâncimi destul de variabile, uneori mãsurând mai multe sute de metri. Aşa este, de exemplu, avenul Tron du Gllaz din peştera Guiers Mort (Isere, Franţa) de 603 m, avenul Pierre Saint-Martin (Munţii Pirinei) de 940 m, avenul Berger (Isere, Franţa) adînc de 1 126 m ş.a. Pe teritoriul ţãrii noastre existã o serie de avene, adâncimile unora dintre ele depãşind 100 m, iar diametrele lor mãsurind de la cîţiva metri pînã la câteva zeci de metri. Gheţarii de la Scãrişoara şi Borţig sunt cantonaţi pe fundul unor avene. Cel mai adânc este Avenul de Sub Colţii Grindului (Piatra Craiului) de – 540 m.
Peşterile se formeazã acolo unde circulaţia intensã a unei mari cantitãţi de apã în interiorul calcarelor creeazã prin disolutie spaţii mari sau goluri subterane, cu înfãţişãri, configuraţie, complexitate morfologicã, structuralã, de volum etc. deosebit de variate de la un loc la altul. Peşterile cu dimensiuni mari au în alcãtuirea lor alternanţe şi îmbinãri de spaţii foarte largi, de tipul sãlilor şi al galeriilor, cu dimensiuni foarte variabile. Uneori, peşterile sunt strãbãtute şi de rîuri subterane, cursuri afluente râurilor de la suprafaţã, ori genereazã lacuri, care inundã peşterile şi galeriile mai coborîte. Râurile subterane sapã galerii noi, pãrãsind temporar sau definitiv vechea albie şi se adâncesc tot mai mult în funcţie de nivelul vãii principale care funcţioneazã ca nivel de bazã. În acest fel rezultã peşterile etajate, cu serii de galerii suprapuse, ca de exemplu, Peştera Meziad (cinci etaje), Peştera Vântului (trei etaje), ambele din Munţii Apuseni ş.a. Meandrele râurilor subterane, plafoanele plane ale peşterilor şi alte forme de acest gen sunt generate de acţiunea mecanicã, erozivã, a apelor curgãtoare. De asemenea, în albiile râurilor care strãbat. peşterile sunt prezente marmite, forme cu aspect de excavaţii circulare, cu diametre şi adâncimi, de cele mai multe ori, de ordinul decimetrilor, generate predominant de eroziune şi mai puţin de coroziune.
În interiorul peşterilor apa creeazã numeroase forme carstice, distincte din punct de vedere genetic şi evolutiv. Formele create prin depunerea carbonaţilor se numesc speleoteme.
Astfel, picãturile de apã ce se desprind din plafonul peşterilor lasã, treptat, mici cantitãţi de calcitã, mai întîi cu aspect de gurguie sau mici proeminenţe, care cresc în dimensiuni primind forma unor coloane, denumite stalactite (la început subţiri = stilolite). Picãturile de apã care cad pe planşeu (podea), clãdesc în decursul timpului forme asemãnãtoare cu stalactitele, opuse ca poziţie acestora şi ceva mai masive, denumite stalagmite. Prin unirea stalactitelor cu stalagmitele se formeazã coloane de calcitã. Atunci când apa nu mai cade sub formã de picãturi, ci curge pe planşeu, apar simple cruste stalagmitice. Cele mai mici proeminenţe, care existã pe podeaua unei grote sau peşteri, pot genera acumulãri de calcitã ce determinã autobararea apelor, rezultând mici bazinete lacustre denumite gurs-uri.
Concreţiunile rezultate prin depunerea concentricã a orizonturilor de calcitã în jurul unor granule de nisip, argilã, resturi organice etc. condiţioneazã formarea unor pietricele aproximativ rotunde, asemãnãtoare cu. perlele de mãrgãritar, motiv pentru care au fost denumite perle de cavernã. Microformele îmbracã, adeseori, aspecte dintre cele mai surprinzãtoare, aşa cum sunt scurgerile stalagmitice, denumite cascade împietrite, diferitele "flori” din calcar, concreţiuni filiforme sau aciculare etc.
Între peşterile celebre (de fapt sisteme de peşteri sau sisteme de reţele endocarstice) cu o mare bogăţie de procese şi forme caracteristice, integrate unor peisaje subterane complexe se numără şi giganticul sistem Flint Ridge-Mammoth Cave (SUA) cu cca 500 km; Holoch (136 km) în Alpii calcaroşi ai Elveţiei; Eisreisenwelt (Lumea gheţarilor giganţi) din Austria (42 km); Postojna din Iugoslavia (23 km) ş.a.
La noi, rocile carstificabile ocupă cca 4700 km2, iar relieful carstic de un pitoresc deosebit caracterizează multe regiuni muntoase şi de podiş (Munţii Apuseni, Piatra Craiului, Hăghimaş-Bicaz, Munţii Vâlcan şi Mehedinţi, Munţii Banatului, Dobrogea Centrală şi de Sud). Cele mai mari dintre cele 11 000 de peşteri din România sunt: Peştera Vântului din Munţii Pădurea Craiului cu trei etaje (32,5 km) şi Topolniţa din Podişul Mehedinţi (20,5 km); Peştera din Pârâul Hodoroabei (18 km) şi Peştera Neagră – Zăpodie din Munţii Bihorului (12 km); Izvoru Tăuşoarelor din Munţii Rodnei (11 km). Interesante şi pitoreşti, adevărate monumente ale naturii, sunt apoi peşterile din complexul carstic Cetăţile Ponorului, Scărişoara, Meziad (3,5 km cu cinci etaje), Urşilor de lângă Chişcău-Bihor; Comarnic şi alte câteva zeci din zona carstică a Aninei; Cloşani, Polovragi, Muierii ş.a. din nordul Olteniei etc.
duminică, 5 aprilie 2009
Curs 6: GEOMORFOLOGIA TECTONICĂ ŞI STRUCTURALĂ
6. RELIEFUL STRUCTURAL
Morfologia regiunilor de platformă, ca şi cea a zonelor de orogen, include numeroase forme condiţionate de caracteristicile tectono-structurale ale diferitelor regiuni ale globului şi de activitatea factorilor modelatori.
Poziţia stratelor de la partea superioară a scoarţei se impune, adesea, în peisaj printr-o varietate de forme caracteristice cunoscute sub denumirea de relief structural. Apariţia şi dezvoltarea acestuia este legată direct de activitatea factorilor externi care se desfăşoară în conformitate cu legea generală a eroziunii diferenţiale. Implicaţiile morfologice ale structurii vor fi mai pregnante în cazul unor strate constituite din alternanţe de roci cu duritate diferită şi mai puţin evidente în cazul formaţiunilor groase, relativ omogene sub raport petrografic. Aşadar între structură, rocă şi formă există o legătură foarte strânsă.
6.1. Relieful structurilor orizontale şi suborizontale.
Mobilitatea tectonică redusă a unor regiuni, cum sunt cele de platformă, este evidenţiată şi de o structură geologică relativ simplă, formată din strate concordante orizontale. Structura orizontală când are şi uşoare înclinări ce merg până la 1 – 2o se numeşte şi suborizontală.
Forme structurale nu apar decât atunci când există o alternanţă de strate dure cu moi şi când acestea sunt scoase la zi de eroziune. Ca o regulă generală a eroziunii diferenţiale, se poate arăta că atunci când agenţii externi atacă un strat moale, situat deasupra unuia dur, va apare o suprafaţă structurală plată; când versantul sau valea se taie în roci tari dă un abrupt, iar în roci moi dă o pantă redusă. În cazul stratelor cu o litologie uniformă pot fi deosebite totuşi două situaţii:
• când rocile sunt moi (argile, marne, nisipuri) nu apare nici un fel de formă structurală, ca în Câmpia Transilvaniei. Aici relieful este format din văi largi, versanţi cu alunecări, torenţi şi şiroire, interfluvii teşite; numai pe alocuri stratele subţiri de tuf dau unele abrupturi şi rupturi de pantă structurale;
• atunci când rocile sunt dure (calcare, gresii) se impune o singură suprafaţă structurală (cea superioară), în rest formele capătă amprenta litologiei; de exemplu, în calcare, evoluţia va fi de tip carst.
Alternanţele de strate dure cu moi dezvoltă o serie de forme structurale tipice, a căror amploare depinde de grosimea stratelor, de numărul alternanţelor şi de adâncimea pe care acestea sunt retezate de văi.
Principalele forme de relief sunt: suprafeţele structurale şi văile simetrice, la care se adaugă martorii structurali, cornişele ş.a. O caracteristică generală a acestora este simetria.
(i) Suprafeţele structurale
Reprezintă forme topografice netede, dezvoltate pe suprafeţele stratelor dure. Acestea pot fi de două tipuri: iniţiale şi exhumate. Cele iniţiale iniţiale corespund cu cele din urmă strate sedimentate, după care regiunea a devenit uscat; însă adesea este greu de apreciat dacă suprafaţa respectivă reprezintă chiar o ultimă pătură de colmatare a bazinului. Majoritatea sunt suprafeţe degajate ulterior, prin eroziunea areală şi a apelor curgătoare. Suprafeţele structurale exhumate sunt în general mai fragmentate, pot apare dispuse şi pe versanţi, sub formă de trepte, pe când cele iniţiale se existind numai pe interfluvii. Secţionarea ori distrugerea parţială a suprafeţei platformelor conduce la apariţia unor depresiuni şi înşeuări substructurale, la detaşarea suprafeţelor de tip mesas (mesetas) şi a unor martori structurali (butte)(fig. 6.1).
(ii) Văile - sunt totdeauna simetrice. Forma lor este foarte variată în profil transversal, în funcţie de duritatea rocilor secţionate, de numărul şi grosimea stratelor retezate în adâncime:
• când talvegul este în rocă moale, valea se lărgeşte mult (fig.6.2.);
• în strate dure se încătuşează, căpătând aspect de cheie, defilee, canioane. În cazul platourilor înalte, retezate pe sute de metri de către văi, versanţii acestora capătă profile frânte. Ei sunt îmbrăcaţi de o gamă de trepte (suprafeţe structurale, terase, poliţe, brâne), unite între ele printr-o gamă de pante de tipul coastelor sau glacisurilor. Pentru multitudinea şi măreţia formelor, se citează canionul Colorado care retează structuri tabulare pe o profunzime de 1500 m.
În funcţie de unele condiţii regionale sau locale, anumite forme sau trăsături ale reliefului se pot accentua până la a impune o amprentă de tip aparte. Acestea sunt date de climă, rocă şi altitudine. Se disting următoarele tipuri de relief al structurilor orizontale: colorado, hamada.
• tipul Colorado ale cărui componente principale sunt platouri de o netezime perfectă, în care s-a sculptat un grandios canion de 1500 - 1800 m. Pe versanţii acestuia se dezvoltă numeroase trepte, abrupturi, coloane şi alte forme pitoreşti, derivate din intercalaţiile de gresii, calcare, şisturi argiloase şi alte roci cu grosimi variabile, repetate pe zeci şi sute de metri;
• tipul hamada, reprezentativ pentru Sahara şi alte ţinuturi aride, caracterizat prin platouri supuse unor intense procese de dezagregare şi eoliene, cu marginile abrupte, înconjurate de acumulări haotice de blocuri;
Fig. 6.1. Forme de relief în structuri orizontale (Strahler, Strahler, 1992).
Fig. 6.2. Vale cu albia în rocă moale (A) şi dură (B)
6.2. Relieful structurilor monoclinale
Strate monoclinale = înclină într-o singură direcţie. Acest tip de relief are ca trăsătură definitorie o pronunţată asimetrie ilustrată de platouri, culmi si versanţi prelungi, atunci când suprafaţa lor este concordantă cu înclinarea stratelor, ori cu coaste abrupte si denivelări accentuate când eroziunea se produce pe capătul stratelor. Factorii denudaţiei acţionează selectiv, înlocuind treptat formele primare, de tipul unor câmpii monoclinale, printr-un relief derivat, puternic influenţat de alternanţa stratelor de roci dure şi moi. Suprafeţele exhumate cu înclinare redusă, constituite de obicei din roci mai dure, corespund unor platforme structurale, asemănătoare celor formate pe strate orizontale
În structurile monoclinale cu alternanţă de strate dure şi moi, formele de relief specifice sunt: interfluviile asimetrice sau cuestele, depresiunile subsecvente şi văile structurale; la acestea se adaugă şi unele forme incipiente.
(i) Interfluviile asimetrice sau cuestele. Cuesta este un interfluviu asimetric a cărei pantă lină se grefează aproximativ pe un strat dur, înclinând la fel cu el, iar versantul abrupt retează un număr de cel puţin două strate. La o cuestă deosebim două elemente: fruntea sau coasta şi spinarea sau reversul. La acestea se adaugă linia ce uneşte cele două planuri numită creasta cuestei şi cornişa. Atât pe spinare, cât şi în partea superioară a coastei pot apărea martori structurali. Când fruntea este masivă şi se extinde unitar pe distanţe mari se numeşte frontul cuestei. Cele mai tipice cueste se dezvoltă la înclinări de 4 – 200. Între 2 – 40 spinările de cuestă se apropie de suprafeţele structurale suborizontale; între 4 – 200 sunt cueste propriu-zise; peste 250, înclinarea spinării se apropie de cea a frunţii, forma devine simetrică şi se numeşte hogback (fig. 7.6 b).
Fig. 6.3. Cuestă.
Fig. 6.4. Hogback
(ii) Văile structurale cuprind următoarele tipuri:
• Văile consecvente (cataclinale) sunt cele care încep să se formeze pe suprafeţele iniţiale ale câmpiilor emerse şi au o orientare conformă cu înclinarea stratelor. Ele se caracterizează, în general, prin simetria versanţilor, au un profil longitudinal cu o pantă mai mică decât înclinarea stratelor. Ca vârstă sunt cele mai vechi de pe o suprafaţă structurală monoclinală. Văile străbat strate de durităţi diferite şi în special fronturi de cuestă. La trecerea peste front, valea capătă aspect de pâlnie structurală, care se îngustează uneori până la forma de clisură sau cheie. Între două cueste valea se lărgeşte şi primeşte obişnuit afluenţi subsecvenţi, formând o reţea perpendiculară.
• Văile subsecvente (ortoclinale= unghi drept) sunt cele mai tipice pentru structura monoclinală, au direcţia de curgere, mai mult sau mai puţin, perpendiculară pe înclinarea generală a stratelor. Se extind la baza cuestelor, paralel cu frontul de cuestă, având un profil transversal asimetric, adică un versant abrupt şi unul lin.
• Văile obsecvente sunt cele care curg în sens invers înclinării stratelor. Se caracterizează prin simetrie, dar au un profil longitudinal cu multe praguri şi chiar cascade, rezultate din multiplele strate dure pe care le retează. La trecerea peste o rocă moale valea se lărgeşte, iar în rocile tari se îngustează, putând atinge chiar formă de clisură. Văile obsecvente sunt obişnuit scurte; ele izvorăsc de sub creasta cuestei, pe care adesea o zimţează.
• Văile resecvente (reconsecvente) urmăresc înclinarea stratelor geologice, dar s-au format recent, ulterior celor subsecvente, pe suprafeţele conforme din spatele unor cueste. Sunt adaptate la structură, dar se deosebesc de cele consecvente prin faptul că nu secţionează suprafaţa unei câmpii primare, ci o suprafaţă derivată din relieful iniţial.
c) Depresiunile subsecvente se formează atunci când spaţiul dintre două şiruri de cueste devine foarte larg şi capătă aspect de depresiune. Excavarea şi mai ales lărgirea depresiunii se face prin procese de pantă, prin acţiunea văilor obsecvente care fac să reculeze frontul de cuestă şi, ceva mai puţin, prin văile subsecvente care, o dată cu atingerea profilului de echilibru, se depărtează de fruntea cuestei. Lăţimea depresiunilor poate atinge până la 20-40 km.
6.3. Relieful structurilor ondulate (domuri şi cuvete)
În cadrul structurilor orizontale şi monoclinale, adesea, stratele de sedimente sunt deranjate din poziţia lor iniţială, alcătuind structuri sub formă de domuri sau bazine. În cadrul domurilor stratele înclină spre exterior iar în cel al bazinelor spre interior. Astfel cuestele şi hogback-urile, care se vor forma într-o fază de evoluţie avansată, vor avea fruntea orientată spre centru în cazul domurilor şi spre exterior în cazul bazinelor (ex. Bazinul Parizian).
6.3.1. Relieful domurilor
Domurile pot fi de două tipuri:
• joase sau teşite (de exemplu domul Weald din sud-estul Angliei);
• proeminente sau montane la care stratele, de pe flancuri se înclină sub unghiuri de peste 25° (domul Black Hills din estul statului Wyoming şi vestul statului South Dakota).
6.3.1. 1. Evoluţia domurilor montane
• În faza de tinereţe timpurie apare un sistem de drenaj radiar format din râuri consecvente. Aceste râuri se adâncesc în flancurile domului, ajungând repede la stratele de rocă subiacentă. Pe măsură ce eroziunea avansează, stratele dure rămân sub forma unor creste ascuţite sau hogback-uri, care înconjoară domul.
• În stadiul de maturitate se dezvoltă o reţea concentrică de văi, în alternanţă cu crestele de hogback-uri. Văile, săpate în orizontul de roci friabile, sunt iniţial subsecvente, formând ulterior un sistem hidrografic concentric, inelar. Eroziunea domului poate avansa, în zona sa centrală fiind expuse roci din ce în ce mai vechi. Prin fragmentarea domului rămân fragmente de obicei de formă triunghiulară, numite plastic fiare de călcat (flatiron);
• În faza de bătrâneţe, domurile sunt reduse la stadiul de peneplenă, unde hogback-urile se înscriu în relief ca lanţuri scunde de dealuri. În partea centrală pot exista câteva monadnock-uri înălţate vizibil deasupra peneplenei.
Domurile muntoase prezintă unele trăsături specifice ilustrate de marele dom Black Hills;
Văile subsecvente inelare care înconjoară domul constituie amplasamente favorabile pentru aşezări (Rapid City, Spearfish, Sturgis) şi căi de comunicaţii. Red Valley – care înconjoară domul, fiind numită din cauza formei sale „pista de alergări” – Race Track se înscrie pe o formaţiune de şisturi argiloase. Pe latura exterioară a văii apare un aliniament de hogback-uri înalte în gresie de tip Dakota, numit Hogback Ridge, care se înalţă la 120 – 150 m deasupra nivelului văii. Spre marginile domului stratele sunt mai puţin înclinate, alcătuind o succesiune de cueste.
Porţiunea central-estică a domului este formată dintr-un miez de roci intruzive şi metamorfice care se înscrie în peisaj printr-un relief muntos (Harney Peak – 2 207 m). În partea nordică a sâmburelui central (Lead, Deadwood) au fost puse în evidenţă zăcăminte de minereuri (în special aur). În partea sudică a zonei cristaline centrale se află mina Etta, cunoscută pentru enormele cristale pegmatitice de spodumen – un mineral de litiu.
În partea central vestică apare un platou calcaros, adânc fragmentat de către ape. Domul original apare turtit la partea superioară datorită îndepărtării progresive a depozitelor sedimentare până la nivelul calcarului, care dă reliefului aspectul unui platou.
Fig. 6.7. Domul Black Hills
Exemple domuri : partea centrală a Transilvaniei, cunoscută prin domurile sale exprimate de butonierele complexe şi cuestele opuse de la Sărmăşel, Şincai-Crăeşti, Deleni, Nadeş etc. În sud-vestul Franţei (Languedoc) se întâlnesc butoniere circulare, iar în Normandia, deosebit de expresive sunt cele de tip alungit (Pays de Bray).
6.4. Relieful structurilor discordante
Acest tip este compus din două stiluri structurale diferite, despărţite printr-un plan de discordanţă (lacune stratigrafice). Pentru ca această structură să creeze reliefuri specifice sunt necesare două condiţii: prima, ca planul de discordanţă şi structura inferioară să fie scoase la zi de către eroziune pe spaţii relativ mari, iar a doua, din punct de vedere litologic structura de bază să fie mai dură.
Condiţiile genetice pentru formarea unor astfel de structuri s-au realizat pe marginea masivelor vechi, în special hercinice, dar şi în alte situaţii cum ar fi sâmburii cristalini ai lanţului carpatic, formaţiuni eruptive sau chiar sedimentare mai dure (calcare, gresii cuarţitice), modelate într-un ciclu avansat de eroziune.
