Acest document va este oferit de …::: GeoComunitatea :::… [615253]

Acest document va este oferit de …::: GeoComunitatea :::…

http://geografie.freeforums.org/

¾ Stimate cititor, in acest moment ati intrat in posesia unui material important pentru
eficientizarea studiului dumneavostra, iar acest lucru a fost posibil prin eforturile
sustinute ale membrilor …::: Comunitatii Studen tilor Geografi :::… si ale autorilor acestor
materiale.
¾ Toate drepturile de autor si cele de publicare sunt rezervate persoanelor indreptatite care
au aplicat legal pentru acest lucru, restul ma terialelor fiind acoperite de licenta gratuita
GNU/FDL (Free Documentation License) respectiv GNU/GPL (General Public License).
¾ Mai multe informatii despre licentele gratuite pentru documentatie/software puteti afla de la adresele http://www.gnu.org/licenses/gpl.html (pentru licenta publica generala) si
http://www.gnu.org/licenses/fdl.html (pentru licenta privitoare la documentatie) sau
http://ro.wikipedia.org/wiki/Wikipedia:GNU_FDL (textul tradus in limba romana).
¾ Va rugam sa sustineti acest proiect universitar (B.V.G. – Biblioteca Virtuala de Geografie)
prin a oferi mai departe fisierul detinut tuturor persoanelor care au nevoie de acesta, fara
nici un fel de pretentii financiare sau mate riale. Mai multe informatii despre proiectul
B.V.G. dar si despre alte proiecte specifice comunitatii geografice puteti gasi pe pagina web a …::: GeoComunitatii :::… ( http://geografie.freeforums.org/index.php ).
¾ Comunitatea Student: [anonimizat] 2004

2

PARTEA I

GEOMORFOLOGIE TEORETIC Ă GLOBALĂ

Geomorfologia – știință geografic ă …………………………………………
1. Definiția și obiectul de studiu……………………………………………
2. Relieful – sistem al mediului geografic …………………………………
3. Diviziunile Geomoroflogiei și principalele direc ții în studiul reliefului …
4. Legăturile Geomorfologiei cu alte științe și locul ei în cadrul Geografiei…
5. Etapele necesare studierii reliefului unei regiuni ………………………….
6. Principii și metode folosite în Geomoroflogie …………………………….
7. Tipuri de energie cu importan ță pentru relief ……………………………..
8. Agenți, procese, raporturile dintre ele ……………………………………..
9. Legile generale și specifice reliefosferei……………………………………

PARTEA II
GEOMORFOLOGIE TEC TONO STRUCTURAL Ă GLOBALĂ

PĂMÂNTUL ȘI RELIEFOSFERA
1. Pământul – raportare în timp și spațiu ………………………………………..
2. Reliefosfera – component al sistemului geografic…………………………….

PARTEA III

GEOMORFOLOGIE GENETIC Ă

GEOMORFOLOGIE SCULPTURAL Ă (EROZIVO-ACUMULATIV Ă)……..
1. Definiție și diviziuni ………………………………………………………….
2. Meteorizarea și acțiunea viețuitoarelor; rezultatele manifest ării lor …………
2.1. Meteorizarea (defini ție, condiții, procese de dezagregare și alterare chimic ă)
2.2. Acțiunea viețuitoarelor în geneza reliefului …………………………………
2.3. Depozitele și formele de relief rezultate (Scoar ța de așterare-caracteristici,
tipuri; scoar ța de alterare și depozitele de pant ă)…………………………….
2.4. Microrelieful rezultat prin meteorizare și acțiunea viețuitoarelor……………
3. Gravitația, procesele și formele de relief legate de ea………………………..
3.1. Procese gravita ționale brusce (Pr ăbușirile. Alunecă rile de teren. Curgerile
de pe versan ți)………………………………………………………………..
3.2. Procese gravita ționale lente (Deplas ări uscate. Deplas ările prin îngheț –
dezgheț. Creepul. Coroziunea. Tasarea. Sufoziunea.)……………………….
4. Pluviodenudarea și relieful creat ……………………………………………
4.1. Definiție și condiț ii de manifestare………………………………………….
4.2. Tipuri de producere și rezultate (Impactul pic ăturilor de ploaie. Sp ălarea în
suprafață. Șiroirea. Toren țialitatea. M ăsuri de prevedere și combatere.)…….
5. Acțiunea apelor curg ătoare permanente și relieful rezultat…………………
5.1. Mecanismul morfogenetic ………………………………………………….
5.2. Procese fluviatile (Eroziunea. Transplantul. Acumularea.)………………….

3
5.3. Formele de relief de eroziune. (Albia minor ă-alcătuire, meandre. Albia
majoră-caracteristici morfologice și structurale. Terasele-desf ășurare,
morfologie, structur ă, geneză, vârstă, tipuri, numerotare, racordare.
Versanții – caracteristici, tipuri, evolu ție. Glacisuri și pedimente –
caracteristici, genez ă, evoluție. Văile – caracteristici, tipuri. Capt ările –
condiții, tipuri.)………………………………………………………………
5.4. Formele de relief de acumulare (Conur ile aluviale. Delt ele continentale.
Glacisurile aluviale. Piemonturile – condi ții genetice, evolu ție. Câmpiile de
nivel de baz ă.)………………………………………………………………..
6. Ghețarii și relief creat………………………………………………………..
6.1. Caracteristici………………………………………………………………..
6.2. Geneza și dinamica ghe țarilor de pe uscat………………………………….
6.3. Tipuri de ghe țari (Ghețari montani și Ghețari de calot ă – răspândire,
caracteristici)…………………………………………………………………
6.4. Ghețari în istoria geologic ă a Pământului………………………………….
6.5. Procese și forme de relief glaciare (relieful de eroziune specific ghe țarilor
montani; relieful de er oziune creat de ghe țarii de calot ă; relieful de
acumulare)……………………………………………………………………
7. Crionivația și rezultatele manifest ării…………………………………………
7.1. Condiții de manifestare……………………………………………………….
7.2. Agenți, procese, structuri și forme de relief rezultate prin geliva ție, nivaț ie și
alți agenți……………………………………………………………………
8. Apa mărilor și oceanelor și relieful litoral……………………………………
8.1. Domeniul litoral. Caract eristici morfologice…………………………………
8.2. Forme de manifestare dinamic ă a apei m ării și procesele morfodinamice
(valuri, curen ți, maree)……………………………………………………….
8.3. Alte procese morfogenetice………………………………………………….
8.4. Forme de relief create de apa m ării (faleza, platforma de abraziune, plaja,
estuarele, deltele)…………………………………………………………….
8.5. Tipuri de țărmuri…………………………………………………………….
8.6. Evoluția liniei de țărm și a litoralului………………………………………
9. Vântul și relieful creat prin ac țiunile sale…………………………………….
9.1. Vântul agent morfogenetic…………………………………………………..
9.2. Procese și forme de relief (coroziunea, defla ția și acumularea)…………….
9.3. Raporturile dintre vânt și alți agenți…………………………………………
10. Omul agent morfogenetic; relieful antropic………………………………….
11. Rocile și relieful specific…………………………………………………….
11.1. Morfolitologia – caracteristici generale ……………………………………
11.2. Tipuri reprezentative de re lief petrografic (pe calcare și dolomite; pe sare
și ghips; pe argile; pe gresii; pe conglome rate; pe nisip; roci metomorfice; roci
eruptive)…………………………………………………………………………. 12. Structurile geologice și reliefurile specifice …………………………………
12.1.Structurile geologice și rolul lor morfogenetic…………………………
12.2. Relieful dezvoltat pe structuri sedimentare (tabular ă, monoclinal ă, cutată,
domuri, ș ariată, apalasian ă)………………………………………………………
12.3. Relieful dezvoltat pe structuri magmatice și eruptive (Magmatism și
corpuri create în scoar ță; reliefuri de eroziune dezvoltat pe acestea. Vulcanismul
– manifestă ri eruptive, produsele activit ății vulcanice, relief vulcanic de
eroziune)………………………………………………………………………… 12.4. Relief dezvoltat pe stru cturi complexe (faliat ă, discordant ă)………………

4

PARTEA A IV A
GEOMORFOLOGIE CLIMATIC Ă

1. Geomorfologia climatic ă – caracteristici generale………………………..
2. Zone morfoclimatice………………………………………………………
2.1. Zona morfoclimatic ă caldă și umedă cu modelare impus ă dominant de
alterare chimică ……………………………………………………………
2.2. Zonele morfoclimatice tropicale cu morfogenez ă sezonieră………………
2.3. Zonele morfoclimatice uscate cu morfogenez ă impusă permanent de
procese fizice………………………………………………………………
2.4. Zonele morfoclimatice subtropicale cu morfogenez ă în două sezoane…….
2.5. Zonele morfoclimatice temperate cu sisteme morfogenetice concentrate
regional (temeprat oceanice, temperat semiaride, temperat rece)…………..
2.6. Zonele morfocliamtice reci cu modelare glaciară și periglaciar ă…………..
3. Etaje morfoclimatice………………………………………………………….

PARTEA A V A

REGIONAREA ȘI TIPIZAREA GEOMORFOLOGIC Ă
PARTEA A VI A
EVOLUȚIA GENERAL Ă A RELIEFULUI
1. Teoria tectonicii globale…………………………………………………..
2. Teoria geosinclinalelor…………………………………………………….
3. Teorii privind evolu ția regiunilor de uscat…………………………………

5
PARTEA I

GEOMORFOLOGIE TEORETIC Ă GLOBAL Ă

GEOMORFOLOGIA – ȘTIINȚĂ GEOGRAFICĂ

P r o b l e m e :
Definiția și obiect de studiu.
Diviziunile Geomorfologiei și principalele direc ții în studiul reliefului; leg ături cu alte
științe și locul ei în cadrul Geografiei.
Etapele necesare studierii reliefului.
Principii și metode de cercetare.
Tipuri de energie cu importan ță pentru relief.
Agenți și procese morfogenetice.
Legile care ac ționează în sfera reliefului.

1. Definiția și obiectul de studiu:
Geomorfologia este știința geografic ă al cărui obiect de studiu este relieful,
component de baz ă al înveli șului geografic.
Relieful reprezint ă ansamblul formelor pozitive și negative care se însumeaz ă
în alcătuirea suprafe ței uscatului și a fundului bazinelor oceanice și marine. Formele
de relief au dimensiuni diferite și au rezultat prin ac țiunea agenților endogeni (interni,
se manifest ă în scoarță sau de la contactul acesteia cu mantaua P ământului) și exogeni
(externi , ce provin din alte medii – apa, aer, via ță, societatea uman ă) situație care
spațial le impun prin configura ția scoarței. De aici ideea unora c ă „relieful este” fa ța
exterioară a litosferei (scoar ței) sau fa ța (interfa ța) de la contactul aerului, apei,
viețuitoarelor, societ ății umane cu scoar ța. În realitate aceast ă „față” nu constituie
decât o component ă a reliefului, o re flectare exterioar ă a sistemului respectiv.
Denumirea care a fost dat ă de către K.F. Neumann (1854) rezult ă din
asocierea a trei termeni – geo(gi) – pământ, morphi = morfologie, (sens de fizionomia
suprafeței terestre), logos (vorbire, știință). Ea s-a impus la finele sec. XIX înlocuind
alți termeni folosi ți în paralel (morfologie, or ografie, relief du sol etc.) ș i al căror
conținut implica mai mult descrierea reliefului
1). Sensul complex al termenului s-a
întregit treptat în sec. XX mai întâi prin cunoa șterea în am ănunțime a reliefului; prin
identificarea și înțelegerea ansamblului de rela ții dintre elementele reliefului dar și a
celor care există între acesta și celelalte componente naturale și antropice ale mediului
geografic, inclusiv a sistemului de ierarhizare genetico-evolutiv și spațial –temporar, a
determinat extinderea și independen ța obiectului de studiu al Geomorfologiei.
Dezvoltarea ș i afirmarea Geomorfologiei s-a realizat în dou ă d o m e n i i
științifice diferite dar vecine. În S.U.A s-a impus în cadrul Geologiei înc ă de la
finele sec. XIX, studiul re liefului fiind necesar (din motive pragmatice) pentru
corelații cu structura geologic ă și pentru interpret ări evolutive pe când în multe școli
europene (Fran ța, Rusia, Germania, România etc.) s-a deta șat ca ramur ă distinctă a
Geografiei, relieful fiind considerat un component de baz ă al mediului geografic.

1 Morphologie der Erdoberflache (A.Penck, 1894), Die Morphologische
Analyse (W.Penck, 1924), Relief du sol (Emm de Martonne 1926).

6
Descrierea reliefului unor regiuni limitate s-a realizat înc ă din antichitate (Aristotel, Herodot,
Strabo etc.) de atunci p ăstrându-se aprecieri și schiț e de hartă referitoare la v ăi, porțiuni de litoral, delte,
munți etc. Ele s-au amplificat în Evul Mediu pe m ăsura descoperirii de noi spa ții geografice (sec XV –
XVIII) sau a încerc ării de a explica științific unele procese naturale (cutremure, erup ții vulcanice,
inundații etc.). Din sec. XVIII noi direc ții impulsioneaz ă studierea mai atent ă a văilor, spaț iului montan
și de podi ș – și anume realizarea de h ărți detaliate necesare campaniilor militare, valorific ării
potenț ialului hidroenergetic din Alpi (Europa), cunoa șterii resurselor de subsol (S.U.A., Rusia) etc.
Către finele sec. XIX și în primele decenii ale sec. XX se accelerează procesul de cunoa ștere a
reliefului și prin prisma genezei și evolu ției elementelor sale, dar și a identific ării relațiilor cu celelalte
componente de mediu. Toate acestea conduc la definirea tot mai exact ă a diverselor no țiuni, concepte,
teorii, privind geneza, evolu ția și cronologia reliefului la sc ări diferite etc. Acum se impun în S.U.A.
lucrările lui J.W.Powell (importan ța nivelului de baz ă în evolu ția reliefului), G.K. Gilbert (raportul
dintre acțiunea agen ților externi și rocă; teoria echilibrului dinamic), W.M. Davis (teoria ciclului de
eroziune, introducerea blocdiagramei ca metod ă complex ă de reprezentare a reliefului în raport cu
structura și alcătuirea sa geologic ă), D. Johnson (în morfologie litoral ă) etc. În Europa un loc aparte, l-
au avut studiile lui A.Penck , F.Richthofen, Emm de Martonne și W.Penck P.Kropot kin, V.Docuceaer,
contribuțiile acestora fiind deosebit de însemnate în studiul reliefului glaciar și fluviatil al loessului, în
teoria evoluț iei generale a reliefului etc.
Acumularea unui important fond de informa ții geografice rezultat din studii detaliate și
comparate în regiuni diverse de pe Glob a condus în a doua parte a secolului XX la identificarea și
impunerea a numeroase direc ții în Geomorfologie, unele devenind subramuri distincte ale acesteia
(Geomorfologia climatic ă – vizând reliefurile gl aciare, periglaciare, de șertice, cele din regiunile calde
și umede etc.; Geomorfologie structural ă cu tipuri de relief diferenț iate pe categorii de roci și structuri
geologice; Geomorfologie litoral ă; Geomorfologie matematic ă; Geomorfologie dinamic ă cu accent pe
procesele de albie și versant etc.). Evolu ția gândirii geografice și dezvoltarea tehnologiei au facilitat
trecerea de la studiul clasic al h ărților topografice la interpretarea fotogramelor, a imaginilor satelitare,
la crearea de modele experimentale la sc ări diferite, la cunoa șterea detaliat ă a reliefului fundului
bazinelor oceanice, la stabilirea de rela ții matematice și programe pe calculator care vizează geneza și
evoluț ia diferitelor componente ale reliefului, la compara ții ale reliefului terestru cu cel de pe alte
corpuri cerești (îndeosebi Luna, Marte, Venus) etc. Fondul teoretic tradi țional este îmbog ățit cu
concepte și teorii noi care sunt tot mai mult legate de activit ățile practice. Dac ă în evoluția de ansamblu
a reliefului un loc foarte însemnat l-a avut concep ția tectonicii pl ăcilor în cea a studiilor locale,
regionale s-au impus rela țiile ce-au derivat din analizele bazinelor hidrografice în concep ția Horton –
Strahler.
Un loc aparte în dezvoltarea geomorfologi ei au avut-o mai întâi sintezele regionale și teoretice
consemnate în diverse lucră ri apărute în aproape toate țările dezvoltate, apoi revistele de geomorfologie
cu o largă circulație (Zeitschr rift für Geomorphology), Annales de Geographie, Catena, Earth Surface
Processes, Biuletin Periglacijalni, etc.
La congresele Uniunii Interna ționale de Geografie exist ă secțiuni distincte pe diferite domenii
geomorfologice. Mai mult, de câteva decenii ființ ează „Asociația interna țională a geomorfologilor ” cu

7
filiale în majoritatea statelor dezvoltate. Ea include speciali ști în studiul reliefului ce provin din rândul
geografilor și geologilor și a patronat numeroase întruniri generale și regionale de geomorfologie.
S-au impus personalit ăți care au adus contribu ții deosebite în dezvoltarea geomorfologiei atât
pe plan teoretic cât și practic (J.Tricart, A.Cailleux, J.Dresch, K.Troll, L. Hamelin, I. Dylik, S.A.
Schumm, R.J. Chealey, I.P. Mesceria kov, I.P. Gherasimov, D.W. Torbur y, L.King, A. Scheidegger, J.
Büdel, A.Pissart etc.
În România primele informa ții privind relieful litoralului apar țin antichit ății (Herodot) dar cele
mai însemnate sunt legate de D.Cantemir (Descriptio Moldavie), harta Stolni cului Cantacuzino. Finele
sec. XIX și începutul sec. XX constituie o etap ă în care se pun bazele studiilor Societ ății de Geografie
(1875), a departamentelor de Geografie (1900 și 1903) din cadrul Universit ăților din Bucure ști și Iași, a
Institutului Geologic, iar pe de alta, de mai multe personalit ăți străine Emm. de Martonne, L. Sawicki,
I.Cvijic) și române (S.Mehedin ți, I.Popescu Voite ști, L.Mrazec, Gh. Munteanu-Murgoci, G.Vâlsan,
I.Brătescu, Al.Dimitrescu Aldem, M. David ș.a.) care fie c ă au realizat studii de am ănunt asupra
reliefului (în primul rând teze de doctorat), fie c ă în diverse lucr ări au acordat importan ță unor
probleme de geomorfologie.
Există o puternic ă influență a școlilor geografice din Fran ța și Germania, iar problemele
principale a c ăror abordare s-a bazat pe observa ții și cartări detaliate pe teren au fost: glacia țiunea în
diferite masive carpatice, suprafe țele de nivelare din Carpa ți, terasele râurilor, formarea și evoluția
rețelei hidrografice în sectoa rele de defilee, geneza și evoluția Deltei Dun ării și a litoralului românesc
etc.
Până în 1950 studiul reliefului r ămâne principala preocupare a geografilor contribu ții notabile
fiind la nivel regional pr in tezele de doctorat (V.Mih ăilescu, N.Popp, N.Al.R ădulescu, M.David,
V.Tufescu, P.Cote ț etc.) și unele sinteze la nivelul României (cur surile de geografie sau morfologie).
În a doua parte a sec. XX cercetarea în geomorfo logie cuprinde treptat aproape toate laturile
acestei științe, un rol esen țial avându-l pe de-o parte catedrele de specialitate de la facult ățile de
Geografie din Bucure ști, Iași, Cluj – Napoca unde s-au conturat școli în acest profil, iar pe de alta
colectivul de geografi fizicieni de la Institutul de Geografie. Au rezultat un volum însemnat de articole
și cărți cu caracter regional sau general, cursuri universitare, monografii și tratate, teze de doctorat,
participări la simpozioane și congrese, unele fiind organizate în România etc. S-au impus câteva
direcții – analiza complex ă genetico-evolutiv ă la nivelul unor unit ăți geografice, morfodinamica
actuală cu accent pe procesele de versant, elaborarea de legende și hărți geomorfologice, analize
morfostructurale și morfolitologice, morfologie litoral ă etc. Între lucr ările de sintez ă se impun Relieful
României (1974), Geografia României (1983-1992), Enciclopedia României (1984) iar dintre personalităț ile cu reale contribu ții în geomorfologie relevante sunt Gr.Posea, Valeria Velcea, Ilie I.,
N.Popescu, M.Grigore, M.Ielenicz, I. Marin, E.Vespremeanu la Universitatea din Bucure ști, T.Morariu,
I.Mac, V.Gârbacea, I.Berindei, Al.Savu la Univ ersitatea din Cluj Napoca, C.Martiniuc, V.B ăcăuanu,
I.Donisă, I.Ichim, C.Brându ș, C. Rusu la Universitatea din Ia și; Gh.Niculescu, L.Badea, D.B ălteanu, V.
Sencu la Institutul de Geografie etc. Exist ă din 1990 „Asocia ția geomorfologilor din România” afiliat ă
la cea interna țională, o secție de Geomorfologie în cadrul Societ ății de Geografie din România, au fost
organizate peste 20 de simpozioane na ționale de geomorfologie și două reuniuni interna ționale.

8

Lărgirea câmpului cunoa șterii reliefului pe întreaga suprafa ță a Pământului dar
și sub aspectul raporturilor cu agen ții și procesele ce l-au creat, a legă turilor cu ceilal ți
componen ți ai mediului și cu activit ățile tot mai diversificat e ale omului au condus
firesc pe de-o parte la amplificarea direc țiilor prin care speciali știi (geomorfologii) îl
studiază iar pe de alta la eviden țierea ramurilor și subramurilor acestei științe.
În funcție de caracteristicile reliefului, gradul de dezvoltare economic ă și
nevoile practice cerute de acesta, de tradi ția în cercetarea geomorfologic ă s-au impus
în școlile geomorfologice direc ții diferite (evoluț ionistă, dinamica de versant și de
albie, morfostructura, analizele regionale, geomorfologia matematic ă etc.).
În baza tuturor realiz ărilor se poate da o defini ție mult mai complet ă.
Geomorfologia prezint ă fizionomia, caracteristicile fizice, alc ătuirea, geneza,
evoluția, vârsta, formelor de re lief; mai mult le stabile ște locul (ierarhizarea) în
sistemul geomorfologic; prin cunoa ștere teritorial ă permite diferen țieri regionale iar
prin sinteză conduce la definirea de mode le de rang diferit (tipuri și subtipuri).
Deci, relieful care constituie subiectul Geomorfologiei trebuie privit ca un
sistem complex ce cuprinde componente (forme de relief) diferite ca m ărime, genez ă
și evoluție care sunt într-o strâns ă înlănț uire cauzal ă.
Formele de relief , constituie sisteme ale scoar ței terestre care se reflect ă în
contururi ale fe ței sale exterioare. Ca urmare , ele au dimensiuni (de la P ământul în
întregime, pân ă la forme de câ țiva centimetri) și înfățișări diferite rezultat al unei
geneze și evoluții deosebite. Comun au îns ă pe de o parte, dou ă categorii de elemente
unele la exterior (suprafe țele și liniile care rezult ă din îmbinarea lor) și altele la
interior (alc ătuirea petrografic ă, structural ă) iar pe de alt ă parte o anumit ă adâncime
până la care se face sim țită acțiunea agentului ce le genereaz ă.
Suprafeț ele pot fi ca înf ățișare, convexe, concave, drepte, complexe, având
înclinări variabile. Aceste caracteristici sufer ă permanent modific ări mai mult sau mai
puțin importante în func ție de acțiunea agen ților externi și în mai mic ă măsură interni
(la scara timpului geologic ace stea pot deveni însemnate).
Liniile pot fi drepte, curbe sau zig-zag, uneori cu desf ășurare tran șată iar
alteori evazat ă; aceste caracteristici depind de stadiul de evolu ție al formei de relief,
de procesele care se înregistreaz ă pe suprafe țele ei.
Formele de relief, indiferent de m ărime în raport cu un plan orizontal, sunt
pozitive ( deasupra acesteia, ex. un deal, munte, movil ă etc.) și negative (sub acest
plan, ex. o depresiune, val ea, crovul etc.), (fig.1).
Elementele interne sunt depe ndente de dimensiunile formei și de agentul
principal care o genereaz ă (depozitele și roca în loc pentru microforme, diverse strate
de roci și structuri din adânc pentru formele de relief mai mari). Adâncimea este
condiționată pe de o parte de pute rea de penetrare a agen ților externi (de la câ țiva
milimetri la mai multe sute de metri), iar pe de alt ă parte de intensitatea și spațiul pe
care se propagă influența agentului tectonic (de la cât eva sute la mii de metri).
Cunoaș terea formelor de relief implică frecvent nu numai înf ățișarea dar ș i o
serie de caracteristici cantitative rezultate din m ăsurători. Se apreciaz ă între altele
înălțimea, adâncimea, gradul de îmbuc ătățire în plan orizontal și vertical, înclinarea
suprafețelor ce compun forma de relief, expun erea acestora în raport cu punctele
cardinale etc. (fig. 1). Orice formă de relief este rezultatul ac țiunii unor agen ți de natură internă sau
externă. Aceștia reprezintă factori ce dispun de ener gie (în principal tectonic ă din
interior și solară din exterior) pe care o întrebuin țează în manifestarea diverselor

9
procese cu caracter chimic (ex. oxidarea), fizico-chimic (ex. dizolvarea), mecanic (ex.
eroziunea), gravita țional, tectonic (ridic ări, coborâri) etc.
Din momentul începerii manifest ării acțiunii agen ților se înregistreaz ă
individualizarea formelor care în timp vor cunoa ște o evoluție specific ă relevată prin
mărimi, înfăț ișări deosebite, prin raporturi va riabile cu alte forme, agen ți, procese.
Evoluțiile formelor de relief au durată deosebit ă (ex. nașterea unor mun ți se face în
zeci sau sute de milioane de ani pe când a unei alunec ări de teren în câteva zile, luni
de zile) îns ă indiferent de m ărimea în timp în cadrul lor pot fi separate etape, faze,
momente toate diferen țiate pe o scar ă cronologic ă (fig. 2).
Formele de relief în funcț ie de diferite criterii (agen ți, geneză, procese, vârst ă,
mărime etc.) se pot grupa și așeza pe diferite trepte de importan ță care alcătuiesc un
sistem ierarhic piramidal plecând de la P ământ componentul cu complexitatea cea
mai mare și ajungând la puzderia de mi croforme create de agen ții externi. Elementele
caracteristice diferitelor grupă ri de forme de relief stau la baza separ ării tipurilor de
relief (ex. relief glaciar, relief fluvi atil, relief vulcanic etc.).
Urmărirea distribu ției formelor de relief în spa țiu conduce la separarea de
unități (ex. munți, dealuri, câmpii) în care relief ul are un anumit specific rezultat mai
ales din geneza, evolu ția și trăsăturile cantitative ale sale (regionare). De exemplu
Carpaț ii Meridionali (ordinul I) se împart în patru grupe (ordinul II) cu mai multe
masive. Masivul Bucegi (o rdinul III) este alc ătuit din mai mul ți munți (ex. Coș tila,
Caraiman, Jepii Mari, Jepii Mici, Furnica etc.) și văi principale (Ialomi ței, Cerbului,
Jepi etc.) ce apar țin ordinului IV. La fiecare se separ ă platouri, versan ți, vârfuri etc.
(ordinul V) etc.
2. Relieful – sistem al mediului geografic.
Mediul geografic este o parte a mediului terestru ce include șase componente –
relieful, apele, aerul, vie țuitoarele, solul și omul cu activit ățile sale, fiecare având o
desfășurare globală de unde și apelativul de „sfere” cu sens de înveli șuri terestre.
Fiecare dintre acestea constituie un sistem bine definit spa țial și cu o evolu ție
specifică. În acelaș i timp ele se afl ă în strânse leg ături a căror complexitate s-a
accentuat în timp datorit ă contactelor directe, întrep ătrunderii și intercondi ționărilor.
Această situație a generat individualizarea mediului geografic care constituie unul din
cele mai complexe și dinamice sisteme terestre.
Relieful reprezint ă pe de-o parte baza acestui macrosistem pe el aflându-se
toate celelalte. În al doilea rând prin intermediul s ău se stabilesc leg ăturile cu
învelișurile interne terestre ce nu apar țin mediul geografic (fig. 3)
Relieful ca sistem este alc ătuit dintr-o infinitate de elemente (forme de relief)
cu dimensiuni, genez ă, evoluție și vârstă diferite fiecare din ele reprezentând sisteme
secundare care se înscriu ierarhic în cadrul acestuia. În componen ța formelor de relief
intră mai întâi un depozit alc ătuit din materiale provenite prin m ăcinarea în loc a
rocilor supuse ac țiunii proceselor de dezagregare, alterare, precipitare, pedogenez ă
etc. sau prin acumularea produs elor transparente de diferi ți agenți (vânt, ap ă din
precipitații, râuri, apa m ării, viețuitoare, ghe țari etc.). Ele au grosime diferit ă (de la
0,5 – 2 m în prima situa ție la mai mul ți zeci și sute de metri în cea de a doua),
compoziție variabil ă (de la prafuri la blocuri sub 1,5 m în diametru) și grad de
cimentare deosebit. Sub acest depozit urmează rocile variabile ca origine, alc ătuire
chimică și fizică, dispoziție structural ă. Acestea în func ție de propriet ățile lor au pe de
o parte un grad de favorabilitate pentru anumite procese de modelare (sarea și calcarul
pentru dizolvare, argila pentru alunec ări etc.), iar pe de alt ă parte o reac ție diferită la
diversele procese în func ție de condi țiile de mediu (granitul este alterat în climatul
cald și umed, dar devine rezistent și casant în climatul rece, periglaciar). În func ție de

10
geneză și evoluție, formele de relief au în componen ță roci pe grosimi variabile (de la
câțiva metri la un torent, la m ii de metri în cazul unui lan ț muntos, vulcan etc.) și cu
proprietăți deosebite ceea ce favorizeaz ă o desfășurare diferen țiată a atacului agen ților
de la un tip de roc ă la alta.
Deci spațial, orice form ă de relief este delimitat ă de două suprafe țe. Una se
află la exterior ce este u șor de urm ărit, ea suferind și cea mai rapid ă evoluție fiind
supusă continuu atacului agen ților exogeni. Din p ăcate mulț i geografi limiteaz ă la
aceasta relieful. Cea de a doua suprafa ță se află în scoarță la o adâncime coroborat ă cu
punctele extreme de unde sau pân ă unde se manifest ă acțiunea agen ților și proceselor
ce genereaz ă acea form ă de relief. În cazul celor a c ăror genez ă este dictat ă de
mișcările tectonice adâncimile sunt mari ajungând uneori pân ă la baza scoarț ei. Opus
acesteia sunt microformele impuse de procesele agen ților externi a c ăror acțiune se
propagă pe adâncimi reduse în aces t fel ea constituind o suprafa ță limită de
manifestare a lor. Pozi ția celor dou ă suprafețe (exterioar ă și interioar ă) nu este fix ă ele
suferind modifică ri în timp. Depă rtarea dintre acestea variaz ă în funcție de dinamica
celei exterioare (ex. pe un vers ant favorabil producerii de alunec ări distanța între
suprafața exterioar ă și stratul de argil ă ce poate asigura desf ășurarea procesului este
de 4 m. Dup ă producerea alunecă rii și ulterior prin reluarea deplas ării această mărime
va fi extrem de diferit ă de la un sector la altul.
Relieful constituie un sistem deschis întrucât permanent între el și sistemele cu
care intră în contact (ap ă, aer, viețuitoare etc.) se înregistreaz ă schimburi de materie și
energie la scară redusă variabilă. Râurile iau produsele dezagregate, alterate dar
capătă o anumit ă forță de eroziune în funcț ie și de mărimea pantelor reliefului pe care
se dezvolt ă. Plantele î și extrag elementele necesare vieț uirii din sol, depozit, din
fisurile rocilor. Omul prin cariere, mine (sec ționate în mun ți) preia combustibili și
minereuri. De asemenea valorific ă turistic anumite forme de relief: glaciar, carstic
(peșterile) etc. Prin cumularea acestor ac țiuni ale agen ților ce apar țin altor geosfere se
ajunge la transferuri con tinui de materie ce apar ține reliefului concomitent cu
realizarea de cre șteri sau descre șteri ale valorii energiei consumate (râurile în
sectoarele cu pant ă mare dispun de energie pe care o folosesc în procesul de eroziune
pe când în cele cu pant ă redusă o pierd treptat ceea ce conduce la stimularea
acumulării materialelor transportate). Prin vulcanism lava, cenu șa, gazele aflate în
adâncurile scoarț ei sunt aduse la suprafa ță unde prin acumulare creeaz ă forme de
relief noi (vulcani și platouri vulcanice) . Manifestarea diferen țială a energiilor
tectonice din scoarță poate produce ridic ări sau coborâri lente ale unor compartimente
ale scoarței dând na ștere la masive muntoase sau depresiuni etc. Erodarea de c ătre
agenții externi a c ăror lanțuri de mun ți în sute de milioane de ani duce la mic șorarea
regională a presiunii pe care o exercit ă blocul continental asupra mantalei P ământului.
Acumulările de sedimente de sute și mii de metri grosime în bazinele marine sau
lacustre accentueaz ă presiunea asupra scoarț ei de dedesubt ceea ce conduce la l ăsarea
ei (subsiden ță).
Relieful este un sistem unitar caracteristic ă exprimat ă în suita de transform ări
pe care componentele sale le sufer ă permanent indiferent de m ărime. Spre exemplu,
mișcările tectonice ridic ă o regiune cu mai multe sute de metri în ălțime situație care
este însoțită de modifică ri ale mărimii pantelor, de cre șterea puterii de eroziune a
râurilor, de evacuarea de c ătre acestea a unei cantit ăți însemnate de materiale, de
umplere cu sedimente a unor depresiuni, de crearea delt elor etc. Deci, un lan ț întreg
de procese înso țit la scară regională de transform ări ale reliefului ini țial. De asemenea,
construirea unii baraj pe-o va le conduce la formarea unui l ac în spatele acestuia, la
dispariția proceselor fluviatile în sectorul de albie în care exist ă lacul, la dezvoltarea

11
proceselor de sedimentare a mate rialelor provenite de pe versan ți, la individualizarea
unor conuri și delte lacustre la coada lacului etc.
Relieful este un sistem dinamic , caracteristic ă determinat ă de raporturile cu
învelișurile limitrofe în care se afl ă locurile de concentrarea a surselor energetice
principale care mai întâi impun diferite modalit ăți de manifestare a agen ților interni și
externi. Astfel mi șcarea materiei topite în astenosfer ă, în rifturi și în zonele de
subducție conduce la deplasarea pl ăcilor, mezoplă cilor și microplă cilor tectonice și
prin aceasta genereaz ă forme de relief precum blocurile continentale, lan țurile de
munți, bazinele oceanice etc. În aceea și măsură erupțiile lavelor din pungile
magmatice aflate în scoar ță formează platouri vulcanice și vulcani. Pe aceste forme cu
dimensiuni mari, agen ții exogeni (apele curg ătoare, vântul, gheț arii, omul etc.) prin
procese de eroziune, tran sport, acumulare determină modificarea continu ă a suprafe ței
exterioare a lor producând atenuarea neregularit ăților (erodarea în ălțimilor și
umplerea depresiunilor), dar mai ales crearea unei mul țimi de forme cu dimensiuni
variabile. Al doilea aspect dinamic rezult ă din faptul că orice form ă creată, indiferent
de mărime, sufer ă în timp modific ări cantitative și calitative care conduc la
transformarea ei. Astfel un lan ț de mun ți, în sute de milioane de ani, poate fi
transformat într-un podi ș (Podișul Casimcea) sau câmpie de eroziune (peneplen ă);
treptele unei alunec ări pot fi nivelate în condiț ii naturale în mai mulț i zeci de ani, iar
prin interven ția omului în câteva zile; o raven ă evolueaz ă într-un torent și acesta într-o
vale cu regim de scurgere permanent ă în mai mul ți zeci de ani etc.; o câmpie
piemontan ă la marginea unor mun ți poate fi în ălțată prin ridicarea acestora și
transformată într-un podi ș (Podișul Getic), iar prin fragmentarea acestuia în sute de
mii de ani se ajunge la o câmpie de eroziune; forma general ă a unui versant drept se
modifică în timp datorit ă acțiunii proceselor care se pr oduc pe acesta (eroziuni,
deplasări în mas ă la partea superioară și acumul ări la baz ă) devenind concav ă,
concav-convex ă, complex ă etc.
Orice situa ție surprinsă în evolu ția unei forme de relief reflect ă anumite
raporturi dinamice care se stabilesc între agen ții și procesele care le sunt specifice.
Astfel de cazuri pot fi urm ărite la scar ă mare în raportul dintre ac țiunea agen ților
interni și externi. Astfel ridicarea neotectonic ă a unei regiuni determin ă modificarea
pantelor generale, stimularea eroziunii și fragmentă rii realizat ă de că tre râuri dar și
acumulări bogate de materiale în regiunile jo ase aflate într-un proces general de
lăsare. Oprirea ridic ării va facilita tendin ța de echilibru dinamic în sensul c ă pantele
generale ale râurilor se vor mic șora, eroziunea pe vertical ă va fi tot mai sc ăzută
cedând locul eroziunii laterale, v ăile se vor l ărgi în condi țiile în care și procesele ce au
loc pe versan ți vor determina mic șorarea înclin ării acestora. O nouă fază de înălțare
neotectonic ă a regiunii va întrerupe sensul general al acestei evolu ții impunând
reluarea fragment ării prin adâncirea râurilor ș.a.m.d.
Modifică rile globale de natură climatică provoacă schimburi radicale în rolul
pe care îl ocup ă în modelarea unei regiuni agen ții externi și procesele lor. În Carpa ți
în prima parte a plei stocenului în condi țiile unui climat temperat a precump ănit
modelarea fluviatil ă, pentru ca în pleistocenul superior odat ă cu modificarea generală
a climatului care a deve nit rece favorabil instal ării ghețarilor evolu ția regiunii înalte s ă
fie dominat ă de acțiunea acestora în timp ce la baza mun ților precump ăneau procesele
periglaciare.
Deci, datorit ă caracterului dinamic orice form ă de relief reflect ă prin tră săturile
sale un anumit moment (faz ă) de evolu ție, iar prin coroborarea unei mul țimi de situa ții
se poate realiza întreg șirul de transform ări de la stadiul incipient pân ă la cel al

