Suport Curs_Pot Turistic Al Reliefului Si Valorif Lui_Irimus Ioan Aurel

5/23/2018

Supor t Curs_Pot Tur istic Al Re lie fului Si Va lor if Lui_Ir imus Ioa n Aure l - slide pdf.c om

UNIVERSITATEA BABEŞ-BOLYAI, CLUJ-NAPOCA Centrul de Formare Continuă şi Învăţământ la Distanţă Facultatea de GEOGRAFIE

Specializarea: GEOGRAFIE TURISMULUI Disciplina: Potenţialul turistic al reliefului şi valorificarea lu

SUPORT DE CURS ANUL I - Semestrul 1

Cluj – Napoca 2012

http://slide pdf.c om/re a de r/full/supor t-c urspot-tur istic -a l-re lie fului-si-va lor if-luiir imus-ioa n-a ure l

1/96

5/23/2018


UNIVERSITATEA „BABEŞ-BOLYAI” CLUJ-NAPOCA FACULTATEA DE GEOGRAFIE ANUL UNIVERSITAR: 2012-2013 ANUL I/SEMESTRUL I SPECIALIZARE: GEOGRAFIA TURISMULUI (ÎNVĂŢĂMÂNT LA DISTANŢĂ)

SYLLABUS DISCIPLINA: POTENŢIALUL TURISTIC AL RELIEFULUI ŞI VALORIFICAREA LUI I. Date de identificare ale titularului de curs şi a cursului 1) Date de contact ale titularului de curs Nume: Prof. univ. dr. IRIMUŞ IOAN AUREL

2) Date de identificare a cursului Numele cursului: Potenţialul turistic al

Birou: Birou 63, sediul Facultăţii de Geografie,

reliefului şi valorificarea lui Codul cursului: GLR 2102

Str. Clinicilor, nr. 5-7 : 0264 596 116(etajul int. 17II) Telefon Fax: 0264-597988

Anul, Semestrul: anul 1, semestrul I Tipul cursului: obligatoriu Pagina web a cursului: postat pe pagina web a

Facultăţii de Geografie: http://geografie.ubbcluj.ro/ https://portal.portalid.ubbcluj.ro/ Tutore : prof. univ. dr. Irimuş Ioan Aurel E-mail: [email protected] Consultaţii: Marţi, 10:30 – 12:00

II. Condiţionări şi cunoştinţe prerechizite Înscrierea la cursul de Potenţialul turistic al reliefului şi valorificarea lui nu este condiţionată de parcurgerea şi promovarea unor cursuri anume în perioada precedentă. Este însă utilă studenţilor parcurgerea opţională a cursului de Geografie fizică a României şi cursului de Geomorfologie oferit la nivel de licenţă. Prin parcurgerea acestor cursuri, studenţii se pot familiariza cu cunoştinţe utile legate de geneza, tipologia şi mecanismele de modelare a reliefului. De asemenea, parcurgerea acestor cursuri oferă studenţilor cunoştinţe regionale asupra condiţiilor climatice, hidrice, biotice şi antropice ale modelarii formei de relief, pentru a înţelege care sunt limitele exploatarii formei de relief ori a valorificarii acesteia din punct de vedere turistic.

III. Descrierea cursului Cursul Potenţialul turistic al reliefului şi valorificarea lui este un curs destinat să facă legătura între suportul peisajistic al reliefosferei şi modul de valorificare a peisajelor montane, litorale sau costiere, glaciare ori fluviale, prin forma şi tipul de activitate turistică. Cunoştintele dobândite prin absolvirea disciplinei stau la baza înţelegerii principalelor ce coordonează geneza formelor de relief, care reprezintă suportul peisajului geografic.procese Cunoaşterea mecanismelor de eroziune, transport şi acumulare a agenţilor geomorfologici, la diferite latitudini şi în diferite medii morfoclimatice vor asigura competenţe absolventului de a şti să proiecteze activitatea managerială, ca agent de turism, în funcţie de disponibilitatea teritoriilor, zonelor sau regiunilor v ecine, asigurându-şi succesul investiţiilor. Evaluarea corectă a potenţialului turistic al unei regiuni nu poate fi realizată în absenţa unor deprinderi practice de investigare a teritoriului şi intuirea limitelor sau restricţiilor impuse de intensitatea, natura şi ciclicitatea proceselor geomorfologice. Aceste deprinderi îl vor ajuta


2 2/96

5/23/2018


pe absolvent sa integreze cunoştinţele şi deprinderile înşuşite în fundamentarea altor discipline din planul de învăţământ (amenajarea bazelor turistice; geografia turismului intern şi internaţional; geografia riscurilor).

IV. Organizarea temelor în cadrul cursului a) Cursul este structurat pe 4 module de învăţare, care urmăresc parcurgerea graduală a conţinutului, în concordanţă cu asimilarea treptată a cunoştinţelor şi creşterea proporţională a orizontului informaţional. Fiecare temă/modul abordează aspecte diferite ce oferă perspective de analiză comparativă şi de formare a unei viziuni de ansamblu, specifică abordărilor geografice regionale : 1. Forma de relief – atribuţii şi funcţionalităţi spaţiale. Geneza, evoluţia şi valorificarea turistică a morfostructurilor scoarţei terestre 2. Potenţialul turistic al reliefului petrografic (impus de rocă) şi valorificarea turistică . Potenţialul turistic al reliefului glaciar şi periglaciar şi forme de valorificare turistică 3. Potenţialul turistic al reliefului fluvial şi litoral şi valorificarea turistică. Modele turistice ale spaţiului insular şi costier 4. Modele turistice ale spaţiului montan. Fiecare din temele de mai sus este dublată de o serie de aplicaţii practice. Temele majore propuse, acompaniate de aplicaţiile practice aferente fiecărei teme sunt o modalitate extrem de utilă şi facilă pentru înţelegerea corectă a conţinutului cursului de Potenţialul turistic al reliefului şi valorificarea lui. b) Fiecare temă/modul (conţinuturile cursului şi aplicaţiile practice aferente) vor putea fi consultate pe site-ul Facultăţii de Geografie, la adresa http://geografie.ubbcluj.ro/, la secţiunea Cursuri, precum şi pe CD-urile ce vor fi oferite studenţilor de la specializarea Geografia Turismului, varianta ID. Descrierea conceptelor majore pentru fiecare temă/modul şi pentru fiecare aplicaţie practică aferentă fiecărei teme/modul pot fi găsit e în syllabusul cursului. c) Obiectivele generale ale cursului şi Organizarea Obiectivele generale ale cursului Potenţialul turistic al reliefului şi valorificarea lui au menirea de a orienta studenţii pentru: - definirea fundamentelor conceptuale ale geomorfologiei aplicate şi metodologiei de investigare a reliefului; - explicarea mecanismelor agenţilor şi proceselor de modelare a scoarţei terestre şi geneza formelor de relief; - informarea studenţilor asupra valenţelor turistice ale reliefului endogen, exogen şi antropogen; - formarea competenţelor şi iniţierea studenţilor în evaluarea potenţialului turistic al reliefului. Cunoştintele dobândite prin absolvirea disciplinei stau la baza înţelegerii principalelor procese ce coordonează geneza formelor de relief, care reprezintă suportul peisajului geografic. Cunoaşterea mecanismelor de eroziune, transport şi acumulare a agenţilor geomorfologici, la diferite latitudini şi în diferite medii morfoclimatice vor asigura competenţe absolventului de a şti să proiecteze activitatea managerială, ca agent de turism, în funcţie de disponibilitatea teritoriilor, zonelor sau regiunilor vecine, asigurându-şi succesul investiţiilor. Evaluarea corectă a potenţialului turistic al unei regiuni nu poate fi realizată în absenţa uno r deprinderi practice de investigare a teritoriului şi intuirea limitelor sau restricţiilor impuse de intensitatea, natura şi ciclicitatea proceselor geomorfologice. Aceste deprinderi îl vor ajuta pe absolvent sa integreze cunoştinţele şi deprinderile înşuşite în fundamentarea altor discipline din planul de învăţământ (amenajarea bazelor turistice; geografia turismului intern şi internaţional; geografia riscurilor).

3 http://slide pdf.c om/re a de r/full/supor t-c urspot-tur istic -a l-re lie fului-si-va lor if-luiir imus-ioa n-a ure l

3/96

5/23/2018


Cursul va fi structurat în patru părţi, aferente celor patru module prezentate mai sus: 1. Forma de relief – atribuţii şi funcţionalităţi spaţiale. Geneza, evoluţia şi valorificarea turistică a morfostructurilor scoarţei terestre 2. Potenţialul turistic al reliefului petrografic (impus de rocă) şi valorificarea turistică. Potenţialul turistic al reliefului glaciar şi periglaciar şi forme de valorificare turistică 3. Potenţialul turistic al reliefului fluvial şi litoral şi valorificarea turistică. Modele turistice ale spaţiului insular şi costier 4. Modele turistice ale spaţiului montan.

V. Formatul şi tipul activităţilor implicate de curs (sarcinile practice ale studentului) a) Sarcini

La acest curs veţi avea de realizat mai multe sarcini (rezolvarea unor aplicaţii practice) a căror pondere totală în nota finală va fi de 40%; restul de 50% constituie evaluarea cunoştinţelor finale dobândite în cadrul cursului. Sarcinile sunt centrate pe rezolvarea unor probleme concrete induse de activitatea agentului şi managerului agenţiei de turism şi de adaptarea şi soluţionarea diverselor situaţii pe care aceştia le pot întâmpina. Veţi fi anunţaţi (prin e-mail) când o nouă sarcină a fost afişată on -line. Este în avantajul dumneavoastră să realizaţi sarcinile propuse la scurt timp după ce ele au fost afişate, deoarece termenele limită trebuie respectate strict. Datele limită de evaluare a sarcinilor propuse anterior vor fi, de asemenea comunicate iniţial (atenţie: unele sarcini vor avea termen limită în decursul primelor trei săptămâni de la începerea cursului!!!). b) Teme de casă

Pentru fiecare modul citiţi secţiunea aferentă din suportul de curs (autor, Irimuş, Ioan Aurel). Luaţi notiţe pentru a înţelege mai bine informaţiile şi pentru a studia mai târziu. Temele de casă vor fi prezentate cu ocazia fiecărei întâlniri modulare, sau trimise pe una din adresele de mail menţionate mai sus; ponderea lor în nota finală de promovare a examenului va fi de 50%. c) Examenul

După ce aţi rezolvat toate aplicaţiile practice aferente pregătirii preliminare (a căror pondere în nota finală va fi de 50%) este momentul să studiaţi pentru examenul final (cu pondere de 50% în nota finală). Pentru examenul final veţi învăţa din suportul de curs şi din notiţele luate cu ocazia fiecărei întâlniri modulare. d) Comunicarea on-line: Anunţuri, E -mailuri şi Forum de discuţii

Majoritatea informaţiilor vă vor fi transmise prin intermediul secţiunii Anunţuri de pe site-ul Facultăţii de Geografie, la adresa http://geografie.ubbcluj.ro/, precum şi prin intermediul e-mail-ului. În consecinţă, consultarea zilnică a e-mail-ului şi a site-ului Facultăţii de Geografie este o sarcină absolut necesară. Sunteţi responsabili de a lua la cunoştinţă toate informaţiile pe care vi le trimitem prin intermedioul celor două surse de informaţie deja menţionate. Este r esponsabilitatea dumneavoastră să vă păstraţi la zi adresa de e-mail.

VI. Bibliografie obligatorie Cărţile şi cursurile incluse în bibliografia obligatorie sunt destinate cu prioritate să ajute studenţii să înţeleagă conceptele fundamentale ce guvernează geneza şi evolutia formelor de relief (Geomorfologia, Geografia fizică, Geotectonica), iar cele ce vizează componenta turistică (Geografia generală a turismului, Geografia turismului internaţional, Prospectare şi informare turistică) asigură înţelegerea conceptelor de valorificare turistică a reliefului. Pe baza acestor cunoştinţe se poate înţelege apoi mult mai bine modul în care se propune conceperea strategiilor de marketing şi management al regiunii sau regiunilor turistice, dar şi elaborarea modelului turistic ori asimilarea unui model de valorificare turistică pentru un teritoriu.


4 4/96

5/23/2018


Toate materialele sunt asigurate integral de Facultatea de Geografie a UBB.

1. Bleahu, M.(1982), Relieful carstic. Ed.Albatros, Bucureşti. 2. Bleahu, M. ; Negrea, St. ; Racoviţă, Gh. ; Lascu, C.(1984), Peşteri din România. Ghid turistic.Ed. Sport-Turism , Bucureşti. 3. Cabanne, C.(1998), Geographie humaine des littoraux maritimes. Ed. SEDES , 471 p. 4. Ciangă, N.(2001, 2006), România. Geografia Turismului, Ed.P.U.C, 201 p. 5. Cocean, P.(2000), Munţii Apuseni. Procese şi forme carstice, Editura Academiei Române, 253 p. 6. Cocean, P. ; Dezsi, St. (2001), Prospectare şi geoinformare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca, 231 p. 7. Irimuş, I. (2003), Geografia Fizică a României, Edit. Casa Cărţii de Stiinţă, Cluj -Napoca. 8. Panizza, M. (1993), Geomorfologia Applicata, Ed.Nis, Roma, Italia. 9. Păcurar, Al. (2009 ),Turismul internaţional . Ed. Presa Universitară Clujeană. 10. Posea, Gr. (2005), Geomorfologia României, Ed.Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti. 11. Strahler, N.A. (1973), Geografia Fizică, Ed. Ştinţifică, Bucureşti. 12. Urdea, P. (2005), Gheţarii şi relieful . Editura Universităţii de Vest, Timişoara.

VII. Materiale şi instrumente necesare Optimizarea secvenţelor de învăţare/formare reclamă accesul studenţilor de la specializarea Geografia Turimului, forma de învăţământ „Învăţământ la Distanţă” la urmâtoarele resurse: Computer conectat la internet (pentru a putea accesa toate informaţiile): date, termene, suporturi de lucru-hărţi mute, hărţi digitizate, hărţi model, explicaţii etc; Imprimantă (pentru tipărirea materialelor -suport, atemelor redactate, a studiilor de caz şi problematizărilor existente); Acces la resursele bibliografice (ex: abonament la Biblioteca Centrală Universitară „Lucian Blaga”, abonament la Biblioteca Facultăţii de Geografie etc); •

•

•

VIII. Calendar al cursului Pe parcursul semestrului I, de-a lungul căruia se studiază disciplina de faţă, sunt programate 4 întâlniri faţă aînoricăror faţă (consultaţii) toţi studenţii; au monitorizare menirea soluţionării intermediari) nelămuriri decuconţinut ştiinţificele şi de a moduluidirecte în care (fără sunt rezolvate sarcinile practice (aplicaţiile din caietul de lucrări practice). Pentru prima întâlnire este obligatorie lectur area atentă a primului modul (temele aferente acestuia) şi rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 1; se vor preda aplicaţiile aferente modulului 1; Pentru a doua întâlnire este obligatorie lecturarea atentă a modulului 2 (temele aferente acestuia) şi rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 2; se vor preda aplicaţiile aferente modulului 2; Pentru a treia întâlnire este obligatorie lecturarea atentă a modulului 3 (temele aferente acestuia) şi rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 3; se vor preda aplicaţiile afer ente modulului 3; Pentru a patra întâlnire este obligatorie pregătirea tuturor conţinuturilor de examen şi rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 4; se vor preda aplicaţiile aferente modulului 4. În cadrul celei de a treia întâlniri se vor verifica şi, eventual corija toate aplicaţiile practice existente parcursul celor patru module3 (care aplicaţiilepe practice existente în modulele şi 4. vor constitui 50% din nota finală); acum se vor preda În cadrul sesiunii de examene se va derula examenul final, examen cu pondere de 50% din nota finală şi se va comunica cursanţilor numărul de puncte (maxim 50) obţinute pe baza rezolvării aplicaţiilor practice din modulele 1-4. Datele celor patru întâlniri sunt precizate în calendarul sintetic al disciplinei şi în tabel ul de mai jos.


5/96

5/23/2018


Calendarul sintetic al disciplinei Nr. crt

1

2

Întâlniri directe

Întâlnirea 1

Întâlnirea 2

3

Întâlnirea 3

4

Întâlnirea 4

Activităţi

Data

Pondere aplicaţii practice/examen final

- discutarea temelor de curs de la modulele 1 şi 2 - discutarea aplicaţiilor practice de la modulele 1 şi 2 - predarea materialelor rezultate din rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 1 - discutarea temelor de curs de la modulul 3 - discutarea aplicaţiilor practice de la modulul 3 - predarea materialelor rezultate din rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 2 - discutarea temelor de curs de la modulul 4 - discutarea aplicaţiilor practice de la modulul 4 - predarea materialelor rezultate din rezolvarea aplicaţiilor de la modulul 3 şi 4

17 noiembrie 2012 orele 08,00 – 10,00 (sala C1)

15 puncte

15 decembrie 2012 orele 08,00 – 10,00 (sala C1)

10 puncte

07 ianuarie 2013 orele 08,00 – 10,00 (sala C1)

15 puncte

- derularea examenului final

ianuarie 2013 (sala C1)

50 puncte (examenul final)

IX. Politica de evaluare şi notare Pentru fiecare curs parcurs, ca student la forma ID, veţi avea de rezolvat mai multe tipuri de teme. Răspunsurile la teme/aplicaţii practice se trimit profesorului, prin intermediul tutorelui dumneavoastră, pentru a fi evaluate. Trimiterea temelor se poate face prin poşta terestră, poşta electronică Birou (e-mail), aduce personal cursde (la sediul Facultăţii de Geografie, 63, fax etajulsau II, se Str.pot Clinicilor, nr. 5-7). titularului Pe aceeaşidecale comunicare veţi primi observaţiile, comentariile şi sfaturile tutorelui, sau ale profesorului -specialist de disciplină. Prezentarea la examenul de promovare a cursului este condiţionată de obţinerea de calificative/note de trecere pentru toate temele de verificare ale unui curs, parcurgerea acestora constituie o condiţie prealabilă participării la examenul de disciplină. Studenţii vor fi evaluaţi în baza celor 4 lucrări/aplicaţii practice din timpul semestrului şi în baza examinării finale. Lucrările vor fi predate - printate, pe CD sau prin e-mail (preferabil)conţinând numele şi grupa autorului, precum şi numărul temei. Fiecare lucrare va fi notată cu o notă de la 1 la 10. În cazul depăşirii termenului de predare indicat pentru fiecare lucrare, studentul va fi penalizat cu 1 punct pentru fiecare săptămână de întârziere în predarea temei. Se admit maxim 2 săptămâni de întârziere, perioadă după care lucrarea va fi notată cu 0. Lucrările vor trebui să trateze tema anunţată şi să urmeze tehnica/metodologia de analiză specificată. Criterii de evaluare: capacitate de sinteză, utilizarea corectă a terminologiei de specialitate, relevanţa exprimării unei realităţi geografice (fenomen, proces). Se va ţine cont şi de interacţiunea cu audienţa, expunerea de

idei, enunţarea unor întrebări obiective şi acordarea de răspunsuri.


6 6/96

5/23/2018


Procesul de evaluare şi stabilirea notei finale la acest curs va avea următoarele componente: 1. însumarea punctajelor obţinute pentru rezolvarea sarcinilor de lucru (aplicaţiilor practice existente în fiecare din cele patru module): 10 puncte/aplicaţii practice/modul....40 puncte maxim; 2. nota obţinută la examenul final: 50 puncte maxim; 3. 10 puncte se acordă din oficiu, rezultând un punctaj total maxim de 100 puncte, aferent notei finale 10 (zece). Nota finală la acest curs va fi bazată pe procentele cumulate din întreg, iar notele vor avea la bază criterii de performanţă. Pentru obţinerea unui punctaj complet este nevoie de rezolvarea tuturor aplicaţiilor practice existente şi de prezenţa la examenul final, punctele fiind cumulate din aceste două forme de evaluare; lipsa uneia dintre aceste două componente se soldează cu lipsa notei finale din ecuaţia de notare şi, implicit nepromovarea examenului la disciplina POtenţialul turistic al reliefului şi valorificarea lui.

X. Elemente de deontologie academică Se vor avea în vedere următoarele detalii de natură organizatorică: Orice material elaborat de către studenţi pe parcursul activităţilor va face dovada originalităţii. Studenţii ale căror lucrări se dovedesc a fi plagiat nu vor fi acceptaţi la examinarea finală; Orice tentativă de fraudă sau fraudă depistată va fi sancţionată prin acordarea notei minime sau, în anumite condiţii, prin propunere de exmatriculare; Rezultatele finale vor fi puse la dispoziţia studenţilor prin afişaj electronic; Contestaţiile pot fi adresate în maxim 24 de ore de la afişarea rezultatelor, iar soluţionarea lor nu va depăşi 48 de ore de la momentul depunerii. Plagiatul este o problemă serioasă şi este pedepsită cu asprime. Orice student care este prins că plagiază se poate aştepta să îi fie anulată munca şi să se întreprindă măsuri disciplinare din partea organismelor de conducere ale facultăţii. Pentru clarificarea noţiunii de plagiat, propunem următoarele exemple: realizarea proiectului de cercetare de către o altă persoană; copierea parţială sau totală a unui proiect de cercetare; copierea unui proiect de cercetare de pe internet şi răspândirea acestuia şi în rândul altor cursanţi; conspectarea unor surse bibliografice fără citirea prealabilă a acestora. Studenţii pot utiliza surse bibliografice aferente tematicii abordate, cu condiţia ca respectivele surse să fie identificate şi prezentate în cadrul proiectului de cercetare. Un proiect care se constituie în mare parte din compilarea unor idei ale unor autori, neavând o contribuţie proprie din partea studentului va fi notat cu un calificativ inferior. Pentru eventuale explicaţii suplimentare vă stau la dispoziţie. −

−

−

−

− − −

−

XI. Studenţi cu nevoi speciale Nevoile speciale se referăşilaprerechizite o serie de aferente dizabilităţi fizice, dizabilităţi învăţare/receptare, cele datorate lipsei de deprinderi acestui curs. Studenţiidecare se află într -una dintre aceste situaţii, sunt rugaţi să mă contacteze la începutul cursului pentru a putea interveni şi ajusta situaţia (spaţii special amenajate, examen oral, examen on-line etc.) pentru ca rezultatele la final să fie cele scontate, facilitând accesul egal al tuturor cursanţilor la activităţile didactice şi de evaluare.


7/96

5/23/2018


XII. Strategii de lucru recomandate Învăţământul la distanţă presupune mult efort din partea cursantului, ca atare îmi permit să vă fac câteva recomandări pentru a parcurge şi înţelege mai uşor temele parcurse. Astfel, vă recomand să vă alocaţi cel puţin la fel de mult timp pentru studiul fiecărei teme/modul şi pentru realizarea sarcinilor practice, ca şi cum aţi studia acest curs în formula ”învăţământ la zi”. În plus, este bine să vă stabiliţi un orar săptămânal pe care să îl rezervaţi studiului la această disciplină. Încercaţi pe cât posibil să vă încadraţi în următoarele rigori: pregătiţi-vă pentru sarcinile pe care le aveţi de rezolvat, citind din timp părţile relevante din suportul de curs, rezolvaţi exemplele oferite, rezolvaţi aplicaţiile din suportul de curs; încercaţi să rezolvaţi toate aplicaţiile existente; dacă întâmpinaţi dificultăţi, e -mailul meu vă stă la dispoziţie pentru explicaţii suplimentare; trimiteţi -mi un e-mail cu problema la care v-aţi blocat pentru a vă oferi soluţia corectă; citiţi cu atenţie instrucţiunile de urmat pentru rezolvarea fiecărei aplicaţii practice; de cele vă rog să puneţi întrebări; curiozitatea şi întrebările diverse (la obiect) constituie un element esenţial pentru învăţare); încercaţi să contactaţi un student, coleg cu dumneavoastră la aceeaşi specializare, forma la zi, pentru a vă consulta în cazul unor dificultăţi. −

−

−

−

−

.

CLUJ-NAPOCA, 01.10.2012


Prof. univ. dr. IRIMUS IOAN AUREL

8 8/96

5/23/2018


SUPORT DE CURS

POTENŢIALUL TURISTIC AL RELIEFULUI ŞI VALORIFICAREA LUI MODULUI I. FORMA DE RELIEF - ATRIBUTE ŞI FUNCŢIONALITĂŢI SPAŢIALE Interfaţa dintre geosferele interne şi externe ale Pământului localizează cele mai profunde transformări telurice cu rezonanţă în structurarea „asperităţilor” scoarţei terestre, respectiv în configuraţia geometrică a suprafeţei topografice sau forma de relief. Forma de relief nu se rezumă doar la simpla deformare a suprafeţei terestre, ci ea implică repere structurale, care stau la baza genezei şi dinamicii sale. Formele pe care le primesc corpur ile geologice, reflectă nu numai fluxul energetic intern, teluric, ci şi intensitatea proceselor de modelare. Morfogeneza sau geneza formelor de relief implică materie şi energie, iar relieful ca rezultantă a interacţiunii dintre ele, prezintă o anumită evoluţie, morfodinamică şi funcţionalitate spaţio temporală. Relieful (cf. Chorley, 1962) trebuie privit ca sistem deschis, iar suprafaţa topografică ca proiecţia interacţiunii forţelor endogene şi exogene.Trebuie prin urmare să admitem suprafaţa geoidului ca suprafaţă de echilibru, între materia adusă în sistemul morfogenetic prin diastrofism şi vulcanism, şi materia transferată în sistem prin procese gravitaţionale, fluviale, glaciare, marine sau litorale, etc. Relieful terestru constituie o expresie a naturii dialectice a proceselor care au loc la nivelul interfaţei geosferelor interne şi externe ale Pământului, respectiv interfaţa scoarţă terestră – mediu hidro-atmosferic, ce se constituie în sediul unei enorme diversităţi de transformări energetice, cu reflexe în fizionomia şi funcţionalitatea diverselor peisaje geomorfologice. Relieful terestru, în accepţiunea generală, este definit prin totalitatea formelor pozitive şi negative pe care le îmbracă scoarţa terestră, situate deasupra sau sub nivelul geoidul ui ( Max Derruau – Les formes du relief terrestre,1989, p.5). În accepţiunea sa mai simplă, forma de relief este o construcţie geometrică, rezultată din ansamblarea elementelor simple: suprafeţe şi muchii. Dacă acest ansamblu este restrâns, atunci ne refer im la forme simple de relief (mamelon, înşeuare, cuvetă, dom, vârf ). Multiplicarea articulării are ca rezultantă apariţia formelor complexe (valea, masivul, câmpia), dar şi o ierarhizare morfografică. Complicarea structurală survine odată cu dimensionarea formelor, respectiv de la cele mai mici, 10-8 Km2, până la gigaforme sau megaforme (107Km2), forme astronomice, ce asigură o ierarhie morfometrică. Indiferent de structura geomorfică ori de dimensiune, forma de relief exprimă rezultatul confruntării dialectice dintre factorii care acţionează în interfaţa geosfere interne - geosfere externe. În consecinţă, descifrarea esenţei relaţiei formă - proces, devine obiectivul prioritar al cunoaşterii reliefului. Fiecare formă ori ansamblu de relief este opera unor acţiuni locale, regionale ori planetare comandate de interacţiunea forţelor situate vertical, de o parte şi de alta a suprafeţei topografice. Descrierea şi explicarea genezei formelor de relief revine geomorfologiei (gé – pământ; morphe- formă; logos - ştiinţă, discurs). Din punct de vedere genetic, forma de relief este o modalitate de adaptare a “suprafeţei scoarţei” (Josan,1996), care reacţionează prin deformare la solicitările impuse de consumul, transferul ori acumularea substanţei, informaţiei şi energiei de provenienţă telurică ori extraterestră, în spaţiul de manifestare a geomorfosistemelor. Geomorfologia studiază atât aspectele individuale ale reliefului, de ansamblare teritorială a formelor, cât şi descifrarea celor mai sensibile discontinuităţi ale proceselor ce definesc evoluţia formelor. După J.Budel (1977), geomorfologia studiază relieful ca pe o suprafaţă limită, situată la exteriorul scoarţei şi care, privită în totalitate, formează reliefosfera.Relieful, considerat sub aspectele sale geometrice, ca ansamblare teritorială, sub anumite muchii sau unghiuri a suprafeţelor,


9/96

5/23/2018


rămâne tributar noţiunii de reliefosferă. Această ansamblare de forme concave, convexe ori de segmente drepte este omniprezentă în definirea morfologiei terestre, de la nivelul celor mai mari altitudini sau înălţimi (Everest, 8 848 m) şi până la cele mai mari adâncimi (-11 516 m), Groapa Cook, din Fosa Marianelor. Această percepţie asupra morfologiei terestre este de natură reducţionistă, ea lipsind forma de conţinut. Relieful nu trebuie înţeles şi echivalat cu imaginea releveului topografic 3D. Terasa fluvială cuprinde pe lângă elementele de formă sau morfografice (frunte, ţâţână, pod, muchie) necesare recunoaşterii teritoriale, pe cele morfogenetice (depozit aluvial cu o anumită granulometrie, vechime, stratificare), care-i defineşte funcţionalitatea spaţială. Orice formă de eroziune are corespondenţă o formă de acumulare. Distrucţia şi construcţia sunt laturi ale procesului morfogenetic unic. Pentru a rezulta o suprafaţă de eroziune a fost necesară evacuarea unei încărcături materiale, iar pentru o formă de acumulare, stocarea altei încărcături, pe un suport preexistent. Astfel, şi cele mai simple forme de relief au un profil vertical, adică o anumită grosime. Unele forme de relief s-au dezvoltat în orizontul superficial al scoarţei terestre, iar altele îşi au rădăcinile tocmai la baza acesteia, în astenosferă. Sfera în care are loc geneza formei de relief, respectiv morfogeneza, se suprapune parţial litosferei şi tectonosferei şi este definită geomorfosfera (Mac, 1996). Modelul general planetar al Terrei cuprinde geosferele interne (scoarţa, mantaua, nucleul) şi cele externe (hidrosfera, biosfera, atmosfera). La nivelul interfaţei intern - extern, prin schimbările profunde ale proprietăţilor fizice şi chimice ale materiei au rezultat învelişuri noi: reliefosfera şi pedosfera. Proprietăţile fizice şi chimice ale reliefosferei şi pedosferei se definesc prin raporturile ce se stabilesc între litosferă şi geosferele externe. Câmpul de acţiune al acestor procese are ca limită superioară suprafaţa topografică, iar ca limită inferioară discontinuitatea Mohorovicic, la contactul crustă - manta. La nivelul ei se realizează echilibrul izostatic între plăcile litosferice şi tranzitul între rocile sedimentare, magmatice şi metamorfice. Aşadar, contactul crustă -manta nu este doar geochimic, geofizic, ci şi geomorfologic. Măsurătorile geofizice confirmă că baza litosferei are un relief ce se constituie într -o imagine reflectată şi ajustată a reliefului suprafeţei topografice terestre. Cu cât litosfera superioară are un relief mai depresionat cu atât şi baza litosferei prezintă o concavitate mai pronunţată (Fig.1).

Fig.1. Sectiune prin litosfera

Procesele geomorfologice care se -10 desfăşoară de la baza scoarţei,formele începând 000 m adâncime, unde predominăendogene deformaţiile plastice de curgere, generează decurelief primare, de dimensiuni mari sau geomorfotecturile (plăcile litosferice, continentele şi bazine oceanice). Aici materia are tendinţa de a se deplasa dinspre zonele cu presiuni litostatice mari spre zonele mai depresionate în stabilirea unei stări de echilibru izostatic. Deasupra limitei de -10 000 m, limita maximă pentru granit, au loc fracturări şi fisurări, sub impulsul proceselor tectonice ce generează deformaţiile de curgere.


10 10/96

5/23/2018


Partea superioară a scoarţei, caracterizată prin interfaţa învelişurilor (litosferă, atmosferă, hidrosferă, biosferă) este diferenţiată atât geochimic, geofizic cât şi geomorfologic. Aici, acţiunea proceselor geochimice (oxidare, hidratare, carbonatare) configurează zona de dezagregare, cu o subzonă de oxidaţie şi o subzonă de cimentaţie.Transformările geochimice şi cele mecanice de la suprafaţa scoarţei (eroziune, transport, acumulare) define sc un nivel epidermic (Mac, 1996) de formare a reliefului, respectiv epigeomorfosfera. Reliefosfera, la acest nivel epidermic, se diferenţiază în funcţie de condiţiile climatice şi natura faciesurilor litologice. Ţinuturile stâncoase ale deşerturilor calde ori reci sunt dominate de procesele de meteorizare mecanică şi produsele rezultate în urma dezagregărilor prin mecanisme de îngheţ-dezgheţ, insolaţie-uscare-umezire, amplitudini termice diurne mari. Regiunile ecuatoriale, din cauza alterării profunde, prezintă scoarţe de alterare foarte groase.În savane şi regiunile musonice, structura scoarţei de alterare este modificată prin restratificări - duricruste şi argile lateritice - din cauza schimbării repetate a direcţiei de migrare a elementelor chimice şi minerale, din pătura alterărilor. Epigeomorfosfera, ca orizont reliefogenetic, se identifică în cadrul geomorfosferei cu domeniul meteorizaţiei mecanice şi chimice, proceselor criergice, proceselor biogene şi antropice, pluviodenudaţiei şi deplasărilor în masă. Epigeomorfosistemul periglaciar demonstrează condiţionarea climatică a funcţionării sale, prin prezenţa solului veşnic îngheţat (merzlotă, pergelisol sau permafrost), suport al modelării ori glisării orizontului de molisol. Procesele morfogenetice ce se desfăşoară ori afectează cuverturile sedimentare ale soclurilor şi orogenurilor, ducând la dislocaţii sub formă de cute, rupturi şi falieri, (zona fracturărilor), unde conlucrează factorii, agenţii şi procesele tectonice cu cele geochimice , conturează mezogeomorfosfera.Ea se poziţionează între epigeomorfosferă şi endogeomorfosferă. Mezogeomorfosistemele materializează în suprafaţa topografică forme de relief de ordinul II sau morfostructurale: munţi vulcanici, munţi – bloc, munţi de încreţire, grabene,etc. Fenomenul de substratificare al geomorfosferei, tipic tuturor geosferelor terestre, evidenţiază caracterul spaţio-temporal al formelor de relief. Fiecărui nivel energetic îi corespunde un anumit tip de mişcare al materiei. Endogeomorfosferei, îi revine geneza tectonică a formei de relief, respectiv cadrul articulării morfostructurale a formei de relief, prin participarea proceselor endogene. Vulcanul sau aparatul vulcanic, masivul -bloc sau horstul, grabenul sau culoarul ori bazinul tectonic, continentele, bazinele oceanice, plăcile litosferice, definesc prin funcţionalitatea lor spaţială, rolul proceselor endogene în structurarea formei de relief.