Formele de relief în cadrul acestor structuri sunt următoarele: depresiunile de contact, peneplenele exhumate, văile epigenetice, văile antecedente.
(i) Depresiunele de contact sunt cunoscute şi sub denumirea de depresiuni periferice, deorece se dezvoltă pe marginile masivelor hercinice. Ele se formează la contactul marginal dintre stratele dure ale fundamentului şi cele moi ale bazinului sedimentar (fig. 6.8). În profil transversal, depresiunile sunt asimetrice, versantul lin fiind pe partea masivului, iar cel abrupt către bazinul sedimentar devenit podiş. Există şi depresiuni simetrice, mai ales când contactul se face prin flexuri sau falii (fig. 6.8). Ca exemple, sunt depresiunile de la contactul masivelor hercinice Ardeni, Pădurea Neagră, dar şi la contactul ramei muntoase a Făgăraşului cu Podişul Transilvaniei (Depresiunile Făgăraşului, Sibiului).
(ii)Peneplenele exhumate reprezintă suprafeţele de eroziune mai vechi scoase la zi prin îndepărtarea cuverturii de sedimentare. Exemplu, peneplena Casimcei constituită din şisturi verzi a fost exhumată – cel puţin în parte - de sub formaţiunile jurasice a căror arie s-a restrâns treptat, până s-a ajuns la cele câteva petice existente astăzi în lungul văii inferioare a Casimcei.
(iii) Văile epigenetice (supraimpuse) sub forma lor tipică au aspect de chei. Este vorba de văi care, într-o primă fază de evoluţie, s-au adaptat şi dezvoltat normal în pătura de roci moi de la suprafaţă (fig.6.9.). Prin adâncirea treptată însă ele descoperă discordaţele de la nivelul fundamentului dur în care râurile sunt nevoite să se încătuşeze. Precizăm că în acest caz este vorba doar de activitatea factorilor denudaţiei, fără intervenţia mişcărilor tectonice. De exemplu, valea Prutului la nord de Stefăneşti, Cheile Hăşdatelor şi Turului la NV de Turda.
Fig. 6.9. Evoluţia văilor epigenetice
(iv) Văile antecedente (fig.6.10.) se aseamănă cu văile epigenetice, dar evoluţia lor este în relaţie cu mişcările tectonice pozitive. Aceste văi încep să se dezvolte normal, dar ulterior, anumite sectoare din lungul lor sunt afectate de mişcări epirogenetice sau orogenetice. În consecinţă, râurile sunt obligate să-şi intensifice eroziunea, să se adâncească, contribuind la formarea unor chei, defilee care contrastează cu tronsoanele neafectate de ridicările scoarţei. Este clar că o astfel de vale este mai veche decât mişcările tectonice. Astfel de caracteristici prezintă majoritatea văilor transversale carpatice: Oltul în sectoarele Tuşnad, Racoş, Turnu Roşu, Cozia; Buzăul superior, Mureşul între Deva şi Lipova. Dacă în timpul adâncirii condiţionate de mişcările scoarţei, râurile secţionează şi unele discordanţe stratigrafice, atunci valea este deopotrivă antecedentă şi epigenetică (ex. Cheile Bistriţei între Giumalău şi Pietrosu).
6.5. Relieful structurilor faliate
Morfologia regiunilor faliate se caracterizează prin prezenţa unor blocuri înălţate, mărginite de falii care se numesc horsturi şi a unor depresiuni delimitate de falii, numite grabene .
Horstul reprezintă un bloc înălţat faţă de zonele din jur, mărginit de abrupturi de falie, unitare sau în trepte. Ele se asociază adesea cu grabene deşi rămân specifice în relief prin dominarea lor cu precădere în zonele masivelor hercinice. Aşa sunt de exemplu masivele hercinice europene, din care cităm Vosgii şi Pădurea Neagră, între care se află grabenul Rhinului.
Pentru România se citează adesea horstul dobrogean, care este mai mult un rest de orogen, tipice fiind horsturile din Carpaţii Occidentali: Apuseni, Codru-Moma, Poiana Ruscăi, Almăj, precum şi grabenele Cerna-Timiş, Nera, Bistra, Mureş ş.a.
Grabenul reprezintă o fâşie, uneori foarte alungită, scufundată pe aliniamente de falii ale căror abrupturi, dispuse obişnuit în trepte, o mărginesc. Poartă şi numele de culoar tectonic, uluc tectonic sau rift.
Riftul est-african este cel mai lung de pe uscat; pe unele din porţiunile sale sunt instalate lacurile Tanganika, Malawi, Albert ş.a. În aceeaşi categorie intră grabenul Mării Moarte (cu nivelul la –395 m şi fundul până la –794 m), continuată cu depresiunea Iordanului (pe care se află lacul Tiberiada a cărui fund atinge –254 m) şi prelungită în sud până în Sinai;Grabenul Rhinului, între Munţii Vosgi şi ădurea Neagră etc. În România pot fi amintite: grabenele Cerna-Timiş, Nera, Bistra, Mureş ş.a.
6.6. Relieful structurilor cutate
Dacă relieful structurilor suborizontale şi monoclinale este specific bazinelor sedimentare cu aspect de podiş, iar cel discordant zonelor de bordură, relieful structurilor cutate caracterizează mai ales lanţurile muntoase şi submuntoase. Structura cutată este aceea în care stratele sunt dispuse ondulat. O cută obişnuită se compune dintr-o arcuitură convexă numită anticlinal şi una concavă numită sinclinal. Linia ce uneşte punctele de altitudine maximă ale anticlinalului formează axa sa, iar opusul ei este axa sinclinalului. Intre anticlinal şi sinclinal legătura se face prin flancurile cutei. De obicei, într-o regiune nu există un singur tip de cute, dar există unul dominant.
Formele de relief ale structurilor cutate se împart în: (i) forme de concordanţă directă (valea de sinclinal, culmea de anticlinal) şi (ii) forme de concordanţă inversă (butoniera, valea de anticlinal şi sinclinalul suspendat).
(i) Formele de concordanţă directă apar acolo unde are loc o suprapunere a reliefului peste forma cutelor; când cuta se bolteşte se formează un intefluviu, iar când coboară apare o vale. Astfel se formează văile de sinclinal, culmile de anticlinal şi, în anumite cazuri, clisurile.
• valea de sinclinal (“val” după o denumire din Munţii Jura) se dirijează în mare pe axa buclei concave. În profil transversal, valea îmbracă formă simetrică sau asimetrică după tipul cutei. Văile de sinclinal au o serie de afluenţi de tip torenţial, care coboară perpendicular de pe flancurile anticlinalului; sunt un fel de văi consecvente, denumite în Jura ruz-uri.
• culmea de anticlinal (“mont” în Jura) este un interfluviu sau un aliniament de înălţimi axate în principal pe o cută anticlinală (fig. 6.13.). Forma culmei împrumută adesea pe cea a cutei, adică poate fi simetrică, asimetrică, îngustă. Cutele flexurate, revărsate sau de tipul brazdelor dau creste cu aspect de cuestă sau hogback (“crêt” în Jura).
Fig. 6.13. Vale de sinclinal şi culme de anticlinal
(ii) Formele de concordanţă inversă se adaptează indirect structurii în sensul că în anticlinal se poate scobi o vale, iar în sinclinal poate fi modelat un interfluviu. Aceste forme sunt: butoniera, valea de anticlinal şi sinclinalul suspendat.
• butoniera de anticlinal este o excavaţie elipsoidală, scobită pe locurile unde axa anticlinalului prezintă înălţări maxime. Se formează prin regresiunea ruz-urilor (fig. 7.17.). Torentul care atinge cu izvoarele axa anticlinalului şi în special bombările acesteia, dezvoltă o eroziune pe sistemul “golirii domurilor”, creându-şi un bazin torenţial adânc, de formă elipsoidală, denumit în Jura “combe”.
Fig. 6.14. Butonieră de anticlinal, vale de anticlinal, clisură
• valea de anticlinal se dezvoltă ca afluent al unui râu principal care retează cuta în sens transversal (clisură). Sub bolta dură a anticlinalului, eroziunea atacă stratul moale şi înaintează regresiv pe ax; cu timpul se alungeşte, înglobează butonierele create de ruzuri şi devine o adevărată vale (fig.6.14.).
• sinclinalul suspendat reprezintă un interfluviu, o culme sau o mică porţiune din acestea, grefate pe un sinclinal ce apare înălţat în raport cu anticlinalul conjugat, golit de eroziune. Foarte rar se întâmplă ca sinclinalul suspendat să fi funcţionat ca vale structurală. În acest caz, sinclinalul are şi forma de vale suspendată şi reprezintă totodată o inversiune de relief .
• clisurile sunt porţiuni înguste de vale care retează transversal un anticlinal. În Jura se numesc “cluse” iar în Apalaşi “watergaps”. Ele pot lua naştere prin următoarele moduri: pe lăsări axiale ale anticlinalului, prin supraimpunere, prin antecedenţă, prin captări.
Fig. 6.15. Sinclinal suspendat şi vale de anticlinal
Tipurile de relief cutat sunt:
(i) Tipul jurasian specific pentru Jura de SE, dar şi în multe alte zone cum ar fi Munţii Zagros din Iran, se caracterizează prin dominarea cutelor largi, printr-o amplitudine mică a cutelor, iar duritatea rocilor este puţin diversificată. Se impun formele direct concordante cu structura: creste de anticlinal, văi de sinclinal, butoniere de ruz; lipsesc sinclinalele suspendate. Reţeaua de văi se dispune în unghi drept şi este cunoscută ca “hidrografie jurasiană”.
(ii) Relieful apalaşian. Denumirea îi vine de la Munţii Apalaşi, unde a fost studiat prima dată (Davis, 1889). Relieful acestor munţi se caracterizează printr-un masiv vechi, retezat de o serie de peneplene înălţate treptat până la 800 -1000 m, cu văi largi axate pe strate de roci moi şi culmi rotunjite, alungite paralel şi urmând stratele de roci dure.
Reţeaua de văi are aspectul celei jurasiene. Unele râuri principale, retează însă barele de roci dure, creând chei sau strâmtori şi lăsând în spate adevărate depresiuni. Structura ce impune acest relief este de tip cutat, dar, faţă de cea jurasiană, se deosebeşte prin următoarele: cutele sunt foarte strânse şi de amplitudini mari; rocile sunt de vârstă primară şi în general cristaline; stratele de roci foarte dure alternează cu altele moi; toate cutele sunt retezate de o peneplenă, aşa că la zi nu apar sinclinale şi anticlinale, ci benzi de diferite tipuri de roci dispuse paralel. Tipul apalaşian este un relief structural, dar impunerea structurii se face prin intermediul petrografiei.
Morfologia regiunilor de platformă, ca şi cea a zonelor de orogen, include numeroase forme condiţionate de caracteristicile tectono-structurale ale diferitelor regiuni ale globului şi de activitatea factorilor modelatori.
Poziţia stratelor de la partea superioară a scoarţei se impune, adesea, în peisaj printr-o varietate de forme caracteristice cunoscute sub denumirea de relief structural. Apariţia şi dezvoltarea acestuia este legată direct de activitatea factorilor externi care se desfăşoară în conformitate cu legea generală a eroziunii diferenţiale. Implicaţiile morfologice ale structurii vor fi mai pregnante în cazul unor strate constituite din alternanţe de roci cu duritate diferită şi mai puţin evidente în cazul formaţiunilor groase, relativ omogene sub raport petrografic. Aşadar între structură, rocă şi formă există o legătură foarte strânsă.
6.1. Relieful structurilor orizontale şi suborizontale.
Mobilitatea tectonică redusă a unor regiuni, cum sunt cele de platformă, este evidenţiată şi de o structură geologică relativ simplă, formată din strate concordante orizontale. Structura orizontală când are şi uşoare înclinări ce merg până la 1 – 2o se numeşte şi suborizontală.
Forme structurale nu apar decât atunci când există o alternanţă de strate dure cu moi şi când acestea sunt scoase la zi de eroziune. Ca o regulă generală a eroziunii diferenţiale, se poate arăta că atunci când agenţii externi atacă un strat moale, situat deasupra unuia dur, va apare o suprafaţă structurală plată; când versantul sau valea se taie în roci tari dă un abrupt, iar în roci moi dă o pantă redusă. În cazul stratelor cu o litologie uniformă pot fi deosebite totuşi două situaţii:
• când rocile sunt moi (argile, marne, nisipuri) nu apare nici un fel de formă structurală, ca în Câmpia Transilvaniei. Aici relieful este format din văi largi, versanţi cu alunecări, torenţi şi şiroire, interfluvii teşite; numai pe alocuri stratele subţiri de tuf dau unele abrupturi şi rupturi de pantă structurale;
• atunci când rocile sunt dure (calcare, gresii) se impune o singură suprafaţă structurală (cea superioară), în rest formele capătă amprenta litologiei; de exemplu, în calcare, evoluţia va fi de tip carst.
Alternanţele de strate dure cu moi dezvoltă o serie de forme structurale tipice, a căror amploare depinde de grosimea stratelor, de numărul alternanţelor şi de adâncimea pe care acestea sunt retezate de văi.
Principalele forme de relief sunt: suprafeţele structurale şi văile simetrice, la care se adaugă martorii structurali, cornişele ş.a. O caracteristică generală a acestora este simetria.
(i) Suprafeţele structurale
Reprezintă forme topografice netede, dezvoltate pe suprafeţele stratelor dure. Acestea pot fi de două tipuri: iniţiale şi exhumate. Cele iniţiale iniţiale corespund cu cele din urmă strate sedimentate, după care regiunea a devenit uscat; însă adesea este greu de apreciat dacă suprafaţa respectivă reprezintă chiar o ultimă pătură de colmatare a bazinului. Majoritatea sunt suprafeţe degajate ulterior, prin eroziunea areală şi a apelor curgătoare. Suprafeţele structurale exhumate sunt în general mai fragmentate, pot apare dispuse şi pe versanţi, sub formă de trepte, pe când cele iniţiale se existind numai pe interfluvii. Secţionarea ori distrugerea parţială a suprafeţei platformelor conduce la apariţia unor depresiuni şi înşeuări substructurale, la detaşarea suprafeţelor de tip mesas (mesetas) şi a unor martori structurali (butte)(fig. 6.1).
(ii) Văile - sunt totdeauna simetrice. Forma lor este foarte variată în profil transversal, în funcţie de duritatea rocilor secţionate, de numărul şi grosimea stratelor retezate în adâncime:
• când talvegul este în rocă moale, valea se lărgeşte mult (fig.6.2.);
• în strate dure se încătuşează, căpătând aspect de cheie, defilee, canioane. În cazul platourilor înalte, retezate pe sute de metri de către văi, versanţii acestora capătă profile frânte. Ei sunt îmbrăcaţi de o gamă de trepte (suprafeţe structurale, terase, poliţe, brâne), unite între ele printr-o gamă de pante de tipul coastelor sau glacisurilor. Pentru multitudinea şi măreţia formelor, se citează canionul Colorado care retează structuri tabulare pe o profunzime de 1500 m.
În funcţie de unele condiţii regionale sau locale, anumite forme sau trăsături ale reliefului se pot accentua până la a impune o amprentă de tip aparte. Acestea sunt date de climă, rocă şi altitudine. Se disting următoarele tipuri de relief al structurilor orizontale: colorado, hamada.
• tipul Colorado ale cărui componente principale sunt platouri de o netezime perfectă, în care s-a sculptat un grandios canion de 1500 - 1800 m. Pe versanţii acestuia se dezvoltă numeroase trepte, abrupturi, coloane şi alte forme pitoreşti, derivate din intercalaţiile de gresii, calcare, şisturi argiloase şi alte roci cu grosimi variabile, repetate pe zeci şi sute de metri;
• tipul hamada, reprezentativ pentru Sahara şi alte ţinuturi aride, caracterizat prin platouri supuse unor intense procese de dezagregare şi eoliene, cu marginile abrupte, înconjurate de acumulări haotice de blocuri;
Fig. 6.1. Forme de relief în structuri orizontale (Strahler, Strahler, 1992).
Fig. 6.2. Vale cu albia în rocă moale (A) şi dură (B)
6.2. Relieful structurilor monoclinale
Strate monoclinale = înclină într-o singură direcţie. Acest tip de relief are ca trăsătură definitorie o pronunţată asimetrie ilustrată de platouri, culmi si versanţi prelungi, atunci când suprafaţa lor este concordantă cu înclinarea stratelor, ori cu coaste abrupte si denivelări accentuate când eroziunea se produce pe capătul stratelor. Factorii denudaţiei acţionează selectiv, înlocuind treptat formele primare, de tipul unor câmpii monoclinale, printr-un relief derivat, puternic influenţat de alternanţa stratelor de roci dure şi moi. Suprafeţele exhumate cu înclinare redusă, constituite de obicei din roci mai dure, corespund unor platforme structurale, asemănătoare celor formate pe strate orizontale
În structurile monoclinale cu alternanţă de strate dure şi moi, formele de relief specifice sunt: interfluviile asimetrice sau cuestele, depresiunile subsecvente şi văile structurale; la acestea se adaugă şi unele forme incipiente.
(i) Interfluviile asimetrice sau cuestele. Cuesta este un interfluviu asimetric a cărei pantă lină se grefează aproximativ pe un strat dur, înclinând la fel cu el, iar versantul abrupt retează un număr de cel puţin două strate. La o cuestă deosebim două elemente: fruntea sau coasta şi spinarea sau reversul. La acestea se adaugă linia ce uneşte cele două planuri numită creasta cuestei şi cornişa. Atât pe spinare, cât şi în partea superioară a coastei pot apărea martori structurali. Când fruntea este masivă şi se extinde unitar pe distanţe mari se numeşte frontul cuestei. Cele mai tipice cueste se dezvoltă la înclinări de 4 – 200. Între 2 – 40 spinările de cuestă se apropie de suprafeţele structurale suborizontale; între 4 – 200 sunt cueste propriu-zise; peste 250, înclinarea spinării se apropie de cea a frunţii, forma devine simetrică şi se numeşte hogback (fig. 7.6 b).
Fig. 6.3. Cuestă.
Fig. 6.4. Hogback
(ii) Văile structurale cuprind următoarele tipuri:
• Văile consecvente (cataclinale) sunt cele care încep să se formeze pe suprafeţele iniţiale ale câmpiilor emerse şi au o orientare conformă cu înclinarea stratelor. Ele se caracterizează, în general, prin simetria versanţilor, au un profil longitudinal cu o pantă mai mică decât înclinarea stratelor. Ca vârstă sunt cele mai vechi de pe o suprafaţă structurală monoclinală. Văile străbat strate de durităţi diferite şi în special fronturi de cuestă. La trecerea peste front, valea capătă aspect de pâlnie structurală, care se îngustează uneori până la forma de clisură sau cheie. Între două cueste valea se lărgeşte şi primeşte obişnuit afluenţi subsecvenţi, formând o reţea perpendiculară.
• Văile subsecvente (ortoclinale= unghi drept) sunt cele mai tipice pentru structura monoclinală, au direcţia de curgere, mai mult sau mai puţin, perpendiculară pe înclinarea generală a stratelor. Se extind la baza cuestelor, paralel cu frontul de cuestă, având un profil transversal asimetric, adică un versant abrupt şi unul lin.
• Văile obsecvente sunt cele care curg în sens invers înclinării stratelor. Se caracterizează prin simetrie, dar au un profil longitudinal cu multe praguri şi chiar cascade, rezultate din multiplele strate dure pe care le retează. La trecerea peste o rocă moale valea se lărgeşte, iar în rocile tari se îngustează, putând atinge chiar formă de clisură. Văile obsecvente sunt obişnuit scurte; ele izvorăsc de sub creasta cuestei, pe care adesea o zimţează.