12
dispariției. Acest lucru are un rol esen țial în stabilirea etapelor de evolu ție prin care
trece un relief și în precizarea pe baza formelor id entificate a stadiului în care se afl ă.
Relieful este un sistem complex ierarhizat , caracteristic ă determinat ă de poziț ia
acestui înveli ș față de locul și direcțiile de ac țiune ale agen ților care creeaz ă
multitudinea de forme ce au dimensiuni și evoluții variate.
Cea mai mare form ă de relief este Globul tere stru rezultat al concentr ării în
miliarde de ani a materiei cosmice. Urmeaz ă continentele și bazinele oceanice,
lanțurile de mun ți, dealurile, treptele din oceane și mări generate dominant de for țele
tectonice în zeci și sute de milioane de ani. Acestea sunt formele cele mai extinse, dar
și cu evolu ția cea mai complex ă și mai lung ă în timp. Pe uscat se adaug ă o mulțime de
alte forme de relief care au rezultat îndeosebi prin ac țiunea agen ților externi ( fluviatile
– vale, terase, lunci, albii, grinduri, popi ne, maluri, conuri aluvi ale, ostroave etc.;
eoliene – câmpuri de nisip, dune, hamade, blocuri etc.; glaciare – circuri, v ăi, umeri,
praguri, striuri, morene frontale, laterale, de fund etc.; antropice – diguri, halde,
cariere, canale, movile etc.; periglaciare – poligoane de pietre, grohoti șuri,
hidrolacoliti, pingo etc.; meteorizare – blocuri dezagregate, scoar țe de alterare etc.), a
gravitației (alunec ări de teren, curgeri, forme de sufoziune, tasare etc.). Ele au
dimensiuni variabile și se înscriu pe mai multe trepte ierarhice. De exemplu într-un
lanț muntos există munți care sunt fragmenta ți de văi care sunt alc ătuite din versanți,
terase, lunc ă, albie minor ă, pe versan ți au rezultat alunecă ri de teren care au valuri,
trepte, microdepresiuni etc. A șezarea tuturor formelor de relief într-o schem ă impune
necesitatea stabilirii unor criterii de ierarh izare. Cele mai importante sunt – factorii
genetici (agen ți – procese – stadiul de evolu ție), fizionomia și dimensiunile, vârsta etc.
Gruparea pe orice treapt ă implică identificarea tipurilor de fo rme de relief (fluviatil,
glaciar, eolian etc.) și nu diversele forme întâlnite pe P ământ, acestea din urm ă putând
fi folosite pentru exemplific ări (ergurile din Sahara, ghe țarul Aletsh etc.).
3. Diviziunile Geomorfologiei ș i principalele direc ții în studiul reliefului.
Dezvoltarea acestei științe în secolul XX a condus la diferen țierea treptat ă a
mai multor ramuri și subramuri (fig. 4) care pot fi grupate dup ă câteva criterii:
Mărimea formelor de relief analizate:
– Geomorfologie planetar ă (Pământul ca întreg, celel alte planete ca forme
majore)
– Geomorfologie regional ă (porțiuni mai mari sau mai mi ci ale reliefului cu un
anumit specific; la sacr ă globală se urm ăresc marile unit ăți de relief terestru),
(Geomorfologia bazinelor oceanice, Geomorfologia continentelor etc.) iar la scar ă
locală, zonală cunoașterea formelor de relief rezultate în func ție de gruparea agen ților
și proceselor în func ție de condi țiile de mediu, îndeosebi climatice; ex. Geomorfologia
regiunilor deșertice, glaciare, periglaciare, subtropicale etc.)
Modul de analiz ă a reliefului
– Geomorfografia (descrierea geomorfologic ă; fizionomia principalelor
componente: sisteme morfohidrografice ).
– Geomorfometria (analiza cantitativ ă a reliefului; date hipsometrice, grad de
fragmentare, energie de relief, pante, studiul segmentelor de v ăi și interfluvii etc.).
– Geomorfologia genetic ă (cunoașterea agen ților și proceselor morfogenetice
precum și a formele de relief rezu ltate). Aceasta cuprinde:
Geomorfologie tectono-structural ă (studiază relieful creat de factorii interni,
îndeosebi mi șcările tectonice; include anali za macroformelor Geomorfologia
regiunilor de platforma; Geomorfologi a regiunilor de orogen; dar la scar ă regională se
urmăresc în detaliu raporturile dintre structura și alcătuirea geologic ă acțiunea
diferențiată a agenților externi pe acestea și relieful specific creat).

13
• Geomorfologie sculptural ă (erozivo-acumulativ ă; studiaz ă relieful
creat dominant de c ătre agenții externi); în cadrul ei separându-se geomorfologia
fluviatilă adică a formelor de relie f create de apele curg ătoare (numită de W.M. Davis
Geomorfologia normal ă întrucât apa curg ătoare este prezent ă și constituie un factor
activ în orice regiune geografic ă, Geomorfologie glaciar ă, Geomorfologie
periglaciar ă, Geomorfologia dinamic ă etc.
– Geomorfologia teoretic ă (general ă) – studierea complex ă a tipurilor de relief, a
conceptelor, legilor, principiilor etc.
– Paleogeomorfologia – reconstituirea genezei și evoluției reliefului dintr-o
anumită regiune.
• Geomorfologia enviromental ă care implic ă rezultatele rela țiilor dintre
activitățile antropice și procesele morfologice impuse de diver și agenți naturali atât în
spații restrânse și pe durat ă limitată cât și la nivelul continental, planetar și în timp
îndelungat. Deci relieful, agen ții și procesele reliefogene în spa țiile apntropicem sau
diferite grade de antropizare
Direcț iile în studiul reliefului . Au impus câte un domeniu distinct al
Geomorfologiei.
– Analiza morfografic ă – descrierea fizionomiei principalelor forme de relief
(interfluvii, v ăi, versanți etc), indifere nt de geneza și evoluția lor (se întocmesc profile
și harta morfografic ă, etc.)
– Analiza morfometric ă – interpretarea valorilor rezultate din m ăsurători și
calcule efectuate direct pe h ărțile topografice (în ălțimi, distan țe) sau pe diferite h ărți
întocmite pe baze topografice la sc ări deosebite; acestea au referire strict ă la anumi ți
indicatori morfometrici (pante, fragmentarea orizontal ă, energia de relief, ierarhizarea
sistemelor de v ăi și de interflu vii, expozi ția versan ților etc.; pentru fiecare se
realizează hărți și diagrame).
– Analiza morfogenetic ă sau morfosculptural ă – cunoașterea genezei și
evoluției treptelor de relief sunt reprezentate pe h ărți geomorfologice generale;
suprafețe de nivelare, nivele de eroziune , piemonturi, terase, lunci etc.)
– Analiza morfodinamic ă – se stabile ște mai întâi poten țialul suprafe țelor ce
compun relieful pentru anumite ti puri de procese de modelare (poten țial
morfodinamic, risc morfodinamic), apoi agen ții și procesele care le afecteaz ă,
consecințele asupra utiliz ării terenurilor și perspectiva evolu ției lor (morfodinamica
actuală); se realizeaz ă harta procesel or actuale, schi țe de hartă și profile pentru forme
reprezentative.
– Analiza morfocronologic ă – stabilirea etapelor, fazelor prin care a trecut
evoluția reliefului unei regiuni precum și a vârstei acestora; se întocmesc diagrame
geocronologice;
– Analiza morfostructural ă – raportul dintre caracteristicile structurii geologice
în funcție de care se produce modul de ac țiune al agen ților externi și formele de relief
rezultate (ex. cueste, horsturi , grabene, etc.); se realizeaz ă hărți, profile.
– Analiza morfolitologic ă – raportul dintre caract eristicile fizice și chimice ale
rocilor ce intr ă în alcătuirea unei regiuni și modul de ac țiune al agen ților externi în
funcție de care au rezultat forme de relief specifice (pe șteri, chei, crovuri etc.); se
întocmesc harta morfolitologic ă, schițe de hartă, profile.
– Regionarea – separarea în cadrul un ui teritoriu a unor unit ăți de relief în care
există o anumit ă omogenitate sub raportul fo rmelor, sistemului de relaț ii evolutive,
dinamice, func ționale și care reflect ă peisaje specifice; se întocme ște harta region ării
geomorfologice.

14
Verificări:
• Care sunt subunit ățile principale ale Geomorfologiei?
• Interpreta ți hărțile morfometrice întocmite prin diferite metode la lucr ările
practice.
• Se consult ă în dicționarul fizico-geografic termenii: hart ă, profil, diagrame,
pantă, adâncimea fragment ării, densitatea fragment ării și alte no țiuni indicate la
studiul reliefului.

4. Legăturile Geomorfologiei cu alte științe și locul ei în cadrul
Geografiei.
Relieful – obiectul de studiu al acestei științe, prin pozi ția în cadrul
sistemului geosferelor terestre de suport pentru Hidrosfer ă, Atmosferă , Bio-pedosfer ă,
Sociosfer ă dar și de limită superioar ă a celor care alc ătuiesc corpul solid al Terrei
concentreaz ă o multitudine de leg ături cu acestea ce au însemn ătate general ă,
regională, locală . Unele implic ă raporturi directe între relief și elemente ale
celorlalte componente dar exist ă și relații între elementele de la exteriorul și din
interiorul P ământului care se realizeaz ă prin intermediul reliefului. În toate aceste
medii își află obiectul de studii numeroase științe ale naturii și ca urmare o parte din
sfera rela țiilor se transpune la nivelul lor. Se adaug ă legături cu domenii abstracte în
special din noosfer ă (fig. 4).
Baza teoretic ă în alcătuirea căreia intră legi de baz ă ale evolu ției naturii,
societății dar și legi specifice Geografiei și Geomorfologiei la care se adaug ă diverse
categorii și principii necesare oper ării, înțelegerii sistemului de rela ții este realizat ă
prin legăturile cu Filosofia și Sociologia; de la acestea preia el emente fundamentale,
iar ea ofer ă pe de o parte câmpul aplic ării lor dar și noi informa ții date, concepte
proprii.
Cele mai însemnate legă turi le realizează cu științele de contact .
D e l a Geologie preia informa ții referitoare la alcătuirea petrografic ă și
structural ă a scoarț ei care intr ă în componen ța oricărei forme de relief, date privind
mișcările tectonice, vulcanismul , seismicitatea, evolu ția vieții în funcție de care se pot
stabili coordonatele modific ărilor climatice, diverse noțiuni și hărți specifice privind
structura și tectonica P ământului sau scara stratigrafic ă, rezultatele aplic ării unor
metode (analizele stratigrafico-paleontologic ă și sporopolinic ă) a căror interpretare
este necesară pentru evolu ții paleogeomorfologice etc. La rândul ei Geomorfologia d ă
Geologiei – un bogat fond de informa ții referitoare la reflectarea influen ței
elementelor de natur ă geologică în configura ția și dinamica formelor de relief; metode
și forme de reprezentare (blocdiagrama, schi ța panoramic ă, profilul geomorfologic,
hărți specifice), evolu ția paleogeomorfologic ă etc. Acestea au fost motivele care au
facilitat dezvoltarea Geomorfologiei în unele țări (S.U.A) pe lâng ă Geologie, la
începuturile sale ea fiind considerat ă ca o metod ă a acestei științe.
Legăturile cu Hidrologia sunt impuse de faptul c ă marea majoritate
a formelor de relief create de agen ții externi sunt rezultatul ac țiunii apei sub diferite
modalități de acțiune- ape curg ătoare, apa m ării în fâșiile litorale, circula ția apei
subterane, ghe țarii, zăpada etc. Geomorfologiei îi sunt necesare date privind modurile
în care se realizeaz ă scurgerea apei, deplasarea ghe țarilor, valurilor, curen ților etc. și
legat de acestea mecanismelor ac țiunii lor asupra suprafe țelor și rocilor cu care sunt în
contact. În schimb ea ofer ă Hidrologiei tot ansamblul de informa ții consemnat în
forme de relief aflate în stadii diferite de evolu ție care reflect ă specificul ac țiunii apei
în concordan ță cu condițiile în care s-a manifest at ca agent modelator.

15
Relații strânse are cu Climatologia și Meteorologia. Acțiunea agen ților externi
este diferită pe zone și etaje climatice, întrucât dinamica și locul lor în mecanismele
modelării sunt condiț ionate de regimul precipita țiilor, de varia țiile de temperatură și
umiditate, de frecven ța și viteza vânturilor, de m ărimea radia ției solare înregistrate
etc. Studiul reliefului d ă climatologiei baza explic ării diferen țierilor regionale, topo și
microclimatice, a dezvolt ării sistemelor de circula ție a maselor de aer în raport cu
ariile regionale sa u locale de maxim ă și minimă presiune ș i de barierele create de
lanțurile de mun ți.
De asemenea, caracteristicile reliefului influen țează în mare m ăsură distribuția
regională și pe vertical ă a asociațiilor vegetale iar înțelegerea rolului viețuitoarelor în
sistemele mediului geografic prezint ă însemnătate pentru urm ărirea locului pe care
procesele biotice îl au în geneza și evoluția unor forme de relief. Un loc distinct îl au
diferențele în tipul de procese morfologice și în intensitatea manifest ării lor care se
produc pe suprafe țele reliefului cu caracteristic i apropiate dar care au hain ă vegetală
deosebită (evidente sunt între cele cu p ădure în raport cu acelea lipsite de p ătura
vegetală protectoare).
Legături are Geomorfologia cu Pedologia, solul reprezentând p ătura tampon
care se formeaz ă pe suprafeț ele ce alc ătuiesc formele de relief la contactul cu
vegetația și aerul. Caracteristicile acestuia sunt și în funcț ie de pant ă, fragmentare,
altitudine și expunerea suprafe țelor care îl compun. La rândul lor solurile prin
alcătuire, grosime și propriet ăți condiționează intensitatea unor procese
geomorfologice (pluviodenudarea, șiroirea, alunec ările superficiale etc.). Mai mult,
studiul paleosolurilor (îndeosebi cele din pleistocenul superior-holocen) ce alterneaz ă
cu loessuri ș i depozite loessoide permite descifrarea sistemului alternan țelor
condițiilor de clim ă și haină vegetală în care s-a produs m odelarea reliefului în
anumite intervale de timp.
Un loc distinct îl are pentru morfodinamica actual ă stabilirea real ă a
raporturilor reliefului cu activitățile antropice. Dezvoltarea a șezărilor și un mod optim
de folosin ță a terenurilor trebuie s ă țină cont de caracteristicile reliefului (altitudine,
fragmentare, pante, expunerea versan ților etc.) dup ă cum antropizarea for țată a
anumitor spaț ii poate conduce la ruper ea echilibrelor naturale și la declan șarea unor
procese distrug ătoare (eroziuni, pră bușiri, alunecă ri, torenți etc.). Omul prin ac țiunile
sale poate con știent crea sau înlă tura forme de relief (diguri, canale, astuparea unor
microdepresiuni, diminuarea pantelor , crearea de terasete pe versan ți etc.) dar indirect
poate stimula procese geomorfologice și conduce la st ări de dezechilibrare; de aici
necesitatea înț elegerii acestor raporturi și a acționa astfel încât dezvoltarea societ ății
să nu impieteze mediul în care tr ăim inclusiv relieful lui pe care acesta se afl ă.
Cunoașterea mecanismelor proceselor geomorfologice reclam ă relații de
natură chimică și fizică; între acestea sunt alterarea chimic ă, dezagregarea, geliva ția,
crioturbația etc.
Înțelegerea realiz ării planetei P ământ, a formei generale a acestuia, a locului ei
în familia sistemului solar, dar și a explic ării unor forme de relief aparte (craterele
meteoritice) sau a proceselor rezu ltate în urma producerii fluxului și refluxului, a
interpretării cauzelor glacia țiunilor etc., implic ă cunoștințe oferite de Astronomie.
Reprezent ările grafice ale rezultatelor analizelor morfometrice ca și realizarea
unor programe pe calculator cer relații matematice .
Deci, dezvoltarea Geomorfologiei s-a realizat concomitent cu identificarea și
lărgirea rela țiilor cu multe științe limitrofe sau destul de dep ărtate. Toate acestea au
condus în timp la trei tendin țe legat de pozi ția ei în ansamblul ș tiințelor.

16
¾ Prima, prezent ă în școala geomorfologică american ă, o include ca subramur ă
a Geologiei . Se au în vedere apariț ia și dezvoltarea ei pe lâng ă această știință și
volumul important de date geologice care sunt folosite în studiul reliefului.
¾ Cea de a doua apar ține școlilor geografice europene (îndeosebi în Germania,
Rusia și Franța) unde Geomorfologia este considerat ă o știință geografic ă, relieful
fiind un component al mediului geografic, baza (suportul) celorlalte cu care se afl ă în
strânsă interdependen ță. (fig. 5).
¾ Prin pozi ția între Geologie ș i Geografie, ea asigurând leg ătura dintre ele, s-a
născut și ideea ca ar reprezenta o știință de tranzi ție, ce a evoluat la început
bazându-se pe amândou ă dar care a cunoscut o dezvoltare deosebit ă fiind în prezent
independent ă. Aceste concep ții se regăsesc în programele de preg ătire ale marilor
universităț i, în structura sec țiilor de cercet ări științifice ale Institutelor geografice sau
geologice și în secțiunile Congreselor de Geografie, Geologie dar în ultimele decenii
și ale Asocia ției interna ționale de Geomorfologie. Aceasta din urm ă include
geomorfologi care provin din ambele direc ții.
Verificări:
• În ce constau leg ăturile Geomorfologiei cu științele geografice?
• Care sunt principalele elemente care s unt preluate de Ge omorfologie de la
științele geologice?
• De ce geomorfologia este o știință geografic ă?
• Consultați și însușiți din Dic ționarul fizico-geografic no țiunile – noosfer ă,
activități antropice, legi.

5. Etapele necesare studieri i reliefului unei regiuni.
Relieful unei regiuni, indiferent de m ărimea acesteia, prin alc ătuire, structur ă,
geneză , evoluț ie și dinamic ă reprezint ă un sistem complex a c ărui cunoa ștere necesit ă
investigații amănunțite care se desf ășoară într-o anumit ă succesiune. În acest proces
de cunoaștere se pot separa în funcț ie de modalit ățile în care acestea se realizeaz ă trei
etape distincte.
¾ Etapa studiului preliminar . Implică două categorii de ac țiuni. Mai întâi
extragerea întregului volum de informa ții referitoare la relieful regiunii din lucr ările
bibliografice dar și a valorilor unor parametri necesari interpret ărilor morfodinamice
(ex. anumite date privin d temperatura, precipita țiile, regimul eolian, regimul scurgerii
râurilor, activit ățile antropice etc.). În al doilea rând se includ ac țiuni de cunoaș tere a
caracteristicilor generale ale reliefului ca re pot fi stabilite pe baza analizei h ărților
topografice dar și a numeroase h ărți morfometrice (Harta pantelor, Harta adâncimii
fragmentă rii, Harta energiei de relief, Harta hipsometric ă, Hărți ale ierarhiz ării rețelei
de văi și de interfluvii, Harta altitudinilor medii etc.), morfografice, a diferitelor
profile geomorfologice, a h ărților geologice la scar ă cât mai mare și a unor
reprezentă ri sub form ă de blocdiagrame etc.
¾ Etapa studiului pe teren . Concentreaz ă operaț ii care se desf ășoară:
– staționar cu înregistrări permanente pe durat ă lungă în puncte caracteristice;
– itinerant adică deplasări pe trasee care str ăbat regiunea pe direc ții diferite ceea ce
favorizeaz ă realizarea de observa ții multiple, m ăsurători, cartări, recoltarea de probe
întocmirea de schi țe de hart ă, profile etc. în mai multe locuri (ex. – observarea și
măsurarea evolu ției râpei, valurilor și treptelor unei alunec ări de teren); aten ția se
concentreaz ă pe depistarea și prezentarea treptelor de relief (suprafe țe și nivele de
eroziune, terase, albia major ă), pe aprecierea, cartarea și stabilirea importan ței

17
proceselor actuale în evolu ția versanților și a albiilor râurilor, în eviden țierea rolului
pe care îl au rocile ș i structura geologic ă în impunerea anumitor forme de relief etc.
¾ Etapa finalizării studiului. Se bazeaz ă pe analiza și interpretarea volumului
de date ob ținute în cele dou ă etape; se întocmesc materiale cartografice de sintez ă
(hărți geomorfologice generale sau care includ anumite elemente ale reliefului, schi țe
de hartă la scări mari, profile, diagrame pentru probele luate de pe teren și care au fost
analizate în laborator etc.).
Etapa se încheie în momentul în care s-a realizat studiul (lucrarea) asupra
reliefului regiunii. Ea este întocmit ă urmărind un plan care în general cuprinde mai
multe sec țiuni.
– Poziția geografică și limitele regiunii analizate
– Cunoașterea reliefului în lit eratura de specialitate
– Caracteristici geologice gene rale (elemente de natur ă petrografică , structural ă,
tectonică etc.).
– Analiza morfografic ă și morfometric ă
– Treptele de relief (desf ășurare, caracteristici, genez ă, evoluție, vârsta)
– Forme de relief petrografic, structural sau de alt ă natură
– Procesele de modelare actuale (poten țialul terenului pentru o anumit ă
dinamică; procesele de versant și de albie; consecinț e)
– Evoluția general ă a reliefului
– Regionare.
Lucrarea este ilustrat ă prin hărți (la fiecare problem ă), profile, diagrame,
blocdiagrame, schi țe panoramice, fotografii.
6. Principii și metode folosite în Geomorfologie:
6.1. Principiile sunt teze, idei de baz ă care reflect ă condiționări între
elementele unui sistem, realit ăți în natur ă, societate; stau la baza teoriilor, legilor și
aparț in de regul ă filosofiei. Dintre numeroasele principii câteva au o însemn ătate
distinctă în procesul în țelegerii realităț ilor geomorfologice. Între acestea sunt:
– principiul cauzalit ății în sensul că nimic nu poate avea loc f ără o cauză . Ca
principiu a fost a fost ela borat de Leibnitz (sec. XVII) și aprofundat pentru domeniul
natural de Al.von Humboldt. Aplicare acestuia în Geomorfologie ar însemna c ă orice
formă de relief sau mecanism geomorfologic nu poate fi în țeles dacă nu-i sunt
cunoscute cauzale care le-au determinat. Sp re exemplu – o alunecare de teren nu
poate fi pricepută dacă nu se cunosc cauzele poten țiale (pant ă mare, strat de argil ă
deasupra că reia se afl ă strate permeabile, lipsa unei vegeta ții bogate cu rol stabilizator
pentru versant etc.) și cauzele declanș atoare (precipita ții importante, cutremure,
secționarea versantului pe cale antropic ă sau prin adâncirea unor pâraie etc.).
– principiul comparaț iei susținut de Al.von Humbold
vizează cunoaș terea realit ății prin confruntarea elementelor din aceea și familie. Pentru
relief compara ția are un rol esen țial pe de o parte pentru c ă duce la identificarea
elementelor comune pentru procesele și formele dintr-o grupare, situa ție care
favorizeaz ă generaliz ările, iar pe de alt ă parte permite separarea celor particulare ce
personalizeaz ă o formă sau un proces. Cercetarea unei mul țimi de alunec ări de teren
permite prin compara ție mai întâi precizarea cauzelor care produc separarea
principalelor componente ș i a direc țiilor de evolu ție, iar apoi a caracteristicilor
fiecăruia (forma pe ansamblu, dimensiuni, dinamic ă specifică, consecin țe etc.).
– principiul evolu ționist – căruia i s-a acordat o
însemnătate deosebit ă în sec. XVI – XX fiind exprimat sub diferite forme (nimic nu se
pierde, totul se transform ă; natura este în continu ă transformare, dezvoltare iar
prezentul nu poate fi separat de trecut; materia trece dintr-o form ă în alta etc.). Pentru

18
Geomorfologie acest postulat relev ă – pe de-o parte faptul c ă orice form ă de relief î și
are un început, o desf ășurare în timp și în spațiu și un final, iar pe de alt ă parte că în
orice fază a evoluției aceasta se va caracteriza prin anumite tr ăsături cantitative și
calitative. Cunoscându-se aceste caracteristic i ale mecanismului evolutiv pentru orice
forme de relief existent ă pe suprafa ța terestră la un moment dat i se va putea stabili nu
numai trecutul (originea și fazele evolutive), dar și principalele teorii generale ale
evoluției reliefului (W.M.Davis, W.Penck, L.King etc.) dar poate fi urm ărit și la scară
mai mică precum formarea și evoluția teraselor unui râu (lunc ă – adâncirea râului și
tăierea frun ții ce duce la apari ția terasei – fragmentarea acesteia și reducerea ei la mai
multe petice) etc.
– principiul cunoa șterii unității în pluritate legitate datorat ă caracterului deschis
al sistemului care permite un schimb permanent de materie și energie între acesta și
cel puțin sistemele limitrofe. Relieful prin pozi ția sa la contactul cu alte înveli șuri
fizice (ap ă, aer, sol, astenosfer ă etc.) are un sistem complex de rela ții pe care și le-a
dezvoltat în timp. De aceea orice component ă a sa (form ă de relief de rang deosebit)
încorporeaz ă un cuantum de relaț ii din structura mediului natural. Aceasta face ca
starea ei de unitate s ă nu fie privit ă ca „ceva” izolat ci ca parte a unui ansamblu de
sisteme ale mediului. O dolin ă pe un platou calcaros reprezint ă o unitate, dar ea se
înscrie în mulț imea (pluralitatea) formelor carstice de suprafa ță generate de
mecanismul proceselor de carstificare. Un petic de teras ă dintr-un sector de vale
constituie o unitate (sistem) morfologic ă locală , dar ea face parte din pluritatea
formelor create de râu în acel loc (albie, lunc ă, alte terase, versant), dar se înscrie
alături de alte fragmente de teras ă din amonte sau aval într-o anumit ă fază de evoluție
a văii.
– principiul acumulărilor cantitative minime și treptate ca re conduc la
schimbări calitative majore este strâns legat de cel al evoluț iei fiind condi ționat de
faptul că în natură nimic nu este izolat și întâmplător, că trecerea de la o stare la alta a
materiei se face în baza rela țiilor de schimb energetic și material care se produc
gradual în conformitate cu ac țiunea legilor naturii. Bazinul Oceanului Atlantic s-a
realizat în cca 300 milioane de ani prin apari ția mai întâi a diversel or sectoare de rift
care s-au unit creând o uria șă despicătură în scoarță; circulația materiei topite prin rift
a condus treptat la dezvoltar ea dorsalei muntoase, la dep ărtarea și creșterea plăcilor
americană, european ă și africană și la extinderea depresiunii oceanice. O alunecare ce
cuprinde în întregime un versant și-a avut începuturile într-o lung ă perioadă de slăbire
a stabilității materialelor de pe stratul de argil ă care înso țită de apariția de cră pături;
din unirea acestora pot rezulta mai multe râpe în fa ța cărora se dispun valuri și trepte
de alunecare. Au urmat numeroase faze în timpul c ărora deplasarea înceta (intervale
secetoase) sau era reluat ă (la ploile bogate sau topirea ză pezii) cu viteze mai mici sau
mai mari în func ție de gradul de instabilitate asigurat de valoarea pantei și de
umectarea depozitelor și rocilor. Ca urmare, în timp pe de o parte râpele cresc în
dimensiuni, se retrag c ătre partea superioar ă a versantului și se unesc iar pe de alt ă
parte materialele deplasate vor forma un co rp de alunecare complex care ajunge la
baza versantului.
– principiul activit ăților contrare (antagonism) care se înscriu firesc în șirul
evoluției sistemelor naturale în tendin ța realizării de echilibre par țiale și generale. În
morfologie el poate fi urm ărit în raporturile dintre agen ți sau procesele lor, iar
rezultatul va fi materializat în forma rezultat ă. Mișcările tectonice pozitive înal ță o
regiune iar agen ții externi ac ționează asupra acesteia în tendin ța de a coborî. Invers, în
cazul în care se produc mi șcări negative și rezultă depresiuni tectonice agen ții externi
o vor umple treptat cu materiale c ărate din regiunile limitrofe. Orice agent extern se

19
manifestă prin procese ce au caracter antagonic. Apa unui râu exercită procese de
eroziune acolo unde dispune de energie (pe pantele mai mari) și de acumulare în
sectoarele în care cantitatea de materiale transportate dep ășește energia ce face
posibilă scurgerea apei.
– principiul echilibrului și dezechilibrului decurge din faptul c ă materia este în
transformare continu ă sub impulsul diverselor energii care se manifest ă cu intensit ăți
deosebite în timp și spațiu. Acest lucru face ca între agen ții și procesele care se
manifestă să se creeze anumite raporturi în favo area unuia sau a altuia. Ceea ce este
însă comun în toate situa țiile este tendin ța ca prin activit ăți contrarii s ă se ajungă de la
o stare de dezechilibru major la alta de echilibrare a tuturor tendin țelor care se
exprimă în caracteristici deosebite ale fo rmelor de relief. Între cele dou ă extreme
există faze în care starea de dezechilibru sl ăbește continuu pân ă la atingere. Dar în
această evoluție pot interveni schimb ări bruș te ale raporturilor dintre for țe care conduc
la întreruperea fireasc ă a evoluției și naș terea unei noi st ări de dezechilibru major.
Spre exemplu pe un versant desp ădurit recent, în condi țiile unor precipita ții abundente
se poate înregistra o rupere a st ării de echilibru, rezultând alunecă ri de teren care
marcheaz ă un dezechilibru în raport cu starea anterioar ă. În evolu ția alunecă rii vor
exista faze active înso țite de extinderea râpei și a corpului de materiale deplasate care
vor alterna cu faze de sl ăbire a procesului când apa din corpul acesteia este relativ
puțină nemaiasigurând miș carea (echilibr ări parțiale). Căderea unor precipita ții
bogate poate conduce la re lansarea procesului înso țit de extinderea râpei, a masei
deplasate și schimbarea fizionomiei alunec ării.
– principiul selec ției este specific activit ății de cercetare dar și în dezvoltarea
teoriei geomorfologice. Studiile regionale conduc prin comparaț ie la stabilirea
elementelor comune pentru o mul țime de forme de relief impuse de procesele de
eroziune (circuri, v ăi, praguri etc.) și de acumulare (morene) care prezint ă trăsături
specifice în func ție de stadiul de evolu ție. Toate acestea s-au precizat pe baza
analizelor a numeroase situa ții din mun ții unde sunt sau au fost ghe țari.
– principiul particularului în raport cu generalul este în strâns ă dependen ță de
cel anterior în sensul c ă analizele regionale, prin comparaț ie și selecție permit
deosebirea a dou ă categorii de elemente. Unele, care sunt specifice locului, includ mai
ales caracteristicile de ordin cantitativ (suprafe țe, lungimi, l ățimi, adâncimi, num ăr de
componente etc.) dar și unele particularităț i de genez ă (în cazul alunec ărilor
manifestarea frecvent ă a seismelor naturale sau provocate prin explozii, anumite
intervenții ale omului ce conduc la sec ționarea local ă a versanților însoțită de ruperea
echilibrului) și evoluției. Prin aceasta ele se constituie în mul țimea situa țiilor singulare
care definesc particularul dintr-un ansamblu. Cea de a doua categorie implic ă
elemente de esen ță, comune mul țimii rezultatelor manifest ării unui agent sau proces,
ele având mai ales caracter genetico-evol utiv. Astfel, pe baza analizei alunec ărilor de
teren din multe regiuni, prin eliminarea elementelor particulare s-au p ăstrat cele care
au caracter general cum ar fi condi țiile genetice (panta, stra tul argilos, precipita ții
bogate etc.). Astfel datele gene rale conduc la st abilirea unor rela ții de ansamblu (ex.
între condi ții genetice și formele rezultate), a unor mecanisme comune tuturor
situațiilor, la conturarea de legi.
– principiul actualismului (uniformitarismului ) exprimat în ideea c ă ceea ce este
prezent poate fi aplicat în trecut, dar și în viitor dac ă condițiile genetice și ansamblul
legăturilor sunt apropiate. Valurile au pr odus totdeauna retragerea prin eroziunea
țărmurilor înalte și dezvoltarea unor platfo rme de abraziune în fa ța acestora. Ca
urmare a situa țiilor existente se poate concluziona c ă existența în unele locuri a unor
platforme de abraziune extinse s-a datorat manifest ării îndelungate (în trecut) a acestui

20
proces după cum naș terea unui țărm înalt (prin vulcanism sau tectonic ă) lipsit de
platformă poate conduce la ideea contur ării acesteia în timp.
Folosirea primului termen este mult mai real ă decât a celei de al doilea care
conduce spre simplificare și inevitabil. Situa țiile se apropie de caracterul similar cu
cât în apropiere gradul de generalizare cre ște. Regional (local) îns ă el nu poate fi
aplicat decât orientativ întrucât aici intervin o diversitate de aspecte (condi ții, legături,
durata în care acestea se men țin într-o anumit ă direcț ie etc.) care pot conduce la
rezultate diferite (pe versan ții unui masiv granitic modelare a se face în principal prin
dezagregare cu dezvoltarea de abrupturi și poale de grohoti ș în condițiile unui climat
în care îngheț -dezghețul este activ și altfel în situa țiile cu climat cald și umed unde
prin alteră ri bogate rezult ă depozite nisipo-argiloase bogate și vârfuri ro tunjite) sau
apropiate (în acelea și condiții de alcătuire petrografic ă și de climat diferen țele de
pantă și de mod de utilizare a te renurilor conduc la situa ții deosebite ceea ce
diversific ă intensitatea și frecvența unor procese ș i conduce la rezultate variate, spre
exemplu alunec ări masive în trepte și valuri care cuprinde versantul sau un bazin
torențial în întregime pe pante mari și alunecări superficiale pe pante reduse).
6.2. Metode folosite în studierea reliefului. Complexitatea investiga țiilor
necesare cunoa șterii reliefului unei regiuni solicit ă folosirea diferen țiată în funcție
de situații și de etapa cercet ării a unui num ăr mare de metode. Prin specificul lor ele
se pot grupa în trei categorii.
¾ Metode generale aplicate în toate științele. Sunt mai multe, dar importante
sunt următoarele:
– metoda analizei implică separarea întregului în p ărți și cunoașterea în
amănunt a fiec ăruia (alcătuire, legături existente între acestea dar și cu elemente din
afara reliefului care au însemnate pentru dinamica și evoluția lui). Prin aceasta se
stabilesc – locul și importan ța lor în sistem, caracteristicile și relaț iile principale și
secundare, generaliz ări care conduc la predic ții. Ea este folosit ă în toate etapele
studierii unei regiuni dar în fiecare implic ă anumite laturi;
– metoda sintezei – este utilizat ă îndeosebi în etapa final ă a studierii
reliefului regiunii, atunci când exist ă un volum informaț ional bogat rezultat din
cercetări pe teren, bibliografie și din interpretarea materialelor cartografice. Datele
principale, cu caracter general, împing spre în țelegerea mecanismului genetico-
evolutiv reflectat în fizionomia de ansamblu a reliefului, permit verificarea modului în
care acționează legile generale și specifice reliefului, conduc la stabilirea de modele
caracteristice facilitând ierarhiz ării, tipizări, regionări;
– metoda observa ției are o deosebit ă însemnătate în cercetar ea pe teren,
pe baza ei rezultând informa țiile concrete, de detaliu dar și urmărirea unor elemente,
procese pe ansamblul regiunii. Se realizeaz ă staționar (urmărirea dintr-un loc a
desfășurării unui proces, a unor forme de relief în evolu ție în timp îndelungat; ex.
alunecă rile de teren, limba unui ghe țar, un ansamblu de dune etc.) fie itinerant în mai
multe puncte stabilite în lungul unui traseu unde se insistă atât pe înregistrarea tuturor
elementelor specifice locului cât și pe corelarea lor pe întreg spa țiul străbătut.
Observația ajută la separarea elementelor principa le (cu caracter general) de cele
secundare (particulare); se fac aprecier i cantitative (rezultate îndeosebi prin
măsurători) și calitative, ridicarea de probe pentru analize în laborator, întocmirea de
profile schematice, schiț e de hartă, fotografii etc.;
– metoda comparativ ă – este folosit ă în toate etap ele ea îmbinându-se
cu observa ția. Pe teren metoda se folose ște pentru extrapolarea pe spa ții largi și
pentru un num ăr mare de elemente; serve ște la separarea partic ularului de general

21
sprijinind sinteza (ex. comparând mai multe alunec ări se ajunge la distingerea tipului
specific model ării versanților unei v ăi).
¾ Metode folosite în Geografie și în alte științe apropiate.
– metoda analizei h ărților topografice. Se utilizeaz ă îndeosebi în prima
parte a cercet ării reliefului. Accentul se pune pe urm ărirea caracteristicilor
morfometrice ale relieful ui; prin compararea h ărților editate în perioade de timp
diferite, se stabilesc modific ările survenite în configura ția reliefului (ex. schimb ările
poziției albiei Siretului în lunc ă într-un secol).
– metoda schiț elor de hart ă. Se întocmesc la sc ări mari pentru forme de relief
ce nu pot fi reprezentate pe h ărțile topografice datorit ă dimensiunilor reduse (ex. la
albia unui râu pe schi ță apar tipurile de maluri, ostroave , renii, praguri, cursuri de ap ă
principale, secundare, p ărăsite etc. pe când pe o hart ă topografic ă se pot marca
eventual doar malurile.
– metoda diagramelor – folosită pentru reprezentarea șirului de valori care
rezultă din măsurători, calcule pe h ărți geomorfologice și din analizele de laborator.
– metoda stratigrafico-paleotologic ă preluat ă de la geologi.
Ea presupune interpretarea datelor de natur ă litologic ă și a vârstelor din
coloanele de foraj realizate de geologi. Se îmbin ă cu metoda depozitelor corelate (ex.
elementele grosiere rulate presupun un relief înalt, accidentat iar un depozit argilos un
relief în care, eroziunea este slab ă. Pe baza lor se ajunge la stabilirea specificului
modelării reliefului, a agen ților și proceselor care au ac ționat etc.
– metoda analizei sporo-polinice îmbinat ă cu cea a actualismului. Se folosesc
rezultatele analizelor sporo-pol inice realizate de paleobotani ști care stabilesc tipuri de
formațiuni vegetale specifice anumitor perioade, epoci geologice; prin compararea
acestora (ca alc ătuire, structur ă) cu reparti ția actuală a unor forma țiuni similare pe
Glob se ajunge la deducerea caracteristicilor condi țiilor de mediu în care se realizeaz ă
modelarea reliefului în acele etape.
– metoda alternan ței de paleosoluri și loessuri este utilizat ă pentru
aprecierea vârstei și a condițiilor de evolu ție a reliefului în Cuaternar. Metoda are la
bază principiul că loessurile s-au acumulat în plei stocen în faze cu climat rece
(periglaciar, glaciar) și frecvent în regiuni vecine cu calotele glaciare), iar solurile
fosile cuprinse între orizonturi de loees corespund unor intervale de timp cu climat temperat ce permitea dezvoltarea vegeta ției și acumularea materiei organice. Ca
urmare, în func ție de num ărul de loessuri și de paleosoluri identificate pe o form ă de
relief (pod de terasă , câmpie etc.) se apreciaz ă succesiunea faze lor glaciare și
interglaciare care s-a produs și în funcț ie de aceasta se deduce vâ rsta formei de relief.
– metoda statistico-matematic ă permite stabilirea șirurilor de valori
numerice medii, extreme necesare întocmirii unor reprezent ări spaț iale (ex. la analiza
indicatorilor morfometri ci). Este parte comun ă în unele programe pe calculator.
– metode de laborator sunt împrumutate de la alte științe. Între acestea sunt
metoda analizei granulometrice, metoda aprecierii gradului de uzur ă al materialelor
transportate de diferi ți agenți. În laboratoare special amenajate se pot urm ări prin
modele desf ășurarea unor procese și rezultatul ac țiunii lor (șiroire, alunec ări,
scurgerea apei în diferite condi ții de vitez ă și debit, procesele de înghe ț-dezgheț etc.).
¾ Metode specifice Geomorfologiei . Ele au fost create în procesul cunoa șterii și
analizei reliefului, da r în timp prin valoarea și expresivitatea reprezent ărilor, unele au
început a fi folosite și în alte domenii geograf ice, geologice etc.
– metoda morfografic ă are la baz ă interpretarea h ărții topografice. Prin ea se
reprezintă și analizeaz ă diferitele tipuri de interfluvii, v ăi, versanți în func ție de
fizionomia lor.