Geneza formelor de relief Apariţia şi dezvoltarea formelor de relief implică prezenţa materiei şi energiei. Modelarea reliefului se face prin consum de energie, energie ce susţine procese mecanice, chimice, biotice, antropice. Sursele de energie implicate în morfogeneză (cf.Ichim, 2000) sunt: energia solară (10 25 Jouli/an), energia geotermică (1021 Jouli/an), energia vulcanică (1018 Jouli/an), energia undelor seismice (1018 Jouli/an), la care se adaugă forţa gravitaţională terestră, forţele gravitaţionale extraterestre şi energiile latice ale mineralelor. Interacţiunea materiei cu sursele energetice cosmice şi telurice configurează tipul de procese morfogenetice: endogene şi exogene. Energia solară este receptată într -o proporţie foarte mică de către Pământ, respectiv 0,5x10 9 din cantitatea totală emisă de Soare, fiind evaluată prin intermediul constantei solare. Distribuţia ei este în funcţie de latitudine, altitudine, sezoane, contraste uscat-mare, şi se exprimă variaţia sezonieră şi diurnă, aceasta din urmă, având un rol evident în morfogeneză pentru regiunile situate dincolo de izoterma anuală de 00C, respectiv cu bilanţ radiativ pozitiv. Izoterma de 00C delimitează un spaţiu geografic cu bilanţ radiativ pozitiv între paralele de 380C latitudine nordică şi sudică. Acest spaţiu absorbe cea mai mare cantitate de energie solară directă şi difuză prin poziţia


11/96

5/23/2018


sa între tropice (între tropice se află 40% din suprafaţa uscatului şi cea mai mare suprafaţă oceanică). Spaţiul geografic desfăşurat între paralela de 380C (latitudine nordică şi sudică) şi poli primeşte o cantitate de radiaţie mai mică, ca urmare a scăderii unghiului de incidenţă a Soarelui, iar sistemul de modelare glaciar se impune alături de cel fluvial, marin, litoral, eolian, biogen. Altitudinea impune o etajare energetică, prin scăderea temperaturii cu 6,4 0 C/1000 m, iar pe de altă parte determină oscilaţia pe verticală a limitei criosferei în raport cu latitudinea. Limita zăpezilor perene variază de la 0 m la poli, 3 000 m în regiunile subtropicale şi mediteraneene, 6 000 m în zonele tropicale şi 5 000 m în zona ecuatorială. Forma şi mişcările Pământului sunt cele care impun variaţia sezonieră a parametrilor climatici şi implicit variaţia sezonală a bilanţului energiei solare. Pentru regiunile extratropicale sezonalitatea este exprimtă prin rolul dominant al temperaturii, exprimat prin regimul de iarnă şi de vară, în timp ce în zonele tropicale sezonalitatea este marcată de regimul precipitaţiilor (sezonul ploios şi sezonul secetos). Fenomenele geomorfologice sunt asociate cu sezonalitatea. Alternarea ploilor torenţiale cu perioade lungi de secetă stimulează eroziunea şi apariţia badlands-urilor, ori apariţia viiturilor.Fluctuaţiile diurne ale temperaturii au de asemenea efecte în mofogeneză, mai ales în regiunile deşertice, unde amplitudinile diurne pot atinge 120 0C la suprafaţa solului, stimulâ nd procesele mecanice de dezagregare. Ca urmare a mişcărilor de rotaţie şi revoluţie ale Pământului, energia solară este convertită în energie cinetică, iar agentul care realizează lucrul mecanic este vântul, cu acţiune generalizată atât în domeniul continental (relieful eolian), cât şi marin (valuri, curenţi şi indirect ţărmuri). Energia gravitaţională sau gravitaţia percepută ca rezultantă a forţei de atracţie gravitaţională (G) a Pământului, forţei centrifuge, ce acţionează dinspre Pământ spre exterior în timpul rotaţiei, reprezentând 0,4% din G, şi efectul atracţiei dintre Pământ şi alte corpuri din Sistemul Solar (Soarele, Luna), şi care reprezintă 0,00001% din G. Variaţia pe latitudine a gravitaţiei, (978 gali la Ecuator şi 983 gali la poli) şi pe altitudine, o descreştere de 1 gal/3000 m (1 gal=10-2 m/s -2), demonstrează rolul acestei energii în morfogeneză prin diferenţa de potenţial câştigată de regiunile terestre în emersiune sau înălţare epirogenetică. Trăsăturile structurale ori sculpturale ale formei de relief şi funcţia ei peisajistică vor fi exprimate de forţa dominantă sau coordonatoare a procesului morfogenetic: vulcanic, fluvial, glaciar, eolian, antropic. Forma de relief , ca rezultantă a interacţiunii dintre forţele endogene şi exogene, la nivelul interfaţei mediu hidro-atmosferic - scoarţă terestră, exprimă prin trăsăturile sale morfografice şi morfologice, nivelul de rezilienţă al morfostructurii în raport cu dinamica mediului hidro -atmosferic. Relieful este un produs al interacţiunii forţelor endogene şi exogene, care nu sunt echivalente sau identice. Forţele endogene sunt răspunzătoare de construcţia ”suportului” reliefului terestru, respectiv al morfostructurilor generate de procese metamorfice, magmatice şi vulcanice, iar cele exogene perfectează morfografia şi morfologia reliefului, respectiv morfosculptura. Caracterul antagonic al manifestării acestor grupe de forţe prefaţează procesul de structurare a materiei telurice şi dinamica geomorfosferei sau sferei de manifestare a proceselor geomorfice. Dacă se consideră suprafaţa geoidului, ca suprafaţă de echilibru, spre care tinde orice sistem morfogenetic, atunci putem afirma că aportul material prin diastrofism şi vulcanism se înscrie deasupra liniei Geoidului, iar consumul planetar de scoarţă se înscrie sub limitele Geoidului.


12 12/96

5/23/2018


Bibliografie recomandată:

1. 2. 3. 4.

Cabanne, C.(1998), Geographie humaine des littoraux maritimes.Ed. SEDES , p.471. Ciangă, N.(1997), Turismul în Carpaţii Orientali, Ed. P.U.Clujeană, p.283. Ciangă, N.(2001, 2006), România. Geografia Turismului, Ed.P.U.C, p.201. Cocean , P.,Vlăsceanu, Gh., Negoescu, B. (2002), Geografia generală a turismului , Ed.Meteor Press, p.351. 5. Cocean, P., Dezsi, St. (2001), Prospectare şi geoinformare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca, p.231. 6. Draica, C.(1999),Ghid practic de turism internaţional şi intern.Editura ALL BECK, p.250. 7. Irimuş, I.(2003), Geografia Fizică a României, Edit. Casa Cărţii de Stiinţă, Cluj-Napoca. 8. Irimuş, I.(2009), Relieful - potenţial şi valorificare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană. 9. Luck, M. (2003),Global Ecotourism Policies and Case Studies. Ed.Channel Wiew Publications, p 201. 10. Mac, I. (1996), Geomorfosfera şi geomorfosistemele. Editura Presa Universitara Clujeană, Cluj-Napoca, p.365. 10.Păcurar, Al.(2004 ),Geografia turismului internaţional . Ed. Presa Universitară Clujeană. Temă de reflecţie nr.1. Realizaţi structurarea energetică a geomorfosferei în baza informaţiei oferite

•

de curs şi bibliografiei recomandate.

Urmăriţi articularea plan spaţială a formelor de relief din orizontul

•

local şi atribuiţi-le o utilizare. Inventariaţi procesele geomorfologice contemporane, care au reflexie în limitarea ori favorabilitatea unor exploatari contemporane ale spaţiului geografic.

•


13/96

5/23/2018


MODULUL II. GENEZA, EVOLUŢIA ŞI VALORIFICAREA TURISTICĂ A MORFOSTRUCTURILOR SCOARŢEI TERESTRE Tectonica globală, concept aproape unanim acceptat după 1960, furnizează explicaţii coerente asupra genezei şi repartiţiei planetare a două mari unităţi morfostructurale: bazinele oceanice şi ariile continentale. Soluţionarea modelului tectonicii globale se datorează rezultatelor cercetării geofizicii, privind constituţia internă a Pământului, semnificativă fiind pentru geomorfologi regruparea învelişurilor exterioare sub numele de litosferă. Conţinutul litosferei este cel de ansamblu relativ rigid, constituit din scoarţă şi mantaua superioară (astenosfera), cu o profunzime de 70-150 km, susceptibilă de a se deplasa pe astenosfera plastică. Dinamica litosferei, potrivit modelului tectonicii globale, fundamentat pe ipoteze, observaţii şi argumente topografice, măsurători batimetrice şi topometrice, argumente climatice, geologice şi paleontologice, analize şi interpretări ale profilelor de anomalii magnetice (Wegener,1912; Ewing & Heezen, 1958; Hess, 1962; Dietz, 1961; Wilson, 1965; Morley,Vine & Matthews, 19601963;Mckenzie & Parker, 1967; Dewey & Bird, 1970; Coleman, 1971) are ca finalitate o reconfigurare a domeniului continental şi a celui oceanic, dar şi o structurare a crustei sau scoarţei terestre, respectiv a litosferei superioare, în raport cu litosfera inferioară ( astenosfera sau mantaua superioară).Prezenţa a trei tipuri de crustă, continentală, de tranziţie şi oceanică, fiecare cu caracteristici geologice şi geofizice specifice, cu morfostructuri diferite a condus la o reconsiderare a evolutiei paleogeografice a Terrei. Proiectul Mantaua superioară şi influenţa ei asupra scoarţei terestre (1963-1971), alături de Proiectul FAMOUS (1971-1974), Proiectul IPOD, Proiectul Geodinamic (1971-1980) şi Programul de foraje marine DSDP cu vasul Glomar Challenger, coordonat de U.S.A, au furnizat datele necesare pentru argumentarea modelului tectonicii globale şi trăsăturilor celor 12 tipuri de crustă.Tipul continental (reprezentând 29% din suprafaţa scoarţei) include scuturile, platformele, catenele orogenice vechi (paleozoice), ca tenele orogenice tinere şi rifturile continentale. Crusta de tranziţie (cu o pondere de 12% din suprafaţa scoarţei) este reprezentată prin arcurile insulare şi bazinele marine interne, iar crusta de tip oceanic (căreia îi revine 59% din suprafaţa scoarţei) este reprezentată prin insulele vulcanice, fosele, bazinele oceanice, dorsalele medio-oceanice şi bazinele marginale. Poziţionarea unui segment de crustă în raport cu altul, nu putea fi explicată exclusiv prin viteza neuniformă de deplasare pe astenosferă a acestuia, faţă de o zonă de acreţie (dorsala medio oceanică) ori prin mărimea, grosimea, compoziţia mineralogică a segmentului de crustă, fără a lua în calcul diferenţa de dinamică convectivă a celulelor de convecţie, stadiile colizionale, tipul de contact între plăcile tectonice litosferice (divergent, convergent),etc. Modelul Tectonicii Globale se fundamentează pe: teoria derivei continentelor a lui A.Wegener (1912), teoria expansiunii fundului oceanic (Dietz, 1961; H.Hess, 1962) teoria plăcilor litosferice (Dewey, Bird, 1970). Teoria derivei continentelor , imaginată

de Wegener (1912), explică originea, dinamica şi configuraţia uscatului, pornind de la observarea configuraţiei ţărmurilor americane şi africane ale Atlanticului, având repere structurale şi biogeografice, care indică posibila comuniune a teritoriilor respective. Anul 1960 marchează lansarea teoriei expansiunii fundului oceanic, autor fiind Harry Hess, profesor geolog la Universitatea Princetown, potrivit căruia, dorsalele medio-oceanice se suprapun ramurilor ascendente ale curenţilor magmatici de convecţie, determinând magma să acceadă prin rifturi la suprafaţă (alipindu-se marginilor crustale), în timp ce plăcile litosferice prezintă mişcări divergente. Rezultatul construcţiei ramurilor ascendente ale curenţilor crustali este dorsala mediooceanică, pe de o parte, iar pe de altă parte expansiunea fundului oceanic (spreading), pe măsură ce materialul aportat din astenosferă prin rift (rift valley) este depus lateral, realizându-se creşterea


14 14/96

5/23/2018


crustei oceanice, respectiv acreţia. Acceptând acest postulat al acreţiei sau creşterii crustei în dorsalele medio-oceanice şi rezultatelor investigaţiilor geofizice, conform cărora nu se înregistrează o creştere proporţională a diametrului terestru, Hess a presupus un consum de scoarţă sau crustă terestră în perimetrul gropilor abisale sau foselor oceanice, idee împărtăşită şi de R.S.Dietz în 1961. Conform acestui postulat, plăcile se nasc în lungul dorsalelor medio -oceanice, ca urmare a proceselor magmatice, corelate cu circuitele curenţilor crustali, iar consumul lor se realizează în fose ori avantfose prin procese de subducţie, în zonele de compresie a plăcilor.Repetarea acestui proces conduce la înoirea continuă a crustei oceanice şi la ex pansiunea fundului oceanic. Argumente pentru confirmarea acestui mecanism, specific zonelor de acreţie, furnizate de proiectele şi programele anterior amintite, sunt date de măsurătorile batimetrice efectuate, care confirmă o deplasare faţă de riftul Atlantic al plăcilor eurasiatică şi americană de 2 cm/an, 5 -6 cm /an în Oceanul Pacific, iar în cazul plăcilor medii şi micro- plăcilor se înregistrează viteze de 8 – 9 cm/an (Placa Nazca) şi 10-12 cm/an (Placa Anatoliană). Regenerarea continuă a plăcilor oceanice şi migrarea lor laterală, a fost demonstrată de F. Vine şi D. Matthews (1963), prin măsurători magnetometrice , demonstrând că pe fundul oceanelor există benzi de bazalte cu magnetism remanent cu polaritate normală ce alternează cu benzi cu polaritate inversă. Demonstraţia este ulterior întărită de către J.Tuzo Wilson (1965) prin conceptul faliilor transformante, care se definesc ca fracturi crustale orientate perpendicular pe direcţia rifturilor şi dorsalelor medio-oceanice. Segmentele de crustă delimitate de faliile transformante sunt supuse unor deplasări în lungul acestor falii, fapt ce explică prezenţa benzilor de roci bazaltice cu polaritate inversă şi deplasarea lor laterală. Fâşiile de bazalte înregistrează polaritatea câmpului geomagnetic din perioada formării lor. Scoarţa oceanică este mai nouă sau mai tânără în vecinătatea rifturilor şi mai veche spre marginea bazinelor oceanice. Pe măsură ce se îndepărtează de rift, placa litosferică se răceşte, creşte în densitate în urma contracţiei şi se afundă în astenosferă, fapt ce contribuie la mişcarea sa laterală. Procesul de expansiune a fundului oceanic este materializat în lanţurile muntoase submerse, de mari dimensiuni, cu o lungime totală de 80.000 km, lăţimi între 1000 km şi 4 000 km, iar înălţimile pot depăşi 2 000 m. Regenerarea continuă a plăcilor şi în special a crustei oceanice în dorsale, nu duce la creşterea în aceiaşi măsură a circumferinţei globului terestru, deoarece simultan are loc un proces de consum al scoarţei sau crustei terestre, care se produce în fose sau gropile abisale, prin procese de subducţie. Segmentele de crustă oceanică coboară în adâncime, pe planuri Benioff, cu pantă de 45 -550, până la 700 km, reintegrându-se astenosferei. Fricţiunea care se realizează la nivelul aces tor planuri de glisare a segmentelor de crustă este cumulată sub forma unor tensiuni elastice, care eliberate brusc, materializeză focarele seismice. Planurilor Benioff sunt asociate şi erupţiile vulcanice.Crusta oceanică are o durată limitată spaţio-temporal, între zonele de acreţie (dorsalele medio- oceanice) şi zonele de subducţie sau consum (fosele marginale). Plăcile tectonice care înglobează atât continente, cât şi oceane sau părţi ale acestora, cu întreg ansamblu morfologic sunt delimitate fie prin d orsale, fose sau zone de subducţie ori prin falii transformante.Contactul dintre ele, prin natura mecanismelor (divergenţe, convergenţe), răspunde de tipul morfostructural al segmentului de scoarţă sau crustă şi funcţia tipului de peisaj geomorfologic generat sau tipul de relief. Contactele de tip divergent sau constructiv sunt prezente în lungul rifturilor din dorsalele medio-oceanice şi la limita dintre continente sau în interiorul continentelor.Aici se produce intruziunea şi efuziunea magmelor care determină acreţia plăcilor oceanice şi construcţia dorsalelor medio-oceanice. Acestui tip de contact îi pot fi atribuite rifturile Mării Roşii, Californiei, riftul intracontinental vest-arabic (levantin), riftul Est-African, etc. Relieful morfostructural este reprezentat de masive muntoase de tip „horst-graben” sau munţi- bloc, cu versanţi asimetrici, depresiuni şi văi de rift, cu versanţi glacizaţi ori asociind platouri vulcanice.


15/96

5/23/2018


Contactele de tip convergent sau destructiv caracterizează coliziunea plăcilor oceanice cu şi sunt localizate pe marginile continentelor, dar deopotrivă caracterizează şi coliziunea între plăcile continentale ori între plăcile oceanice.Acest tip de contacte asociază subducţia. Modul de desfăşurare a proceselor morfotectonice depinde de felul plăcilor carer converg şi de aceea se deosebesc mai multe tipuri: - convergenţă placă oceanică - placă continentală denumită şi contact de tip chilian sau andin, model elaborat de J.F.Dewey şi J.M.Bird în 1970. Placa oceanică, mai densă şi încărcată de sedimente este subdusă sub o placă mai puţin densă, continentală, subducţia realizându-se de-a lungul unui plan Benioff, cu o geodeclivitate de 45 0-550. La contactul celor două plăci se formează o fosă marină, în care se acumulează materiale sedimentare ce provin, în parte din erodarea plăcii care se scufundă şi în parte de pe placa de deasupra, întucât şi marginea ei se fragmentează şi se scufundă în solzi.Placa oceanică, ajunsă la adâncimi de cca. 100 km, începe să se topească şi magma rezultată refulează spre suprafaţa topografică prin faliile crustale, fracturile ori fisurile produse de fricţiunea plăcilor antrenate în procesul subducţiei, generând procese magmatice (vulcanism intrusiv sau fenomene plutonice) şi vulcanice (vulcanism efuziv).Procesele vulcanice şi magmatice generează lanţuri vulcanice (Oaş-Gutâi-Ţibleş-Călimani-Gurghiu-Harghita) cu erupţii de lave bazice şi calco alcaline.Temperaturile ridicate din adâncime duc la expansiunea termică, cu înălţarea unui dom, care ajunge să depăşescă nivelul marin şi să se constituieo cordilieră exondată. Între cordilieră şi continent apare un bazin în care se realizează o acumulare haotică de material, provenit din erodarea unităţilor emerse marginale ori din alunecări gravitaţionale sub merse, care se constituie în depozite grosiere flişoide, deasupra cărora vor repauza depozitele mai fine molasice. În fosa dinspre ocean se produce acumularea de material bazic rupt din placa oceanică, iar formaţiunile de fliş, se acumulează mai târziu în fosa dinspre continent.Temperaturile şi presiunile ridicate duc la formarea de roci puternic metamorfozate în ambele faze. Modelul lui Dewey şi Bird, supus unor critici şi completări, proiectează o realitate morfotectonică din partea centrală a Anzilor Per uano-Bolivieni şi Anzilor Chiliano-Argentinieni; - convergenţa placă oceanică – placă oceanică, de tip antilez, este caracterizată prin formarea unor arcuri insulare cum sunt Aleutinele, Kurilele, Filipinele, ş.a. Modelul a fost construit în 1970 de către Dewey şi Bird, fiind preluat şi îmbunătăţit în 1978 de către Coleman. Ei admiteau că o placă oceanică aflată în deplasare este subţiată prin topire pe un aliniament şi ruptă. Ruptura se realizează în segmentul cel mai subţire, în timp ce marginea mai grea se scufundă, sub acest sector, realizându-se parametrii geofizici ai subducţiei şi crearea unei fose. Sedimentele provenite din eroziunea plăcii care se scufundă, se adaugă marginii plăcii superioare, fiind singenetice cu materialul magmatic rezultat în urma topirii segmentelor de placă subdusă la nivelul astenosferic. Surplusul de material magmatic de la nivelul astenosferei, rezultat în urma topirii segmentelor crustale subduse, alimentează arcurile vulcanice submerse. Arcurile vulcanice, prin aport de material magmatic, prin mişcări epirogenice pozitive sau eustatism negativ, ajung deasupra nivelului marin, formând arcuri insulare ce delimitează bazine prearc (insula Hokkaido şi jumătatea nordică a insulei Honshu). Aceste bazine acumulează material provenit din denudarea insulelor şi din vulcanism. Materialul acumulat se ridică izostatic, contribuind la lărgirea arcului insular. Dacă arcul insular se deplasează spre zona de subducţie, distensia care se creează în spatele său poate duce la formarea unui bazin cele continentale

marginal,

care poate fi foarte bine individualizat, dacă este mărginit de un continent. Crusta arcului insular, într-un stadiu avansat devine de tip continental, prin îngroşarea unei pături sialice, întrucât şi magmatismul a devenit granitic, deoarece placa subdusă ajunge la adâncimi mari (cca 400 km). Cauze termice, pot conduce la fragmentarea arcului în două ramuri, între care se schiţează un bazin interarc. În spatele arcului vulcanic rămâne bazinul retroarc (Bazinul Braşovului, în spatele arcului vulcanic al Perşani-Baraolt-Harghita); - convergenţa placă continentală - placa continentală se realizează în două cazuri: când o placă continentală este activă şi cealaltă este pasivă (convergenţă de tip himalayan) ori când se


16 16/96

5/23/2018


realizează coliziunea a două plăci continentale cu margini active (convergenţă de tip acadian). În cazul convergenţei de tip himalayan, placa sub care se face subducţia, are marginea activă, în faţa ei formându-se fosa (cu toate procesele specifice) şi planul Benioff, situaţie similară convergenţei unei plăci oceanice cu una continentală. Pe măsură ce se subduce şi se consumă placa oceanică, cealaltă placă continentală se apropie de cea cu margine activă şi în cele din urmă se produce coliziunea celor două plăci continentale. Materialele sedimentare sunt comprimate, cutate puternic şi înălţate sub forma unui lanţ montan cu pânze de şariaj de mare amploare, deversate spre placa subdusă (placa indo-australiană). Platforma Moldovenească reprezintă una din plăci, respectiv placa care s-a deplasat spre vest, fiind supusă subducţiei. Peste această placă se suprapune edificiul cutat al Moldavidelor (molasa şi flişul extern paleogen), iar spre vest urmează Dacidele Externe, reprezentate prin flişul intern (Cretacic), cu urme de ofiolite (roci vulcanice bazice caracteristice scoarţei de tip oceanic), care ar putea marca zona de contact dintre cele două plăci continentale. Dacidele Mediane, situate mai la vest, sunt alcătuite din roci metamorfice cu o cuvertură sedimentară permo-mezozoică şi ţin de marginea activă a plăcii continentale. Dacidele Interne sunt alcătuite din sedimente triasic-eocencretacice ale pânzei transilvane. Aceste unităţi au o tectonică plicativă complexă, cu pânze de şariaj deversate spre est. Pe marginea internă a Carpaţilor Orientali se află catena eruptivă Călimani Gurghiu-Harghita, edificată prin erupţii de natură calco-alcalină, catenă care se suprapune pe placa cu marginea activă. Convergenţa de tip acadian este realizată prin coliziunea a două plăci continentale cu margini active (Munţii Appalachi, a căror geneză este legată de orogeneza acadiană din Devonianul Mediu). Cele două plăci sunt reprezentate prin placa Nord Americană şi placa Avalonia, între care s-a schiţat fosa sau oceanul Merrimack (Fredericton-Merrimack). Coliziunea dintre cele două plăci a condus la formarea unui lanţ muntos a cărui cute au fost deversate predominant peste placa nord-americană. Coliziunea între două placi poate conduce şi la obducţia acestora (termen introdus de Coleman în 1971), respectiv la un proces complex în care, fragmente de placa oceanică ajung să încalece placa de tip continental. Geneza ofiolitelor, roci bazice şi ultrabazice, înglobate în formaţiuni sedimentare, ar fi legată de procesele de obducţie (structurile ofiolitice din geosinclinalul Mureşului), după unii cercetători, în timp ce alţii consideră că doar blocurile de mari dimensiuni din scoarţa oceanică situate peste scoarţa continentală demonstrează obducţia. Mecanismele de producere a obducţiei, în special în zonele bazinelor marginale, din vecinătatea arcurilor insulare şi zonelor de subducţie de la marginea unei plăci continentale, sunt foarte complexe, implicând alături de vulcanism, magmatism şi metamorfism de contact.


17/96

5/23/2018


2.1. Relieful structural şi valenţele sale turistice Procesele de subducţie, obducţie, magmatice, vulcanice, diastrofice sau disjunctive, metamorfice (procese morfotectonice), prin mecanismele de producere, intensitate şi aria geografică afectată, materializează diversele forme de transfer energetic, între litosferă (ansamblu relativ rigid constituit din scoarţă şi mantaua superioară, susceptibil de a se deplasa pe atenosfera plastică) şi celelate învelişuri terestre. Transferul se realizează la interfaţa litosferă - mediu hidro-atmosferic, cu repercursiuni directe asupra evoluţiei viitoare a structurilor nou create, aduse în spaţiul exogen, morfostructurile, analizate ca suport al proceselor modelării exogene şi componente ale „arhitectonicii” peisajului geomorfologic, respectiv relieful structural. Studiul reliefului structural revine geomorfologiei structurale (cf. Gherasimov, 1949; Mescereakov, 1967; Panizza, 1995), geomorfologiei tectonice (cf. Tricart,1968), geomorfologiei geologice (Chorley, Schumm, Suggden, 1985; citaţi de Rădoane ,2002).

Geomorfologia tectonică şi structurală studiază relieful generat de mişcările crustale, respectiv relieful continentelor şi oceanelor. Dacă se ia în considerare faptul că există mai multe tipuri de crustă (5 tipuri de crustă continentală, 5 tipuri de crustă oceanică, 2 tipuri de crustă de tranziţie), atunci clasificarea morfostructurală este mai largă, respectiv, geomorfostructuri continentale (orogenuri paleozoice, orogenuri tinere, scuturi, platforme, rifturi continentale), geomorfostructuri oceanice (bazinele oceanice, dorsalele medio-oceanice, fosele, bazinele marine marginale, bazinele marine interne), geomorfostructuri suturale sau de tranziţie (insulele vulcanice, arcuri insulare). 2.1. Morfostructurile regiunilor de orogen 2.1.1. Geosinclinalul – aria de structurare a lanţurilor muntoase

Structurile orogenice îşi definesc trăsăturile structurale în mediul morfogenetic de geosinclinal (unităţi structurale majore ale scoarţei terestre, caracterizate printr -o mare mobilitate tectonică şi grosime de mii de metri a formaţiunilor sedimentare, o cutare puternică a stratelor, largă dezvoltare a metamorfismului şi magmatismului). Construcţia orogenului (lanţului muntos) se realizează pe parcursul unor cicluri geotectonice: litogeneza, orogeneza, epirogeneza şi gliptogeneza. Ciclul litogenetic corespunde acumulărilor de sedimente din ariile continentale sau oceanice pe grosimi până la 20 - 30 km. Sedimentele ajunse până la mari adâncimi, în condiţiile unor presiuni puternice şi temperaturi ridicate, tind să se dilate şi neputându-se extinde lateral din cauza zonelor mai rigide, de platformă, se ridică într -un sistem de cute ce compartimentează fundul geosinclinalului, de tip cordiliere şi fose. Ciclul orogenic sau orogeneza propriu-zisă debutează cu dezvoltarea mişcărilor structo genetice (cutări, şariaj), a intruziunilor granitice de tip batolitic şi printr -o inversiune a sensului general al mişcărilor tectonice. Scufundările din faza de litogeneză sunt înlocuite cu înălţări, iar unele cordilier e de tipul anticlinoriilor ajung până la suprafaţă. Eugeosinclinalele (zone depresionare interne), miogeosinclinalele (zone depresionare externe) şi flancurile cordilierelor emerse acoperite de flişul depus anterior, vor fi cutate, generând internidele şi externidele (terminologia Kober), ce au corespondent în spaţiul geografic românesc dacidele (unităţi tectonice de vârstă cretacică) şi moldavidele (unităţi ale flişului paleogen (Săndulescu, 1984))(Fig.). Ciclul orogenic este urmat de cel epirogenic, al ridicarilor în bloc al edificiilor muntoase, singenetic conturându-se şi depresiunile interne ori intracarpatice (Depresiunea Transilvaniei, Depresiunea Petroşani, Depresiunea Braşov,etc). În zona premontană apar avantfose umplute cu serii terigene şi cu depozite lagunare (molasice), iar în lungul liniilor de fractură se pot produce erupţii vulcanice cu aport de lave andezitice şi bazalte (Oaş - Gutâi – Ţibleş, Călimani - Gurghiu - Harghita).


18 18/96

5/23/2018


Evoluţia paleogeografică a lanţurilor muntoase tinere: alpino-carpato-himalayan, cordiliera nord americană, cordiliera andină (Anzii peruvieni, Anzii Chilieni), cordiliera Betică, etc.) aparţinând centurilor orogenice de acreţie mezozoico-neogene, se înscriu modelului tectonic amintit. Trăsăturile morfologice ale lanţur ilor muntoase sunt conturate în ciclul sau etapa gliptogenetică. Aceste trăsături (energia de relief şi fragmentarea accentuată, marea varietate altitudinală, pantele accentuate ori moderate, amprenta bine conturată a ciclurilor de modelare glaciară şi periglaciară, care definesc particularităţile şi marea diversitate peisagistică) permit includerea lor în categoria munţilor orogenici. 2.1.2.Tipologia lanţurilor muntoase

Orogenurile sunt structuri de acreţie situate la marginea plăcilor tectonice. Marginile divergente se găsesc în zonele de expansiune, unde iau naştere dorsalele medio-oceanice, care prezintă o morfologie similară munţilor fără însă să prezinte caracteristicile catenelor montane. Marginile de culisare nu contribuie la consolidarea unor edificii montane, ci mai degrabă la remodelarea lor prin cutări şi încălecări. Marginile de plăci convergente, supuse proceselor de consum prin subducţie vor configura două tipuri de orogenuri: - orogenuri formate prin subducţia liberă a unei plăci litosferice care poartă un ocean sub alta care poartă fie un ocean fie un continent (tipul andin: Cordiliera Andină a rezultat prin subducerea plăcii Nazca sub placa americană sudică); - orogenuri generate prin coliziune, când placa în subducţie are în urma ei un continent, o margine pasivă fără subducţie, iar consumul plăcii oceanice aduce continentele în coliziune şi generează o structură de orogen (Alpii, Carpaţii). Lanţurile muntoase au fost denumite în raport cu orogenezele sau ciclurile orogenice în care şi-au definitivat funcţionalitatea spaţială geomorfologică şi geografică. Munţii caledonici (generaţi în orogeneza caledonică, în Ordovician - Silurian) definesc structuralitatea peisajului din Europa de Nord-Vest, respectiv din Ţara Galilor, Scoţia, Peninsula Scandinavă, Arhipeleagul Spitzbergen şi Podişul Casimcei. Aceştia au nivelaţi şi reînălţaţi în bloc, iar morfologia contemporană trădează urmele glaciaţiunii pleistocene (fiorduri, văi glaciare) şi modelării pleistocen-holocene (pedimentele dobrogene cu cupole şi inselberguri). Munţii hercinici reprezentaţi prin masivele: Cornwall, Armorican, Morav, Central Francez, Ardeni, Rhenan, Vosgi, Pădurea Neagră, Boem, Lyssa-Gora, Bielo-Gora, Nord-Dobrogean, sunt singenetici părţii sudice a Munţilor Urali, Appalaşilor şi masivelor altaice din Asia Centrală, formaţi în Carbonifer şi Permian. Munţii orogenului alpin sunt definiţi prin complexitatea morfostructurală generată de paroxismul tectonic al orogenezelor cretacice şi epirogenismul fazelor neogen-cuaternare. Manifestările seismice şi fenomenele vulcanice completează trăsăturile morfostructurale complexe ale munţilor sistemului alpin: Sierra Nevada, Apenini, Pirinei, Alpii, Alpii Dinarici, Carpaţii, Stara Planina, Caucazul, Pamir, Himalaya, Kamceatk a, Kurile, Riu Kiu, Arhipeleagul Sonde. Lanţurile orogenice alpine înglobează în structura lor şi nuclee mai vechi hercinice: Mont Blanc, masivele din zona centrală a Alpilor Orientali, masivul Tatra, Masivul Rodnei, Masivul Bihor, Munţii Rodopi, etc. 2.1.2.1.Relieful structurilor cutate şi valenţele turistice. 2.1.2.1.1 Structuri cutate- aspecte generale

Structura cutată îşi defineşte trăsăturile morfologice prin proiecţia tridimensională a anticlinalelor şi sinclinalelor simple ori şariate în ariile geosinclinale.


19/96

5/23/2018


Amplitudinea cutelor, frecvenţa lor, stilul cutelor (jurasiene, subalpine, şariate), alături de aspectele de concordanţă şi noncorcordanţă sau inversiune de relief definesc profilul geomorfologic al structurilor plicative sau cutate. Formele de concordanţă directă exprimă prezenţa culmilor interfluviale în spaţiul cutelor anticlinale şi a depresiunilor în ariile sinclinale.Suprapunerea perfectă a talvegului văilor sinclinale pe axul median al cutei sinclinale şi al şarnierei de anticlinal pe axul cutei anticlinale este definită geomorfologic prin relief de tip “jurasian”. Văile de sinclinal sunt denumite “val”, iar culmile anticlinale “mont” astfel că relieful de tip mont -val este o proiecţiei teritorială a reliefului jurasian de concordanţă directă. Formele de concordanţă inversă se adaptează indirect structurii, în sensul că în anticlinal se poate forma o vale, iar în sinclinalul suspendat se poate desfăşura un interfluviu. Atacul regresiv al reţelei hidrografice asupra structurii interfluviale de tip anticlinal, brahianticlinal ori dom generează arii depresionare de tip butonieră de anticlinal (brahianticlinal, dom). Butoniera de anticlinal este o escavaţie elipsoidală în axa anticlinală, brahianticlinală ori a structurii domale. Atacul regresiv al văilor obsecvente generează apariţia văilor de tip “ruz “, care într-o fază mai avansată de eroziune genererază butonira sau depresiunea de tip “combe”. Valea de anticlinal se dezvoltă ca afluent al unui râu principal, care retează cuta în sens transversal (clisură) Siclinalul suspendat reprezintă un interfluviu poziţionat într -o arie sinclinală, suspendată în raport cu anticlinalul golit prin eroziune. 2.1.2.1.2. Tipuri de relief cutat

Concordanţa directă ori indirectă a structurii cu morfologia estre exprimată prin tipologia reliefului. Tipul de relief jurasian specific pentru Munţii Jura de Sud - Est, Munţii Zagros din Iran, se caracterizează prin prezenţa cutelor largi , printr -o amplitudine mică a cutelor, iar duritatea rocilor este puţin diversificată. Se remarcă formele direct concordante cu structura: creste şi culmi anticlinale; văi şi depresiuni de sinclinal,văi de tip ruz. Reţeaua de văi se dispune în unghi drept şi este cunoscută sub denumirea de “hidrografie jurasiană”. Suprafaţa iniţială se caracterizează prin culmi anticlinale şi văi sinclinale . Văile longitudinale curg pe aliniamentelor sinclinale, iar cele transversale intersectează anticlinalul dezvoltând depresiuni de tip “combe” şi sectoare de vale de tip “cluse” prin intermediul afluenţilor “ruz”. Afluenţii de tip ruz reuşesc cu timpul să lărgească breşele în anticlinal, văile intersectand structuri mai moi, iar vechile flancuri de anticlinale rămân în relief sub forma unor abrupturi cu faţă inversă (fr. crétes). Anticlinalele sunt golite de o reţea de ruzuri prin captări succesive, astfel că în lungul anticlinalului rezultă o depresiune alungită, marginită de flancurile sinclinalelor rămase suspendate, stadiu definit ca inversiune de relief . Relieful dezvoltat pe cele mai noi structuri cutate (de fliş şi de molasă) este dominat de formele primare conforme. Relieful structural specific cuverturilor mezozoice din Munţii Banatului cuprinde un complex de concordanţe şi de inversiuni de relief (culmi înscrise pe sinclinale, cum sunt Cârşia Lungă, Cetăţuia - Curmătura, Tâlva Mică, sau văi şi depresiuni de anticlinal – Valea Jitinului, Valea Titiregului), care sunt citate ca exemplu de relief jurasian (F. Mateescu, 1961). Formaţiunile cutate de fliş şi de molasă au o morfologie aparte, exprimată printr -o mare diversitate de forme primare şi derivate, conforme şi inverse, ce decurg din stilul cutărilor şi din natura rocilor. În estul Carpaţilor Orientali predomină concordanţa dintre liniile orografice şi liniile tectonice majore s pecifice structurilor flişoide. Această situaţie este pusă în evidenţă de paralelismul culmilor şi


20 20/96

5/23/2018


depresiunilor din Obcinele Bucovinei1, a culmilor şi văilor longitudinale din Munţii Stânişoarei, Tarcăului, Baraolt, etc. Datorită evoluţiei mai îndelungate, sub influenţa mişcărilor tectonice care au condiţionat o anumită intensitate a înaintării eroziunii, aspectul actual al structurilor din fliş a depins mai mult de rezistenţa rocilor decât de structură. Aici se disting în primul rând forme puse în evidenţă de intercalaţiile de conglomerate şi gresii; sinclinale suspendate, poduri structurale, abrupturi pe flancurile sinclinalelor, poliţe etc., în general formele mai evoluate aparţinând flişului intern (munţii Bucegi, Ciucaş, Ceahlău). Este caracteristic, de asemenea, relieful de hogback generat de cute-solzi de depresiuni subsecvente de contact, de cuvete. Flancurile sinclinalelor constituite mai ales din conglomerate şi calcare mezozoice, au favorizat apariţia aliniamentelor de cueste şi suprafeţelor structurale (Fig.2 ).