• Văile resecvente (reconsecvente) urmăresc înclinarea stratelor geologice, dar s-au format recent, ulterior celor subsecvente, pe suprafeţele conforme din spatele unor cueste. Sunt adaptate la structură, dar se deosebesc de cele consecvente prin faptul că nu secţionează suprafaţa unei câmpii primare, ci o suprafaţă derivată din relieful iniţial.
c) Depresiunile subsecvente se formează atunci când spaţiul dintre două şiruri de cueste devine foarte larg şi capătă aspect de depresiune. Excavarea şi mai ales lărgirea depresiunii se face prin procese de pantă, prin acţiunea văilor obsecvente care fac să reculeze frontul de cuestă şi, ceva mai puţin, prin văile subsecvente care, o dată cu atingerea profilului de echilibru, se depărtează de fruntea cuestei. Lăţimea depresiunilor poate atinge până la 20-40 km.
6.3. Relieful structurilor ondulate (domuri şi cuvete)
În cadrul structurilor orizontale şi monoclinale, adesea, stratele de sedimente sunt deranjate din poziţia lor iniţială, alcătuind structuri sub formă de domuri sau bazine. În cadrul domurilor stratele înclină spre exterior iar în cel al bazinelor spre interior. Astfel cuestele şi hogback-urile, care se vor forma într-o fază de evoluţie avansată, vor avea fruntea orientată spre centru în cazul domurilor şi spre exterior în cazul bazinelor (ex. Bazinul Parizian).
6.3.1. Relieful domurilor
Domurile pot fi de două tipuri:
• joase sau teşite (de exemplu domul Weald din sud-estul Angliei);
• proeminente sau montane la care stratele, de pe flancuri se înclină sub unghiuri de peste 25° (domul Black Hills din estul statului Wyoming şi vestul statului South Dakota).
6.3.1. 1. Evoluţia domurilor montane
• În faza de tinereţe timpurie apare un sistem de drenaj radiar format din râuri consecvente. Aceste râuri se adâncesc în flancurile domului, ajungând repede la stratele de rocă subiacentă. Pe măsură ce eroziunea avansează, stratele dure rămân sub forma unor creste ascuţite sau hogback-uri, care înconjoară domul.
• În stadiul de maturitate se dezvoltă o reţea concentrică de văi, în alternanţă cu crestele de hogback-uri. Văile, săpate în orizontul de roci friabile, sunt iniţial subsecvente, formând ulterior un sistem hidrografic concentric, inelar. Eroziunea domului poate avansa, în zona sa centrală fiind expuse roci din ce în ce mai vechi. Prin fragmentarea domului rămân fragmente de obicei de formă triunghiulară, numite plastic fiare de călcat (flatiron);
• În faza de bătrâneţe, domurile sunt reduse la stadiul de peneplenă, unde hogback-urile se înscriu în relief ca lanţuri scunde de dealuri. În partea centrală pot exista câteva monadnock-uri înălţate vizibil deasupra peneplenei.
Domurile muntoase prezintă unele trăsături specifice ilustrate de marele dom Black Hills;
Văile subsecvente inelare care înconjoară domul constituie amplasamente favorabile pentru aşezări (Rapid City, Spearfish, Sturgis) şi căi de comunicaţii. Red Valley – care înconjoară domul, fiind numită din cauza formei sale „pista de alergări” – Race Track se înscrie pe o formaţiune de şisturi argiloase. Pe latura exterioară a văii apare un aliniament de hogback-uri înalte în gresie de tip Dakota, numit Hogback Ridge, care se înalţă la 120 – 150 m deasupra nivelului văii. Spre marginile domului stratele sunt mai puţin înclinate, alcătuind o succesiune de cueste.
Porţiunea central-estică a domului este formată dintr-un miez de roci intruzive şi metamorfice care se înscrie în peisaj printr-un relief muntos (Harney Peak – 2 207 m). În partea nordică a sâmburelui central (Lead, Deadwood) au fost puse în evidenţă zăcăminte de minereuri (în special aur). În partea sudică a zonei cristaline centrale se află mina Etta, cunoscută pentru enormele cristale pegmatitice de spodumen – un mineral de litiu.
În partea central vestică apare un platou calcaros, adânc fragmentat de către ape. Domul original apare turtit la partea superioară datorită îndepărtării progresive a depozitelor sedimentare până la nivelul calcarului, care dă reliefului aspectul unui platou.
Fig. 6.7. Domul Black Hills
Exemple domuri : partea centrală a Transilvaniei, cunoscută prin domurile sale exprimate de butonierele complexe şi cuestele opuse de la Sărmăşel, Şincai-Crăeşti, Deleni, Nadeş etc. În sud-vestul Franţei (Languedoc) se întâlnesc butoniere circulare, iar în Normandia, deosebit de expresive sunt cele de tip alungit (Pays de Bray).
6.4. Relieful structurilor discordante
Acest tip este compus din două stiluri structurale diferite, despărţite printr-un plan de discordanţă (lacune stratigrafice). Pentru ca această structură să creeze reliefuri specifice sunt necesare două condiţii: prima, ca planul de discordanţă şi structura inferioară să fie scoase la zi de către eroziune pe spaţii relativ mari, iar a doua, din punct de vedere litologic structura de bază să fie mai dură.
Condiţiile genetice pentru formarea unor astfel de structuri s-au realizat pe marginea masivelor vechi, în special hercinice, dar şi în alte situaţii cum ar fi sâmburii cristalini ai lanţului carpatic, formaţiuni eruptive sau chiar sedimentare mai dure (calcare, gresii cuarţitice), modelate într-un ciclu avansat de eroziune.
Formele de relief în cadrul acestor structuri sunt următoarele: depresiunile de contact, peneplenele exhumate, văile epigenetice, văile antecedente.
(i) Depresiunele de contact sunt cunoscute şi sub denumirea de depresiuni periferice, deorece se dezvoltă pe marginile masivelor hercinice. Ele se formează la contactul marginal dintre stratele dure ale fundamentului şi cele moi ale bazinului sedimentar (fig. 6.8). În profil transversal, depresiunile sunt asimetrice, versantul lin fiind pe partea masivului, iar cel abrupt către bazinul sedimentar devenit podiş. Există şi depresiuni simetrice, mai ales când contactul se face prin flexuri sau falii (fig. 6.8). Ca exemple, sunt depresiunile de la contactul masivelor hercinice Ardeni, Pădurea Neagră, dar şi la contactul ramei muntoase a Făgăraşului cu Podişul Transilvaniei (Depresiunile Făgăraşului, Sibiului).
(ii)Peneplenele exhumate reprezintă suprafeţele de eroziune mai vechi scoase la zi prin îndepărtarea cuverturii de sedimentare. Exemplu, peneplena Casimcei constituită din şisturi verzi a fost exhumată – cel puţin în parte - de sub formaţiunile jurasice a căror arie s-a restrâns treptat, până s-a ajuns la cele câteva petice existente astăzi în lungul văii inferioare a Casimcei.
(iii) Văile epigenetice (supraimpuse) sub forma lor tipică au aspect de chei. Este vorba de văi care, într-o primă fază de evoluţie, s-au adaptat şi dezvoltat normal în pătura de roci moi de la suprafaţă (fig.6.9.). Prin adâncirea treptată însă ele descoperă discordaţele de la nivelul fundamentului dur în care râurile sunt nevoite să se încătuşeze. Precizăm că în acest caz este vorba doar de activitatea factorilor denudaţiei, fără intervenţia mişcărilor tectonice. De exemplu, valea Prutului la nord de Stefăneşti, Cheile Hăşdatelor şi Turului la NV de Turda.
Fig. 6.9. Evoluţia văilor epigenetice
(iv) Văile antecedente (fig.6.10.) se aseamănă cu văile epigenetice, dar evoluţia lor este în relaţie cu mişcările tectonice pozitive. Aceste văi încep să se dezvolte normal, dar ulterior, anumite sectoare din lungul lor sunt afectate de mişcări epirogenetice sau orogenetice. În consecinţă, râurile sunt obligate să-şi intensifice eroziunea, să se adâncească, contribuind la formarea unor chei, defilee care contrastează cu tronsoanele neafectate de ridicările scoarţei. Este clar că o astfel de vale este mai veche decât mişcările tectonice. Astfel de caracteristici prezintă majoritatea văilor transversale carpatice: Oltul în sectoarele Tuşnad, Racoş, Turnu Roşu, Cozia; Buzăul superior, Mureşul între Deva şi Lipova. Dacă în timpul adâncirii condiţionate de mişcările scoarţei, râurile secţionează şi unele discordanţe stratigrafice, atunci valea este deopotrivă antecedentă şi epigenetică (ex. Cheile Bistriţei între Giumalău şi Pietrosu).
6.5. Relieful structurilor faliate
Morfologia regiunilor faliate se caracterizează prin prezenţa unor blocuri înălţate, mărginite de falii care se numesc horsturi şi a unor depresiuni delimitate de falii, numite grabene .
Horstul reprezintă un bloc înălţat faţă de zonele din jur, mărginit de abrupturi de falie, unitare sau în trepte. Ele se asociază adesea cu grabene deşi rămân specifice în relief prin dominarea lor cu precădere în zonele masivelor hercinice. Aşa sunt de exemplu masivele hercinice europene, din care cităm Vosgii şi Pădurea Neagră, între care se află grabenul Rhinului.
Pentru România se citează adesea horstul dobrogean, care este mai mult un rest de orogen, tipice fiind horsturile din Carpaţii Occidentali: Apuseni, Codru-Moma, Poiana Ruscăi, Almăj, precum şi grabenele Cerna-Timiş, Nera, Bistra, Mureş ş.a.
Grabenul reprezintă o fâşie, uneori foarte alungită, scufundată pe aliniamente de falii ale căror abrupturi, dispuse obişnuit în trepte, o mărginesc. Poartă şi numele de culoar tectonic, uluc tectonic sau rift.
Riftul est-african este cel mai lung de pe uscat; pe unele din porţiunile sale sunt instalate lacurile Tanganika, Malawi, Albert ş.a. În aceeaşi categorie intră grabenul Mării Moarte (cu nivelul la –395 m şi fundul până la –794 m), continuată cu depresiunea Iordanului (pe care se află lacul Tiberiada a cărui fund atinge –254 m) şi prelungită în sud până în Sinai;Grabenul Rhinului, între Munţii Vosgi şi ădurea Neagră etc. În România pot fi amintite: grabenele Cerna-Timiş, Nera, Bistra, Mureş ş.a.
6.6. Relieful structurilor cutate
Dacă relieful structurilor suborizontale şi monoclinale este specific bazinelor sedimentare cu aspect de podiş, iar cel discordant zonelor de bordură, relieful structurilor cutate caracterizează mai ales lanţurile muntoase şi submuntoase. Structura cutată este aceea în care stratele sunt dispuse ondulat. O cută obişnuită se compune dintr-o arcuitură convexă numită anticlinal şi una concavă numită sinclinal. Linia ce uneşte punctele de altitudine maximă ale anticlinalului formează axa sa, iar opusul ei este axa sinclinalului. Intre anticlinal şi sinclinal legătura se face prin flancurile cutei. De obicei, într-o regiune nu există un singur tip de cute, dar există unul dominant.
Formele de relief ale structurilor cutate se împart în: (i) forme de concordanţă directă (valea de sinclinal, culmea de anticlinal) şi (ii) forme de concordanţă inversă (butoniera, valea de anticlinal şi sinclinalul suspendat).
(i) Formele de concordanţă directă apar acolo unde are loc o suprapunere a reliefului peste forma cutelor; când cuta se bolteşte se formează un intefluviu, iar când coboară apare o vale. Astfel se formează văile de sinclinal, culmile de anticlinal şi, în anumite cazuri, clisurile.
• valea de sinclinal (“val” după o denumire din Munţii Jura) se dirijează în mare pe axa buclei concave. În profil transversal, valea îmbracă formă simetrică sau asimetrică după tipul cutei. Văile de sinclinal au o serie de afluenţi de tip torenţial, care coboară perpendicular de pe flancurile anticlinalului; sunt un fel de văi consecvente, denumite în Jura ruz-uri.
• culmea de anticlinal (“mont” în Jura) este un interfluviu sau un aliniament de înălţimi axate în principal pe o cută anticlinală (fig. 6.13.). Forma culmei împrumută adesea pe cea a cutei, adică poate fi simetrică, asimetrică, îngustă. Cutele flexurate, revărsate sau de tipul brazdelor dau creste cu aspect de cuestă sau hogback (“crêt” în Jura).
Fig. 6.13. Vale de sinclinal şi culme de anticlinal
(ii) Formele de concordanţă inversă se adaptează indirect structurii în sensul că în anticlinal se poate scobi o vale, iar în sinclinal poate fi modelat un interfluviu. Aceste forme sunt: butoniera, valea de anticlinal şi sinclinalul suspendat.
• butoniera de anticlinal este o excavaţie elipsoidală, scobită pe locurile unde axa anticlinalului prezintă înălţări maxime. Se formează prin regresiunea ruz-urilor (fig. 7.17.). Torentul care atinge cu izvoarele axa anticlinalului şi în special bombările acesteia, dezvoltă o eroziune pe sistemul “golirii domurilor”, creându-şi un bazin torenţial adânc, de formă elipsoidală, denumit în Jura “combe”.
Fig. 6.14. Butonieră de anticlinal, vale de anticlinal, clisură
• valea de anticlinal se dezvoltă ca afluent al unui râu principal care retează cuta în sens transversal (clisură). Sub bolta dură a anticlinalului, eroziunea atacă stratul moale şi înaintează regresiv pe ax; cu timpul se alungeşte, înglobează butonierele create de ruzuri şi devine o adevărată vale (fig.6.14.).
• sinclinalul suspendat reprezintă un interfluviu, o culme sau o mică porţiune din acestea, grefate pe un sinclinal ce apare înălţat în raport cu anticlinalul conjugat, golit de eroziune. Foarte rar se întâmplă ca sinclinalul suspendat să fi funcţionat ca vale structurală. În acest caz, sinclinalul are şi forma de vale suspendată şi reprezintă totodată o inversiune de relief .
• clisurile sunt porţiuni înguste de vale care retează transversal un anticlinal. În Jura se numesc “cluse” iar în Apalaşi “watergaps”. Ele pot lua naştere prin următoarele moduri: pe lăsări axiale ale anticlinalului, prin supraimpunere, prin antecedenţă, prin captări.
Fig. 6.15. Sinclinal suspendat şi vale de anticlinal
Tipurile de relief cutat sunt:
(i) Tipul jurasian specific pentru Jura de SE, dar şi în multe alte zone cum ar fi Munţii Zagros din Iran, se caracterizează prin dominarea cutelor largi, printr-o amplitudine mică a cutelor, iar duritatea rocilor este puţin diversificată. Se impun formele direct concordante cu structura: creste de anticlinal, văi de sinclinal, butoniere de ruz; lipsesc sinclinalele suspendate. Reţeaua de văi se dispune în unghi drept şi este cunoscută ca “hidrografie jurasiană”.
(ii) Relieful apalaşian. Denumirea îi vine de la Munţii Apalaşi, unde a fost studiat prima dată (Davis, 1889). Relieful acestor munţi se caracterizează printr-un masiv vechi, retezat de o serie de peneplene înălţate treptat până la 800 -1000 m, cu văi largi axate pe strate de roci moi şi culmi rotunjite, alungite paralel şi urmând stratele de roci dure.
Reţeaua de văi are aspectul celei jurasiene. Unele râuri principale, retează însă barele de roci dure, creând chei sau strâmtori şi lăsând în spate adevărate depresiuni. Structura ce impune acest relief este de tip cutat, dar, faţă de cea jurasiană, se deosebeşte prin următoarele: cutele sunt foarte strânse şi de amplitudini mari; rocile sunt de vârstă primară şi în general cristaline; stratele de roci foarte dure alternează cu altele moi; toate cutele sunt retezate de o peneplenă, aşa că la zi nu apar sinclinale şi anticlinale, ci benzi de diferite tipuri de roci dispuse paralel. Tipul apalaşian este un relief structural, dar impunerea structurii se face prin intermediul petrografiei.
Curs 5: VULCANISMUL ŞI RELIEFUL VULCANIC
Vulcanii reprezintă forme geologico-geomorfologice create în urma apariţiei la suprafaţă a magmei, caz în care poartă denumirea de lavă = magmă sărăcită în gaze, precum şi a altor produse eruptive (gaze şi ape fierbinţi, piroclastite).
Din totalitatea proiecţiilor gazoase (fumarole, solfatare, mofete, nori arzători), a celor sub formă de izvoare fierbinţi şi gheizeri, ori sub formă solidă (cenuşe, scorii, lapili, bombe vulcanice, piatra ponce) cea mai mare importanţă o prezintă scurgerile de lave.
5.2.1. Produsele activităţii vulcanice
Efuziunile împrăştie la suprafaţă o gamă variată de materiale, numite produse vulcanice. Ponderea unui anumit fel de material vulcanic este determinată, în general, de tipurile de erupţie. Produsele vulcanice atestă stadiul şi caracterul activităţii unui vulcan şi sunt următoarele: curgerile de lavă, proiecţiile solide şi proiecţiile gazoase, gheizerii, izvoarele fierbinţi.
(i) Curgerile de lavă sunt topituri magmatice ajunse la suprafaţă. Aceste topituri de silicaţi au temperaturi de peste 1200°C, fluiditatea fiind determinată de compoziţia chimică. Din acest punct de vedere se deosebesc lave bazice şi lave acide.
• Lavele bazice au un conţinut mic de bioxid de siliciu (40 - 50%), sunt fluide şi curg sub formă de torenţi ori pânze putând atinge viteze de câţiva km pe oră. Erupţiile sunt liniştite, iar lavele ajung la distanţe mari de locul de emisie dând naştere la conuri larg boltite (conuri scut), platouri întinse etc.
• Lavele acide, bogate în siliciu (peste 70%) şi gaze, sunt vâscoase, se deplasează încet solidificându-se în apropierea punctului de erupţie, uneori chiar în interiorul coşului vulcanic. Ele sunt proprii vulcanilor cu activitate explosivă şi contribuie la apariţia unor conuri mai proeminente, emisiile de lavă asociindu-se şi cu alte produse vulcanice.
• În regiunile de orogen lavele consolidate sunt reprezentate, în principal, prin andezite; în regiunile cratonizate predomină bazaltele, iar în domeniul oceanic caracterele bazice sunt şi mai accentuate.
(ii) Proiecţiile solide cunoscute şi sub numele de piroclastite se compun din cenuşă, scorii etc. Cenuşa vulcanică reprezintă materialul pulverulent până la nisipos expulzat în atmosferă la înălţimi de sute şi mii de metri. Ea este depusă la distanţe foarte mari de locul erupţiei. Piatra ponce provine din lava incadescentă smulsă din craterul vulcanic şi răcită în atmosferă. Are o porozitate foarte mare. Scoriile (zgura) prezintă un aspect vacuolar. Lapiliile sunt materiale mici (2 mm-2 cm) rupte din lavă deja consolidată. Bombele vulcanice sunt bucăţi mai mari smulse din lava topită ce se răceşte în atmosferă şi care, din cauza roteţiei helicoidale, capătă aspecte fusiforme.
(iii) Proiecţiile gazoaze sunt formate din vapori de apă, bioxid de carbon, oxid de carbon, azotat, hidrogen, hidrogen sulfurat, acid clorhidric, etc. în funcţie de procentaj, ansamblul gazelor degajate pot fi împărţite în: fumarole, solfatare, mofete.
(iv) Gheizerii sunt izvoare tâşnitoare, fierbinţi şi intermitente, cunoscuţi în parcul Yellowstone din SUA, în insula nordică a Noii Zeelande şi în Kamceatka. Formarea gheizerilor este pusă pe seama apelor vadoase, infiltrate pe fisuri până la anumite adâncimi unde sunt încălzite până la fierbere de către căldura de origine vulcanică. Când presiunea de la baza fisurii depăşeşte presiunea exercitată de coloana de apă de deasupra, aceasta este expulzată cu mare putere către suprafaţă. Apa gheizerilor formează un precipitat de silice hidratată, cunoscut sub numele de gheizerit.
(v) Izvoarele fierbinţi reprezintă ultimul stadiu al degajării de căldură de către magma din adâncime, care mai emană încă gaze şi vapori de apă supraîncălziţi. În drumul lor, vaporii de apă se răcesc (ape juvenile) şi ies la suprafaţă ca izvoare termale. Migrând către suprafaţă, apa juvenilă întâlneşte şi pânză de apă vadoasă, pe care le încălzeşte şi le readuce la zi. În ascensiunea lor, apele supraîncălzite dizolvă siliciul din rocile înconjurătoare, îl transportă sub formă de bioxid de siliciu şi îl depun, în parte, la gura izvorului – precipitat denumit travertin. Apar cruste minerale, cu trepte de opal sau calcedonie, peste care apele izvorului formează mici cascade.