22
– metoda morfometric ă – foloseș te hărți topografice în realizarea prin
măsurători, calcule a unor reprezentă ri cartografice prin care se ob țin aprecieri
cantitative asupra reliefului. Între acestea sunt gradul de fragmentare în suprafa ță și pe
verticală, înclinarea suprafe țelor ce compun relieful etc. (fig. 1)
– metoda blocdiagramei – constă în realizarea unor reprezent ări
tridimensionale prin care se stabilesc corela ții între componentele generale care
definesc relieful și acelea de natur ă geologică (rocă, structură). (fig. 6)
– metoda schiț elor panoramice prin care se ob țin reprezent ări schematice, de
esență a elementelor caracteristice re liefului; pe unele prin culori și areale sunt
indicate și principalele forma țiuni geologice și elemente semnificative în peisajul
geografic (conturul unor a șezări, areale cu anumite asocia ții vegetale etc.).
– metoda profilului geomorfologic facilitează redarea sintetic ă pe anumite
direcții a caracteristicilor reliefului (fizionomie, trepte de relief) ș i corelarea acestora
cu datele de ordin geologic . Varietatea tipurilor de profil e ce pot fi realizate impun ca
această metodă în prim planul cercet ării geomorfologice. (fig. 5)
– metoda cartării geomorfologice se bazeaz ă pe observa ții, măsurători,
comparații efectuate pe teren. Const ă în localizarea pe h ărțile topografice a formelor
de relief și a proceselor actuale, marcarea lor prin semne (deosebite ca m ărime în
funcție de scara h ărții) și areale. Cartarea este înso țită de descrieri detaliate.
Rezultatele aplic ării metodei conduc la realizarea de h ărți geomorfologice generale
sau hă rți cu un anumit specific (ex. harta terase lor, harta proceselor de modelare
actuale etc.).
– metoda crochiurilor este folosit ă în cercet ările de pe teren, având caracter
expeditiv; prin ea sunt puse în eviden ță trăsăturile generale ale reliefului care reflect ă
aspecte de ordin morfografic sau morfometric, anumite trepte de relief cu semnifica ție
aparte.
– metoda profilelor schematice se aplică pentru înregistrarea unor situa ții de
detaliu în anumite sectoare; se folose ște pentru eviden țierea configura ției unor forme
de relief, pentru prezentarea deschiderilor în diverse depozite etc.
Verificări
• Ce înțelegeț i prin principiu, dar prin metod ă?
• Aplicaț i principiile observa ției și compara ției cauzal ătății pentru o alunecare de
teren, un torent, un sector din albia unui râu.
• Luând ca bază un ghid turistic al unui masiv din Carpa ți încercați și aplicați
metodele de analiz ă și sinteză.
• Studiaț i mai multe schi țe panoramice și blocdiagrame și stabiliți elementele
generale și cele specifice reliefului reprezentat.
• Care sunt diferen țele între observa ția itinerant ă și cea staționară, dar între harta
geomorfologic ă și schița de hartă. Folosiți și „Dicționarul fizico – geografic”.
7. Tipuri de energie cu importan ță pentru relief.
Orice form ă de relief reprezintă rezultatul ac țiunii singulare sau în combinaț ie
diferită a agenților care ac ționează din interiorul sau exteriorul P ământului asupra
materiei din care este alc ătuită scoarța acestuia. Acț iunea se face prin consumul de
energie de care dispune la un moment dat și într-un loc agentul. Sursele de energie
sunt diverse ele provenind atât din interiorul P ământului cât și din spațiul cosmic îns ă
însemnătatea lor pentru crearea reliefului este diferit ă.
¾ Din interiorul Terrei cele mai importante surse energetice sunt:
– Gravitația care impune atrac ția spre centrul planetei și care este responsabil
atât pentru structurarea în miliarde de ani a materiei din care este alc ătuită aceasta, dar

23
pentru relief îndeosebi prin impunerea deplasă rii materiei mai ales pe suprafe țele
înclinate (curgerea apei râurilor, alunec ările de teren, pr ăbușirea blocurilor etc.)
Totodat ă ea impune greutatea corp urilor, ca expresie a for ței cu care acestea
sunt atrase spre centrul P ământului. De asemenea gravita ția determin ă în timp
îndelungat ridicarea blocurilor continentale a c ăror volum, mas ă și respectiv greutate
au fost mult mic șorate prin ac țiunea agen ților externi sau favorizează lăsarea
regiunilor unde se produce în ti mp îndelungat o acumulare enorm ă de sedimente (arii
subsidente).
– Energie seismic ă – se realizeaz ă îndeosebi în regiunile fracturate ale scoar ței,
unde blocurile aflate în contact se deplaseaz ă coboară sau se ridic ă cu viteze diferite,
acțiuni care favorizeaz ă concentrarea acesteia în anumite areale situate la adâncimi
deosebite. Când m ărimea ei dep ășește limita de rezisten ță atunci se desf ășoară brusc
transmițându-se sub form ă de unde seismice c ătre exteriorul scoar ței. Producerea
cutremurelor favorizeaz ă fracturări noi în scoar ță, iar la exteriorul acesteia declan șarea
de prăbușiri, alunecă ri de teren, crearea în ti mp a unor rupturi de pant ă etc. Ca atare
rolul acestui tip de energie este înse mnat în regiunile labile ale scoar ței (ariile de
subducție, de orogen recent sau unde fundamentul de platform ă este fragmentat
intens).
– Energia caloric ă internă deși este redus ă ca mărime în raport cu cea solar ă
(după unele pă reri raportul este 1/20 000) ea are însemn ătate deosebit ă contribuind la
dezvoltarea întregului mecanism tectonic generator al pl ăcilor tectonice, al lan țurilor
de munți etc. Provenien ța acesteia este legat ă de surse diferite – materia topit ă din
mantaua superioar ă (astenosfera), diversele pungi de magm ă prezente îndeosebi în
regiunile de orogen din neozoic, dezintegrarea componen ților radioactivi,
comprimarea gravita țională etc. Toate acestea fac ca m ărimea treptei geotermice
(temperatura cre ște cu 10 la fiecare 33 m adâncime) s ă nu fie constant ă nici pe
verticală și nici în plan. Consecin ța imediat ă este crearea unor diferen țe regionale de
potențial termic care vor determina pe de-o parte transform ări ale stă rii materiei
(solidă, topitură, gaze etc.) la diferite adâncimi în scoar ță, iar apoi în marile fose
tectonice din ariile de subduc ție formarea sistemelor de mun ți ce dau lan țuri cu
lungimi de mii de metri. Regional se înregistreaz ă erupții vulcanice care la suprafa ța
scoarței alcătuiesc platouri și aparate vulcanice. La fel de însemnate sunt țâșnirile de
gaze și apă fierbinte provenind din vecin ătatea „arealelor încinse” din interiorul
scoarței (multe alc ătuiesc vetre vulcanice) care la suprafa ța acesteia dau geisere,
izvoare termale sau genereaz ă transformarea rocilor.
¾ Sursele externe sunt numeroase este cea mai important ă.
– Energia calorică este ca surs ă radiațiile solare. Atmosfera reflect ă în spațiul
interplanetar cca 30% din totalul radia țiilor ajunse la P ământ, restul fiind consemnat
în diverse procese care se produc în cadrul ei precum și în înveli șurile de contact (apa
mărilor și oceanelor, râurilor, vie țuitoare, suprafa ța exterioară a reliefului etc.). Forma
Pământului și mișcările acestuia fac ca reparti ția fluxului energetic s ă varieze atât
spațial (în latitudine se poate diferen ția o zonă între paralele de 400 nord ș i sud în care
există un bilanț energetic pozitiv și două între 50 și 900 nord ș i sud în care acesta este
negativ; la fel în mun ți (în altitudine în raport cu linia z ăpezilor perene) cât și în timp
(anual și diurn). 0
Consecin țele acestei reparti ții se răsfrâng în dezvoltar ea unor zone cu poten țial
diferit ceea ce conduce la dezvo ltare de circuite la scar ă planetară , regional ă sau
locală în care materia sufer ă deplasări (de la maxim c ătre minim) în tendin țe de a se
realiza stă ri de echilibru. În acest sens s-au i ndividualizat pe de-o parte circuitele
maselor de aer ș i apă la scara Globului, dar și în cuprinsul unor ar ii continentale sau

24
locale. Pe de altă parte leg ăturile dintre componentele medi ului geografic au favorizat
regional și local circuite ale elementelor naturale (apa, azot, oxigen etc.) stimulate de
factorul energetic (exprimat prin varia ții de temperatur ă) care le cuprind pe acestea în
întregime (apa din precipita ții care pă trunde în sol roci în profunzimea reliefului
dizolvând diverse substan țe și care iese la suprafa ță prin izvoare sau datorit ă
evapotranspira ției plantelor care o preiau prin r ădăcini etc.).
Pentru relieful de pe uscat diferen țele de bilan ț caloric diurn, sezonier și
multianual local se transpun în dezvoltarea unor procese specifice (dezagregare,
alterare chimic ă etc.) care conduc la m ărunțirea rocilor, sl ăbirea legăturilor dintre
blocuri și la generarea diverselor form e de deplasare ale acestora (c ăderi ca efect al
greutății, împingeri laterale impuse de dilat ări diferen țiate etc.). La fel de însemnate
sunt succesiunile în timp ale pr oceselor ca urmare a modific ării condițiilor de bilan ț
caloric. În acest sens semnificative sunt cele cu regim sezonier (în țara noastră iarna
eroziunea solurilor scade, prim ăvara când are loc topirea z ăpezii și ploi bogate
eroziunea este puternic ă, vara alterneaz ă perioade cu debite mici și eroziune mai slab ă
cu altele când se produc averse și o eroziune accelerat ă, iar toamna din nou la debite
mici sunt eroziuni reduse). La scara Globului diferen țele zonale îndeosebi de natur ă termică se transpun
într-o diferen țiere similar ă a proceselor ce ac ționează pe suprafaț a terestră și care
generează depozite și forme de relief. În acest fel s-au individualizat zone
morfoclimatice (ecuatorial ă, de savană , deșertică, subtropical ă, temperate, subpolare,
polare).
– Energia eolian ă are la baz ă diferențele de presiune pe care le înregistreaz ă
(zonal, regional, local) masele de aer în bun ă măsură cauzate de deos ebiri de poten țial
termic. Ca urmare se produc deplas ări ale aerului dinspre ar iile cu presiune maxim ă
spre cele minime proces care genereaz ă vânturi cu vitez ă, tărie și durată diferite,
capabile s ă exercite asupra stâncilor și versanților abrup ți o acț iune de ș lefuire, dar și
un transport pe distan țe deosebite a prafului și nisipului. Ca urmare rezult ă pe de-o
parte forme de eroziune, iar pe de alt ă parte forme de acumulare.
– Energia hidraulic ă este aceea care st ă la baza ac țiunii apei râurilor, valurilor din
lacuri și mări, a curen ților. În cazul râurilor ea este dobândit ă din relațiile care se
stabilesc între m ărimea debitului și panta albiei prin care ap a se scurge (este mare la
debite crescute și pante accentuate și invers). De aici ideea c ă ea nu este o m ărime
constantă ci variaz ă în timp (debite crescute la precipita ții abundente și minime în
perioade secetoase) și spațiu (în mun ți în raport cu regiunile de câmpie). Ea este
folosită mai ales pentru exercitar ea proceselor de eroziune și pentru transportul apei și
materialelor smulse. Energia valurilor și curenților marini este dependent ă de alți
factori. Cea mai însemnat ă acțiune o are vântul care imprim ă deplasarea lichidului în
direcția pe care acesta se manifest ă. În funcție de intensitatea lui valurile și curenții au
dimensiuni și forță diferite. La fel de însemnate sunt valurile create în regiunile unde
se produc frecvent cutremure submarin e (mai ales în cele de rift și în lungul foselor
din ariile de subducț ie) sau erup ții vulcanice. Sunt mai rare dar energia c ăpătată este
foarte mare încât valurile au dimensiuni considerabile și se propag ă pe distan țe
întinse. De re ținut faptul că energia realizat ă inițial se păstrează un interval de timp și
după încetarea ac țiunii factorului care a produs-o.
Efectele ac țiunii acestora se resimt pe țărmurile continentelor și insulelor unde
energia c ăpătată se consum ă în erodarea pantelor abru pte, transportul nisipului,
pietrișului, blocurilor de roc ă sau materiei organice din apă , în bararea gurilor de
vărsare ale râurilor sau a unor golfuri etc.

25
– Energia antropic ă capătă o însemn ătate tot mai mare pe m ăsura evolu ției
gândirii umane. S-a trecut de la for ța manuală dirijată de energia fizic ă a omului (la
realizarea de excava ții, nivelări, construc ții etc.) la for țe dirijate mecanic, electronic în
conformitate cu programe gândite de oameni, unele spre binele comunit ății (baraje,
terasări, canale etc.) altele spre râul aces teia (cele legate îndeosebi de r ăzboaie unde în
ultimele decenii s-a ajuns la utilizarea energiei nucleare). Indiferent de situa ție, prin
ceea ce oamenii fac, se ajunge la modific ări însemnate pe plan local sau regional ale
condițiilor de mediu începând cu schimb ări ale formelor de relief naturale și realizarea
altora antropice.
– Energii de natur ă planetar ă sunt dependente de miș cările Pământului
(îndeosebi de rota ție) și de atrac ția pe care o exercită asupra lui Luna și Soarele. În
prima situa ție se naște forț a lui Coriolis care accentueaz ă deplasarea spre dreapta în
emisfera nordic ă și spre stânga în cea sudic ă a curenților de aer, ap ă etc. cu unele
consecințe și în dinamica model ării reliefului.
– Atracția exercitat ă de Lună și Soare se materializeaz ă în producerea mareei
terestre și oceanice. Cele din urm ă conduc la dezvoltarea fluxului și refluxului apelor
oceanice cu consecin țe locale directe în schimb ări în fâșia litorală (mai ales la gurile
fluviilor) și a valului de flux planetar care se propag ă în sens invers rota ției pe care o
frânează având consecin țe micșorarea vitezei, schimbarea extrem de lent ă a formei
Pământului (diminuarea turtirii).

8. Agenți, procese, raporturile dintre ele.
În crearea reliefului se confrunt ă diverși factori, stadiul la care se ajunge la un
moment dat în ansamblul rela țiilor care se stabilesc între ace știa reflectându-se în
formele de relief rezultate. În Geomorfologie factorii sunt numi ți agenți. Ei fie c ă își
consumă energia pe care o au pentru cr earea unor forme de relief, fie că prin
proprietățile fizice, chimice, de alc ătuire etc., influen țează geneza, evolu ția și în final
caracteristicile reliefului. De aici, o prim ă gruparea în agenți morfogenetici sau activi
(creatori de relief), între care apele curg ătoare, vântul, gheț arii, apa m ării etc. și
agenții pasivi, cei care dirijeaz ă (influenț ează) actele gener ării și evoluției efectuate de
primii. (roca, structuri geologice etc.).
8.1. Agen ții activi în funcție de locul unde ac ționează asupra scoar ței și
creează forme de relief, se divid în alte dou ă grupări-interni și externi.
¾ Agenții interni (endogeni) acționează la diferite niveluri din scoar ță în
sectoarele unde este concentrat ă energia tectonic ă, seismică vulcanic ă sau de alt ă
natură . Acțiunile lor sunt deosebite , atât ca întindere spa țială, cât și ca interval de
manifestare dar ceea ce le este comun este exercitarea ac țiunii asupra p ărții exterioare
a scoarț ei însoțită de crearea de forme de reli ef specifice. Ei se coreleaz ă în sistemul
dezvoltării și evoluției plăcilor. (fig. 7)
– Mișcările orogenetice în perioade de zeci și sute de milioane de ani dezvolt ă
cutări ale unei mase însemnate de roci sedimentare, metamorfice însoț ite de crearea de
cordiliere, fose și în final lan țuri de mun ți (ex. miș cările hercinice, alpine etc.)
– Mișcările epirogenetice se produc pe spaț ii mai reduse și dau ridic ări sau
coborâri ale unor spa ții continentale dar și a lanțurilor de mun ți unde se îmbin ă cu
orogenia constituind finalizarea consumului energiei tectonice. Prin ridicarea
regiunilor litorale (epirogenie pozitivă ) uscatul se extinde, iar prin coborârea acestora
(epirogenie negativ ă) se micșorează.
– Mișcarea topiturilor magmatice este înso țită mai întâi la scar ă globală de
deplasarea pl ăcilor, creș terea lor în zonele de rift și micșorarea în cele de subduc ție,
pe când la nivel regional, lo cal de dezvoltarea pe de-o parte a unor vulcani sau lan țuri

26
vulcanice, iar pe de alta de coborâri compensatorii ale scoar ței în regiuni limitrofe
(rezultă depresiuni de compensa ție ex. Depresiunea Bra șov).
– Seismele deși au hipocentrul la adâncimi variate (de la câ țiva kilometri la
peste 200 km) ele se propag ă repede pe suprafe țe întinse reactivând ariile labile din
scoarță și impulsionând diverse proces e morfogenetice pe scoar ță (ex. alunecă rile)
însoțite de dezvoltarea unor forme de relief.
Toate aceste ac țiuni, dar mai ales primele trei, conduc la realizarea în timp
îndelungat a formelor de relief cu dimens iunile cele mai mari (continente, bazine
oceanice, lan țuri de mun ți, bazine depresionare, bomb ări sau lăsări ale scoar ței pe
areale largi etc.), ce pun în eviden ță denivelările cele mai importante de la exteriorul
scoarței.
La acestea se adaug ă și alți factori între care doi sunt eviden ți prin efecte. Mai
întâi este, ac țiunea gravitației generată de energia particulelor numite gravitoni din
interiorul P ământului și care se transmite la exteriorul scoar ței în mobilitatea
materialelor pe pante, greutatea corpurilor etc.
Cel de al doilea este forța centrifug ă, rezultat ă din mișcarea de rota ție a
Pământului care impunând viteze de deplasare di ferite în sens latitudinal (maxim la
Ecuator și minim în zonele polare) pent ru elementele de pe scoar ța terestră sau din
mediile aflate pe ea conduce la modific ări ale direc ției de propagare (spre dreapta în
emisfera nordic ă și stânga în cea sudic ă, forța lui Coriolis).
¾ Agenții externi sunt mult mai numero și, acțiunile lor sunt pe spa ții mai
restrânse și în intervale de timp scur te. Energia care le stimuleaz ă este cantonat ă în
mediile cu care scoar ța intră în contact (ap ă, aer, vieț uitoare etc.) și derivă direct sau
indirect la scar ă globală din energia solar ă, iar local din diferen țe de poten țial termic,
de presiune, salinitate etc. Varia țiile climatice globale la intervale de timp mari se
reflectă în modificarea regimului de ac țiune a agen ților externi. O r ăcire general ă
dezvoltă ghețarii, înghe ț-dezgheț ul, nivația, micș orează spaț iul de acțiune al apelor
curgătoare, coboar ă nivelul m ărilor și oceanelor (eustatism negativ) etc. (fig. 8).
Rezultatele manifest ării agenților externi sunt forme de relief pozitive sau
negative cu dimensiuni variabile (cele mai mici se realizeaz ă în intervale de timp
scurt) dar care însumate conduc la configura ția prezent ă a reliefului unor regiuni
terestre. Agen ții se manifest ă prin intermediul a trei tipuri de ac țiuni denumite procese .
Ele diferă ca denumire de la un agent la altul, dar fiecare are o ac țiune distinct ă –
excavează, deplasează și depune (exemple – apele curg ătoare realizeaz ă eroziune,
transport și acumulare, ghe țarii extrac ției, transport și acumulare; vântul – coroziune,
deflaț ie și acumulări etc.). Importan ța proceselor este diferit ă nu numai de la unul la
altul ci și în funcție de mediul natural în care se realizeaz ă. Acesta (umed, arid, rece,
cald, temperat oceanic, temperat con tinental) conduce la asocierea agen ților și
proceselor în evolu ția pe ansamblu a reliefului unei regiuni în cadrul c ăreia se
stabileș te o anumit ă ierarhizare a lor reflectată în configura ția și mărimea formelor
rezultate și în specificul model ării.
¾ Legăturile dintre agen ți, procese conduc spre două direc ții de evolu ție –
contradictorie și asociată. (fig. 9)
– Sensul contradictoriu apare evident mai întâi între ac țiunile celor dou ă mari
grupă ri de agen ți. Cei interni creeaz ă marile denivelă ri ale reliefului scoar ței –
bazinele ca forme negative și continentale, lan țurile de mun ți ca forme pozitive.
Agenții externi au, pe ansamblu, tendin țe de umplere a golurilor tectonice pe seama
nivelă rii formelor pozitive. În al doilea rând poate s ă se produc ă o astfel de direcț ie
între agen ți din aceea și grupare (mi șcările orogenetice sau ep irogenetice pozitive

27
creează forme pozitive opuse tendin ței gravitaț iei, subduc ției sau fluviul aduce
materiale în tendin ța ridicării nivelului fundului platformei litorale pe când curen ții
marini, refluxul le transport ă la distanțe mari împiedicând acest proces etc.).
– Cea de-a doua direc ție, asociativă, este mult mai nuan țată ea realizându-se
atât între agen ți din grup ări diferite cât și din aceea și grupare. Astfel, mi șcările
orogenetice se îmbin ă cu cele epirogenetice, cu vulcanismul, cu dinamica pl ăcilor etc.
în crearea spre exemplu a diverselor lan țuri de mun ți; apele curg ătoare, vântul,
ghețarii, apa m ării etc. conlucreaz ă în nivelarea mun ților, dealurilor etc.
Alt gen de asociere este legat de îmbinarea unor agen ți interni și externi. Astfel
acțiunea gravita ției, seismicit ății cu cea a apelor din precipita ții genereaz ă diverse
tipuri de deplas ări de teren (alunecă ri) sau mi șcările epirogenetice negative (în
regiunile subsidente) se combin ă cu aluvionarea intens ă produsă de râuri ; mișcările
epirogenetice pozitive stimuleaz ă procesele de eroziune datorit ă creșterii regiunii în
altitudine, dar și în mărirea pantelor.
8.2. Agen ții pasivi sunt legați de partea exterioar ă a scoarței terestre având prin
caracteristici rol esen țial în influen țarea, uneori hot ărârea, în dirija rea mecanismelor
proceselor agen ților morfogenetici activi în crearea unor forme de relief și chiar a
unor peisaje morfologice distincte. Între ace știa importan ți sunt alc ătuirea
petrografic ă, structura geologic ă; s-ar mai putea ad ăuga neotectonica, seismele care
deși sunt factori care dispun de energie, efectele manifest ării lor se constat ă în timp și
corelat cu acț iunea proceselor exogene. De exempl u un sector de câmpie care se las ă
lent (subsiden ță) se va caracteriza printr-o intens ă aluvionare produs ă de râuri, iar în
altul care se ridic ă apele curg ătoare se vor adânci continuu rezultând în timp sectoare
de vale înguste (defilee).
9. Legile generale și specifice reliefosferei.
Acțiunea agen ților, gruparea și intensitatea lor nu se realizeaz ă haotic,
întâmplă tor ci în baza unor strânse corela ții care se dobândesc între ei dar și cu
elementele de mediu în care se produc. Ca urmare, mecanismul genetico-evolutiv se
desfășoară în concordan ță cu diverse legi, unele cu caracter general, iar altele pe
diferite trepte ierarhice inferi oare în cadrul reliefosferei.
9.1. Legile globale se raporteaz ă la mediul geografic la scar ă planetară, ele
condiționând marile sisteme geografice terestre în care și relieful constituie un
component esen țial, deci ele ac ționează deopotriv ă în toate subînveli șurile mediului
geografic stabilind și intercondi ționările dintre ele. În această grupă se includ:
¾ Legea zonalităț ii este impusă de – forma aproape sferic ă a Pământului ce
determină o repartizare inegal ă a cantității de radiaț ie solară (scade de la latitudinile
mici spre poli). Rezult ă mai întâi fâș ii numite zone de c ăldură cu desf ășurare
latitudinală în care bilan țul radiativ este diferit. Dar, în cadrul acestora acela și specific
zonal se reflect ă în valorile temperaturii, precipita țiilor, umezelii, în reparti ția
principalelor forma țiunii vegetale și asociații de animale, distribu irea tipurilor de sol,
specificul scurgerii râurilor etc. În reliefosferă situația apare evident în :
caracteristicile ac țiunii agen ților externi, regimul de m anifestare a proceselor
morfogenetice (au rol esenț ial, alterarea chimic ă în zona ecuatorial ă, vântul și
pluviodenudarea în de șerturi; fluvia ția în zonele temperate; înghe ț-dezghețul, nivația
etc. în zonele reci), în modalităț ile asocierii lor (alterarea cu eroziunea lateral ă și
pluviodenudarea în regiunile calde și umede; acț iunea vântului cu șiroirea,
dezagregarea în de șert; acțiunea râurilor, cu șiroirea, alunec ările de teren în regiunile
temperat oceanice; înghe ț-dezghețul, zăpada, vântul în zonele reci etc.) și în
individualizarea unor grupă ri de forme de relief și chiar de peisaje morfologice cu
distribuție latitudinal ă (ex. inselberguri cu pedimente și pediplene în savane, erguri și

28
hamade în de șert, nivele de eroziune, terase, glacisuri, lunci în zona temperat ă, soluri
poligonale, hidrolacoli ți, câmpuri de pietre etc. în z onele polare etc). Ca urmare, pe
fondul general impus de diferen țierea zonelor de c ăldură rezultă și zonele
morfoclimatice (caldă și umedă, caldă și uscată, caldă cu sezoane diferite de
umiditate; temperat ă umedă și temperată aridă; reci subpolare și polare.
¾ Legea interzonalit ății acționează tot în sens latitudinal, dar la contactul dintre
două zone de că ldură, fâșii unde se succed periodic caracteristici morfoclimatice
specifice acestora. Factorii care o impun sunt înclinarea axei terestre și mișcarea de
revoluție a Pământului care conduc la migrarea fâș iilor de convergen ță și divergen ță a
maselor de aer, pendularea Ecuatorului termic și de aici o modificare periodic ă a
condițiilor în care se realizeaz ă dinamica și evoluția actuală a reliefului. Pe Glob s-au
individualizat șase zone de acest tip (dou ă subecuatoriale, dou ă subtropicale și două
subpolare) desf ășurate relativ simetric în raport cu Ecuatorul; în cadrul lor sunt cele
mai multe asocieri de agen ți și procese morfologice.
¾ Legea etaj ării este condi ționată de existen ța unor sisteme de mun ți înalți, pe
mai multe mii de metri. În acest fel sectoare din cadrul lor se vor situa la altitudini
diferite în troposferă și vor primi cantit ăți deosebite de energie solar ă reflectată de
scăderea valorilor de temperatur ă pe vertical ă (cca. 60 la 1000 m). În acela și sens se
constată o creștere până la o anumită înălțime a cantit ății de precipita ții și a umidității
apoi diminuarea lor, modific ări în regimul vânturilor și diverselor fenomene
meteorologice. Toate acestea se r ăsfrâng în asocierea și intensitatea producerii
proceselor de modelare. Dac ă la baza munț ilor agen ții și procesele sunt comune cu
cele din zona morfoclimatic ă în care se afl ă aceștia de la o anumit ă altitudine ele se
vor modifica, vor fi alte grup ări, situație care permite deosebirea de fâșii cu
desfășurare pe vertical ă care vor avea fiecare un anumit specific morfologic (etaje
morfoclimatice). Acestea nu au o dezvoltare spa țială mare dar sunt bine
individualizate și ușor de delimitat. Unii factori locali (expozi ția versanților, mărimea
pantelor, fragmentarea etc.) pot coborî sau ri dica limita lor, dezvoltând asimetrii, iar
printr-o evolu ție îndelungat ă a relațiilor în sectoarele de co ntact, se poate ajunge la
impunerea unor fâșii tranzitorii (subetaje) cu procese și forme de relief distincte.
Spre deosebire de zonele morfodinamice tranzitorii a c ăror individualizarea a
fost determinat ă de alternan ța sezonier ă a condițiilor ce genereaz ă relieful, la subetaje
modifică rile se dobândesc treptat prin afirmarea rela țiilor din arealele de contact
dintre etaje.
9.2. Legile specifice reliefosferei . Ele acționează la nivelul acestui înveli ș sau
pentru anumite sectoare ale acestuia.
¾ Legea expansiunii și restrângerii fundului bazinelor oceanice care are un
caracter general reflect ă raportul dintre ponderea proceselor dinamice din rifturi și
ariilor de subduc ție în funcț ie de care evolueaz ă plăcile, bazinele oceanice și masele
continentele, se dezvoltă reliefuri submarine etc.
¾ Legea profilului de echilibru constituie o form ă de exprimare la nivelul
reliefosferei a legii generale a echilibrelor și dezechilibrelor. Interferen ța acțiunilor
agenților interni și externi conduce c ătre o tendin ță generală de nivelare a reliefului
exprimată de profile morfodinamice cu un anumit specific impus de condi țiile în care
s-a înfăptuit modelarea printr-o evolu ție de durată . Forma ideală a profilului este o
linie larg concav ă. În natur ă însă intervin foarte mul ți factori locali, regionali care
diversific ă această situație.
Între aceștia importan ți sunt:
– roca (panta va fi mai redus ă la cele care opun o rezisten ță mică);

29
– agentul (râul va crea un profil generalizat larg concav pe când un ghe țar un
profil în trepte);
– climatul (creează profile diferite ca înf ățișare în principalele zone
morfoclimatice care reflect ă specificul îmbin ării proceselor prin care ac ționează
agenții; ex. râurile au profil în trepte în zona ecuatorial ă, pragurile de natur ă tectonică
fiind conservante, apoi cu concavitatea în sect orul superior în regiun ile semiaride, larg
concave în cele temperate, concave dar cu panta mare în cele reci , subpolare).(fig. 10)
Se disting două situații de evolu ție către un stadiu final de echilibru – prima în
lungul traiectului acț iunii agentului (râu, gheț ar) și a doua pe suprafa ța de manifestare
a proceselor impuse de un agent sau grupare de agen ți (pe versan ți, pe platforma
litorală etc.). Indiferent de situa ție atingerea echilibrului nu reprezint ă decât o stare
finală relativ ă. Pot interveni diver și factori (ridicarea neotectonic ă a regiunii,
coborârea punctului de v ărsare, modificarea climatului etc.) care rup echilibrul
impunând începerea unei modelă ri noi ce va tinde c ătre un alt profil de echilibru. Ca
urmare, în timp îndelungat evolu ția reliefului unei regiuni poate consemna forme care
indică un anumit num ăr de faze în care s-a ajuns mai mult sau mai pu țin la stadii de
echilibru. (ex. în lungul unei v ăi nivelele de eroziune și terasele). În unele situa ții care
presupun o evoluț ie de durată pe fondul general al unei stabilit ăți a factorilor care pot
provoca dezechilibr ări majore se poate ajunge la o nivelare pe ansamblu a reliefului
pe teritorii întinse. Rezult ă suprafețe cvasiorizontale care reteaz ă structuri și roci
diferite și care au caracteristicile unor câmpii de eroziune (peneplene, pediplene).
¾ Legea nivelului de bază exprimă dependenț a modului (regimului) de realizare
a modelă rii unui versant sau a profilului longitudinal al unui râu în funcț ie de pozi ția
bazei (punctului) de la care aceasta începe s ă se manifeste.
Pentru râuri se admite un nivel de bază general (nivelul zero al m ărilor și
oceanelor sub care ac țiunea de eroziune a agentului nu se mai produce), nivele de
bază regionale (vatra unei depresiuni, un lac prezent în cursul s ău, punctele de
confluență etc.) și nivel de baz ă locale , (pragurile structurale sau petrografice etc.).
(fig. 9).
În cazul ghe țarilor, el coincide cu limita z ăpezilor ve șnice, pentru apa m ării în
regiunile de țărm adâncimea de pe platform ă de la care se constat ă acțiunea valurilor,
curenților.
Pentru evolu ția versanților important ă este atât poziț ia bazei acestora ca nivel
general, dar și orice ruptur ă de pantă din lungul lor impus ă de prezen ța unor strate de
rocă mai dură sau realizată prin declan șarea unor alunec ări, prăbușiri în mas ă etc.
Fiecare dintre acestea reprezint ă punctul în raport de care mai sus se va produce un
anumit ritm de modelare. Dar, nu trebuie omis faptul c ă poziția lor este relativ ă,
întrucât în timp îndelungat ea se modific ă ceea ce va conduce la schimb ări în
dinamica proceselor. (ex. în lungul râul ui un prag se retrage spre amonte l ăsând în
aval o albie relativ echilibrat ă; pe un versant se ajunge la o atenuare a pantei generale
etc.).
¾ Legea eroziunii diferen țiale. Relieful este alc ătuit din roci variate care sunt
cuprinse în structuri geologi ce diferite. Ca urmare, agen ții exogeni întâmpin ă
rezistențe deosebite pe parcursul model ării suprafe țelor ce-l compun. De aici, rezult ă
faptul că acțiunea lor va fi diferit ă de la un sector la altul al versan ților sau albia
râurilor, procesele având intensitate variabil ă (mai rapid ă în sectoarele cu roci friabile
și slabă pe cele dure, rezistente). Rezultatele se vor concretiza în diversificarea
pantelor ce compun versan ții, interfluviile, v ăile (fig. 11) și de aici imprimarea unor
fizionomii aparte care în multe situa ții devin specifice unei categorii de roci (formele

30
carstice pe calcar, crovurile pe loess, c ăpățânile de zah ăr pe granite etc.) sau structuri
geologice (v ăi simetrice, platouri pe structura tabular ă etc.).
¾ Legea ciclului de evoluț ie – pleacă d e l a i d e e a c ă evoluția reliefului unei
regiuni se face de la o form ă primară la una de echilibru. W.M. Davis a definit prima
dată ciclul eroziunii , separând etape de evolu ție (tinerețe, maturitate, b ătrânețe) aplicat
la transformarea unui sist em montan, într-o câmpie de eroziune (peneplen ă). Ulterior
l-a extins la sistemele carstice, glaciare, deș ertice etc. (fig. 11)
În diferite variante legea poate fi urm ărită la evoluția oricărei forme de relief (o
terasă aluvială rezultă prin două etape de modelare (realizarea unei lunci și adâncirea
râului în aceast ă luncă), iar terasa aluvionar ă implică trei etape (adâncirea râului,
dezvoltarea unei pânze de aluviuni și o nouă adâncire). Într-un câmp cu loessuri
groase evolutiv se pot separa trei stadi i: se trece prin câmp cu crovuri, câmp cu
găvane și câmp cu depresiuni întinse (padine).
În natur ă, cu cât se trece de la forme de relief simple la forme complexe,
desfășurate pe spa ții largi și care au cunoscut o evolu ție de durată , situațiile devin
mult mai complicate. În lungul unei v ăi importante (Prahova, Teleajen, Buz ău etc.)
pot fi identificate forme de relief realizate în mai multe cicluri de evolu ție (ex. nivele
de eroziune, terase, lunc ă etc.).
Trebuie re ținut însă faptul că un ciclu nu este identic cu altul, fiec ăreia fiindu-i
specifice – un anumit mod de manifestar e a proceselor în raport de diver și factori
locali (roc ă, structur ă etc.), regionali (condi ții climatice), o anumit ă durată de
stabilitate relativ ă a factorilor morfogenetici (neotectonici, climatici etc.) care pot
întrerupe desf ășurarea normal ă a proceselor de modelare etc.
Verificări:
• Menționaț i trei regiuni seisemice pe Glob și una în România.
• Care sunt principalele înveli șuri din structura intern ă a Pământului rezultate
din acț iunea conjugat ă a gravitației și a mișcării de rota ție?
• Extrageți din dic ționarele geografice defini țiile agenților externi și dați
exemple.
• Pentru fiecare lege preciza ți – defini ția, factorii favorizan ți, mod de
manifestare și dați exemple.