Fig. 2 Blocdiagrama reliefului de sinclinal e supendate din M. Bucegi și Piatra Craiului (Geografia României, vol.I, 1983 ) 1.glacisuri; 2. Conglomerate vraconian-cenomaniene; 3. Conglomerate de Bucegi ( albian ); 4 . fliş şisto.gr ezos ( barremian-apţian ); 5.fliş grezos-calcaros ( neocomian ); 6. Calcare tithonice ( kimmeridgian- tithonic ); 7. Calcare cu radiolarite în bază ( callovian – tithonic ); 8. Gresii cuarţitice şi calcare nisipoase ( aalenian -bathonian ); 9. Cristalin – gresia de Leaota.

Tipul de relief apalaşian (structura orogenică specifică Munţilor Apalaşi) se remarcă prin adaptarea parţială a reţelei hidrografice la structură. Reţeaua de văi are aspectul celei jurasiene, dar râurile principale secţionează barele de roci dure cristaline, de vârstă acadiană (Devonianul Mediu, Era Paleozoică), care alternează cu roci mai moi, în spaţiul cutelor anticlinale, retezate de de o suprafaţă peneplenizată. Rezultă astfel, sectoare de chei, iar în spatele acestor bare de roci du re apar depresiuni ori bazinete depresionare lărgite. Structura cutată fiind retezată printr -o peneplenizare îndelungată, în relief nu se păstrează apectele morfologiei de tip anticlinal şi sinclinal, ci al unei structuri impuse de petrografie, respectiv de rocă. Văile epigenetice şi antecedente se adaptează spaţiilor susţinute de o petrografie mai friabilă, ceea ce le conferă în plan aspectul de reţea în gratii, cadrilată, denumită “water gates”. Reînălţarea masivelor paleozoice va fi marcată de noi restructurări 1

Acest areal este frecvent citat ca exemplu de relief jurasian, dar N. Barbu (1976) arată că de fapt este vorba de un relief derivat -inversat, în care culmile corespund flancurilor sinclinalelor sub formă de hogback datorită structurii de solzi, iar văile se lărgesc sub formă de culoare depresionare în depozitele mai noi ale umpluturii sinclina lului marginal mezozoic. Adaptarea reliefului la structură se referă la paralelismul culmilor, văilor şi depresiunilor, legat de paralelismul axelor sinclinalelor şi anticlinalelor, precum şi al pânzelor solzi.


21/96

5/23/2018


ale reţelei hidrografice, prin apariţia văilor structurale, care vor capta o serie de văi transversale, lăsând în locul lor văi moarte, înşeuări înguste, chei tăiate în roci dure. Dobrogea de Nord aparţinâd tipului apalaşian, prezintă un relief de zvoltat pe anticlinale cu strate strâns cutate şi faliate, iar Munţii Măcinului sunt puternic influenţaţi de prezenţa unei fâşii de roci mai dure (cuarţite, granite, porfire), alături de formaţiunea de Carapelit. Sculptarea peneplenei a creat aici un relief apalaşian pe resturi hercinice. Tipul de relief subalpin şi subcarpatic se înscrie pe cute strânse, cu amplitudini mari, cu accidente tectonice (fracturare, faliere, flexurare a cutelor) condiţionate de înălţările tectonice din spaţiul montan şi premontan (avanfosă). Cutele strânse de tip subcarpatic susţin aliniamente deluroase înalte şi depresiuni sinclinale mai înguste în Subcarpaţii Curburii şi Subcarpaţii Getici. Reţeaua hidrografică a păstrat în spaţiul subcarpatic traseul montan, antecedenţa fiind una din trăsăturile reţelei de văi transversale. Formele de relief dominante sunt sinclinalele suspendate, văile de anticlinal, culmile de anticlinal, depresiunile înscrise pe sinclinale largi (Neamţ, Cracău -Bistriţa, Tazlău – Caşin). Subcarpaţii aliniază culoare depresionare ce corespund unor sinclinale sau unor arii depresionare subsidente (Tismana – Runcu, Polovragi – Horezu, Mislea – Podeni, Drajna – Chiojd, Apostolache – Cislău, Nişcov) sau unor sinclinorii largi (Tazlău – Caşin, Cracău – Bistriţa). Majoritatea acestor depresiuni sunt flancate de culmi deluroase care corespund aliniamentelor de anticlinale şi anticlinorii: dealurile Sporeşti – Băleni, Voiteşti – Săcel, Măgura Slătioarei, culmile Istriţei, Ciolanului, Petricicăi, Pleşului ş.a. Frecvenţa inversiunilor de relief este mai redusă: văile celor două Homoroade, care s-au adâncit în largi anticlinale marginale din Subcarpaţii Transilvaniei, Subcarpaţii prezintă şi forme de relief dezvoltate pe structură monoclinală, dar subordonate celor dezvoltate pe structuri cutate, mai evidente în culoarele de contact cu munţii, în depresiunile de sinclinal sau cuvete, sau pe flancurile externe prelungi ale dealurilor de anticlinal. Contrastul este pus în evidenţă separând sinclinale suspendate; unele butoniere din Subcarpaţi (Depresiunea Berca, butonierele incipiente de pe flancul sudic al anticlinalului Istriţa, Depresiunea Câlnicului (L. Badea, Gh. Niculescu, 1964). Un tip de relief particular îl constituie butonierele închise, adesea simetrice, instalate pe cute diapire. Şi în aceste cazuri, ivirea sâmburilor de sare au imprimat o evoluţie mai rapidă depresiunilor, ca cele de la Gura Ocniţei, Slănic, SărataMonteori, Târgu Ocna, Ocnele Mari, Cacica, Praid, atât la nivelul unităţilor de relief, cât şi în aspectele de detaliu, acolo unde condiţiile litologice au fost favorabile. Abrupturile şi denivelările principale corespund liniilor de dislocare majore şi faliilor active în ciclul orogenetic alpin. Ele au contribuit la delimitarea unităţilor şi subunităţilor morfostructurale (fig.3)


22 22/96

5/23/2018


Fig. 3. Harta mofostructurală (Geografia României, vol.I, 1983 ) A. B. C. D.

I.Unităţi morfostructurale de orogen Unitatea carpatică muntoasă; a) subunităţile cristalino -mezozoice; b) subunităţile de fliş; c) subunităţile vulcano -sedimentare; d) subunităţile neovulcanice e) depresiuni intramontane. Unitatea pericarpatică deluroasă Unitatea depresiunii intramontane a Transilvaniei Unitatea de câmpie şi dealuri II.Unităţi morfologice de platformă ( E, F, G )

Relieful carpatic nu poate fi definit decât în raport cu structurilor paleozoice din Podişul Dobrogei şi structurile noi (flişoide, molasice) din geosinclinalul carpatic, care din punct de vedere genetic sunt legate de fazele orogenezei alpine. Podişul Babadagului se înscrie pe un sinclinoriu calcaros, astfel că marginile sale de nord şi de sud sunt marcate de aliniamente de cueste, iar în partea centrală se succed resturi de suprafeţe structurale. Podişul Casimcei, în sud, structurat pe şisturile verzi strâns cutate, impune un relief, care datorită peneplenizării a şters denivelările iniţiale. În schimb, tectonica de sinclinorii a calcarelor jurasice a permis dezvoltarea unui relief cu asimetrii evidente, lângă Hârşova şi Capul Midia (trepte structurale, cueste şi chiar sinclinale suspendate).


23/96

5/23/2018


2.2. Morfostructurile unităţilor de platformă. Unităţile de platformă se remarcă printr -o mare stabilitate tectonică, sunt mai rigide, iar antrenarea lor în mişcări de ridicare sau coborâre condiţionează transgresiuni marine scurte şi regresiuni îndelungate, materializate în cuverturi sedimentare cu importante lacune stratigrafice. Manifestările tectonice de tipul dislocaţiilor rupturale sunt mai frecvente şi afectează fundamentul platformic, iar deformările de tip antecliză (antecliza Voronej) şi sinecliză (sinecliza Moscovei, sinecliza Caspicei) cuverturilor de platformă se materializează în sinclinorii şi depresiuni foarte largi: Dobrogea de Sud, Depresiunea Bârladului, Depresiunea Valahă. Sectoarele de platformă lipsite de cuvertură sedimentară sunt numite scuturi, şi reprezintă vechi nuclee de acreţie (Scutul Baltic, Scutul Podolic, Scutul Siberian, Scutul Canadian, Scutul Brazilian, Scutul Groelandez, Scutul Congolez, etc.), pe care s-au mulat centurile orogenice (hercinic e, alpine). Contactul dintre un scut şi cuvertura unei platforme este marcat de o denivelare tectonică cu aspect cuestiform denumită cuestă de glint . 2.2.1.Relieful structurilor tabulare (orizontale şi suborizontale sau cvasiorizontale).

Mobilitatea tectonică mai redusă a regiunilor de platformă este marcată de o structurare relativ simplă a depozitelor, în raport cu0 panta fundamentului, o structură concordantă orizontală ori suborizontală (dacă panta depăşeşte 1-2 ). Morfologia dezvoltată pe aceste structuri poartă amprenta acţiunii factorilor exogeni care interactionează şi interelaţionează cu structura şi mediul morfoclimatic în conformitate cu legile eroziunii selective sau diferenţiale. Alternanţa unor strate platformice cu rezistenţă diferită la eroziune va contura un peisaj geomorfologic cu trăsături structurale contrastive, ce va incita percepţia senzorială, va capta atenţia observatorului (turistului). Intrată în câmpul de modelare a proceselor exogene (meteorizare, fluviale, glaciare, eol iene) structura orizontală ori cvasiorizontală va fi sculptată diferenţiat. La nivelul orizonturilor de roci dure, mai rezistente, se vor conserva platourile structurale în peisajul geomorfologic. Marginea acestor platouri este marcată de prezenţa unor cornişe, a căror înălţime depinde de grosimea stratelor dure care le -au generat. Secţionarea ori distrugerea parţială a platourilor structurale, cu detaşarea suprafeţelor de tip mesas şi a unor martori structurali, a înşeuărilor şi depresiunilor simetrice ori asimetrice substructurale, marchează faze succesive spre realizarea peneplenei. Orizonturile de roci mai moi, friabile vor răspunde acţiunilor de modelare a proceselor geomorfologice exogene printr -un nou profil al văii şi versaţilor, cu discontinuităţi sub formă convexităţi şi concavităţi, exprimate prin terase structurale de tipul poliţelor şi brânelor structurale, ce alternează cu surplombe, marmite laterale, taffoni. La marginea platformelor structurale, în stratele groase de roci moi, apar sectoare d e versanţi cu pante relativ mari, destul de uniforme, ce poartă denumirea de coaste. Cele mai tipice se dezvoltă pe stratele a căror grosime depăşeşte 100 m. Dacă stratul mai moale este subţire, se dezvoltă sectoare de versant cu pantă uşor înclinată, cu aspect de glacis. Văile care evoluează în structurile tabulare etalează forme de vale dispuse simetric, versanţi în trepte, în conformitate cu natura şi rezistenţa orizonturilor sau stratelor (terase structurale, brâne, poliţe), văi în chei pe sectorul de aflorare rocilor dure, canioane.

Roca controlează morfologia, alături de climă şi altitudine, impunând următoarele tipuri de relief al structurilor tabulare: tip colorado, tip hamada, tip de platou, tip de podiș. Tipul colorado prezintă platouri de o netezime perfectă, în care s-au sculptat un grandios canion cu o altitudine relativă de 1500 -1800 m (Rădoane, 2000, p.185). Pe versanţii acestuia se dezvoltă numeroase trepte, abrupturi, coloane, şi alte forme pitoreşti, rezultat al eroziunii diferenţiate a calcarelor, gresiilor, şisturilor argiloase, şi alte roci cu grosimi variabile, ce alternează pe zeci sau chiar sute de metri.


24 24/96

5/23/2018


2.2.2. Relieful structurilor monoclinale

Prezenţa unor orizonturi mai groase de nisipuri cimentate cu intercalaţii subţiri de marne imprimă cuestelor o pantă mai accentuată, dar păstrează slab suprafeţele structurale. Situaţia se inversează când predomină marnele şi argilele. Alternanţele de pachete de marne calcaroase, nisipuri slab cimentate, gresii, tufuri vulcanice dau naştere la rupturi de pantă repetate şi poliţe structurale. Podişul Târnavelor prezintă suprafeţe structurale desfăşurate pe areale mai largi, condiţionate de extinderea stratelor care înclină spre nord (N. Josan, 1969). Datorită acestui fapt, peisajul este dom inat de fronturi de cueste aliniate în lungul văilor cu direcţia generală est -vest. Unele depresiuni de contact, situate pe laturile de sud şi vest ale Podişului Transilvaniei, au caracter subsecvent (depresiunile Făgăraş, Sibiu, Sălişte, Culoarul Mureşului între localităţile Turda şi Vinţu de Jos). Podişul Someşan se caracterizează printr -un relief de cueste, cuprinzând întreaga gamă de forme complexe şi simple, primare sau iniţiale, secundare sau derivate. Conservarea fronturilor de cuestă a fost posibilă datorită rezistenţei la eroziune a orizonturilor de calcare grosiere şi conglomerate compacte (Gr. Posea, 1963). Podişul Moldovei are un relief monoclinal, sculptat cu precădere în stratele sarmaţiene din părţile lui nordică şi centrală. Intercalarea în complexul de marne, argile şi nisipuri a gresiilor şi calcarelor oolitice a oferit premisa dezvoltării suprafeţelor structurale şi a cuestelor, pe aliniamente de zeci de kilometri (Coasta Iaşiului sau Repedea, Dealurile Ibăneştilor, dealurile Racovei, L ohanului ş.a.). Prin alternarea rocilor cimentate cu cele friabile s/au format seriile de cueste etajate (V. Băcăuanu, 1968). Aceste forme structurale se întâlnesc mai frecvent în podişurile Bârladului şi Sucevei şi sunt mai restrânse în regiunea Colinelor Tutovei (I. Hârjoabă, 1968). Văile subsecvente, evoluate adesea până la stadiul de depresiune subsecvente, accentuează caracterul asimetric al reliefului. Podişul sarmatic al Dobrogei de Sud (calcarele sarmatice acoperă, ca o placă, întreaga regiune) pr ezintă forme specifice – platouri şi trepte – reliefului tabular. În văile din jumătatea sudică a podişului apar trepte structurale, mai frecvente în cele din latura dunăreană şi pe valea Mangaliei. Piemonturile, prin natura stratificării depozitelor şi prin alternanţa stratelor cu grade diferite de cimentare, au oferit condiţii prielnice pentru modelarea pe mari suprafeţe a formelor specifice structurii monoclinale. În Piemontul Getic, acest relief este pus în evidenţă de aliniamentele de cueste din ce în ce mai diminuate ca înălţime spre sud, pe măsura coborârii generale a suprafeţei topografice şi a scăderii înclinării stratelor. 2.2.1.3

Relieful structurilor ondulate: domuri şi cuvete

Relieful Depresiunii Transilvaniei, trădează influenţa structurii în domuri şi cute diapire. Relieful structural are o expresivitate mai pronunţată între Someş şi Târnava Mare, acolo unde numărul structurilor gazeifere este mai mare ( Mociu, Puini, Cămăraşu, Sărmăşel, Silivaş, Ercea, Urmeniş, Tăuni, Cetatea de Baltă, Bazna, Copşa Mică, Filitelnic, Corunca, Bogata ş.a.).

Alternanţa petrografică şi eroziunea diferenţială a scos în evidenţă particularităţile structurii. Trăsăturile reliefului structural sunt evidenţiate în caracterul opozant al elementelor structurale : cueste faţă în faţă, suprafeţe structurale şi cvasistructurale cu înclinare opusă, prezenţa cuestelor unghiulare. Profilul versanţilor trădează de asemenea gradul avansat de eroziune a acestor structuri, prin prezenţa glacisurilor deluvio - coluviale. Morfologia domurilor se diferenţiază în raport cu stadiul de evoluţie ,prezentând aspecte de concordanţă a reliefului cu structura ori inversiuni de relief. Domurile centrale netraversate ( Nadeş, Filitelnic, Cetatea de Baltă, Şaroş, Bazna, Tăuni, Buneşti se înscriu în morfologia Depresiunii Transilvaniei ( I. Irimuş, 1998 ) prin câteva trăsături distincte:


25/96

5/23/2018


prezenţa unei reţele hidrografice semiinelare la baza domurilor şi radiar divergente pe flancuri ; gradul înalt de conservare a nivelelor de eroziune; liniaritatea cuestelor; cuvetele interdomale se înscriu unor sinclinale profunde şi derivă din desfăşurarea asimetrică a flancurilor domurilor , aspect reliefat de prezenţa ariilor de convergenţă hidrografică, amplitudinea meandrelor, prezenţa văilor subadaptate. În aria domurilor cu relief de concordanţă inversă ( Dumbrăvioara , Ghineşti, Ernei, Miercurea Nirajului ) se remarcă predominarea ariilor negative impuse de distrugerea apexului structurilor. Reţelele hidrografice s- au restructurat prin mecanisme de captare , iar evoluţia versanţilor se realizează independent de controlul hidrografic. La nord de valea Mureşului, domurile Zau de Câmpie, Sânger, Sărmăşel, Şincai, s -au impus mai puţin decât cele din Dealurile Târnavei Mici datorită predominării marnelor care au grăbit evoluţia formelor de relief. Particularităţile acestui relief sunt stabilite de raporturile dintre reţeaua hidrografică şi căderea periclinală a stratelor, din care a rezultat modul de dispunere a cuestelor şi suprafeţelor structurale Mecanismele de evoluţie a versanţilor ( retragere şi refragmentare, aplatizare - teşire, sunt exprimate în profilul concav – convex – concav al versantului. Evoluţia mai îndelungată a reţelei hidrografice a dus la traversarea domurilor, determinând dispunerea faţă în faţă a cuestelor (domurilor Sângeorgiu de Pădure, Şincai, Sărmăşel, Zau de Câmpie). Odată cu adâncirea acestei reţele hidrografice, se ajunge la inversiuni de relief pe anumite sectoare ale râurilor (I. Irimuş,1998 ). 2.1.2.3 Relieful structurilor faliate

Morfologia regiunilor faliate este asimilată reliefului munţilor bloc sau munţilor de faliere. Relieful este un produs al manifestărilor posttectonice, respectiv al reechilibrărilor izostatice a plăcilor tectonice ori fragmentelor de plăci, microplăci, pe astenosferă sau mantaua superioară, în lungul releu al dinamicii plăcilor tectonice sau a tectonicii globale. Restabilirea echilibrului izostatic se realizează pe aliniamentul faliilor normale, inverse, transcurente, de încălecare, iar exprima rea lor în morfologia teritoriului se realizează prin abrupturi tectonice, exceptând faliile transcurente, a căror expresie morfologică nu sunt abrupturilor, ci forma în plan a reţelei hidrografice, reţea cadrilată sau în gratii. Morfologia regiunilor faliate este definită de relieful de tip horst-graben, respectiv a unor compartimente sau blocuri înălţate (horsturi) pe aliniamente de falii şi a unor compartimente coborâte, delimitate de linii de falii, depresiuni, numite grabene. Horst - urile sunt mărginite de abrupturi de falie, unitare ori în trepte. Ele se asociază cu grabenele, în general, fiind un atribut al peisajelor hercinice (Munţii Rodnei, Munţii Măcinului, Munţii Poiana Ruscă, Munţii Bihor, Munţii Codru-Moma, Munţii Almăj, Munţii Pădurea Neagră, Munţii Vosgi, etc). Grabenele au corespondent morfologic culoare depresionare, numite şi tectonice (Culoarul Bran -Rucăr, Culoarul Timiş - Cerna, Culoarul Bistrei, culoarul Nerei, Grabenul Rinului, etc). Rifturile continentale sunt asimilate morfologiei impuse de grabene, fiind mărginite de linii de falii în trepte şi prezinta o morfologie similară culoarelor tectonice: riftul est-african (pe aliniamentul lui s-au instalat lacurile tectonice Tanganika, Malawi, Albert), grabenul sau riftul Mării Moarte ( - 395 m – până la - 794 m), depresiunea sau riftul Iordanului (cu lacul tectonic Tiberiada , -254 m), prelungit până în Peninsula Sinai. Morfologia regiunilor faliate nu prezintă unităţi muntoase impunătoare, dar caracterizează multe orogenuri vechi, hercinice, ce au fost reactivate în mişcări tectonice mai noi (cretacice ori mio - pliocene): munţii hercinici din Europa, munţii Africii de Sud, Gaţii de Est şi Gaţii de Vest din India, catenele muntoase ale Californiei,etc. Munţii de ruptură pot fi cutaţi, atunci când provin din orogenuri vechi, fragmentate şi reînălţate (Munţii Tianşan, Masivul Central Francez, Munţii Turingiei, Masivul Nord Dobrogean,


26 26/96

5/23/2018


Munţii Gilău, Munţii Semenic, Masivul Poiana Ruscăi) sau pot reprezenta portiuni vechi ale scoarţei, cu strate relativ orizontale, rupte şi ridicate la mare înălţime, dar necutate (Masivul Ruwenzori, Africa de Est). Carpaţii Meridionali şi Munţii Banatului pot fi consideraţi ca reprezentând un relief de munţi- bloc. În Carpaţii Orientali, Munţii Rodnei întrunesc aspectul unui horst asimetric datorită diferenţei de amplitudine a dislocărilor de pe latura nordică faţă de cea sudică, versantul nordic având aspectul unui abrupt impresionant. Caracterele reliefului din unele masive cristaline sunt o consecinţă a poziţiei planurilor de şistozitate ale cristalinului (E. Nedelcu, 1959), Godeanu (Gh. Niculescu, 1965), Parâng (Silviu Iancu, 1963). Depresiunile şi culoarele tectonice formează arii de discontinuitate morfologică ce contribuie la individualizarea blocurilor cristaline: depresiunile Haţegului, Loviştei, Petroşani, sau culoarele tectonice Timiş-Cerna, Bistra, Rucăr -Bran. Un caz aparte îl reprezintă Depresiunea Braşovului, a cărei compartimentare se datorează unei reţele de fracturi majore, orientate est -vest, peste care s-au suprapus falii orientate nord-nord-est – sud-sud-vest. Temă de reflecţie nr.2. Analizaţi caracterele reliefului tabular din Dobrogea şi valenţele sale

•

turistice. Analizaţi caracterele reliefului monoclinal din Podişul Someşan şi valenţele sale turistice. Analizaţi caracterele reliefului cutat din Obcinele Bucovinei şi valenţele sale turistice. Analizaţi caracterele reliefului din Bazinul Transilvaniei şi valenţele sale turistice.

•

•

•

2.3. Relieful vulcanic şi valorificarea turistică 2.3.1 Vulcani şi vulcanism – definiţii şi accepţiuni în literatura geografică.

Vulcanismul este un termen ce defineşte procesele şi fenomenele de ieşire a magmei la suprafaţa terestră, a gazelor şi a unor materiale solide rupte din pereţii coşului de eject are. Magma, prin ieşirea la suprafaţa terestră, pierde o parte din gaze, devine fluidă şi primeşte denumirea de lavă. Ieşirea magmei şi lavei la suprafaţa topografică este asociată cu explozii, zgomote, proiectarea unor fragmente de lavă ori magmă consolidată sub formă de bombe, lapilii ori cenuşă, erupţii de gaze (SO2,CO2,H2S,H2 O,etc). Noţiunea de vulcan aparţine mitologiei romane şi greceşti. Vulcan era zeul focului (la romani) şi prelucrării metalelor. Literatura geografică şi geologică consemnează noţ iunea de vulcan asociată Muntelui (vulcanic) Volcano din Arhipeleagul Lipari, la nord de Insula Sicilia. Vulcanul asociază un relief pozitiv, con cu crater, ce poate expulza materiale lichide şi gazoase din interior sau un edificiu vulcanic, ce marchează o structură a scoarţei terestre de migrare a magmei spre suprafaţă şi de construcţie a unui aparat vulcanic cu con, crater, coş, platouri de lavă şi piroclastite, care induce prezenţa şi funcţionalitatea unui peisaj vulcanic. Peisajul vulcanic este definit nu numai de relieful vulcanic în sens strict, ci şi de fenomenele vulcanice preeruptive (cutremure), eruptive (curgeri de lavă, solfatare, fumarole, ejecţii de scorii, cenuşă, lapilii, bombe, piatră ponce,


27/96

5/23/2018


pilow-lava, gheizere, erupţii de gaze, etc) şi post-eruptive sau post-vulcanice (mofetele). Vulcanismul şi relieful creat reprezintă efectul deranjării unor echilibre din scoarţă (termodinamice, hidrostatice, izostatice, fizico-chimice, etc), care tind local spre realizarea unor noi echilibre şi crearea unor noi structuri. Vulcanismul nu este un proces singular în sistemul nostru solar sau propriu doar Terrei, ci el este un proces comun, prezent şi pe alte planete (Marte, Jupiter) şi sateliţi naturali, el având o importanţă deosebită pentru geneza vieţii (Roşu, Al., 1985). Prezenţa pe Terra a 1400 de vulcani activi, dintre care 150 sunt monitorizaţi de către cercetători, la care se adaugă zeci de mii de vulcani stinşi sau inactivi, explică rolul vulcanismului în definitivarea trăsăturilor morfostructurale ale Terrei Mileniului Trei, dar şi instabilitatea mediilor morfogenetice şi de viaţă terestre. Evoluţia paleogeografică a Terrei confirmă că apoximativ 2 milioane Km2 din suprafaţa uscatului au fost acoperite de lave, având grosimi de 500 -3000 m (A.Ritmann, 1967). Din totalul vulcanilor inventariaţi, peste 100 sunt submarini, care aduc anual în suprafaţa topografică cca 5,5 km 3 de materiale, de 4 ori mai mult decât cei din domeniul continental emers. Cea mai mare concentrare de vulcani se află în Indonezia , circa 500, din care 78 sunt activi. Percepţia fenomenelor vulcanice este invariabil asociată cu noţiunea de catastrofă, dezastru pentru regiunile supuse vulcanismului activ, cu cea a peisajelor exotice pentru regiunile cu vulcani stinsi sau adormiti (pentru amatori de turism) ori cu provocarea pentru cercetătorul ştiinţific. Vulcanii activi declanşează torenţi de lavă, nori arzători, ploi de cenuşă, cu lapilii, bombe, lahare, cutremure, valuri tsunami, şi asociază terenuri pietroase, sterpe, cu grohotiş uri, în genere puternic accidentate de tip badlands. 2.3.2. Activitatea vulcanică şi tipologia reliefului vulcanic

Studiul vulcanilor releva faptul ca exista o legatură directă între tipul de erupţie şi morfologia aparatului vulcanic rezultat, exprimată prin forma craterului, tipul lavelor (acide, bazice), forma conului şi tipul peisajului vulcanic creat. Forma craterului este dictată de tipul de erupţie, centrală ori fisurală. Eruptiile centrale caractarizeaza activitatea vulcanica de emisiune a lavei dintr-un cuptor magmatic printr-un cos si un crater exterior. Materialele se depun in jurul craterului formand un con. Prezenta acestor tipuri de eruptii este semnalata in ariile de convergenta a placilor tectonice. Eruptiile fisurale se realizeaza in ariile de distensie a dorsalelor medio-oceanice. Separarea intre cele doua tipuri de eruptie uneori se realizeaza uneori foarte greu, intrucat lava din aparatele centrale nu iese prin crater ci prin fisuri laterale ale conului sau prin cratere semicirculare, iar pe de alta parte vascozitatea lavei (aciditatea ei) ori fluiditatea (caracterul sau bazic) configureaza caracterul exploziv sau linistit al exploziei. Pornind de la aceste considerente MacDonald (1972) realizeaza o clasificare ce ia in considerare atat tipul de eruptie cat si forma conului si craterului rezultat in urma eruptiei. El semnaleaza prezenta a zece tipuri de activitate vulcanica, trei apartinand eruptiilor fisurale sau lineare, iar sapte eruptiilor centrale. Tipul islandez apartine erupţiilor liniştite, fisurale, prezintă lave bazice care se scurg pa distanţe mari, generand platouri imense de bazalt. Lavele se scurg sub forma de torenti sau panze, care pot masca un relief preexistent ori prin caracterul fisural al eruptiei sa genereze dyk-uri. Un astfel de peisaj poate fi observat in Islanda, SUA (Columbia River), Arabia, Argentina, Brazilia, Siberia Centrala, Groenlanda, Irlanda de Nord, Etiopia, Patagonia, India (Podisul Dekkan, unde lavele cu grosimi cuprinse intre 1000 si 3000 m acopera o suprafata de circa 500 000 km2). Rittmann (1967) apreciaza ca aproximativ 2,5 milioane km2de uscat a fost acoperit cu cuverturi bazaltice in decursul erelor geologice. Reprezentativa pentru acest tip de eruptie este cea a vulcanului Laki (1783), de-a lungul unui graben ingust, si lung de 25 km. Eruptia a asociat topirea ghetii, generand explozii si inundatii.


28 28/96

5/23/2018


Tipul hawaian apartine eruptiilor linistite de lave bazice, dar care provin dintr-un crater central, iar subordonat pot sa apara eruptii fisurale. Efuziuea lavelor bazice nu permite constructia unui con viguros ci mai degraba a unui con cu flancurile aplatizate (panta de 7-15%), motiv pentru care a fost denumit vulcan-scut . Craterul are aspectul unei caldari, cu pereti verticali, largimi de 20-30 de km, adevarate „lacuri de lava”, din care se revarsa lava formand platouri imense. Periodic apar jeturi de lava („fantani arteziene de lava”), cauzate de expansiunea brusca a unor bule de gaze sau de presiunea hidrostatica. Consolidarea lavei in orizonturi suscesive are ca finalitate aparate vulcanice de mari dimensiuni (Mauna Loa, Mauna Keea sau Kilauea). Mauna Loa este principalul vulcan in activitate din Arhipeleagul Hawai. Trasaturile morfometrice il recomanda ca cel mai inalt munte din spatiul terestru, avand 4162 m in spatiul emers si 5 300m in spatiul submers, iar diametrul conului vulcanic este de 400 km. Tipului hawaian ii apartin vulcanii din lungul riftului atlantic pozitionati in insulele Azore, Ascension, Sfanta Elena, Tristan da Cuhna. Tipul strombolian apartine eruptiilor de tip exploziv, prezentand lave acide, vascoase, care se scurg dintr-un singur crater, pe flancurile unui con (stratificat) cu pante mari (36-40 grade). Eruptiile sunt ritmice cu expulzare de lave, proiectii de bombe si scorii, cenusa putina, astfel ca in jurul craterelor de eruptie, de dimensiuni reduse, se formeaza conuri proeminente, constituite din alternante de lave si paturi de sfaramaturi grosiere, tipice stratovulcanilor. Vulcanul Stromboli din insulele Lipari defineste acest tip de vulcanism, datorita eruptiilor sale vizibile de la 100-150 km distanta (pentru care a fost denumit din antichitate „farul Mediteranei”), fantanilor de lava si ”turnului” sau de vapori albi (eruptii de gaze). Acestui tip ii apartin si vulcanii Avainskaia Slopka din Kamceatka, Particutin (Mexic), Izalco (San Salvador), Etna si Vezuviu (pentru unele faze de eruptie), Muntii Calimani. Tipul volcanian sau vulcanian prezinta eruptii violente, precedate de cutremure. Din crater se inalta coloane de gaze si cenusa, ce capata aspect umbreliform la 3000 – 4000 m altitudine. Nu lipsesc descarcarile electrice si ploile de cenusa. Lavele acide, vascoase se pot consolida pe cos, sub forma unor dopuri, care expulzate sub presiunea gazelor venite de la nivelul vetrei sau bazinului magmatic, antreneaza si fragmente din cos. Rezulta eruptii cu explozii puternice si expulzarea de mari cantitati de materiale piroclastice care repauzeaza pe flancurile conului. Reprezentativ pentru acest tip de eruptie este Muntele Volcano, din insulele Lipari (la nord de Sicilia). Tipul vezuvian si plinian se incadreaza eruptiilor explozive, unii autori il includ ca subtip al eruptiilor de tip volcanian (Bullard,1976), dar specificul acestei activitati este data de vulcanul Vezuviu, situat langa Napoli. Este o activitate definita de alternanta unor explozii violente cu periode lungi de calm total, de circa 40-50 de ani. Lava andezitica, vascoasa se consolideaza pe cos si gazele formeaza presiuni foarte mari in profunzime, astfel ca expulzarea dopului de lava va conditiona aparitia unor mari cantitati de piroclastite, si produse de tip tephra. Presiunea mare a gazelor poate conduce la golirea vetrei vulcanului, ceea ce duce la prabusirea cuptorului magmatic si creearea unei caldeire. Ele se pot forma in urma unei singure eruptii (caldeira monogena) sau prin asocierea mai multor centre de eruptie ( caldeira poligena). Succesiunea unor eruptii poate da nastere la mici conuri noi, dispuse in imediata apropiere a craterului, formand o caldeira inelara, cum este cea a Vezuviului, unde intre marginea caldeirei Monte Soma si conul nou Monte Nuovo s-a schitat un culoar numit „Atrio del Cavallo”. Tipul pelean este asimilat ca model eruptiei vulcanului Mont Pelée (1957 m) din Martinica, Antilele Mici, care a erupt in 1902, si se caracterizeaza printr-o lava foarte vascoasa, ce se intareste pe cos, fiind impinsa spre suprafata de presiunea gazelor, aparand sub forma unui dom ori ac vulcanic. Dopul de lava (cu aspect de protuziune, ac, spin, pinten, dom, cumulodom) este expulzat printr-o explozie violenta, insotita de un nor arzator si avalanse fierbinti. Norul rezultat din explozie este mai greu, nu se ridica (comparativ cu cel din eruptiile de tip vulcanian, cu aspect de ciuperca, ridicat pana la 3000 m altitudine), ci se rostogoleste pe pante, ca un nor incandescent, care emite continuu gaze. Norul arzator reprezinta o suspensie de materiale foarte mobile, compus dintr-un material solid, in


29/96

5/23/2018


parte incandescent, cenuse si gaze fierbinti, cu temperaturi de 800-900 de grade, care poate avansa cu 100-150 m/s. Din cuza vascozitatii lavelor ele se solidifica imediat, formand o crusta ce obtureaza punctul de eruptie. Eruptia vulcanului a distrus orasul St.Pierre sau St.Pie si a ucis 30 000 de locuitori. Acestui tip de vulcanism ii apartin domurile vulcanice din masivul Central Francez (Puy de Dome), vulcanii Merapi din Jawa, Santa Maria din Guatemala, vulcani din Aleutine si Japonia, Kamceatka, Noile Hebride (Oceanul Pacific), etc. Tipul bandai-san sau krakatouan se caracterizeaza prin lava foarte vascoasa, acida si foarte bogata in gaze. Aceasta se intareste inainte de a ajunge la gura cosului, determinand explozii puternice care, uneori, arunca in aer o mare parte a conului vulcanic sau chiar intregul edificiu. Mecanismele eruptiei asimilate vulcanului Krakatau, localizat între insulele Sumatra si Jawa. 2.3.4. Relieful vulcanic din C arpaţ ii române şti

Blocurile cristaline reprezintă ostatura reliefului carpatic, iar masivele eruptive vechi d in constituţia acestora au influenţat vădit evoluţia şi configuraţia generală a reliefului. Adăugarea lanţului eruptiv nou în latura vestică a Carpaţilor Orientali a dus la întregirea acestui lanţ, la complicarea lui structurală, dar şi la diversificarea accentuată a reliefului. De aceea, la scara întregii ţări, relieful vulcanic nu poate fi considerat ca subordonat faţă de celelalte categorii de relief format pe roci sedimentare şi metamorfice, ci, din contră, reprezintă o categorie cu stil aparte al formelor, consemnată ca atare în toate hărţile şi lucrările destinate reliefului Geografia României, vol. I , 1983 ) . Magmatismul vechi este legat de fazele orogenice succedate din precambrian până în cretacic, cu manifestări efuzive şi intrusive, dar nu toate manifestările au jucat acelaşi rol în formarea reliefului actual. Pentru Dobrogea de Nord au fost importante fenomenele magmatice antepaleozoice şi paleozoice, cele mezozoice având o însemnătate mult mai redusă. În relieful Carpaţilor se reflectă atât magmatismul plutonic vechi din ciclurile tectonomagmatice prebaikalian, baikalian şi hercinic) ca de pildă corpurile granitoide din munţii Parângului, Retezatului, Muntele Mic, Almăjului sau Muntele Mare (V. Mutihac, L. Ionesi, 1974), cât şi manifestările vulcanice şi plutonice ale mezozoicului. Din vechile aparate vulcanice nu s -au mai păstrat decât cel mult stive de lave, şi anume cele care au fost acoperite şi protejate de formaţiunile sedimentare de sub care au fost scoase ulterior. Mai clar s-au însc ris însă în relief corpurile plutonice. Formele rezultate sunt în dependenţă directă de mărimea şi forma corpurilor vulcanice, de natura rocilor, dar şi de gradul de manifestare a eroziunii. Din Munţii Maramureşului sunt de luat în considerare diabazele de vârstă mezozoică din Farcău, Rugaşu şi Mihailec. Ca urmare a rezistenţei mari la eroziune, Farcăul atinge cea mai mare înălţime din Munţii Maramureşului. În Mihailec, orizonturile de diabaze alternează cu cele de calcar, alcătuind o stivă enormă stromatitică. Mai la sud, în Munţii Bistriţei, un dyke porfiroid care a suferit fenomene de metamorfism domină munţii din jur alcătuiţi din şisturi cristaline. Masivul sienitic de la Ditrău (Jakab, 1998), descoperit de eroziune de sub şisturi cristaline, păstrează la rândul său o poziţie dominantă în regiune (fig. 4). În Carpaţii Meridionali, granitele gnaisice din Retezat şi Parâng alcătuiesc inima acestor munţi. Desigur, este vorba aici de plutoni şi nu de vulcani propriu -zişi, dar reprezintă categorii foarte apropiate. În Munţii Banatului sunt de amintit masele subvulcanice banatitice de vârstă cretacică, înscrise pe rama de vest ca nişte cupole. Masivul Vlădeasa, alcătuit din riolete, dacite şi andezite, reprezintă baza unui enorm aparat vulcanic, constituit la sfârşitul cretacicului şi începutul terţiarului. Tot în aceşti munţi apar ofiolite intercalate în depozite sedimentare mezozoice. Deşi sunt subordonate rocilor sedimentare şi în special calcarelor între care sunt situate, ofiolitele îşi impun prezenţa prin abrupturi, muchii, trepte. Granitul din Muntele Mare, asemănător cu granitele din Retezat şi Parâng, asigură acestui plutonit uriaş, altitudine mare şi masivitate.