5.2.2. TIPURI DE ERUPŢII
Există mai multe criterii de clasificare a tipurilor de erupţii sau vulcani:
1. În funcţie de modul de apariţie la suprafaţă a produselor vulcanice avem: erupţii centrale; erupţii liniare; erupţii areale sau în suprafaţă.
• erupţiile centrale. Eliberarea produselor vulcanice se realizează la intersecţia unor linii de falii, pe un singur coş sau pe un coş principal, în jurul căruia pot fi grupate câteva coşuri secundare (adventive)
• erupţiile liniare. Revărsarea lavei se face de-a lungul unor falii sau fracturi. ex.- linia Laky din Islanda -25 km; Tarawera – Noua Zeelandă – 14,5 km etc.
• erupţiile areale. Se produc pe o reţea complicată de fracturi, răspândite pe o suprafaţă vastă. Ex.: Podişul Columbiei - Parcul Yellowstone (10 000 km2), Podişul Deccan (600 000 km2 – 3000 m grosime), Siberia centrală (erupţiile areale permiene din Siberia sunt considerate cele mai mari fenomene efusive care au avut loc pe Terra - cca. 3 mil. km3 de lavă, întinse pe cca. 2 mil. Km2!), Etiopia, Patagonia, Groenlanda –Scoţia. În aceste zone pot să apară aşa-numitele trapp-uri – pânze de lave bazaltice suprapuse, pe seama cărora se formează platouri în trepte.
2. În funcţie de modul de desfăşurare (sau după tipul de lavă) erupţiile pot fi clasificate în: (i) erupţii liniştite (lave bazice – în care sunt separate : tipul islandic şi tipul hawaian) şi (ii) erupţii explozive (cu lave acide – din care fac parte: tipul strombolian, tipul vulcanian sau vezuvian, tipul peleean, tipul bandai san sau krakatau şi tipul maare); (iii) erupţii submarine.
5.2.2.1. ERUPŢII LINIŞTITE SAU VULCANII CU ERUPŢIE LINIŞTITĂ
(i) tipul islandic, caracterizează vulcanii cu erupţii liniştite de lave bazice, foarte fluide, ce se revarsă în lungul unor fracturi ale scoarţei. Deşi lavele curg sub formă de torenţi sau pânze ce înaintează, uneori, zeci de km, din loc în loc se formează conuri mici ale căror altitudini rar depăşesc 100 - 150 m (de exemplu, în urma erupţiei fisurale din 1783 -1784, pe lângă întinsele curgeri bazaltice, în lungul liniei Laky, de cca 25 km, s-au format peste 100 conuri mici de cenuşă şi zgură). Activitatea este aproape permanentă. Lava, după ce umple craterul, dând adevărate lacuri incadescente, se revarsă şi curge pe mari distanţe sub formă de torenţi sau pânze. In Islanda astfel de torenţi au lungimi de peste 25 km.
(ii) hawaian se caracterizează tot prin revărsări bogate şi liniştite de lave foarte bazice care provin însă dintr-un crater central şi acoperă suprafeţe imense. În acest caz craterul are forma unei căldări, cu pereţii verticali sau în trepte şi cu lărgimi ce depăşesc 20-30 km (“lac de lavă”). In jurul său prin acumularea îndelungată de lave, ia naştere o cupolă masivă, uriaşă, cu pante de 5-10º care justifică numele de vulcan-scut. Principalul vulcan în activitate din insula Hawai este Mauna Loa, cu o înălţime de 4162 m şi cu un diametru de 100 km la nivelul ţărmului, se continuă şi sub nivelul Oceanului Pacific. Altitudinea sa totală este de cca 9000 m, putând fi considerat cel mai înalt munte de pe glob.
5.2.2.2. ERUPŢII EXPLOZIVE SAU VULCANII CU ERUPŢIE EXPLOZIVĂ
(i) tipul strombolian sau stratovulcanii, se caracterizează prin erupţii explozive, ritmice, de lave bazice obişnuite, dar şi acide, cu multe gaze, cu proiecţii de bombe şi scorii, însă cu puţină cenuşă. Astfel, în jurul craterului se formază conuri proeminente constituite din alternanţe de lave şi pături de sfărâmături grosiere (de unde denumirea de stratovulcani, cu înclinări de 30-40°. Reprezentativ este vulcanul Stromboli (926 m) din insulele Lipari care, datorită erupţiilor sale vizibile de la mari distanţe (100-150 km), cunoscute încă din antichitate, a fost supranumit “Farul Mediteranei”. Alţi vulcani de acest tip se găsesc în Kamceatka, Mexic (Paricutin), El Salvador (Izalco). De fapt, sunt vulcanii cei mai răspândiţi de pe glob. I. Atanasiu (1945) era de părere că astfel de erupţii au existat în miocen şi la noi, în zona Munţilor Călimani.
(ii) tipul vulcanian (vezuvian) prezintă erupţii violente, însoţite sau precedate de cutremure. Din crater se înalţă coloane de gaze şi cenuşă ce capătă aspect umbeliform (pâlnii vulcanice). Lavele acide, vâscoase se pot consolida pe coş, formând dopuri care explică exploziile puternice şi cantităţile mari de materiale piroclastice din structura conurilor. Tipic este Vulcano din insulele Lipari, dar şi Vezuviu (1279 m) - în anul 79 e.n. a îngropat oraşele Pompei, Stabiae, Herculanum. Erupţiile şi acumulările de lavă, prăbuşirile şi lărgirile craterelor simpe ale multor vulcani fac ca în locul acestor cratere să apară nişte veritabile depresiuni numite caldeire. Ele se pot forma printr-o simplă manifestare (caldeiră monogenă) sau prin asocierea mai multer puncte de erupţie (caldeiră poligenă). Succesiunea unor erupţii poate da naştere la mici conuri noi, dispuse în imediata apropiere a craterului, formând astfel o caldeiră inelară, aşa cum este cazul la Vezuviu, unde între marginea caldeirei (Monte Soma) şi conul nou (Monte Nuovo) s-a schiţat un culoar numit “Atrio del Cavallo”. În această categorie este inclus deseori şi tipul plinian, caracterizat prin erupţii paroximale de lavă acidă, mari cantităţi de cenuşă, însoţite de colapsul caldeirelor (calderelor).
(iii) tipul peleean, se caracterizează prin marea vâscozitate a lavelor acide emise. Se răcesc chiar în crater, dând domuri de lavă ce astupă ca un dop coşul care sunt împinse spre suprafaţă de presiunea gazelor, până ce apare sub forma unui dom sau ac vulcanic. Presiunea gazelor acumulate determină explozii violente, cu proiecţii laterale de nori arzători. Curgerile de lavă sunt foarte reduse. O astfel de erupţie a fost înregistrată în insula Martinica la vulcanul Mont Pelée (1597 m) în 1902;
(iv) tipul Bandai san ( Krakatau sau vulcani cu sfărâmături) are ca reprezentant principal vulcanul Bandai din insula Honshu. Lava foarte vâscoasă, acidă şi bogată în gaze, se întăreşte înainte de a ajunge la gura coşului, determinând explozii puternice care, uneori, aruncă în aer o mare parte a conului vulcanic sau chiar întregul edificiu - după unele păreri hidroexplozii. Are ca reprezentant principal vulcanul Krakatau localizat între Java şi Sumatra a cărei erupţie în 1883 s-a resimţit pe tot globul. Particulele fine de cenuşă şi praf au fost ridicate până la 70 km şi au înconjurat Pământul, iar în locul insulei, cu o înălţime de 800 m s-a format o groapă enormă cu adâncimi de 360 m sub nivelul mării. Cea mai mare parte din insulă a fost aruncată în aer. Zgomotul produs de explozie s-a auzit la 3400 km distanţă.
(v) vulcanii de tip maare se manifestă prin explozii scurte, provocate de decomprimarea gazelor provenite din topituri magmatice şi acumulate în părţile superioare ale scoarţei. Proiecţiile constituite exclusiv din sfărâmături, fără lavă şi cenuşă, contribuie la formarea unor diatreme (canale de străpungere umplute cu sfărâmături) şi a unor cratere sub formă de pâlnii, ocupate ulterior de lacuri, fără conuri vulcanice. Cele mai vechi maare sunt cele din zona Eiffel (Germania).
(vi) erupţii submarine sunt prezente în lungul marilor rifturi. Se caracterizează prin lave bazice ce generează importante curgeri submarine.
5.3. Relieful vulcanic
5.3.1. Aparatul vulcanic
Materialele expulzate prin erupţii se depun în jurul punctului de emisie, constituind un aparat vulcanic, alcătuit din următoarele elemente: coş, crater şi con. Coşul vulcanic reprezintă canalul de evacuare a materialelor expulzate. Craterul reprezintă prelungirea externă, lărgită a coşului. Conul vulcanic este edificiul propriu-zis, privit mai ales sub aspectul său exterior. Reprezintă o formă de acumulare a cărei morfologie depinde iniţial de tipul activităţii vulcanice, iar apoi de evoluţia subaeriană a eroziunii.. Calderele sunt structuri vulcanice impresionante reprezentând vechi cratere în interiorul cărora s-au format noi conuri vulcanice cu cratere mai mici. Are diametre cuprinse între 1 – 250 km. Acestea sunt de trei tipuri: de explozie – rezultă prin aruncarea în aer a unei părţi din con – Bandai San, Crater Lake; de prăbuşire – Mauna Loa; de eroziune – Harghita-Gurghiu-Călimani.
5.3.2. Modelarea externă a aparatelor vulcanice
O dată cu stingerea vulcanului, procesele de eroziune devin predominante, ele fiind dirijate de sistemul pantelor caracteristice vulcanilor (convergente şi divergente) şi de structura lor iniţială.
Primele cursuri de apă se instalează pe şanţurile iniţiale generate de către lahare (torenţii de noroi vulcanic) şi avalanşele uscate. Apare o reţea hidrografică radiară divergentă pe con şi alta radiară convergentă pe crater (fig.5.4.).
La baza conului, râurile sunt colecate de o reţea inelară, iar în crater se formează lacul de crater. Văile adânci care fragmentează radiar conul se numesc barrancos (denumire folosită în insulele Azore). Interfluviile de formă triunghiulară care urcă în pantă crescândă către vârful conului sunt numite planeze. In partea superioară, după o evoluţie îndelungată ele se transformă în creste. Prin eroziune regresivă, barrancosurile pătrund în interiorul craterului şi drenează lacul.
Accentuarea generală a eroziunii duce la îndepărtarea rapidă a rocilor mai moi. Rezistă până la urmă numai coşurile şi filoanele vulcanice, formate din lavă dură, care sunt puse în evidenţă prin eroziunea diferenţială. Astfel, vechile forme negative (coşuri, crăpături) se transformă în forme pozitive; se produc inversiuni de relief, materializate prin: neck-uri, dyke-uri şi sill-uri.
Fig. 5.5. A. Reţea hidrografică pe un con vulcanic; B. Fragmentarea unui con vulcanic prin barrancosuri şi planeze (Posea et al., 1976).
5.3.3. Evoluţia generală a reliefului vulcanic
Modelarea subaeriană a reliefului creat de activitatea vulcanică, ca şi toate celelalte procese şi forme de relief, poartă şi ele pecetea factorului timp. În această ordine de idei se poate considera că şi relieful vulcanic are un ciclu de modelare descendentă.
Faza de tinereţe a acestuia se caracterizează printr-o bună conservare a morfologiei constructive: conuri proeminente şi cratere neştirbite, adesea cu lacuri, cum este Ciumatu Mare (1294 m) cu Lacul Sf. Ana, la care se adaugă numeroase barrancos-uri.
Faza de maturitate este definită de cratere parţial distruse şi transformate în bazine de recepţie ale unor artere hidrografice şi prin planeze, mai dezvoltate către baza conurilor vulcanice, continuate de culmi relativ înguste spre partea superioară. Aşa este cazul Masivului Călimani al cărui crater, mult lărgit prin procese denudative, este ocupat de bazinul superior al râului Neagra Şarului, apoi, al Munţilor Gurghiului cu mai multe cratere ştirbite, ca cel de lângă vârful Saca (1776 m) drenat de pârâul Secuiului, precum şi al Munţilor Harghita.
Faza de bătrâneţe este reprezentată prin distrugerea accentuată a conurilor vulcanice şi apariţia unor inversiuni de relief de tipul neck-urilor şi dyke-urilor, ori al unor mici platouri de tip sill cum sunt cele din cuprinsul munţilor Oaş, Gutâi, Ţibleş, Bârgău sau Detunatele din Munţii Apuseni etc. În felul acesta se poate ajunge la distrugerea totală a aparatelor vulcanice, în urma cărora poate rămâne doar o reţea hidrografică radiar-divergentă, colectată adesea de râurile care au marcat periferia fostelor conuri.
5.4. Răspândirea vulcanilor pe glob
Este condiţionată de procesele care au loc în zonele de expansiune şi în cele de subducţie de la marginea plăcilor principale ale scoarţei terestre ori de prezenţa unor puncte fierbinţi din diferite regiuni ale globului. Astfel, există trei mari zone de răspândire a vulcanilor: (i) Vulcanismul din lungul dorsalelor medio-oceanice; (ii) Vulcanismul zonelor de subducţie; (iii) Vulcanismul punctelor fierbinţi (hot-spot).
(i) Vulcanismul din lungul dorsalelor medio-oceanice este generat de magmele bazaltice din mantaua superioară, antrenate spre suprafaţă de curenţii subcrustali de convecţie. În această categorie se înscriu vulcanii din insula Jan Mayen (cel mai nordic din lume) situat in Marea Groenlandei la 71° lat. nordică, apoi Islanda, cu cca 100 vulcani, arhipelagul Azore (cel mai important Pico Alto, 2600 m); insula Ascension; Sf. Elena (vulcanul Diana Peak al cărui con se ridică de la 4000 m - deasupra apei doar 853 m); Tristan da Cuhna, s.a..
În lungul zonelor de acreţie din Oceanul Indian sunt mai puţin vulcani, deoarece mare parte a acestor dorsale nu au rifturi. Aici stratovulcanii sunt tipici şi ei se dezvoltă, probabil, pe seama unor conuri scut mai vechi (în ins. Reunion, ins. Mauritius). Dorsala arabo-indiană (Carlsberg) este lipsită de manifestări vulcanice. Acestea apar însă în continuarea sa, respectiv în regiunea Golfului Aden - Marea Roşie şi sunt asociate tot zonei de expansiune. În partea vestică a Oceanului Indian, pe continent, se dezvoltă marele rift african (între ţărmul estic din dreptul ins. Madagascar şi M. Roşie, pe o lungime de 6500 km). Aici se pot distinge mai mulţi vulcani între care: Mt Rungwe (3175 m); gruparea din vecinătatea lacurilor Kiwu, Edward şi Albert, între care numai masivul Virunga are 8 conuri mari; în Depresiunea Afar apar aparate vulcanice active de tip central-scut. O altă grupare cu vulcani stinşi este situată pe o ramificaţie a riftului are drept reprezentant principal Kilimanjaro (cu trei conuri concentrice).
(ii) Vulcanismul zonelor de subducţie are cea mai largă răspândire pe glob, concentrând cca 350 vulcani activi (62%) dintre care 2/3 formează “cercul de foc al Pacificului”. Vulcanii se aliniază atât pe marginea continentelor, cât şi în arcurile insulare, au erupţii de lave andezitice şi dacitice, cenuşe, gaze, piroclastite, uneori foarte violente asociate cu mare seismicitate. Astfel, în lungul ţărmurilor estice ale Asiei vulcanismul foarte activ este prezent începând din pen. Kamceatka cu peste 40 vulcani importanţi, cărora li se asociază peste 100 de gheizere şi izvoare fierbinţi. Reprezentativ este vulcanul Kliucev (4750 m). Mai spre sud în insulele Kurile sunt vreo 50 de vulcani activi, apoi în Japonia unde sunt peste 30 vulcani cu activitate actuală şi peste 40 cu activitate recentă. Ex. vulcanul andezitic Bandai - san (1819) care a erupt violent în 1888 după o linişte de 1000 ani; muntele sfânt Fujiyama (3776 m) şi Aso-san (1592 m) cu o caldeiră a cărei cirmuferinţă are 114 km. Vulcanismul se continuă în insula Taiwan, insulele Filipine, nordul Australiei. Din nordul Australiei se schiţează două aliniamente de convergenţă a unor microplăci. Unul care străbate fosa de la nord de Noua Guinee, arh. Noile Hebride şi ajunge până în Noua Zeelandă. Un al doilea ram se continuă în insulele indoneziene (cu binecunoscuţii vulcani Tambora, 2851 m - ins. Sumbawa, Agung, 3142 m - ins. Bali, insula Djava cu 100 de vulcani, din care 30 activi, Krakatau cu cea mai puternică erupţie din timpurile istorice), şi care pătrunde, de fapt, în Oceanul Indian..
În nordul Oceanului Pacific, arcul de foc se continuă spre est în ins. Aleutine. Vulcanismul, apoi, este o caracteristică esenţială a Munţilor Cordilieri şi Anzi din lungul ţărmurilor vestice ale Americii. Între cei mai cunoscuţi sunt vulcanii din Alaska (Wranghel, 4268 m); în partea central-vestică a Americii de Nord, în lungul Munţilor Cascadelor se aliniază cca 15 vulcani activi (Baker, Rainer, Mt. St. Helens - cu erupţia din 1980); în Mexic şi America centrală, în vecinătatea ţărmului oceanic se concentrează cca 100 de vulcani de mari dimensiuni, din care 40 în plină activitate, cu aparate de tip stratovulcanic. Astfel, în Mexic se găseşte Popocateptl, 5452 m, Pico de Orizaba, 5747 m, Ixtacci Kuat, 5326 m. Un caz aparte este Paricutin (2771 m) cu o dezvoltare spectaculoasă - a apărut în 1945 într-un lan de porumb, îngropând treptat sub cenuşe, lave şi piroclastice mii de hectare, conul înălţându-se în primul an cu 450 m. Apoi se pot enumera vulcanii din Guatemala (10 activi), Salvador, Nicaragua (40 de vulcani), Costa Rica, Panama.
În America de Sud se găsesc cei mai mulţi vulcani cu înăţimi de 5000 - 6000 m. Astfel, în Columbia sunt 7 vulcani activi (Tolima - 5215 m, Huila - 5750 m); în Ecuador 9 vulcani activi (Cotopaxi - 5897 m, Chimborazo - 6272 m); în Peru sunt patru vulcani activi (El Misti - 5821 m); Bolivia; în Chile se găsesc 26 de vulcani activi importanţi: Lluiiaillaco (6723 m), Acongagua - 6959 m - cel mai înalt vârf vulcanic din lume, Tupungato - 6800 m, Maipo - 5323 m, Ojos del Salado – 6887 - 6893 m – cel mai înalt vulcan activ de pe glob etc.
O altă zonă de subducţie însoţită de fose oceanice adânci şi totodată de vulcanism se află în partea central-vestică a Atlanticului, respectiv, în arcurile insulare ale Antilelor ce închid Marea Caraibilor. Dintre cei 9 vulcani activi de aici mai cunoscuţi sunt Mt. Pellée - din ins. Martinica, cu erupţia catastrofală din 1902; Grande Soufrière - din Guadelupa; La Soufrière - din ins. St. Vincent
Un loc apartea îl ocupă provincia vulcanică din Europa Meridională şi Asia de sud vest, deosebit de complicată din punct de vedere al structurii litosferei. Pe lângă contactul unor plăci tectonice majore (africană, arabică, euroasiatică), aici se întâlnesc şi numeroase microplăci cu diverse mişcări de translaţie şi rotire. Aici se găsesc vulcanii Vezuviu (1279 m), Etna (3340 m), Stromboli şi Vulcano. Spre est se găsesc vulcanii stinşi Ararat (5165 m) în Podişul Anatoliei, Elbrus (5633 m) în Caucaz, Demavent în Iran.