31

PARTEA II

GEOMORFOLOGIA GENETIC Ă

GEOMORFOLOGIE TEC TONO STRUCTURAL Ă GLOBALĂ

Probleme:
Pământul – raportare în timp și spațiu.
Reliefosfera, limite și componente principale.

1. Pământul – raportare în timp și spațiu.
Planeta luat ă ca o unitate distinct ă are o anumit ă formă și dimensiuni. Totodat ă
ca rezultat al evolu ției și-a dobândit din structurarea materiei mai multe înveliș uri
(solide, lichide, gazoase etc.) care au o anumit ă desfășurare și care definesc locul pe
care-l are Terra în sistemul solar. Ele sunt studiate de diverse științe între care și
Geografia al că rui obiect de studiu este medi ul geografic global sau înveli șul
geografic. La rândul lui mediul ge ografic global este format din șase subînveli șuri
aflate în strâns ă interdependen ță, baza lui fiind relieful tere stru. Deci, dintr-un început
ies în eviden ță două laturi principale – planeta ca form ă distinctă în Sistemul solar și
relieful ce se constituie într-un subînveliș solid. În unele lucr ări (tratate, cursuri
universitare) de Geomorfologie general ă ele sunt abordate într-o sec țiune distinct ă
numită Geomorfologie planetar ă ce cuprinde date astronomi ce, geologice, geofizice.
În acest sens forma general ă a Pământului este un rezultat al unei evolu ții de 4,5
milioane de ani la fel ca și a celorlalte planet e din Sistemul solar. Ea este definit ă de
măsurătorile la nivelul modelu lui de tip elipsoid, adic ă o sferă ușor turtită care a
rezultat prin ac țiunea factorilor cosmici și tereștri.
Factorii cosmici au avut o pondere însemnat ă în prima jum ătate a evolu ției
Pământului și se refer ă la concentrarea datorit ă mai ales gravita ției a unei p ărți din
materia cosmic ă din spațiul Sistemului solar și realizarea protoplanetei, și apoi la
bombardamentul cu asteroizi și meteoriți care au determinat pe de-o parte acumul ări
însemnate de materie, iar pe de alt ă parte au impus temperaturi ce au asigurat
transformarea materiei solide într-o topitur ă generalizat ă. În această fază a evoluției,
care s-a realizat în primele trei miliarde de ani, s-au înf ăptuit trei caracteristici majore
– forma Pământului , o sferă turtită datorită mișcării de rota ție, structurarea materiei
prin concentrarea treptat ă a elementelor grele în nucleu și a celor u șoare spre exterior
însoțită de detașarea geosferelor interne (nucleu, manta, scoar ță) separate de zone de
discontinuitate (Guttemberg-Wieckert și Mohorovič ič) iar în final dezvoltarea
curenților de conven ție în partea superioar ă a mantalei (astenosfer ă) care vor contribui
esențial la realizarea reliefului major terestru.
Factorii endogeni se afirmă în cea de a doua parte a evolu ției (1,5 miliarde de
ani) când se trece de la o scoar ță subț ire și labilă la una din ce în ce mai groas ă care la
exterior va c ăpăta o configura ție din ce în ce mai complex ă. Ea va constitui la început
un relief primar cu largi depresiuni tectonice și sisteme de munț i născuți atât prin
orogeneză cât mai ales și prin acumularea materiei ba zaltice în lungul fracturilor care
străbăteau scoarț a (unele aveau caracter de rift). Multiplicarea treptat ă a sistemelor de

32
celule de convec ție în astenosfer ă a impus dezvoltarea marilor rifturi planetare și legat
de acestea apari ția și extinderea treptat ă a bazinelor oceanice actuale. Mun ții vechi au
fost eroda ți complet rezultând suprafe țe joase extinse rigide care vor constitui nucleele
actualelor continente. La marginile acestora se vor dezvolta depresiuni de tip orogen
în care sedimentele acumulate vor fi metamorfozate, cutate și apoi înălțate sub efectul
presiunilor rezultate din mi șcarea plăcilor creându-se astfel marile sisteme planetare
de munți cu dezvoltare latitudinal ă sau logitudinal ă. Realizarea acestora în diferite
faze a fost înso țită de o acț iune de denudare a lor cu dur ate deosebite ceea ce a condus
la o variație însemnat ă în caracteristicile reliefului.
Ca urmare, a acestui specific evolutiv s-au produs mai multe modificări
notabile în configuraț ia primară a formei P ământului. Cea mai însemnat ă este
trecerea de la forma de ansamblu a P ământului, de sferă turtită, la una mult mai
complexă în care fa ță de un nivel general de referin ță (nivelul ''0'' al m ărilor și
oceanelor) există întinse suprafeț e continentale cu câmpii, podi șuri, dealuri și munți
ce urcă până la 8848 m (Vf. Ciomulungma) dar și bazine (depresiuni) cu adâncimi de
până la 11 022 m (Groapa Marianelor) ocupate de ap ă. Deci, o configuraț ie
exterioară a scoarței cu o mare complexitate, alc ătuită din suprafe țe cu înfățișare și
dimensiuni variabile care definesc forme de relief diferite ca m ărime, geneză , evoluție
și vârstă. Această suprafață neregulat ă defineș te pe ansamblu aspectul exterior al
reliefului P ământului constituind ''fa ța'' reliefosferei.
Și celelalte planete din sistemul solar au trecut prin etape de evolu ție
asemănătoare (îndeosebi în primele 3 miliarde de ani), dar la fiecare s-au impus
anumite particularit ăți determinate de gradul de concentrare a materiei și de distan ța
față de Soare. Pe ansamblu și la acestea, la prima vedere, iese în eviden ță forma de
sferă turtită, iar în am ănunt o suprafa ță solidă cu o configuraț ie cu multe denivel ări
(sisteme de mun ți și bazine depresionare). Spre deosebire de Terra unde prin
dezvoltarea hidrosferei, vie țuitoarelor și a societăț ii umane modelarea reliefului creat
de agenții interni a fost urmat ă și mult diversificat ă de agenții externi care au creat o
multitudine de forme cu dimensiuni variabile, pe celelalte planete situa țiile sunt mult
deosebite. Aici se p ăstrează și încă se dezvolt ă forme de relief cu dimensiuni variabile
rezultate în urma impactului scoar ței cu diferite corpuri cosmice (meteori ți, asteroizi,
comete) care sunt atrase de planete. Pe de alt ă parte îngro șarea scoar ței a determinat
limitarea treptat ă a influen ței factorilor tectonici (int erni) care nu mai impun (ca pe
Terra) sisteme de mun ți de cutare sau vulcanici. Dintre factorii extern i ce pot genera
forme de relief importan ță au furtunile generate de circula ția maselor de aer, masele
de gheață (din apă și mai ales carbonic ă) care sezonier pot suferi varia ții ca mărime
etc. Deci, spre deosebire de celelalte planete subînveli șul terestru care cuprinde toate
formele de relief, la origine a fost similar celui întâlnit la toat e planetele, dar prin
evoluția din ultimul miliard de ani prin diversificarea condi țiilor genetice s-a distan țat
net ca structur ă și alcătuire. La Terra marile forme și denivelări sunt rezultatul ac țiunii
factorilor tectonici, iar morfologia regional ă și locală este determinat ă de agen ți
externi. La celelalte planete precump ănesc indiferent de m ărime formele impuse de
impactul corpurilor mici din Sistemul solar cu suprafa ța exterioar ă a scoarței lor.

2. Reliefosfera – component al sistemului geografic
2.1. Definire ș i caracteristici . Reprezint ă un înveli ș continuu, bază a mediului
geografic global (Înveli șul natural geografic) și care însumează tot ansamblul
formelor de relief ale Terrei în strânsa lor unitate genetic ă, evolutiv ă, funcț ională, de
poziție spaț ială și temporal ă. Pentru aceast ă geosferă, în literatur ă se mai folosesc

33
termenii de '' morfosferă'', ''geomorfosfer ă'', ''sfera reliefului'' etc. Are câteva
caracteristici generale:
– reprezint ă baza exosferelor terestre (atmosfer ă, hidrosfer ă, biosfer ă,
pedosferă, sociosfer ă) și ''plafonul'' scoar ței Pământului;
– se interfereaz ă cu acestea pe anumite grosimi, spa ții în care se realizeaz ă
importante schimburi de substan ță și energie și unde rezult ă procese care genereaz ă
forme de relief de ordine diferite; – energiile telurice concentrate în diferite sectoare din scoar ță, astenosfer ă și
mai din adânc determin ă procese puternice în scoar ță (mai ales la partea superioar ă)
care produc transform ări în natura și structura rocilor, cut ări și deformări ale stratelor,
fragmentarea scoar ței în blocuri, cu dimensiuni variabile, în ălțări și coborâri cu
amplitudini diferite ale blocur ilor etc. Toate acestea modific ă în timpi geologici,
înfățișarea reliefului creând în timp î ndelungat (sute de milioane de ani)
macroreliefuri tectonice, iar în timp ceva mai scurt (mii de ani) microreliefuri specifice; – în spa țiul de la partea superioar ă a reliefului în care se realizeaz ă interferen ța
cu aerul, apa, vie țuitoarele etc. procesele care se pr oduc sunt mult mai variate de unde
și multitudinea formelor de relief rezultate. Dar acestea au dimensiuni mici încât pot fi
considerate detalii pe macrof ormele generate de tectonic ă; însemnat ă însă este
acțiunea generalizat ă a acestora reflectat ă în nivelarea pe ansamblu a marilor sisteme
muntoase și umplerea depresiunilor create de tectonic ă. Deci, relieful P ământului nu
se rezumă doar la suprafa ța exterioară, (cu multe denivel ări) a scoar ței, ci este un
înveliș distinct diferen țiat în procesul evolu ției planetei, cu grosimi diferite, care
înregistreaz ă o dinamic ă activă, continu ă dar variabil ă ca intensitate atât în spa țiu
cât și în timp (fig. 3). Aceast ă concluzie impune precizarea limitelor sale.
• Limita exterioar ă corespunde cu suprafa ța superioară a scoarței (suprafa ța
mediului solid); ea creeaz ă conturul relieful ui, partea vizibil ă care este supusă celor
mai intense ac țiuni de transformare de c ătre agenții morfogenetici externi (tendin ță
generală de nivelare) și interni (creeaz ă denivelări) de unde caracterul dinamic al ei.
Greșit, unii geomorfologi și geografi reduc relieful la nivelul acestei suprafe țe. Orice
formă de relief și relieful pe ansamblu se exprim ă prin volume , situație care conduce
spre stabilirea și a unei limite în interiorul scoar ței.
• Limita inferioar ă este diferit tratat ă în lucrările de specialitate, în unele este
plasată la baza scoar ței absolutizându-se rolul procesel or telurice care au loc la
contactul cu astenosfera iar în altele este indicat ă la adâncimi de câteva sute de metri
în scoarță avându-se în vedere spaț iul de interferen ță cu agenții externi.
Realitatea este îns ă diferită de la o regiune la alta. Singurul argument care
trebuie avut în vedere îl reprezint ă poziția în adâncul scoarț ei a centrelor generatoare
de relief. Se disting mai întâi două sectoare (rifturile și zonele de subduc ție) a căror
bază se află la adâncime mare, la contactul astenosferei cu scoar ța sau în imediata
vecinătate; aici se concentreaz ă energie teluric ă ce stimuleaz ă deplasarea pl ăcilor
tectonice facilitând extinde rea bazinelor oceanice sau îngustarea depresiunilor
tectonice de tip orogen înso țită de cutări și ridicarea unor sisteme de mun ți; de
asemenea prin acumularea și consolidarea materiei topite la exteriorul rifturilor
rezultă dorsale de mun ți, platouri și fose; în lungul zonelor de subduc ție ieșirea
materiei topite conduce la d ezvoltarea de aparat e vulcanice submerse, dar care uneori
formează insule vulcanice.
Între aceste pozi ții extreme (rifturi și zone de subduc ție) se desf ășoară plăcile
tectonice cu alc ătuire extrem de variabil ă. Sunt plăci formate dominant din materie
bazaltică (ex. placa bazaltic ă) și opus lor cele în care aceasta aflat ă la interior este

34
egală sau subordonat ă celei granitice și sedimentare (ex. pl ăcile african ă, american ă,
euroasiatică etc.). Mai mult la cele din urm ă, în spațiul continental, al ături de nuclee
cristaline și granitice (scuturi) foarte vechi (precambriene) se asociaz ă formațiuni
sedimentare care apar fie în masi ve muntoase create de faze apar ținând orogenezelor
din neozoic fie ca petece de acope rire a scuturilor (fosilizeaz ă paleoreliefuri). Apar
astfel, în contextul precizării locurilor de unde factorul tectonic influen țează crearea
de relief, o multitudine de situa ții în care extremele sunt:
– regiunile cu orogen înc ă activ la care impulsul tectonic este dat din
adâncul scoar ței;
– regiunile cu nuclee cristaline ve chi rigide acoperite sau nu de
formațiuni sedimentare noi și unde se resimt influen țe tectonice din regiunile active
provocând ridică ri sau coborâri lente. Deci, între rifturi și zonele de subduc ție baza
reliefosferei este reprezentat ă de o suprafață neregulat ă cu sectoare în care se află
mai coborât ă și sectoare în care este aproape de suprafa ța scoarței. Ca urmare,
grosimea reliefosferei variaz ă de la o regiune la alta, fiind de câ țiva zeci de kilometri
în dreptul rifturilor și zonelor de subduc ție, la câțiva kilometri în ariile de orogen
activ și mai multe sute de metri în regiunile de platform ă.
În acest spa țiu, încadrat de cele două limite, materia este dominant în stare
solidă, excepție făcând vetrele magmatice și fracturile prin care topitura ascede la
suprafața scoarței. Asupra acestui spa țiu se exercit ă acțiunile for țelor telurice și a
celor externe. Ele se interfereaz ă diferit de unde și rezultanta concretizat ă în forme de
relief cu anumite dimensiuni și configura ții. În bazinele oceanice for țele endogene
precumpănesc, apa p ătrunzând în scoar ță pe adâncimi foarte mici ș i ca urmare, rolul ei
în dezvoltarea unor procese este redu s. În zonele continentale situa țiile sunt mult mai
complexe. Pân ă la o adâncime de mai mul ți metri (diferit de la o zon ă climatică la
alta) se simt varia țiile de umiditate, temperatur ă, se înregistreaz ă procese de
alunecare, toren țialitate etc. La adâncimi mai mari p ătrund și circulă apele subterane
facilitând îndeosebi în regi unile cu roci carstificab ile crearea prin dizolvare și
precipitare a unor forme carstice.
Toate acestea impun, indiferent de rolu l factorului tectonic, delimitarea la
exteriorul reliefosferei a unei fâ șii în care rolul agen ților externi este dominant, ei
impunând o morfologie extrem de variat ă. Sub aceasta urmeaz ă masa principală a
reliefosferei în care tectonica de și acționează lent are în timp geologic efecte
importante, creând structuri specif ice. Limita dintre cele dou ă părți ale reliefosferei nu
este fixă întrucât pe m ăsura erodă rii reliefurilor pozitive pozi ția coboar ă după cum
prin umplerea bazinelor depresionare (în timp geologic) ea se va ridica lent.
2.2. Alcătuirea morfologic ă a reliefosferei . Îndelungata evolu ție a
Pământului a condus la individualizarea în reliefosfer ă a unui complex de forme de
relief cu dimensiuni, genez ă, evoluț ie distincte care se g ăsesc pe de o parte în
dependen ță de cele dou ă categorii de factori generato ri, iar pe de alta de legă turile
dintre ele care au caracter regi onal sau local. Acestea le asigur ă o anumit ă poziție
ierarhică în reliefosferă atât sub raport spa țial cât și temporal. Cele mai mari forme de
relief terestru sunt continentele și bazinele oceani ce (fig.12), iar în cadrul lor mai
multe trepte majore. Comun le este geneza impus ă de agen ții interni (îndeosebi
circulația materiei topite ce determin ă dinamica pl ăcilor și mișcările orogenetice
dependente de acestea), desf ășurarea pe suprafeț e foarte mari, o structur ă specifică
impusă de tectonic ă. De aici și numele grup ării acestora în reliefuri tectono-
structurale și chiar diferen țierea unei ramuri ș tiințifice.
Geomorfologie tectono-structural ă care le analizeaz ă, ierarhizeaz ă și
stablilește, ipotetic, concep ții privitoare la geneza și evoluția lor.

35
2.2.1. Forme de relief tectono-st ructural de ordinul I.
¾ Continentele sunt cele mai mari forme de re lief pozitiv care sunt înconjurate
total (Australia, Americile, Africa) sau predominant (Europa, Asia) de apele m ărilor și
oceanelor. Reprezintă (inclusiv insulele care le apar țin) 29% din suprafa ța Globului,
fiind mai larg reprezentate în emisfera nordic ă. Sunt alc ătuite pe vertical ă din toate
păturile scoar ței terestre (bazaltic ă, granitic ă, sedimentară ) dar diferit ca volum ș i
masă de la un continent la altul. În suprafa ță se pot separa mai întâi regiuni rigide
(scuturi, blocuri, platforme) care formeaz ă nucleele continentelor. Acestea sunt cele
mai vechi por țiuni (precambriene) și fiind alc ătuite din roci cristaline, magmatice și
mai rar sedimentare. De la ele spre exterior sunt alte regiuni cu structuri mai noi
(paleozoice, mezozoice, neozoice) unele par țial rigidizate altele reprezentând unit ăți
de orogen înc ă activ. (fig. 16)
Varietatea structural ă se reflectă într-o diversitate de forme de relief de rang
inferior. Prima grupare, rezultat ă în bună măsură a acțiunii proceselor tectonice este
alcătuită din munți, dealuri, podi șuri, câmpii.
¾ Bazinele oceanice și maritime reprezint ă 71% din suprafa ța Pământului.
Constituie cele mai întinse forme de relief negativ, care sunt umplute de ap ă;
dominant în alc ătuire exist ă scoarța oceanic ă bazaltică și doar pe margini, la contactul
cu continentele (de la 0 m spre -3000 m) apare scoar ța granitic ă; rocile sedimentare
deși sunt prezente indiferent de adâncime sunt discontinui și au grosime redus ă. Deși
au vechime de sute de milioane de ani, ele reprezint ă în întregime regiuni labile ale
scoarței în care formele de relief de ordi n inferior create dominant de manifest ări
generale sau locale ale pr oceselor tectonice sunt li mitate ca tipuri. (fig.12)
¾ Geneza continentelor și bazinelor oceanice. Până la începutul sec.XX s-au
emis teorii prin care s-a încercat explicarea formei și poziției continentelor actuale ca
rezultat al ac țiunii factorilor interni dar și a unora de ordin planetar (mi șcarea de
rotație mai rapid ă a Pământului la începutul evolu ției planetei, desp rinderea Lunei din
spațiul actual al Oceanului Planetar, mi șcările izostatice etc.). Mai conving ătoare prin
argumente și tratarea generalizată la nivelul întregului Gl ob a fost teoria lui A.
Wegener. Ea pleca de la continentul unic (Pangaea) care s-a frag mentat în mai multe
blocuri dup ă desprinderea unei mase terestre ce-a dat Luna. În locul lui s-a format
Pacificul. Blocurile s-au de plasat treptat sub impulsul mi șcării de rota ție terestre spre
pozițiile actuale. Se invo cau – posibilitatea îmbuc ării continentelor (vezi Africa de
vest între Americi), elementele comune de faun ă (pe continentele sudice) și unele
depozite glaciare paleozoice prezente pe continentele sudice etc.
În prezent la baza explica țiilor stă teoria plăcilor tectonice care se sprijin ă și pe
unele elemente identificate par țial de tectonicienii secolului XIX, dar mai ales pe
progresele din ultimele decenii din sec. XX în cunoa șterea scoar ței.
¾ Evoluția oceanelor și continentelor P ământului .
Datele geologice existente permit în baza tectonicei globale relevarea
câtorva idei generale privind geneza și evoluția celor dou ă categorii mari de forme de
relief. Situa țiile sunt mai elocvente pentru mezozoic și neozoic și ipotetice pentru
erele anterioare. O evolu ție prin prisma acestei teorii nu poate fi conceput ă decât din a doua
parte a precambrianului din momentul în care s-a realizat o scoarță solidă cu
denivelări, iar temperaturile mai joase la nivelul ei permiteau reț inerea apei din
precipitații în depresiuni; în interiorul P ământului prin structurarea materiei în
nucleu și învelișuri s-a ajuns la diferen țierea astenosferei în care curenții de convec ție
s-au divizat în mai multe circuite regionale cu ramuri ascendente și descendente.
Scoarța fiind sub țire, era u șor de fragmentat și ca urmare blocurile rezultate erau

36
numeroase. Pe de alt ă parte lipsa vegeta ției favoriza o mult mai rapid ă erodare de
către agenții externi a mun ților care rezultau din coliziunea blocurilor, erup ții
vulcanice, iar materialele umpleau depresiunile limitrofe. Astfel, până la finele
precambrianului, deplasarea blocurilor și comprimarea sedimentelor din
depresiunile dintre ele s-a si tuat pe primul plan al evolu ției, blocurilor continentale
întregindu-se treptat în urma a numeroase orogeneze. Dar, erodarea reliefului
blocurilor paralel cu migrarea ariilor cu intens ă mobilitate tectonic ă spre alte
depresiuni tectonice, a facilitat transformarea lo r în zone rigide (scuturi continentale).
Începând cu paleozoicul (fig. 13) scoar ța a devenit tot mai groas ă pe măsura
solidificării bazei sale, la scar ă globală , se menț ine evoluția prin dinamica pl ăcilor, dar
ariile de orogen cap ătă caracter regional fiind dependente de mi șcarea, ciocnirea
plăcilor. Mișcările orogenetice din paleozoic (mai ales cele hercinice) vor realiza
sisteme de mun ți care vor lega majoritatea blocurilor într-un continent extins
(Pangaea) înconjurat de Oceanul planetar (Panthalasa). Din mezozoic începe un proces
invers, fragmentarea continentului prin dezvoltarea unor mari sisteme de rifturi
(Pacific, Atlantic, Indian) și de deplasare a bloc urilor continentale rezultate pe mai
multe direc ții (Americile spre vest, Eurasia spre est, Africa c ătre nord, Australia
înspre SV, Antarctica la sud, India spre NE etc.). Începe un lung proces care va
determina realizarea bazinelor oceanice actuale prin evolu ția activă a rifturilor și
dezvoltarea spa țiilor continentale actuale. Extinderea acestora din urm ă se va face prin
realizarea sistemelor de mun ți prin comprim ări importante în ariile , vecine zonelor de
subducție (Cordilieri-Anzi) sau în depresiunile de orogen vechi interpuse blocurilor
(microplă cilor) care se apropiau (sistemul alpi no-carpato-himalayan), iar pe de alt ă
parte prin umplerea și exondarea unor depresiuni larg i cu fundament vechi, rigid
(Amazonia, Câmpia est european ă, Câmpia vest siberiană etc.).
Evolu ția va continua înc ă multe sute poate mii de milioane de ani prin
dinamica plă cilor dar pe m ăsura creș terii în grosime a scoar ței, aceasta va deveni mult
mai rigidă. Ca urmare, posibilit ățile fragment ării ei de c ătre curenții de convec ție vor
deveni tot mai mici, rifturile ajung s ă fie nonfunc ționale ceea ce va atrage dup ă sine
stingerea treptat ă a proceselor din ariile de subduc ție și depresiunile de tip orogen. Pe
măsura erodă rii marilor sisteme muntoase relieful continental va deveni tot mai
aplatisat iar unele bazine marine se vor umple cu sedimente. Vor continua ridic ările
sau coborârile continentale pe m ăsura încărcării sau desc ărcării lor cu materialele
erodate sau cu mase de ghea ță. Deci, în aceast ă etapă târzie de evolu ție tectonica
activă se va rezuma mai ales la mi șcări epirogenetice ce au la baz ă izostazia.
2.2.2.Forme de relief tectono- structurale de ordinul II.
– În spațiul continental sunt mun ții, podișurile, dealurile și câmpiile care se
înscriu într-un interval de în ălțime cuprins între 8848 m și 0 m, constituind trepte de
relief distincte nu numai ca pozi ție ci și ca genez ă, evoluție.
• Munții su n t f o rm e d e relief care d ep ășesc de regul ă 1000 m
înălțime, ceea ce reprezint ă cca 30% din suprafaț a uscatului; se adaug ă însă și masive
și culmi montane aflate la altitudini mai mici, ceea ce face ca spa țiul atribuit acestui
tip de relief s ă se apropie de 40%. Predominant mun ții sunt grupa ți în lanțuri care se
înscriu în foste depresiuni de orogen din lungul zonelor de subduc ție importante; ele
ating lungimi de mii de kilometri (C ordilierii 8000 km, Anzii 7000 km, Himalaya
2400 km, Carpa ții 1300 km, Alpii 1200 km etc.), au alc ătuire geologic ă variată , văi
adânci cu energie de peste 500 m, care separ ă creste ș i culmi cu versan ți cu pantă
mare. Au vechime diferit ă – cei mai vechi sunt din paleozoic fiind forma ți dominant
din roci cristaline și magmatice iar cei mai noi, din mezozoic și neozoic, au în ălțimile
cele mai mari și o alcătuire din roci sedimentare, eruptiv e, cristaline puternic cutate. O

37
categorie aparte o reprezint ă masivele muntoase , care sunt p ărți din mun ți vechi și
foarte vechi (paleozoic). Ace știa au fost nivela ți de către agenții externi pân ă la stadiul
de peneplen ă apoi au fost fragmenta ți tectonic în numeroase blocuri, unele fiind
ridicate chiar la peste 1000 m.
• Dealurile constituie un tip de relief destul de fragmentat în
suprafață, alcătuind un ansamblu de culmi rotunjite suportate de v ăi cu o energie care
se menține la 150-300 m; ca treapt ă hipsometrică se desfășoară între 300 ș i 1000 m;
au alcătuire geologic ă dominant din roci sedimentare și o structur ă variată (mai ales
ușor cutată, monoclinal ă).
• Câmpiile sunt forme de relief netede af late la altitudini de 0-300 m.
Sunt slab fragmentate fiind alc ătuite din câmpuri extinse și netede separate de v ăi cu o
energie de relief sub 100 m. Dominant au rezultat prin procese de acumulare. Sunt
însă și regiuni în care câmpiile marcheaz ă finalul unei nivelă ri de sute de milioane de
ani (câmpii de eroziune de tip peneplen ă sau pediplen ă).
• Podișurile reprezintă un tip de relief aparte. Le sunt caracteristice:
interfluviile plate care au o întindere mare și o fragmentare mai mic ă; o structur ă
geologică tabulară sau monoclinal ă de unde tr ăsături specifice în fizionomie; pozi ție
altimetric ă variată ( p o t f i î n s p a țiul câmpiilor, dealurilor și chiar a mun ților foarte
înalți) care le impune anumite caracteristic i ale componentelor fizico geografice
similare treptei de relief în care se desf ășoară (ex. – Dobrogea de Sud are
caracteristicile geografic e ale unei câmpii, Podi șul Sucevei a unei regiuni de dealuri,
Podișul Sucevei a unei regiuni de dealuri, Podi șul Tibet al unor mun ți la peste 5 000
m) .
Dealurile, podi șurile și câmpiile constituie cca 60-70% din suprafa ța uscatului.
– În spațiul bazinelor oceanice există trei trepte de relief cu dezvoltare relativ
concentric ă. Spre deosebire de cele de pe continente acestea au o alc ătuire și structură
geologică mult mai omogen ă dar și forme de relief de ra ng inferior reduse ca num ăr
(fig. 14).
• Platforma continental ă (șelf, prisp ă) se află la exteriorul bazinelor
oceanice la contactul cu continentele; prin alc ătuire și evoluție provin dominant din
spațiul continental jos care a fost acoperit prin transgresiune postglaciar ă de către
apele oceanice. Se întinde pân ă la adâncimi de -200, -300 m, are l ățimi variabile
(lipsește sau este foarte îngust ă în dreptul țărmurilor tectonice înalte) și este foarte
extinsă în regiunile unde apele au acoperit câmpii (nord-vestul M ării Negre), are o
pondere de cca 10 % din suprafa ța terestră .
• Taluzul (povârniș ul, abruptul) continental prin pozi ție (între -200
m și -3000 m), alcă tuire, pant ă generală, evoluț ie face trecerea de la domeniul
continental la cel oceanic propriu-zis; reprezint ă 23% din suprafa ța terestră având o
desfășurare continu ă dar cu caracteristici morfometrice deosebite.
• Regiunea abisal ă a oceanelor se întinde pe cca 37% din
suprafața terestră fiind în întregime rezultatul evolu ției tectonicii globale care se
reflectă și în morfologia de am ănunt. În cadrul ei se disting dou ă categorii de tipuri de
relief. Prima este reprezentat ă de platourile submarine (la -3000, -4000 m) și de
câmpiile abisale (la sub -4000 m). Ele sunt alc ătuite din suprafe țe întinse relativ
netede dominate de vulcani izola ți sau grupa ți în lungul fracturilor profunde. În cea de
a doua grup ă intră pe de o parte munții submarini (la unii, vârfurile sunt emerse) din
dorsalele dezvoltate de-o parte și de alta rifturilor sa u din lungul faliilor de
transformare, iar pe de alt ă parte sectoarele cele mai ad ânci realizate tectonic în
scoarța oceanic ă (fosele sau gropile abisale ).

38

Verificări:
• Ce sunt Geomorfologia planetar ă, Geomorfologia tectono-structural ă,
reliefosfera?
• Care este specificul form ării și evoluției continentelor și bazinelor oceanice
înainte de paleozoicul superior și ulterior?
• Folosind dicț ionarul de specialitate stabili ți tipurile de mun ți, dealuri, podi șuri,
câmpii dup ă diferite criterii.

39

GEOMORFOLOGIE SCULPTURAL Ă
(EROZIVO-ACUMULATIV Ă)

Probleme
Definiție și diviziuni.
Meteorizarea și acțiunea viețuitoarelor; rezultatele ac țiunii acestora.
Gravitația, procesele specifice și rezultatele producerii lor.
Pluviodenudarea, șiroirea și torențialitatea.
Relieful creat de apele curg ătoare.
Relieful creat de ghe țari.
Crionivația și rezultatele ac țiunii ei.
Relieful creat de apa m ării și lacurilor.
Relieful eolian.
Relieful antropic.

Geomorfologia sculptural ă constituie sec țiunea cea mai larg ă a
Geomorfologiei, ea implicând mai ales, studiul agen ților externi care ac ționând asupra
reliefului creat de factorii interni impun o diversitate de forme de relief noi ce compun
fizionomia de detaliu a regiunilor de uscat dar și pe o bun ă parte a platformelor
continentale. Studiul acestora solicit ă în fiecare situa ție, cunoaș terea agentului
generator (sursa energetic ă, mecanismul ac țiunii agentului urm ărit în timp și spațiu
prin regimul de manifestare al pro ceselor), caracteristicile morfografice și
morfometrice ale formei rezultate, diverse consecin țe asupra componentelor mediului
geografic și societății omenești. I se mai spune Geomorfologie erozivo-acumulativ ă
întrucât în marea majoritate a situa țiilor, formele de relief sunt rezultatul ac țiunii
agenților prin procese de eroziune și acumulare. Folosirea termenului de
Geomorfologie sculptural ă pare să reflecte la prima vedere faptul c ă pe uscat
preponderent exist ă forme de relief generate de eroziune (agentul smulge, sec ționează
și îndepărtează rocile din masa culmilor, versanț ilor, din albia râului etc. generând o
fizionomie nou ă), dar nu pot fi omise nici cele produse prin acumul ări (câmpuri de
nisip, platourile cu loess, delte, câmpii etc.). Cele dou ă denumiri nu se exclud ci se
completeaz ă, întrucât una implic ă raportarea la ac țiunile principale ale agentului pe
când cealalt ă la rezultat.
În cadrul geomorfologiei sculpturale cunoa șterea modului de ac țiune a
agenților, dar analiza formelor rezultate a condus la individualizarea de domenii
științifice distincte axate pe agentul cu ac țiune precump ănitoare (G. fluviatil ă, G.
glaciară, G. marin ă și litorală, G. eolian ă etc.) ; pe caracteristicile dinamicei reliefului
(G. dinamic ă), pe reconstituirea evolu ției reliefului (Paleogeomorfologie) , pe raportul
dintre acțiunea agen ților și spațiul umanizat (G. antropic ă) etc.