30 30/96

5/23/2018


Fig.4 Răspândirea rocilor metamorfice şi eruptive

1.şisturi verzi; 2. Cristlinu l carpatic; 3. Vucanism intrusiv; 4. Vulcanism efuziv : a) lave, b) aglomerate. Dintre rocile magmatice vechi din Dobrogea, în primul rând atrag atenţia diabazele din Podişul Niculiţelului. Deşi sunt deranjate tectonic, ele au condiţionat caracterul morfol ogic al acestui podiş. Unele vârfuri ascuţite şi dominante îşi datoresc înfăţişarea unor iviri de porfirite. Creasta principală a Munţilor Măcinului este dată de granitul de Pricopan. Această masă eruptivă este cel mai important fenomen igneic şi, totodată, şi de relief petrografic din Dobrogea. Magmatismul neogen aparţine unui tip de magmatism de orogen, constituind etapa finală a

acestuia. de un favorizat magmatism subsecvent. S- aunor manifestat a Carpaţilor Orientali Este şi în vorba Munţiideci Apuseni, fiind de existenţa fracturipe şi latura sistemevestică de fracturi în aria de slabă rezistenţă de la contactul dintre orogenul carpatic şi blocul din fundamentul Depresiunii Transilvaniei. În Carpaţii Orientali, subasmentul este constituit din şisturi cristaline, formaţiuni sedimentare triasice şi de fliş cretacic, precum şi din formaţiuni sedimentare mio- pliocene. În Munţii Apuseni, substratul oferă o mare diversitate a condiţiilor structural-geologice, complicată de existenţa magmatismului vechi. Produsele vulcanice aparţin grupei rocilor pacifice: riolite, dacite, andezite şi bananite. Ele apar atât sub formă de curgeri de lavă, cât şi de piroclastite. În general, structura reliefului vulcanic este dependentă de caracterul şi intensitatea erupţiilor şi de influenţa mediului (aerian sau acvatic) în care acestea s -au manifestat. Gradul de conservare a reliefului vulcanic este dependent de vechimea erupţiilor. De aceea, formele mai bine conservate se 1994), întâlnescManifestările doar în Munţii Gurghiului şi Harghitei (W. Schreiber, vârstă) mai (Fig.5)) vulcanice neogene ( Geografia României, vol.I,de1983 pot firecentă grupate în trei. cicluri mari. Ciclul badenian inaugurează magmatismul neogen cu manifestări predominant explosive (şi în mediu acvatic) în Munţii Oaş-Gutâi şi în Munţii Apuseni. Mai răspândite sunt piroclastitele acide, însă, subordonat, apar curgeri de lave riolitice, riodacitice, dacitice şi chiar andezitice. O particularitate a vulcanismului badenian o constituie apariţia formaţiunilor vulcanogensedimentare (brecii, aglomerate, tufuri de lave), în condiţiile alternanţei fazelor de erupţii cu cele de


31/96

5/23/2018


linişte. Grosimea depozitelor în Munţii Gutâi este de 50 – 250 m, iar prezenţa lavelor riolitice în partea de vest sugerează existenţa unor centre locale de erupţie. În Munţii Apuseni, cele mai importante centre de erupţie sunt localizate în regiunile Almaş -Stănija, Brad-Săcărâmb şi Roşia Montană. În ciclul badenian s-au format stratovulcani , constituiţi dintr -o alternanţă de lave şi piroclastite subaeriene şi subacvatice, cu stratovulcanul Puturosul din Munţii Gutâi (D. Giuşcă şi colab., 1973) sau vulcanii Pleşa şi Gliganul din Munţii Metaliferi. Ciclul sarmaţian-pliocen inferior are o importanţă majoră pentru că a afectat regiuni întinse, atât în Munţii Apuseni, unde erupţiile au fost cele mai însemnate, cât şi în latura vestică a Carpaţilor Orientali. Au predominat efuziunile de lavă, dar ele au alternat cu episoade de activitate explozivă, mai ales la începutul erupţiilor. În Munţii Metaliferi, erupţiile au avut un caracter mixt, predominant efuziv. Pe lângă numeroasele aparate şi edificii stratovulcanice (ca de exemplu, Câinel, Barza, Coraciu, Cetraş, Poeniţa etc.) s-au format numeroase corpuri intruzive .

Fig.5 Munţii Har ghitei – Harta geomorfologică ( după W. Schreiber, 1994 )

1. relief dezvoltat pe curgeri de lavă; 2. relief dezvoltat pe piroclastite şi aglomerate vulcanice; 3. relief dezvoltat pe ş isturi cristaline; 4. relief dezvoltat pe formaţiuni sedimentare; 5. con uri vulcanice; 6. planeze; 7.cratere; 8. caldere; 9. cratere de împrejmuire; 10. cratere de împrejmuire şi explozie; 11. cratere de împrejmuire şi prăbuşire; 12. neck -uri; 13. dyke-uri; 14. vârfuri; 15. platou vulcanic; 16. arii depresionare; 17. glacisuri delivio-coluviale; 18. înşeuări; 19. abrupturi; 20. defilee; 21. chei; 22. peşteri; 23. trepte de crioplanaţie; 24. forme de relief rezidual; 25. grohotişuri inacticve; 26. grohotişuri active; 27. blocuri dispersate; 28. muşuroaie înierbate; 29. turbării; 30. alunecări de teren; 31. organisme torenţiale; 32. microdepresiuni de alunecare şi nivaţie; 33. cariere; 34. halde de steril; 35. lacuri naturale; 36. lacuri artificiale; 37. oraşe; 38. localităţi rurale.


32 32/96

5/23/2018


În Munţii Ţibleş, Masivul Rodna şi Munţii Bârgău, magmatismul s -a manifestat exclusiv prin forme subvulcanice. Pentru lanţul Căliman -Gurghiu-Harghita este caracteristic tipul de activitate complexă cu structuri stratovulcanice. În cele trei faze principale de erupţie din Munţii Oaş -Gutâi şi din Munţii Metaliferi au fost emise mai cu seamă dacite şi andezite. Însemnate au fost fenomenele metalogenetice, care au determinat formarea unor importante mineralizaţii polimetalice auro argintifere, cuprifere, de sulfuri polimetalice. Prin distrugerea aparatelor vulcanice s-au acumulat formaţiunile vulcanogen-sedimentare care au o largă răspândire la periferia regiunilor vulcanice. Corpurile vulcanice, care au reuşit să reziste eroziunii, sunt de cele mai multe ori rămăşiţe ale infrastructurii sau corpuri intru sive. Ele au o răspândire largă, dar formele de relief vulcanic mai bine păstrate se întâlnesc în Munţii Căliman Gurghiu-Harghita: caldere generate de explozii şi prăbuşiri (în Căliman), cratere drenate, dar

încă bine păstrate şi numeroase corpuri vulcanic e lipsite de cratere. Fenomenele vulcanice aparţinând ciclului pliocen superior – cuaternar inferior reprezintă manifestările finale ale magmatismului subsecvent. Ele au avut o amploare mai redusă şi au afectat suprafeţe mai restrânse: Munţii Căliman-Gurghiu-Harghita, Perşanii de Nord şi sectoare reduse din Oaş-Gutâi şi din Munţii Metaliferi. Vulcanismul s-a caracterizat printr-o activitate efuzivă, cu puţine episoade explozive. În timpul acestor erupţii au fost expulzate în special andezite cu piroceni, andezite bazaltoide şi bazalte. Formele create fiind tinere, sunt încă bine conservate (craterul nedrenat al Ciomadului). Încetarea erupţiilor, probabil în Cuaternarul Mediu ori Pleistocenul Mediu ( S. Peltz, 1971, citat de W. Schreiber,1994, admite pentr u Munţii Harghitei o activitate vulcanică până cel puţin în Pleistocenul Mediu),a conturat premisele declanşării activitaţii postvulcanice, prin manifestări gheizeriene, fumaroliene, hidrotermale etc. În prezent, se observă numai emanaţii de solfatare şi mofetice. Evoluţia postvulcanică a reliefului a dus la diversificarea acestuia, manifestată atât la nivelul masivelor muntoase, cât şi la acela al formelor simple. Eroziunea a dus la festonarea periferiei craterelor vulcanice, la drenarea craterelor, la a dâncirea văilor şi la înlăturarea unei mari părţi din placa de agmomerate vulcanice. Prin adâncirea reţelei de văi în sedimentarul din bază au apărut numeroase şei şi mici depresiuni, ca de exemplu cele de la Nistru, Firiza, Chiuzbaia, Cavnic, Colibiţa etc. Morfologia reliefului vulcanic actual prezintă mari diferenţieri, întrucât în modelarea acestuia s-au succedat mai multe sisteme de modelare (glaciar, periglaciar, fluvial). În Munţii Oaş-Gutâi şi în Munţii Metaliferi predomină un relief scund, cu altitudini cuprinse între 600 şi 1400 m. În lanţul Căliman-Gurghiu-Harghita, relieful depăşeşte 1600-1700 m. Aici se disting două etaje morfologice: a conurilor vulcanice şi al platourilor de aglomerate. Conurile păstrează forme vulcanice tipice: cratere şi caldere în diferite stadii de evoluţie, conuri adventive, planeze etc. În Munţii Ţibleşului, Munţii Văratec şi Munţii Bârgăului predomină relieful de măguri, reprezentând corpuri subvulcanice scoase la zi de eroziune, care contrastează cu formele domoale, sculptate în sedimentar. Munţii Oaş-Gutâi şi Munţii Metaliferi sunt puternic erodaţi, cu suprastructurile pe alocuri complet distruse. Au luat naştere platouri secundare, fragmentate de văi puternic adâncite,cu energie mare de relief, iar numeroase corpuri intruzive (dykuri, neckuri, stâlpi, etc.) au fost dezvelite şi apar în relief (Geografia României, vol. I 1983 ). Stadiile de evoluţie prin care trece un vulcan (vulcan complet, planeză, vulcan rezidual şi, în final, vulcan scheletic) raportate la aria vulcanică din spaţiul românesc


33/96

5/23/2018


confirmă pentru Munţii Căliman-Gurghiu-Harghita că se află la începutul stadiului rezidual, în timp de Munţii Metaliferi şi Munţii Oaş -Gutâi se găsesc în stadiul avansat al vulcanilor reziduali şi chiar al vulcanilor scheletici. Dar privită în detaliu, situaţia este mult mai complicată, pentru că flancurile aceluiaşi vulcan se află uneori în stadii de evoluţie diferite. La conulce Pilişca Harghita, pe flancurile de sud şi vest se menţin încă planeze, în timp versadin ntulMunţii estic este puternic distrus, încât apare la zi un dyke (W. E. Schreiber,1994 ). Importanţa regiunilor vulcanice neogene este determinată de existenţa unor filoane metalifere, a materialelor de construcţie (andezit, bazalt, dacit, tufuri) şi a apelor minerale, care au condiţionat apariţia staţiunilor balneo –climaterice, stimulând dezvoltarea turismului românesc. 2.3.5.. Valorificarea turistică a reliefului vulcanic .

Relieful vulcanic prezinta o paleta diversa de resurse turistice, resurse stiintifice, resurse peisagistice (vulcanice,ariilor pseudovulcanice), resurse caldere, economice, etc. de lava, horsturi Studiul morfologiei vulcanice (conuri, platouri tectono – vulcanice, batolite, lacolite, depresiuni vulcanice, munti vulcanici, etc), a mecanismelor eruptiei (explozii, ejectii, efuziune, emanatii, eruptii de gaze si expozii freatice) ori tipului de activitate vulcanica (islandez, hawaian, strombolian, volcanian, vezuvian sau plinian, pelean, bandai-san, maar), dar si studiul hazardelor, riscurilor ce insotesc eruptiile (cutremurele, curgerile de noroi, avalansele incadescente si curgerile de grohotisuri, prabusiri si alunecari, lacurile de baraj vulcanic, valurile tsunami, ploile cu cenusa si ploile de eruptie, fenomene electrice optice si acustic pot constitui motivatia dezvoltarii si sustenabilitatii turismului stiintific. Eruptia vulcanului Vezuviu a conditionat disparitia oraselor Pompei si Herculaneum, iar eruptia vulcanului Santorin a dus la disparitia culturii Resurse si civilizatiei Minoice.resurse de materii prime: Cu, Zn, Pb, Au, Ag, materiale de economice: constructii,ape minerale, fertilitatea solului, energie geotermica,ape hidrotermale,etc. c. peisaje vulcanice: parcuri (gheizere Islandei, Pompei, Fuji, Vezuviu, Parcul Yellowstone); ile vulcanice :Kurile, Japoneze, Taiwan, Izu, Bonin, Mariane, arhip. Indonezian (500 de vulcani activi, Tambora, Krakatowa, Merapi), arh.Filipinez (40 vulcani,Mayon cu fantani de lave si nori arzatori), Melanezia, Solomon, Noile Hebride, Hawai, Samoa, Fiji, Tonga, Kermadec,etc; peisage vulcanice continentale: americane (St.Helens, erupe in 1980; Sunset Crater-1064; Popocatepetl, 1994, sup.1000 kmp; El Chichon,1982; Cotopaxi, Sangay, Chimborazo (6267m)-Ecuador,etc; peisaje pseudovulcanice: vulcani noroiosi (Paclele Mari si Mici); craterele meteorice (Meteor Crater –Arizona). Bibliografie recomandată

1. Ciangă, N.(2001, 2006), România. Geografia Turismului , Ed.P.U.C, p.201. 2.Cocean , P.,Vlăsceanu, Gh., Negoescu, B. (2002), Geografia generală a turismului, Ed.Meteor Press, p.351. 3.Draica, C.(1999),Ghid practic de turism internaţional şi intern.Editura ALL BECK, p.250.

4.Ielenicz, M.(2004), Geomorfologie, Editura Universitară Bucuresti.


34 34/96

5/23/2018


5.Irimuş, I.(2003), Geografia Fizică a României, Edit. Casa Cărţii de Stiinţă, ClujNapoca. 6. Irimuş, I.(2009), Relieful - potenţial şi valorificare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană. 7.Mac, I. (1996), Geomorfosfera şi geomorfosistemele. Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca, p.365. 8.Posea, Gr.(2005), Geomorfologia României, Editura Fundaţiei România de Mâine,

Bucureşti. 8.Rădoane, Maria şi colab.(2000, 2001), Geomorfologie. Editura Universităţii Stefan cel Mare din Suceava. 9. Strahler, A.H., Strahler, A.N (1992), Modern physical Geography, Ed.Wiley & Sons, NewYork. Temă de reflecţie nr.3.

• • •

Analizaţi componentele peisagistice ale r elieful vulcanic de distrucţie. Rolul reliefului în promovarea turismul hawaian. Analiyaţi limitele impuse de manifestările vulcanice în promovarea turismului de agrement şi aventură.


35/96

5/23/2018


MODULUL 3 Potenţialul turistic al reliefului petrografic (impus de rocă) şi valorificarea turistică. Formele de complexul relief ale agenţilor căror geneză, evoluţie şialcătui fiziografie sunt determinate de răspunsul rocii la morfogenetici, esc relieful petrografic sau litologic. Modul de asociere a rocilor (sedimentare, magmatice, vulcanice, metamorfice) la nivelul orizonturilor şi geofaciesurilor, de aranjare în structuri (tabulare, monoclinale, cutate, disjunctive, magmato-vulcanice) implică tectonica şi neotectonica. Răspunsul selectiv al rocii la acţiunea proceselor de eroziune evidenţiază proprietăţile fizice şi chimice ale mineralelor ce le compun. Compoziţia chimică, structura cristalină şi forma cristalelor sunt responsabile pentru comportamentul rocilor în procesele de meteorizaţie, magnetism, diageneză, metamorfism şi tectonism, dar şi pentru mecanismele morfogenezei. Mineralele sunt substanţe naturale solide, anorganice, omogene din punct de vedere fizic şi chimic, cu o mare stabilitate. Unele minerale prezintă o compoziţie chimică simplă sau monominerale: aur

(Au),mai argint (Ag),elemente cupru (Cu), mercurcum (Hg),aretc., iar altele(SiO sunt2),poliminerale, fiind3),alcătuite din multe chimice, fi cuarţul calcitul (CaCO ortoza (K 2O.Al2O3 6SiO2), ş.a. Dintre cele aproximativ 3000 de minerale care se cunosc, circa 100 sunt mai frecvent utilizate, iar 8 dintre ele intră în alcătuirea părţii superioare a litosferei, într-o proporţie de 98 %. Ponderea elementelor chimice în alcăt uirea litosferei este următoarea: oxigen (46,8%), siliciu (23,7%), aluminiu (9,1%), fier (5%), calciu (3,6 %), sodiu (2,8%), potasiu (2,6 %), magneziu (2,5%). Compoziţia mineralogică a rocilor prezintă un rol deosebit de important în morfogeneză, mineralele având “capacitatea” de a „memora” specificitatea unor condiţii ale mediilor morfogenetice. Rocile pot fi consolidate, tari (granitul, bazaltul, gronodiorit, riolit, dacit, gnaise, idate sau micaşist, ş.a) saunisipul, moi (argila, gipsul, ş.a),atât slabcaconsol (conglomerate, loessul, ş.a) gresia, se vorcalcare, diferenţia faciesuri câtneconsolidate şi ca peisaj geomorfologic ori geografic suprapus acestor depozite. Diversele tipuri de roci reacţionează în mod diferit la acţiunea agenţilor exogeni. Rocile sedimentare sunt mai rezistente la alterare, dar susceptibile dizolvării (calcarele), dezagregării şi deflaţiei ori coroziunii (efectuate de vânt). Rocile metamorfice (gnaise, şisturi cristaline) şi vulcanice (granite, bazalte) sunt rezistente la acţiunea proceselor de dizolvare, în schimb se remarcă printr -o slaba rezistenţă la acţiunea de deflaţie şi proceselor de dezagregare mecanică. Acestea din urmă ajung la suprafaţa terestră de la condiţii de presiuni de sute sau mii de atmosfere, cu o termodinamică specifică, la o atmosferă, cu procese de oxidare, dizolvare, hidratare, care sunt foarte active pe un teren dezagregat mecanic, uneori până la arenă granitică. De aceea între relieful structural şi cel petrografic există o legătură directă, iar dominarea influenţei structurii sau a naturii rocilor reprezintă, o problemă de stadiu de evoluţie. Ideea că relieful structural din regiunile alcătuite din roci sedimentare neconsolidate reprezintă în egală măsură o exprimare petrografică diferenţială este pe deplin justificată de trăsăturile de ansamblu ale teritoriului României, rezultate din predominarea regiunilor sedimentare (posttectonice) şi dispunerea acestora în trepte din ce în ce mai tinere către


36 36/96

5/23/2018


periferie. Din acest punct de vedere se poate vor bi de o adevărată dispunere zonală, în raport cu Carpaţii, a reliefului petrografic. În aprecierea rolului factorului petrografic, trebuie să se ţină seama de faptul că înscrierea în relief a rocilor diferă în funcţie de complexitatea acţiunii şi dinamic ii componentelor fizico-geografice. Literatura geologică şi cea geografică au consemnat multe aspecte legate de relieful petrografic, de la impunerea naturii rocii până la mecanismele de modelare şi la particularităţile de evoluţie. Este de remarcat tendinţa de abordare cu predilecţie a reliefului format pe calcare tocmai ca un reflex al modului de comportare la eroziuni şi de impunere a acestor roci în ansamblul regional. Cercetările au avut în vedere însuşi relieful dezvoltat pe roci argiloase, insistându-se pe raporturile dintre proprietăţile argilelor şi dinamica formelor de relief. Poate fi citat de asemenea interesul manifestat în ultimul timp pentru studiul depozitelor loessoide şi al reliefului dezvoltat pe acestea. Natura rocilor, reprezentând u n element de bază în conturarea caracterelor reliefului a putut constitui un criteriu pentru tipizarea formelor: relieful dezvoltat pe roci cristaline, pe

calcareiteşiloessoide. alte roci Această solubile,grupare pe gresii şi conglomerate, pe marne şi argile, pe nisipuri şi pe depoz reflectă în mare măsură şi modul de distribuire regională a reliefului petrografic, rezultat din diferenţierea unităţilor după constituţie şi vârstă. Estimările asupra repartiţiei diferitelor categorii de roci arată o foarte accentuată disproporţie între rocile vechi şi cele sedimentare şi eruptive posttectonice. Dacă rocile metamorfice ocupă mai puţin de 10 % din teritoriu (22 817 km2), iar cele eruptive ceva mai mult de 5 % (12 456 km2), cele sedimentare se întind pe 202 227 km 2, acoperind circa 85 % din teritoriu (Şt. Airinei, 1969). Aspectele morfolitologice, confirmate prin funcţia de reper pe care o poate avea relieful dezvoltat pe o anumită formaţiune geologică, sunt indispensabile definirii unităţilor şi subunităţilor de diferite ordine. dezvoltat rocicristaline cristalinemetamorfice 3.1. Relieful Relieful dezvoltat peperoci şi vulcanice intrusive constituie partea cea mai veche a teritoriului României. Rezistenţa la eroziune, duritatea şi masivitatea se transpun evident în înfăţişarea şi înălţimea masivelor, dar gradul ridicat de impermeabilitate, eterogenitatea mineralogică a rocilor şi şistozitatea au contribuit la diversificarea modelării şi, în consecinţă, la amplificarea varietăţii formelor. În general, liniile majore ale reliefului au o dominantă rezultată din aspectul de cupolă al masivelor, forma prelungă şi relativ domoală a culmilor, conservarea relativă a suprafeţelor de nivelare, bine reprezentate în Carpaţii Meridionali de la vest de Olt, în Munţii Banatului şi în toţi Munţii Apuseni). Văile cu versanţi repezi, chiar abrupţi, puternic adâncite sunt adevărate defilee cu numeroase rupturi de pantă. Cele mai reprezentative văi transversale din Carpaţi (defileele vestite ale Dunării, Jiului, Oltului etc.) sunt sculptate cu precădere în formaţiuni cristaline. Proprietăţile rocilor cristaline se reflectă nu numai în aspectul general al reliefului, dar se impun şi în particularităţile locale ale acestuia. Granitele din aria carpatică, prezentând un grad ridicat de fisurare, favorizează pătrunderea apelor meteorice şi degradarea lor. Şistozitatea rocilor condiţionează dezagregarea şi alterarea mai accentuată , fapt pus în evidenţă fie de rotunjirea culmilor


37/96

5/23/2018


situate la altitudini mai mici, fie prin accentuarea abrupturilor şi apariţia crestelor orientate local în conformitate cu planurile de şistozitate. Existenţa şi succesiunea mai multor sisteme de modelare au determinat individualizarea unor caractere diferenţiate ale reliefului dezvoltat pe astfel de roci . Relieful accidentat Dobrogei Nord, înscris pepredominant formaţiuni cristaline magmatice, fost supus alunui sistemdemorfoclimatic arid cu metamorfice dezagregare şiactivă, care a

determinat apariţia formelor cu aspect de inselberg înconjurate de depozite de dezagregare. Şisturile verzi din Dobrogea Centrală (alcătuite din pelite, şisturi sericito-cloritoase, cuarţite, conglomerate) corespund unei suprafeţe cu denivelări generate numai de diferenţele de duritate a rocilor. În Munţii Apuseni, în condiţiile unui climat mai umed, are loc un proces de caolinizare atât pe arenă granitică veche, cât şi pe roca de fundament. În Carpaţii Meridionali şi mai puţin în Carpaţii Orientali (în Masivul Rodnei) modelarea în condiţiile climatului glaciar şi periglaciar a dus la formarea de creste cu aspect rezidual, vârfuri piramidale, ace. Ca aspect direct al gelifracţiei sunt de semnalat mările şi râurile de pietre, aglomerările de blocuri din circurile glaciare ale Retezatului sau mările de blocuri din Parâng şi Rodna.

Relieful glaciar din masivele Făgăraş, Parâng, laRetezat şi unui Rodna poate fi considerat rezultantă a rezistenţei formaţiunilor cristaline acţiunea agent modelator extremcadeo puternic cum este gheaţa sau zăpada. Rezistenţa la eroziune, impermeabilitatea şi masivitatea rocilor cristaline au favorizat formarea unor noduri orohidrografice fragmentate în culmi, pe care s-au conservat suprafeţele de nivelare (mai evidente în Godeanu – Ţarcu, CindrelŞureanu, Iezer -Păpuşa, Leaota etc.). 3.2. Relieful dezvoltat pe roci solubile Relieful dezvoltat pe roci solubile introduce o foarte accentuată varietate a peisajului, pentru că aceste roci au un mod de comportare aparte în procesul denudării. În primul rând este vorba de clacare, care, ocupând î ntinse şi formând un masive, se înscriu în 30 relief de într ani -s-a mod ce a suscitat un interes special arii al cercetătorilor. De aceea, în ultimii 25 – ajuns la o manifestare puternică a şcolii carstologice româneşti. Studiile au fost extinse treptat de la rocile carbonatice asupra altor roci solubile (sarea, gipsul), inclusiv asupra celor cu ciment dizolvabil (conglomerate şi gresii calcaroase), ca şi pe piroclastite loess, depozite loessoide şi alte roci care conţin minerale solubile. S -a ajuns, astfel, să se separe două grupe de roci carstificabile: de precipitaţii, pe care se dezvoltă carstul propriu-zis şi roci clastice, pe care apare clastocarstul (V. Sencu, 1968). Împreună, acestea ocupă o suprafaţă de 49 527 km2, ceea ce reprezintă 20,85 % din teritoriul ţării. Diferenţiat, rocile de precipitaţie (cuprinzând rocile carbonatice – calcarele, dolomitele, calcarele cristaline – şi rocile saline, în care se încadrează gipsurile, anhidritele, sarea gemă şi sărurile delicvescente) se întind pe 4 752 km2, iar cele clastice pe 44 775 km2, reprezentând 2% şi, repsectiv, 18,85% din suprafaţa ţării. Calcarele sunt prezente în Dobrogea şi în Carpaţi, într -o repartiţie neuniformă pe vârste şi unităţi naturale.


38 38/96

5/23/2018


Repartiţia suprafeţelor cu roci carstice şi clastocarstice Tipul de rocă

( Geografia României, vol. I, 1983 ) % din suprafaţa rocilor % din suprafaţa ţării km2 carstice

Calcare, dolomite şi calcare cristaline

4 602

9,29

1,94

Sare Gresii şi conglomerate Depozite loessoide Total:

150 975 43 800 49 527

0,30 1,97 88,44 100,00

0,06 0,41 18,44 20,85

În funcţie de conţinutul în CO3Ca, permeabilitatea calcarelor, existenţa apelor de circulaţie şi capacitatea lor de dizolvare, gradul de carstificare este inegal, fapt exprimat evident în morfologia de su prafaţă şi cea de adâncime. 3.2.1 Relieful carstic – geneză, mecanisme, forme

3.2.1.1. Carst, carstificare, forme carstice Modelarea exogena selectiva asupra rocilor calcaroase genereaza doua tipuri de relief: relief calcaros si relief carstic. Relieful calcaros este impus de rezistenta sau duritatea rocilor, masivitatea, omogenitatea chimica si comportarea fizico-mecanica (fisuratia, diaclazarea), permeabilitatea. Formele de relief rezultate sunt exogene: platourile calcaroase, abrupturile, vaile de tip canion, cheile. Reliefiul carstic este datorat proprietatilor chimice ale calcarelor ori rocilor carbonatice, grosimii depozitelor ori orizonturilor de calcare sau roci carbonatice, adancimii ori prezentei panzelor freatice, apei , care prin coroziune, dizolva roca, respectiv realizeaza carstificarea. Termenul este adaptare germana a termenului slavon de Kras sau krs, celui italiandedecarst carso locopustiu, fara apa. Prima descriere a carstului a fost realizata de Jovan Cvijic (1893) in Peninsila Istria, in Podisul Karst. Procesul de carstificare este complet, respectiv este reprezentata intreaga serie morfogenetica a reliefului carstic de suprafata (lapiezuri, doline, uvale, polii sau depresiuni carstice) alaturi de formele de endocarst (avene,grote sau pesteri). 3.2.1.2. Factorii care conditioneaza carstificarea: Roca (grosimea depozitului, omogenitatea chimica, suprafata, gradul de compactizare ori de fisurare, diaclazare). Factori hidrologici si hidrogeologici (sursa de apa si continutul de CO2 dizolvat; interactiunea apa –roca, capacitatea de dizolvare a apei –este corelata cu twemperatura (apele din climatele reci au capacitatea de a imagazina mai mult gaz carbonic decat cele din regiunile calde). Factorul climatic :precipitatii, temperatura; eolian (vantul). Factorul geomorfologic: panta, altitudinea, morfologia regiunii, tipul proceselor;


39/96

5/23/2018


Factorii fizico – chimici : prezenta compusilor chimici conditioneaza functia de solutie a apei si de dezvoltare a formelor carstice. Carstificarea are la baza mecanismul de actiunea a apei asupra mineralului calcit contint de rocile carbonatice si inglobeaza calcare . Calcitul estedesolubil in apa chimici pura. Ininnatura de precipitatii nu este pura, o varietate constituienti timpul ,apa trecerii prin atmosfera, dintre care cel mai important este dioxidul de carbon, solubil in apa pura. Interactiunea dintre roca si apa care circula, determina trecerea unei parti din calcar in solutie sub forma de bicarbonat de calciu, care datorita caracterului sau instabil din punct de vedere chimic, trece in calcit, aragonit, travertin. Calcitul (CaCO3) disociaza intr-o stare ionica (CaCO3= Ca +CO3), iar ionul de CO3 reactioneaza cu ionul H+ din apa in care este incorporat CO2, reactia rezumandu-se la • CaCO3+H2O +CO2 (dizolvat) = Ca + 2HCO3.

Diversitatea ori endocarstice caracteristică aproape fiecărui masiv, dar asocierea lor formelor în peisaje exo carstice cu o anumită este funcţie le conferă individualitatea. Exocarstul este reprezentat prin lapiezurile de o mare diversitate (Fig.6, 7), prezente la toate altitudinile. În Munţii Şureanu, Munţii Vâlcan, Munţii Mehedinţi, Munţii Aninei, Munţii Locvei, Munţii Bihorului şi Pădurea Craiului formează câmpuri de lapiezuri. Pe calcarele cristaline dintre Munţii Făgăraşului, la peste 2000 m altitudine, există lapiezuri nivale.

Fig.6. Câmpuri de lapiezuri (Platforma Luncanilor - M. Şureanu).

Dolinele sunt formele carstice cu cea mai mare răspândire, alcătuind câmpuri de doline în mai toate regiunile calca roase. În multe cazuri ele se înşiră de -a lungul liniilor tectonice şi văilor seci. În cele care au fundul impermeabilizat se formează lacuri permanente sau temporare (în Lacul Padiş din Munţii Bihorului, Tăul lui Ghib din Munţii Codru-Moma, Iezerul Ighiel din Munţii Trascăului). În Munţii Mehedinţi, dolinele Crovu Madvedului şi


40 40/96

5/23/2018


Crovu Mare cu diametrul de 1000 m şi, respectiv, de 500 m, cu adâncime de 170 m şi, respectiv, 150 m, fiind cele mai mari doline din carstul românesc. Uvalele au o frecvenţă mai mar e în Munţii Curmăturii, Munţii Mehedinţi, Munţii Banatului şi Munţii Apuseni.

Fig. 7. Câmpuri de doline din Munţii Apuseni (după P. Cocean, 2000)

Văile carstice oarbe şi văile în chei se dezvoltă atât pe calcare, cât şi pe rocile necarstificabile învecinate, calcarele condiţionând geneza şi evoluţia acestora. Văile carstice oarbe sau sohodolurile au luat naştere pe direcţia unor văi fluviale, ca urmare a evoluţiei carstice. Prezintă un profil longitudinal vălurit şi reprezintă locuri de pierdere a ape lor de

suprafaţă. doline,Apuseni reprezentând o variantă au o largă răspândire în Munţii Banatului Văile şi în de Munţii şi s-au format aînacestora, urma dezvoltării în lanţ a dolinelor. Alinierea lor poate fi cauzată de configuraţie reliefului, de cont actele litologice, contactul dintre rocile carstificabile şi cele necarstificabile, de liniile tectonice. Văile în chei ( Fig. 8 )au un caracter epigenetic şi exprimă raportul cu roca, structura şi tectonica, având o largă răspândire în regiunile calcaroase, deşi sunt prezente şi în regiunile conglomeratice şi grezoase.


41/96

5/23/2018


Fig. 8. Cheile Bicazului

Poliile sunt

puţin numeroase şi se dezvoltă atât pe calcare, aşa cum sunt poliile Poiana Albă (Munţii Curmăturii), Beletina (Munţii Mehedinţi), Scocul şi Brădet (Munţii Aninei), cât şi la contactul dintre calcare şi alte roci, polia Zătonul din Podişul Mehedinţi. Endocarstul sau carstul de adâncime este foarte bine reprezentat în teritoriul românesc, iar acest fapt este demonstrat de numărul mare şi diversitatea zestrei de speleoterme, dar şi de varietatea depozitelor în care s-a dezvoltat. Până în prezent ( 2002 ) se cunosc peste 11.000 de peşteri şi avene. Cele mai lungi sunt peşterile Vântului din Munţii Pădurea Craiului (peste 45 km de galerii cartate ), Topolniţa din Podişul Mehedinţi (20 500 m), Peştera din Pârâul Hodobanei (18 000 m), Peştera Neagră – Zăpodie din Munţii Bihorului (12 048 m), Izvorul Tăuşoarelor din Munţii Rodnei (16, 5 km). Cele mai mari denivelări le prezintă Avenul de la Grind (Pi atra Craiului) – 150 m – 700 m, Peştera Izvorul Tăuşoarelor (415 m), Avenul din Stanul Foncii (325 m), Avenul din Hoanca Urzicarului (288 m) şi Avenul din Dosul Lăcşorului din Munţii Şureanului (268 m). La acestea se adaugă complexul carstic Cetăţile Ponorului şi peşterile cu gheaţă, dintre care se remarcă Gheţarul Scărişoara şi Focul Viu ( Muntii Bihorului) ( P.Cocean, 1995). În masivele calcaroase se află numeroase goluri carstice (puse în evidenţă prin foraje) la diferite adâncimi, cu mult sub baza lo cală de eroziune, chiar ăână la 500 m sub nivelul


42 42/96

5/23/2018


mării. Forme carstice de adâncime, pline de apă, au fost interceptate de o lucrare din Mina Anina, la adâncime de circa 700 m (146 m sub nivelul mării), ceea ce a dus la erupţii de apă care au totalizat 150 000 m 3 în 17 zile, la o temperatură constantă de 27 0C ( Geografia României, vol. I, 1983 ). Carstul fosil este insuficient în evidenţă. existenţa lui sunt legatea zăcămintele de bauxită din încă Munţii Apuseni. pus Lucrările de foraj De indică o carstificare intensă cretacicului din Platforma Moesică, acoperit cu depozite noi. Carstul pe gipsuri a fost semnalat la Nucşoara-Argeş, în Munţii Meseş şi în regiunea Cheilor Turzii, sub formă de lapiezuri şi doline. Carstul pe sare (Fig. 9 )se găseşte în Su bcarpaţi (90 km2) şi în Podişul Transilvaniei (60 km 2) şi este cunoscut la Cacica şi Târgu Ocna, „Între Râmnice”, la Slănic Prahova, la Ocnele Mari, Ocna Sibiului, Praid, Sovata şi Turda.