Tot unor procese de paleosubducţie se datoreşte şi formarea lanţului vulcanic ce se desfăşoară pe cca 300 km în partea vestică a Carpaţilor Orientali.
(iii) Vulcanismul zonelor fierbinţi (hot spot-uri). Multe grupări vulcanice sunt departe de zonele de expansiune şi de aceea s-a încercat explicarea lor prin prezenţa unor zone fierbinţi. Aşa este cazul vulcanismului din unele insule atlantice (Canare, Capului Verde), din Oceanul Indian (Comore, Mascarene, Kerguelen), din Oceanul Pacific (Hawai, Touamotou, Samoa), precum şi al unor vulcani de pe uscat (Camerun - din vestul Africii, Eifel din Europa) etc.
Din totalitatea proiecţiilor gazoase (fumarole, solfatare, mofete, nori arzători), a celor sub formă de izvoare fierbinţi şi gheizeri, ori sub formă solidă (cenuşe, scorii, lapili, bombe vulcanice, piatra ponce) cea mai mare importanţă o prezintă scurgerile de lave.
5.2.1. Produsele activităţii vulcanice
Efuziunile împrăştie la suprafaţă o gamă variată de materiale, numite produse vulcanice. Ponderea unui anumit fel de material vulcanic este determinată, în general, de tipurile de erupţie. Produsele vulcanice atestă stadiul şi caracterul activităţii unui vulcan şi sunt următoarele: curgerile de lavă, proiecţiile solide şi proiecţiile gazoase, gheizerii, izvoarele fierbinţi.
(i) Curgerile de lavă sunt topituri magmatice ajunse la suprafaţă. Aceste topituri de silicaţi au temperaturi de peste 1200°C, fluiditatea fiind determinată de compoziţia chimică. Din acest punct de vedere se deosebesc lave bazice şi lave acide.
• Lavele bazice au un conţinut mic de bioxid de siliciu (40 - 50%), sunt fluide şi curg sub formă de torenţi ori pânze putând atinge viteze de câţiva km pe oră. Erupţiile sunt liniştite, iar lavele ajung la distanţe mari de locul de emisie dând naştere la conuri larg boltite (conuri scut), platouri întinse etc.
• Lavele acide, bogate în siliciu (peste 70%) şi gaze, sunt vâscoase, se deplasează încet solidificându-se în apropierea punctului de erupţie, uneori chiar în interiorul coşului vulcanic. Ele sunt proprii vulcanilor cu activitate explosivă şi contribuie la apariţia unor conuri mai proeminente, emisiile de lavă asociindu-se şi cu alte produse vulcanice.
• În regiunile de orogen lavele consolidate sunt reprezentate, în principal, prin andezite; în regiunile cratonizate predomină bazaltele, iar în domeniul oceanic caracterele bazice sunt şi mai accentuate.
(ii) Proiecţiile solide cunoscute şi sub numele de piroclastite se compun din cenuşă, scorii etc. Cenuşa vulcanică reprezintă materialul pulverulent până la nisipos expulzat în atmosferă la înălţimi de sute şi mii de metri. Ea este depusă la distanţe foarte mari de locul erupţiei. Piatra ponce provine din lava incadescentă smulsă din craterul vulcanic şi răcită în atmosferă. Are o porozitate foarte mare. Scoriile (zgura) prezintă un aspect vacuolar. Lapiliile sunt materiale mici (2 mm-2 cm) rupte din lavă deja consolidată. Bombele vulcanice sunt bucăţi mai mari smulse din lava topită ce se răceşte în atmosferă şi care, din cauza roteţiei helicoidale, capătă aspecte fusiforme.
(iii) Proiecţiile gazoaze sunt formate din vapori de apă, bioxid de carbon, oxid de carbon, azotat, hidrogen, hidrogen sulfurat, acid clorhidric, etc. în funcţie de procentaj, ansamblul gazelor degajate pot fi împărţite în: fumarole, solfatare, mofete.
(iv) Gheizerii sunt izvoare tâşnitoare, fierbinţi şi intermitente, cunoscuţi în parcul Yellowstone din SUA, în insula nordică a Noii Zeelande şi în Kamceatka. Formarea gheizerilor este pusă pe seama apelor vadoase, infiltrate pe fisuri până la anumite adâncimi unde sunt încălzite până la fierbere de către căldura de origine vulcanică. Când presiunea de la baza fisurii depăşeşte presiunea exercitată de coloana de apă de deasupra, aceasta este expulzată cu mare putere către suprafaţă. Apa gheizerilor formează un precipitat de silice hidratată, cunoscut sub numele de gheizerit.
(v) Izvoarele fierbinţi reprezintă ultimul stadiu al degajării de căldură de către magma din adâncime, care mai emană încă gaze şi vapori de apă supraîncălziţi. În drumul lor, vaporii de apă se răcesc (ape juvenile) şi ies la suprafaţă ca izvoare termale. Migrând către suprafaţă, apa juvenilă întâlneşte şi pânză de apă vadoasă, pe care le încălzeşte şi le readuce la zi. În ascensiunea lor, apele supraîncălzite dizolvă siliciul din rocile înconjurătoare, îl transportă sub formă de bioxid de siliciu şi îl depun, în parte, la gura izvorului – precipitat denumit travertin. Apar cruste minerale, cu trepte de opal sau calcedonie, peste care apele izvorului formează mici cascade.
5.2.2. TIPURI DE ERUPŢII
Există mai multe criterii de clasificare a tipurilor de erupţii sau vulcani:
1. În funcţie de modul de apariţie la suprafaţă a produselor vulcanice avem: erupţii centrale; erupţii liniare; erupţii areale sau în suprafaţă.
• erupţiile centrale. Eliberarea produselor vulcanice se realizează la intersecţia unor linii de falii, pe un singur coş sau pe un coş principal, în jurul căruia pot fi grupate câteva coşuri secundare (adventive)
• erupţiile liniare. Revărsarea lavei se face de-a lungul unor falii sau fracturi. ex.- linia Laky din Islanda -25 km; Tarawera – Noua Zeelandă – 14,5 km etc.
• erupţiile areale. Se produc pe o reţea complicată de fracturi, răspândite pe o suprafaţă vastă. Ex.: Podişul Columbiei - Parcul Yellowstone (10 000 km2), Podişul Deccan (600 000 km2 – 3000 m grosime), Siberia centrală (erupţiile areale permiene din Siberia sunt considerate cele mai mari fenomene efusive care au avut loc pe Terra - cca. 3 mil. km3 de lavă, întinse pe cca. 2 mil. Km2!), Etiopia, Patagonia, Groenlanda –Scoţia. În aceste zone pot să apară aşa-numitele trapp-uri – pânze de lave bazaltice suprapuse, pe seama cărora se formează platouri în trepte.
2. În funcţie de modul de desfăşurare (sau după tipul de lavă) erupţiile pot fi clasificate în: (i) erupţii liniştite (lave bazice – în care sunt separate : tipul islandic şi tipul hawaian) şi (ii) erupţii explozive (cu lave acide – din care fac parte: tipul strombolian, tipul vulcanian sau vezuvian, tipul peleean, tipul bandai san sau krakatau şi tipul maare); (iii) erupţii submarine.
5.2.2.1. ERUPŢII LINIŞTITE SAU VULCANII CU ERUPŢIE LINIŞTITĂ
(i) tipul islandic, caracterizează vulcanii cu erupţii liniştite de lave bazice, foarte fluide, ce se revarsă în lungul unor fracturi ale scoarţei. Deşi lavele curg sub formă de torenţi sau pânze ce înaintează, uneori, zeci de km, din loc în loc se formează conuri mici ale căror altitudini rar depăşesc 100 - 150 m (de exemplu, în urma erupţiei fisurale din 1783 -1784, pe lângă întinsele curgeri bazaltice, în lungul liniei Laky, de cca 25 km, s-au format peste 100 conuri mici de cenuşă şi zgură). Activitatea este aproape permanentă. Lava, după ce umple craterul, dând adevărate lacuri incadescente, se revarsă şi curge pe mari distanţe sub formă de torenţi sau pânze. In Islanda astfel de torenţi au lungimi de peste 25 km.
(ii) hawaian se caracterizează tot prin revărsări bogate şi liniştite de lave foarte bazice care provin însă dintr-un crater central şi acoperă suprafeţe imense. În acest caz craterul are forma unei căldări, cu pereţii verticali sau în trepte şi cu lărgimi ce depăşesc 20-30 km (“lac de lavă”). In jurul său prin acumularea îndelungată de lave, ia naştere o cupolă masivă, uriaşă, cu pante de 5-10º care justifică numele de vulcan-scut. Principalul vulcan în activitate din insula Hawai este Mauna Loa, cu o înălţime de 4162 m şi cu un diametru de 100 km la nivelul ţărmului, se continuă şi sub nivelul Oceanului Pacific. Altitudinea sa totală este de cca 9000 m, putând fi considerat cel mai înalt munte de pe glob.
5.2.2.2. ERUPŢII EXPLOZIVE SAU VULCANII CU ERUPŢIE EXPLOZIVĂ
(i) tipul strombolian sau stratovulcanii, se caracterizează prin erupţii explozive, ritmice, de lave bazice obişnuite, dar şi acide, cu multe gaze, cu proiecţii de bombe şi scorii, însă cu puţină cenuşă. Astfel, în jurul craterului se formază conuri proeminente constituite din alternanţe de lave şi pături de sfărâmături grosiere (de unde denumirea de stratovulcani, cu înclinări de 30-40°. Reprezentativ este vulcanul Stromboli (926 m) din insulele Lipari care, datorită erupţiilor sale vizibile de la mari distanţe (100-150 km), cunoscute încă din antichitate, a fost supranumit “Farul Mediteranei”. Alţi vulcani de acest tip se găsesc în Kamceatka, Mexic (Paricutin), El Salvador (Izalco). De fapt, sunt vulcanii cei mai răspândiţi de pe glob. I. Atanasiu (1945) era de părere că astfel de erupţii au existat în miocen şi la noi, în zona Munţilor Călimani.
(ii) tipul vulcanian (vezuvian) prezintă erupţii violente, însoţite sau precedate de cutremure. Din crater se înalţă coloane de gaze şi cenuşă ce capătă aspect umbeliform (pâlnii vulcanice). Lavele acide, vâscoase se pot consolida pe coş, formând dopuri care explică exploziile puternice şi cantităţile mari de materiale piroclastice din structura conurilor. Tipic este Vulcano din insulele Lipari, dar şi Vezuviu (1279 m) - în anul 79 e.n. a îngropat oraşele Pompei, Stabiae, Herculanum. Erupţiile şi acumulările de lavă, prăbuşirile şi lărgirile craterelor simpe ale multor vulcani fac ca în locul acestor cratere să apară nişte veritabile depresiuni numite caldeire. Ele se pot forma printr-o simplă manifestare (caldeiră monogenă) sau prin asocierea mai multer puncte de erupţie (caldeiră poligenă). Succesiunea unor erupţii poate da naştere la mici conuri noi, dispuse în imediata apropiere a craterului, formând astfel o caldeiră inelară, aşa cum este cazul la Vezuviu, unde între marginea caldeirei (Monte Soma) şi conul nou (Monte Nuovo) s-a schiţat un culoar numit “Atrio del Cavallo”. În această categorie este inclus deseori şi tipul plinian, caracterizat prin erupţii paroximale de lavă acidă, mari cantităţi de cenuşă, însoţite de colapsul caldeirelor (calderelor).
(iii) tipul peleean, se caracterizează prin marea vâscozitate a lavelor acide emise. Se răcesc chiar în crater, dând domuri de lavă ce astupă ca un dop coşul care sunt împinse spre suprafaţă de presiunea gazelor, până ce apare sub forma unui dom sau ac vulcanic. Presiunea gazelor acumulate determină explozii violente, cu proiecţii laterale de nori arzători. Curgerile de lavă sunt foarte reduse. O astfel de erupţie a fost înregistrată în insula Martinica la vulcanul Mont Pelée (1597 m) în 1902;
(iv) tipul Bandai san ( Krakatau sau vulcani cu sfărâmături) are ca reprezentant principal vulcanul Bandai din insula Honshu. Lava foarte vâscoasă, acidă şi bogată în gaze, se întăreşte înainte de a ajunge la gura coşului, determinând explozii puternice care, uneori, aruncă în aer o mare parte a conului vulcanic sau chiar întregul edificiu - după unele păreri hidroexplozii. Are ca reprezentant principal vulcanul Krakatau localizat între Java şi Sumatra a cărei erupţie în 1883 s-a resimţit pe tot globul. Particulele fine de cenuşă şi praf au fost ridicate până la 70 km şi au înconjurat Pământul, iar în locul insulei, cu o înălţime de 800 m s-a format o groapă enormă cu adâncimi de 360 m sub nivelul mării. Cea mai mare parte din insulă a fost aruncată în aer. Zgomotul produs de explozie s-a auzit la 3400 km distanţă.
(v) vulcanii de tip maare se manifestă prin explozii scurte, provocate de decomprimarea gazelor provenite din topituri magmatice şi acumulate în părţile superioare ale scoarţei. Proiecţiile constituite exclusiv din sfărâmături, fără lavă şi cenuşă, contribuie la formarea unor diatreme (canale de străpungere umplute cu sfărâmături) şi a unor cratere sub formă de pâlnii, ocupate ulterior de lacuri, fără conuri vulcanice. Cele mai vechi maare sunt cele din zona Eiffel (Germania).
(vi) erupţii submarine sunt prezente în lungul marilor rifturi. Se caracterizează prin lave bazice ce generează importante curgeri submarine.
5.3. Relieful vulcanic
5.3.1. Aparatul vulcanic
Materialele expulzate prin erupţii se depun în jurul punctului de emisie, constituind un aparat vulcanic, alcătuit din următoarele elemente: coş, crater şi con. Coşul vulcanic reprezintă canalul de evacuare a materialelor expulzate. Craterul reprezintă prelungirea externă, lărgită a coşului. Conul vulcanic este edificiul propriu-zis, privit mai ales sub aspectul său exterior. Reprezintă o formă de acumulare a cărei morfologie depinde iniţial de tipul activităţii vulcanice, iar apoi de evoluţia subaeriană a eroziunii.. Calderele sunt structuri vulcanice impresionante reprezentând vechi cratere în interiorul cărora s-au format noi conuri vulcanice cu cratere mai mici. Are diametre cuprinse între 1 – 250 km. Acestea sunt de trei tipuri: de explozie – rezultă prin aruncarea în aer a unei părţi din con – Bandai San, Crater Lake; de prăbuşire – Mauna Loa; de eroziune – Harghita-Gurghiu-Călimani.
5.3.2. Modelarea externă a aparatelor vulcanice
O dată cu stingerea vulcanului, procesele de eroziune devin predominante, ele fiind dirijate de sistemul pantelor caracteristice vulcanilor (convergente şi divergente) şi de structura lor iniţială.
Primele cursuri de apă se instalează pe şanţurile iniţiale generate de către lahare (torenţii de noroi vulcanic) şi avalanşele uscate. Apare o reţea hidrografică radiară divergentă pe con şi alta radiară convergentă pe crater (fig.5.4.).
La baza conului, râurile sunt colecate de o reţea inelară, iar în crater se formează lacul de crater. Văile adânci care fragmentează radiar conul se numesc barrancos (denumire folosită în insulele Azore). Interfluviile de formă triunghiulară care urcă în pantă crescândă către vârful conului sunt numite planeze. In partea superioară, după o evoluţie îndelungată ele se transformă în creste. Prin eroziune regresivă, barrancosurile pătrund în interiorul craterului şi drenează lacul.
Accentuarea generală a eroziunii duce la îndepărtarea rapidă a rocilor mai moi. Rezistă până la urmă numai coşurile şi filoanele vulcanice, formate din lavă dură, care sunt puse în evidenţă prin eroziunea diferenţială. Astfel, vechile forme negative (coşuri, crăpături) se transformă în forme pozitive; se produc inversiuni de relief, materializate prin: neck-uri, dyke-uri şi sill-uri.
Fig. 5.5. A. Reţea hidrografică pe un con vulcanic; B. Fragmentarea unui con vulcanic prin barrancosuri şi planeze (Posea et al., 1976).
5.3.3. Evoluţia generală a reliefului vulcanic
Modelarea subaeriană a reliefului creat de activitatea vulcanică, ca şi toate celelalte procese şi forme de relief, poartă şi ele pecetea factorului timp. În această ordine de idei se poate considera că şi relieful vulcanic are un ciclu de modelare descendentă.
Faza de tinereţe a acestuia se caracterizează printr-o bună conservare a morfologiei constructive: conuri proeminente şi cratere neştirbite, adesea cu lacuri, cum este Ciumatu Mare (1294 m) cu Lacul Sf. Ana, la care se adaugă numeroase barrancos-uri.
Faza de maturitate este definită de cratere parţial distruse şi transformate în bazine de recepţie ale unor artere hidrografice şi prin planeze, mai dezvoltate către baza conurilor vulcanice, continuate de culmi relativ înguste spre partea superioară. Aşa este cazul Masivului Călimani al cărui crater, mult lărgit prin procese denudative, este ocupat de bazinul superior al râului Neagra Şarului, apoi, al Munţilor Gurghiului cu mai multe cratere ştirbite, ca cel de lângă vârful Saca (1776 m) drenat de pârâul Secuiului, precum şi al Munţilor Harghita.
Faza de bătrâneţe este reprezentată prin distrugerea accentuată a conurilor vulcanice şi apariţia unor inversiuni de relief de tipul neck-urilor şi dyke-urilor, ori al unor mici platouri de tip sill cum sunt cele din cuprinsul munţilor Oaş, Gutâi, Ţibleş, Bârgău sau Detunatele din Munţii Apuseni etc. În felul acesta se poate ajunge la distrugerea totală a aparatelor vulcanice, în urma cărora poate rămâne doar o reţea hidrografică radiar-divergentă, colectată adesea de râurile care au marcat periferia fostelor conuri.
5.4. Răspândirea vulcanilor pe glob
Este condiţionată de procesele care au loc în zonele de expansiune şi în cele de subducţie de la marginea plăcilor principale ale scoarţei terestre ori de prezenţa unor puncte fierbinţi din diferite regiuni ale globului. Astfel, există trei mari zone de răspândire a vulcanilor: (i) Vulcanismul din lungul dorsalelor medio-oceanice; (ii) Vulcanismul zonelor de subducţie; (iii) Vulcanismul punctelor fierbinţi (hot-spot).
(i) Vulcanismul din lungul dorsalelor medio-oceanice este generat de magmele bazaltice din mantaua superioară, antrenate spre suprafaţă de curenţii subcrustali de convecţie. În această categorie se înscriu vulcanii din insula Jan Mayen (cel mai nordic din lume) situat in Marea Groenlandei la 71° lat. nordică, apoi Islanda, cu cca 100 vulcani, arhipelagul Azore (cel mai important Pico Alto, 2600 m); insula Ascension; Sf. Elena (vulcanul Diana Peak al cărui con se ridică de la 4000 m - deasupra apei doar 853 m); Tristan da Cuhna, s.a..
În lungul zonelor de acreţie din Oceanul Indian sunt mai puţin vulcani, deoarece mare parte a acestor dorsale nu au rifturi. Aici stratovulcanii sunt tipici şi ei se dezvoltă, probabil, pe seama unor conuri scut mai vechi (în ins. Reunion, ins. Mauritius). Dorsala arabo-indiană (Carlsberg) este lipsită de manifestări vulcanice. Acestea apar însă în continuarea sa, respectiv în regiunea Golfului Aden - Marea Roşie şi sunt asociate tot zonei de expansiune. În partea vestică a Oceanului Indian, pe continent, se dezvoltă marele rift african (între ţărmul estic din dreptul ins. Madagascar şi M. Roşie, pe o lungime de 6500 km). Aici se pot distinge mai mulţi vulcani între care: Mt Rungwe (3175 m); gruparea din vecinătatea lacurilor Kiwu, Edward şi Albert, între care numai masivul Virunga are 8 conuri mari; în Depresiunea Afar apar aparate vulcanice active de tip central-scut. O altă grupare cu vulcani stinşi este situată pe o ramificaţie a riftului are drept reprezentant principal Kilimanjaro (cu trei conuri concentrice).