1. METEORIZAREA ȘI ACȚIUNEA VIE ȚUITOARELOR.
Rocile de la partea superioar ă a scoarț ei terestre intr ă în contact direct cu aerul,
apa din diferite tipuri de precipita ții, vieț uitoarele (de la bacterii la plante și animale
superioare) etc. Acestea exercit ă asupra lor ac țiuni multiple izolate și repetabile în
timp. Ca urmare rezultatele sunt m ărunte și nu sunt vizibile imediat ci la intervale
importante de timp. Totu și producerea lor are o însemn ătate deosebit ă întrucât ele nu

40
numai că realizeaz ă o primă dezmembrare a rocilor, dar faciliteaz ă atacul celorlalț i
agenți (apa curg ătoare, gravita ția, vântul etc.) care disloc ă produsele meteoriz ării și
acțiunilor biochimice, dar pe care totodat ă le folosesc în procesele dinamice ce le
generează. De aceea, aceste ac țiuni de început în atacul rocilor, ce par disparate,
individuale și minore ca importan ță se impun a fi cunoscut e preliminar studierii
mecanismului celorlal ți agenț i și procese morfogeneti ce. În unele lucr ări de
geomorfologie ele sunt denumite – procese elementare, procese minore sau procese
preliminare eroziunii.

1.1. Meteorizarea.
Meteorizarea reprezint ă a cțiunea complex ă exercitat ă de diver și agenți din
stratul de aer aflat în contact cu rocile din care este alc ătuit relieful. Ea nu conduce
decât la dezmembrarea mecanic ă, transformarea chimic ă a rocilor, realizarea în timp
a unor depozite și a câtorva forme de relief rezidual. Agen ții sunt temperatura,
umiditatea, apa din precipita ții care se infiltreaz ă în roci. Nu toate elementele care
caracterizeaz ă regimul acestora prezint ă importan ță pentru meteorizare. În general,
valorile medii nu sunt elocvent e, accentul se pune pe extreme și pe frecven ța și
intensitatea unor manifest ării specifice.
Spre exemplu în regimul temperaturi însemnate sunt: – amplitudinile termice
diurne cu valori mari , intervalele, în num ăr de zile când acestea au frecven ță ridicată ,
perioadele cu temperaturi numai pozitiv e (mai ales acelea în care se dep ășesc 250) sau
numai negative ( și temperatura maxim ă este tot sub 00), datele la care frecvent se
trece peste anumite praguri de temperatur ă. Toate acestea se vor reflecta în reac țiile
din interiorul rocilor și depozitelor de pantă contribuind la accelerarea diferen țiată a
diverselor procese (dezag regarea, alterarea chimic ă, dizolvarea etc.) dar și la
propagarea lor atât în suprafa ță cât și pe vertical ă (în adânc).
Umiditatea din stratul de aer afla t în contact cu roca sau din cr ăpăturile din
aceasta prezintă importan ță din cel puț in două motive:
– unul rela ția directă a vaporilor de ap ă cu unele elemente chimice din structura
rocilor înso țită de modificarea lor;
– posibilitatea transform ării lor prin contact cu suprafa ța mai rece sau în
condițiile scăderii temperaturii (îndeosebi noaptea) în pic ături de ap ă care vor ac ționa
asupra să rurilor transformându-se în solu ții.
Apa din ploi și topirea z ăpezii se infiltreaz ă prin porii și crăpăturile rocilor și ca
atare circul ă în adâncime, exercitând diverse ac țiuni (se încarc ă cu săruri devenind
soluții acide sau bazice, golurile se l ărgesc, alteori se ajunge la precipitare, cristalizare
etc.). Ac țiunea acestor factori se desf ășoară lent ceea ce împiedic ă sesizarea
proceselor ce au loc. Vizibile sunt mai ales rezultatele care apar ca depozite cu
grosimi diferite și sunt alc ătuite din elemente în general col țuroase cu dimensiuni
variabile.
Procesele de meteorizare . Sunt variate, ac ționează la nivelul leg ăturilor
chimice din structura mineralelor sau a spa țiilor goale ori de discontinuitate. Ca
urmare, unele au caracter fizic, mecanic, al tele chimic, se produc în timp îndelungat,
se asociaz ă dar unul se impune conducând la efecte; ac ționează numai când condi țiile
sunt realizate atât în timp cât și spațial.
Rezultatele sunt mai întâi – sl ăbirea, fragmentarea rocii atacate și apoi
transformarea acestora într-un depo zit cu anumite caracteristici.
1.1.1. Dezagregarea

41
Reprezint ă un proces fizic și constă în sfărâmarea p ărții superioare a rocilor
aflată în contact cu aerul. Rezult ă în timp fragmente col țuroase cu dimensiuni
variabile în func ție de propriet ățile rocilor, dar și de intensitatea manifest ării
procesului.
Condi țiile de producere sunt mai multe dar câteva sunt esen țiale și anume –
rocile să fie expuse direct ac țiunii termice ș i variațiilor de umiditate, s ă aibă o
compoziție mineralogic ă heterogen ă, să fie fisurate și cuprinse în strate sub țiri cu
alternanță deasă, climatul s ă fie favorabil varia țiilor cu amplitudini mari la intervale
de timp scurte (frecvent diurn întrucât cele realizate în perioade lungi, faciliteaz ă
dilatarea ca și contractarea lent ă a rocii expuse ce nu duce la sl ăbirea legăturilor dintre
componentele acesteia; în unele tratate se vorbe ște de „ adaptarea rocilor”).
Desf ășurarea procesului se realizează în forme variate, dar de și local una se
impune, ea se îmbin ă și cu celelalte.
– Dezagregarea prin insola ție este specific ă regiunilor cu climat arid unde
variațiile diurne de temperatur ă sunt mari (de șert și semideșert unde ziua sunt 40-
500, iar noaptea coboar ă până la 00, uneori fiind negative). Ele produc dilat ări și
contractă ri repetate și diferite ca m ărime la nivelul mineralelor ce alc ătuiesc rocile
(deci varia ții de volum). Ca urmare, în timp îndelungat are loc pe de-o parte sl ăbirea
până la ruperea leg ăturilor dintre acestea și apoi lărgirea fisurilor. Procesul este cu atât
mai intens cu cât rocile sunt mai heterogene ca alc ătuire, iar stratele ce alterneaz ă mai
variate. Procesul este activ la partea exterioar ă a rocii și slă bește către interior,
profunzimea ac țiunii fiind dependent ă de gradul de conductibilitate termic ă a rocilor
și de mărimea amplitudinii termice. Ca urmare, sunt roci unde ac țiunea este deosebit ă
(ex. granitul, conglomeratele) și roci în care ea este redus ă (gresiile în strate groase).
Rezultatul manifest ării sunt grohoti șuri cu dimensiuni variabile care îmbrac ă rocile și
care se constituie într- un ecran cu rol de protec ție al lor.
– Dezagregarea prin înghe ț-dezgheț este rezultatul producerii de varia ții
termice în jurul valorii de 0
0 în condiț iile în care rocile au fisuri, cr ăpături ce con țin
apă. Procesul este caracteristic îndeosebi în regiunile în care climatul este favorabil
acestor situa ții (ex. în regiunile subpolare, temperate, în etajele alpin și subalpin), dar
intensitatea difer ă în funcție nu atât de amplitudinea termic ă, cât de frecven ța
(repetabilitatea) producerii sale. Procesul const ă în dezvoltarea unor presiuni foarte
mari exercitate asupra pere ților crăpăturilor de c ătre apa din acestea care prin înghe ț
își mărește volumul cu 1/11 ori. Datorit ă lor crăpăturile se l ărgesc, cresc în adâncime
și se diversific ă. În cazul cr ăpăturilor mari și adânci umplute cu ap ă procesul este ceva
mai nuan țat. Aici la presiunea exercitat ă direct asupra pere ților de că tre gheață se
adaugă tensiunile pe care stratul de ghea ță care se formeaz ă începând din partea
superioară a crăpăturii le transmite asupra stratului din adânc, înc ă lichid. Ca urmare,
aici se realizeaz ă efectul de pan ă care mărește despică tura în profunzime (fig. 15).
Rezultatele producerii procesului sunt blocurile, bolovanii col țuroși care
îmbracă roca sau se rostogolesc la baza pantelor (grohoti șuri). Este procesul specific
regiunilor alpine, periglaciare sau pe orice versant abrupt cu roca la zi din zona
temperată în lunile care fac trecerea la iarn ă sau primăvară.
– Dezagregarea prin cristalizare – este legat ă de exercitarea presiunii
cristalelor ce se formeaz ă din soluțiile supraconcentrate din fisurile rocilor. Procesul
se produce mai ales în regiunile semide șertice, dar și la marginea oceanică a
deșerturilor. Apa din ploile rare, dar și din rouă sau ceață în timpul nop ții, pă trunde în
fisurile rocilor se încarc ă cu să ruri pe care le dizolv ă până la saturare. Ziua prin
încălzirea rocii solu țiile devin supraconcentrate creându-se condi ții pentru cristalizare,

42
proces care conduce la cre șteri de volum de unde tensiuni asupra pere ților fisurilor în
porțiunea bazal ă a acestora urmate de cre șterea lor în adâncime. Acest mod de
producere a dezagreg ării se combin ă cu celelalte și mai ales cu insola ția.
– Dezagregarea prin variaț ii de umiditate este întâlnit ă în regiunile unde pe de-
o parte sunt roci avide de ap ă, care își măresc repede volumul prin incorporarea
lichidului în jurul partic ulelor, iar pe de alt ă parte se produc frecvent alternan țe de
intervale cu umiditate crescut ă cu altele secetoase când rocile pierd rapid apa.
Fenomenul este frecvent în semide șerturile lutoase și pe terenurile alc ătuite din
strate de argil ă, marne sau depozite argiloase. În perioadele umede argila se îmbib ă,
iar prin cre șterea volumului stratele de la exterior gonfleaz ă; invers fenomenul se
produce în sezoanele secetoase câ nd prin pierderea apei din roc ă în urma evapor ării se
realizează reduceri de volum ce favorizeaz ă dezvoltarea de cr ăpături care se înscriu
într-o rețea poligonal ă. Rezultă ''coșcove'' – un fel de pl ăci, argiloase cu grosime sub 1
cm și lățimi de câțiva decimetri care pe m ăsură accentuării uscăciunii se fragmenteaz ă
și mai mult uneori transformându-se într-un praf grosier.
1.1.2. Alterarea chimic ă este un ac țiune complex ă pe care aerul, apa înc ărcată
sau nu cu diverse substan țe (frecvent îi impun caracter acid) o exercit ă asupra rocilor
producând transformarea profund ă a acestora (nu numai f ărâmiț area ci și modificarea
chimică a mineralelor ce-o compun). Rezult ă un depozit cu grosime diferit ă, cu
structură și alcătuire net deosebită de roca din care au provenit.
– Condițiile de producere au în vedere mai multe componente și anume – roca,
aerul, apa, temperatura și materia organic ă aflată în proces de descompunere.
Alterarea chimic ă este activ ă în rocile metamorfice și magmatice care sunt
neomogene și care con țin multe elemente chimice ce se combin ă ușor cu cele din aer
și apă. Din aer, sunt active O 2 și CO 2 care produc oxid ări și respectiv acid carbonic.
Apa disociaz ă în O și OH intrând în combina ții cu elementele din roc ă. Temperaturile
mai ridicate accelereaz ă procesul, iar cele mici îl sl ăbesc. Ca urmare, alterarea este
accelerată în regiunile calde și umede (ecuatorial ă, musonic ă etc.) și redusă în cele
reci (în climat subpolar, alpin etc.). Procesul es te stimulat de prezen ța în apă a
diferiț ilor acizi rezulta ți din descompunerea materiei orga nice (azotic, humic etc.). Un
loc aparte îl reprezint ă mărimea suprafe ței expuse. Astfel, exist ă diferențe între o
masă de rocă compactă și una cu acela și volum dar puternic fisurat ă, crăpată. În a
doua situa ție, suprafa ța pe care pot ac ționa gazele, apa, acizii etc. este mult mai mare
și ca urmare și efectele se vor amplifica.
Alterarea chimic ă se înfăptuiește prin mai multe procese care se îmbin ă și se
situează pe poziții diferite în timp.
– Oxidarea – este procesul prin care diverse elemente din minerale se combin ă
cu oxigenul din aer sau rezultat din disocierea apei. Se realizeaz ă mai ales în rocile la
care acest element lipse ște, dar exist ă și altele care se combin ă rapid cu acesta. Între
ele sunt fierul, manganul ce au o pondere însemnat ă în alcătuirea rocilor metamorfice
și magmatice, roci realizate la adâncime în scoar ță în medii neoxigenate. Mai sufer ă
oxidări sulfurile, diverse substan țe organice care se transform ă în acizi care ac ționează
direct asupra altor elemente din roci. Fiind legat de aer și apă, procesul se manifest ă în
scoarță până la adâncimi la care acestea p ătrund, dar frecven ța și intensitatea cele mai
mari se fac sim țite pe câ țiva metri de la suprafa ță. Unele din aceste reac ții sunt
identificate pe baza culorii precipitatelor (vi șiniu până la portocaliu pentru oxizii de
fier, negru pentru cei de mangan, verzui și albastru pentru diver și sulfați etc.). O bună
parte din aceste pr oduse sunt solubile și ușor de îndepă rtat de că tre apă. Ca urmare,
roca pierde treptat diverse elem ente chimice suferind transform ări însemnate.

43
– Carbonatarea – este unul din procesele cele mai frecvente întrucât apa și CO 2
(din aer, din descompunerea materiei organice, din respira ția viețuitoarelor) au o larg ă
răspândire. Din combinarea lor rezult ă o soluț ie acidă care atac ă diverse elemente din
rocile magmatice, me tamorfice, calcarul și dolomitul. Prin preluarea acestora rezult ă
bicarbonaț i sau carbona ți care sunt u șor de dislocat roca r ămănând fără elementele
preluate. În cazul calcarelor și dolomitelor pe de-o parte rezult ă goluri cu dimensiuni
variabile dezvoltate în lungul sistem ului de fisuri și diaclaze, iar pe de o alta
precipitarea calciului din soluț iile suprasaturate. Procesul este întâlnit indiferent de
climat numai c ă el se îmbin ă diferit cu alte proces e de alterare, în func ție de nuan ța
mai caldă (cu hidroliza)sau mai rece (dizolvarea).
– Hidratarea este un proces chimic impus de prezen ța apei pe roci ș i în spațiile
goale din cadrul acestora și constă în pătrunderea ei în rela țiile dintre particule sau
chiar în re țeaua molecular ă. Prin aceasta se realizeaz ă modifică ri de natur ă fizică
(volum, mas ă) sau de structură chimică, mineralogic ă (un mineral se transform ă în
altul). Opus acestui proces este deshid ratarea prin care apa este eliminat ă parțial și
treptat din compozi ția mineralelor sau a rocii înso țită de transform ări de natură fizică
sau chimic ă.
– Hidroliza este un proces chimic lent care este deosebit de eficace, în regiunile
calde și umede și pe rocile magmatice și metamorfice care con țin silice, feldspa ți etc.
Manifestarea lui se realizeaz ă în mai multe faze fiec ăreia fiindu-i specifice eliminarea
din roca ini țială a unor elemente și prin aceasta se produce modificarea treptată în
alcătuirea chimic ă a rocii. Astfel, mai întâi are loc separarea din roci a Na, Ca, K care
vor forma hidroxizi ce sunt îndep ărtați mai ales prin transformarea în carbona ți
solubili. Ulterior, se elimin ă și alte elemente între care siliciu, pentru ca în final, s ă
rămână o masă bogată în oxizi și hidroxizi de fier și aluminiu (bauxita, lateritul) care
se remarc ă prin colorit (portocaliu, vineț iu, roșu) și consisten ță.
Procesul de hidroliz ă se asociaz ă frecvent cu oxidarea, carbonatarea și
hidratarea.
– Dizolvarea – este un proces complex care se exercit ă asupra unei categorii de
roci care au o proprietate aparte – solubilitatea. Între acestea cu însemn ătate pentru
formele de relief care rezult ă sunt calcarul, sarea, gipsul, conglomeratele cu elemente
calcaroase etc. Agentul es te apa care se asociaz ă cu diferite gaze (CO 2), acizi rezulta ți
în special din descompunerea materiei organice. Manifestarea cea mai rapid ă se
constată la sare, gips, brecia s ării în care apa creeaz ă rapid ș ențulețe, alveole, lă rgesc
contactele cu alte roci etc. Situa țiile cele mai complexe se produc în masivele
calcaroase unde de și procesul este mai lent formele rezultate se p ăstrează timp
îndelungat. În aces t caz, apa înc ărcată cu CO 2 dă o soluție acidă slabă care dizolv ă și
preia Ca din calcar proces realizat pe m ăsura pă trunderii și străbaterii fisurilor și
diaclazelor din masivul calcaros. Spaț iile se lă rgesc, se unesc, rezultând în final, o
multitudine de goluri atât la exteriorul masivului, dar și în interiorul lui; solu ția de
bicarbonat de calciu supraconcentrat ă ajunsă , în golurile interne (pe șteri), va da
naștere prin precipitare la diverse forme pozitive (stalactite, stalagmite etc.).
Dizolvarea se îmbin ă cu celelalte procese fizice și chimice, dar diferit în
funcție de condi țiile climatice (este mai activ ă peste tot unde apa se încarc ă repede cu
CO 2 și diverși acizi, dar și în locurile unde apa poate circula prin masa rocii).
2.2. Acțiunea viețuitoarelor în geneza reliefului.
Viețuitoarele au o mare r ăspândire fiind prezente în toate mediile, iar în
cadrul scoar ței pă mântului de la suprafață și până la mai multe sute de metri cu o
concentrare mai mare în primii zeci de metri. Acestea extrag din aceast ă fâșie diverse
elemente minerale, apa și folosesc aerul pentru a tr ăi. Dar procesele bi otice conduc la

44
un lanț de alte procese fizice și chimice care produc sf ărâmarea rocii, modificarea
conținutului mineral al lor. Iat ă, câteva mai însemnate.
– Dezagregarea rocilor prin cre șterea în grosime și lungime a r ădăcinilor care
au pătruns în unele fisuri, cr ăpături; prin acest proces biologic (cre șterea) rezult ă
presiuni enorme asupra pere ților fisurii ș i de aici declan șarea unui proces mecanic
(împingerea lateral ă a lor înso țită de lărgirea și adâncirea cr ăpăturii).
– Săparea de galerii pentru ad ăpost nu numai în depozite dar și în rocile
friabile (gresii slab cimentat e, argile, marne etc.) de c ătre diverse animale, determin ă
realizarea, mai ales mecanic ă, a unor forme de relief cu dimensiuni variabile, care
constituie și căi de penetrare în masa rocii a ap ei, aerului accelerând procesele de
meteorizare.
– Alterarea biochimic ă se realizeaz ă în principal pe dou ă căi. Prima este legat ă
de extragerea direct ă din rocă sau depozit de c ătre organisme, a elementelor necesare
vieții (ră dăcinile plantelor, diverse bacterii) înso țită de unele procese chimice
(îndeosebi oxid ări). Cea de a doua cons tituie o cale indirect ă de atac fiind legat ă de
soluțiile, în general acide rezultate prin descompunerea materiei organice (ră dăcini,
frunze, tulpini etc.) dup ă moartea vie țuitoarelor.
Se mai adaug ă unele elemente minerale care au fost încorporate în tulpinele
plantelor (ex. silicea), scheletul animalelor (ex. calcarul) și care dup ă dispariția
acestora r ămân la suprafață reintrând sub diferite form e în circuitul materiei.
Procesele generate de vie țuitoare deș i la prima vedere apar ca
nesemnificative, ele cap ătă un loc aparte datorit ă numărului foarte mare al acestora,
vitezei ridicate de înmul țire și poziț iei acțiunii lor la partea superioar ă a reliefului .
Strânsele leg ături dintre acestea și mediile cu care intr ă în contact asigur ă rolul
important al vie țuitoarelor între agenț ii externi în geneza reliefului. Însemn ătatea lor
este însă diferită în spațiu, fiind activ ă în regiunile calde și umede, temperat-oceanice,
subtropicale unde condiț iile faciliteaz ă nu numai cea mai mare varietate de specii, dar
și numărul cel mai ridicat de plante și animale. Importan ța scade în regiunile
deșertice, polare ș i în cele situate la a ltitudini ridicate.
Nu trebuie omis nici rolul de ecran de protecț ie și fixare al depozitelor și
rocilor exercitat de vegeta ția bogată (mai ales forestier ă) aflată pe acestea. Prezen ța ei
diminueaz ă posibilitatea înregistr ării unor amplitudini mari de natur ă termică, dar
asigură un grad de umiditate aproape constant. Ca urmare, ea influen țează
meteorizarea mic șorând rolul insola ției, dar amplific ă hidroliza, oxidarea etc.
2.3. Depozitele și formele de relief rezultate prin meteorizare și acțiunea
viețuitoarelor.
Ac țiunea celor dou ă categorii de agen ți prin procesele specifice pe care le
declanșează determin ă realizarea pe de-o parte a unei mase de materiale cu grosimi și
alcătuire variabile, iar pe de alta deta șarea unor forme de relief cu caracter rezidual
pus în eviden ță direct sau numai dup ă îndepărtarea depozitului.
2.3.1. Scoar ța de alterare – constituie depozitul rezultat în urma proceselor de
meteorizare și biochimice și care este prezent pe suprafe țe orizontale și
cvasiorizontale (fig. 13). În depozit se includ elemente cu dimensiuni variabile dar col țuroase întrucât
procesul de sf ărâmare este continuu indiferent de gradul de alterare chimic ă și de
ușoara mobilitate local ă a lor.
¾ Caracteristicile scoar ței de alterare:
– Forma ș i mărimea general ă a elementelor ce-o compun depind de roc ă și de
climatul în care s-au format . În acest sens se pot separa mai multe situa ții:

45
• Scoarța de alterare în care elemen tele componente sunt puternic
colțuroase și mari (grohoti șuri); este frecvent ă pe roci eruptive, metamorfice, calcare
și în climatele reci unde înghe ț-dezgheț ul este activ (fig. 13).
• Scoarțe de alterare formate din pl ăcuțe cu grosime sub 1 cm și diametre
variabile (co școve); frecvente pe platourile alc ătuite din strate sub țiri de marne, argile,
gresii slab cimentate care prin alterare se sp arg; în climate în care se succed intervale
umede cu altele secetoase; au loc dezagreg ări și hidratări-deshidrat ări care conduc la
sfărâmarea în pl ăcuțe poligonale a stratului argilos de la suprafa ță.
• Scoarțe de alterare în care materialul are caracter net nisipos; rezult ă
din dezagregarea și alterarea stratelor de gresii pu țin cimentate, în climat cu varia ții de
temperatură și umezeal ă
• Scoarțe de alterare în care materialul este argilos, pr ăfos ca urmare a
unei intense alter ări favorizat ă de rocile moi, dar mai ales de climatul cald și umed.
• Scoarțe de alterare în care exist ă concrețiuni sub diferite forme incluse
în materiale argiloase; rezult ă pe roci granitice, metamorf ice în climat umed tropical.
– Scoarț e l e d e a l t e r a r e p r e z i n t ă o structur ă specific ă în raport cu
condițiile climatice și cu durata realiză rii ei. Spre exemplu în zona temperat ă, aceasta
are mai multe orizonturi deosebite ca m ărime și ca tip de elemente constituiente. La
partea superioară este un orizont dominat argilos rezultat al unei alter ări intense și de
durată . Sub acesta sunt altele (argilo-detritic , detritic, roca par țial fragmentat ă și
roca neafectat ă) în care spre adânc cre ște mărimea și ponderea elementelor
dezagregate, colț uroase. Un astfel de profil are o grosime medie de 1,5-2 m, aceast ă
adâncime constituind nivelul bazal al manifest ării alterării. Dacă orizonturile
superioare sunt îndep ărtate prin eroziune, alterarea î și va relua ciclul afectând nu
numai ceea ce a r ămas din depozit dar ș i roca astfel încât în timp se va ajunge la
structura specific ă.
-Scoarța de alterare fiind o masă de elemente cu dimensiuni variabile (de la
particule argiloase la bolov ănișuri) separate de goluri numeroase permite circula ția
apei (gravitaț ional și capilar), aerului, dezvoltarea plantelor și acumularea de
materie organică;
-Scoar ța de alterare îi este specific ă o dublă mobilitate. Mai întâi este
deplasarea lentă a particulelor din componen ța orizonturilor care se realizeaz ă prin
circulația apei în depozit, prin varia ții de volum impuse de oscila ții climatice și de
umiditate etc. Este specific ă suprafețelor cu panta foarte mic ă pe care scoarț a este
groasă . Cea de a doua form ă implică pante mai mari pe care apa din precipita ții
antreneaz ă la început materialele din orizonturi le superioare ale depozitului (scoar ței
de alterare) iar ulterior și pe celelalte pân ă la roca din baz ă (pluviodenudare). În
funcție de m ărimea pantei este viteza de depl asare a materialelor, gradul de
îndepărtare a lor, dar și raportul cu posibilitatea regener ării depozitului.
-Scoarța de alterare este depozitul pe seama c ăruia prin procese pedogenetice
se ajunge la realizarea solului.
¾ Tipuri climatice de scoar ță de alterare:
Climatul are un rol esen țial pentru desf ășurarea mecanismului de
transformare a rocii în scoar ță de alterare, pentru caracte risticile structurale pe care
aceasta le cap ătă. Ca urmare, atât zonal (din regi unile reci subpolare la cele calde și
umede de la latitudini mici) cât și pe verticala mun ților are loc o distribu ție a acestora
concretizat ă în mai multe tipuri ce reflect ă o anumită compoziție și natură chimică.
– Scoarța de tip detritic – este caracteristic ă regiunilor reci sa u etajului alpin;
aici domin ă dezagregarea prin înghe ț-dezgheț ce duc la spargerea rocilor (de unde
numele de scoarță de tip clastic ); într-o anumit ă măsură se produc dizolvarea pe roci

46
carstificabile și o redusă alterare chimic ă. Vegetația este slab dezvoltat ă, rocile intr ă în
contact direct cu factor ii meteorologici (de aici și numele de scoarță litogenă).
Rezultatele sunt depozitele de tip grohoti șuri care alc ătuiesc câmpurile de pietre cu
dimensiuni întinse.
– Scoarța de tip argilo-sialitic se dezvolt ă în regiunile temperate oceanice (ex.
Vestul Europei) cu vegeta ție bogată, caracterizate printr-un climat umed și moderat
termic, ce permit un proces de altera re avansat care face ca în depozit al ături de
fragmente colț uroase de roc ă (rezultate din dezagreg ări în timpul iernii) s ă existe
(uneori dominant) alumosilicaț i (argilă de tip caolin, hidroxizi de fier ș i aluminiu); are
o grosime mai mare de 2 m. – Scoarța de tip carbonato-sialitic este specific ă regiunilor temperat
continentale. În acestea vegeta ția este slab reprezentat ă, domină ierburile; climatul cu
ariditate tot mai accentuat ă spre interiorul continentelor și diferențiat termic în patru
sezoane favorizeaz ă atât dezagreg ările prin înghe ț-dezgheț (iarna) ș i insolație (vara),
cât și alterarea (în anot impurile de tranzi ție când exist ă umezeală).
Ca urmare, este o scoar ță cu argilă de tip illit sau montmorilonit, în m ăsură
mai redus ă nisip, dar la care se adaug ă acumularea de carbona ți de calciu ș i magneziu
sub formă de concre țiuni către baza profilului (nu exist ă suficientă apă care să permită
îndepărtarea lor).
– Scoarța de tip terra-rossa – este prezentă îndeosebi în regiunile subtropicale
pe rocile calcaroase. Climatul cu dou ă sezoane distincte (iarnă răcoroasă și ploioasă și
vară uscată și caldă) și o vegetaț ie dominant de arbu ști favorizeaz ă alterarea. Se
ajunge la un depozit argilos cu acumul ări de oxizi de fier de unde culoarea ro șie sau
pestriță.
– Scoarța de tip halosialitic – este frecventă în deș erturile tropicale cu climat
arid, cald și cu puține precipita ții ce cad la intervale ma ri de timp; aici lipse ște
vegetația. În aceste condi ții dezagregarea prin insola ție și cristalizare este procesul
esențial; materialele rezultate sunt col țuroase formând pe de-o parte m ări de pietre, iar
la exteriorul acestora câmpuri de nisip. Procesele de alterare de și sunt nesemnificative
se produc în intervale scurte când cad precipita ții dar și prin desf ășurarea unor procese
meteorologice (roua iar lâng ă țărmul oceanic, cea ța). Ele asigură o cantitate redus ă de
argilă în masa de nisip. În unele microdepresiuni rezult ă cruste de s ăruri. Ele provin
fie prin evaporarea apei din unele lacu ri existente aici, fie din pânza subteran ă de apă
aflată la adâncimi nu prea mari. În a doua situa ție datorită temperaturilor ridicate din
timpul zilei apa înc ărcată cu să ruri aflate în depozit sau în roci urc ă prin capilaritate la
suprafață, iar aici prin evaporare rezult ă acumularea s ărurilor (cloruri, sulfa ți,
carbonați etc.) sub form ă de cruste cu grosime diferit ă și care sunt numite sebka în
Sahara, takâre în Asia Central ă, salinas în Atacama etc.
– Scoarța de tip ferallitic se dezvolt ă în condițiile unui climat cald și umed dar
cu două sezoane distincte sub raportul cantit ății de precipitaț ii (în regiunile de savan ă
și în cele cu musoni). Depozitul este bogat în argil ă cu conț inut de oxizi de fier și
aluminiu, ca urmare a unei alter ări diferențiată sezonier ca intensitate sezonier.
În anotimpul ploios cu circula ție a apei de sus în jos, hidroliza este important ă
conducând la îndep ărtarea din rocile silici oase nu numai a bazelor ci chiar a silicei.
Rezultă un depozit argilos cu oxizi de fier ș i hidroxizi de aluminiu. În sezonul arid se
produce un proces invers de circula ție a apei înc ărcată cu oxizi de fier de jos în sus
(prin capilaritate) ceea ce f ace ca la partea superioar ă a depozitului s ă se înregistreze o
concentrare a oxizilor care prin acumulare și consolidare genereaz ă o placă dură
groasă de culoare ro șie (laterita).

47
– Scoarța de tip allitic – este întâlnită în regiunile ecuatoriale cu climat cald și
foarte umed, cu o vegeta ție bogată și permanent ă. În aceste condi ții alterarea este
permanent ă și intensă. Rezultă un depozit argilos (caolin) cu grosimi de mai mul ți
zeci de metri ce con ține dominant oxizi de fier și aluminiu.
2.3.2. Scoar ța de alterare și depozitele de pant ă
Scoar țele de alterare sunt depozitele car e s-au format în loc pe suprafe țele
plate; ca urmare, elementele componente nu sufer ă decât mi șcări individuale lente
(imperceptibile) și în general pe vertical ă, ele fiind determinate de varia ții de
temperatură sau umiditate, de crearea unor spa ții reduse în urma circula ției apei, prin
tasări ca efect al unor pr esiuni exterioare.
Versan ții care sunt însum ări de suprafe țe cu form ă (dreaptă, convexă, concavă)
și înclinări diferite sunt și ei acoperi ți de depozite (numite ș i depozite de pant ă) dar
care au rezultat atât di n materiale de provenien ță autohton ă dar mai ales alohton ă.
Deci, în orice punct de pe un versant prin pr ocese de meteorizare, roca din care este
alcătuit acesta este f ărâmiț ată, alterată . Pe de alt ă parte aici, prin alte procese (sp ălarea
în suprafață ) ajung materiale din sectoare afla te mai sus, inclusiv din scoar ța de
alterare (de pe poduri interfluviale) dup ă cum ș i pleacă o anumit ă cantitate de
materiale spre puncte aflate mai jos. Prin urmare, în orice punct se realizează atât
creșteri alohtone, dar și pierderi conform rela ției:

M = (P m + P a) – P d
în care:
M = masa prezent ă,
P m = produse autohtone rezultate din meteorizare
P a = produse alohtone,
P d= produse care p ărăsesc punctul.

Deci, în func ție de rezultatul acestei rela ții depozitul va exista având grosimi
variabile sau va lipsi (P d depășește cantitativ prima parte a rela ției). P d și P a sunt
variabile care depind de mișcarea materialelor impusă de gravita ție, spălarea în
suprafață, vânt etc.
¾ Mișcarea materialelor se realizează diferit de la un sector la altul în funcție
de diverși factori și condiții ce pot avea caracter stimulativ sau restrictiv.
Între aceștia mai importan ți sunt:
– factorii interni ce definesc caracteristicile depozitului includ:
• mărimea elementelor care îl alcă tuiesc (cele mari, cu greutăț i ridicate
au o mobilitate sporit ă în raport cu cele mici ca efect al gravita ției și invers când
intervin alț i agenți precum vântul, pluviodenudarea).
• coeziunea elementelor din depozit sau din rocile de dedesubt (cu cât
este mai mare cu atât posibilitatea deplas ării este mai redus ă și invers).
• proprietățile rocilor din baz ă sau ale elementelor din depozit (ex.
plasticitatea materialelor ar giloase în condi țiile abunden ței apei în depozit favorizeaz ă
deplasarea).
• frecarea dintre elementele depozitului sau dintre masa acestuia și
suprafața rocilor pe care se afl ă (crește de la elementele mici la cele mari, de la cele
ușor rotunjite la cele col țuroase, de la partea superioar ă a versanț ilor către bază etc.).
• mărimea înclin ării suprafe ței de versant (mobilitatea materialelor
sporeș te cu cât panta este mai mare);
– factorii externi care exercit ă direct sau indirect o influen ță asupra depozitului
și rocilor de sub acesta includ:

48
• variațiile de temperatur ă și de umiditate (se resimt pe adâncimi reduse
provocând mobilitatea lent ă a elementelor),
• presiunea exercitată asupra depozitului de către un volum de materiale
(masă alunecată ) sau de alt ă natură (zapadă troienită, avalanșe)) care favorizeaz ă
ruperea echilibrului și deplasarea.
• secționarea versantului prin eroziune fluviatil ă, torențială sau antropică
poate conduce la o stare de instabilitate ce favorizeaz ă deplasarea.
• vegetația ca factor de stabilitate (s istemul radicular bogat fixeaz ă
depozitul, asigur ă un regim normal al umezirii și menținerii apei în depozit, împiedic ă
eroziunea în suprafa ță etc.) dar și ca poten țial stimulent în producerea unor deplas ări
în masă când spore ște presiunea exercitat ă datorită creșterii greut ății ei.
¾ Mișcarea materialelor este diferită în timpul anului caracteristic ă impusă de
regimul evolu ției elementelor climatice (îndeosebi varia țiile de natur ă termică și ale
cantităților de precipita ții). Ca urmare, se separ ă atât zone latitudinale cât și etaje în
munții înalți ce corespund celor impuse de climat în care în timpul anului specificul și
ritmul mi șcării, volumul dislocat sunt diferite în cuprinsul sezoanelor (zonele reci și
etajul alpin cu mobilitate mare în sezonul cal d; zonele temperate cu mobilitate diferit ă
în patru sezoane, dar cu maximum în cele de tranzi ție, zonele de savan ă și
subtropicale cu mobilitate net diferit ă în cele dou ă sezoane). Exist ă și zone în care
această distincție se raporteaz ă nu la un sezon ci la momentele în care condiț iile
climatice particulare intervin într-o evolu ție relativ uniform ă (în deșerturi, producerea
unor ploi toren țiale asigură pe un scurt timp o mobilitate de excep ție prin volumul
dislocat)
– Tipuri de miș care a materialelor de pe versan ți. Există modalități
deosebite de diferen țiere a miș cării materialelor în func ție de criteriile alese.
• Forma de existen ță a materiei care este supus ă mișcării le împarte în
deplasarea materialelor solide (de la particule submilimetrice la blocurile de roc ă care
se prăbușesc și rostogolesc) și fluide (apa din precipita ții încărcată cu elemente
preluate frecvent prin dizolvare și care circul ă prin depozite și roci).
• Viteza cu care se realizeaz ă mișcarea separ ă elemente la care
mobilitatea este lentă, imperceptibil ă și elemente la care aceasta este mare și deci ușor
de sesizat.
• Agentul care înfăptuiește miș carea ce impune nu numai viteza,
intensitatea, dar și forma în care aceasta se produce. Astfel sunt deplas ări lente ale
elementelor în depozite ca urmare a varia țiilor de temperatur ă, umiditate, creș terii
rădăcinii plantelor, circulaț iei apei prin cr ăpături etc., deplasări pe suprafa ța
versanților de că tre apa din ploi sau topirea z ăpezilor etc., deplasări în lungul unui
canal în care se manifestă acțiunea agentului (ravene, oga șe, torenți), în acest caz
procesul purtând numele de transport. Deci trebuie s ă se facă o distinc ție în folosirea
celor doi termeni – deplasare pentru mi șcările lente sau brusce cauzate indirect din
acțiunea unui agent (varia ții de temperatur ă, umiditate; gravita ție) și transport pentru
procesul ce caracterizeaz ă mișcarea agentului împreun ă cu materialele dislocate
(transport toren țial etc.).
2.4. Microrelieful rezultat prin meteorizare și acțiunea vie țuitoarelor
Cele două grupe de procese ac ționând asupra rocilor cond uc pe de o parte la
dezvoltarea unor depozite diferite ca grosime, alc ătuire, pozi ție (pe interfluvii sau pe
versanți) iar pe de alt ă parte la individualizarea unor reliefuri variate ca form ă,
dimensiuni datorită acțiunii diferen țiate a agentului și a proceselor asupra rocilor care
opun rezisten ță deosebită. Se pot separa:

49
– relief creat prin dezagregare (abrupturi, vârfuri izolate de tip coloane, sfinxi,
babe, creste, surplombe),
– relief dezvoltat prin dizolvare (lapiezuri, doline, avene în exteriorul unui
masiv calcaros și peșteri în interior),
– relief dezvoltat prin procese de alterare (căpățâni de zah ăr, taffoni, blocuri
sferoidale, alveole etc.). – relief biogen – crăpături în roci, microalveole, goluri create în roci sau
depozite, furnicare etc.
Concluzii
– Deși în individualizarea unor astfel de forme de relief se remarc ă activitatea
unui agent sau a unui tip de pro cese în realitate în timp la crearea acestora în timp se
conjugă manifestarea mai multora.
Li se atribuie termenul de '' relief rezidual'' întrucât cele mai multe forme apar
ca o topografie cu multe denivelări care devine vizibil ă în urma îndep ărtării
materialelor dislocate și alterate ce le acoperă . Ea va fi cu atât mai complex ă cu cât
alcătuirea petrografic ă este mai variat ă și ca urmare, meteorizarea s-a manifestat
selectiv în func ție de rezisten ța opusă.
– Îndep ărtarea materialului alterat și exhumarea microreliefului se realizeaz ă
mai ușor pe suprafe țele înclinate și mai greu pe cele orizontale. Pe acestea din urm ă
alterarea intens ă creează o pă tură tampon între agen ți și roci acestea din urm ă fiind
protejate când depozitul devi ne gros; aici microrelieful îngropat are denivel ări reduse.
– O situa ție inversă se constat ă pe versanț ii cu pant ă mare (peste 50
0) pe care
produsele dezagreg ării, alteră rii chimice se elimin ă rapid prin gravita ție și
pluviodenudare. Ceea ce r ămâne este forma de relief car e se impune în peisaj prin
fizionomie (pereț i stâncoși, vârfuri, creste etc.) și dimensiuni (de la câ țiva metri la
sute de metri, în cazul abrupturilor).
Alternanța de strate de roci cu rezisten ță variată sau un grad de fisurare
deosebit de la un loc la altul multipl ă succesiunea proeminen țelor și excavațiilor.
Verificări:
• Ce este meteorizarea și care este mecanismul fizic de ac țiune?
• Stabiliți raporturile între tipul de alter ări și proprietățile lor.
• Precizați diferențele dintre oxidare, hidratare și hidroliză.
• Cum se produce ac țiunea viețuitoarelor asupra rocilor?
• Urmăriți raporturile dintre condi țiile climatice, procesele și tipurile de
scoarță de alterare pe Glob.
• Ce este microrelieful creat de meteorizare? Exemplific ări din România ș i
pe Glob.