Fig. 9. Dealul Sării – Praid.

Acesta poate fi încadrat în trei grupe. Carstul gol, dezvoltat pe sarea care apare la zi, pus în evidenţă prin lapiezuri, tuburi de orgă, nişe carstice, poduri naturale, ponoare, doline, văi de dizolvare şi peşteri. Carstul acoperit, dezvoltat pe rocile insolubile care acoperă sarea car stificată, acesta fiind un ecou al formelor de pe rocile solubile din culcuş. Dizolvarea se produce pe suprafaţa sării, iar apariţia la zi a formelor propriu-zise se face prin sufoziune mecanică, tasare şi prăbuşire. În fine, carstul antropic cuprinde gropile carstice, salinele prăbuşite, puţurile carstice, galeriile şi bazinele de dizolvare subterană. Un record al lungimii peşterilor în sare deţine România prin Peştera Mânzăleşti – Subcarpaţii Vrancei, ce are o lungimePederocile 1000 clastice m.. (gresii şi conglomerate cu elemente sau ciment solubil, piroclastite, depozite loessoide), formele sunt mai puţin variate. Ca şi în cazul rocilor solubile, una din condiţiile de bază pentru desfăşurarea carstificării este permeabilitatea, care se manifestă în funcţie de caracterul spaţiilor din rocă. Procesul este generat de sufoziunea chimică şi cea mecanică, de unde şi termenul de carst sufozionar, pe lângă cel de clastocarst.


43/96

5/23/2018


Clastocarstul de pe gresii şi conglomerate ocupă suprafeţe restrânse în Carpaţii Orientali (648 km2) şi Meridionali (327 km2). În Munţii Bucegi şi în Ceahlău se întâlnesc lapiezuri la geneza cărora, pe lângă eroziune şi coroziune, mai intervine şi coraziunea. În Bucegi şi Piatra Mare se găsesc doline, mai frecvente la obârşia văilor. C a urmare a sufoziunii şi eroziunii iau naştere peşteri. Peştera Bucşoiul dinnoastră Valea Pietrele de 136 m, formată în conglomerate, reprezintă peştera din ţara situată la(Bucegi) cea mailungă mare înălţime (2 230 m). Clastocarstul de pe tufuri şi aglomerate vulcanice (vulcanocarstul) se dezvoltă în legătură cu specificul alterării şi evacuării materialelor în soluţie (limonit) şi reziduale (caolin, silice). Forme de acest fel au fost descoperite prin lucrările de exploatare din regiunea Barza-Murariu şi Bucium (Munţii Apuseni). În Depresiunea Ciucului şi Munţii Harghita se găsesc doline, iar în Munţii Căliman, forme de suprafaţă şi de adâncime( Geografia României, vol.I, 1983 ). 3.3 Relieful dezvoltat pe conglomerate şi gresii

cazurile Sunt relativ ca puţine (şi pe(Fig.10). areale restrânse) în care conglomeratele şi gresiile se individualizează entităţi litologice În mod obişnuit, apar în alternanţă cu alte roci. Tectonica a complicat şi mai mult diferenţierea acestor faciesuri, creând poziţii şi alternanţe de strate foarte variate, mai ales în aria flişului carpatic şi în Subcarpaţi, adică acolo unde gresiile şi conglomeratele sunt mai bine reprezentate. Rolul lor poate fi analizat atât sub aspectul trăsăturilor majore ale reliefului carpatic, subcarpatic sau de podiş, cât şi al particularităţilor impuse în morfologia de detaliu. În general, aceste roci, sub influenţa directă a naturii cimentului, au dat naştere la forme proeminente, la vârfuri ascuţite, culmi înguste şi creste, la abrupturi şi văi înguste, chiar sub formă de defilee şi chei. Conglomeratele rezistente, cum sunt cele permiene din Munţii Almăjului, din Munţii Codru -Moma şi Munţii Bihorului sau cele cretacice din Ceahlău, Bucegi şi Perşani, s -au impus prin forme care se

detaşează evident relieful din jur. Acelaşi lucru se poate spune şidin despre intercalaţiile conglomeratice dindesubcarpaţi (conglomeratele paleogene şi miocene), Podişul Someşan (conglomeratele de Hida). Într-un mod asemănător ies în evidenţă formaţiunile grezoase mai compacte din Carpaţii flişului (gresiile de Siriu şi Prisaca, gresia de Tarcău, de Fusaru şi de Kliwa), unele intercalaţii miocene din subcarpaţi, de cele mai multe ori asociate cu conglomerate. Analiza tipurilor de relief formate pe complexe grezoase şi conglomeratice arată că în cuprinsul lor apar diferenţe evidente, mai ales morfostructurale, în funcţie de variaţiile litologice şi de condiţiile tectonice locale. De exemplu, relieful dezvoltat pe complexul gresiilor de Tarcău şi Prisaca (asemănătoare petrografic) prezintă diferenţe uşor de sesizat. Pe gresia de Tarcău se înscriu culmi şi masive de 1400 m, cu pante medii de 25 0, iar pe gresia de Prisaca, culmi prelungi şi măguri sub 1300 m, cu pante de 17 0. În Obcinele Bucovinei, cutarea în solzi a orientat longitudinal faciesuri şi a dat naştere la alternanţe repetate (gresii de Fusaru, de Kliwa, gresia curbicorticală etc.), astfel că relieful este în acelaşi timp şi litologic şi structural.


44 44/96

5/23/2018


Fig. 10 Releful pe gresii şi conglomerate (Geografia României, vol.1, p. 111, cu modificări) 1. complexul grezos calcaros al stratelor de Sinaia; 2. complexul stratelor de Bistra-Sînmartin- Comarnic; 3. complexul flişului curbicortical şi al gresiei de Cotumba; 4.relief de obcine modelat pe complexul gresiilor de Prisaca, Kliwa, Fusaru şi fliş curbicortical; 5. complexul gresiilor de Siriu, Tarcău, Fusaru, Kliwa; 6. complexul gresiilor şi conglomeratelor de Prislop şi gresiilor de Strâmtura, Borşa – culmi şi vârfuri de eroziune selectivă; relief de muncei şi de coline modelat pe complexele grezoase miocene; 8. culmi prelungi şi măguri modelate pe complexul conglomeratelor de Muncelu, Chicera, Bârnadu; 9. relief de creste şi masive mărginite de abrupturi puternice modelate pe complexul conglomeratelor de Ceahlău, Zăganu şi de Bucegi; 10. dealuri şi măguri modelate pe complexe conglomeratice din Valea Oltului şi din stratele de Hida; 11. coline şi muncei modelaţi pe complexul conglomeratelor budigaliene de Pleşu, Pietricica şi pe co mplexele conglomeratice din depresiunile Petroşani şi Haţeg; 12. relief de culmi montane înguste şi rotunjite modelat pe complexele grezo conglomeratice ale flişului cretacic ale munţilor Apuseni.

Uneori, acelaşi complex litologic se exprimă în relief diferit; cazul gresiei de Fusaru, care, în regiunea Tarcău, a favorizat un relief cu energie mai mare decât în regiunea Obcinelor, unde se comportă ca o rocă friabilă. Variaţii însemnate de la o regiune la alta se constată şi la gresia de Kliwa: în Muntele Goru (1784 m) este mai rezistentă (dând versanţi cu pante medii de 25-300) decât în regiunea Slănicului Moldovei, unde apare ca rocă mai puţin rezistentă. Frecvente sunt cazurile când acelaşi facies litologic adus în contact cu termeni litologici diferiţi, se exprimă diferit în relief. În Munţii Stânişoarei, flişul cur bicortical se impune ca o treaptă intermediară, dominată de relieful de pe complexul stratelor de Bistra de la vest, şi domină, la rândul lui, cu 300 -400 m, relieful format pe complexul marno calcaros de Hangu. În Munţii Ciucului şi în Carpaţii Curburii, d in cauza apariţiei gresiei de Cotumba, trăsăturile majore ale reliefului dezvoltat pe complexul predominant grezos al flişului transcarpatic, unde modelarea selectivă a impus în relief klippele de calcare jurasice şi intruziunile vulcanice cu peste 500 m faţă de culmile largi, netede, cu altitudini de 1000 – 1200 m ( Geografia României, vol.I, 1983 ). Acelaşi complex litologic se poate înscrie în relief diferit în funcţie de arealele şi grosimile pe care se dezvoltă. Complexul grezos-calcaros al stratelor de Sinaia, cu grosimi de 2 500 m este evident în regiunea Prahovei prin forme proeminente, în timp ce în Munţii Tarcăului, unde


45/96

5/23/2018


grosimea este de numai 600 m, altitudinea se reduce la 1200 m. În Ceahlău, grosimea faciesului conglomeratic de Ceahlău este de 400 m şi face ca formele să apară evidente, iar frecvenţa abrupturilor să fie mai mare decât în altă parte. Grosimea depozitelor de gresii şi conglomerate în condiţiile structurii monoclinale se impune, de asemenea, forme proeminente, chiar Aşaşi este cazul conglomeratelor eocene dinînSubcarpaţii Getici, pe care, întredominante. Bistriţa Vâlcii Dâmboviţa (Fig. 11 )

Fig. 11. Muzeul trovanţilor de la Costeşti – Vâlcea

, se înscriu muscelele înalte, considerate unoeri ca o treaptă de interferenţă carpato subcarpatică. Apariţia unei a doua serii de înălţimi subcarpatice a fost condiţionată de banda conglomeratelor burdigaliene, iar în anumite porţiuni complexele grezose şi conglomeratice sarmaţiene se înscriu în relief în acelaşi fel. Conglomeratele din Podişul Someşan (stratele de Hida) au, de asemenea, rolul principal în stabilirea trăsăturilor principale de relief din această unitate. Văile sculptate în aceste formaţiuni sunt înguste, cu versanţi abrupţi, pe alocuri căpătând aspect de adevărate chei. Uneori apare un relief rezidual ruiniform ( Fig. 12).


46 46/96

5/23/2018


Fig. 12 Munţii Ciucaş – Relief ruiniform.

3.3 .1 Relieful pe gresii si conglomerate.Forme de valorificarea turistică

• Gresiile și conglomeratele – comportament fizico-mecanic și chimic similar în funcție de natura cimentului; • Gresiile cu ciment de natură calcaroasă favorizează apariția unor forme pseudocarstice (lapizuri, doline, chei, peșteri); • Gresiile cu ciment argilos ori marnos susțin un peisaj geomorfologic cu alunecări de teren, organisme torențiale și de ravenare; • Alternarea orizonturilor de gresii cu alte tipuri de roci, în special carbonatice sus țin o morfologie selectivă a umerilor petrografici, pere ților, arcadelor, turnurilor, ciupercilor, etc. • Creșterea gradului de coezivitate a particulelor din conglomerate ori din depozitele de microconglomerate conduce la apariția abrupturilor, sectoarelor de chei și defilee, văilor de decolare; • Conglomeratele care prezintă ciment calcaros generează forme de eroziune selectivă: coloane, sfincși, babe sau ciuperci, hornuri, polițe, pseudolapiezuri, alveole de dizolvare; 3.4 Relieful dezvoltat pe argile şi marne

Acesta se întâlneşte în regiunile deluroase, alcătuite din formaţiuni terţiare, situate la exteriorul Carpaţilor şi în Depresiunea Transilvaniei, în fâşia de fliş carpatic, ca şi în depresiunile intracarpatice cu umpluturi paleogene şi miocene ( Geografia României, vol.I, 1983 ). Este un relief cu trăsături diferenţiate regional în funcţie de varietatea rocilor argiloase şi, bineînţeles, de stadiul evoluţiei şi de specificul acţiunii agenţilor modelatori. Compoziţia mineralogică, proprietăţile fizico-mecanice şi particularităţile texturale imprimă


47/96

5/23/2018


diferenţe mari de la o unitate de relief la alta. Dintre varietăţile existente în ţara noastră, argilele montmorillinitice, prezente în formaţiunile marine şi vulcano -sedimentare, au o sensibilitate mai mare pentru deplasările în masă. Rocile pelitice din flişul cretacic şi cel paleogen sunt dispuse în succesiuni alternante cu cele psamitice prefitice, iar prezenţa lor văluriţi este marcată de apariţia lărgirilor de vale,dea depresiunilor şi a şiculmilor largi, cu versanţi de alunecări. Astfel, succesiunile lărgiri şi depresiuni din lungul Bistriţei, Trotuşului, Putnei şi Buzăului sunt în mare măsură un efect al dispunerii şi prelungirii fâşiilor de şisturi argiloase, şisturi negre bituminoase şi argilele din Carpaţii flişului. Relieful Câmpiei Moldovei, dezvoltat în cea mai mare parte pe formaţiuni argilo-nisipoase şi marnoase sarmaţiene monoclinale, a fost detaşat prin eroziune diferenţiată de unităţile de relief din jur. Culmile domoale şi rotunjite, lărgite ca adevărate podişuri prelungi, separate de văi largi, formează un ansamblu cu energie medie a reliefului de 70 – 80 m (V. Băcăuanu, 1968). Predomină versanţii concavi, cu un profil larg ondulat sau în trepte, cu treimea inferioară acoperită de depozite groase coluvio -deluviale. Deluviile de alunecare sub formă de valuri, trepte sau monticoli, asociate cu râpele de desprindere constituie principalele microforme care se impun în peisaj ( Fig. 13 ).

Fig. 13. Ulucul alunecării de tip glimee de la Urmeniş (Câmpia Transilvaniei)

La fel, în Câmpia Transilvaniei, cu energia medie a reliefului sub 100 m, interfluviile joase şi domoale separate de văi largi sugerează un stadiu înaintat de evoluţie. Pe versanţi se remarcă existenţa movilelor conice sau turtite (glimee, grueţi), materializate prin procese de alunecare, care se extind areale deV.sute de hectare. Uneori, glimeele Pe for m ează şiruri ce pot atinge 5 km lungime (T.peMorariu, Gârbacea, 1968) ( Fig.14,15). întreaga unitate se 2 extind pe circa 70 km , imprimând nota dominantă peisajului ( Fig.16). În Subcarpaţii Transilvaniei şi în Podişul Târnavelor arealele cu roci predominant argiloase sunt puse în evidenţă şi prin interfluvii aplatizate, separate de văi foarte largi.


48 48/96

5/23/2018


Fig.14. Alunecările de tip” glimee” de la Corunca 1. nivelul superior de eroziune; 2. nivelul inferior de eroziune; 3. poliţe structrale şi suprafeţe structurle; 4. cuestă; 5. versanţi; 6. versanţi cu modelare complexa; 7. versanţi modelaţi prin şiroire; 8. torenţi; 9. con de dejecţie; 10. cornişa şi corpurile de alunecare; 11. glacis de acumulare; 12. abrupuri de eroziune; 13. luncă; 14. limita vetrei localităţii; 15. sistemul stradal; 16. tendinţe neotectonice.

Fig. 15.Glimeele de la Corunca

În Subcarpaţi, factorul litologic deţine un rol hotărâtor în indivudualizarea formelor principale de relief (L. Badea, Gh. Niculescu, 1964). Eroziunea activă, diferenţiată pe bazine hidrografice, a detaşat, în toate situaţiile, relieful şters, cu caracter depresionar, dezvoltat pe roci argilo-marnoase.


49/96

5/23/2018


Fig. 16. Harta repartitiei „glimeelor” din Depresiunea Transivaniei. 1. depozite sarmaţiene; 2. anticlinale; 3. sinclinale; 4. domuri; 5. alunecări superficiale; 6. alunecări profunde de tip glimee; 7. râuri; 8. localităţi.

Apariţia depresiunilor subcarpatice, a ulucurilor depresionare, a depresiunilor de obârşie, a lărgirilor de vale, a înşeuărilor largi şi joase sub raport altitudinal este strâns legată de prezenţa formaţiunilor pelitice helveţiene, badeniene, ponţiene sau daciene. Culoarele depresionare din Subcarpaţii Getici corespund, în cea mai mare parte, arealelor argilo marnoase, fie paleogene (Olăneşti, Călimăneşti, Berislăveşti), fie ponţian -daciene. La est de Dâmboviţa, depresiunile localizate la contactul cu flişul sunt individualizate de asemenea pe astfel de formaţiuni, ca şi butonierele sculptate în anticlinalele mio - pliocene. Însăşi apariţia vulcanilor noroioşi (Fig.17) poate fi considerată ca un caz particular datorat marno -argilelor în condiţii cu totul specifice.


50 50/96

5/23/2018


Fig.17. Vulcanii Noroioşi de la Pâclele Mari (Buzău).

În aceste arii depresionare, versanţii dezvoltaţi pe formaţiunile menţionate au înclinări de 5 – 150, fiind acoperiţi în întregime de depozite deluviale groase, de alunecare. În relieful format pe marne şi argile se întâlnesc toate formele caracteristice deplasărilor în masă şi eroziunii în adâncime. Pe marnele şi argilele sărăturate este caracteristic relieful de „bad lands” a cărui extindere este legată şi de o utilizare neraţională a terenurilor. • Argilele rezultă prin consolidarea sau cimentarea pelitelor (material cu granulație fină, particolele nu depășesc în diametru 2 µ, format prin precipitare ori din suspensiile apelor fluviale și maritime). • Tipologia argilelor este dată de compoziția mineralogică (caolinitul este o argilă săracă în silice, iar montmorillonitul este o argilă cu con ținut foarte ridicat de silice, iar tip intermediar este illitul). • Argila se comportă din punct de vedere fizico-chimic ca o rocă impermeabilă, iar în stare uscată este foarte avidă de apă. Saturarea în apă, accentuează impermeabilitatea ei, se gonflează, mărindu-și volumul, și devine plastică, respectiv instabilă pe suportul litologic, condiționând prin plasticitatea sa decolarea stratelor din acoperiș. • Instabilitatea orizonturilor argiloase este dictată de prezența ori absența apei, care determină importante schimbări de volum. Suprasaturarea în apă a argilelor conferă caracterul semifluid al depozitelor, rezultând curgerile noroioase sau torenții de noroi. Dacă orizonturile argiloase sunt expuse radiației solare directe și circulației eoliene, atunci coezivitatea particolelor, în urma evaporărilor intense, va slăbi, iar orizonturile ori cuvertura argiloasă va fi u șor îndepărtată prin eolizație. • Marnele sau argilele carbonatice au un comportament fizico-chimic asemănător. • Morfologia regiunilor modelate pe argile și marne prezintă următoarele trăsături geomorfologice:


51/96

5/23/2018


– văi largi, subadaptate sau incompetente, cu pat aluvial ajustat prin ridicare, datorat competitivității reduse a râului (debite mici și afluenîa mare a materialului deluvial dinspre versanți slab înierbați sau cu un covor vegetal cu deb=nsitate mică a speciilor vegetale) ; – interfluvii turbiditate rotungite mare; sau plate; energie de relief redusă; izvoare rare , râuri cu – Modelarea se realizează prin procese de eroziune liniare ( șiroire, ravenare, torenți) și areală (alunecări, alunecări-surpări, pseudosolifluxiuni, curgeri noroioase). – Morfologii specifice: Pod. Transilvaniei, Pod, Moldovei, Pod. Sucevei, Subcarpații Curburii, Subcarpații Modovei, Subcarpații Getici, Podisul Bârladului, Dakota (Bad-lands-uri). 3.5 Relieful modelat pe nisipuri

tip de relief trebuie privit sub două aspecte: pe de o parte, format eroziuneAcest în formaţiuni sedimentare nisipoase, terţiare şi cuaternare, iar ca perelief de altă parte,prin ca relief format prin acumularea fluviatilă şi eoliană a nisipurilor pe suprafaţa altor forme preexistente. În general, se consideră că pe nisipuri se dezvoltă un relief instabil, cu linii şterse, estompate, cu energie mică, forme plate şi pante reduse. Dar acest fapt este numai parţial valabil şi anume pentru relieful de acumulare, pentru că cel format prin eroziune pe nisipuri sedimentare cu o anumită coerenţă are o înfăţişare cu totul diferită. • Nisipul este o rocă detritică necimentată, mobilă și permeabilă. • Precipitațiile se infiltrează repede în masa nisipurilor , pătrunzând până la rocile impermeabile, prin urmare modelarea reliefului se realizează într -o mică măsură prin intermediul apelor curgătoare. • Pe nisipuri se dezvoltă un relief cu forme efemere, cu linii estompate, cu energie mică și pante reduse, care sus țin o morfologie monotonă. • Prezența nisipurilor pe orizonturi cu grosimi apreciabile (zeci sau sute de metri) condiționează apariția unor forme de relief de tipul piramidelor coafate (Râpa Dateșului), abrupturi de eroziune, văi seci, etc. • Saturarea depozitelor nisipoase cu apă generează nisipurile curgătoare. Suprasaturarea nisipurilor cu apă și fluidizarea acestuia presupun existența în subasment aunor orizonturi de rocă relativ impermeabilă. Infiltrarea apelor în nisipuri condiționează uneori formarea prin cimentare, a unor concrețiuni. Concreționarea poate merge până la crearea unor orizonturi cu duritate mai mare, datorită cărora versanții prezintă pante mai accentuate, protejând în acela și timp și nisipurile din subasment, față de eroziune.

În mod obişnuit, formaţiunile nisipoase mio- pliocene şi cuaternare sunt asociate, de obicei cu cele lutoase şi argiloase, rareori cu pietrişuri, aşa încât nu se poate vorbi, decât în foarte mică măsură de un relief tipic dezvoltat pe nisipuri. În regiunile subcarpatice şi în piemonturile pericarpatice, în Podişul Transilvaniei şi mai puţin în Podişul Moldovei, unde


52 52/96

5/23/2018


predomină nisipurile uşor cimentate, cu gresificări discontinui, eroziunea prin şiroire şi scurgere torenţială a afectat versanţii abrupţi, brăzdându-i cu şanţuri şi ogaşe, separate de culmi foarte înguste. Pe alocuri, izolat, apar creste zimţate în miniatură, forme piramidale şi turnuri (Râpa Roşie – Sebeş, Valea Stăncioiului – Râmnicu Vâlcea etc.). Versanţii sunt abrupţi, maiactive. proeminente, relieful în ansamblu este diversificat cu numeroase măguri izolate şi formele abrupturi Acolo unde domină faciesurile nisipo -argiloase, apar deplasările în masă ( Fig.18), care dau naştere la movile şi monticuli (Podişul Transilvaniei). În Subcarpaţii Vâlcii şi cei ai Teleajenului, în Dealul Feleacului, nisipurile slab cimentate sarmaţiene supuse eroziunii diferenţiate oferă un relief aparte prin scoaterea în evidenţă a trovanţilor.

Fig. 18. Râpa Dateşului – relief pe nisipuri ponţiene consolidate ( alunecări- surpări ).

dezvoltat pe nisipuri transportate fluvial sau marin şi remaniate eolian, apare în Câmpia Careiului, în Câmpia Olteniei, în Bărăgan, în luncile largi ale râurilor principale şi în lungul litoralului. În sectorul Carei - Valea lui Mihai, nisipurile se întind pe o suprafaţă de circa 25 000 ha, în cea mai mare parte fixată (I. Maxim, 1962). Ele constituie un relief de dune principale, alungite până la 15 km pe direcţia sud-vest – nord-est, cu înălţimi de 3 şi 15 m, rareori ajungând până la 40 m, asociate cu dune secundare. Un relief asemănător, dar de dune plate, se găseşte în Câmpia Someşului ca şi în câmpia joasă a Mureşului, între Nădlac şi Curtici (Gr. Posea şi colab., 1974). O suprafaţă mult mai întinsă este acoperită de nisipuri în sud -vestul Olteniei, totalizând aproximativ 140 000 ha, dispuse în trei areale. Relieful este format tot din Relieful de acumulare,

– sud-est, pe cuprimele. alte dune mai mici, asocierea longitudinale, dar cusituate direcţia nord-vest secundare,dunelor uneori de forma barcanelor, aproape perpendicular Dunele sunt alingite pe mulţi kilometri şi în mod obişnuit formează fascicule. Înălţimea lor poate ajunge la 15 – 20 m, dar se observă o scădere treptată de la vest la est, până se estompează cu totul şi se pierd în suprafaţa câmpiei.


53/96

5/23/2018


Cele trei arii de nisipuri din Bărăgan se desfăşoară în fâşii dispuse respectiv pe dreapta Ialomiţei, Călmăţuiului şi Buzăului, însumând peste 100 000 ha. Întrucât se află într un proces relativ avansat de solificare, sunt puţin supuse acţiunii actuale a vântului. În Câmpia Tecuciului (pe stânga Bârladului şi Siretului), nisipurile se întind pe o suprafaţă circa 15 longitudinale 000 ha (cunoscute ca nisipurile de la Hanu Conachi). reprezentatdeprin dune cu orientare nord-nord-vest – sud-sudest. Relieful Înălţimeaeste lor variază între 4 şi 10 m, iar lungimea de la câteva sute de metri până la mai mult de un kilometru. Nisipurile de la Recea, din Depresiunea Braşovului, situate pe stânga Râului Negru, ocupă o suprafaţă de circa 1700 ha. Dunele alungite cu direcţia sud -vest – nord-est, cu o lungime ce variază între 70 şi 80 m, lăţimea între 20 şi 33 m, iar înălţimea fiind de 2 – 12 m. În afară de acestea, suprafeţe restrânse cu relief format din nisipuri fluviatile, modelate eolian, se întâlnesc în lunca şi ostroavele mari ale Dunării (Ostrovu Decebal sau Moldova Veche, Ostrovu Corbului, Ostrovu Mare), ca şi în luncile largi ale celor mai multe dintre râurile mari. O menţiune cu totul aparte trebuie făcută pentru relieful pe nisipuri de origine fluviatilă şi maritimă, modelat eolian. Nisipurile fluviatile suntformat localizate în grindurile din lungul braţelor Dunării şi dau forme mai plate, mai şterse, permanent supuse influenţei fluviului. Câmpurile de nisipuri maritime Letea, Caraorman, Sărăturile (ocupând o suprafaţă de 61 000 ha, Geografia României, vol., 1983) au un relief de dune foarte variat, ceea ce denotă o intensă prelucrare eoliană. Nisipuri mobile şi semimobile se întâlnesc şi pe cordoanele care închid complexul lagunar Razim-Sinoe, în insula Sacalin şi în general de-a lungul litoralului de la nord de Capul Midia. Pentru fâşia litorală sunt de menţionat şi plăjile, ca forme de acumulare, aflate la rândul lor într-o continuă şi rapidă modificare.

3.6 Relieful modelat pe loess şi depozite loessoide

• proceselor Loessul este o rocăfluviale dentritică, cu orgine apreciată că ar fi produsul glaciare, şi eoliene sau ocontroversată, rocă glacio-fluvioeoliană. • Noţiunea de loess este de origine germană (lose), acest termen de semnând un material sfărmicios şi afânat care se desface uş or. Loessul nu prezintă o anumită stratificaţ ie ca alte roci sedimentare, în schimb prezintă o mare omogenitate. În compoziţia depozitelor loessoide intră particule de cuarţ, argilă, calcar, o serie de minerale grele şi uşoare, unele fosile şi resturi organice. În masa loessului se află canalicule verticale numite cornevine, considerate ca fiind urme ale rădăcini lor plantelor ierboase, precum şi concreţiuni datorate circulaţiei capilare a apei încărcate cu săruri. • Geneza diversificată a loessului explică şi răspândirea geografică a acestuia. Loessul de origine predominant eoliană este prezent de-a lungul văilor, pe terase şi versanţ i, iar cel de origine aluvială este prezent pe unele terase mai vechi. Loessul de origine fluvio-glaciară este prezent în marile câmpii deltaice ş i fluvio-glaciare, cel deluvial în câmpiile piemontane, câmpii joase, depresiuni şi văi mult lărgite, cel proluvial în conurile de dejecţie, iar cel eluvial, la nivelul c umpenelor de ape ori pe suprafeţ ele cu înclinare slabă. • Fiecare tip de loess prezintă caractere proprii, care pot fi puse în evidenţă pe baza analizelor complexe (mineralogice, granulometrice, morfoscopice,etc). Aceste


54 54/96

5/23/2018


trăsătur i specifice sunt rezultatul condiţiilor genetice distincte ale genezei loessului şi modificărilor suferite ulterior depunerii. 3.6.1.Morfologia loessului

• Loessul primar sau loessul propriu-zis se diferenţiază de loessul secundar sau remaniat (restratificat) , de loessul degradat sau levigat, dar are un comportament fizico-mecanic similar lehmurilor, luturilor loessoide şi depozitelor loessoide în general. • Porozitatea şi structura prăfoasă sunt caracteristice pentru aproape toate tipurile de loessuri şi depozite loessoide. • Relieful dezvoltat pe loess prezintă o diversitate de forme, destul de efemere ca prezenţă temporală. Apele curgătoare se adâncesc repede în depozitele loessoide construind văi strâmte cu aspect de chei, ai căror versanţi se prăbuşesc şi se surpă (China), ori generează canioane sau pseudocanioane (Dobrogea Centrală ş i de Sud).

• Sufoziun sunt principalele procese geomorfologice care construiesc ea depozitelor şi tasarea loessoide. morfologia • Rezultatul proceselor sufozionale sunt văile sufozionale sau hrubele (C.Română, Dobrogea, Banat), iar aproceselor de tasare sunt crovurile ş i padinele.

Relieful dezvoltat pe depozite loessoide ocupă suprafeţe întinse, dar are o viabilitate redusă şi o dispunere pe verticală de cel mult 20 – 30 m, atât cât este grosimea cuverturii loessoide. Acesta ocupă suprafeţe mari în partea de sud -est a ţării, unde, de fapt, atinge şi cele mai mari grosimi (tabelul următor). Prin sufoziune, în pătura loessoidă apar goluri foarte variabile ca dimensiuni. Ele facilitează prăbuşirile şi apariţia la suprafaţă a pâlniilor de sufoziune, puţurilor, podurilor naturale. Răspândirea depozitelor loessoide pe unităţi geografice Unităţi de relief Dobrogea Podişul Moldovei Câmpia Română Câmpia Banato-Crişană Total

km 5 230 2 850 28 370 7 350 43 800

% 11,9 6,5 64,8 16,8 100

Desfăşurarea în succesiune liniară a formelor se datorează sufoziunii regresive ce înaintează pe măsură ce apa reuşeşte să-şi organizeze un curs subteran. În general, se observă o tendinţă de trecere rapidă de la formele subterane la cele de suprafaţă, prin transformarea celor dintâi în sisteme de ogaşe, râpe, văi înguste cu maluri verticale. Pe suprafeţele relativ orizontale acoperite cu o cuvertură de roci loessoide (Burnaz, Câmpia Vlăsiei, Bărăgan) au o frecvenţă mare formele negative: crovurile, găvanele sau padinele. Geneza şi evoluţia lor este strâns legată de prezenţa rocilor loessoide poroase, de


55/96

5/23/2018


existenţa climatului stepic, de intensitatea scurgerii superficiale şi a infiltraţiilor, de caracterul şi acţiunea agenţilor externi etc. (G. Vâlsan, 1917). Crovurile iau naştere pe seama reliefului preexistent (în general pe dune vechi) pe care s-a mulat cuvertura leossoidă, dar mai ales pe seama levigării sărurilor şi a tasării rocii. Mor fologia de detaliu scoatedistrugerea în evidenţăpragurilor că ele s -audintre formatele, prinprin conjugarea mai multe crovuri mici, prin tasare şia două prin sau spălare. Distrugerea acestor forme negative se face de ogaşele care, prin îaintare regresivă, le includ în drumul lor ( Geografia României, vol.I, 1983 ). Adâncimea crovurilor poate ajunge până la 5 m, iar lungimea şi lăţimea lor până la câţiva kilometri. Depresiunile mari, care pot ajunge până la 12-13 km lungime, sunt cunoscute şi sub numele de padine. Cele care se găsesc pe vechi braţe de râu au o formă alungită şi un contur regulat. Asemenea forme se găsesc în valea Dunării dintre Olt şi Argeş, sub fruntea teraselor şi a câmpului, trădând vechi braţe ale Dunării, mulate de depozitele loessoide. În interiorul padinelor se află crovuri de diferite forme şi dimensiuni. Bibliografie recomandată:

1.Bleahu, M.(1982), Relieful carstic. Ed.Albatros, Bucureşti. 2.Bleahu, M., Negrea, St., Racoviţă, Gh., Lascu, C. (1984), Peşteri din România. Ghid turistic.Ed.Sport-Turism ,Bucuresti. 3.Cocean, P.(2000), Munţii Apuseni. Procese şi forme carstice, Editura Academiei Române. 4.Cocean , P.,Vlăsceanu, Gh., Negoescu, B. (2002), Geografia generală a turismului, Ed.Meteor Press, p.351. 5.Ielenicz, M.(2004), Geomorfologie, Editura Universitară Bucuresti. 6.Irimuş, I. (2003), Geografia Fizică a României, Edit. Casa Cărţii de Stiinţă, Cluj-Napoca. 7.Irimuş, I.(2009), Relieful - potenţial şi valorificare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană. turismului internaţional .(2004 ),Geografia . Ed. Presa Universitară Clujeană. 98.Păcurar, (2005), , Editura Fundaţiei România de Mâine, .Posea, Gr.Al Geomorfologia României Bucureşti, p.443. 10.Rădoane, Maria şi colab.(2000,2001), Geomorfologie. Editura Universităţii Stefan cel Mare din Suceava. 11.Strahler, A.H., Strahler, A.N(1992), Modern physical Geography, Ed.Wiley & Sons, NewYork.

Temă de reflecţie nr.4. Analizaţi componentele peisagistice ale relieful carstic din Munţii Apuseni şi

•

de turism Rolul reliefului peasociate. gresii şi conglomerate în promovarea turismul românesc. formele Analizaţi limitele impuse de alunecările de teren în promovarea turismului.