(ii) Vulcanismul zonelor de subducţie are cea mai largă răspândire pe glob, concentrând cca 350 vulcani activi (62%) dintre care 2/3 formează “cercul de foc al Pacificului”. Vulcanii se aliniază atât pe marginea continentelor, cât şi în arcurile insulare, au erupţii de lave andezitice şi dacitice, cenuşe, gaze, piroclastite, uneori foarte violente asociate cu mare seismicitate. Astfel, în lungul ţărmurilor estice ale Asiei vulcanismul foarte activ este prezent începând din pen. Kamceatka cu peste 40 vulcani importanţi, cărora li se asociază peste 100 de gheizere şi izvoare fierbinţi. Reprezentativ este vulcanul Kliucev (4750 m). Mai spre sud în insulele Kurile sunt vreo 50 de vulcani activi, apoi în Japonia unde sunt peste 30 vulcani cu activitate actuală şi peste 40 cu activitate recentă. Ex. vulcanul andezitic Bandai - san (1819) care a erupt violent în 1888 după o linişte de 1000 ani; muntele sfânt Fujiyama (3776 m) şi Aso-san (1592 m) cu o caldeiră a cărei cirmuferinţă are 114 km. Vulcanismul se continuă în insula Taiwan, insulele Filipine, nordul Australiei. Din nordul Australiei se schiţează două aliniamente de convergenţă a unor microplăci. Unul care străbate fosa de la nord de Noua Guinee, arh. Noile Hebride şi ajunge până în Noua Zeelandă. Un al doilea ram se continuă în insulele indoneziene (cu binecunoscuţii vulcani Tambora, 2851 m - ins. Sumbawa, Agung, 3142 m - ins. Bali, insula Djava cu 100 de vulcani, din care 30 activi, Krakatau cu cea mai puternică erupţie din timpurile istorice), şi care pătrunde, de fapt, în Oceanul Indian..
În nordul Oceanului Pacific, arcul de foc se continuă spre est în ins. Aleutine. Vulcanismul, apoi, este o caracteristică esenţială a Munţilor Cordilieri şi Anzi din lungul ţărmurilor vestice ale Americii. Între cei mai cunoscuţi sunt vulcanii din Alaska (Wranghel, 4268 m); în partea central-vestică a Americii de Nord, în lungul Munţilor Cascadelor se aliniază cca 15 vulcani activi (Baker, Rainer, Mt. St. Helens - cu erupţia din 1980); în Mexic şi America centrală, în vecinătatea ţărmului oceanic se concentrează cca 100 de vulcani de mari dimensiuni, din care 40 în plină activitate, cu aparate de tip stratovulcanic. Astfel, în Mexic se găseşte Popocateptl, 5452 m, Pico de Orizaba, 5747 m, Ixtacci Kuat, 5326 m. Un caz aparte este Paricutin (2771 m) cu o dezvoltare spectaculoasă - a apărut în 1945 într-un lan de porumb, îngropând treptat sub cenuşe, lave şi piroclastice mii de hectare, conul înălţându-se în primul an cu 450 m. Apoi se pot enumera vulcanii din Guatemala (10 activi), Salvador, Nicaragua (40 de vulcani), Costa Rica, Panama.
În America de Sud se găsesc cei mai mulţi vulcani cu înăţimi de 5000 - 6000 m. Astfel, în Columbia sunt 7 vulcani activi (Tolima - 5215 m, Huila - 5750 m); în Ecuador 9 vulcani activi (Cotopaxi - 5897 m, Chimborazo - 6272 m); în Peru sunt patru vulcani activi (El Misti - 5821 m); Bolivia; în Chile se găsesc 26 de vulcani activi importanţi: Lluiiaillaco (6723 m), Acongagua - 6959 m - cel mai înalt vârf vulcanic din lume, Tupungato - 6800 m, Maipo - 5323 m, Ojos del Salado – 6887 - 6893 m – cel mai înalt vulcan activ de pe glob etc.
O altă zonă de subducţie însoţită de fose oceanice adânci şi totodată de vulcanism se află în partea central-vestică a Atlanticului, respectiv, în arcurile insulare ale Antilelor ce închid Marea Caraibilor. Dintre cei 9 vulcani activi de aici mai cunoscuţi sunt Mt. Pellée - din ins. Martinica, cu erupţia catastrofală din 1902; Grande Soufrière - din Guadelupa; La Soufrière - din ins. St. Vincent
Un loc apartea îl ocupă provincia vulcanică din Europa Meridională şi Asia de sud vest, deosebit de complicată din punct de vedere al structurii litosferei. Pe lângă contactul unor plăci tectonice majore (africană, arabică, euroasiatică), aici se întâlnesc şi numeroase microplăci cu diverse mişcări de translaţie şi rotire. Aici se găsesc vulcanii Vezuviu (1279 m), Etna (3340 m), Stromboli şi Vulcano. Spre est se găsesc vulcanii stinşi Ararat (5165 m) în Podişul Anatoliei, Elbrus (5633 m) în Caucaz, Demavent în Iran.
Tot unor procese de paleosubducţie se datoreşte şi formarea lanţului vulcanic ce se desfăşoară pe cca 300 km în partea vestică a Carpaţilor Orientali.
(iii) Vulcanismul zonelor fierbinţi (hot spot-uri). Multe grupări vulcanice sunt departe de zonele de expansiune şi de aceea s-a încercat explicarea lor prin prezenţa unor zone fierbinţi. Aşa este cazul vulcanismului din unele insule atlantice (Canare, Capului Verde), din Oceanul Indian (Comore, Mascarene, Kerguelen), din Oceanul Pacific (Hawai, Touamotou, Samoa), precum şi al unor vulcani de pe uscat (Camerun - din vestul Africii, Eifel din Europa) etc.
Curs 4: MORFOTECTONICA
4. ELEMENTE STRUCTURALE ŞI MORFOLOGICE ALE CONTINENTELOR
4.1. Principalele cicluri geotectonice (sau orogenetice)
Actuala scoarţă continentală a luat naştere printr-o suscesiune de cicluri evolutive, cunoscute sub denumirea de ere tectonice. O eră se compune din mai multe etape: litogeneza sau sedimentarea, orogeneza sau cutarea (structogeneza), epirogeneza sau înălţarea şi gliptogeneza sau erodarea (peneplenizarea). În lanţul evolutiv al proceselor, etapele de mai sus se întrepătrund sau pot exista, spre exemplu, într-o etapă tectonică, mai multe faze de cutarea, şi nu una singură. Denumirea etapei se face adesea după orogeneza principală.
4.1.1. Precambrian
În precambrian (care se subdivide în arhaic şi proterozoic) s-au descifrat trei orogeneze ce se păstrează încă distinct în sedimente: laurenţiană, algomiană şi assyntică. Aceste prime ere tectonice au dus la formarea celor mai vechi zone continentale actuale, cunoscute sub denumirea de scuturi. În emisfera sudică a globului, uscatul constituia o mare unitate - Gondwana la care se adaugă şi scutul antarctic. Din Gondwana s-au despărţit mai apoi: scutul brazilian, scutul african împreună cu Arabia şi Madagascar, India peninsulară, scutul australian.
În emisfera nordică s-au format următoarele scuturi: scutul baltic (ocupă astăzi Finlanda şi E peninsulei Scandinave), scutul canadian (ocupă Canada şi parte din Groenlanda), scutul siberian (cuprinde zona dintre Baikal, Lena şi Enisei, cunoscută şi sub denumirea de platforma siberiană), scutul sinic (ocupă partea de N a Chinei până spre Coreea), scutul filipinelor. De obicei, denumirea de scut se dă numai acolo unde structura veche, precambriană, apare la zi, cum ar fi scutul baltic sau cel canadian; în rest, se întrebuinţează denumirea de platforme.
4.1.2. Paleozoic
a) Cutările caledonice care au avut loc mai ales în ordovician - silurian, fiind prima orogeneză a seriei geosinclinalelor paleozoice. Ea se desfăşoară la marginea scuturilor continentale. După consolidare, catenele caledonice se vor peneplana şi se vor alătura scuturilor, devenind platforme.
Astăzi, regiunile caledonice pot apărea ca masive, la zi, dar mai ales ca platforme deasupra cărora se găseşte o pătură groasă de sedimente. În Europa, caledonidele sunt prinse între paltforma est-europeană (Câmpia Rusă, Finlanda şi Suedia) şi platforma Eria (zona Hebridelor). Cea mai reprezentativă este zona Alpilor Scandinavi (alipită părţii de V a scutului baltic) de aici continuă în partea de V a arhipelagului Spitzbergen şi E Groenlandei; cuprinde de asemenea Scoţia şi Ţara Galilor. Înălţimile mari, de până la 2500 m, pe care le au Alpii Scandinaviei, sunt rezultatul ridicărilor din timpul erei alpine şi mai ales al ridicărilor izostatice postglaciare.
În Asia se întâlnesc câteva nuclee precum: nucleele caledonice din peninsula Taimâr, Kazahstanul central, din Saian şi Alatau.
În America de N şi S se înregistrează prim început de cutare apare în Apalaşi, ca o continuare a caledonidelor din Groenlanda.
În Australia, numai o mică zonă - Adelaida, se consolidează în această eră.
Africa a funcţionat în întregime ca o platformă rigidă.
b) Cutările hercinice (denumite şi varisce sau altaice) au loc cu precădere în carbonifer-permian. Ele se formează la exteriorul cutărilor caledonice, consolidarea acestora reprezentând a doua mare etapă de mărire a scuturilor continentale. Principalele aliniamente orogenetice au fost următoarele: lanţul varisc sau hercinic din Europa Centrală; Anti-Atlasul mesetei marocane; Uralul, prelungit spre sud, pe la Stavropo, până în Donbas; Uralul avea o prelungire şi către SE, spre Altai; catena hercinică apalaşiană, care înglobează vechile cutări caledonice (catena acadiană); geosinclinalul Capului; geosinclinalul Alpilor Australieni.
Hercinidele au dus la formarea unor extinse catene muntoase, în special în Europa şi Asia; şi acestea au fost peneplanate în mezozoic şi transformate în platforme. Catena Uralului şi Altaiului duc la lipirea scutului siberian şi sinic de cel nord-atlantic; ia naştere astfel o singură unitate platformică, şi în emisfera nordică, cunoscută sub denumirea de Laurasia.
În Europa, hercinidele au avut două direcţii, una meridiană (Uralul) şi alta paralelă. Zona cu această ultimă orientare a suferit mari fracturări în timpul orogenezei alpine; unele din porţiunile sale au fost ridicate şi au dat masive, altele s-au scufundat dând depresiuni sau câmpii. Masivele principale sunt următoarele: în Sardinia şi Corsica, Meseta spaniolă, Central Francez, Armorican, Cornwall, Ardeno-Renan, Vosgi, Pădurea Neagră Boem, Lysa-Gora, Dobrogea de Nord. Fundament hercinic se găseşte şi în platforma Moesică, platforma scitică (nordul Caucazului), bazinul Aquitaniei, bazinul Anglo-Parizian, bazinul Spaniei de est, bazinul Germano-Polonez. Aceste bazine s-au schiţat în triasic şi şi-au încheiat colmatarea în miocen. Specific pentru majoritatea masivelor este faptul că ele au o cuvertură sedimentară, necutată, dispusă peste soclul peneplenizat; aceasta este o dovadă că altitudinea lor actuală este recentă, din perioada alpină.
În Asia, hercinicul ocupă, de asemenea, suprafeţe mari. Sub formă de masive se întâlneşte în Ural, dar mai ales în Asia Centrală (Kazahstan, Altai, Tianşan, Marele Hingan). Această zonă a Asiei Centrale a fost afectată de rupturi puternice posttectonice, care au creat şi o serie de bazine sedimentare în triasic-cretacic. Hercinicul se găseşte şi sub formă de platformă în şesul dintre Ural şi Enisei (platforma Siberiei de Vest), care se continuă spre SV cu platforma Turanică (sub lacul Aral şi pustiul Turkmen).
În America, acum au loc principalele cutări din Apalaşi (în devonian). După peneplenizare, în mezozoic, această zonă a fost înălţată la circa 1000 m.
În Africa, hercinicul cuprinde mare parte din munţii Atlas apoi regiunea Capului (în sud) şi o platformă cu cuvertură în Algeria şi Tunisia.
4.1.3. Mezozoic şi neozoic
a) Cutările alpine ţin în tot timpul mezozoicului şi neozoicului. Ca eră tectonică, ea se caracterizează printr-o succcesiune de faze orogenetice, dar şi printr-o serie de mişcări epirogenetice, care duc la afundarea unor părţi din platformele continentale, pe care se sedimentează, discordant, etajul superior. Afundarea unor asemenea bazine de platformă (bazinul Germaniei, Ronului, anglo-parizian, bazinul platformei ruse, Saharei, Africii de est, Amazonului, din centrul şi estul Americii de Nord, Australiei de Vest) este specifică mai ales pentru mezozoic, pe când orogenezele au intensitate maximă la sfârşitul mezozoicului şi începutul neozoicului. Ca urmare a acestor scufundări şi transgresiuni, unitatea celor două mari continente paleozoice (Gondwana şi Laurasia) se distruge.
În ceea ce priveşte evoluţia alpină de tip geosinclinal, creatoare de lanţuri muntoase, situaţia continuă, în parte pe cea din paleozoic. La sfârşitul acestei ere, existau două mari arii geosinclinale: Tethysul (între cele două mari continente) şi cel circumpacific. În domeniul Tethysului se va naşte geosinclinalul alpino-carpato-himalayan. În Europa geosinclinalul alpin a ocupat o poziţie mediană între hercinicul european şi cel african: el a afectat însă şi o parte din zonele hercinice.
În general, în mezozoicul inferior şi mediu se cutează cu precădere zonele pacifice (Cordilierii din America de Nord, catena Yenshane din Asia de est şi partea de est a Himalayei). În rest, respectiv în geosinclinalul alpino-himalayan, cutările încep abia la sfârşitul mezozoicului (faza austrică din apţian-albian) şi se desfăşoară din plin în neozoic.
În constituţia geologică a sistemului muntos alpin se remarcă larga răspândire a rocilor sedimentare cutate şi a unor condiţii morfoclimatice variate, care au dus la diversificare, în timp şi spaţiu, a aspectelor lor geomorfologice. Menţionăm apoi că înălţarea în mai multe etape, separate de perioade tectonice mai liniştite, a favorizat dezvoltarea unor întinse suprafeţe de nivelare, precum şi o evoluţie morfosculpturală diferenţiată (de la adaptări la structură în Subcarpaţii Moldovei, până la inversiuni de relief în Ceahlău şi Hăghimaş etc).
Manifestările seismice şi fenomenele vulcanice completează trăsăturile morfostructurale complexe ale munţilor sistemului alpin, demonstrând că ciclul lor geotectonic încă nu s-a încheiat definitiv. Morfologia actuală a orogenelor este destul de variată pentru că mişcările din diferite ere geotectonice au antrenat, uneori, şi porţiuni ale zonelor cutate anterior. Aşa de exemplu, o parte a geosinclinalelor hercinice a înglobat şi sectoare caledonice, iar în cuprinsul sistemului muntos alpin se regăsesc şi elemente ale structogenului hercinic. În timpul orogenezei alpine, munţii hercinici rămaşi în afara domeniilor geosinclinale au fost faliaţi, compartimentaţi sub formă de horsturi şi grabene. De asemenea, sectoarele cristaline ale Carpaţilor şi ale altor munţi din acelaşi sistem, cutate şi nivelate cu mult înaintea orogenezei alpine, au fost fragmentate, înălţate sau scufundate în timpul mişcărilor austrice, laramice etc. În Europa şi Asia lanţul muntos alpin formează un şir sinuos aproape neîntrerupt. În partea axială a masivelor cutate şi înălţate apar şi nuclee mai vechi. De asemenea, în cadrul lanţului, atât în interior cât şi la exterior, se întâlnesc multe depresiuni tectonice colmatate. Depresiunile intramontane sunt mai slab dezvoltate (spre deosebire de lanţul hercinic unde acestea domină); depresiunile de avantfosă (Depresiunea Padului) sau cele intermontane (Transilvană, Panonică) sunt în schimb mult mai dezvoltate şi constituie o caracteristică a lanţului alpin.
Principalele masive alpine, începând din Spania sunt: Sierra Nevada, Apenini, Pirinei, Alpii, Alpii Dinarici, Carpaţii, Stara Planina, Caucazul, în continuare cuprind teritoriile Asiei Mici, Iranului, Irakului, Afganistanului şi Pakistanului de Vest, continuându-se apoi cu Himalaya. În partea asiatică a Pacificului înglobează Kamceatka, Kurile, Riu Kiu, insulele Sonde.
În cadrul unităţii alpine europene, nucleele mai vechi hercinice sunt: Mont Blanc, masivele din zona centrală a Alpilor Orientali, masivul Tatra, Rodna, cea mai mare parte din Carpaţii Sudici, Bihor, Rodopi etc.
4.2. Tipuri principale de munţi
4.2.1. Clasificarea munţilor după vârstă
După cum s-a specificat în subcapitolele anterioare pe suprafaţa Pământului, de-a lungul perioadelor geologice, s-au dezvoltat numeroase cicluri geotectonice ale căror sisteme muntoase - după ce şi-au consumat energia orogenică – au fost înlocuite prin platforme (cratoni) şi peneplenizate sau reînglobate geosinclinalelor mai noi. Aşa au fost orogenezele laurenţiană, algomiană şi asyntică (baikaliană) din Proterozoic, ale căror urme pot fi recunoscute în cuprinsul principalelor scuturi continentale (baltic, podolic, canadian etc). Alte geosinclinale şi-au încheiat evoluţia cu formarea lanţurilor munţilor caledonici, hercinici şi alpini.
4.2.2. Clasificarea munţilor după origine
Dacă se ţine seama de originea munţilor şi de implicaţiile morfologice ale diferitelor structuri cutate şi faliate proprii unităţilor de orogen atunci munţii pot fi împărţiţi în două categorii: munţi tectonici şi munţi de denudaţie.
4.2.2.1 Munţii tectonici.
Aceştia s-au format în urma cutărilor şi înălţărilor scoarţei, însoţite de falieri, erupţii vulcanice etc. În acest context pot fi separaţi: munţii de cutare, munţii bloc (de ruptură), munţii vulcanici şi munţii cu structură mixtă.
a) Munţii de cutare
Aceştia mai sunt cunoscuţi sub denumirea de munţi de încreţire sau plicativi. Munţii de cutare (care sunt cei mai răspândiţi de pe glob) se carcterizează prin existenţa anticlinalelor şi sinclinalelor de diferite forme şi dimensiuni, însoţite şi de alte structuri secundare.
b) Munţii bloc (de faliere).
Morfologia regiunilor faliate nu este reprezentată întotdeauna prin unităţi muntoase dintre cele mai impunătoare, dar caracterizează multe orogene vechi, străbătute de linii tectonice, în lungul cărora blocurile au fost înălţate sau coborâte. Este vorba de munţii sub formă de horsturi, separaţi de depresiuni denumite grabene. Aşa este cazul munţilor hercinici din Europa, al munţilor Africii de Sud, al Gaţilor de Est şi de Vest (din India), al catenelor de coastă din California etc. Munţii de ruptură pot fi cutaţi, atunci când provin din orogene vechi, fragmentate şi reînălţate (de exemplu, M. Tianşan, Masivul Central Francez, M. Turingiei, M Dobrogei, unele nuclee cristaline din Carpaţi - Gilău, Poiana Ruscă, Semenic etc.) sau pot reprezenta porţiuni vechi ale scoarţei, cu strate relativ orizontale, rupte şi ridicate la mare înălţime, dar necutate (de exemplu, Masivul Ruwenzori din estul Africii).
c) Munţii vulcanici
Caracteristicile structurale şi morfologice ale acestora sunt legate de magmatismul intrusiv şi efuziv. În funcţie de vechimea manifestărilor vulcanice aceşti munţi pot fi astăzi în diferite stadii de evoluţie.
d) Munţii cu structură mixtă
Aceştia reprezintă o asociere de forme cutate, faliate şi chiar vulcanice, aşa cum sunt multe sectoare ale orogenului alpin. Astfel, Munţii Apuseni înglobează atât unităţi sub formă de blocuri încadrate de falii (Gilău, Zarand, Codru Moma etc.), zone de fliş cutat (M. Trascăului), cât şi forme vulcanice (M. Metaliferi, Vlădeasa).