50
3. Gravita ția, procesele și formele de relief legate de ac țiunea ei.
Gravitația este un agent care ac ționează din interiorul P ământului fiind
generată de un ansamblu de partic ule (gravitoni) concentrate în nucleu. Ea a stat la
baza structur ării materiei din care P ământul este alcă tuit, a men ținerii atmosferei și are
un rol esen țial pentru geneza și evoluția multor forme de relief (ex. alunec ări de teren,
prăbușiri etc.). Pentru unele dintre acestea ea constituie for ța care pune în mi șcare alt
agent (ex. apa curg ătoare) care prin proc ese specifice realizeaz ă forme de relief.
Astfel, apa râului curge având o anumit ă energie rezultat ă din mărimea debitului și
din viteză ce este facilitat ă de gravita ție exprimat ă prin valoarea pantei.
Însă există o categorie aparte de forme de relief la care ac țiunea gravita ției se
manifestă direct, ea reprezentând nu numai for ța ce declan șează un proces specific,
dar și cea care între ține dinamica acestuia conducând la un relief deosebit de complex.
Ca urmare, toate acestea alc ătuiesc grupa proceselor și formelor de relief
gravitaț ionale la care agentul (gravita ția) deși pare imperceptibil imprim ă materialelor
din depozitele de versant și rocilor o mi șcare cu viteze variate. În unele situa ții
mișcarea are viteze mari (pr ăbușiri), iar alteori este extrem de lent ă ea fiind dedus ă din
modifică rile periodice în fizionomia ș i dimensiunile formelor de relief. De aici, uneori
diferențierea în procese gravita ționale brusce, (miș carea rapid ă, vizibilă) și lente
(mișcări imperceptibile și la nivel de componente mate riale). Indiferent de situa ție
câteva lucruri le sunt comune. Mai întâi, existen ța pe de-o parte a unui interval mai
lung în care prin numeroase modific ări mici în starea fizic ă sau chimic ă a materialelor
sau rocilor se ajunge la o limit ă extremă (prag) a stabilit ății pe care gravita ția o rupe
declanșând mișcarea, iar pe de alt ă parte a unui interval în care prin deplasare se
creează forme de relief specifice. În al doi lea rând în marea majoritate a situa țiilor
procesele gravita ționale, deș i aparent sunt singulare în realitate se combin ă, se
asociază nu numai între ele ci și cu altele, apar ținând altor agen ți (circula ția apei
subterane, eroziunea la baza versan ților etc.). În al treilea rând, indiferent de proces
viteza elementelor pe parcursul desf ășurării mișcării este diferit ă – mică la început
până când se rupe echilibrul și în final (când se tinde spre un nou echilibru) și ridicată
pe parcursul accentu ării instabilit ății.

3.1. Procese gravitaț ionale brusce:
3.1.1. Pr ăbuș irile
¾ Definiție. Sunt deplas ări ale unor volume de roc ă care se produc brusc,
aproape instantaneu sub efectul gravita ției. Mișcarea se face prin c ădere liber ă când
versanții sunt abrup ți sau prin saltare când aceș tia sunt înclina ți. Procesul i se mai
atribuie și termenii de năruire (se produce pe versan ții, malurile alc ătuite din roci slab
consolidate, ex. în loess, nisipuri etc.) și surpare (au loc pe pantele a c ăror bază este
supusă unei eroziuni ce creeaz ă excavaț ii rupând stabilitatea, ex. în malul concav al
meandrelor râurilor, pe falezele litorale).
¾ Condiții de realizare. Sunt mai multe, unele având caracter poten țial, iar altele
de pregătire. În prima grup ă se impun:
• versantul s ă aibe o pantă mare (cu cât valoarea este mai ridicat ă cu atât
gravitaț ia se devine mai activ ă), iar rocile din care este alc ătuit să fie în contact direct
cu diverși agenți externi;
• rocile să fie heterogene în conținut și fisurate cât mai mult;
• stratele să opună o rezisten ță slabă, iar succesiunea lor cât mai deasă;
• vegetația să lipsească sau să aibă un rol redus în protec ția pantei expuse;
• în cea de a doua grup ă se includ to ți factorii care conduc la fragmentarea rocii
pregătind ruperea echilibrului;

51
• oscilațiile termice și de umiditate cu amplitudini mari realizate în intervale de
timp cât mai scurt;
• frecvența ciclurilor diurne de înghe ț și dezgheț;
• circulația apei prin cr ăpăturile rocilor și îndepărtarea materialelor cu
dimensiuni reduse rezultate prin dezagregare și alterare;
• producerea dizolv ării;
• pătrunderea și dezvoltarea r ădăcinilor în cr ăpăturile rocilor urmate de l ărgirea
și adâncirea acestora și separarea blocurilor de roc ă în versant;
• crearea de niș e de eroziune la baza versan ților ce conduc la realizarea unei
stări de instabilitate;
• activități antropice care indirect (sec ționarea versan ților, îndep ărtarea
vegetației protectoare, exploat ări în cariere etc.) accelereaz ă fragmentarea rocilor și
apropierea de ruperea echilibrului).
¾ Dinamica procesului. Deși prăbușirea este un act brusc care de cele mai
multe ori poate fi dedus prin rezultate (blocurile de roc ă răspândite la baza
versantului) totu și în evolu ția dinamică a lui pot fi diferen țiate faze. Mai întâi o
îndelungat ă perioadă de timp în care , prin interven ția îndeosebi a meteoriz ării, roca
este fragmentat ă în blocuri cu dimensiuni variabile slăbindu-se foarte mult elementele
ce asigură stabilitatea versantului (coeziunea dintre componentele rocii, frecarea
internă etc.) ajungându-se la li mita echilibrului.
Ruperea echilibrului se realizeaz ă în condi țiile unei interven ții externe ce
poate fi legată de o perioadă cu precipita ții bogate , (accentueaz ă umectarea rocilor,
depozitului sl ăbind coeziunea dintre componente), creșterea brusc ă a temperaturii
aerului (determin ă o topire rapid ă a gheț ii dintre blocuri), seisme naturale sau
provocate prin exploat ări în cariere (determin ă ruperea leg ăturilor care mai exist ă
între blocuri) etc.
Din acest moment intervine direct gravita ția care imprim ă blocurilor de rocă , o
mișcare brusc ă, acestea c ăzând la baza versantului unde se sfarm ă, rostogolesc ș i se
acumuleaz ă dând diverse forme (blocuri izol ate, conuri sau poale de grohoti ș). În
funcție de mărimea lor, rostogolirea și încetarea mi șcării se realizeaz ă diferit (cele
mici rămân la baza versantului pe când la cele voluminoase gravita ția le imprim ă o
viteză de deplasare mai mare. Reluarea mi șcării lor se va face fie lent (blocurile se
dezagregă sau se afundă în depozitul de sub ele ca efect al propriei greut ăți), fie brusc
(prin izbirea lor de c ătre alte blocuri care se pr ăbușesc ulterior).
¾ Tipuri de pr ăbuș iri. Frecvent sunt separate dou ă categorii în func ție atât de
volumul deplasat, cât și de complexitatea procesului.
• Prăbuș irile individuale de blocuri. Sunt specifice abrupturilor stâncoase ale
munților în etajul alpin. Dezagregarea reprezint ă principalul proces preliminar, iar
acumularea de blocuri singulare sau grupate sub form ă de (conuri, poale de grohoti ș),
este rezultatul i interven ției gravita ției. (ex. la baza abrupturilor mun ților Bucegi,
Piatra Craiului, Ceahlă u, Ciucaș, Făgăraș etc.).
• Prăbuș iri sub form ă de năruiri. Sunt frecvente pe versan ții a căror instabilitate
este pregătită de eroziunea fluviatil ă, abraziunea marin ă ce creeaz ă nișe adânci la baza
lor sau de că tre sufoziune care realizeaz ă diverse goluri subterane. Prin pr ăbușire
rezultă trepte sau o mas ă cu configuraț ie neuniform ă (apar frecvente pe versan ții
alcătuiți din loess, în malurile concave ale meandr elor râurilor, pe fa lezele lacustre sau
marine).
• Prăbuș iri-alunecări . Sunt deplas ări de volume însemnate de roc ă sau de
depozite care se realizeaz ă în condiții care determin ă o instabilitate pe spa ții largi din
versanți. Poate să se produc ă în condițiile în care rocile din care este alc ătuit versantul

52
sau depozitul ce-l acoper ă capătă o cantitate mare de ap ă în urma unor ploi bogate ș i
de durată sau a topirii unei cantit ăți mari de z ăpadă. Slăbirea coeziunii dintre blocuri
și a frecării interioare dintre acestea faciliteaz ă ruperea echilibrului și prin gravita ție,
deplasarea unor volume însemnate din vers ant. Aceasta nu se va realiza prin c ădere
liberă , ci printr-o transla ție combinat ă cu rostogoliri. Rezultatul va fi o mas ă de
grohotișuri cu înf ățișare haotic ă (valuri, trepte, microdepresiuni) care se va desf ășura
la baza versan ților uneori cuprinzând o mare parte din lunca și albia din v ăi. Se poate
ajunge chiar la bararea albiilor și crearea unor lacuri pe fundul v ăii în amonte de baraj
(ex. Lacul Ro șu rezultat în 1837 pe râul Bicaz).

3.2.Alunec ările de teren
¾ Definiție. Sunt deplas ări gravitaț ionale care se produc cu viteze variabile, dar
în majoritatea situa țiilor sunt ridicate. Procesul de și este considerat ca brusc, se
desfășoară mai încet decât în cazul pr ăbușirilor, într-un interval de timp mai
îndelungat și poate fi urm ărit. El constă în desprinderea, sub ac țiunea gravita ției, a
unui pachet de roci care se deplaseaz ă spre baza versantului pe strate argiloase. Ca
urmare, rezult ă o formă de relief complex ă cu sectoare ridicate ce alterneaz ă haotic cu
porțiuni coborâte.
¾ Condiții de realizare. Exist ă trei tipuri de condi ții, unele care dau posibilitatea
înfăptuirii fenomenului, iar altele care conduc c ătre starea de instabilitate propice
declanșării și cele care produc fenomenul.
• Condițiile poten țiale sunt mai multe dar patru asigur ă realizarea lui. Mai întâi
este alcătuirea petrografic ă care solicit ă existența rocilor argiloase, marno argiloase
care prin umectare puternic ă devin plastice favorizând deplasarea prin alunecare a
stratelor permeabile de deasupra. În al doilea rând este prezen ța unor pante prin care
mișcarea să se poată înfăptui (suprafeț ele orizontale nu vor asigura deplasă ri de tipul
alunecă rilor). La acestea se adaug ă necesitatea prezen ței apei și lipsa unei vegeta ții cu
sistem radicular bogat capabil ă să stabilizeze terenuril e. În aceste condi ții fenomenul
este posibil, dar nu obligatoriu.
• Condiții care conduc la starea de instabilitate. Sunt legate de dou ă categorii
de factori. Prima implic ă abundenț a apei în roci sau în depozite le de pe versant. Este
asigurată prin căderea unor ploi bogate și de durat ă sau de topirea unui strat gros de
zăpadă coroborate cu temperaturi nu prea ridicate ce-ar conduce la evapor ări rapide. A
doua categorie include factorii care împi ng spre pante mari, favorabile ruperii st ării de
echilibru. Unii sunt naturali (adâncirea ogaș elor, toren ților, râurilor, subminarea
bazei falezelor de că tre eroziunea valurilor etc.) iar al ții impuși de acțiuni antropice
(secționarea versantului pentru că i de comunica ție și alte construc ții).
• Condiții de declan șare sunt cele care conduc în timp, prin cumularea
efectelor singulare, la rupe rea echilibrului. Se disting- presiunea exercitat ă asupra
rocilor din versanț i prin creșterea greutăț ii unor elemente aflate pe ele (construc ții,
arborii dintr-o p ădure mai ales dac ă au rădăcini superficiale etc.), fisurarea rocilor
prin seisme naturale și antropice, adoptarea unui sistem de folosin țe a terenurilor
neadecvat pantei și alcătuirii (permite infiltrarea rapid ă a apei în adânc spre stratul
argilos).
¾ Declanș area și desfășurarea procesului. Producerea unei alunec ări de teren se
face pe termen mai mare care presupune separarea mai multor faze de evolu ție.
• Pregătirea procesului este faza cea mai îndelungat ă în care sunt multe ac țiuni
singulare (cre șterea treptată a cantităț ii de apă din roci și îmbibarea stratului de argil ă;
seisme, diverse ac țiuni antropice etc.) ce se coreleaz ă și conduc la momentul ruperii
echilibrului.

53
¾ Alunecarea propriu-zis ă. Implică secvențial mai multe momente.
• Începutul deplas ării volumului de roc ă și al depozitelor aflate peste stratul
argilos (impermeabil dar care datorit ă îmbibării cu ap ă devine plastic u șurând
mișcarea); rezult ă crăpături profunde în fa ța cărora materialele se las ă pornind lent în
sensul pantei; se contureaz ă arealul alunec ării;
• Dezvoltarea alunec ării când masa materialelor se deplaseaz ă cu viteze
deosebite în funcț ie de gradul de umezire al lor și de mărimea locală a pantei
versantului. Viteza este ridicat ă la partea superioar ă și scade spre baz ă; viteza este mai
mare în sectoarele unde concentrarea apei asigur ă o umezire deosebit ă; viteza scade
pe măsura derul ării procesului și eliminării apei din corpul alunec ării; în general ea
variază de la câțiva metri pe or ă în momentele active la sub un metru pe zi în faza ce
conduce la stabilizare; rezult ă trepte, valuri de alunecare separate de microdepresiuni
cu formă și dimensiuni variab ile; procesul dureaz ă de la câteva ore la mai multe zile.
• Stabilizarea alunec ării se realizează treptat pe m ăsura pierderii apei din
depozitul care a suferit deplasarea fie pe cale natural ă, fie prin diverse lucr ări
antropice.
• Reluarea procesului. Se produce în condi țiile în care se ajunge la dezechilibre
în anumite sectoare ale vechii alunec ări. Acestea corespund fie unor pante mari (râpa
desprinderii anterioare, frun țile treptelor de alunecare, malurilor abrupte ale unor
torenți sau râuri care s-au adâncit în aluneca re etc.), fie locurilor unde se men țin
condiții de umezire bogat ă (sectoare mlăștinoase, ochiuri de ap ă, izvoare bogate etc.).
Reluarea se face dup ă ploi bogate și cuprinde mai întâi punctele labile; prin însumarea
deplasărilor locale se poate ajunge la generalizarea și extinderea alunec ării înaintând
mai ales spre baz ă și către partea superioar ă a versantului.
¾ Componentele alunec ărilor de teren. Formele de relief rezultate prezint ă
caracteristici deosebite atât ca înf ățișare, cât și ca dimensiuni. Tuturor le sunt comune
câteva componente care au nu numai caracteristici diferite, dar și evoluție aparte. (fig.
15).
• Râpa de desprindere. Se află la partea superioar ă a alunecării de unde se rup
pachetele de roc ă; are form ă variabilă (de la semicircular ă la dreapt ă) și dimensiuni
deosebite de la un loc la altul (de la câ țiva decimetri la peste 100 metri), în func ție de
stadiul de evolu ție; aici roca apare la zi; constituie un sector activ cu frecvente
reactivări; prezen ța crăpăturilor în versant, mai sus de ea, reprezint ă un indicator ce
marcheaz ă sensul dezvolt ării procesului.
• Corpul alunec ării. Reprezint ă masa deplasat ă care cap ătă în func ție de
caracteristicile materialelor, de pant ă și umezeala din ea, o înf ățișare deosebit ă
(extindere mare în suprafa ță sau linear ă în lungul unor v ăi). În sectorul inferior apar
frecvent valuri de p ământ alungite și aproape paralele rezultate, fie din rev ărsarea
materialelor (dac ă sunt bine umectate) deplasate peste o por țiune de versant stabil ă,
fie din împingerea depozitelor de aici de c ătre o mas ă mai puțin umedă. Elementele
sale sunt – treptele de alunecare (frecvent sunt la partea superioar ă și au în alc ătuire
strate de roci bine conservate ca alc ătuire și dispunere; difer ă doar unghiul de
înclinare al stratelor; pe fruntea lor se produc reactiv ări; valurile de alunecare (forme
pozitive conice sau alungite în care material ele sunt puternic amestecate; sunt relativ
stabile); microdepresiunile (se află între trepte, între valuri și sub râpă; au dimensiuni
variabile; dac ă pe fund materialele sunt argiloase acestea favorizeaz ă excesul de
umiditate și chiar individualizarea unor ochiuri de ap ă; sunt relativ stabile), glacisul
de alunecare (se dezvoltă la cele cu extindere mare pe seama nivel ării prin sp ălare în
suprafață sau a lucr ărilor agricole);

54
• Patul de alunecare. Constituie baza corpului alunec ării fiind alc ătuită din
însumarea suprafe țelor argiloase pe care s-a înregistrat mi șcarea. Rar ea coincide cu
suprafața unui strat de argil ă; la cele cu dimensiuni deosebite corpul înainteaz ă pe mai
multe strate argiloase și chiar de alt ă natură , îndeosebi în sec țiunea inferioar ă unde
efectul împingerii de sus a fost mult mai activ.
• Jgheabul de alunecare se individualizeaz ă doar la unele alunec ări cu
dezvoltare lineară de amploare; formeaz ă un uluc prin care materialele desprinse se
dirijează sub acțiunea gravita ției către baza versantului.
¾ Tipuri de alunec ări. Fiind un proces cu frecven ță mare în modelarea
versanților însoțit de numeroase consecin țe nefavorabile sub raport economic,
alunecă rile nu numai că au fost mult studiate, dar au fost și grupate diferit în funcț ie
de diverse criterii, ac țiune însoțită și de introducerea în literatur ă a unei terminalogii
variate, multe denumiri fiind preluate din limbajul regional (grui, gruie ț, vârtop, iuz,
pornitură etc.).
Se pot separa tipuri de alunec ări după diferite criterii:
– dimensiuni (mici, mijlocii, extinse);
-poziția (adâncimea) la care se afl ă patul de alunecare (alunec ări la suprafaț a,
la mică adâncime, profunde etc.);
-forma pe care o cap ătă corpul alunec ării (alunec ări în suprafa ță, lineare);
-vechime (alunecări prezente, vechi etc.);
-sensul evolu ției (detrusive – se dezvolt ă din josul în susul versantului;
delapsive se produc în partea superioar ă a versantului și înainteaz ă către baza lui);
-stabilitate (alunecări active, par țial stabilizate, fixate);
-raportul dintre sensul deplas ării și cel al înclin ării stratelor geologice
(alunecă ri consecvente -ele coincid; obsecvente -ele sunt opuse);
Grupă rile sunt relative, întrucât orice alunecare poate fi încadrat ă aproape în
oricare din categoriile men ționate.
Pentru studiile geografice, deș i importante sunt toate, ceea ce intereseaz ă este
forma, întrucât aceasta reflect ă tot ansamblul de condiții ce-a generat nu numai
declanșarea ci și întreaga evolu ție a lui . Ea este condi ționată mai întâi de adâncimea
la care se afl ă patul alunec ării și de factorii care au condus la starea de instabilitate. În
acest sens frecvent se disting:
¾ Alunecări superficiale care se produc de la suprafa ță până la adâncimi reduse
(maximum 1,5 m). Între acestea câteva tipuri sunt mai însemnate.
• Solifluxiunile sunt deplas ări la care patul de alunecare este situat la nivelul
unui orizont înghe țat dintr-un sol sau depozit din etajul alpin sau la contactul acestora
cu rocile de la baza lor. Procesul se produce în zilele c ălduroase de prim ăvară când
dezghețul se transmite de sus în jos, iar apa rezultat ă înmoaie diferen țiat materialele.
Sub impulsul gravita ției deplasarea lor se face neuniform rezultând o râp ă de mai
mulți metri lungime și cu o diferen ță de nivel de sub 50 cm. În față vor rezulta brazde
sau vă luriri haotice ce vor afecta stabilitat ea depozitelor de pe versant. Este o
deplasare cu vitez ă redusă.
• Blocurile glisante – sunt bolovani care se pră bușesc primăvara de pe stânci sau
abrupturi și care prin c ădere sub impulsu l propriei greut ăți realizeaz ă mai întâi
împlântarea în orizontul dezghe țat din depozit (sol) iar a poi alunecarea în sensul
pantei. Rezult ă un jgheab de alunecare de mai mul ți metri lungime și un val cu form ă
semicircular ă (potcoav ă) produs prin împingerea în fa ță și lateral a materialelor
dezghețate. Sunt frecvent întâlnite în mun ții înalți pe pantele cu înclinare redus ă de la
baza abrupturilor.

55
• Brazdele de alunecare – Sunt alunec ări superficiale reali zate pe orice versant
unde vegeta ția ierboas ă este slab dezvoltat ă sau lipse ște în condi țiile unei umeziri
puternice a materialelor depozitului. Procesul se face la nivelul unui orizont argilos
prezent în depozit sau a unui strat argilos aflat la baza acestuia. Ia na ștere o râp ă, de
obicei lineară (mai mulț i zeci de metri lungime) cu o diferen ță de nivel de pân ă la 1
m înă lțime în fa ța căreia materialele se dispun în câteva trepte (brazde) înguste
cu diferen țe de nivel reduse (sub 0,5 m). Procesul este accentuat prin presiunea
exercitată , prin circula ția vitelor care pasc și d e către spălarea în suprafa ță
(adâncește și lărgește spaț iile dintre brazde favorizând starea de instabilitate).
¾ Alunecările de mic ă adâncime . Afectează depozitele groase de pe versan ți iar
uneori și o mică parte din rocile de dedesubt. Patul de alunecare se afl ă pe un strat de
argilă, iar dimensiunile nu sunt prea ma ri. Râpa de desprindere, frecvent
semicircular ă, are o în ălțime de 1,5-2 m; masa alunecat ă se dispune în câteva valuri
separate de microdepresiuni adânci. Fenomenul se produce în sectoarele versantului
cu pantă mai mare, pe care vegeta ția este slab dezvoltat ă sau unde s-au înregistrat
activități antropice cauzatoare de instabilitate (sec ționare, p ăstorit intens etc.) în
condițiile înfăptuirii unei intense umect ări prin precipita ții. Sunt cele mai frecvente
tipuri întâlnite în regiunile de deal și de munte, care apar izolat dar care prin evolu ție
ajung să se uneasc ă, creând deplas ări cu dimensiuni mari. Poart ă cele mai variate
denumiri regionale legate de multe ori de form ă. Când sunt izolate stabilizarea este
ceva mai rapid ă.
¾ Alunecările profunde. Au dimensiuni foarte va riate, uneori cuprinzând
versanții în întregime sau cea mai mare parte din bazinele unor v ăi torențiale.
Afectează stratele de roci care intră în alcă tuirea versan ților, patul de alunecare fiind
la adâncimi de mai mul ți metri. În evolu ția lor pot fi surprinse toate fazele de
pregătire (se concentreaz ă în individualizarea unei re țele de cr ăpături care se
diversific ă, se unesc, l ărgesc și se adâncesc), de manifestare activ ă (rezultă – râpa de
desprindere care se extin de, mai multe trepte și valuri de alunecare etc.), de stabilizare
parțială și de reactivare pe sectoare . (fig. 16, 17)
Diferențierea subtipurilor se face dup ă criterii diferite din care trei sunt
frecvent invocate – sensul evolu ției (delapsiv sau detrusiv ), raportul dintre direc ția de
dezvoltare și sensul înclin ării stratelor și forma general ă ca rezultat al evolu ției
(lineară sau de vale și areală sau de versant).
• Alunecările masive de versant. Sunt cele mai extinse, uneori cuprinzând
întregul versant. Râpa de desprindere se afl ă în treimea superioară a versantului și are
o desfășurare neordonat ă (sectoare semicirculare legate de altele lineare și dimensiuni
variabile (în ălțimi de la 2-3 m la peste 50 m), în trucât a rezultat din însumarea și
evoluția mai multor râpe cu pozi ție diferită. În fața ei corpul alunec ării constituie o
masă extrem de heterogen ă, atât ca form ă (trepte, valuri, curgeri de noroi,
microdepresiuni lacustre, cu exces de umiditate etc.), cât și ca grad de amestec și
fragmentare a materialelor. Evolu ția începe prin individualizarea în jum ătatea
superioară a versantului a unei alunec ări profunde cu râp ă de mai mul ți metri înălțime
și una-dou ă trepte. În fazele urm ătoare se produc pe de-o parte, retragerea ș i
extinderea râpei, dezvol tarea corpului alunec ării prin apari ția a noi trepte și înaintarea
lui spre baza versantului de unde caracterul detrus iv-delapsiv. Pe de alt ă parte,
alunecarea cre ște lateral prin antrenarea unor spa ții noi de pe versant, ceea ce conduce
la detașarea altor râpe și trepte secundare. Când dimens iunile ating valori însemnate
se ajunge la evolu ții diferite pe sectoare. As tfel, din râpa principal ă care rămâne activ ă
se desprind trepte dar cu m ărime redusă ; treptele vechi cunosc transform ări prin
șiroire, spă lare în suprafață , alunecări; masa frontal ă a alunecării datorit ă amestecului

56
materialelor și împingerilor repetate, iar uneori și interven țiilor antropice (ară tură) își
modifică înfățișarea de la puternic v ălurit, la un gl acis deluvial ondu lat. Uneori, în
porțiunile intens umezite, materialele nisipo-argiloase se transform ă în curgeri de
noroi. Sunt și situații (în Subcarpa ți sau Podi șul Moldovei) când datorit ă alcătuirii
argilo-nisipoasă a materialelor din corpul alunec ării și abunden ței apei se ajunge la
transformarea întregii deplas ări, într-o mas ă puternic amestecat ă cu caracter curg ător.
Alunec ările masive de versant în regiunile deluroase cu structur ă
monoclinală sau larg cutată pot fi consecvente și obsecvente . Indiferent de situa ție,
dacă în alc ătuirea geologic ă alterneaz ă strate groase de gresii, tufuri,
microconglomerate, marne, argile se ajunge la un tip de alunecare numit în
Transilvania și Moldova – glimee.
Aceasta are râpe mari, 2-5 șiruri de trepte la care se pot distinge stratele de
roci, mai multe aliniamente de valuri și un glacis deluvial. Treptele sufer ă modifică ri
trecând de la înf ățișarea unor trunchiuri de piramid ă extinse (copârș eu), la aceea de
conuri țuguiate (țiglăi) sau rotunjite (gruie ți).
• Alunecările masive de vale (lineare). Sunt frecvente în regiunile deluroase
și montane alc ătuite din roci sedimentare în strate sub țiri, între care multe au
caracter nisipo-argilos. A doua condi ție este fragmentarea impus ă de o reț ea densă de
torenți, ravene a c ăror bazine de recep ție sunt desp ădurite sau p ădurea este rar ă. În
condițiile unor precipita ții bogate pe versan ții din bazinul de recep ție, se produc
desprinderi locale, masa alunecat ă canalizându-se pe ravene, spre axul v ăii. Deci,
concomitent se individualizeaz ă mai multe limbi de materiale v ălurite care umplu
ravenele, iar pe restul versan ților, râpe secundare cu dimensiuni variabile sub care
există brazde de alunecare. Evolu ția ulterioar ă se concretizează în două direcții. Prima
conduce la extinderea ș i unirea râpelor care vor crea în final, o râp ă semicirculară la
partea superioar ă a bazinului, iar cea de a doua la înaintarea ''lim bilor'' de materiale de
pe ravene pe canalul de scurgere al torentului pe care îl umplu treptat pân ă la baza sa
unde masa deplasat ă v a c r e a o f o r m ă de acumulare conic ă. În lungul porniturii
alternează porțiuni cu materiale groase dispuse ca trepte și valuri cu porț iuni unde
umezeala bogat ă le-a transformat în noroi.
Astfel de alunec ări au lungimi de la câteva sute de metri, la mai
mulți kilometri. Procesul cunoa ște o evolu ție cu numeroase reactiv ări care se produc
în perioadele cu precipita ții bogate. Sunt favorizate de pa ntele mai mari de pe versan ți
și de instabilitatea creat ă prin adâncirea realizat ă de șuvoaiele de ap ă în masa
deplasată.
¾ Măsuri de prevenire și combatere a alunec ărilor de teren .
Desfășurarea alunec ărilor este înso țită pretutindeni de degrad ări ale
terenului la scar ă diferită. Sunt afectate culturile agricole, c ăile de comunica ție,
diverse construc ții, structura și însăși păstrarea solului, iar în cazuri mai rare, vie țile
oamenilor. Nu trebuie omis nici faptul c ă prin acest proces se modific ă mai mult sau
mai puțin în întregime fizionomia, alc ătuirea reliefului anteri or. Toate acestea impun
atât cunoaș terea detaliat ă a mecanismului producerii sale, dar și a activit ăților menite
să le previn ă sau să le combată .
• Măsurile de prevenire s e a u î n v e d e r e î n a i n t e c a f e n o m e n u l s ă s e
producă, ele având ca scop slă birea acțiunii forțelor care mai mult sau mai pu țin rapid
conduc la ruperea echilibrului de versant. Între acestea importante sunt: un mod de
utilizare a terenurilor adecvat caracteristicilor fizice ale lor (pant ă, alcătuire,
permeabilitate, capacitate de re ținere a apei etc.); menț inerea și protejarea vegeta ției
(îndeosebi a p ădurii); drenarea suprafe țelor cu exces de umiditate , a izvoarelor și a
ochiurilor de apă ap ărute frecvent la ploi; amenajarea corespunzătoare a pantelor

57
mari (rezultate prin sec ționarea versan ților) prin planta ții speciale de arbori și arbuști,
cât și prin lucr ări de construc ții speciale.
• Măsurile de combatere trebuiesc gândite și aplicate în func ție de nivelul la
care a ajuns evolu ția alunecă rii și de consecin țele deja înregistrate. Ca urmare, este
necesar a fi stabilite, ac țiuni eficace în direc țiile – eliminarea rapid ă a apei din corpul
alunecării (prin lucr ări de drenaj a izvoare lor, ochiurilor de ap ă, în arealele cu exces
de umiditate etc.), fixarea râpei de desprindere (împădurire cu esen țe lemnoase care
îndeplinesc trei condi ții – își dezvolt ă repede sistemul ra dicular pivotant, are
capacitate de extragere și eliminare a apei, sunt compatibile cu condi țiile pe care le
oferă regiunea), fixarea diferen țiată a corpului alunecării în funcție de caracteristicile
locale (nivelarea pantelor ma ri, plantarea de arbori și arbuști care elimin ă rapid apa
încorporată în materialele deplasate, mic șorarea puterii de adâncire a ravenelor prin
aplicarea de baraje cu caracteristici deosebite în func ție de situa țiile concrete, lucr ări
de zidărie în sectoarele frontale când sunt necesare etc.), un mod de folosință a
terenurilor din regiunile limitrofe alunec ării adecvat menținerii echilibrului și
împiedicării extinderii procesului.
3.1.3. Curgerile de pe versan ți
Sunt procese gravita ționale ce se realizeaz ă cu vitez ă mare prin care un
volum important de material e (argilo-nisipoase, cenu șă vulcanic ă etc.) cu consisten ță
redusă și cu caracter fluid sunt deplasate c ătre baza versantului. Producerea lor este
însoțită de numeroase consecin țe care afecteaz ă nu numai elementele cadrului natural,
dar și așezările, diversele construc ții, culturi agricole etc. În func ție de caracteristicile
fizice ale materiei ce sufer ă deplasarea și de modul în care acesta se înf ăptuiește, se
pot separa mai multe tipuri.
¾ Torenții noroioși. Materialul deplasat este un noroi mai mult sau mai pu țin
vâscos în funcț ie de gradul de umezire al rocilor dominant argiloase, marnoase
existente în bazinul de recep ție a unor v ăi torențiale.
– Condiț ii de manifestare. Frecvent procesul se produce dac ă sunt:
• roci sedimentare în strate relativ sub țiri, slab consolidate între care o
pondere însemnată o au cele argiloase, nisipo-argiloas e, marnele etc.; se pot înregistra
și în depozite de alterare groase;
• lipseș te vegeta ția arborescentă ceea ce conduce la posibilitatea
pătrunderii apei și înmuierii materialelor și rocilor;
• are loc o adâncire a to rentului, ravenelor, ogaș elor care conduce la
realizarea st ării de instabilitate, accentuat ă;
• un mod de utilizare neadecvat a suprafeț elor de teren limitrofe
canalelor de scurgere a apei (p ășunat abuziv, îndep ărtarea vegeta ției arbustive)
– Evoluția procesului poate fi urm ărită în mai multe faze .
Faza preliminară implic ă adâncirea ravenelor din bazinul de recep ție al
torentului și producerea de alunec ări superficiale și de mică adâncime c ătre acestea,
până la umplerea lor. Uneori, adâncirea poate cauza desprinderi (alunec ări-pră bușiri)
cu volume însemnate de roc ă care umplu ravenele. Indiferent de situa ție, în aceast ă
fază trebuie să se disloce o mas ă de roci ce ajung în cadrul unor canale prin care s ă se
producă evacuarea.
Fază de torent noroios este condi ționată de căderea unor precipita ții bogate care
vor îmbiba materialele tran sformându-le într-o masă vâscoasă ce începe deplasarea în
lungul ravenelor și apoi a canalului de sc urgere al torentului c ătre baza versantului. În
funcție de con ținutul în ap ă deplasarea se va realiz a mai rapid sau mai încet.
Rezultanta va fi o însumare de valuri, brazde separate de micr odepresiuni mai mici
sau mai mari, care vor alc ătui o form ă generalizat ă de limbă noroioasă ''în lungul