• •


56 56/96

5/23/2018


MODULUI 4 Tema A (4): Relieful fluvial si litoral. Forme de valorificare turistic ă 4.1. Relieful fluvial-consideratii generale Râul – agentul principal de modelare, cu curgere permanentă, semipermanentă, temporară realizeaza o actiune tripla, de eroziune, transport si acumulare, in perimetrul bazinului hidrografic. Sistemul geomorfologic fluvial este de tip proces-raspuns cu delimitare foarte clara in spatiu, prin cumpana de apa. Intrarile in sistem (energia termica datorita Soarelui,energia potentiala şi cinetica din precipitatii, energia potentiala din ridicari tectonice şi activitati magmatice, energia chimică realizată din procesele de meteorizatie) şi iesirile din sistem (apa, sedimente, substan ţe dizolvate) definesc continutul bilanţului morfogenetic fluvial, a carui proiectie teritoriala exprima funcţionalitatea sistemelor fuviale. Modelarea teritorial deărelief complex – valea, cu ă are ca ă forma componentele sau fluvial elementele văi:proiec albiaţieminor ă, albia major , lunca sau şăesul aluvial, terasele, versanţii. Spaţiul între văi de diferite mărimi şi ordine este definit ca spaţiu interfluvial.Interfluviile sunt ierarhizate în raport de văi cf. modelului Horton-Strahler. Creşterea ordinului înseamnă complicarea sistemului prin multiplicarea articulărilor de suprafeţe şi muchii sub unghiuri foarte diferite în raport cu litologia şi tipul tectonostructurilor. Morfografia si morfologia interfluviilor si vailor exprima pe de o parte relatia debitului raului si vitezei curentului cu natura patului aluvial, dar si relatia cu versantul, principalul furnizor de material deluvial. Aceste relatii sunt percepute prin tipologia văilor: epigenetice, sinclinale, anticlinale, consecvente, obsecvente, resecvente,subsecvente, transversale, longitudinale; văi asimetrice, văi simetrice ,văi în trepte, văi cu fund plat, v ăi in V, văi cu terase, morfologice etc. Formele de contact generate de acumularile fluviale terminale: conurile aluviale, piemonturile, fan-deltele şi deltele, întregesc peisajul geomorfologic fluvial exprimând raporturi spaţio-temporale. 4.1.2. Formarea şi evoluţia reţelei de văi

Configuraţia actuală a reţelei de văi pe teritoriul României, respectiv circulară în exterior, radiară în interior, este rezultatul unei evoluţii îndelungate. Conturarea acestei reţele hidrografice evidenţiază strânsa legătură dintre mişcările tectonice şi modelarea subaeriană, a cărei rată a fost diferenţiată în timp, de ritmul şi succesiunea etapelor şi evenimentelor tectonice, de intensitatea acestora şi mediul morfoclimatic care şi -a pus amprenta în definitivarea regimului scurgerii şi eroziunii exercitate de această reţea de văi. Din Cretacicul Superior până în Eocenul inferior în timpul formării pediplenei carpatice (excepţie fiind doar marginea vestică a Munţilor Apuseni, unde se continuă până la începutul Badenianului) a existat o reţea veche de văi, care însă a suferit modificări radicale


57/96

5/23/2018


în timpul orogenezei de la sfârşitul oligocenului şi începutul badenianului (ex. în Munţii. Apuseni, Munţii Banatului, Carpaţii. Meridionali). Din Badenian şi până în Ponţian, în timpul nivelării suprafeţelor medii carpatice (complexul sculptural Râu – Şes), când a avut loc definitivarea trăsăturilor actuale ale Carpaţilor, s-au conturat cele mai multe din văile carpatice, cu excepţia unor sectoare de văi transversale din Carpaţii. Meridionali, Munţii Apuseni şi Munţii Banatului, formate mai târziu prin captări. Scufundările (Masivul Transilvan şi Masivul Panonic), determinate de mişcările stirice şi moldavice, ce au condiţionat apariţia unor bazine şi culoare tectonice (golfurile şi depresiunile din M. Apuseni), dar şi dezvoltarea unor piemonturi întinse sau câmpii fluvio lacustre cu aspect piemontan, în jurul Carpaţilor Meridionali, Carpaţii Orientali, M. Banatului şi M. Apuseni, aveau să dezorganizeze reţeaua hidrografică a pediplenei carpatice. Aceleaşi evenimente tectonice schiţează cumpăna de ape la nivelul liniei marilor înălţimi carpatice, individualizându-se un bazin la exteriorul Carpaţilor, altul în interior Bazinul Transilvaniei ce era legat de Bazinul Panonic prin câteva strâmtori: peste “jugul intracarpatic”, în Nord -Vest, culoarul Mureşului, Bistrei şi Crişului Negru în Vest. Sfârşitul Ponţianului, marcat de mişcările rhodanice şi sfârşitul Villafranchianului, sau evidenţiat prin înălţări puternice ale reliefului în întreaga ramă carpatică, ceea ce a determinat apariţia treptei de dealuri şi podişuri, şi formarea unei reţele hidrografice pentru aceste unităţi, într -o primă fază cu caracter sau tip piemontan, iar într -o a doua fază, prin captări, să se formeze râurile colectoare puternice la contactul dintre munte şi podiş. În cuaternar şi în special în postvillafranchian, a avut loc: o adâncire puternică a văilor în regiunea muntoasă, adaptarea reţelei hidrografice la structura şi tectonica Subcarpaţilor, extinderea treptată a râurilor în câmpii (ca urmare a exondării acestora), însoţită de schimbări de direcţii şi de formarea seriilor de terase, foarte variate ca număr şi întindere pe bazine hidrografice şi pe unităţi de r elief. în evoluţia reţelei hidrografice este materializată în una din caracteristicile de seamă ale reliefului carpatic, respectiv numărul mare al văilor transversale sau parţial transversale. Reflectarea tectonicii

şi

neotectonicii

Dacă la văile transversale propriu-zise se adaugă şi culoarele transversale (culoarele Timiş-Cerna, Bistra-Poarta de Fier a Transilvaniei, Rucăr -Bran, Oituz, etc.) avem o imagine mai completă a fenomenului de divizare transversală a Carpaţilor, cu toate consecinţele lui geografice, geoistorice şi economice ( Geografia României, vol. I, 1983 ). În explicarea evoluţiei văilor transversale sau parţial transversale din Carpaţii româneşti s-au conturat cel puţin trei opinii: a) prin instalarea râurilor în lungul unor falii sau pe disc ontinuităţi geologice importante;

b) prin antecendenţă;


58 58/96

5/23/2018


c) prin captare, inclusiv forma de captare prin revărsare. Cert este că nu putem identifica în configuraţia actuală a văilor carpatice o vale transversală sau parţial transversală la originea căreia să fi stat numai una din cauze ci dimpotrivă, argumentele au demonstrat că de-a lungul evoluţiei lor, de la un loc la altul şi de la o etapă la alta, toate cele trei cauze au fost posibile, dar ponderea a avut-o pe rând, pentru fiecare caz în parte una sau alta. Analiza următoarelor exemple ne edifică, în parte asupra problematicii genezei şi evoluţiei văilor transversale : a) argumentele în favoarea formării Crişului Repede prin captare reprezintă o certitudine, dar nimeni nu neagă şi rolul jucat de sectoar ele faliate; b) la formarea râurilor din partea de vest a ţării au contribuit captările (Gr. Posea, 1967) întrucât structura în masive- bloc marchează discontinuităţi geologice evidente (grabene, falii) care au impus şi discontinuităţi transversale morfologice, ce au putut fi periodic depăşite de râuri prin eroziune regresivă; c) în Carpaţii Meridionali caracterul înălţărilor a fost de basculă, deplasând linia cumpenei apelor şi favorizând eroziunea regresivă. Situaţia este similară în Munţii Banatului şi Munţii Apuseni; d) în Carpaţii Orientali decalaţi ca vârstă dinspre cristalin spre flişul paleogen, reţeaua hidrografică s-a putut extinde şi impune antecedent. Aceiaşi situaţie este valabilă ca manieră de realizare şi pentru zona curburii. Totuşi în Carpaţii Orientali şi Carpaţii Curburii văile sunt parţial transversale (Suceava, Moldova, Bistriţa, Bistricioara, Buzău, succesiv rezultă fâşiile geologice de la cele vechi la cele mai tinere.Trotuş, Argumentul de etc.) bază şi că ele sunttaie antecedente mai ales din prezenţa pietrişurilor cristaline în terasele şi conurile lor piemontane din Subcarpaţi, la unele chiar din sarmaţian (I.Donisă, 1965). Nu se exclud nici captările mai ales în cazul depresiunilor: Glodu, Drăgoiasa (drenate de Neagra), Bilbor, Bor sec (drenate de Bistricioara) deşi N. Orghidan (1969) a înclinat aici şi spre antecedenţă. Un alt exemplu îl constituie Valea Oituzului, care izvorând de pe versantul ardelean al Munţilor Vrancei, nu se îndreaptă spre Depresiunea Braşovului, ci se menţine în lungul culoarului dintre vârfurile Şandru Mare şi Muşatu, spre a ajunge în Depresiunea Tazlău -Caşin.

În Carpaţii de Curbură, în pliocen, înainte de formarea Depresiunii Braşovului, s -a admis o reţea ce drena culmile Persanilor, Baraoltului şi Bodocului spre lacul din Câmpia Română. Scufundarea Depresiunii Braşovului a întrerupt evoluţia acestora, devenind antecedente pe sectoarele rămase spre sud, mai ales după înălţimile valahice. Cele mai importante văi din Carpaţii Meridionali, Munţii Apuseni şi Munţii Banatului sunt transversale, axate pe discontinuităţile tectonice transversale preexistente şi individualizate odată cu înălţările valahice diferenţiate.


59/96

5/23/2018


După retragerea lacului pliocen din Bazinul Transilvaniei, în prima fază drenajul se făcea spre nor d-vest (de către Someş), fie prin poarta Meseşului (Gr. Posea, 1967), fie peste Prisaca-Ţicău către Baia Mare (I. Berindei, 1961). Oltul şi Mureşul au pătruns în Bazinul Transilvaniei mai târziu, prin captări, modificând reţeaua iniţială, care se pare că avea un caracter centripet, fără văi marginale longitudinale. Defileul Dunării reprezintă valea transversală cea mai controversată din punctul de vedere al originii. Anumite elemente ale morfologiei reliefului şi raporturile cu Bazinul Panonic şi Bazinul Getic, indică o captare; alte argumente indică moştenirea unei strâmtori şi scurgerea lacului panonic (după ponţian) către cel getic prin micile bazine tectonice şi strâmtori înşirate în lungul defileului. Ideea de antecedenţă în acest caz nu exclude captare a, cu menţiunea că evoluţia pliocen-cuaternară a înregistrat momente cu procese diferenţiate ca ritm şi intensitate. 4.1.3. Luncile râurilor din România

Relieful luncilor conturează încheierea unui ciclu geomorfologic în perfectarea reliefului văilor. Luncile variind de la o unitate la alta şi de la o arteră hidrografică la alta, atât ca extensiune cât şi ca reprezentativitate ,fizionomie ori structură demonstrează că formarea lor este un proces complex datorat tendinţei continui de echilibrare a albiilor , iar cu toată aparenta lor uniformitate, funcţionalitatea lor exprimă în permanenţă raportul dintre debitul solid şi debitul lichid, precum şi regimul de variaţie al acestor debite. Luncile sunt prezente în toate unităţile de relief, dar dezvoltare considerabilă au în Câmpia Română şi Câmpiei Banato-Crişană. Ele deţin suprafeţe apreciabile şi în depresiunile intracarpatice (Braşov, Haţeg, Giurgeu, Ciuc, etc.) şi subcarpatice (Vălenii de Munte, Câmpu Mare - Tg. Jiu, Jiblea, Cracău – Bistriţa, Tazlău – Caşin, Neamţ, Reghin, etc.). Desfăşurarea luncilor nu este simetrică cu talvegul cursurilor de apă, ( lunca Dunării, a Siretului, Mureşului, Someşului, Bistriţei, Siretului, Prutului, etc). Arealele depresionare trădează o configuraţie complexă. Reţinem în acest sens luncile Crişurilor, în depresiunile golfuri unde ele se insinuează în lungul râurilor cu o dezvoltarere din ce în ce mai redusă cu cât pătrund în munte, dar şi cu o extensiune maximă în câmpii unde devin comune. Un alt exemplu îl constituie luncile tentaculare de pe Râul Negru, Tărlung, Timiş, Bârsa din Depresiunea Braşovului sugerând însăşi desfăşurarea şi evoluţia acestor unităţi. Luncile bilaterale, ca cele de pe Olt şi Jiu în Câmpia Română; luncile asimetrice ale Buzăului şi Râmnicului în câmpia de subsidenţă, luncile locale rezultate din evoluţia meandrelor ca cele din defileul Jiului sau al Oltului , luncile dedublate ( Someşul Mic - Cluj – Napoca, cartierul Grigorescu; Mureşul la Brâncoveneşti ) subliniază caracterul complex al evoluţiei lor, în condiţiile asocierii proceselor neotectonice (inclusiv diapirismul, I. Irimuş, 1998). Altitudinea luncilor înregistrează variaţii în profilul transversal şi longitudinal. În general ele scad altimetric către cursurile de ape şi conform cu acestea în aval e. Numeroase sunt însă exemplele de abateri. În zonele de munte sunt frecvente cazurile când luncile intră în contact direct cu versanţii ori prin intermediul conurilor de grohotiş şi glacisurilor.


60 60/96

5/23/2018


Depunerile unor conuri mari de dejecţie pot contribui la supraînălţarea nivelului de luncă, situaţie frecventă în depresiunile de contact: Comarnic, Măneciu, Nehoiu, Câmpulung, etc. Dinamica confluenţelor crează şi mari dezechilibre în evoluţia luncilor prin presiunea exercitată asupra malului opus, ceea ce generează o retragere continuă,modificând în elieful luncii interne 19). ca o treaptă permanenţă limitele coridorului de meandrare şi r frecvente În câmpii profilul luncilor înregistrează cazuri când( Fig. ele apar înaltă în apropierea albiei, ca rezultat al înglobării grindurilor; după care urmează o zonă centrală joasă, unde apele stagnează în timpul inundaţiilor şi revărsărilor şi o zonă periferică, lunca înaltă, parazitată de conurile de dejecţie datorită proceselor de degradare a frunţilor de terase prin acţiunea torenţilor. Sunt situaţii când luncile consemnează numai zone de intensă aluvionare, deci oo treaptă înaltă aşa cum este cazul pentru Prahova în Subcarpaţi, sau un areal coborât cu meandrări, despletiri, cursuri părăsite, caractere specifice arealel or de subsidenţă ale Argeşului, Ialomiţei, Dâmboviţei, Buzăului ( Valeria Velcea, 2001). Luncile prezintă în structura lor materialele cărate şi depuse de râuri sub forma unor pânze de pietrişuri şi nisipuri (Câmpia Română şi Banato-Crişană) ori pelicule de mâluri în (Câmpia Siretuluiroşietic, Inferior cenuşiu) zonele de cu subsidenţă, ). În depozitele de schimbări luncă putem întâlni orizonturi un colorit diferit (gălbui, care atestă climatice, orizonturi de soluri îngropate (lunca Dunării, lunca Tazlăului Sărat) structuri periglaciare (lunca Someşului Mic la Floreşti, lunca Teleajenului în Subcarpaţi) etc. Dinamica luncilor este trădată de prezenţa braţelor părăsite (belciugele din zona de subsidenţă), confluenţe (cazul zonei de convergenţă din Depresiunea Braşov), despletiri şi meandrări (ca cele din bazinul Crişurilor), autocaptări , deformări neotectonice etc.

Fig. 19. A. Schiţa de detaliu a luncii Someşului între Bârgău şi Valea Vinului; 1.luncă joasă; 2. Luncă înaltă (2 –3m.); 3. Terasă de luncă (4 -6m.); 4. Mal abrupt activ; 5. Mal abrupt fixat; 6. Meandre şi albii părăsite; 7. Con de dejecţie; B. Dinamica albiei minore a Someşului; 8. Cursul actual; 9. Cursul abandonat anterior anului 1894; 10. Cursul Someşului pe harta din 1894; 11. Curs abandonat între 1955 şi 1975;12. Limita luncii


61/96

5/23/2018


Dacă urmărim desfăşurarea luncilor pe unităţi de relief observăm că luncile din regiunile carpatice şi subcarpatice au o vechime mai mare decât cele din zona de câmpie întrucât evoluţia acestora s - a realizat în tardiglaciar şi holocenul inferior. Depozitele analizate sporo - polinic ( M.Cârcimaru, 1980 ) confirmă o vârstă atlantic - subboreal. Regiunile de deal şi podiş, hidrografice poate înregistrează mai variate aspecte consemnate lunci configuraţia în care rolul arterelor fi anihilat decele procesele de versant. Acest fapt de explică foarte neregulată a luncii Bârladului, a Secaşului, a Nirajului, a Lopadei, etc. Pentru toate situaţiile menţionate luncile se prezintă cu o desfăşurare locală condiţionată, de presiunea exercitată de valurile de alunecare (Florina Grecu, 1992; I. Irimuş, 1998). De asemenea, din depozitele acestora pot rezulta materiale ce se depun în albie sau în luncă producând modificări ale regimului de scurgere ( Târnave, Mureş, Niraj, Comlod, Dipşa,etc ) ( Fig. 20 ).

Fig. 20. Lunca Târnavei Mici la Ghindari.

Confluenţele Mureşului în Depresiunea colinară a Transilvaniei sau Oltul în Podişul Getic, generează o luncă bilaterală largă ,iar zonele de convergenţă hidrografică care corespund în genere depresiunilor subcarpatice îşi pun amprenta în mutaţiile nivelului de luncă, determinate de creşterea eroziunii şi a acumulării. Jiul, în Depresiunea Câmpu Mare Tg.Jiu, sau Oltul în Depresiunea Băbeni, prezintă un nivel de luncă instabil. Aceasta condiţionează un ritm accelerat de evoluţie şi în aval ( Valeria Velcea, 2001 ). O altă caracteristică ce defineşte caracterul complex al evoluţiei luncilor din zonele de deal şi podiş este aceea că ele pot evolua ca terase de luncă bine individualizate în funcţie de autoreglarea debitelor lichide şi solide sau a protecţiei antropice (.aşezările din lunca Mureşului, Târnavelor, Oltului aspectul ). În regiunile de câmpie şi dinamica luncilor sunt determinate de panta redusă şi de aluvionarea intensă corelată cu ridicarea patului aluvial ceea ce determină frecvent divagarea şi modificarea continuă a treptelor de luncă ( Argeş, Dâmboviţa, Ialomiţa, Crişurile. În câmpiile de subsidenţă unde panta de scurgere ajunge la 0,2 – 0,5 m/ km, malurile sunt puţin conturate şi se produc revărsări pe spaţii largi, însoţite de frecvente captări de meandre


62 62/96

5/23/2018


Morfologie şi evoluţie complexă prezintă pentru ţara noastră Lunca Dunării. În sectorul de defileu este discontinuă, extensiunea sa era mare în bazinete, azi fiind redusă la o fâşie îngustă datorită prezenţei lacului de acumulare de la Porţile de Fier. Lunca poate fi urmărită mult mai bine pe văile afuente Dunării: Liubcova, Ieşelniţa, Cerna, Topolniţa, etc. de Dobreta s e lăţeşte constituţia sa intrând grindul Încuavale înălţimi de 1 - 7Turnu m ca Severin, cele din lunca Câmpia Oltenietreptat, sau dinînsudul Burnazului. De asemenea, se conturează şi o zonă joasă – în cea mai mare parte modificată antropic – în care apar braţe părăsite, lacuri, mlaştini, etc. O complexitate deosebită a formelor de relief se întâlneşte în Balta Ialomiţei cuprinsă între Borcea şi Dunăre şi Balta Brăilei delimitată de Cremenea şi Dunăre. Braţele părăsite, foste canale de legătură, mlaştini, ochiuri de apă, grinduri, sunt specifice pentru aceste “insule”( Valeria Velcea, 2001 ). Peisajul luncilor înscrie câteva trăsături calitative: surplus de luciu de apă, o bogată vegetaţie hidrofilă (suprafeţe active), modelarea eoliană a nisipurile cu secvenţe ale reliefului de dune ori cu veritabile plaje,. Toate fiind elemente de atractivitate turistică. 4.1.4 Terasele râurilor din România 4.1.4.1 Caractere generale

Studiul teraselor a reprezentat o necesitate impusă, în primul rând, de trăsăturile dominante ale reliefului şi de considerarea lor ca dovezi concludente pentru evoluţia, cel puţin din cuaternar, a teritoriului României, Importanţei ştiinţifice incontestabile i se adaugă aspectul socio-economic, practicaplicativ, legat în mod deosebit de activitatea permannentă a omului, aceste forme de relief fiind cu predilecţie căutate pentru amplasarea aşezărilor şi pentru amplasarea obiectivelor economice. Studii sistematice asupra teraselor, asupra morfologiei şi genezei acestora pot fi consemnate începând cu primul deceniu al secolului nostru, reprezentând studii regionale (T. Morariu, V. Gârbacea – 1960; L. Badea – 1970; Al. Savu – 1973; V. Băcăuanu – 1965) sau studii de sinteză pentru întreg teritoriul ţării (T. Morariu şi colab – 1960; P. Coteţ, I. Donisă, N. Popescu). Studiul teraselor a urmărit cu precădere determinarea efectelor acţiunii râurilor şi prin aceasta cunoaşterea genezei şi evoluţiei cuaternare a reliefului fluvial, pentru că terasele sunt martorii cei mai reprezentativi şi concludenţi ai simptomelor tectonicii şi raporturilor

acesteiamoment cu acţiunea modelatori la nivelul suprafeţei anumit sau o factorilor anumită perioadă ( Geografia României, vol.topografice I., 1983 ). privită într -un


63/96

5/23/2018


Referitor la existenţa şi numărul teraselor părerile şi informaţiile au variat foarte mult. Elementele care au fost luate în analiză sunt: a) numărul, desfăşurarea şi racordarea teraselor; b) structura teraselor (granulometria depozitelor, grosimea şi petrografia acestora); c) vârsta teraselor; d) geneza teraselor Geologii au sesizat pentru prima dată 3 serii de terase, care ar corespunde conologiei cuaternarului: inferior, mediu şi superior. Geografii geomorfologi luând în considerare diversitatea aspectelor sub care se prezintă terasele de la un bazin la altul şi chiar în limitele aceluiaşi bazin şi de-a lungul

aceluiaşi au considerat prematură abordarea vârsteicelteraselor înainte de principale. cunoaşterea detaliată arâu, trăsăturilor morfologice (inclusiv de structură) puţin pentru râurile La râurile mari din spaţiul carpatic, mai ales în sectoarele de defileu numărul acestor terase este în medie de 5-6, de la 2-4 m, la 90- 110 m. Între excepţii se situează Bistriţa (moldoveană) cu 10-12 trepte de terasă, până la 200-220 m (I. Donisă, 1968). Spaţiul subcarpatic, prin mobilitatea sa tectonică mai accentuată, prezintă un număr mare de terase: 8-9, nivele de terase ce prezintă cele mai accentuate deformări neotectonice: Jiu, Olt, Argeş, Dâmboviţa, Prahova, Buzău. O situaţie deosebită se înregistrează în sectorul de contact subcarpatic cu subunităţile C. Române, între Trotuş şi Dâmboviţa, pe măsură ce râurile se arcuiesc tot mai mult spre zona de subzistenţă a C. Siretului Inferior. Dacă în cursul superior carpatic sau în cel mijlociu subcarpatic (pentru râurile principale) terasele sunt bine reprezentate şi dezvoltate, ajungând la 8-9 nivele (inclusiv, nivelul de luncă), la trecerea din zona de dealuri în zona de câmpie acestea se reduc ca număr până ce dispar în câmpia de subsidenţă. Situaţie similară înregistrează şi terasele din bazinele de pe latura vestică a ţării (Timiş, Crişuri, Barcău). O menţiune specială trebuie făcută pentru râurile principale care străbat diferitele unităţi de relief şi traversează Carpaţii, al căror bazin mijlociu corespunde cu Depresiunea Transilvaniei: Someşul, Mureşul şi Oltul. Dacă pentru cursurile extracarpatice atât Mureşul cât şi Oltul prezintă particularităţile celorlalte râuri, atât ca număr al teraselor, dar şi fiziografice asemănătoare, în Podişul Transilvaniei situaţia este diferită de la un râu la altul în funcţie de poziţia pe care o au în cuprinsul acestei unităţi: Mureşul şi Someşul sunt însoţite de serii de terase care ajung la 8-9 nivele (V.Gârbacea, T. Morariu – 1960; I. Donisă – 1968; Al. Savu şi colab. - 1973), prezentând def ormări neotectonice şi dezvoltări în funcţie de


64 64/96

5/23/2018


tendinţele tectonice ale regiunii. Oltul în schimb, în Depresiunea Făgăraş este însoţit de numai 3-4 terase cu dezvoltare monolaterală. Dunărea are sistemul de terase cel mai extins (fig.21), dar în funcţie de unităţile de relief străbătute de fluviu, numărul acestora variază de la vest spre vărsare. În defileul Porţilor de Fier există 7 terase plus nivelul de 200 m. În vestul C. Olteniei s -a constatat prezenţa a 8 terase până la Desnăţui şi 7 terase până la Jiu. Până la confluenţa cu Argeşul apar fragmentar 6 nivele de terase, iar între Argeş şi Mostistea 3 terase. În continuare rămân numai 2 terase dintre care cea mai înaltă se pierde la nivelul văii Jegăliei. Terasa inferioară se urmăreşte cl;ar până la Călimăneşti, de unde se continuă larg în C. Brăilei. Numărul teraselor variază de la bazin la bazin, de la un sector la altul al râurilor de la un râu principal la afluenţii de ordine inferioare, acestea din urmă având în genere un număr mic de terase. În general se constată o anumită omogenitate a teraselor nu atât pe bazine cât pe unităţile mari de relief în funcţie de particularităţile lor structural -tectonice, de constituţie şi de evoluţie, urmare firească a raportului dintre dispunerea reliefului în trepte aproape concentrice şi gruparea radiară a râurilor principale.


65/96

5/23/2018


. 6 ; l e r ă e i r a n u o i D c ş i i ă ă C V – t a a - i m V i l a . 1 a s 1 a ; r ă e c t . n u 5 l ; . u 0 ş 1 e ; c e ă l M a c o – l a - e s V a r I e a t a 9 s . ; a r e u g t n . â 4 r ; a i t ş e e C l ) i – 5 ă a 7 B I 9 – I I 1 a V , I a u I a c I s a s a a e r l s t a e u r . c e i t . 8 ; N 3 r o . ; ş a i h r i e b G a P ( r o i C – i a r – I ă I a - V a n I u D a a s a e l s a r a t e e r s e . t a . 7 r ; e 2 t ; a c i a i ş ş a r r e ă a l G ă – c n a u C – L I I V . a a s 1 a a 2 r e s g a i t . r e F 1 t


66 66/96

5/23/2018


4.1.4.2 Desfăşurarea teraselor

La majoritatea râurilor mari se înregistrează un paralelism al teraselor faţă de profilul longitudinal al văilor, faţă de talveg. Abaterile de la această regulă sunt datorate unor factori locali, de natură neotectonică. În desfăşurarea teraselor reţinem câteva particularităţi: a) râurile cu izvoare în Carpaţi prezintă o convergenţă a teraselor în amonte, până la dispariţia lor în actualul talveg; b) râurile din zonele joase prezintă o convergenţă în aval a teraselor până la dispariţia lor sub aluviuni mai noi;

c) spaţiul subcarpatic se remarcă prin divergenţe ale teraselor (în zone de bombări) şi convergenţe (prin îmbucare şi forfecare) în zonele de subzistenţă; d) la contactul zonei piemontane cu zonă de câmpie (Piemontul Getic – C. Română; Piemontul Vestic – Câmpia de Vest), terasele au o dispunere în formă de evantai, cu o mare extensiune. În genere ele au caracterul unor terase-glacis, a căror geneză este legată de retragerea apelor Lacului Panonic, respectiv lacului din Câmpia Română, simultan realizându-se un intens proces de glacizare. e) structura impune modificări în desfăşurarea teraselor, astfel structurile monoclinale determină o desfăşurare asimetrică a teraselor – dextragiră (pe dreapta), respectiv levagiră (pe stânga).

4.1.4..3 Racordarea teraselor şi structura acestora

Racordarea teraselor presupune operaţiunea de a delimita dacă un sector de terasă aparţine unui ciclu sau altuia, practic realiz ându-se cronologia acestora. Racordarea teraselor pentru teritoriul României reprezintă un proces anevoios şi riscant, între oscilaţiile de nivel ale M. Negre, ca nivel de bază, erau inverse celor din Oceanul Planetar. În glaciar – calota – exercita o presiune asupra uscatului european, antrenându-l într-o epirogeneză negativă în timp ce nivelul mării creştea, invers fenomenul se producea în interglaciar. Aceasta Racordările demonstreazăcare că schema teraselor Depértînnuspecial se poate aplica teraselor din ţara noastră. s -au făcut în ţaraluinoastră pe râurile principale, râurile mari ale ţării, iar cele mai mici, racordări s -au făcut numai în Transilvania (T. Morariu, V. Gârbacea, Al. Savu, P. Tudoran, I. Mac, I. Berindei, E. Iacob, Maria Mihail, I. Tövissi, etc.) au abordat criteriul structurii teraselor şi pe baza unor indici granulometrici, indici de rulare, aplatizare, ce reflectă intimitatea procesului morfodinamic.


67/96

5/23/2018


Diversitatea condiţiilor în care a decurs procesul de formare a teraselor este cl ar reflectată şi de structura acestora, în special de caracteristicile depozitelor, foarte variate regional şi local.

4.1.4.4 Granulometria depozitelor

Pentru terasele superioare (90-110 m), prezente în spaţiul carpatic, predomină elemente grosiere: pietr işuri, bolovănişuri, al căror diametru minim este mai mare de 5 cm. Acest lucru explică o competenţă ridicată a eroziunii râurilor carpatice, un profil longitudinal neechilibrat, pe un fond tectonic mobil, caracterizat prin epirogeneze pozitive.

granulometria specifică unor depozite mai fine: psefite, nisipuri, bolovăniş + pietriş, cu diametrul mai mic de 5 cm; Terasele mijlocii prezintă

Pentru terasele inferioare , materialele sunt foarte fine, predominând pelite şi mâluri. 4.1.4.5. Grosimea depozitelor d e terasă

Ea este de aproximativ 3-5 m pentru majoritatea râurilor. Apar şi abateri regionale pe fondul unor procese neotectonice (epirogeneze pozitive sau negative) ori a unor oscilaţii climatice. În teren pot fi urmărite cel puţin următoarele situaţii: - o grosime a depozitelor mică, până la 2 m, este specifică pentru terasele superioare: 90-110; 140; 200 m; în sectoarele de defileu, depozitele pot lipsi, fiind reprezentative terasele în rocă.

Terase în rocă se întâlnesc în fragmente cu suprafaţă redusă, în sectoarele văilor de munte sculptate în roci rezistente, cum sunt cele cristaline (defileele Oltului şi Jiului) eruptive (Defileul Deda – Topliţa) calcarele (Defileul Dunării, Cheile Olteţului, Cheile Caraşului, Cheile Nerei, etc.)( Fig.22) şi conglomer atele (Cheile Bicazului). - pentru terasele mijlocii şi mici (5 -8 până la 55-60 m.) grosimea depozitelor este de 8-10 m sau chiar mai mare, excepţiile demonstrând prezenţa unor zone de subsidenţă, râurile tinzând să-şi menţină profilul de echilibru, rezultă o creştere a grosimii depozitelor.


68 68/96

5/23/2018


Fig. 22. Cheile Olteţului

4.1.4..6. Petrografia depozitelor de terasă

Sub aspect petrografic depozitele de terasă trebuie să reflecte structura geologică a bazinului respectiv; apar însă şi elemente alohtone în cazul unor remanieri ale reţelei hidrografice. În general se remarcă pentru terasele înalte > 90 -110 m altitudine relativă predominarea elementelor cuarţitice, elemente puţin alterabile, datorită densităţii cuarţului şi a componentelor sale chimice. Terasele mijlocii şi mici prezintă o compoziţie petrografică mai complexă, lucru atestat şi de gradul mai mare de rulare şi de alterare a pietrişurilor, nisipurilor precum şi prezenţa unor intercalaţii sub formă de benzi sau lentile de luturi nisipoase şi argile, care au o origine aluvială, eoliană sau deluvio-coluvială. În regiunea montană acetse formaţiuni conţin în proporţie ridicată elemente grosiere şi colţuroase, prinse într -o matrice luto-nisipoasă cu caracter coluvio-proluvial, iar în Subcarpaţi, piemonturi şi podişuri sunt mult mai mărunte (nisipuri, luturi).


69/96

5/23/2018


4.1.4.7 Vârsta teraselor

Dacă asupra desfăşurării teraselor s-a obţinut o imagine destul de clară, asupra vârstei opiniile sunt foarte diferite. Marea majoritate a cercetătorilor înclină pentru vârsta cuaternară, doar pentru ultimele două nivele, mai înalte, peste 150 m, 200 -220 m poate fi admisă o vârstă terţiară (pliocenă), întrucât se menţin mai mult sub forma umerilor de vale (Carpaţi şi Podişul Transilvaniei). Corelările dintre procesele pedogenetice şi acumulările aluviale, pe de o parte şi oscilaţiile climatice, pe de altă parte, întregite cu analiza granulometrice, sporapolinice şi chiar radiometrice, au ajuns la concluzia că grupul de terase cu altitudine relativă de peste 115-120 m aparţine pleistocenului inferior , cel cu altitudinea relativă între 60 şi 90-115 m pleistocenului mediu , iar terasele sub 40 m ar fi würmiene. Grupul de terase intermediare cu altitudine mai mică de 60-65 m şi până la 40 m ar corespunde vârstei mindel şi mindel-riss.

4.1.4.8. Geneza şi cauzele formării teraselor

Raporturile care se stabilesc între râu (apa curgătoare, agentul modelator) şi contextul tectono-climatic, în evoluţia şi formarea teraselor evidenţiază următoarele particularităţi: - terasele înalte trădează o origine tectono-climatică (grosimea mică sau absenţa depozitelor de terasă, numărul mare); - terasele inferioare prezente în zonele colinare joase şi zonele de câmpie, prin lărgimea podurilor, îngemănarea lor în câmpuri de terase, grosimea remarcabilă a depozitelor, trădează o origine climatică; - terasele râurilor dobrogene sunt terase eustatice, determinate de oscilaţiile de nivel ale Mării Negre.

Aceste observaţii înclină spre conturarea a două ipoteze privind formarea teraselor în România: a) acumulări în interglaciar, cu o adâncire şi tăierea frunţii de terasă în glaciar; b) sculptarea terasei într-un interglaciar respectiv anaglaciar şi cataglaciar.


70 70/96

5/23/2018


4.1.4.9 Clasificarea teraselor

Pentru teritoriul României se conturează trei tipuri de terase, ce materializează trei cicluri de evoluţie: a) ciclul teraselor superioare ce aparţin generaţiei pliocen - cuaternare , cu altitudini relative ce depăşesc 90-110 m;ele sunt mai slab păstrate din punct de vedere morfologic; apar sub forma unor umeri de terasă; depozitele de aluviuni sunt în general îndepărtate; predomină elementele cuarţitice. b) ciclul teraselor mijlocii îşi definesc identitatea geomoprfologică prin altitudini relative între 90-110 m şi 30-40 m; prezintă elemente morfologice vizibile; depozitele de terasă sunt bine păstrate, având o grosime 8-10 m; c) ciclul teraselor inferioare identitatea definite spaţial în România îşi definesc prin larga lor reprezentare în toate, bine treptele de relief,trădând o uniformizare a condiţiilor genetice şi prezintă o extensiune foarte mare a frontului în raport cu podul terasei; dar şi o grosime mare a aluviunilor cu granulometrie fină, iar patul depozitelor aluviale se află sub nivelul talvegului, ceea ce trădează un caracter aluvionar.

4.1.4.10. Valorificare turistica a reliefului fluvial.

Văile au fost primele spații ale umanității : Tigru, Eufrat, Gange, Nil etc. , dar și ultimile redute ale spațiului natural (Amazon, Congo, Murray), pe care civilizatia tehnică le-a cucerit. Luncile, terasele se caracterizeaza prin stabilitate morfologică și tectonică, fară restrictivitate geomorfologică și hidrologică în construcții și infrastructură de comunicare și transport; Versanții – activi din punct de vedere morfodinamic (eroziune liniară : ravene, torenți) și areală (sufoziune, surpare, prăbușire, tasare, alunecare de teren, scurgere noroiosă), impun restrictivitate geomorfologică în proiectarea și realizarea infrastructurilor edilitare, de comunicație și transport. Vaile fluviale in complexitatea lor morfogenetica permit o valorificare turistica complexa : baze turistice, turism de agrement si vizitare, turism cultural, turism stiintific, turism sportiv si de aventura, turism religios. Pentru exemplificare amintim: Valea Loirei sau fuviul regilor Frantei; Valea Senei -cu capitala luminilor - Paris ; Valea fluviului Congo cunoscut si sub denumirea de fluviul vietii; Mississippi sau fluviul Epocii de Aur intre 1811-1900; Valea Garonne numita si fluviul inteleptilor; Valea Nilului – izvorul bogatiilor Egiptului; Yukon - fluviul aurului; Valea Rinului cu cascadele si castelele din cursul superior; Valea Gangelui sau fluviul sacru; Colorado –cu cursul cel mai adecvat practicarii rafting-ului; Valea Ebrului cu cetatile si castelele din Aragon si


71/96

5/23/2018


Zaragoza); Valea Indului sau sursa vietii; Columbia – fluviul Vestului Salbatic; Valea Tamisei cu Tower Bridge; Enisei numit si fluviul deportatilor; Amazon – fluviul padurilor; Valea Tibrului – fluviul civitei latine, Roma; Valea Arno cu civita Florentei; Tigru si Eufrat sau raurile din Gradina Raiului; Valea Dunarii (Regensburg, Walhalla); Elba –fluviul dramelor; Meuse – fluviul reconcilierilor. Temă de reflecţie nr.5. Analizaţi componentele peisagistice ale reliefului fluvial din România şi

•

formele de turism asociate. Rolul reliefului de vale în promovarea turismului francez. Analizaţi limitele impuse de inundaţii şi revărsări în promovarea turismului. Realizaţi un model turistic de vale pe baza informaţiei bibliografice şi cursului .