4.2.2.2 Munţii de denudaţie
Se caracterizează prin particularităţi morfostructurale puse în evidenţă de activitatea sculpturală diferenţiată a factorilor modelatori externi. De cele mai multe ori ei sunt integraţi regiunilor de platformă cu altitudini mai ridicate şi fragmentare deasă şi adâncă. În cadrul acestor munţi ar putea fi incluşi: munţii reziduali (de tip inselberg), vestigii izolate ale unor orogene vechi, regenerate tectonic, categorie în care am putea încadra şi Munţii Măcinului; munţii de eroziune glaciară de tip selka, din Karelia, care se prezintă ca nişte creste cu altitudini relative de 200 - 300 m, alcătuite din roci cristaline înecate în depozite morenaice şi separate de depresiuni largi, mlăştinoase sau ocupate de lacuri; munţii de eroziune proveniţi prin fragmentarea adâncă a unor zone cu boltiri largi de tipul anteclizelor, ori unele coline mai înalte ca cele din Podişul Rusiei Centrale etc.
4.3. Regiunile de platformă (cratoane, cratogene) - caractere morfostructurale
Platformele constituie al doilea element principal al scoarţei terestre, atât sub aspect structural cât şi morfologic. Acestea ocupă teritorii mult mai vaste decât zonele de orogen. S-au format prin consolidarea soclurilor lanţurilor muntoase, care au fost peneplenizate şi care s-au adăugat, etapă după etapă, la primele scuturi precambriene. Platformele au următoarele caracteristici principale:
• mobilitate redusă a mişcărilor verticale (0,1 - 0,01 mm pe an);
• relief redus, monoton, cu aspect de câmpie sau de podiş;
• vulcanism redus;
• existenţa a două etaje strcturale distincte: unul inferior sau fundamentul şi etajul superior dispus discordant pe primul – cuvertura sedimentară.
Etajul inferior, sau fundamentul (soclu), a fost cutat puternic, în condiţii de geosinclinal. După încheierea etapei de lanţ muntos, acesta a fost erodat până la nivelări aproape perfecte, devenind totodată şi foarte rigid. Etajul superior (cuvertura sedimentară) s-a depus peste această peneplenă, în condiţii de epirogeneză negativă, deci de transgresiune. Ca urmare, acest etaj are strate orizontale, slab înclinate, sau extrem de larg cutate; în mod excepţional există şi falieri. Totodată sedimentele etajului superior sunt foarte puţin variate, dominând gresiile, calcarele, formaţiunile continentale.
În cadrul platformelor pot fi observate: anteclize şi sineclize. Anteclizele sunt nişte boltiri pozitive ale unor întinse zone de platformă, care s-au format prin mişcări de înălţare. Ele au aspectul unor domuri uriaşe sau chiar al unor anticlinale enorme cu flancurile extrem de line. Etajul superior are o grosime redusă a sedimentelor şi prezintă multe lacune sau chiar discordanţe uşoare, ca urmare a faptului că antecliza a funcţionat, în repetate rânduri, ca zonă înălţată de uscat, când a fost parţial erodată. Uneori etajul superior lipseşte complet. Din punct de vedere morfologic, anteclizele cuprind porţiunile cele mai înalte ale platformelor, un fel de masive sau platouri. Exemple de anteclize: Dobrogea de N şi de mijloc, antecliza Voronejului. Sineclizele sunt opusul anteclizelor, adică nişte zone de lăsare largi ale platformelor. Ele mai sunt cunoscute şi sub denumirea de bazine de subsidenţă sau chiar depresiuni tectonice. Ele par a se axa, în principal, pe anumite discordanţe ale fundamentului. Pătura lor sedimentară este foarte groasă şi în interiorul cute ondulatorii, domuri, zone locale de subsidenţă. Exemple de sineclize sunt: depresiunea Valahă, Depresiunea Bârladului, sinecliza Moscovei, a Caspicii etc.
Vârsta platformelor este socotită cel mai adesea, ca fiind timpul când a avut loc cutarea fundamentului (precambrian, caledonic, hercinic).
Sub aspect geomorfologic, fundamentul platformelor constituie nişte peneplene fosilizate de sedimentarea etajului superior. În acest ultim etaj, pot exista şi alte discontinuităţi sau discordanţe, rezultat al unor etape de evoluţie morfologică continentală de tip platformă. Dacă eroziunea îndepărtează etajul superior, peneplena devine exhumată.
Fig. 4.2. Marile regiuni de scuturi şi platforme ale Pământului (Scott, 1992).
4.3.1. Podişurile şi câmpiile de platformă
Expresia morfologică obişnuită a regiunilor de platformă o constituie podişurile joase şi marile câmpii ale globului, care se caracterizează prin predominarea reliefului slab accidentat, cu întinse suprafeţe plane, uşor înclinate sau moderat vălurate, cu energie sub 200 m şi pante medii sub 5°.
4.3.1.1. Podişurile
Podişurile (platourile) reprezintă trepte de relief cu altitudini variate (obişnuit peste 200 m), cu suprafaţă plană sau vălurată şi care ocupă o poziţie intermediară între unităţile de câmpie şi cele montane. Ele pot fi delimitate de versanţi exteriori abrupţi (Podişul Dobrogei), pot prezenta tranziţii domoale spre zonele de câmpie (Podişul Covurluiului) sau pot fi încadrate de munţi (Podişul Cehiei Centrale sau Podişul Transilvaniei - care aparţin însă geosinclinalului alpin).
Podişurile, ca şi câmpiile, pot fi întâlnite la altitudini absolute foarte diferite, atât în cuprinsul ariilor de platformă, cât şi de geosinclinal. În acest din urmă caz însă, ele constituie forme subordonate ansamblurilor orogenice (de exemplu, Podişul Tibet, Podişul Boliviei, Câmpia Braşovului). Podişurile şi câmpiile nu se deosebesc doar prin altitudinea lor, ci şi prin aspectul văilor. În câmpii acestea sunt foarte estompate, râurile curgând aproape de nivelul suprafeţei generale a reliefului, în timp ce podişurile au văi adânci, cu versanţi care se impun în morfologia de ansamblu.
Podişurile suprapuse regiunilor vechi, consolidate ale scoarţei pot fi separate în:
- podişuri structurale, constituite din pături orizontale sau suborizontale, a căror înălţime se datoreşte unor mişcări epirogenetice pozitive sau prezenţei unor horsturi (Podişul Sucevei, Podişul Dobrogei, Podişul Colorado);
- podişuri sculpturale (peneplene înălţate) - Podişul Podolic, Podişul Ardenilor.
4.3.1.2. Câmpiile de platformă
Câmpiile de platformă au întinderi impresionante, de dimensiuni continentale, înglobând sectoare cu trăsături genetice diferite. Criteriile de clasificare sunt numeroase. Din punct de vedere genetic se pot distinge trei mari tipuri de câmpii: de acumulare, structurale şi sculpturale.
a) Câmpiile de acumulare ocupă suprafeţele joase ale uscatului, în cadrul cărora condiţiile tectonice şi fizico-geografice dar mai ales activitatea factorilor externi favorizează procesele de sedimentare. Ele sunt cele mai tinere unităţi de relief, de obicei cuaternare sau pliocene, au suprafeţe tabulare sau slab înclinate şi fragmentare redusă. După poziţia lor în cadrul continentelor, după modul de formare şi natura depozitelor cuverturii, ele se subîmpart în câmpii litorale (maritime) şi continentale.
a1) Câmpiile litorale de origine maritimă (de nivel de bază) sunt constituite din pături sedimentare nederanjate tectonic, a căror slabă înclinare spre exterior, ca şi vârsta din ce în ce mai tânără pe măsură ce ne apropiem de ţărm, ori modelarea sculpturală mai intensă spre interiorul continentului, indică geneza lor. Ele se continuă adesea cu câmpiile submarine ale şelfului, iar exondarea şi-o datoresc fie mişcărilor epirogenetice pozitive, fie eustatismului negativ. În această categorie se încadrează cele mai mari câmpii de pe glob, cum este cea din jurul Golfului Mexic, Marea Câmpie Chineză etc. Local ele pot căpăta caracteristici fluvio-maritime, eoliene, glaciare etc.
a2) Câmpiile continentale reprezintă vechi zone maritime şi lacustre colmatate, suprafeţe plane puternic aluvionate, unităţi constituite din formaţiuni proluviale ori acoperite de acumulări glaciare, eoliene.
• câmpiile maritime interne şi cele lacustre, se caracterizează prin depozite cu grosimi de sute de metri şi suprafeţe a căror morfologie este cu atât mai complexă cu cât evoluţia lor a fost mai îndelungată. Formarea acestora este asociată adesea şi cu mişcările tectonice ale scoarţei. Exemple: Câmpia Panonică, Câmpia Covurluiului, Câmpia Caspică.
• câmpiile aluviale se formează prin aportul aluvionar al marilor fluvii, ale căror ape revărsate acoperă suprafeţe considerabile. În această categorie pot fi incluse câmpiile Dunării, Amazonului, Nilului etc. Aceste câmpii sunt foarte tinere, au pături de aluviuni cu grosimi de câteva zeci de metri, prezintă terase, grinduri, microdepresiuni ocupate de mlaştini şi alte forme actuale de eroziune şi acumulare. Multe dintre ele se termină prin câmpii deltaice în plină formare.
• câmpiile proluviale (piemontane) iau naştere în urma unor importante acumulări de tipul conurilor aluviale (dejecţie, sic!) formate la periferia zonelor muntoase. Suprapunerea şi juxtapunerea proluviilor, în funcţie de variaţia debitelor solide ale râurilor şi de schimbarea poziţiilor liniilor de ţărm, ca şi înălţarea lor, urmată de accentuarea proceselor sculpturale, le conferă înfăţişarea unor suprafeţe monoclinale largi, ori de coline plate, paralele. Exemple: Câmpia Piteştilor, Ploieştilor, Târgoviştei.
Pe fondul unor câmpii mai vechi, în raport de condiţiile climatice şi de specificul acumulărilor, se suprapun:
- câmpii glaciare, cărora le aparţin importante areale din Câmpia Canadiană, din Câmpia Germano-Polonă ş.a.
- câmpii eoliene, alcătuite din nisipuri şi praf, cum sunt cele formate în zonele deşertice şi semideşertice. Nisipurile pot fi dunificate - ca în Marele Erg Saharian sau în kum-urile Asiei Centrale - iar praful, uşor consolidat, generează întinsele câmpii de loess, cum sunt multe sectoare din Câmpia Rusă, Câmpia Chineză etc.
b) Câmpiile structurale sunt protejate, în partea superioară, de strate de roci mai rezistente la eroziune, iar suprafaţa lor topografică corespunde, în general, cu cea a paturilor geologice. Ele se confundă adesea cu podişurile joase şi pot avea forme tabulare (câmpii-platou) cum este cazul Dobrogei de Sud, monoclinale şi colinare - cum sunt unele sectoare ale Piemontului Getic sau ale Moldovei extracarpatice.
c) Câmpiile sculpturale au un relief ceva mai accidentat, colinar sau deluros, cu o energie care se menţine de obicei sub 200 m. După factorii morfogenetici ele sunt fluviale şi deluviale (Câmpia Moldovei), de abraziune, de eroziune glaciară etc.
4.4. Depresiunile marginale. Avantfosele (avant-pays)
Sub aspect structural, avantfosele sunt nişte depresiuni foarte lungi şi înguste, care se dispun între geosinclinale şi platforme. În secţiune transversală, ele apar ca un mare sinclinal asimetric, delimitat pe de o parte de o zonă cutată de orogen, iar pe de alta de platformă. Asimetria se referă şi la dispunerea formaţiunilor, numărul şi natura acestora, cât şi la fundament:
Relieful corespunzător depresiunilor marginale este reprezentat prin unităţi morfologice submontane cutate, glacisuri şi piemonturi de acumulare ori fragmentate sub formă de coline şi dealuri, câmpii de divagare etc. De fapt, există diferenţieri importante între morfologia flancurilor de geosinclinal şi flancurilor de platformă ale avantfoselor. În această privinţă avantfosele, care au luat naştere în prima parte a evoluţiei orogenului carpatic, dispun de un flanc intern cutat, căruia îi aparţin Subcarpaţii şi altul extern, ale cărui depozite de molasă se prezintă sub formă de glacisuri, piemonturi şi alte forme monoclinale (de exemplu, Piemontul Getic, Podişul piemontan Ciungi-Corni ş.a.). Aici există şi impportante zone de subsidenţă (divagare) cum sunt cele din nord-estul Câmpiei Române dintre Argeş şi confluenţa Trotuşului cu Siretul.
Atunci când fundamentul platformelor este mai ridicat, depresiunile marginale lipsesc, contactul cu muntele se face direct, iar cutele zonei de orogen sunt deversate peste marginile unităţii de platformă. Aşa este cazul dintre Platforma Moldovenească şi partea nordică a Carpaţilor Orientali.
4.1. Principalele cicluri geotectonice (sau orogenetice)
Actuala scoarţă continentală a luat naştere printr-o suscesiune de cicluri evolutive, cunoscute sub denumirea de ere tectonice. O eră se compune din mai multe etape: litogeneza sau sedimentarea, orogeneza sau cutarea (structogeneza), epirogeneza sau înălţarea şi gliptogeneza sau erodarea (peneplenizarea). În lanţul evolutiv al proceselor, etapele de mai sus se întrepătrund sau pot exista, spre exemplu, într-o etapă tectonică, mai multe faze de cutarea, şi nu una singură. Denumirea etapei se face adesea după orogeneza principală.
4.1.1. Precambrian
În precambrian (care se subdivide în arhaic şi proterozoic) s-au descifrat trei orogeneze ce se păstrează încă distinct în sedimente: laurenţiană, algomiană şi assyntică. Aceste prime ere tectonice au dus la formarea celor mai vechi zone continentale actuale, cunoscute sub denumirea de scuturi. În emisfera sudică a globului, uscatul constituia o mare unitate - Gondwana la care se adaugă şi scutul antarctic. Din Gondwana s-au despărţit mai apoi: scutul brazilian, scutul african împreună cu Arabia şi Madagascar, India peninsulară, scutul australian.
În emisfera nordică s-au format următoarele scuturi: scutul baltic (ocupă astăzi Finlanda şi E peninsulei Scandinave), scutul canadian (ocupă Canada şi parte din Groenlanda), scutul siberian (cuprinde zona dintre Baikal, Lena şi Enisei, cunoscută şi sub denumirea de platforma siberiană), scutul sinic (ocupă partea de N a Chinei până spre Coreea), scutul filipinelor. De obicei, denumirea de scut se dă numai acolo unde structura veche, precambriană, apare la zi, cum ar fi scutul baltic sau cel canadian; în rest, se întrebuinţează denumirea de platforme.
4.1.2. Paleozoic
a) Cutările caledonice care au avut loc mai ales în ordovician - silurian, fiind prima orogeneză a seriei geosinclinalelor paleozoice. Ea se desfăşoară la marginea scuturilor continentale. După consolidare, catenele caledonice se vor peneplana şi se vor alătura scuturilor, devenind platforme.
Astăzi, regiunile caledonice pot apărea ca masive, la zi, dar mai ales ca platforme deasupra cărora se găseşte o pătură groasă de sedimente. În Europa, caledonidele sunt prinse între paltforma est-europeană (Câmpia Rusă, Finlanda şi Suedia) şi platforma Eria (zona Hebridelor). Cea mai reprezentativă este zona Alpilor Scandinavi (alipită părţii de V a scutului baltic) de aici continuă în partea de V a arhipelagului Spitzbergen şi E Groenlandei; cuprinde de asemenea Scoţia şi Ţara Galilor. Înălţimile mari, de până la 2500 m, pe care le au Alpii Scandinaviei, sunt rezultatul ridicărilor din timpul erei alpine şi mai ales al ridicărilor izostatice postglaciare.
În Asia se întâlnesc câteva nuclee precum: nucleele caledonice din peninsula Taimâr, Kazahstanul central, din Saian şi Alatau.
În America de N şi S se înregistrează prim început de cutare apare în Apalaşi, ca o continuare a caledonidelor din Groenlanda.
În Australia, numai o mică zonă - Adelaida, se consolidează în această eră.
Africa a funcţionat în întregime ca o platformă rigidă.
b) Cutările hercinice (denumite şi varisce sau altaice) au loc cu precădere în carbonifer-permian. Ele se formează la exteriorul cutărilor caledonice, consolidarea acestora reprezentând a doua mare etapă de mărire a scuturilor continentale. Principalele aliniamente orogenetice au fost următoarele: lanţul varisc sau hercinic din Europa Centrală; Anti-Atlasul mesetei marocane; Uralul, prelungit spre sud, pe la Stavropo, până în Donbas; Uralul avea o prelungire şi către SE, spre Altai; catena hercinică apalaşiană, care înglobează vechile cutări caledonice (catena acadiană); geosinclinalul Capului; geosinclinalul Alpilor Australieni.
Hercinidele au dus la formarea unor extinse catene muntoase, în special în Europa şi Asia; şi acestea au fost peneplanate în mezozoic şi transformate în platforme. Catena Uralului şi Altaiului duc la lipirea scutului siberian şi sinic de cel nord-atlantic; ia naştere astfel o singură unitate platformică, şi în emisfera nordică, cunoscută sub denumirea de Laurasia.
În Europa, hercinidele au avut două direcţii, una meridiană (Uralul) şi alta paralelă. Zona cu această ultimă orientare a suferit mari fracturări în timpul orogenezei alpine; unele din porţiunile sale au fost ridicate şi au dat masive, altele s-au scufundat dând depresiuni sau câmpii. Masivele principale sunt următoarele: în Sardinia şi Corsica, Meseta spaniolă, Central Francez, Armorican, Cornwall, Ardeno-Renan, Vosgi, Pădurea Neagră Boem, Lysa-Gora, Dobrogea de Nord. Fundament hercinic se găseşte şi în platforma Moesică, platforma scitică (nordul Caucazului), bazinul Aquitaniei, bazinul Anglo-Parizian, bazinul Spaniei de est, bazinul Germano-Polonez. Aceste bazine s-au schiţat în triasic şi şi-au încheiat colmatarea în miocen. Specific pentru majoritatea masivelor este faptul că ele au o cuvertură sedimentară, necutată, dispusă peste soclul peneplenizat; aceasta este o dovadă că altitudinea lor actuală este recentă, din perioada alpină.
În Asia, hercinicul ocupă, de asemenea, suprafeţe mari. Sub formă de masive se întâlneşte în Ural, dar mai ales în Asia Centrală (Kazahstan, Altai, Tianşan, Marele Hingan). Această zonă a Asiei Centrale a fost afectată de rupturi puternice posttectonice, care au creat şi o serie de bazine sedimentare în triasic-cretacic. Hercinicul se găseşte şi sub formă de platformă în şesul dintre Ural şi Enisei (platforma Siberiei de Vest), care se continuă spre SV cu platforma Turanică (sub lacul Aral şi pustiul Turkmen).
În America, acum au loc principalele cutări din Apalaşi (în devonian). După peneplenizare, în mezozoic, această zonă a fost înălţată la circa 1000 m.
În Africa, hercinicul cuprinde mare parte din munţii Atlas apoi regiunea Capului (în sud) şi o platformă cu cuvertură în Algeria şi Tunisia.
4.1.3. Mezozoic şi neozoic
a) Cutările alpine ţin în tot timpul mezozoicului şi neozoicului. Ca eră tectonică, ea se caracterizează printr-o succcesiune de faze orogenetice, dar şi printr-o serie de mişcări epirogenetice, care duc la afundarea unor părţi din platformele continentale, pe care se sedimentează, discordant, etajul superior. Afundarea unor asemenea bazine de platformă (bazinul Germaniei, Ronului, anglo-parizian, bazinul platformei ruse, Saharei, Africii de est, Amazonului, din centrul şi estul Americii de Nord, Australiei de Vest) este specifică mai ales pentru mezozoic, pe când orogenezele au intensitate maximă la sfârşitul mezozoicului şi începutul neozoicului. Ca urmare a acestor scufundări şi transgresiuni, unitatea celor două mari continente paleozoice (Gondwana şi Laurasia) se distruge.