58
torentului''. Aceasta la b aza versantului se va rev ărsa pe un pod de teras ă sau în albia
unei văi construind aici un con de noroi. Pierderea treptat ă a apei din limba de noroi
va micș ora viteza de deplasare a ei.
Fază de relativă stabilitate când masa de materiale se opre ște, crăpăturile
rezultate în timpul deplas ării se vor accentua prin usc ăciune. Ulterior, apa provenit ă
din ploi va produce unele modific ări între care mai importante sunt crearea de șanțuri
de șiroire și desprinderi locale.
Reluarea procesului de curgere noroioas ă se va face numai în condi ții de
umezire accentuat ă și prin aportul unor noi volume de roc ă însemnate, desprinse din
partea superioară . Limbile de noroi venite de sus, fie vor înainta pe șanțurile create,
fie pe por țiunile mai joase ale curgerii vechi, iar în func ție de volum vor ajunge sau nu
peste conul anterior.
– Măsurile de prevenire sunt similare cu cele de la alunec ări, iar combaterea
vizează drenarea locurilor cu exces de ap ă și fixarea prin vegeta ție, cleionaje, nivelă ri
dar și o schimbare total ă a folosinței terenului.
¾ Curgerile de noroi de pe flancurile vulcanilor noroio și au forma unor limbi cu
dimensiuni diferite în funcț ie de debitul de noroi care este expulzat din cratere dar și
de gradul de vâscozitate a lui. Cu cât este mai fluid cu atât suprafa ța și lungimea sunt
mai mari. Curgerile de la mai mul ți vulcani se pot concentra pe anumite aliniamente
rezultând limbi de noroi care ajung la mai multe sute de metri lungime și grosimi de
peste un metru (ex. la vulcanii noroio și de la Pâclele Mari).În timp, prin pierderea apei
argilele se usucă , rezultând aliniamente de cr ăpături pe care la ploile urm ătoare apa se
concentreaz ă creând șențulețe și șanțuri de șiroire.
¾ Curgerile de nisip se produc pe versan ții alcătuiți dominant din strate din roci
silicioase slab coezive sau pe pantele nisipoase ale dune lor de nisip (îndeosebi în
regiunile temperate). Masa nisipoas ă, deși este dominant alc ătuită din granule de
cuarț , conț ine și particule de argil ă. În condi țiile unor precipita ții bogate, apa p ătrunde
în jurul fiec ăreia, micș orează coeziunea și frecarea f ăcând posibil ă deplasarea pe
pantă sub impulsul gravita ției. Mobilitatea se realizeaz ă pe aliniamente intens
umezite, de unde și formele variate pe care le îmbrac ă rezultanta procesului.
• Curgerile lineare se produc frecvent în două situații: -fie pe aliniamentele
stratelor nisipoase slab cimentate și cu pozi ție aproape vertical ă încadrate de
strate de roci consolid ate, fie în lungul unor v ăiugi, șanțuri de pe versan ții alcătuiți
dominant din roci nisipoase slab consolidate. În faza preliminar ă prin procese de
meteorizare rezult ă o masă nisipoasă în loc, iar la ploile bogate, aceasta prin înmuiere
va curge. Rezult ă o limbă de nisip care se termin ă printr-un con mai mare sau mai mic
în funcție de masa deplasat ă. Prin repetarea procesului se ajunge la un jg heab, din care
nisipul este evacuat , încadrat de pere ți de rocă consolidat ă.
• Curgerile areale se fac pe suprafe țele înclinate ale dune lor de nisip, dup ă
ploi bogate în porț iunile cu un con ținut de particule argiloase mai mare unde și
umectarea este ridicat ă.
Grosimea masei de nisip deplasate variaz ă în funcție de pozi ția în adâncime a
stratului intens umectat. Prin pierderea apei în urma infiltr ării sau evapor ării, nisipul
se usucă, iar forma valurit ă, creată de proces se atenueaz ă.
Deosebit de periculoase sunt curg erile care se produc în galeriile de
exploatare miniere din strate le nisipoase îmbibate cu ap ă intersectate de acestea. Pe
de-o parte, umplerea galeriilor, iar pe de alta rezult ă goluri ce facilitează surpări.
¾ Curgerile de cenu șă vulcanic ă se înregistreaz ă pe versan ții vulcanilor, atât în
timpul erup ției acestora, cât ș i ulterior. Materi alul este cenu șa acumulat ă în volum
însemnat care la ploile bogate se îmbib ă devenind o masă vâscoasă ce se deplaseaz ă

59
rapid spre baza versantului. Gravita ția îi imprim ă o forță suficientă pentru a antrena și
alte produse vulcanice ceea ce o transform ă într-un amestec heterogen cu putere de
izbire și eroziune deosebit ă. În Indonezia, Filipine și alte insule vulcanice din Oceanul
Pacific, unde ploile sunt frecvente, producerea curgerilor de acest gen a cauzat
distrugeri materiale foarte mari inclusiv de vie ți omenești.
¾ Curgerile de lav ă – reprezintă o situație aparte, întrucât aceasta constituie
materie topită , venită din interiorul scoar ței și care se revars ă prin cratere. Ca urmare,
aici intervin mai mul ți factori care imprim ă deplasarea. Mai întâi este for ța care o
expulzeaz ă, corelată cu presiunea gazelor ce o împing și o aduc pân ă la locul de ie șire
la suprafaț a terestră. De aici, se îmbin ă acțiunea gravita ției care îi determin ă mișcarea
pe pantă și fluiditatea generat ă de compozi ția chimic ă (lavele acide sunt vâscoase și
au mobilitatea redus ă în raport cu cele bazice) în func ție de care cap ătă o viteză mai
mare sau mai mic ă. Limbile de lav ă se suprapun, se consolideaz ă contribuind la
dezvoltarea aparatelor vulcani ce sau a platourilor vulcanice.
3.2. Procese gravitaț ionale lente (deplasările lente în depozite)
Sunt mișcări imperceptibile care se înregistreaz ă la nivelul elementelor mai
mari sau mai mici care alc ătuiesc depozitele ce acoper ă, atât suprafe țele orizontale cât
și pantele. Și în cazul acestora, de și sunt scurte și ca durat ă și ca spațiu intervin
succesiv dou ă categorii de forț e. Primele sunt cele care cond uc la o instabilitate, pe un
spațiu restrâns, urmare a producer ii unor presiuni (prin varia ții de natur ă termică sau
de umiditate, prin înghe ț-dezgheț, căderea unor corpuri pe suprafaț a depozitului etc.)
sau a creă rii unor goluri prin circulaț ia apei și preluarea de c ătre apa infiltrat ă a unor
particule sau a unor substan țe (în solu ție). Slăbirea legăturilor dintre particule permite
intervenția gravita ției care se manifest ă ca o forță ce tinde s ă creeze un nou echilibru.
Ca urmare, elementele vor suferi mici deplasă ri în ideea ajungerii într-o pozi ție nouă .
Dac ă acesta este specificul general al mi șcării, alț i factori, îndeosebi cei de
natură climatică și litologic ă, conduc la diversificarea tipului de deplasare de unde și
rezultatele diferite ale procesului. În acest sens se pot separa mai multe subtipuri de
deplasări lente. (fig. 18)
3.2.1. Deplasările uscate – frecvente în depozitele he terogene din regiunile
deșertice calde. În câmpurile de pietre col țuroase exist ă elemente cu dimensiuni și
alcătuire mineralogic ă diferite separate de goluri mai mari sau mici. Varia țiile de
temperatură produc cre șteri sau descre șteri de volum care se transmit în presiuni
laterale ce conduc la ruperea stabilit ății. Ca urmare, sub efectul gravita ției, pietrele se
reașează în spaț iile goale în raport de for ța de deplasare impus ă de propria greutate.
Elementele grele se afund ă în depozit în timp ce acelea mai mici se grupeaz ă la partea
superioară. Mișcarea este înso țită și de o u șoară tocire a muchiilor și colț urilor
pietrelor. Procesul este stimulat de îndep ărtarea elementelor fine, fie prin ac țiunea de
spulberare a vântului (defla ție), fie prin antrenarea lor de c ătre apă la precipita țiile
rare, dar care au caracter toren țial. Prin îndepă rtarea acestora, volumul golurilor
crește, se accentueaz ă starea de instabilitate și devine propice tendin ța de deplasare
(cădere) a pietrelor.
3.2.2. Deplasările în depozite prin înghe ț-dezgheț sunt legate de regiunile
alpine, subpolare și polare, acolo unde tre cerile diurne de la valo ri termice pozitive la
cele negative sunt frecvente și unde apa este prezent ă. Tensiunile create prin
înghețarea apei în spa țiile dintre blocuri și respectiv relaxarea acestora pricinuit ă de
topirea ghe ții, determin ă instabilitatea grohoti șurilor care se vor rea șeza (deplasa) sub
acțiunea gravita ției materializat ă prin propria greutate. Proces ul poate fi stimulat fie
prin exercitarea unor presiuni din exteri or (prin acumulare, troienirea, unei cantit ăți
importante de z ăpadă sau căderea unor blocuri dezagregate de la partea superioară a

60
versanților fie în interior datorit ă circulaț iei apei în timpul verii la baza depozitului și
printre elementele acestuia ceea ce du ce la antrenarea elementelor fine și la mărirea
volumului spa țiilor goale.
3.2.3. Creepul (repta ția) – este un tip de deplas ări extrem de lent care se
realizează la nivel de particul ă, într-un depozit de versant alc ătuit din elemente cu
dimensiuni foarte mici. Mai întâi procesul const ă î n m ișcările fiecărei particule
determinat ă de producerea unor presiuni în depozit ca urmare a varia țiilor de
temperatură , îngheț-dezghețului, circula ției lente a apei, penetr ării lui de c ătre
rădăcinile plantelor și de către animale. Ea const ă într-o deplasare imperceptibil ă spre
locul unde rezisten ța e mai mic ă și în sensul pantei. Al doilea aspect se refer ă la
rezultatul însum ării mobilit ății particulelor și care indic ă o modificare a dispunerii lor
în depozit cu reflectare și în structura acestuia. Evident acesta apare exteriorizat în
diverse situa ții din care dou ă sunt uș or de constatat. Una se referă la asimetria
dispunerii materialelor în fa ța și în spatele unor arbori gro și cu rădăcini puternice. Pe
versanții cu înclin ări reduse creepul face ca în spatele trunchiului copacilor particulele
antrenate în deplasare din partea superioară a pantei s ă se îngrămădească (arborele
este un obstacol) pe când în fa ță ele se vor îndep ărta și ca urmare, r ădăcinile sunt
scoase la suprafa ță. Deseori procesul se asociaz ă cu spălarea în suprafa ță. A doua
imagine relevant ă este aceea a arbuștilor și arborilor tineri aplecaț i în sensul pantei.
Ei au ră dăcini scurte și fixate doar în depozit. Ca urmare a faptului c ă mișcarea
particulelor este mai activ ă la suprafa ța acestuia, trunchiul este împins spre baza
pantei paralel cu alungirea r ădăcinilor în acela și sens.
3.2.4. Coraziunea (deraziunea) – este un proces de depl asare lent în sensul
pantei atât a elementelor depozitului cât și a capetelor stratelor de sub el.
Procesul este favorizat de anumite condiț ii – strate heterogene ca alc ătuire,
subțiri și cu pozi ție aproape de vertical ă, un depozit gros și o pantă generală a
versantului de peste 200.
Înfăptuirea fenomenului se produce în timp îndelungat prin însumarea mai
multor ac țiuni simple (creep, alunec ări superficiale) etc., da r sub controlul gravitaț iei.
Aceasta pe de-o parte impune deplasarea general ă a materialelor în sensul pantei, iar
pe de alta exercit ă o presiune asupra capetelor strate lor prin greutatea depozitului de
deasupra la care se poate asocia greutatea a ltor materiale care se suprapun pe acesta
(ex. strat de z ăpadă).
Ca urmare, capetele stratelor se vor „îndoi” în sensul pantei și opus înclin ării
inițiale.
Încovoierea este înso țită de fragmentarea capetelor stratelor, buc ățile, cu
dimensiuni variabile, în șirându-se în prelungirea lor. În unele sectoare ale versantului,
unde deplasarea materialelor este mai rapid ă (stimulat ă și de o circula ție activă a apei
subterane) se ajunge la individualizarea unor v ăiugi puț in adâncite, lipsite de ap ă și
înierbate ( văiugi de deraziune ).
Fenomenul de coraziune este frecvent întâlnit în unit ățile sedimentare ale
flișului paleogen din Carpaț i și în molasa miocen ă subcarpatică .
3.2.5 Tasarea este un proces gravita țional lent care se realizeaz ă cu predilec ție
în depozite groase sau în roci afânat e cu porozitate mare ce permit, circula ția apei pe
verticală . Între acestea importante sunt loessurile, depozitele loessoide, nisipurile
argiloase, slab cimentate și depozitele groase. Realiz area acestuia mai necesit ă
existența unor suprafe țe orizontale sau cu înclinare foarte redusă , precipita ții bogate și
o bună drenare naturală a apei în adânc.
Circulația apei prin porii și crăpăturile rocilor sau prin golurile din depozite
produce antrenarea particulelor fine și a elementelor luate în solu ție către baza

61
acestora m ărind volumul spa țiilor goale la partea superioar ă slăbind astfel leg ăturile
dintre elemente. Particulele r ămase și aflate într-un echilibru precar, prin greutatea lor
impusă de gravita ție, se vor deplasa în spa țiile goale. Prin însumarea mi șcării lor la
nivelul suprafe ței terenului se vor crea, excava ții circulare sau ovale cu dimensiuni
diferite. Individualizarea acestora este condi ționată de sectoarele în care exist ă o
circulație mai rapid ă a apei pe vertical ă ca urmarea a unui grad de porozitate mai
însemnat, la care se adaug ă posibilitatea exercit ării din exterior a unor ac țiunii
diverse, menite fie s ă preseze roca (troiene de z ăpadă, diverse construc ții grele) sau s ă
suplimenteze local aportul de ap ă care pătrunde în roc ă (topirea z ăpezii din troiene,
irigații greșit realizate).
Principala form ă de relief care rezult ă în urma tas ării este crovul. Acesta poate
ajunge la diametre de mai mul ți zeci de metri și adâncime de câ țiva metri. Când pe
fundul său precumpă nesc elementele argiloase exist ă condiții pentru realizarea
excesului de umiditate sau a fenomenului de l ăcuire temporar ă. Prin evolu ția laterală a
lor, ele se pot intersecta rezultând microdepresiuni cu dimensiuni mult mai mari și cu
un contur festonat. Ele sunt numite în țara noastr ă, găvane, iar cele mai extinse
padine. În ultimele se p ăstrează frecvent lacuri, unele cu ap ă sărată și nămol
sapropelic (ex. în B ărăgan). (fig. 18)
Dacă la baza depozitului loessoid exist ă un strat argilos slab înclinat ce
permite circula ția apei pe anumite direc ții se poate ajunge la de zvoltarea la suprafa ța
depozitului a crovurilo r care se vor în șira pe anumite aliniamente. Prin unirea lor
rezultă văiugi cu un contur neregulat care sunt lipsite de ap ă o bună parte din an.
Printr-o evolu ție îndelungat ă văiugile se unesc într-un sistem haotic cu frecvente
coturi în unghi drept, dar cu un ax de drenaj principal al apei efectuat dup ă ploile
bogate. Astfel de vă i sunt cunoscute sub numele de văi de tip ''furcitur ă'' și au fost
descrise prima dat ă în Câmpia Român ă de că tre George Vâlsan. Acelaș i geograf
explică și desfășurarea concentrat ă a crovurilor în B ărăgan pe aliniamente orientate
NE-SV ca urmare, a frecven ței vânturilor pe aceast ă direcț ie care impun și dezvoltarea
troienilor de z ăpadă. Sub fiecare troian datorit ă greutății zăpezii, dar și asigură rii unei
cantități mai mari de ap ă care se infiltreaz ă se ajunge la individualizarea unui crov.
Prin tasare se realizeaz ă o fragmentare a câmpurilor loessoide și o diminuare
a potențialului productiv al lor.
Tasă ri îmbinate frecvent cu pr ăbușiri sau sufoziuni se produc în depozitele și
stratele de roci care acoper ă goluri subterane realizate natural sau antropic. În prima
situație, procesul este frecvent în regiunile unde sub depozite s unt roci solubile (sare,
gips, calcar); la contactul dintre ele se dezvolt ă prin dizolvare goluri cu dimensiuni
reduse care determin ă tasarea-pră bușirea depozitelor de deasupra și formarea de
microdepresiuni. Cea de a doua situa ție aparține galeriilor și sălilor în care s-au
exploatat diferite minereuri sau substan țe și care sunt în leg ătură cu suprafa ța prin
diverse aliniamente de fisuri, cr ăpături. În timp, mai ales dac ă sunt pă răsite, se
realizează o circula ție a apei din depozit spre goluri le subterane care va conduce la
tasări, sufoziune, pr ăbușiri (frecvent în regiunile cu exploată ri de sare, dar ș i la alte
mine (Bălan, Baia Sprie).
3.2.6. Sufoziunea este un proces gravita țional complex în care deplasă rile
lente (precump ănitor în prima parte a producerii lui) se completeaz ă cu altele rapide.
Rezultă un relief variat care se însumeaz ă pe măsura dezvolt ării procesului în timp și
pe spații tot mai largi.
Realizarea acestora implic ă câteva condiții: -un depozit sau roci cu porozitate
mare (loess, depozit loessoid sau nisipos etc.) care permite o circula ție activă a apei de
sus în jos sub impulsul gravita ției; existen ța la baza acestuia a unui strat de roci

62
impermeabile (argilos) care este înclinat și intersectat de un versant; suprafa ța
topografic ă a terenului orizontal ă sau cvasiorizontală propice procesului de infiltrare a
apei; precipita ții bogate în anumite perioade de timp separate de intervale secetoase;
se adaugă aportul apei din iriga ții.
Procesul se îmbin ă cu tasarea și alte ac țiuni care conduc la mi șcarea
particulelor din roc ă sau depozite. Esen țială este pătrunderea apei și circulația ei prin
pori, dar mai ales cră pături, fisuri sub impulsul gravita ției. Aceasta pe de-o parte
dizolvă unele săruri (îndeosebi carbonaț i) iar pe de alta antreneaz ă particule fine
nisipoase sau argiloase. Deasupra stratului din roci impermeabile ea nu numai c ă
îmbibă un orizont de la baza loessului sau de pozitului prin care a trecut, dar cap ătă o
direcție de miș care (scurgere) în sensul înclin ării stratului argilos pân ă ce iese în
versant ( izvor sufozional ). Prin aceasta ea antreneaz ă și particule din masa loessului pe
care le elimin ă pe versant. În timp rezult ă lărgirea spa țiilor prin care apa circul ă
ajungându-se la crearea unor goluri cu desf ășurare vertical ă d e l a s u p r a f a ța până la
baza loessului și cvasiorizontal ă în lungul stratului de argil ă până la izvorul
sufozional. Când golurile devin mai mari se modific ă modul de circula ție al apei din
prelingere în curgere propriuzis ă, acț iune impus ă de gravita ție (este deosebit de
intensă la ploile toren țiale și când golurile verticale coincid cu fundul unor
microdepresiuni ce concentreaz ă apa). Șuvoaiele de ap ă care străbat golurile încă rcate
cu particule nisipoase exercit ă o acțiune de smulgere a materialelor de pe pere ții
acestora l ărgindu-le continuu. Rezult ă treptat trei tipuri de microforme- la suprafa ță
microdepresiuni care concentreaz ă apa (pâlnii de sufoziune) , iar în interior mai întâi,
goluri verticale (hornuri) și apoi goluri slab înclinate la baz ă (tunele sufozionale) . Ele
se lărgesc continuu pân ă se ajunge, local, la st ări de instabilitate care conduc la
prăbușiri (surpări). (fig. 18).
Când suprafa ța terenului este slab înclinat ă (sub 200), evoluția se complic ă în
sensul că , circulației apei pe vertical ă i se adaug ă una în lungul acesteia. Dac ă prima
conduce la formarea hornurilor ș i a tunelelor sufozionale, cealalt ă creează văiugi
sufozionale prin unirea microdepresiunilor de tasare, când panta este mic ă (uneori cu
puțuri sufozionale în fiecare) sau v ăiugi dezvoltate prin concentrarea apei prin
aliniamente joase (în lungul lor se pot individualiza pu țuri sufozionale în sectoarele cu
frecvente cr ăpături verticale). Deci, se produce o evolu ție dublă, la suprafa ță și în
adâncul depozitului de loess. Acest ea vor conduce la instabilitatea local ă și apoi
generală a loessului sau depozitului dintre cele dou ă planuri (de suprafa ță și din
adânc). În timp sub influen ța gravitației se vor realiza pr ăbușiri și astfel la zi vor
apărea sectoare tot mai mari din tunelul sufozional. V ăiuga capătă un caracter
complex ( vale sufozional ă). Acestea va avea un profil transversal cu dou ă sectoare
distincte (unul larg superior și altul îngust cu pere ți verticali în baz ă) și un profil
longitudinal în trepte cu sectoare în care pr ăbușirea a scos la zi baza tunelului și
sectoare cu poduri sufozionale (porțiuni de roc ă cu tunel în baz ă încă neprăbușite).
Rezultă că sufoziunea, deș i este un proces în care circula ția apei înc ărcată cu
particule se realizez ă într-un depozit sau rocă afânată ; ea are un rol esen țial în crearea
unui relief specific, în și pe acesta; pe parcursul evolu ției ea se îmbin ă cu alte procese
gravitaț ionale (tasarea, pr ăbușiri, alunec ări etc.), de meteorizare (dizolvarea) sau cu
spălarea și șiroirea slab ă. Ca urmare, rezult ă un relief variat de la un sector la altul,
având maximum de dezvoltare în vecin ătatea malurilor sau versan ților abrup ți cu
diferență de nivel mare (ex. versan ții Dunării în Bărăgan sau în Dobrogea).
Sufoziunea se produce și deasupra golurilor create an tropic în roci la diferite
adâncimi (exploat ări miniere) în urma stabilirii unor legă turi prin cr ăpături între cele
două sectoare. Apa antrenat ă de gravita ție de la suprafață prin crăpături, le lărgește

63
creând puț uri și prin extinderea acestora, hornuri de mai mul ți metri înconjurate de
microdepresiuni mixte (tasare și sufoziune). Fenomenul are frecven ță ridicată în
depozitele ce acoper ă rocile cristaline în care se afl ă săpate o parte a galeriilor de
exploatare a minereului de cupru de la B ălan sau în forma țiunile sedimentare de
deasupra galeriilor de extrac ție a lignitului din Oltenia.
Fenomene similare se produc și în depozitele argilo-nisipoase care îmbrac ă
blocuri de sare sau gips . Apa care se infiltreaz ă de la suprafa ță la contactul cu rocile
solubile genereaz ă goluri de dizolvare. În timp c ăile de acces ale apei se l ărgesc
sufozional transformându-se în pu țuri și hornuri. Prin lă rgirea tuturor golurilor se
ajunge la st ări de instabilitate a rocilor și dezvoltarea de pr ăbușiri sau pr ăbușiri-
alunecă ri. Cele mai frecvente cu ef ecte observabile pe suprafe țe întinse sunt întâlnite
la Slănic Prahova, Telega, Ocnele Mari, Ocna Mure ș, Turda, Ocna Șugatag etc. unde
succesiunea proceselor s-a realizat rapid în condi țiile existentei unor galerii și săli de
exploatare a s ării aflate la adâncimi reduse. Sunt și regiuni unde blocurile de sare
îmbră cate în depozite marno-argilo-nisipoase (brecia s ării) se afl ă la suprafață sau la
foarte mic ă adâncime. Și aici, în timp prin circula ția apei și asocierea proceselor de
dizolvare, sufoziune, pr ăbușire, șiroire rezult ă în timp forme de relief complexe
(microdepresiuni, hornuri, tunele, v ăi torențiale cu caracter sufozional (ex. pe platoul
Sării-Meledic din bazinul râului Sl ănic).
Producerea proceselor de sufo ziune în toate aceste situa ții, mai ales când se
asociază cu prăbușiri și alunecări este înso țită de urmări extrem de nefavorabile pentru
activitățile economice (degradarea terenurilor pân ă la scoaterea definitiv ă din circuitul
agricol ex. la Ocnele Mari în 1977 și 2002; distrugerea pe sectoare a c ăilor de
comunica ție – ex. calea ferată Galați – Tuluce ști; dărâmarea de locuin țe – ex. Ocnele
Mari 2002) și chiar pierderi de vie ți omenești. De aceea
este important a stabili riscul producerii acestui proces și delimitarea terenurilor care
au potențial pentru el.

Verificări:
• Precizați rolul gravita ției în deplasarea materialelor pe diferite pante.
• Care sunt condi țiile ce favorizeaz ă producerea pr ăbușirilor și alunecărilor de
teren?
• Desenați un profil printr-o alunecare de teren, stabili ți principalele componente și
descrieț i-le.
• Care este specificul mecanismului deplas ărilor lente?
• Numiți principalele forme de relief create prin sufoziune și tasare și indicați modul
în care rezult ă.

64

4. Pluviodenudarea și relieful creat

Probleme:
Definiție și condiții de producere, în țelegerea mecanismului de ac țiune directe a
apei din precipita ții asupra materialelor de la suprafa ța reliefului.
Formele de manifestare a pluviodenud ării – izbire, sp ălare în suprafață , șiroire,
torențialitate (caracteristici, mod de producere, consecin țe, măsuri de prevenire și
combatere a efectelor lor).
Consecințele producerii pluviodenud ării.

4.1. Defini ție și condiții care favorizeaz ă acțiunea:
Pluviodenudarea este ac țiunea direct ă pe care o exercită apa provenit ă din
ploi și topirea z ăpezii asupra elementelor de la suprafa ța solului sau a rocilor cu care
intră în contact. Acest agent realizeaz ă dislocarea și deplasarea materialelor în lungul
versantului pe distan țe variabile, dar care în timp, pr in însumare conduc la modific ări
importante ale pantei, alc ătuirii solului și la generarea unui anumit grad de degradare
a terenurilor. Fiind prima form ă de acțiune a apei din precipita ții, ea are un caracter general
fiind o prezen ță mai mult sau mai pu țin activă în orice regiune de pe P ământ. În unele
locuri (regiunile calde și umede, cele temperate) se înregistreaz ă într-un num ăr mare
de zile, pe când în altele (regiunile deș ertice, subpolare etc.) manifestarea se reduce la
câteva minute când se produc ploi care survin la intervale lungi de timp (uneori chiar
ani). Ac țiunea acestui agent se concretizeaz ă în mai multe direc ții – izbirea și
deplasarea individual ă a particulelor; sp ălarea în suprafa ță a versantului, iar dup ă
mulți geomorfologi și o fragmentare linear ă când apa din precipita ții, se concentreaz ă
temporar pe anumite aliniamente. Toate acestea îns ă solicită realizarea unor condi ții
care implic ă caracteristicile terenului, precipita țiilor dar și factorii ce pot avea rol
dinamic stimulativ sau restrictiv.
¾ Precipitațiile factor stimulativ și agent dinamic.
Apa care provine din diferite ploi sau din topirea z ăpezii particip ă la acțiunea
de pluviodenudare sub dou ă forme.
Prima implic ă procesul de saturare a orizon tului de sol sau a rocii prin
ocuparea golurilor cu ap ă slăbind coeziunea particulelor și prin aceasta rezistența la
mișcarea pe pant ă, de unde rolul stimulativ pentru pluviodenudare. Situa ția este
frecventă la ploile cu intensitate mic ă, dar de durată și la topirea lent ă a ză pezii când
se acumulează apă în sol pe adâncime mai mare.
A doua form ă de acțiune implic ă procesul mecanic de smulgere și deplasare a
particulelor de materiale în lungul versantului. Realizarea lui se face la ploile bogate
și cu intensitate ridicat ă cunoscute sub numele de ploi toren țiale. În acest tip se
include atât aversele (ploi bogate ce cad într-un interv al de câteva minute) dar și ploile
ce se produc în timp de mai multe ore și care asigur ă o cantitate mare de ap ă. Ploile
torențiale asigură izbirea (bombardarea), iar prin cantitatea mare de ap ă, dislocarea și
deplasarea lor. Prin specificul dinamic aceste ploi pot înregistra maximum manifestării la început, c ătre mijlocul aversei sau la final, îns ă efectele vor fi diferite.
În prima situa ție pluviodenudarea va fi activ ă în două cazuri. Una implic ă un
sol saturat cu ap ă în prealabil fie din alte ploi, fie din topirea z ăpezii. Ca urmare,
căderea brusc ă a ploii va produce o rapid ă antrenare pe pant ă a materialelor din sol.

65
Cealaltă este specific ă regiunilor unde perioadele secetoa se sunt lungi încât solul este
secătuit de ap ă și golurile, nu prea mari, su nt umplute cu aer. Pic ăturile de ap ă mari și
dense nu pot p ătrunde în sol datorit ă rezistenței aerului dintre particulele minerale și
ca urmare, ele se vor uni formând o pânz ă de apă care se va deplasa pe pantă
antrenând și unele elemente de la suprafa ța solului.
Aversele cu maximum de manifestare la mijloc sau că tre sfârș it, au efectele
cele mai importante indiferent de starea de umiditate a solului. Pe unul umezit
acțiunea începe mai repede și volumul de materiale dislocat este mai însemnat. Pe un
sol uscat și cu goluri și crăpături largi o bun ă parte din apa c ăzută la început p ătrunde
în el și îl umeze ște slăbind rezisten ța granulelor pentru ca în momentul de paroxism al
ploii acestea s ă fie smulse și deplasate pe pant ă.
Dar ploile toren țiale cad pe suprafe țele reduse și ca urmare, efectele lor de și
sunt foarte însemnate se concentreaz ă pe areale limitate. Ca urmare, nu trebuiesc
omise ploile de durat ă, întrucât se produc pe un spa țiu larg și asigură o puternică
umezire a solului și realizarea unei pânze de ap ă care îmbrac ă versanții antrenând spre
baza acestora elementele slab coezive.
¾ Caracteristicile fizice și de alcătuire ale suprafe ței supuse pluviodenud ării. Se
includ mai multe elemente distincte.
• Gradul de înclinare în funcție de care se realizeaz ă și diferențierea modului de
acțiune. Astfel pe suprafe țele orizontale pic ăturile mari ale aversei izbesc și
proiecteaz ă la distan țe mici particulele minerale, pe cele slab înclinat e se realizeaz ă
pânze de ape, iar pe cele cu c ădere mare se produc concentr ării pe făgașe lineare în
lungul pantei.
• Forma suprafe ței versantului care genereaz ă o distribu ție deosebit ă a apei
rezultată din precipitaț ii dar și imprimarea unei anumite viteze în deplasarea ei. În
general, efectele scurgerii apei sunt mai mari plecând de la partea superioar ă către
baza pantei (cre ște cantitatea de ap ă) pe suprafe țele drepte și convexe (aici se adaug ă
și creșterea valorii pantei) ș i accentuate la partea superioar ă a versan ților concavi
(pantă mare) și din ce în ce mai slab ă spre baza lor (pant ă din ce în ce mai mic ă); pe
pantele complexe în care se asociaz ă segmente drepte, concave, convexe
pluviodenudarea se diversific ă impunând por țiuni în care sunt dislocate și deplasate
materialele și porț iuni cu pant ă mică, concavă în care are loc acumularea acestora.
• Lungimea versanț ilor are un rol restrictiv în condi țiile alcătuirii lor din roci
permeabile sau depozite groase, (apa se infiltreaz ă și pluviodenudarea sl ăbește) și
stimulativ pe pantele formate din roci impermeabile, depozite sub țiri și saturate în
apă. Efectele se amplific ă cu cât lungimea cre ște. Astfel la o dublare a acesteia
spălarea produs ă se mărește de trei ori)
• Expoziția versan ților diferențiază acțiunea pluviodenud ării în dou ă sensuri.
Este mare pe suprafeț ele ce au grad de saturare în ap ă deosebit, apoi pe expunerile de
N, NE, NV unde evaporarea este mai redus ă și minime pe cele opuse. De asemenea
apa din averse se distribuie neuniform în raport cu direc ția de deplasare a frontului
ploii (maximum pe pantele expuse).
• Alcătuirea litologic ă a versanților poate avea rol stimulativ (pe rocile
sedimentare și depozitele argiloase cu un grad redus de permeabilitate) sau restrictiv
(pe rocile dure, rezistente, permeabile , pe depozitele groase nisipoase).
• Solurile care acoper ă rocile sau se afl ă la partea superioar ă a depozitelor de pe
versanți în condiț iile unei texturi argiloase, lutoase sau a unei structuri glomerurale
sunt ușor de atacat de pluviodenudare în raport cu cele cu textur ă nisipoas ă sau
structură bolovă noasă , prismatic ă. Mai mult diferen țele care se prod uc de la un

66
orizont la altul face ca în timp pluviodenudarea s ă cunoască intensitate deosebit ă pe
măsura trecerii de la suprafa ță către bază.
Îmbinarea celor șase caracteristici ale suprafe ței de versant care intr ă în
contact direct cu apa din precipita ții conduce la o diversificare a situa țiilor de
manifestare a pluviodenud ării.
• Vegetația – ecran de protejare a suprafe țelor de versant. Cu excep ția
regiunilor de șertice și polare în rest suprafe țele care alc ătuiesc relieful sunt acoperite
de vegeta ție în propor ție variabil ă atât spațial cât și în timp. Ea va reprezenta un strat
interpus între roc ă, sol și apa provenit ă din precipita ții ceea ce face ca interven ția
agentului – apa – s ă se facă mai domol. Vegeta ția realizeaz ă o triplă acțiune, reține o
parte din ap ă pe frunze, ramuri și trunchiul arborilor ca re revine în atmosfer ă ca
vapori, slăbește și posibilitatea concentr ării apei ce ajunge pe sol sub form ă de pânze
sau șuvoaie care s ă exercite eroziune ș i mărește coeziunea dintre granulele solului
prin sistemul de r ădăcini.
Gradul de protec ție a solului fa ță de pluviodenudare de pinde de tipul de
vegetație care acoper ă terenul. Este redus pe suprafe țele cu paji ști discontinui în raport
cu cele unde există pajiști compacte, fâne țe dense. Sub p ădure eroziunea este slab ă,
protecția mai mare sau mai mic ă depinzând de densitatea arborilor și de durata
prezenței sistemului foliaceu (în p ădurile de conifere apa ajunge greu la suprafa ța
solului în raport cu cele de foioase îndeosebi la finele toamnei și începutul
primăverii).
O bun ă parte din vegeta ția spontan ă a fost îndep ărtată prin des țelenire sau
defrișare și înlocuită cu diverse culturi. În timpul anului (prim ăvara sau toamna), când
arătura este proasp ătă, aceste suprafe țe sunt supuse direct atacului apei din ploi, iar
când plantele sunt bine dezvoltate protec ția este deosebit ă sub culturi de graminee sau
leguminoase (trifoi, lucern ă) și mai slab ă sub cele pr ășitoare (porumb).
• Activitățile umane extrem de diversificate pot deve ni factor de stimulare sau de
limitare a pluviodenud ării. În prima grup ă se includ toate ac țiunile care conduc la un
contact direct între apa din precipita ții și materialele de la suprafa ța pantei
(despăduriri, arderea vegeta ției, ară tură în lungul pantei, sec ționarea versan ților etc.)
pe când în grupa opus ă pot fi încadrate toate lucr ările care încetinesc sau opresc
realizarea acestor situa ții (împăduriri, menajarea suprafe țelor cu p ăduri, paji ști, un
mod de folosire a terenurilor adecvat m ărimii pantelor, lucr ări de stabilizare rapid ă a
sectoarelor de versant sec ționate etc.).
4.2. Tipurile de producere dup ă modul de manifestare și rezultate a
denudării.
¾ Impactul pic ăturilor de ploaie mari și a boabelor de grindină. Unii
geomorfologi o numesc pluviodenudare, pe când al ții lărgesc sfera acestei no țiuni
incluzând și alte procese precum sp ălarea în suprafa ța, șiroirea etc.
– Realizarea procesului impune câteva condiții.
• ploi toren țiale cu pic ături de ap ă cu diametre de 3-7 mm, boabe de
grindină; acțiunea crește când deplasarea particulelor de ap ă capătă viteze mai ridicate
datorate rafalelor de vânt;
• suprafața rocii, depozitului sau solului trebuie s ă fie neacoperit ă de
vegetație, prezen ța acesteia conducând la at enuarea impactului;
• elementele componente ale ro cii, depozitulu i, solului s ă prezinte o
coeziune redus ă;
– Desfăș urarea procesului presupune impactul pic ăturilor de ap ă, a grindinei
cu elementele de la suprafa ța terenului. În func ție de puterea de izbire dat ă de
mărimea și viteza pic ăturilor de ap ă particulele minera le sunt dislocate și deplasate în

67
sus și lateral fa ță de locul izbi rii. În mod obi șnuit ele sunt ridicate câ țiva decimetri ș i
deplasate pân ă la un metru de locul provenien ței.
Ac țiunea pare neînsemnat ă dar prin cumularea efectelor individuale are
importanță morfologică locală ea punând în mi șcare particule de pân ă la câțiva
milimetri în diametru.
¾ Spălarea în suprafa ță (areolară, ablaț ie, eroziune laminară)
Este procesul realizat de pânzele de ap ă care se organizeaz ă pe porțiuni din
versant în condițiile:
• producerii unor ploi toren țiale bogate cu maximum de manifestare la
mijlocul sau în finalul acesteia;
• topirea rapid ă a ză pezii ce genereaz ă apă care îmbib ă orizontul de sol
dezghețat dar și dă naștere la o pânz ă care se scurge pe versant;
• versantul s ă aibă o pantă care să permită scurgerea apei dar nu
concentrarea ei pe diferite f ăgașe; în general între 30 și 150.
• materialele de la partea superioar ă a depozitului, solului, rocii s ă fie
slab coezive și să se înregistreze un anumit grad de saturare cu ap ă.
• lipsa vegeta ției care re ține apa împiedicând scurgerea ei.
– Desfăș urarea procesului implic ă într-o faz ă preliminar ă, umectarea
depozitului apoi constituirea pânzei de ap ă care se amplific ă spre momentul de vârf al
ploii. Viteza apei condi ționată de valoarea pantei și de cantitatea rezultat ă din
precipitație genereaz ă forța care produce smulgerea de particule din sol sau din roc ă și
antrenarea lor în lungu l pantei. La precipita ții foarte bogate pânza devine mai groas ă,
iar micile denivel ări ale suprafe ței versantului determin ă crearea pe de-o parte a unei
scurgeri v ălurite, iar pe de alt ă parte dezvoltarea de microt urbioane care smulg din sol
cantități de materiale pe car e apa le transport ă pe pantă. Spre finalul ploii odat ă cu
micșorarea cantit ății de apă, pânza devine tot mai sub țire transformându-se treptat în
șuvițe de apă care se strecoară printre materialele mai ma ri ce-au fost abandonate.
Versan ții nu au o form ă simplă , ci se compun din suprafe țe drepte, convexe,
concave cu înclin ări și lungimi deosebite. Ca urmare, modul de manifestare al pânzei
va fi diferit de la un sect or la altul, în unele precump ănind eroziunea, iar în altele
depunerea materialelor dislocate (fig. 19).
– Măsuri de prevenire ș i combatere. Efectele sunt diferite nu numai spa țial ci și în
timp și ele depind de modul în care condi țiile generatoare ale procesului se îmbin ă.
Eroziunea se manifest ă intens pe solurile sau depozitele lipsite de vegeta ție și duce în
timp la îndep ărtarea orizonturilor acestora ajungând pân ă la roca de sub ele (roca în
loc). Cum sp ălarea pe versant se face diferit de la un loc la altul se ajunge în final ca
suprafața acestuia s ă se constituie dintr-o însumare de petece ce reprezint ă orizonturi
ale solurilor mai mult sau mai pu țin erodate. O parte din acestea se acumulează la
baza versan ților la contactul cu p odurile teraselor sau la marginea luncilor aici
rezultând glacisuri coluviale. Multe dintre materialele sp ălate ajung în albiile pâraielor
și râurilor constituind cea mai mare parte din masa aluviunilor în suspensie c ărate de
către apa lor.
¾ Șiroirea . Reprezint ă procesul de concentr are a apei din precipitaț ii pe trasee
lineare care constitu ie aliniamente joas e în lungul versan ților. Scurgerea apei pe
acestea se face cu o vitez ă mare impus ă de masa de ap ă și de pantă de unde o for ță a
șuvoiului care se consum ă prin erodarea materialelor de pe patul curgerii și
transportarea lor. Procesul începe lent, se accentueaz ă pe măsura creș terii volumului
de apă, sfârșește la scurt timp dup ă ce ploaia a încetat și este reluat la alte ploi
similare. De aici caracterul discontinuu în timp datorită manifestării ploilor toren țiale.