• • •

4.2. Relieful litoral • Relieful litoral definit în spaţiul de interferenţă a uscatului cu marea (oceanul, lacul); • Ţărmul – linia de demarcatie dintre apa și uscat, cu modificari diurne, lunare, sezoniere, anuale, multianuale, în timp geologic; • Morfologia litorală este dependentă de dinamica apelor marine și oceanice, de atracția universală cosmică, de mi șcările tectonice, de adâncimea platformei litorale, de impactul antropic ori gradul de antropizare a zonelor litorale,etc. • Dinamica apelor marine (valuri, maree, curen ți), alături de eolizație, pluviodenudație, activitatea microorganismelor și vegetației și faunei marine modifică în permanență linia țărmurilor, prin procese de eroziune și acumulare. • Eroziunea marină sau abraziunea marină are ca rezultat falez a și platforma de abraziune marină. Procesele și mecanismele care definesc abraziunea marină sunt coroziunea, șocul mecanic, spălarea țărmurilor prin jetul de resacă, procese de prăbușire,surpare, alunecări,tasări,sufoziuni; procese fizico-chimice (dezagr egări,alterări,dizolvări,carbonatări). • Acumularea marină are ca rezultat plaja, forma de construc ție rezultată din acumularea produselor abraziunii marine, respectiv nisipuri,pietrișuri, bolovănișuri, care vor imprima plajei principalele caracteristici morfometrice și morfologice (plaje cu nisip fin, plaje cu nisipuri grosiere, plaje stâncoase sau în rocă, plaje joase, plaje înalte, etc. •• Tipuri ţărmuri : Richtoffen (1886), Schlutter (1924), Johnson (1919), Shepard Multipledeclasificări (1938), Valentin (1954), Emmanuel de Martonne (1932), după multiple criterii: structural, tectonica ( țărmuri de emersiune si submersiune); origine si complexitate; dinamica marină; agradare și degradare; poziție, geneză, raporturi cu structurile geologice.


72 72/96

5/23/2018


Ţărmuri joase : - lagunar (G.Mexic, G.Bengalez, NV-estul M.Adriatice); – de tip Watt (alternanță de sectoare aluviale, por țiuni mlăștinoase, bancuri de nisip și cordoane litorale: țărmurile Olandei,Danemarcei, Germaniei); – de skjars acoperite sau de tipdefilandez, rezultat urma scufund rii unortipregiuni ghetarii de calot ăîn pleistoceni, careăau lăsat în urma exharației și polisajului glaciar, depresiuni acoperite de lacuri și morene păstrate sub formă de insule; – cu mangrove, mlăștinos (atlantic, guinez, pen.Florida).

Ţărmuri înalte • Ţărmurile cu rias (nord-vestul Spaniei, litoralul atlantic american între New York – Capul Hatteras, Pen.Bretagne (golfuri alungite dezv. pe vai fluviale, cu promotorii prelungi); • Ţărmurile cu fiorduri (coastele norvegiene, coastele pacifice ale Canadei, vestul estul Zeelande); • Groelandei, Ţărmurile de tipN.dalmatic (șiruri paralele de insule, desfășurate în prelungirea peninsulelor (estul Adriaticii, vestul Californiei, coasta atlantică a Braziliei); • Ţărmurile de tip cadrilat (regiuni fracturate și faliate : M.Egee); • Ţărmurile de tip arcuit (pe tarmurile cu miscari tectonice active: V Pacific , M.Caraibe ); • Ţărmurile coraligene cu franjuri, bariere, insule si praguri (coastele Australiei de Est, Coastele Mării Roșii).

4.2. 1.Valorificare turistică a reliefului litoral • Litoralul - concentreaza 60 % • Litoralul Egeean , cu golfuri,

din populația lumii. insule, peninsule, faleze de creta, plaje artificiale sau

naturale . • Turismul cultural, stiintific si religios • Grecia : ila Chios (Manastirea Nea Moni sau Noua Mân ăstire); ila Patmos (Mânăstirea Chora, Pesterea Apocalipsei); Mânăstirea de la Mt.Athos în Pen .Calcidică; ila Samos ( Templul Herei si digul lui Polikrates); ila Rodos (Colosul din Rodos, Palatul Marelui Maestru –cruciat; Bazilica Mariei);Ila Delos (sanctuare ale Zeului Apollo, zeul luminii in mitologia greac ă);ila Santorin –ila ruinelor; Ila Creta (Palatul de la Knossos); Cap Sunion cu Templul lui Poseidon, Peloponezul cu Epidaur, Olympia, Corint ; Ile Elefsis, Marathon, Salamina, etc. •

Turcia: Edirne (Moscheea Selim); Istambul (Palatul Paleologilor, Sfanta Sofia, Palatul Topkapi, Moscheea Albastr ă, Moscheea Süleymaniye sau Moscheea Soliman Magnificul, podurile suspendate Uskudar, turnul lui Leandru, turnul Galata, Apeductul lui Valens,); ruinele Troiei, Bergamul (Pergam), Efes (cu vestigii elenistice, romane, paleocrestine), Sart (anticul Sardes, capitala Regatului lydian al lui Cressus, Milet cu ruinele teatrului roman, Diyarbakir,etc. ;


73/96

5/23/2018


•

Cipru: Agios Iakovos (cu cele mai vechi temple din Cipru), Vuni si Eukomis (vestigii elenistice) Manastirile Stavrovouni, Macheras şi Khrisorroiatissa;

•

Turismul de agrement si balnear

• •

Statiuni estivale: Grecia: turistice Halkidiki, Paralia Katerini, Porto Heli, Salonic, Kavala, Pireu, Stamio, Platamonas, Nea Moudania, Loutra, Nafplio, Kiparissia, Kalamata; Ila Creta (Iraklion, Phaistos, Sitia, Hios, Lindos), Ila Corfu (Kerkira); Ila Lesbos (Thassos, Zakinthos, Mitilini, Thermi); • Turcia: Izmir, Efes, Troia, Priene, Antalia, Milet, Didyma, Alania, Side, knidos, Marmaris; • Cipru; Aya Napa, Padras, Paphos, Protaras, Limassol, Nicosia, Larnaka, Kirenia, Famagusta,etc. Litoralul Adriatic • •

Turism cultural, religios, stiintific, de aventura, sportiv, uval…. Centre si obiective turistice: • Kotor (Muntenegru ); • Dubrovnik, Split, Pola, Rovinj, Vrsar, Porec si Ile Krk, Ila Cres , Ila Pag (Croatia); • Portoroz (Slovenia); • Trieste, Venetia, Ravenna, Rimini, Ancona, Pesaro, Pescara, Bari, Manfredonia, Trinitapoli, Brindisi ; Ile Pianosa, Ile Termiti; Litoralul Liguric cu Riviera di Ponente ș i Riviera del Levante: Genova, San Remo, Savona, Nervi, Porto Fino, Rapallo, Viareggio, etc. Riviera franceză :

Côte Vermeille, Côte d’ Ametist, Côte d’ Azur Varois, Côte de Maoures,

Côte d’ Esterel. Litoralul spaniol •

Torremolinos, G.Algeziras, Gibraltar (Djebel de Tariq sau Stânca lui Tariq), Ponferrada, Puerto de San Isidro, Puerto de San Glorio, Leon, Burgos, Valladolid, Oviedo; • Litoralul Atlantic spaniol între Capo Bares și Capul Higuer, cu stațiunile Vineiro, Ribadeo, aviles, Ribessella, Llanes, Laredo, Castro-Urdiales, Santander, Bilbao, san Sebastianș • La nord de Cap Higuer se desfasoar ă litoralul francez atlantic, Côte d’Argent, cu stațiunile Biarritz, St. Jean de Luz, Hassegor, La Rochelle, Saint-Malô, le Mont Saint Michel, etc. Litoralul portughez • Țărm cu riass,

pe care arhitectura monumentelor, plajele și artizanatul sunt punctele forte ale turismului portughezș • Punto de Santa Tecla - Cabo Bares , zona litorală cunoscută sub denumirea de Riass Gallegas;


74 74/96

5/23/2018


• Sta ț iuni turistice marine: Baiona, Cangas, Sanxenso, O Grove, Ferrol, Ponte Verda,

La Coruňa. Litoralul mediteran african : marocan, tunisian, algerian, egiptean •

Maroc: Dar Bonanzza, Agadir, Bon Knadel, Temara, Tomaris, Casablanca,

ruinele ro -mane la Volubis, Tetouan, Nador-Al-Hoceima. • Tunisia: Coasta de Cristal (ruine feniciene si romane),Tunis, Cartagina, Sidi Bou Said, Jebel Oust, Hammamet, Zaghouan, etc. • Algeria: Alger, Bejafa, Constantine, Annaba, Oran, Tipassa, Côte Turquoise; • Egipt: Cairo, Heliopolis, El Faiyum cu Sfinxul, Piramidele lui Keops, Kefren, Mykerinos, complexul piramidal de la Sakkara, Memphis, Alexandria, oaza Siwa, complexul Luxor- Quena, Valea Regilor, Theba, stațiunea Hurghada de la Marea Roșie, Lacul Nasser și barajul de la Assuan. Marakech, Fes, Meknes, orase imperiale;

Bibliografie recomandată:

1.Cabanne, C.(1998), Geographie humaine des littoraux maritimes.Ed. SEDES , p.471 2.Ielenicz, M.(2004), Geomorfologie , Editura Universitară Bucuresti. 3.Irimuş, I.(2009), Relieful - potenţial şi valorificare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană. 4.Mac, I. (1996), Geomorfosfera şi geomorfosistemele. Editura Universitara Clujeană, Cluj-Napoca, p.365 5.Posea, Gr.(2005), Geomorfologia României, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, p.443. 6.Rădoane, Maria şi colab.(2000,2001), Geomorfologie. Editura Universităţii Stefan cel Mare din Suceava. 7. Strahler, A.H., Strahler, A.N(1992), Modern physical Geography, Ed.Wiley & Sons,

Temă de reflecţie nr.6. Analizaţi componentele peisagistice ale reliefului litoral din România şi

•

formele de turism asociate. Rolul reliefului litoral în promovarea turismului bulgar. Analizaţi limitele impuse de valurile de tip tsunami în promovarea turismului. Realizaţi un model turistic litoral pe baza informaţiei bibliografice şi cursului .

• •

•


75/96

5/23/2018


Tema B (5): Potenţialul turistic al reliefului glaciar şi periglaciar şi forme de valorificare turistică 5.1. Relieful glaciar 5.1 Criosfera şi sau limita zăpezilor Criosfera înveli şul receperene (Şumski, 1947) reprezintă aproximativ 10 % din

suprafaţa Terrei, respectiv se suprapune acelor teritorii unde temperatura anuală a aerului se menține în jurul valorii de 00 C. Procesele care se desfăşoară în cadrul criosferei au ca agent domina nt apa în stare solidă , respectiv zăpada, gheaţa sau gheţarul. Arealul din criosferă dominat de acumularea, formarea şi persistenţa gheţii apar ţine domeniului glaciar, iar cel în care procesele de modelare sunt cele asociate înghețului, fără acumularea consistentă a zăpezii , apar ţin domeniului periglaciar. Limita zăpezilor perene separă domeniul eroziunii normale (eroziunii fluviale) si abraziunii marine, de cel al modelării glaciare. Indiferent de latitudine, există posibilitatea formării fulgilor de zăpadă, însă altitudinea de acumulare a acestora diferă de la o zonă la alta, în func maselor de aer , temperatura la nivelul solului, cantitatea de ţie de temperatura precipita ţii căzute, expoziţia suprafe ţei, etc. La latitudinile temperate acumularea zăpezii se realizează sezonier, la altitudini de 3100 m, iar la latitudinile polare şi subpolare, zapada se acumulează permanent, la altitudini joase, începând de la 0 m, în timp ce la latitudinile ecuatoriale și tropicale, zăpada se acumulează doar la altitudini de peste 5000 m (în Puna de Atacama limita zăpezilor perene se află la 6 300 m, în Kilimanjaro, la peste 5 000 m). Poziţia limitei zăpezilor perene este mai coborâtă la nivelul bazinelor oceanice și mai înaltă în domeniul continental pentru aceiași latitudine. Transformarea zăpezii în firn ş i apoi în gheaţă se realizează mai sus de limita zăpezilor perene, în timp ce topirea gheţ ii se realizează sub această limită, prin ablaţie (topire, evaporare, distrugere mecanică) . 5.2. Ghe ţarii şi morfologia glaciară

5.2.1. Formarea gheţarilor Formarea gheţarilor este condiţionată de existenţa unor cantităţi suficiente de precipitaţii solide şi de menţinerea unor temperaturi medii coborâte, situate în jurul valorii de 0 -2C. Valorile negative ale temperaturii contribuie la menţinerea aproape permanentă a apei în stare solidă sub formă de zăpadă, firn (névé) şi gheaţă. Procesul complex de diageneză asigură (prin mecanisme fizice, chimice, transformări structurale şi de textură) trecerea zăpezii în firn şi apoi în gheaţă de gheţar. Diageneza zăpezii prezintă trăsături specifice în concordanţă cu mediul climatic în care se produce. Zonele polare, pe fondul temperaturilor negative şi zăpezilor uscate, asigură -un ritmscurte lent de transformarea în subpolare firn şi gheaţă , ceîncălzire, însumează de alpine câţiva zeci de ani. În zăpezii regiunile aparintr perioade iarcicluri în etajele ale zonelor temperate şi tropicale, în sezonul cald se produc încălzir i puternice, la care se adaugă şi variaţii termice diurne. Perioadele de încălzire determină topirea parţială a zăpezii, iar apa rezultată reîngheaţă, pe măsură ce se infiltrează în adâncime.În procesul de reîngheţ se degajă o anumită cantitate de căldură care va contribui la ridicarea


76 76/96

5/23/2018


temperaturii până aproape de punctul de topire, favorizând astfel, formarea unei zăpezi foarte umede, care evoluează repede în firn şi gheaţă.

5.2.2. Deplasarea gheţarilor şi mecanismele glaciare Prima explicaţie ştiinţifică cu privire lamodelării deplasarea gheţarilor

aparţ ine lui Forbes (1843), care a arătat că răspunsul gheţii la efort sau stress (rezultantă a forţelor care acţionează într -un anumit punct al unui corp, la o solicitare exterioară) este mult ma i evident decât la alte substanţe plastice (sarea). Deplasarea gheţarilor este datorată proceselor de deformare internă (internal deformation), alunecări bazale (basal sliding) şi deformarea patului (bed deformation) format din roci neconsolidate. Procesele de deformare internă au rol primordial în producerea deplasării, deoarece în orice punct din interiorul gheţarului poate apărea un stress ca rezultat al grosimii stratului de gheaţă. Stress -ul sau efortul poate fi partajat în două componente: presiunea hidrostatică şi tensiunea de forfecare. Presiunea hidrostatic ă este ă la grosimea stratului gheaţă şiatâacţionează egalmasei în toate direcţiile, în timpraportat ce tensiunea de forfecare estederaportată t la grosimea de

gheaţă cât şi la panta suprafeţei gheţarului. Din momentul în care stratul de gheaţă depăşeşte grosimea critică, condiţionat de pantă şi indicele de plasticitate, începe deplasarea gheţarului. Viteza de curgere este proporţională cu grosimea gheţarului şi panta sau geodeclivitatea patului de curgere. Pe o pantă de numai un grad se poate produce deplasarea gheţarului cu condiţia existenţei unei mase de gheaţă cu o grosime de 60-65 m, în timp ce pentru o pantă de 45 de grade este suficientă prezenţa unei mase de gheaţă cu grosimea de 1,5 - 2 m. Curgerea gheţarilor este inegală chiar în cadrul aceluiaşi sistem glaciar. Viteza de curgere este frânată de rugozitatea fundului văii glaciare şi a maselor aer.au Diferen se m/zi, înregistrează versanţilor, rezistenţ ţierimedie în curgerea gheţarilor cei din la nivel regional. Gheţarii din de Alpi o viteză de curgere de 0,14 Himalaia de 2-4 m/zi, iar cei de pe coastele vestice ale Groelandei ating viteze de 10-40 m/zi. • glaciar se impun forme specifice eroziunii glaciare (exharaţie) şi forme de acumulare. • Circurile glaciare şi văile glaciare sunt formele de eroziune cele mai caracteristice şi mai evidente, aspect consemnat şi în toponimia românească, prin termenii populari de căldări, găuri, groape, scoabe, hârtoape, căţunuri, zănoage. Forma de relief în care se localizează gheţarii montani separă în morfologia glaciară : Mecanismele modelării glaciare sunt subordonate activităților de eroziune, transport şi acumulare efectuate de gheţari în timpul deplasării sau curgerii. Modelarea glaciară implică procese de dizolvare, presare, izostazie şi aduce cu sine modificări puternice reliefului preexistent. Mecanismul modelării glaciare comportă acţiuni specifice: • eroziunea glaciar ă este direct proporţională cu grosimea gheţarului şi invers proporţională cu panta; • eroziunea glaciar ă se exercită atât în lateral cât şi în adâncime, prin subsăpare sau exharaţie rezultanta fiind un prof il de vale cu rupturi de pantă şi segmente de echilibru; trecerea gheţarului peste praguri, contrapante, accentuează eroziunea şi masa de gheaţă se fisurează şi apar crevasele;


77/96

5/23/2018


• prin greutatea şi presiunea pe care o exercită, gheţarul poate eroda şi sub nivelul de bază; • eroziunea glaciar ă se manifestă areal în circul glaciar prin procese de îngheţ dezgheţ, iar în secţiunea limbilor glaciare eroziunea se manifestă prin mecanisme smulgere , târâre, striere, este ce duc la sculptarea vă ilor glaciare. Sectorul de de ablaţie glaciară , inferior, sectorul de acumulare sau de depozitar e a materialelor transportate şi de formare a morenelor frontale.

• 5.2.3. Tipuri de gheţari şi tipologia reliefului glaciar 5.2.3.1 Tipuri de gheţ ari Ahlmann (1948) propune

o clasificare a gheţarilor având la bază trei criterii : morfologic, dinamic, termic. Criteriul morfologic ia în considerare condiţiile fizicogeografice în care se dezvoltă gheţarul ş i dimensiunile acestuia. În baza acestui criteriu se pot diferenţia două tipuri principale de gheţari: gheţari de vale şi calotele glaciare. Flint (1971) arii în trei clasifică gheţediare tipuridedepiemont bază (gheţari de circ, gheţariUNESCO de vale, calote glaciare) şi două tipuri interm (gheţari şi calote montane). prezinta o clasificare detaliată în raport cu scopul investigaţiilor: calote glaciare, câmpuri glaciare, cupole glaciare, gheţar i de evacuare sau limbi de gheaţă, gheţari de vale, gheţ ari de circ. Dinamica pleistocenă şi holocenă a gheţ arilor continentali impune o abordare regională: gheţari continentali sau calote glaciare şi gheţar i montani (de circ, de vale, de piemont, de platou). 5.2.3.1.1 Gheţarii continentali ş i relieful creat

Gheţarii continentali sau de calotă aliniază patru tipuri reprezentative : tipul antarctic, tipulTipul groelandez, tipul islandez, tipul spitzbergen. antarctic prezint ă o grosime medie a gheţii de 200 -300 m şi o grosime maximă de 4 200 m, un volum de 24 000 000 – 28 000 000 Kmp, ceea ce reprezintă 90 % din volumul total al gheţii existente pe Terra. Acest volum echivalează cantitatea totală de precipitaţii căzută pe Terra în 60 de ani. Tipul groelandez prezintă o grosime a gheţii cuprinsă între 800 m în sud şi 3200 m în nord. Privit în ansamblu inlandsis-ul groelandez are forma unei lentile biconvexe , cu un volum total de 2 700 Km3. Tipul islandez este pr opriu insulei cu acelaşi nume, Islanda, unde gheţ arii au formă elipsoidală, împrăştiaţi în spaţiul insular, iar înălţimile nu depăşesc 2 000 m. Limita zăpezilor perene se situează între 500-700 m pe flancurile nordice ale insulei şi 900 m pe flancurile sudice. Aspectul dispersat al gheţarilor islandezi este condiţionat de gruparea lor în jurul vulcanilor activi sau în arii le cu manifestări postvulcanice. Tipul spitzbergen este prezent în arhipeleagul nordic cu acelaşi nume. Gheţarii de calotă joncţionează cu cei montani de tip alpin, iar prezenţa fiordurilor adânci confirmă specificitatea reliefului creat de acest tip de gh eţari continentali. Formele de relief modelate predominant prin eroziune de gheţarii de calotă sunt fjeldurile sau câmpiile înalte ori podişurile modelate pe un substrat rezistent, ş i nunatak-urile re prezentând martori structurali şi de eroziune selectivă din spaţiul fjeld-urilor.


78 78/96

5/23/2018


Formele de relief rezultate din acumularea glaciară sunt grupate în jurul a două tipuri de morene, morena de fund şi morena frontală. Asociate morenei de fund sunt formele de relief : câmpiile de till , drumlinul, oeser, kames-ul, esker-ul, iar morenei frontale îi sunt proprii colinele morenice cu depresiunile mlăștinoase de t ip pradoline sau urstromstaler şi blocurile eratice. 5.2.3.1.2. Gheţarii montani ş i relieful glaciar montan

Fazele tectonice desfăşurate în pliocen şi la începutul cuaternarului, precum şi răcirea climei au determinat instalarea zăpezilor perene şi apariţia gheţarilor, astfel că sistemul de modelare pluviofluvial din pliocen de pe cele mai mari înălţimi ale Alpilor, Carpaţilor , Caucazului, Hymalaiei, Stâncoşilor, Anzilor, etc., a fost treptat înlocuit cu sistemele de modelare glaciar şi glacionival. Ghețarii montani ocupă 0,6 % din suprafaţa globului, au dimensiuni reduse şi o dinamică extrem de activă în comparaţie cu gheţarii de calotă. Grosimea gheţarilor a variat din loc în loc, însă funcţie detotal neregularităţile terenului. Trebuie morfostructurale însă menţionat căale eroziunea glaciară nu a reuşit şteargă şi pretutindeni unele trăsături reliefului preglaciar. Acest lucru este demonstrat de asimetria circurilor a văilor glaciare subsecvente, situaţie des întâlnită în regiunile în care formaţiunile sedimentare se asociază celor cristaline (Ţarcu, Bucegi, Parîng), dar şi în cazul unor formaţiuni cristaline, cu înclinări destul de mari (M-ţii Făgăraş, Iezer). Morfologia reliefului glaciar tradeaza urme ale exharatiei realizate de gheţari de vale (alpini, hymalaian, scandinav, alaskian), gheţari de circ (pirenian, turkestan), de podiş, de crater. Conformaţia, poziţia şi dimensiunile circurilor variază în funcţie de relieful preglaciar şi de condiţiile de acumulare a zăpezilor în pleistocen. Se disting astfel circurile simple, dispuse în mod pe marginea suprafeţelorşi de în care sunt sculptate. Aspectul loruna de semicirculare nişă estefrecvent dat de abrupturi denivelare fundul rotunjit, în care se remarcă uneori sau două trepte abia schiţate. Circurile complexe (conjugate sau lobate) pun în evidenţă un grad mai avansat de modelare glaciară şi apar cu preponderenţă în masivele de peste 2300 m altitudine (Retezat, Parîng, Făgăraş). Sunt mai largi şi mai adânci şi au un contur festonat (ex.: circurile Bucura, Găuri şi Roşiile din Parîng, etc.). Văile glaciare se

întâlnesc în prelungirea circurilor şi se impun în relief prin dimensiuni, fiind consecinţa unor gheţari puternici, rezultaţi din unirea gheţarilor de circ, au lungimi de 3-5 km sau chiar 6-8 km (Retezat, Făgăraş). Văile glaciare se remarcă prin ulucuri cu profil “U”, bine conturate de unul sau chiar două nivele de umeri glaciari. În profil longitudinal prezintă rupturi de pantă, uneori de natură litologică şi structurală. Sectorul inferior al acestor văi este marcat de praguri şi morene relativ bine conservate, la altitudinea de 1500 -1350 m. Forme de acumulare glaciară predominante, vizibile in morfologia actuala sunt morenele. Materialele rezultate în urma eroziunii din circ sau din văile glaciare, morenele, pot rămâne pe loc sau pot fi transporate în lungul văilor glaciare. Asocierea morenelor cu starea dinamică a gheţ arului, le difereniază în morene mobile si morene fixe. Morenele

mobile se formează prin deplasarea materialelor simultan cu deplasarea gheţarului (morenele


79/96

5/23/2018


de suprafaţă, morenele laterale, morene mediane, morene interne, morene de fund) . Morenele fixe iau nastere în procesul de topire a ghetarilor , pe linia sa frontală, din de pozitele antrenate de limba ghetarului în deplasare. Morena frontală are forma unui rambleu, cu convexitatea spre aval, iar lateral poate să se racordeze la morenele laterale, formând lobi morenici.

5.3. Glaciaţia şi relieful glaciar in Carpatii Romanesti– consideraţii generale Primele relatări despre relieful glaciar din Carpaţi sunt consemnate înlucrările geologice de la sfârşitul secolului al XIX-lea când striaţiile, blocurile eratice, morenele şi terasele erau invocate ca singurele dovezi (după P. Lehmann, 1881,1905), G.M. Murgoci, 1898; F. Schafarzik, 1899; V. Popovici-Haţeg, 1899 ). Emmanuel. de Martonne (1899, 1906, 1907) aplicând metoda geomorfologică consideră circurile şi văile glaciare ca cele mai concludente argumente pentru gheţarii de odinioară ( Geografia Romaniei,vol.III,p.136). Aceiaşi metodă, a fost utilizată pentru cercetările din alte masive -se de astfel către Th.Kräutner (1929) şi S. Pawlovski (1936),şiîntocmind lucrări de sinteză, conturându extensiunea fenomenului glaciar în Carpaţi. Anul 1955, marchează o nouă etapă în analiza reliefului glaciar din ţara noastră, etapă ce se remarcă prin studii analitice, cartări de detaliu la scară mare, relieful glaciar reprezentând tema unor (teze de doctorat,n.a) studii întreprinse de Gh. Niculescu (19571971), Silvia Iancu (1958-1973), E. Nedelcu (1959-1962), Valeria Velcea (1961)I, . Sîrcu (1958-1978), P.Urdea,1990.Concluziile desprinse în urma acestor cercetări având un înalt grad de generalizare, ar putea fi formulate astfel: -conformaţia generală a Carpaţilor şi fragmentarea lor în masive bine individualizate au făcut ca glaciaţia din pleistocen să aibă un caracter insular: Munţii Maramureşului, Munţii Munţii Rodnei, Munţii Munţii Făgăraş, Călimani, Munţii Ciucaş, Bucegi, Leaota, Munţii Iezer, Munţii Parîng, MunţiiMunţii Lotru, Piatra MunţiiCraiului, Cîndrel, Munţii Şureanu, Munţii Retezat, Munţii Godeanu, Munţii Ţarcu, în celelalte masive apare numai în forme incipiente, cu caracter glacio-nival (Munţii Apuseni, Munţii Banatului, Munţii Poiana Ruscă etc.); -glaciaţia pleistocenă a fost mai puternică în Carpaţii Meridionali, unde relieful atinge 2400-2500 m altitudine, decât în Carpaţii Orientali, unde a afectat numai culmile cu înălţimi de peste 1900 m (Munţii Rodnei, Munţii Maramureşului, Munţii Călimani); -circurile glaciare şi văile glaciare, cele mai reprezentative forme ale reliefului glaciar introduc variaţie în peisajul geografic al munţilor înalţi, foarte adesea, ele asoci indu-se cu întinsele suprafeţe de nivelare ale complexului sculptural Borăscu în munţii Ţarcu, Godeanu, Iezer, ele fiind sculptate la marginea acestora şi constituind ceea ce Emm. de Martonne a considerat “relieful de tip Borăscu”, iar ulterior a fost defi nit ca “tipul Godeanu”; -gheţarii au afectat martorii de eroziune înalţi, transformându -i într-un sistem de creste şi vârfuri piramidale, despărţite de şei adânci (“relieful de tip Făgăraş”) , foarte reprezentativ ( fig.23) în munţii Retezat, Parîng, Par îng,


80 80/96

5/23/2018


( t a z e t e R -

e ; e ; d l e a i r i v r r i a i u i n u c c i u r c n - i l a s o t e c a l i e g . c o i r 7 ; l a C i ş e n p e u n g . n e d e a u r e t i r 6 a i o n 1 s d î n u c ; o t o r r M e u e . i c p o G u i t 2 . m c a s e 2 t . l s r 1 p d ; i M . l e a c 1 e 9 c i o ; a ş r . r d e 1 r a i ) u i m 6 c r r u a ; e t c ; ţ a o c i u f l e n r l r e t g h e . o v s t t 6 d g c - 2 e r e i a n v ; e s o N z d b z i e . m e u o r t . i ţ r a o a s E 5 e l i d ; e e r i u i ă r r d u d p u n e o c e u u r g d c r l d e m i i c e r e v e i c i ( P d ţ ş . i e N e i . e e u ) d r . f ţ l n 1 i a 2 a e u 0 i r u ; f t u ţ i c ş l r a 1 s ; p u s a a n a e r e i s c e p e r l o r . r p u u m s c a 5 D e t c 5 s . d i u a c e ă g i u . i a 1 r ; . t s l N 4 F r s 2 8 t ; g e . e n ; . h o 1 l e a e r t r s ; o a t x a n e e M G l e i i p t r o n ă p t c z a e n î r l o a m e p . r b g e o 9 i v u m a d - d u i c ; l m c e s o c e u s ” i a i r l v n a a l u o e l u e v C c i g i . c t n f r r a i i n r e - 4 r i c n 1 u n i l e o e u . i l f u c c i i 3 l u c r n f s î a i a d e ; c d e n e r e i r l i g i i l a i d ş “ p i e m e a ş a i i r c d ţ r n r a e i . i a l r u u c c 4 t p i g a r e s r i i 2 i i r c r r e c ; i a r a u p i e d u l c e ş l H r c g s . a i i i D i r 8 ş c r p . n t e 2 a . u . 7 i u a i ; r 2 g 3 s l r ă 1 e i u a g ; r 1 e ş ş ; ; r p ) e r p i i a 8 . i r r a e l e o a t c i ă F i l h D t ; u i a ă o . n r s c ţ a 0 r l g r o n u g 2 f r . a c u i ; n i c e 7 e e u l a ( t M i t 2 e n s g t n n e ; e e . e r e u r e s 3 e f l c v o r r p a n 2 . d c s e m i e i c g n g s . . a i . i r 2 a b 3 l r o 2 F 1 o 1 t


81/96

5/23/2018


5.3.1 Fazele glaciare şi vârsta glaciaţiunii carpatice

Fazele glaciare şi vârsta glaciaţiunii carpatice au fost apreciate pe baza interpretării raporturilor spaţiale dintre formele de relief şi depozitele glaciare, tipurile de circuri, ra porturiMajoritatea altimetrice,cercetărilor aspectul văilor glaciare în profil longitudinal transversal. pledează pentru existenţa a douăşifaze glaciare în Carpaţii Meridionali (Emm. de Martonne - 1907, Th. Kräutner - 1929, V. Velcea - 1959, 1961, Gh. Niculescu şi colab. 1960),alţii pentru trei faze glaciare, în M-ţii Rodnei, opinează L. Sawicki (1912) şi I. Sîrcu (1978),iar pentru una sau mai multe faze argumente aduc Grigore Posea (1981) şi Petre Urdea (2000 ), în Munţii Retezat În demonstrarea existenţei celor două faze (respectiv trei sau mai multe faze pentru Munţii Rodnei şi Munţii Retezat ) se invocă în special: a) argumente morfologice directe din zona montană şi b) indirecte (palinologice, speologice) din regiunile neafectate de glaciaţiuni. Argumentele geomorfologice ce vin în sprijinul demonstraţiei sunt: terminale douăcu nivele . - dispunerea Etajul inferior morenelor – reprezentând primapefază, extensiune

maximă, este situat la 1300 1450 m în Carpaţii Meridionali şi la 1100 -1350 m în Munţii Rodnei; vechimea morenelor este pusă în evidenţă de un relief mai şters, fragmentat de eroziunea torenţială actuală. Etajul superior reprezentând a doua fază, cu extensiune maximă redusă, este situat la 1500-1600 m şi este alcătuit dintr -o succesiune de valuri morenice mai puţin atacate de eroziune. Etajarea morenelor şi gradul diferit de alterare a depozitelor marchează două faze distincte, în cea din urmă remarcându -se cel puţin trei stadii de retragere care au fost confirmate de spectrele polinice ale vegetaţiei din pleistocenul superior (M. Cârciumaru, 1980). . – prezenţa a două generaţii de circuri şi văi glaciare sprijinul acestei teze menţionăm : observarea de Emm. de Martonne în separate de CarpaţiiÎnMeridionali (Les Alpes de la Transylvanie) a doufăcută ă generaţii de circuri două categorii de văi; observaţia este de altfel valabilă şi pentru celelalte perimetre carpatice cu urme ale glaciaţiunii cuaternare, respectiv prezenţa circurilor glaciare suspendate cu mult deasupra văilor mari; caracterul lobat al unor circuri complexe, provocate de instalarea temporară a eroziunii torenţiale în interglaciar şi de reocuparea noilor forme de către firn în perioada glaciară următoare; prezenţa ulucului care brăzdează fundul marelui circ complex al Bucurei în Retezat, ca şi cele două rânduri de umeri glaciari, corespunzănd cu morenele frontale din văile Capra şi Arpăşel din Făgăraş. Argumente indirecte ce vin în sprijinul afirmaţiei existenţei a cel puţin două faze glaciare ar fi: - prezenţa depozitelor pleistocene care pardosesc patul Grotei Mari din Peştera Ialomiţei (Bucegi). Aici au fost depistate două cruste de croncreţionare, formate probabil în două faze glaciare, separate de un orizont de aluviuni cu resturi de Ursus pelaeus, acumulate într-un interglaciar (Valeria Micalevich-Velcea - 1959, 1961). - evidenţierea (în cadrul profilului din apropierea localităţii Vad – Depresiunea Făgăraş) a două orizonturi de pietrişuri grosiere depuse aici în timpul a două faze glaciare de către râurile ale căror obârşii fragmentau depozitele morenice din Munţii Făgăraş, separate,


82 82/96

5/23/2018


de un orizont de lut argilos, care indică o depunere într -o fază climatică interglaciară (V. Mihăilescu şi colab., 1950). - analizele de polen efectuate în diferite puncte din ţară au permis schiţarea evoluţiei vegetaţiei şi climei în pliocen şi cuaternar (Emil Pop – 1936, 1954; M. Cârciumaru, 1980), în care se remarcă două glaciaţiunii răciri climatice majore, echivalente cu complexă două perioade glaciare. Problematica carpatice devine mult mai în datarea cronologică, respectiv a vârstei acestei glaciaţiuni, întrucât nu există un paralelism între poziţia şi racordul morenelor frontale cu conurile de dejecţie sau terasele fluviale, din Alpi sau Tatra. Complexele de forme şi depozite fluvio-glaciare din Carpaţi rămân izolate la înălţimi mari, în interiorul zonei muntoase, departe de regiunile joase de dealuri şi de câmpie, unde problema dotării ar prezenta mai multă certitudine. Cei mai mulţi cercetători înclină pentru faza de extensiune maximă a glaciaţiei în Carpaţii Româneşti ca fiind riss, vârstă corespunzătoare etajului inferior de morene, deşi nu a putut fi documentată palinologic, iar cea de-a doua vârstă würm în care s-ar distinge trei stadii deja argumentate paleofitogeografic. manife-stăRodnei, în continuare rezerve pentru prezenţa unor faze- prerissiene, intense Se ( I.Sîrcu Gh. Niculescu - Godeanu, Silvia Iancu Parîng) cel mai puţinpuţin din următoarele motive: -. considerăm că în prima parte a pleistocenului Carpaţii nu se ridicaseră suficient pentru a depăşi nivelul zăpezilor perene; -. întrucât argumentele privind înălţarea Carpaţilor cu 500-600 m în interglaciarul Mindel-Riss aproximativ 40 000 ani, ar fi presupus o viteză de ridicare de 13 mm/an, ceea ce reprezintă foarte mult, nu putem admite o fază mindell. -. altitudinea şi poziţia numeroaselor circuri glacionivale indică pentru faza glaciaţiunii maximă limita zăpezilor perene la circa 1750-1800 m în Carpaţii Meridionali şi la circa 1500-1550 m în M-ţii Rodnei. În cea de-a doua fază glaciară, ea se găsea mai sus: la

circa 2050 în Carpaţii circa 1825unei m în Munţiiglaciaţii Rodnei., şi anume würm, când Gr. m Posea, 1981, Meridionali emite ipotezaşiexistenţei singure nivelul Mării Negre a ajuns la – 130 m şi intensitatea glaciaţiei a fost în măsură să creeze actualul relief glaciar. Aliniamentele de umeri de vale din lungul văilor glaciare din Masivul Făgăraş sunt interpretate ca fiind de natură periglaciară, formate ca urmare a retragerii versantului, prin dezagregări, imediat mai sus de limba gheţarului, uneori şi a circurilor (nu ca resturi ale unei văi sculptate de gheţar anterior, în faza riss). Întrucât circurile suspendate de pe aceiaşi vale se racordează amunte cu obârşia limbii glaciare este de presupus că acestea au funcţionat în acelaşi timp şi nu în faze diferite. În plus, unele circuri suspendate au şi văi glaciare incipiente care se întâlnesc cu valea principală la nivelul umerilor, dovedind o existenţă concomitentă. Delimitarea mai multor faze, materializate în morene sau în pânze de pietrişuri din depresiunile submontane, este pusă pe seama diferenţelor de regim din timpul anaglaciarului, maximul glaciar şi cataglaciarului.