În ceea ce priveşte evoluţia alpină de tip geosinclinal, creatoare de lanţuri muntoase, situaţia continuă, în parte pe cea din paleozoic. La sfârşitul acestei ere, existau două mari arii geosinclinale: Tethysul (între cele două mari continente) şi cel circumpacific. În domeniul Tethysului se va naşte geosinclinalul alpino-carpato-himalayan. În Europa geosinclinalul alpin a ocupat o poziţie mediană între hercinicul european şi cel african: el a afectat însă şi o parte din zonele hercinice.
În general, în mezozoicul inferior şi mediu se cutează cu precădere zonele pacifice (Cordilierii din America de Nord, catena Yenshane din Asia de est şi partea de est a Himalayei). În rest, respectiv în geosinclinalul alpino-himalayan, cutările încep abia la sfârşitul mezozoicului (faza austrică din apţian-albian) şi se desfăşoară din plin în neozoic.
În constituţia geologică a sistemului muntos alpin se remarcă larga răspândire a rocilor sedimentare cutate şi a unor condiţii morfoclimatice variate, care au dus la diversificare, în timp şi spaţiu, a aspectelor lor geomorfologice. Menţionăm apoi că înălţarea în mai multe etape, separate de perioade tectonice mai liniştite, a favorizat dezvoltarea unor întinse suprafeţe de nivelare, precum şi o evoluţie morfosculpturală diferenţiată (de la adaptări la structură în Subcarpaţii Moldovei, până la inversiuni de relief în Ceahlău şi Hăghimaş etc).
Manifestările seismice şi fenomenele vulcanice completează trăsăturile morfostructurale complexe ale munţilor sistemului alpin, demonstrând că ciclul lor geotectonic încă nu s-a încheiat definitiv. Morfologia actuală a orogenelor este destul de variată pentru că mişcările din diferite ere geotectonice au antrenat, uneori, şi porţiuni ale zonelor cutate anterior. Aşa de exemplu, o parte a geosinclinalelor hercinice a înglobat şi sectoare caledonice, iar în cuprinsul sistemului muntos alpin se regăsesc şi elemente ale structogenului hercinic. În timpul orogenezei alpine, munţii hercinici rămaşi în afara domeniilor geosinclinale au fost faliaţi, compartimentaţi sub formă de horsturi şi grabene. De asemenea, sectoarele cristaline ale Carpaţilor şi ale altor munţi din acelaşi sistem, cutate şi nivelate cu mult înaintea orogenezei alpine, au fost fragmentate, înălţate sau scufundate în timpul mişcărilor austrice, laramice etc. În Europa şi Asia lanţul muntos alpin formează un şir sinuos aproape neîntrerupt. În partea axială a masivelor cutate şi înălţate apar şi nuclee mai vechi. De asemenea, în cadrul lanţului, atât în interior cât şi la exterior, se întâlnesc multe depresiuni tectonice colmatate. Depresiunile intramontane sunt mai slab dezvoltate (spre deosebire de lanţul hercinic unde acestea domină); depresiunile de avantfosă (Depresiunea Padului) sau cele intermontane (Transilvană, Panonică) sunt în schimb mult mai dezvoltate şi constituie o caracteristică a lanţului alpin.
Principalele masive alpine, începând din Spania sunt: Sierra Nevada, Apenini, Pirinei, Alpii, Alpii Dinarici, Carpaţii, Stara Planina, Caucazul, în continuare cuprind teritoriile Asiei Mici, Iranului, Irakului, Afganistanului şi Pakistanului de Vest, continuându-se apoi cu Himalaya. În partea asiatică a Pacificului înglobează Kamceatka, Kurile, Riu Kiu, insulele Sonde.
În cadrul unităţii alpine europene, nucleele mai vechi hercinice sunt: Mont Blanc, masivele din zona centrală a Alpilor Orientali, masivul Tatra, Rodna, cea mai mare parte din Carpaţii Sudici, Bihor, Rodopi etc.
4.2. Tipuri principale de munţi
4.2.1. Clasificarea munţilor după vârstă
După cum s-a specificat în subcapitolele anterioare pe suprafaţa Pământului, de-a lungul perioadelor geologice, s-au dezvoltat numeroase cicluri geotectonice ale căror sisteme muntoase - după ce şi-au consumat energia orogenică – au fost înlocuite prin platforme (cratoni) şi peneplenizate sau reînglobate geosinclinalelor mai noi. Aşa au fost orogenezele laurenţiană, algomiană şi asyntică (baikaliană) din Proterozoic, ale căror urme pot fi recunoscute în cuprinsul principalelor scuturi continentale (baltic, podolic, canadian etc). Alte geosinclinale şi-au încheiat evoluţia cu formarea lanţurilor munţilor caledonici, hercinici şi alpini.
4.2.2. Clasificarea munţilor după origine
Dacă se ţine seama de originea munţilor şi de implicaţiile morfologice ale diferitelor structuri cutate şi faliate proprii unităţilor de orogen atunci munţii pot fi împărţiţi în două categorii: munţi tectonici şi munţi de denudaţie.
4.2.2.1 Munţii tectonici.
Aceştia s-au format în urma cutărilor şi înălţărilor scoarţei, însoţite de falieri, erupţii vulcanice etc. În acest context pot fi separaţi: munţii de cutare, munţii bloc (de ruptură), munţii vulcanici şi munţii cu structură mixtă.
a) Munţii de cutare
Aceştia mai sunt cunoscuţi sub denumirea de munţi de încreţire sau plicativi. Munţii de cutare (care sunt cei mai răspândiţi de pe glob) se carcterizează prin existenţa anticlinalelor şi sinclinalelor de diferite forme şi dimensiuni, însoţite şi de alte structuri secundare.
b) Munţii bloc (de faliere).
Morfologia regiunilor faliate nu este reprezentată întotdeauna prin unităţi muntoase dintre cele mai impunătoare, dar caracterizează multe orogene vechi, străbătute de linii tectonice, în lungul cărora blocurile au fost înălţate sau coborâte. Este vorba de munţii sub formă de horsturi, separaţi de depresiuni denumite grabene. Aşa este cazul munţilor hercinici din Europa, al munţilor Africii de Sud, al Gaţilor de Est şi de Vest (din India), al catenelor de coastă din California etc. Munţii de ruptură pot fi cutaţi, atunci când provin din orogene vechi, fragmentate şi reînălţate (de exemplu, M. Tianşan, Masivul Central Francez, M. Turingiei, M Dobrogei, unele nuclee cristaline din Carpaţi - Gilău, Poiana Ruscă, Semenic etc.) sau pot reprezenta porţiuni vechi ale scoarţei, cu strate relativ orizontale, rupte şi ridicate la mare înălţime, dar necutate (de exemplu, Masivul Ruwenzori din estul Africii).
c) Munţii vulcanici
Caracteristicile structurale şi morfologice ale acestora sunt legate de magmatismul intrusiv şi efuziv. În funcţie de vechimea manifestărilor vulcanice aceşti munţi pot fi astăzi în diferite stadii de evoluţie.
d) Munţii cu structură mixtă
Aceştia reprezintă o asociere de forme cutate, faliate şi chiar vulcanice, aşa cum sunt multe sectoare ale orogenului alpin. Astfel, Munţii Apuseni înglobează atât unităţi sub formă de blocuri încadrate de falii (Gilău, Zarand, Codru Moma etc.), zone de fliş cutat (M. Trascăului), cât şi forme vulcanice (M. Metaliferi, Vlădeasa).
4.2.2.2 Munţii de denudaţie
Se caracterizează prin particularităţi morfostructurale puse în evidenţă de activitatea sculpturală diferenţiată a factorilor modelatori externi. De cele mai multe ori ei sunt integraţi regiunilor de platformă cu altitudini mai ridicate şi fragmentare deasă şi adâncă. În cadrul acestor munţi ar putea fi incluşi: munţii reziduali (de tip inselberg), vestigii izolate ale unor orogene vechi, regenerate tectonic, categorie în care am putea încadra şi Munţii Măcinului; munţii de eroziune glaciară de tip selka, din Karelia, care se prezintă ca nişte creste cu altitudini relative de 200 - 300 m, alcătuite din roci cristaline înecate în depozite morenaice şi separate de depresiuni largi, mlăştinoase sau ocupate de lacuri; munţii de eroziune proveniţi prin fragmentarea adâncă a unor zone cu boltiri largi de tipul anteclizelor, ori unele coline mai înalte ca cele din Podişul Rusiei Centrale etc.
4.3. Regiunile de platformă (cratoane, cratogene) - caractere morfostructurale
Platformele constituie al doilea element principal al scoarţei terestre, atât sub aspect structural cât şi morfologic. Acestea ocupă teritorii mult mai vaste decât zonele de orogen. S-au format prin consolidarea soclurilor lanţurilor muntoase, care au fost peneplenizate şi care s-au adăugat, etapă după etapă, la primele scuturi precambriene. Platformele au următoarele caracteristici principale:
• mobilitate redusă a mişcărilor verticale (0,1 - 0,01 mm pe an);
• relief redus, monoton, cu aspect de câmpie sau de podiş;
• vulcanism redus;
• existenţa a două etaje strcturale distincte: unul inferior sau fundamentul şi etajul superior dispus discordant pe primul – cuvertura sedimentară.
Etajul inferior, sau fundamentul (soclu), a fost cutat puternic, în condiţii de geosinclinal. După încheierea etapei de lanţ muntos, acesta a fost erodat până la nivelări aproape perfecte, devenind totodată şi foarte rigid. Etajul superior (cuvertura sedimentară) s-a depus peste această peneplenă, în condiţii de epirogeneză negativă, deci de transgresiune. Ca urmare, acest etaj are strate orizontale, slab înclinate, sau extrem de larg cutate; în mod excepţional există şi falieri. Totodată sedimentele etajului superior sunt foarte puţin variate, dominând gresiile, calcarele, formaţiunile continentale.
În cadrul platformelor pot fi observate: anteclize şi sineclize. Anteclizele sunt nişte boltiri pozitive ale unor întinse zone de platformă, care s-au format prin mişcări de înălţare. Ele au aspectul unor domuri uriaşe sau chiar al unor anticlinale enorme cu flancurile extrem de line. Etajul superior are o grosime redusă a sedimentelor şi prezintă multe lacune sau chiar discordanţe uşoare, ca urmare a faptului că antecliza a funcţionat, în repetate rânduri, ca zonă înălţată de uscat, când a fost parţial erodată. Uneori etajul superior lipseşte complet. Din punct de vedere morfologic, anteclizele cuprind porţiunile cele mai înalte ale platformelor, un fel de masive sau platouri. Exemple de anteclize: Dobrogea de N şi de mijloc, antecliza Voronejului. Sineclizele sunt opusul anteclizelor, adică nişte zone de lăsare largi ale platformelor. Ele mai sunt cunoscute şi sub denumirea de bazine de subsidenţă sau chiar depresiuni tectonice. Ele par a se axa, în principal, pe anumite discordanţe ale fundamentului. Pătura lor sedimentară este foarte groasă şi în interiorul cute ondulatorii, domuri, zone locale de subsidenţă. Exemple de sineclize sunt: depresiunea Valahă, Depresiunea Bârladului, sinecliza Moscovei, a Caspicii etc.
Vârsta platformelor este socotită cel mai adesea, ca fiind timpul când a avut loc cutarea fundamentului (precambrian, caledonic, hercinic).
Sub aspect geomorfologic, fundamentul platformelor constituie nişte peneplene fosilizate de sedimentarea etajului superior. În acest ultim etaj, pot exista şi alte discontinuităţi sau discordanţe, rezultat al unor etape de evoluţie morfologică continentală de tip platformă. Dacă eroziunea îndepărtează etajul superior, peneplena devine exhumată.
Fig. 4.2. Marile regiuni de scuturi şi platforme ale Pământului (Scott, 1992).
4.3.1. Podişurile şi câmpiile de platformă
Expresia morfologică obişnuită a regiunilor de platformă o constituie podişurile joase şi marile câmpii ale globului, care se caracterizează prin predominarea reliefului slab accidentat, cu întinse suprafeţe plane, uşor înclinate sau moderat vălurate, cu energie sub 200 m şi pante medii sub 5°.
4.3.1.1. Podişurile
Podişurile (platourile) reprezintă trepte de relief cu altitudini variate (obişnuit peste 200 m), cu suprafaţă plană sau vălurată şi care ocupă o poziţie intermediară între unităţile de câmpie şi cele montane. Ele pot fi delimitate de versanţi exteriori abrupţi (Podişul Dobrogei), pot prezenta tranziţii domoale spre zonele de câmpie (Podişul Covurluiului) sau pot fi încadrate de munţi (Podişul Cehiei Centrale sau Podişul Transilvaniei - care aparţin însă geosinclinalului alpin).
Podişurile, ca şi câmpiile, pot fi întâlnite la altitudini absolute foarte diferite, atât în cuprinsul ariilor de platformă, cât şi de geosinclinal. În acest din urmă caz însă, ele constituie forme subordonate ansamblurilor orogenice (de exemplu, Podişul Tibet, Podişul Boliviei, Câmpia Braşovului). Podişurile şi câmpiile nu se deosebesc doar prin altitudinea lor, ci şi prin aspectul văilor. În câmpii acestea sunt foarte estompate, râurile curgând aproape de nivelul suprafeţei generale a reliefului, în timp ce podişurile au văi adânci, cu versanţi care se impun în morfologia de ansamblu.
Podişurile suprapuse regiunilor vechi, consolidate ale scoarţei pot fi separate în:
- podişuri structurale, constituite din pături orizontale sau suborizontale, a căror înălţime se datoreşte unor mişcări epirogenetice pozitive sau prezenţei unor horsturi (Podişul Sucevei, Podişul Dobrogei, Podişul Colorado);
- podişuri sculpturale (peneplene înălţate) - Podişul Podolic, Podişul Ardenilor.
4.3.1.2. Câmpiile de platformă
Câmpiile de platformă au întinderi impresionante, de dimensiuni continentale, înglobând sectoare cu trăsături genetice diferite. Criteriile de clasificare sunt numeroase. Din punct de vedere genetic se pot distinge trei mari tipuri de câmpii: de acumulare, structurale şi sculpturale.
a) Câmpiile de acumulare ocupă suprafeţele joase ale uscatului, în cadrul cărora condiţiile tectonice şi fizico-geografice dar mai ales activitatea factorilor externi favorizează procesele de sedimentare. Ele sunt cele mai tinere unităţi de relief, de obicei cuaternare sau pliocene, au suprafeţe tabulare sau slab înclinate şi fragmentare redusă. După poziţia lor în cadrul continentelor, după modul de formare şi natura depozitelor cuverturii, ele se subîmpart în câmpii litorale (maritime) şi continentale.
a1) Câmpiile litorale de origine maritimă (de nivel de bază) sunt constituite din pături sedimentare nederanjate tectonic, a căror slabă înclinare spre exterior, ca şi vârsta din ce în ce mai tânără pe măsură ce ne apropiem de ţărm, ori modelarea sculpturală mai intensă spre interiorul continentului, indică geneza lor. Ele se continuă adesea cu câmpiile submarine ale şelfului, iar exondarea şi-o datoresc fie mişcărilor epirogenetice pozitive, fie eustatismului negativ. În această categorie se încadrează cele mai mari câmpii de pe glob, cum este cea din jurul Golfului Mexic, Marea Câmpie Chineză etc. Local ele pot căpăta caracteristici fluvio-maritime, eoliene, glaciare etc.
a2) Câmpiile continentale reprezintă vechi zone maritime şi lacustre colmatate, suprafeţe plane puternic aluvionate, unităţi constituite din formaţiuni proluviale ori acoperite de acumulări glaciare, eoliene.
• câmpiile maritime interne şi cele lacustre, se caracterizează prin depozite cu grosimi de sute de metri şi suprafeţe a căror morfologie este cu atât mai complexă cu cât evoluţia lor a fost mai îndelungată. Formarea acestora este asociată adesea şi cu mişcările tectonice ale scoarţei. Exemple: Câmpia Panonică, Câmpia Covurluiului, Câmpia Caspică.
• câmpiile aluviale se formează prin aportul aluvionar al marilor fluvii, ale căror ape revărsate acoperă suprafeţe considerabile. În această categorie pot fi incluse câmpiile Dunării, Amazonului, Nilului etc. Aceste câmpii sunt foarte tinere, au pături de aluviuni cu grosimi de câteva zeci de metri, prezintă terase, grinduri, microdepresiuni ocupate de mlaştini şi alte forme actuale de eroziune şi acumulare. Multe dintre ele se termină prin câmpii deltaice în plină formare.
• câmpiile proluviale (piemontane) iau naştere în urma unor importante acumulări de tipul conurilor aluviale (dejecţie, sic!) formate la periferia zonelor muntoase. Suprapunerea şi juxtapunerea proluviilor, în funcţie de variaţia debitelor solide ale râurilor şi de schimbarea poziţiilor liniilor de ţărm, ca şi înălţarea lor, urmată de accentuarea proceselor sculpturale, le conferă înfăţişarea unor suprafeţe monoclinale largi, ori de coline plate, paralele. Exemple: Câmpia Piteştilor, Ploieştilor, Târgoviştei.
Pe fondul unor câmpii mai vechi, în raport de condiţiile climatice şi de specificul acumulărilor, se suprapun:
- câmpii glaciare, cărora le aparţin importante areale din Câmpia Canadiană, din Câmpia Germano-Polonă ş.a.
- câmpii eoliene, alcătuite din nisipuri şi praf, cum sunt cele formate în zonele deşertice şi semideşertice. Nisipurile pot fi dunificate - ca în Marele Erg Saharian sau în kum-urile Asiei Centrale - iar praful, uşor consolidat, generează întinsele câmpii de loess, cum sunt multe sectoare din Câmpia Rusă, Câmpia Chineză etc.
b) Câmpiile structurale sunt protejate, în partea superioară, de strate de roci mai rezistente la eroziune, iar suprafaţa lor topografică corespunde, în general, cu cea a paturilor geologice. Ele se confundă adesea cu podişurile joase şi pot avea forme tabulare (câmpii-platou) cum este cazul Dobrogei de Sud, monoclinale şi colinare - cum sunt unele sectoare ale Piemontului Getic sau ale Moldovei extracarpatice.
c) Câmpiile sculpturale au un relief ceva mai accidentat, colinar sau deluros, cu o energie care se menţine de obicei sub 200 m. După factorii morfogenetici ele sunt fluviale şi deluviale (Câmpia Moldovei), de abraziune, de eroziune glaciară etc.
4.4. Depresiunile marginale. Avantfosele (avant-pays)
Sub aspect structural, avantfosele sunt nişte depresiuni foarte lungi şi înguste, care se dispun între geosinclinale şi platforme. În secţiune transversală, ele apar ca un mare sinclinal asimetric, delimitat pe de o parte de o zonă cutată de orogen, iar pe de alta de platformă. Asimetria se referă şi la dispunerea formaţiunilor, numărul şi natura acestora, cât şi la fundament:
Relieful corespunzător depresiunilor marginale este reprezentat prin unităţi morfologice submontane cutate, glacisuri şi piemonturi de acumulare ori fragmentate sub formă de coline şi dealuri, câmpii de divagare etc. De fapt, există diferenţieri importante între morfologia flancurilor de geosinclinal şi flancurilor de platformă ale avantfoselor. În această privinţă avantfosele, care au luat naştere în prima parte a evoluţiei orogenului carpatic, dispun de un flanc intern cutat, căruia îi aparţin Subcarpaţii şi altul extern, ale cărui depozite de molasă se prezintă sub formă de glacisuri, piemonturi şi alte forme monoclinale (de exemplu, Piemontul Getic, Podişul piemontan Ciungi-Corni ş.a.). Aici există şi impportante zone de subsidenţă (divagare) cum sunt cele din nord-estul Câmpiei Române dintre Argeş şi confluenţa Trotuşului cu Siretul.
Atunci când fundamentul platformelor este mai ridicat, depresiunile marginale lipsesc, contactul cu muntele se face direct, iar cutele zonei de orogen sunt deversate peste marginile unităţii de platformă. Aşa este cazul dintre Platforma Moldovenească şi partea nordică a Carpaţilor Orientali.
Abonați-vă la:
Postări (Atom)