83/96

5/23/2018


Fig. 24. Poziţia morenelor frontale din munţii Retezat Şi altitudinea limitei Zăpezilor veşnice (după P. Urdea, 2000).

Elementele specifice morfologiei glaciare complexe a Retezatului sunt în măsură să indice desfăşurarea unei glaciaţii grandioase în această parte a Carpaţilor ( P. Urdea, 2000, p.157 ), derulată în mai multe faze (Fig.24) , dovadă fiind atât formele glaciare majore îmbucate ( circurile şi văile glaciare ) cât şi existenţa unor morene frontale la altitudini cuprinse între 1035 m şi 2150 m, valea Pietrele fiind un bun teren de exemplificare Rezultatele cercetărilor profesorului Urdea au condus la ideea că cea mai amplă fază

glaciară fost faza Lolaia, cupermanente faza Riss IIse a glaciaţiei alpine ,gheţarii coborând la 1035 -a 1100 m, iar limitasincronă zăpezilor afla la 1646 m altitudine. Climatul până rece 0 şi umed al acestei faze, demonstrat de temperatura medie a lunii iulie ( - 3,2 C la 2180 m, 1,2 0C la 1450 m şi de 6,40 Cla 581 m altitudine), a favorizat dezvoltarea unor gheţari complecşi, de tip alpin , ale căror dimensiuni sunt ccomparabile cu cele ale unor gheţari din Munţii Alpi.A doua fază glaciară este denumită Judele şi aparţine unui Wurm II, pentru ca o a treia fază glaciară Wurm III fie argumentată de o temperatură a lunii iulie de - 2,10 C la 2180 m, datorită unor cantităţi mici de precipitaţii( M. Cârci maru,1980). În faza Valea Rea , situată la sfârşitul Wurmului , gheţarii aveau limbi glaciare scurte care coborau până la 1720 - 1750 m, limita zăpezilor veşnice situându -se la 1988 m. La începutul Dryasului Vechi , în faza numită Văsiel , au existat doar gheţari de tip pirenaic , cu - 1875 m,pentru ca lentiliformi, în faza Beagu limbi extremînde scurteNou, , care coborau până 1860păstrează ,desfăşurată Dryasul doar circurile mailaînalte mici gheţari cu patul aflat la peste 2150 m, gheţari de nişă sau câmpuri reduse de firn ( P.Urdea, 2000 ).


84 84/96

5/23/2018


5.3.2. Geneza şi dezvoltarea reliefului glaciar

Fazele tectonice desfăşurate în pliocen şi la începutul cuaternarului, precum şi răcirea climei au determinat instalarea zăpezilor perene şi apariţia gheţarilor, astfel că sistemul de modelare pliocenglacionival de pe celeşimai mariGeografia înălţimi ale Carpaţilor a fost treptat înlocuit cupluviofluvial sistemele de din modelare glaciar( Romaniei,vol.III.p.136). Procesele crionivale au fost primele care au început modelarea reliefului preglaciar din Carpaţi. Formarea nişelor de nivaţie pe marginea suprafeţelor superioare de nivelare şi la obârşia văilor au schiţat primele circuri glacionivale. Acestea au constituit locurile de origine din care gheţarii au invadat văile fluviatile. Morfologia de detaliu a suprafeţelor de modelare a determinat formarea pe alocuri a unor mici gheţari de platou, care alimentau gheţarii de circ( I.Sîrcu,1978). Acumularea zăpezilor şi neveurilor s-au produs cu precădere pe versanţii de N, E şi SE, adăpostiţi faţă de direcţia generală a vântului, unde insolaţia era mai redusă. glaciară în (exharaţia) prelucrat Acesteaau au fost trepte lărgite, căpătândEroziunea profil transversal formă de a“U”, iar de-aintens lungulvăile. talvegurilor apărut şi praguri. Modelarea interfluviilor a avut loc datorită proceselor crionivale, gelivaţia producând degradarea intensă a versanţilor stâncoşi, mai ales în masivele muntoase, alcătuite din roci gelive (granite, granodiorite, calcare, şisturi cristaline etc.) şi a culmilor înalte, transformându-le în creste ascuţite şi piscuri semeţe cu aspect ruiniform. Procesele crionivale au avut un rol deosebit în eliberarea unui imens material detritic, transportat şi prelucrat de gheţari, care a fost de pus sub forma morenelor. Dintre acestea, cele frontale sunt mai numeroase şi mai reprezentative. Ele sunt alcătuite dintr -un material eterogen (blocuri mari şi mici, pietrişuri, nisipuri grosiere şi un procent redus de argilă). Gradul de rulare a blocurilor dovedeşte un transport de la mică distanţă. torenţilor subglaciari este glaciare, atestată fiind de prezenta dispuseAcţiunea la capătul unor circuri sau văi uneori depozitelor acoperite custratificate, depozite morenice.Tot ei i se atribuie rotunjirea uneori foarte accentuată a blocurilor din morenele terminale, precum şi aspectul plat pe care-l are suprafaţa unor depozite situate la periferia văilor glaciare. Dezvoltarea gheţarilor, circurile şi văile glaciare au determinat lărgirea treptată a ulucurilor glaciare, acestea ajungând de obicei, la lăţimi de 600-800 m. Adâncimea ulucurilor, raportată la umerii glaciari care îi însoţesc, demonstrează o grosime maximă a gheţarilor de 100 – 200 m (Gh. Niculescu şi colab., 1960). Grosimea gheţarilor a variat din loc în loc, în funcţie de neregularităţile terenului.Trebuie însă menţionat că eroziunea glaciară nu a reuşit să şteargă total şi pretutindeni unele trăsături morfostructurale ale reliefului preglaciar. Acest lucru este demonstrat de asimetria circurilor a văilor glaciare subsecvente, situaţie des întâlnită în regiunile în care formaţiunile sedimentare se asociază celor cristaline (Ţarcu, Bucegi, Parîng), dar şi în cazul unor formaţiuni cristaline, cu înclinări destul de mari (M-ţii Făgăraş, Iezer). Caracterul consecvent, absecvent sau diasecvent al circurilor este bine marcat în configuraţia reliefului, atât de ansamblu cât şi de detaliu.


85/96

5/23/2018


Intercalaţiile de roci dure (amfibolite, cuarţite, gnaise, etc.) se înscriu în relief prin brâne şi praguri; predominarea şisturilor cristaline, dar mai ales a rocilor granitice, determină abundenţa grohotişurilor (Retezat, Parîng, Făgăraş) iar calcarele complică morfologia de detaliu a circurilor, prin formele carstice şi clastocarstice. dispariţiao gheţarilor, reliefulminore eliberata de a început să fie atacat de noi proceseDupă de modelare, parte din formele fostgheaţă distrusă sau îngropată sub cuverturi de material detritic. 5.3.3 . Modelarea glaciară în Carpaţi

Morfologia reliefului glaciar în Carpaţi, rezultantă a glaciatiei cuaternare materializează activitatea a cel puţin două tipuri majore de gheţari: a) de vale (tip alpin), frecvent în zonele N, NE ale unor masive: Rodna, Călimani, N, NV Carpaţii Meridionali; b) de circMeridionali), (tip pirenian)iar– cantitatea unde acumularea zăpezii a realizat sudice (Carpaţii de zăpadă a fosts-mai mica. pe flancurile vestice şi Un al treilea tip este argumentat în lucrările lui N. Macorovici (Munţii Ceahlău) şi Valeria Velcea (Munţii Bucegi) ca fiind gheţarii de platou, de tip islandez, tip care rămâne doar ipotetic prezent, întrucât absenţa unor argumente geomorfologice, nu poate depăşi stadiul ipotetic. În morfologia reliefului glaciar (fig.25)se impun forme specifice eroziunii glaciare (exaraţie), cele mai numeroase şi mai evidente; dar şi forme de acumulare, acestea din urmă în mare parte au fost afectate şi uneori înlăturate prin eroziunea torenţială şi fluvială postglaciară. Circurile glaciare şi văile glaciare sunt formele de eroziune cele mai caracteristice şi

maicăldări, evidente din groape, Carpaţiiscoabe, româneşti, aspectcăţunuri, consemnat şi în toponimie prin termenii populari de găuri, hârtoape, zănoage. Conformaţia, poziţia şi dimensiunile circurilor variază în funcţie de relieful pregla ciar şi de condiţiile de acumulare a zăpezilor în pleistocen.


86 86/96

5/23/2018


Fig. 26. Răspândirea reliefului glaciar în Carpaţi

Conformaţia, poziţia şi dimensiunile circurilor variază în funcţie de relieful preglaciar şi de condiţiile de acumulare a zăpezilor în pleistocen. Se disting astfel circurile simple, dispuse în mod frecvent pe marginea suprafeţelor de nivelare în care sunt sculptate (fig.26). Aspectul lor de nişă este dat de abrupturi semicirculare fundul rotunjit, în în masivele care se remarcă uneori una sau Bucegi, două trepte schiţate. Acestşitipdeeste reprezentativ Ţarcu, Godeanu, Parîng, Rodnaabia şi pe versanţii sudici ai Făgăraşului şi Iezerului. Foarte adesea sunt suspendate deasupra văilor glaciare adânci şi evoluate. Circurile complexe (conjugate sau lobate) pun în evidenţă un grad mai avansat de modelare glaciară şi apar cu preponderenţă în masivele de peste 2300 m altitudine (Retezat, Parîng, Făgăraş). Sunt mai largi şi mai adânci şi au un contur festonat (ex.: circurile Bucura, Găuri şi Roşiile din Parîng, etc.). Văile glaciare se întâlnesc în prelungirea circurilor şi se impun în relief prin dimensiuni, fiind consecinţa unor gheţari puternici, rezultaţi din unirea gheţarilor de circ, au lungimi de 3-5 km sau chiar 6-8 km (Retezat, Făgăraş). Văile de glaciare remarcăÎnprin ulucuri cu profil “U”, binerupturi conturate unuluneori sau chiar două nivele umeriseglaciari. profil longitudinal prezintă de de pantă, de natură litologică şi structurală. Sectorul inferior al acestor văi este marcat de praguri şi morene relativ bine conservate, la altitudinea de 1500-1350 m. Prezenţa unui raport de subordonare între treptele de nivelare carpatică şi morfologia glaciară este demonstrată de aspectele particulare pe care le îmbracă relieful în Carpaţii Meridionali unde gheţarii au invadat o bună parte din văile evoluate aparţinând complexului sculptural Râu-Şes.


87/96

5/23/2018


Văile glaciare au o dezvoltare mai mare pe versanţii nordici, unde condiţiile topoclimatice au fost favorabile instalării zăpezii şi gheţii perene. Excepţie prezintă în acest sens câteva circuri din Rodna – Parîng (instalate pe versanţii sudici) şi M-ţii Făgăraş unde versantul nordic foarte abrupt nu a permis instalarea lor, în timp ce pe cei sudici mai domoli, km. le (elementare) şi în general microrelieful de eroziune glaciară este gheţariiFormele ating 6-8simp reprezentat prin:trepte glaciare etajate în circuri şi în lungul văilor; depresiuni de subsăpare; cuvetele glaciare, asociate cu praguri ce închid cuvete lacustre: Bucura, Zănoaga, Bîlea, Podrogu, Capra, Călţun, Roşiile, Gâlcescu, Lala, Buhăescu; treptele de eroziune glaciară sunt separate de praguri cu altitudinea până la 200 m, marcând racordul între circurile suspendate şi ulucurile văilor glaciare sau racordul în văile glaciare şi văile fluviale actuale; Uneori aceste praguri constituite din roci dure au fost şlefuite de gheţarii în mişcare prezentându-se astăzi ca mici proeminenţe, lipsite de sol sau cu un sol subţire, cunoscuţi sub denumirea de “berbeci glaciari” (roches moutonneés), şei de transfluenţă glaciară prezente în:Parîng (între V. Urdele şi Muntinu), Făgăraş (obârşia Pojarei), Bucegi ( între V. Mălăeşti

şi Ţigăneşti); Rodnaîn(lavecinătatea izvoarele Anieşului); suprafeţe înclinate cu urme de şlefuire glaciară unor circuri prezenţa pledeazăunor pentru prezenţaslab unor mici gheţari de platou, care alimentau gheţarii de circ şi de vale (Emm. de Martonne,1909, Gh. Niculescu – 1971,). Formele de acumulare sunt reprezentate de morene. Morenele frontale (terminale sau stadiale) se păstrează în cea mai mare parte într -o fază avansată de distrucţie realizată de eroziunea postglaciară, menţinându-se în forme tipice, în munţii Bucegi (V. Ialomiţei), Retezat (V. Pietrele), Godeanu (văile Soarbele, Olanului, Vlăsiei), Făgăraş (văile Capra, Buda, Bîndea, Zîrna, etc.), Iezera (Văile Groapelor, Iezer) unde poate fi idendificată cu uşurinţă arcuirea valului morenic. Morenele laterale sunt mai rar întâlnite fie fiind îndepărtate prin eroziunea postglaciară, fie sunt mascate de grohotişuri şi depozite de pantă.

Fig. 27. Trene de grohotiş(Poliţa cu Crini -M. Ceahlău)


88 88/96

5/23/2018


Microrelieful văilor prezintă valuri morenice dispuse haotic, reprezentând o asociere de morene stadiale şi de fund, ce marchează etape de retragere a gheţarilor sau de topir e definitivă, etapă marcată de altfel şi de prezenţa blocurilor eratice mari (văile Retezatului). În de afara formelor m; glaciare au fost semnalate forme mixte: glacio-nivaletrene pentru altitudini 1750-1850 circuritipice, evazate, terase fluvio-nivale sau glacio-nivale, de grohotiş ce parazitează baza abrupturilo r trogurilor glaciare ( Fig.27 ).

5.2. Relieful periglaciar 5.2.1 No ţ iunea de periglaciar – definiţie, conţinut, accepţ iuni

Termenul de periglaciar - propus de geologul polonez Walery Lozinsky (1909) pentru a desemna mediul din vecinătatea gheţarilor pleistoceni din Carpaţi, în care au loc transformările rocilor. Azi conţinutul este mai complex, periglaciarul defineşte domeniul + 3 C ( limita la care îngheţului a cărui limită inferioară este marcată de i zoterma se produc veşnic, solifluxiunile), iar cea superioară este limita zăpezilorde perene. Noţ iunea de periglaciar – introdusă pentru a indica poziţ ional arealul de la periferia calotei glaciare pleistocene, dominat de procesele de îngheţ - dezgheţ, procesele solifluxionale a fost ulterior extins şi aplicat altor regiuni cu condiţii climatice similare, uneori până la distanţe de 2000 – 3000 km de marginea gheţurilor veşnice (Siberia), pe măsura identificării suprafeţelor cu îngheţ veşnic (permafrost). Termenul de periglaciar acordă importanţă mai mică poziţiei şi pune accentul pe condiţiile climatice (temperaturi medii anuale 0º C) de desfăşurare a proceselor . Considerăm că aplicarea noţiunii, prin echivalenţă, regiunilor restrânse şi insulare de pe culmile Carpaţilor, cu altitudini de peste 2000 -2200 m, aflate astăzi în plină zonă temperată, este forţată. Pentru aceste regiuni folosim termenul de zonă sau etaj crionival cu , desemnând prin aceasta procese defaţă modelare actuală a reliefului, acţiune discontinuă (sezonieră) şi cuprincipalele amploare diminuată de regiunile tipic periglaciare,

în antiteză cu zona sau etajul proceselor fluviale. modelarea reliefului a îmbrăcat diferite aspecte, în funcţie de etajarea proceselor morfogenetice periglaciare; procesele crionivale au acţionat cu multă eficacitate în regiunile mai înalte;zăpada acumulată în denivelările reliefului şi pe marginea suprafeţelor de netezire a dus la formarea nişelor de nivaţie, circurilor glacionivale, circurilor glaciare.

5.2.2.Fenomenul periglaciar – conţinut şi specificitate în spaţiul românesc Termenul periglaciar, introdus la începutul al XX-lea pentruactuale, a indicaa poziţional arealul de cu procese specifice climatului de la secolului periferia calotelor glaciare fost lărgit ulterior şi aplicat şi altor regiuni cu condiţii climatice similare, uneori până la distanţe de 2000-3000 km de marginea gheţurilor veşnice (Siberia) pe măsura identificării suprafeţelor cu permafrost. Fără a neglija ultimele păreri , care acordă termenului de periglaciar o mai mică importanţă poziţiei şi pune accentul pe condiţiile climatice de desfăşurare a proceselor


89/96

5/23/2018


(temperaturi medii anuale 0º) – considerăm că aplicarea noţiunii, prin echivalenţă, regiunilor restrânse şi insulare de pe culmile Carpaţilor cu altitudine de peste 2000 -2200 m, aflate astăzi în plină zonă temperată, este forţată. Folosim pentru aceste regiuni termenul de zonă sau etaj crionival(Fig.29), desemnând prin aceasta principalele procese de modelare actuală a

reliefului, cu în acţiune discontinuă (sezonieră) şi cu amploare periglaciare, antiteză cu zona sau etajul proceselor fluviale.diminuată faţă de regiunile tipic

Fig.28. Extensiunea calotei glaciare pleistocene în Europa

Noţiunea de periglaciar o păstrăm numai pentru pleistocen (fig.28), când teritoriul României se găsea într -un climat rece şi când solul se afla pe mari suprafeţe într -un regim de îngheţ permanent (permafrost), fapt dovedit în depozite prin gelifracte, solifluxiuni, structuri specifice, etc.


90 90/96

5/23/2018


Fig.29 Relieful crionival în Carpaţi

Deşi în literatura de specialitate sunt menţionate unele structuri periglaciare atribuite perioadelor günz (P.Coteţ, 1960, 1976) şi mindel (Ana Conea, 1970) foarte probabil că cele mai multe datează din faza riss, când, conform părerilor unanime, climatul rece a permis instalarea gheţarilor pe culmile carpatice şi a generat numeroase structuri periglaciare pe o suprafaţă întinsă, cu deosebire în complexele de loessuri şi soluri fosile din Câmpia Română şi Dobrogea, dar şi din alte regiuni. În general pentru perioada riss, dar mai ales pentru mindel şi riss, dovezile sunt insuficiente pentru atestarea unor structuri glaciare, în schimb pentru würm, mai ales ultima parte a acesteia, există date suficiente referitoare la depozite şi structuri periglaciare, la forme şi procese, formaţiuni vegetale, la existenţa şi activitatea omului, date pe baza cărora s -a încercat reconstituirea condiţiilor morfogenetice din würm. Studiile mai detaliate apar după 1950, care acoperă în întregime teritoriul ţării, în special perimetrele aflate sub acţiunea proceselor periglaciare. Unele procese periglaciare s au desfăşurat în prezenţa unui pergelisol, care putea să fie annual sau bianual, iar altele legate de procese de îngheţ mai slab. La sfârşitul pleistocenului, teritoriul României se situa în domeniul perigelisolului continental discontinuu, dominat de o climă rece cu temperaturi medii anuale în jur de 0º C. Arcul carpatic juca un rol important în deplasarea maselor de aer şi în manifestarea regională a factorilor climatici. Teritoriul de la exteriorul Carpaţilor se află sub influenţa climatului continental, rece şi uscat, iar cel din interiorul Carpaţilor inclusiv Depresiunea Transilvaniei sub influenţa unui climat rece şi umed.


91/96

5/23/2018


În domeniul extracarpatic, vânturile puternice acţionând în condiţii de uscăciune şi sub influenţa directă a arcului carpatic, au favorizat acumularea depozitelor de loess din Dobrogea, din sudul Moldovei şi din partea de est a Câmpia Română, precum şi formarea dunelor din estul şi vestul acesteia. Sub raport floristic, asociaţia dominantă era cea a stepei, sp. (pelinul) existenţa ei fiind demonstrată elemente ca Artemisia şi Esphedra sp. (cârcelul), dardeşiprezenţa elementeunor faunis tice ca floristice Pupilla muscorum, elemente care indică temperaturi medii anuale de 0ºC. Analiza granulometrică şi texturală a depozitelor arată că România se află în regiunea de tranziţie dintre ariile de formare a prafurilor prin procese criegice şi aria loessur ilor tipice (I. Ichim, 1971). În regiunile joase din partea de vest a ţării, sub influenţa climatului mai umed, vegetaţia era reprezentată de asociaţii de tundră şi silvotundră. 5.2.3. Procesele periglaciare Procesele periglaciare, îngheţ -dezgheţ

(gelifracţie, segregare) şi fenomenele de nivaţie (eolizaţie, gelifluviaţie, termocarstificare) şi-au materializat, diferenţiat acţiunea în raport cu

variaţiile intervenite în ziduale mediul (creste, morfoclimatic şi în sistemul morfogenetic, generând o mare varietate de forme :re ace, turnuri, trepte de altiplanaţie);acumulative pe suprafete orizontale sau cvasiorizontale, iar pe suprafeţe înclinate sunt prezente : pânze de grohotiş la baza abrupturilor structurale; deplasări de teren (solifluxiune, alunecări, curgeri noroioase);greses litées – “con de grohotiş” cu depuneri de gelifracte care prin îngheţdezgheţ sunt sortate granulometric; pâlnii nivale – acumulări de zăpadă cu fenomene de tasare situate la limita zapezilor perene.(pe formaţiuni calcaroase); culoare de avalanşă ce evoluează sub incidenţa unor procese cu caracter periglaciar şi se afirmă că ele nu ar fi de vârstă pleistocenă şi se formează şi astăzi în zonele montane; Pe suprafeţe cvasiorizontale s-au format solurile poligonale, muşuroaiele înierbate (marghile), câmpuri de pietre, pavaje nivale, scoarţă de alterare (regolit) şi structuri orizontale, prin procesele de îngheţ -dezgheţ, cu aspectul unor false cutări de tipul involuţiilor, penelor de gheaţă. 5.2.4. Regionarea reliefului periglaciar în România

Oscilaţiile climatice din pleistocen sunt reflectate de fazele glaciare, în cadrul cărora au existat stadii cu climă rece şi interstadii cu climă caldă precum şi de fazele interglaciare. În unele faze reci, Carpaţii au fost acoperiţi de zăpezi permanente şi la obârşia văilor au existat gheţari (în riss şi würm); în perioadele calde (interglaciare şi interstadiale), gheţarii şi zăpezile perene au dispărut complet, iar etajul crioplanaţiei şi -a restrâns arealul în mod substanţial, limitându-se la culmile cele mai înalte. Procesele crionivale au slăbit în intensitate şi au acţionat ritmic în funcţie de sezoane. În domeniul carpatic, modelarea reliefului a îmbrăcat diferite aspecte, în funcţie de etajarea proceselor morfogenetice periglaciare. Procesele cri onivale au acţionat cu multă eficacitate în regiunile mai înalte. Zăpada acumulată în denivelările reliefului şi pe marginea suprafeţelor de netezire a dus la formarea nişelor de nivaţie, circurilor glacionivale, circurilor glaciare.


92 92/96

5/23/2018


Versanţii abrupţi, neacoperiţi de zăpadă au fost puternic afectaţi de procese de gelivaţie. Ciclurile diurne şi sezoniere de îngheţ-dezgheţ au produs fisurarea şi degradarea rocilor, cu precădere a celor geline (granite, granodiorite, şisturi cristaline, calcare), crearea unui relief ruiniform şi degajarea unui imens material detritic (gelifracte), ca în Retezat, Parâng, Ceasub mainivelul mare parte din acestea a intratînînregim componenţa morenelor glaciare. Pe versanţiietc. aflaţi zăpezilor permannente, de tundră, mate rialul detritic alcătuia cuverturi întinse de grohotişuri (“mări de pietre”). Ulterior odată cu revenirea climatului mai blând în interglaciar (interstadial), grohotişurile au fost fixate de pădure sau, în unele regiuni, ca în Retezat, Parîng, Făgăraş, etc. au fost mascate de grohotişuri mai noi (Fig. 30).

Fig 30. Conuri de grohotiş.

Procesele crionivale pleistocene sunt răspunzătoare pentru formarea în cea mai mare parte a depozitelor eluviale (cuvertura de alterare), de pe suprafeţele de nivelare aparţinând complexului sculptural Borăscu, aşa cum se remarcă în munţii Ţarcu, Godeanu, Iezer. În părţile mai înalte se constată efectele crioplanaţiei sau al dezagregărilor periglaciare intense I. etaj morfogenetic , care se pare în momentele de maximă intens itate a coborât până spre 1000 m; fiind localizate mai ales în jurul martorilor de eroziune (chiar şi în unităţile muntoase mai joase: Căliman, Harghita). La altitudini mai mici de 1000-1200 m până spre 600 m, versanţii au fost prelucraţi mai ales prin procese de solifluxiune, constituind un al doilea etaj morfogenetic (Fig.30). În condiţiile specifice tundrei, alternarea proceselor de îngheţ-dezgheţ, favorizate şi de constituţia litologică, deplasarea molisolului pe substratul îngheţat (pergelisol) chiar şi în cazul pantelor mici a putut genera un microrelief vălurit sau terasat materializat în mici excavaţii sub formă de pâlnie, văi de solifluxiune cu profil evazat, văi şi martori de eroziune – văi de deraziune (I. Mac, 1972), - terase de solifluxiune, etc.


93/96

5/23/2018


Fig.31. Unităţile morfogenetice periglaciare wurmiene din România ( Geografia României, vol. 1, 1983 ) I. Domeniul extracarpatică periglaciar al permafrostului reginal continental discontinuu. A.Regiunea supusă climatului continental -siberian; 1. Permafrost degradat prin evoluţia morfoclimatică normală; 2. Permafrost degradat prin acumulare de aluviuni; 3. Permafrost degradat prin transgresiuni marine; 4. Etaj de criopedimentaţie . B. Regiune periglaciară influenţată de circulaţia atmosferică vestică cu pergelisol degradat; 5. Subregiunea Depresiunii Transilvaniei; 6. Subregiunea vestică; II. Domeniul periglaciar Carpatic: 7. etajul crioplanaţiei sau al dezagregării mecanice; 8. Etajul eroziunii termice sau al solifluxiunilor; 9. Depresiuni cu regim de permafrost continuu. III. Zonă de tranziţie.

Perioadele cele mai favorabile de formare a acestui relief periglaciar au fost cele de tranziţie între climatul glaciar şi interglaciar (interstadial), când ciclurile de îngheţ-dezgheţ au acţionat cu mai multă eficacitate asupra depozitelor deluviale, adică perioadele de instalare sau de dispariţie treptată a pennafrostului. Procesele periglaciare, îngheţ -dezgheţ (gelifracţie, segregare) şi fenomenele de nivaţie (eolizaţie, gelifluviaţie, termocarstificare) şi-au materializat, diferenţiat acţiunea în raport cu variaţiile intervenite în mediul morfoclimatic şi în sistemul morfogenetic, generând o mare varietate de forme :reziduale (creste, ace, turnuri, trepte de altiplanaţie);acumulative pe suprafete orizontale sau cvasiorizontale, iar pe suprafeţe înclinate sunt prezente: pânze de grohotiş la baza abrupturilor structurale; deplasări de teren (solifluxiune, alunecări, curgeri noroioase);greses litées – “con de grohotiş” cu depuneri de gelifracte care prin îngheţdezgheţ sunt sortate granulometric; pâlnii nivale – acumulări de zăpadă cu fenomene de tasare situate la limita zapezilor perene.(pe formaţiuni calcaroase); culoare de avalanşă ce evoluează sub incidenţa unor procese cu caracter periglaciar şi se afirmă că ele nu ar fi de vârstă pleistocenă şi se formează şi astăzi în zonele montane; Pe suprafeţe cvasiorizontale s-au format solurile poligonale, muşuroaiele înierbate (marghile), câmpuri de pietre, pavaje nivale, scoarţă de alterare (regolit) şi structuri orizontale, prin procesele de îngheţ -dezgheţ, cu aspectul unor false cutări de tipul involuţiilor, penelor de gheaţă. Mediul morfoclimatic diferit în interiorul arcului carpatic şi exteriorul acestuia, ce a asigurat prezenţa unui pergelisol continuu, multianual, ori a unui pergelisol temporar a permis asocierea unor forme periglaciare în tipuri regionale putându- se diferenţia pe teritoriul ţării noastre două domenii (provincii) şi o zonă de tranziţie.


94 94/96

5/23/2018


5.2.5. Relieful crionival în Carpaţi Noţiunea de periglaciar o păstrăm numai

pentru pleistocen, când teritoriul României se găsea într -un climat rece şi când solul se afla pe mari suprafeţe într -un regim de îngheţ permanent (permafrost), fapt dovedit în depozite prin gelifracte, solifluxiuni, structuri specifice, au fost de calde zăpezi(interglaciare permanente şişilainterstadiale), obârşia văilorgheţarii au existat gheţari (înetc. rissCarpaţii şi würm); în acoperiţi perioadele şi zăpezile perene au dispărut complet, iar etajul crioplanaţiei şi-a restrâns arealul în mod substanţial, limitându-se la culmile cele mai înalte. Procesele crionivale au slăbit în intensitate şi au acţionat ritmic în funcţie de sezoane. Versanţii abrupţi, neacoperiţi de zăpadă au fost puternic afectaţi de procese de gelivaţie. Ciclurile diurne şi sezoniere de îngheţ-dezgheţ au produs fisurarea şi degradarea rocilor, cu precădere a celor geline (granite, granodiorite, şisturi cristaline, calcare), crearea unui relief ruiniform şi degajarea unui imens material detritic (gelifracte) . Pe versanţii aflaţi sub nivelul zăpezilor permannente, în regim de tundră, materialul detritic alcătuia cuverturi întinse de grohotişuri (“mări de pietre”). 5.2.6 .Regionarea periglaciarului din Romania

În condiţiile specifice tundrei, alternarea proceselor de îngheţ-dezgheţ, favorizate şi de constituţia litologică, deplasarea molisolului pe substratul îngheţat (pergelisol) chiar şi în cazul pantelor mici a putut genera un microrelief vălurit sau terasat materializat în mici excavaţii sub formă de pâlnie, văi de solifluxiune cu profil evazat, văi şi martori de eroziune – văi de deraziune, terase de solifluxiune, etc. I. Domeniul periglaciar al pergelisolului regional-continental discontinuu, cuprinde: A. Regiunea extracarpatică, supusă influenţei climatului continental-siberian, care în pleistocen se afla în zona de modelare a proceselor criergice, România situându-se la limita formării prafurilor şi a loessurilor tipice (I. Ichim, 1971). În această regiune se înscriu: -dobrogean. Câmpia Română, Podişul Moldovei, Centrală şi Sudică, Masivul nord Ca urmare a alternării îngheţului şi Dobrogea dezgheţului, în depozitele superficiale au fost sesizate numeroase structuri periglaciare de tipul penelor de îngheţ şi involuţiilor în complexele de loessuri, soluri fosile şi soluri poligonale (Câmpia Română, Dobrogea). Masivul nord dobrogean alcătuit din granite şi formaţiuni paleozoice cutate (şisturile verzi) au fost supuşi unor intense procese de gelivaţie care au dus la aspectul neuniform al reliefului şi la formarea conurilor şi tăpşanelor de grohotişuri. În ansamblu relieful dobrogean a evoluat prin criopedimentaţie. B. Regiunea periglaciară influenţată de circulaţia atmosferică vestică cu pergelisol degradat . Această regiune include: a) Depresiunea Transilvaniei, cu un pergelisol discontinuu, modelarea periglaciară

concretizându-se în alunecări de tip glimee, iar la nivelul teraselor sunt frecvente structuri periglaciare (structura de la Floreşti, descrisă de Gr. Posea) crioturbaţii, pene de gheaţă. b) Câmpia Banato-Crişană supusă influenţelor climatului din vest şi din sud -vest II. Domeniul periglaciar carpatic (etajat ), care se evidenţiază prin etajul crioplanaţiei sau al dezagregărilor intense; etajul solifluxiunilor şi depresiunile cu pergelisol continuu (Maramureş, Giurgeu, Ciuc, Bârsa, Haţeg). Aceste depresiuni au avut un regim morfogenetic aparte prin faptul că inversiunile termice au asigurat, incontestabil un pergelisol continuu dovedit de prezenţa penelor de fisuraţie, a solurilor poligonale în


95/96

5/23/2018


depozitele superficiale (T.Morariu, V. Mihăilescu, 1957; T. Morariu, 1959; P. Coteţ, 1960; I. Tövissi, 1965; I. Ichim, 1975, 1978). III. Zona de tranziţie între domeniul pergelisolului discontinuu şi domeniul pergelisolului caraptic continuu . Acestei zone i se înscriu ariile subcarpatice interne (Subcarpaţii

Transilvaniei) şi subcarpaţii externi (Moldovei, Curburii, etc. Getici), Dealurile Vestice, Podişul Huedinului, Dealurile Feleacului, Podişul Măhăceni, 5.2.7. Forme de valorificare turistică

Văile glaciare, circurile glaciare, morenele glaciare (oeser-uri, drumlin-uri, kames-uri, morene frontale), blocuri eratice, berbecii glaciari, nunatak-urile, crestele, custurile glaciare , etc. oferă suportul peisajistic necesar proiectării unei infrastructuri şi baze materiale pentru desfăşurarea activităţilor turistice în spaţiul montan. Atracţia peisajelor alpestre impune formele şi tipurile de turism sportiv, de agrement, sportiv şi de aventură, turismul competiţional sau olimpic. Vaile glaciare sunt cele mai favorabile accesului pe diferite trasee montane, constructiei si amplasarii bazelor depracticarii cazare; amplasarii unorsirefugii, cabane de montane, iar ghetarii de vale ofera posibilitatea skiului, dar altor sporturi iarna, tot timpul anului. Replaturile structurale sunt recomandate ca puncte de belvedere si start-block-uri pentru deltaplanorism, parapanta, parasutism. Cercetarile asupra ghetarilor, ca sursă de informatie despre schimbările climatice pleistocen-holocene, utilizate azi în descifrarea modificarilor climatice si incalzirii globale actuale determina forma turismului ştiintific. Recomandări bibliografice:

1. Irimuş, I. (2003), Geografia Fizică a României, Edit. Casa Cărţii de Stiinţă, Cluj-Napoca. 2.Irimuş, I.(2009), Relieful - potenţial şi valorificare turistică, Editura Presa Universitară Clujeană. 3.Posea, Gr.(2005), Geomorfologia României, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, p.443. 4. Strahler, N.A.(1973), Geografia Fizică, Editura Stinţifică, Bucureşti. 5. Urdea , P. (2005), Gheţarii şi relieful .Editura Universităţii de Vest,Timişoara, p.380. Temă de reflecţie nr.7. Analizaţi componentele peisagistice ale reliefului glaciar şi periglaciar din

•

România şi formele de turism asociate. Rolul reliefului glaciar în promovarea turismului european.

•

•

impuse de avalanşe turismului montan. şi Analizaţi Realizaţi limitele un model turistic montanînpepromovarea baza informaţiei bibliografice

•

cursului.


96 96/96

Suport Curs_Pot Turistic Al Reliefului Si Valorif Lui_Irimus Ioan Aurel

Recommend Documents