68
Realizarea șiroirii este condiționată și de: lipsa unei vegeta ții dense, existen ța
unor denivel ări, pante mai mari de 100, prezența în alcătuirea versantului a unor
soluri, depozite sau roci u șor de dislocat de c ătre șuvoaiele de ap ă, un mod de utilizare
a terenurilor propice scurgerii concentrate (desf ășurarea în lungul pantei a potecilor,
drumurilor de că ruță, a arăturii, a culturilor pr ășitoare etc.).
Prin modul de desfășurare și rezultate , șiroirea constituie procesul care face
trecerea de la sp ălarea în suprafa ță la scurgerile torențiale și fluviatile . Cu primul
proces are comun dependen ța de ploile toren țiale, locul de manifestare (suprafaț a
versanților) și depozitele slab coezive de pe acestea. Fa ță de celelalte elementele
comune sunt- realizarea scurgerii pe f ăgașe în lungul pantei, eroziunea, transportul
apei și al materialelor dislocate, crearea unor forme de relief negative și alungite. Ceea
ce le deosebesc sunt amploarea și specificul formelor de relief rezultate.
Șiroirea creeaz ă trei tipuri de forme de relief care reflect ă în bună măsură și
stadiile de evolu ție ale procesului pe versant.
– Șențulețele sau rigolele sunt forme primare, cu dimensiunile cele mai mici și
cu un grad de instabilitate accentuat. Ele ap ar pe majoritatea sectoarelor de versant
unde se realizează trecerea rapid ă de la o pant ă mică la una accentuat ă (prag) cu
condiția lipsei vegeta ției. Frecvent se produc în l ungul potecilor, drumurilor de c ăruță,
scocurilor ( șanțurilor) rezultate prin târârea trunc hiurilor copacilor etc. La ploile
torențiale rezult ă în urma eroziunii șențulețe cu lungimi de mai mul ți metri, lățime și
adâncime sub 0,5 m care taie solul sau de pozitul de versant, mai rar roca. Sunt
paralele sau convergente în func ție de fizionomia versantului. Existen ța lor este
efemeră întrucât pot fi umplute spre sfâr șitul ploii de c ătre materialele care ajung aici
din partea superioar ă a versantului sau ulterior în intervale uscate prin n ăruirea
pereților ori prin nivelare antropic ă (mai ales prin ar ături).
Efectul creă rii rigolelor la prim a vedere pare minor și local, îns ă ele contribuie
la micșoraea stabilit ății versantului preg ătind prin reluare degrad ări de amploare. În
regiunile semideș ertice și deș ertice unde ploile sunt ra re, dar au caracter toren țial,
astfel de forme sunt frecvente având un loc însemnat în evolu ția versanților (fig. 19).
– Ravenele (ravinele) sunt forme evoluate ale șiroirii, procesul repetându-se de
mai multe ori; ca urmare eroziunea a crea t forme negative alungite (de la mai mul ți
zeci de metri la sute de metri), late de 0,5- 1,5 m, cu adâncimi de 1-1,5 m, dezvoltate
pe toată grosimea depozitului de versant; sunt permanente și se asociaz ă la obârșia
torenților, pâraielor sau pe unii versan ți. Când desimea lor este mare încât spa țiile
dintre ele se reduc la creste, versan ții capătă o înfățișare sălbatică, gradul de degradare
al terenurilor fiind maxim. De aici și termenul preluat în ge omorfologie din topica
populară de ''pământuri rele''. În S.U.A. ele se numesc ''badlands'' având aceea și
semnifica ție. Evoluția ravenei se face diferit în sectoarele sale. Obâr șia care apare sub
forma unui perete abrupt suferă o retragere activ ă la fiecare ploaie datorat ă atât
eroziunii șuvoiului de ap ă ce vine din partea superioar ă a versantului, cât și năruirii
materialelor (este o form ă de manifestare a eroziun ii regresive). În loessuri ș i depozite
loessoide se adaug ă sufoziuni, iar în depozitele argiloase curgeri de noroi. Pere ții
laterali sufer ă o spă lare în suprafață și numai când au o lăț ime de peste un metru pe ei
se pot dezvolta șențulețe de șiroire. Talvegul ravenei este un sector activ la fiecare
ploaie prin el se scurg apa ș i materialele dislocate, dar în lungul s ău, din loc în loc
rămân bolovani și volume desprinse de pe pere ți ce n-au putut fi transportate; apar și
praguri pe capetele stratelor de roci dure. Materialele transportate de ap ă sunt frecvent
împrăștiate pe versant la cap ătul inferior al ravenei. Numai când în fa ța acestuia se
află o luncă sau o suprafa ță orizontal ă atunci se poate ajunge și la dezvoltarea unor
forme de acumulare embrionare.

69
Pe suprafe țele aproape verticale ale malurilor înalte alc ătuite din loess sau
depozite loessoide, șiroirea se îmbin ă cu sufoziunea, iar formele rezultate au o
înfățișare aparte, rezultat ă din două sau chiar trei componente – ravena propriu-zis ă,
pe panta abrupt ă (are mult material în lungul ei rezultat din n ăruiri și șiroire), hruba de
sufoziune spart ă spre ravenă la partea superioar ă a versantului; se adaug ă la baza
ravenei materialul c ăzut și transportat, iar uneori dinc olo de hrube unul sau mai multe
puțuri de sufoziune (indic ă direcț ia de înaintare a ravenei).
– Ogașul constituie forma cea mai dezvoltat ă creată prin șiroire, cea care
premerge torentului. Are dimensiuni foarte mari- lungimi de sute metri (chiar peste 1
km), lățimi de mai mul ți metri și adâncimi care de și variază depășesc frecvent câ țiva
metri; sec ționează nu numai depozitul de versant ci și o parte mic ă din stratele de sub
acestea. Dinamica în diferitele sect oare ale sale este mult mai activ ă decât la ravene.
Obârșia înainteaz ă către partea superioar ă a versantului, aici individualizându-se
multiple șențulețe sau chiar ravene secundare; pere ții se transform ă în maluri pe care
spălarea în suprafa ța, șiroirea și năruirile sunt frecvente; în talveg se dezvolt ă praguri
pe capetele de roci mai dure, dar și acumulări bogate de provenien ță laterală. De
obicei, gura ogaș ului ajunge la baza versantului unde materialele aduse de șuvoaiele
de apă se acumuleaz ă sub form ă de conuri.
Dezvoltarea acestor forme de manifestare a șiroirii, conduce la fragmentarea
versanților, distrugerea solurilor și a diverselor culturi, construc ții etc. Măsurile care
se impun pot avea caracter preventiv sau ameliorativ.
În prima grup ă se includ acele ac țiuni care au menirea de a men ține stabilitatea
versanților și împiedicare redeclan șării repetate a procesului . Între acestea importante
sunt menținerea unei vegeta ții bogate care s ă nu favorizeze concentrarea apei din ploi,
evitarea culturilor pr ășitoare pe pante care dep ășesc 100, împiedicarea dezvolt ării de
rețele de poteci și drumuri în lungul versantului, etc.
În cea de a doua situa ție lucră rile de combatere sunt mai reduse la ravene în
raport cu oga șele, ele fiind deosebite și în funcț ie de sectoarele acestora. Obâr șiile
unde abund ă șanțurile și șențulețele vor fi fixate prin cleionaje și plantații de arbu ști,
în lungul oga șului vor fi realizate baraje de tipuri diferite (din lemn, piatr ă, beton etc.),
ele vor permite scurgerea înceat ă a apei, stocarea materialelor și prin aceasta
micșorarea pantei pe sectoare. Paralel pe vers ant, în jurul ravenelor se va aplica un
mod de utilizare a terenurilor corespunz ător ce va asigura st abilitatea pantelor și
împiedicarea concentră rii apei spre oga șe.
¾ Torențialitatea . Este acțiunea direct ă cea mai complex ă a apelor
rezultate din ploi și topirea z ăpezii. Este o șiroire de propor ții (ca debit, durat ă) ce
cuprinde spa ții largi și creează o formă de relief – organismul toren țial sau torentul –
care prin multe caracteristici dinamice prefigureaz ă organismele fluviatile (pâraiele,
râurile etc.).
– Condițiile care favorizeaz ă acțiunea sunt: versan ți cu pantă mai mare de 100
pe care să se poată organiza o scurgere linear ă rapidă; lipsa sau o slab ă dezvoltare a
vegetației ierboase sau arboricole; precipita ții bogate care frecvent au caracter de ploi
torențiale; roci și depozite u șor de sec ționat; activit ăți antropice care stimuleaz ă
procesele toren țiale (desp ăduriri, sec ționarea versantului în l ung, crearea de jgheaburi
prin târârea arborilor, drumuri etc.). – Elementele din compunere a unui torent sunt: – bazinul de recep ție, canalul de
scurgere și conul de dejec ție (agestrul); ele se înl ănțuie în aceast ă ordine plecând de la
partea superioar ă a versantului c ătre bază (fig. 19).
• Bazinul de recep ție în majoritatea situa țiilor ocup ă cea mai mare parte
din organismul toren țial, desfășurându-se pe o suprafa ță extinsă a versantului. Este

70
alcătuit dintr-un num ăr variabil de ravene și ogașe care se înră murează, dar cele mai
importante se adun ă într-un punct aflat la partea inferioar ă a bazinului. Apa din
precipitațiile căzute pe suprafa ța bazinului se dirijeaz ă pe ș ențulețe, ravene, oga șe pe
care le adâncesc dar și le extind; ca urmare limitele bazinului nu r ămân fixe, ci se
dezvoltă pe versant încorporând spa ții noi, pe m ăsura înaint ării obârșiilor ravenelor.
• Canalul de scurgere este sectorul central al torentului. Are form ă
lineară întinzându-se de la partea inferioar ă a bazinului de recep ție și până la baza
versantului. Este rezultat ul eroziunii efectuate de șuvoiul de ap ă încărcat cu materiale
care s-au adunat de pe toate ravenele din bazinul de recep ție. La ploile toren țiale
dispune de mult ă energie care se transpune într-o for ță de atac puternic ă care sapă în
lungul canalului. Datorit ă faptului c ă sunt erodate ro ci ce opun rezisten ță diferită ,
profilul bazei canalului este neregul at cu multe praguri pe roci dure și scobituri în roci
moi. Malurile au pante mari și sunt supuse eroziunii în suprafa ță și surpării,
materialele c ăzând pe fundul canalului de unde sunt preluate de șuvoiul de ap ă.
Uneori pe maluri se dezvolt ă șențulețe și ravene secundare scurte.
• Conul de dejec ție (agestrul) reprezintă partea final ă (inferioar ă) a
torentului constituind o form ă de relief pozitiv ă (un semicon) rezultată prin
acumularea pe o suprafa ță cvasiorizontal ă a materialelor c ărate de șuvoiul de ap ă. Este
cu atât mai mare cu cât tore ntul este mai extins, suprafa ța pe care se acumuleaz ă este
largă și nu este sp ălată de apele râurilor, rocile și depozitele erodate de torent sunt
friabile și ușor de dislocat, evolu ția torentului este îndelungat ă. Conul constituie o
sumă de pânze de materiale suprapuse, fiecare apar ține unei ploi importante; la
aversele bogate, puterea de eroziune și capacitatea de transport a șuvoiului de ap ă sunt
ridicate, ceea ce face ca ma terialele ce ajung în sectorul de acumulare s ă aibă
dimensiuni mari; ele sunt precedate și urmate de materiale cu m ărimi reduse care
corespund unor debite mai mici specifice începutului și sfârș itului viiturii. La ploile ce
dau o cantitate mic ă de apă, pânzele sunt formate din elemente fine. Depunerea
materialelor, indiferent de ploaie, implic ă o anumit ă sortare, elementele grosiere
fiind primele acumulate (la vârful conului) pe când cele mai fine ultimele (spre
marginea conului), aceasta întrucât viteza apei scade odat ă cu micșorarea pantei ceea
ce face ca și puterea de transport s ă se reducă spre marginile conului. Toate acestea
fac ca structura conurilor de dejec ție să fie foarte heterogen ă, în secțiune să apară
succesiunea de pânze de unde și ideea de ''structură încrucișată''. Dacă torenții
debuș ează în albiile minore ale râur ilor, conurile nu se formeaz ă sau au dimensiuni
modeste, întrucât o bun ă parte din materiale sunt preluate de apa acestora.
Dacă râul are ap ă puțină și viteză mică, iar torentul aduce o cantitate
însemnată de materiale atunci conul se dezvolt ă, iar albia râului fie c ă este obturată ,
fie că este împinsă spre versantul opus.
Uneori, toren ții se dezvoltă pe frun țiile unor terase sau a unor trepte
structurale, platouri etc. La aceș tia frecvent se vor dezvolta fie un canal de scurgere
alungit (un oga ș puternic) și un con de dejec ție, fie un bazin de recep ție pe suprafa ța
slab înclinat ă (podul terasei, suprafa ța structural ă) și un con de dejec ție la bază
(huniile de pe terasele Dun ării din Mehedin ți). Organisme toren țiale complexe rezult ă
și pe versan ții acoperiți de depozite loessoide groase, întrucât toren țialităț ii i se adaugă
sufoziunea. Ca urmare, în bazinul de recep ție ală turi de ravene se dezvolt ă puțuri,
hrube și tunele sufozionale, canalul de scurgere include și părți din tunele sufozionale
prăbușite (ex. versan ții Podiș ului Moldovei dinspre Prut și Siret). Situa ții similare apar
și pe versan ții regiunilor alc ătuite din blocuri de sare acope rite de depozite luto-argilo-
nisipoase groase (Subcarpa ții de Curbură în bazinele v ăilor Râmnic, Sl ănicul de
Buzău; la Praid, Ocna Dej etc.)

71
– Formarea și evoluția torenților. Realizarea organismelor toren țiale implic ă
acțiuni multiple care se desf ășoară în timp îndelungat. Ele se coreleaz ă și se înscriu
într-un lan ț evolutiv a c ărui amploare se reflect ă în forma de relief rezultat ă.
Schematic în cadrul acestuia se pot separa:
• faza de ravene. Se caracterizeaz ă prin individualizarea pe versan ți a
ravenelor de șiroire care la început apar disparate, dar c ătre finalul acestei faze încep
să se grupeze; materialele transportate sunt împrăștiate pe versant; procesele active
sunt: – eroziunea care la obâr șia ravenelor provoac ă înaintarea acestora în susul
versanților, iar pe canalele ravenelor, adâncirea lor; transportul apei și materialelor
dislocate; la aceste procese se asociaz ă surpările, spălarea în suprafa ță (pe suprafeț ele
dintre rigole), tasar ea, sufoziunea, alunec ări superficiale (pe malurile și obârșia
ravenelor) etc.; uneori adâncirea rave nelor constituie un factor care accentueaz ă
instabilitatea versan ților provocând declan șarea unor alunec ări cu dimensiuni mari.
• faza de torent propriu-zis. Începe din momentul în care s-au realizat
cele trei componente, ceea ce presupune, ca anterior s ă se produc ă unirea ravenelor
(dau bazinul de recep ție), adâncirea ravenei colectoare (devine canal de scurgere) și
alungirea acesteia pân ă la baza versantului unde rezult ă conul de dejecț ie.
Odat ă format torentul î și continuă propria evoluț ie care implic ă dependen ța
proceselor din cele trei sectoare in dividualizate. Eroziunea sub cele dou ă forme (de
obârșie și lineară) constituie procesul dominant în bazinul de recep ție, încât acesta se
va extinde, iar fragmentarea versantului se va accentua. În canalul de scurgere pe prim
plan se situeaz ă transportul apei înc ărcate cu materiale (aduse din bazin sau din
surparea malurilor), iar ca pro cese secundare, eroziunea lateral ă asupra malurilor,
spălarea acestora, unele acumul ări ale materialelor c ătre finalul viiturilor, când for ța
șuvoiului de ap ă scade treptat). Conul de dejec ție crește în dimensiuni prin
suprapunerea pânzelor de pietri ș, bolovăniș, nisip cărate de ap ă. Dar, evolu ția conduce
spre un moment când direc ția ascendent ă exprimat ă de creșterea în dimensiuni și în
intensitatea proceselor se modific ă trecându-se extrem de lent la atenuarea lor.
• faza stingerii torentului. Începutul este marcat de realizarea pe o bun ă
parte a traiectului inferior al canalului de scurgere a unei pante foarte mici care nu va
mai putea asigura decât transportul apei cu o mic ă încărcătură de materiale cu
dimensiuni reduse. Elementele grosiere se vor depune treptat în lungul acestuia
începând din partea de jos c ătre cea superioar ă a canalului accentuând și mai mult
scăderea înclin ării lui (un proces de acumulare regresiv ă). Ele vor fi acoperite de
vegetație care se fixeaz ă tot mai bine extinzându-se dinspre conul de dejec ție. Dar
diminuarea pantei se va face și pe mulțimea ravenelor din bazinul de recep ție unde
dezvoltarea vegeta ției pe spa țiile dintre aces tea va cauza sc ăderea cantit ății de apă ce
ajunge în ele și deci a scurgerii toren țiale. După foarte mult timp procesele specifice
torentului se vor atenua, iar acesta va fi în întregime acoperit de vegeta ție.
Un astfel de scenariu este posibil, dar este greu de realizat întrucât intervin și
alți factori între care interven ția omului ce poate fie s ă grăbească stingerea, fie s ă
intensifice ac țiunea lor.
¾ Consecin țe. Importan ța cunoaș terii toren țialității.
Torenții ca și celelalte forme ale șiroirii produc degradarea solurilor,
fragmentarea terenurilor și multe alte neajunsuri (distrugerea șoselelor, caselor,
acoperirea culturilor cu materiale etc.) pentru activit ățile umane. În acela și timp
acțiunea lor se înscrie ca o form ă extrem de agresiv ă în sistemul model ării subaeriene
a reliefului creat de tectonică în unele regiuni naturale (temperate, subtropicale,
semiaride etc.) unde condi țiile climatice favorizeaz ă ploi în averse.

72
Prin modul de desf ășurare și caracteristicile proceselor sale, toren ții constituie o
verigă important ă între acțiunile care realizeaz ă nivelarea versan ților, dar și între
procesele legate de ac țiunea direct ă, dar intermitentă a apelor din precipita ții și cea a
apelor curg ătoare. De aici necesitatea pe de-o parte a cunoa șterii toren ților, atât ca
mecanism cât ș i ca rezultant ă (forma de relief), iar pe de alt ă parte a stabilirii
legăturilor cu celelalte pro cese specifice altor agen ți. Prima direc ție conduce spre
evidențierea unor aspecte de natur ă teoretică și practică, între care:
-ierahizarea factorilor poten țiali propice realiz ări ei dar și a celor care fac
posibilă manifestarea și intensificarea proceselor (ploile toren țiale și acțiunile multiple
ale societății umane).
-urm ărirea proceselor (eroziune de obâr șie, eroziune lineară ; transport,
acumulări) care se produc în dife rite compartimente ale lor, modul de asociere între
ele sau cu altele de alt ă natură deosebită (gravitaționale, sp ălare în suprafa ță etc.);
-eviden țierea rolului pe care îl are locul unde se termin ă canalul de scurgere
(nivelul de baz ă) în dinamica proceselor din cuprinsu l torentului în diferitele faze ale
evoluției sale;
-stabilirea de corela ții între mărimea pantei canalului de scurgere și a ravenelor
din bazinul de recep ție și dinamica proceselor;
-leg ături între m ărimea și structurarea materialel or din conul de dejec ție, tipul
și debitul ploilor, caracteris ticile modului de utilizare a terenurilor, stadiul de evolu ție
a torentului;
-specificul regional al ac țiunii toren țiale și raportul cu celelalte procese în
dinamica versan ților.
Pentru activit ățile umane studierea toren ților prezintă însemnă tate, din două
puncte de vedere diametra l opuse. Mai întâi toren țialitatea conduce la efecte negative
între care degradarea terenurilor pr in fragmentare, crearea unei st ări de instabilitate
pentru rocile și depozitele versantului; inunda ții care pot rezulta atât din șuvoiul de
apă concentrat, cât ș i în urma bar ării albiei râului în care debu șează; distrugerea
construcțiilor aflate în calea apei și a materialelor transportate – ex. șosele, case etc. În
al doilea rând sunt și unele aspecte pozitive (nisipul, pietri șul și chiar bolovanii din
conul de dejec ție pot fi folosite ca materiale de construc ție; conurile extinse și cu
înălțime mare care domin ă luncile inundabile ale râurilor pot fi folosite pentru unele
construcții și etc.)
Oricât de mare ar fi, torentul r ămâne suficient de mic pentru a putea fi
observat, analizat și urmărit în timp sub raport dinamic, morfologic și prin prisma
consecințelor activit ății proceselor (eroziune, transport, acumulare) ce au loc. De aici
și expresia ''torentul constituie un mic laborator geomorfologic''.
Studierea proceselor și evoluțiilor în contextul corel ării cu diver și factori care
îi influențează, permite stabilirea de extrapol ări la acțiuni ale altor agen ți modelatori
între care deosebit de importante sunt cele referitoare la râuri.
¾ Legăturile dintre toren ți și râuri sunt multiple fiind impuse de elemente
comune sau apropiate. Astfel – agentul care ac ționează este apa; aceasta provine
dominant din precipita ții și se concentreaz ă pe un f ăgaș colector cu dimensiuni
variabile; apa înc ărcată cu materiale realizează procese de eroziune , atât în patul pe
care se scurge, cât ș i la obârșie; apa efectueaz ă transportul materialelor pe care le
depune selectiv pe parcur s sau în final în func ție de dimensiuni și puterea de transport
impusă de debite și viteză; există faze care reflect ă evoluția lor etc.
Deosebirile dintre cele dou ă moduri de manifestare a apei sunt numeroase.
Râurile care au dimensiuni foarte mari în compara ție cu toren ții acționează permanent
având o alimentare care implic ă și sursa subteran ă. Procesele de eroziune, transport și

73
acumulare sunt mult diversificate la râuri, determinând varietatea formelor de relief
create. Evolu ția reliefului prin ac țiunea râurilor se face în in tervale de timp de ordinul
milioanelor de ani, pe când cea impus ă de torenți se rezum ă la perioade scurte (zeci,
sute de ani). Analiza torenților răspunde la numeroase probleme de dinamic ă fluviatilă
între care – rolul nivelului de baz ă pentru procesele care se produc mai sus de el;
specificul eroziunii la obâr șie și în canalele de scurgere; realizarea transportului prin
saltare, rostogolire, suspensie; semnificaț ia și modul de dobândire a unui profil
morfodinamic, modul de îmbinare a proceselor toren țiale cu pr ăbușirile, alunec ările,
șiroirea etc.
¾ Măsuri de prevenire și combatere a activit ății torențiale.
Deși se manifest ă intermitent, la ploile bogate sau când z ăpada se tope ște
brusc, acțiunea toren ților este înso țită de multe neajunsuri pentru om, dar cel mai
semnificativ este degradarea terenurilor, a solului și distrugerea construc țiilor. Sunt și
situații în care se ajunge la pierderi omene ști. De aceea studiul dinamicii toren țiale
implică și cunoașterea măsurilor care prin aplicare conduc la mic șorarea riscului
producerii sau la atenuarea efect elor atunci când s-au produs.
– Măsurile preventive implică întreținerea echilibrului între factorii ce confer ă
caracteristica morfodinamic ă a versantului (pant ă, formă, lungime, expunere, depozit
de acoperire, roc ă, tipul de vegeta ție și gradul de dezvoltare a ei etc.) și ploile
torențiale. Orice ac țiune care conduce la ruperea echilibrului constituie stimulentul
pentru dezvoltarea șiroirii și torențialităț ii. Ele pot fi na turale (o furtun ă sau un
incendiu care dist rug o parte din p ădurea care acoper ă versantul) sau antropice
(defriș area pădurii, desț elenirea urmat ă de arături în lungul pantei; crearea de canale
oblice sau în lungul pantei, sec ționarea versan ților etc.). De aceea ac țiunile preventive
au în vedere evitarea acestor situa ții prin adoptarea unor modalit ăți adecvate de
folosire a terenurilor. – Acțiunile care slăbesc treptat procesele care se pr oduc în diferitele sectoare
ale torentului sunt cele mai în semnate. În bazinul de recep ție se acționează asupra
ogașelor și ravenelor (împ ădurire, fixarea malurilo r abrupte de la obâr șie și a
ravenelor prin cleionaje). În lungul canalului de scurgere se realizeaz ă o suită de
baraje din lemn, piatr ă și chiar beton bine fixate în patul v ăii și în maluri ce au o
înălțime mai mare decât m ărimea șuvoiului de ap ă și materialelor rezu ltate la viituri;
în baraje vor exista goluri mici prin care ap a se scurge dar care nu permit strecurarea
materialelor; acesta se vor acumula în spatele fiec ărui baraj micș orând local panta
patului ceea ce conduce la slă birea vitezei de ap ă și a forței de eroziune; în timp se
creează pante echilibrate pe depozite groase în care apa se infiltreaz ă și pe care
vegetația se dezvolt ă repede.
– Pentru folosirea suprafeț ei conului de dejec ție (pentru culturi, construcț ii),
mai ales când are dimensiuni mari, se vor crea canale betonate care asigur ă scurgerea
rapidă a apei; dimensionarea acestora se va face în raport direct de debitul maxim de
apă pe care torentul îl poate da.
La toren ții cu dimensiuni mari la care procesele legate de scurgerea apei se
îmbină cu altele (alunec ări, surpări etc.) amenajarea bazinului toren țial se va realiza
complex la m ăsurile amintite ad ăugându-se altele care conduc la stabilizarea complet ă
a pantelor.
Verificări
• Care sunt condi țiile care favorizeaz ă spălarea în suprafa ță?
• Precizați diferențele dintre formele de relief rezultate în urma șiroiri.

74
• Descrieți stadiile de evolu ție ale toren ților și părțile componente ale unui
torent.
• Prezentați modalit ățile în care omul poate stimula sau atenua efectele
pluviodenud ării folosindu-v ă de situații concrete din orizontul local.
• Consultați dicționarele de specialitate pentru no țiunile – abla ție, degradarea
terenurilor, activit ăți antropice.

75
5. ACȚ IUNEA APELOR CURG ĂTOARE PERMANENTE
ȘI RELIEFUL REZULTAT.

Probleme
• Specificul mecanismului morfogenetic fluviatil prin cunoa șterea raportului
dintre procesele de eroziune, transport, acumulare și formele de relief rezultate.
• Albia minoră , albia majoră , terasele, piemonturile, v ăile etc. – genez ă,
i modificările impuse de capt ări.
.1. Mecanismul morfogenetic. Definiții. Energia mecanică a apei râurilor.
Profilu
are permanente sunt cunoscute sub numele de pâraie
(cele m
lui și de la un sector la
în
giunii
a de apă în deplasare sub impulsul gravita ției să dispună în
m – este masa (debitul,Q),
Relația se poate aprecia p țiuni a râului.
are S – suprafa ța secț iunii vii

ceast sigură curgerea apei pe panta albiei. Ea este
consum
gia de care dispune se poate afla
în trei evoluție, caracteristici.
• Sistemul de vă i ș

5
l de echilibru.
Apele curg ăto
ai mici), râuri și fluvii (cele mari care au vă rsare în oceane, m ări).Ele se
alimenteaz ă din precipita ții (majoritatea provenite din ploi) și ape subterane (ies la
suprafață prin izvoare) și ca urmare au un regim de scur gere fluctuant (debite bogate
după ploi ș i la topirea z ăpezii și mici în perioadele secetoase).
Ac țiunea lor este permanent ă dar variabil ă în timpul anu
altul în func ție de diferi ți factori care influen țează direct sau indirect puterea pe care
o exercită asupra rocilor din albia pr in care se scurg. Între ace știa, însemnaț i sunt:
– debitul râului (cantitatea de ap ă care se scurge printr-o sec țiune a râului
timp de o secund ă; se măsoară în m3/s) ce variaz ă îndeosebi în func ție de regimul
anual al precipita țiilor diferit de la o zon ă climatică la alta, de m ărimea bazinului, de
tipul de roci din care sunt alc ătuite regiunile din lungul s ău (în sectoarele cu roci
permeabile groase o bun ă parte din ap ă se infiltreaz ă ceea ce duce la sc ăderea
debitului), de gradul de acoperire cu vegeta ție (reține o mare parte din ap ă) etc.
– panta albiei care variaz ă în raport de caracteristic ile morfologice ale re
(munții, dealurile, câmpiile), de tipul de roci și de modul de desf ășurare spa țială a
stratelor geologice (sun t mari pe roci dure și pe capetele de strat unde rezult ă praguri
cu amplitudine diferit ă).
Acestea fac ca mas
orice loc din lungul albiei și în orice moment de o anumit ă energie mecanic ă care se
consumă prin manifestarea unor procese specifice.
Ea se poate aprecia pe baza rela ției:
Wc= 1/2 m · v2- în care
v – viteza apei
unctual sau în cadrul unei sec
Debitului rezult ă din relația:
Q = S · v – în c
v – viteza apei
Prin corelare cu prima formul ă se ajunge la:
W c= 1/2 · S · v3
Aă energie este cea care a
ată parțial sau total în procesul de frecare cu patul albiei ș i masa de aer de
deasupra (frecare exterioar ă), sau pentru dep ășirea frecării dintre straturile lichidului
(frecare intern ă sau vâscozitate) și pentru transportul materi alelor solide încorporate
lichidului (fig. 20).
Ca urmare, râul într-un loc, raportat la ener
situații -energia lui s ă fie mai mare, egal ă sau inferioar ă în raport cu m ărimea

76
necesară pentru învingerea rezisten ței frecării și pentru deplasarea materialelor din
apă.
În prima situa ție (W c>0) el dispune de energie suplimentar ă pe care o va
consuma în alte procese mecan ice (eroziune), în a doua (W c= 0) energia pe care o are
în acel loc va fi suficient ă doar pentru transportul apei ș i materialelor, iar în a treia
(W c< 0) se va realiza depunerea materialului solid pân ă când se ajunge cel pu țin la
situația de mijloc. Aceste situa ții se îmbin ă, alternând atât în profilul longitudinal, cât
și în cel transversal. În locurile unde are energie suplimentar ă (pe pante crescute, la
debite ridicate și viteze mari) se va în registra eroziune, dar și încărcarea cu material
dislocat. Aceasta va conduce, imediat în av al, la un consum suplimentar de energie
(pentru transportul aluviun ilor) pe fondul general al scă derii ei datorat mic șorării
pantei; eroziunea va deveni tot mai redus ă (se adaug ă noi materiale pe care le car ă)
până când într-un loc nemaiexistând energie ea se va anula, râul aici transportând doar
apă și materialele din amonte. Dac ă panta albiei scade, râul nu va mai putea transporta
aluviuni, acestea depunându-se tr eptat în albie. Aceste situaț ii se succed în lungul
râului, dar și în timp. Astfel, dup ă ploile bogate, când sunt deb ite crescute râul va avea
energie și va eroda mai mult sau mai pu țin intens; aceast ă forță va scă dea treptat
ulterior pentru ca în intervalele secetoase s ă se realizeze doar transportul apei și a unei
mici cantit ăți de aluviuni.
La fel în profilul transversal al albiei se înregistreaz ă o scădere a vitezei și
debitului dinspre malul concav (aici sunt maxime, iar eroziunea este activ ă) spre cel
convex (sunt minime ceea ce duce la acumulare și un slab transport în suspensie.
Deci, atât spa țial cât și în timp, situa țiile se succed ceea ce face ca procesele provocate
de scurgerea apei cu aluviuni s ă aibă un caracter pulsatoriu.
În timp îndelungat îns ă prin eroziune se produ ce o diminuare treptat ă a pantei
longitudinale a albiei râurilor și desființarea rupturilor de pantă (pragurilor). Aceast ă
tendință va conduce la sc ăderea vitezei de curgere și indirect a energiei globale a
râului urmat ă, până la anulare, de modificar e a puterii de eroziune. Când se va ajunge,
ca pe sectoare întinse, râul s ă numai aibă energie decât pentru a putea transporta
apa, atunci se consider ă că acolo s-a realizat un prof il de echilibru morfodinamic
(nici nu erodeaz ă nici nu acumuleaz ă). Acest stadiu evolutiv este relevat de câteva
caracteristici: pantă longitudinal ă redusă cu form ă larg concav ă și prezența unui
strat de aluviuni cu o grosime de 0,5-1,5 m (are rol de tampon între apa râului și roca
din baza albiei protejând-o la marile viituri când brusc râul cap ătă putere de eroziune
prin creș terea debitului; apa va disloca un volum de aluviuni pe care-l va transporta în
aval). Evolu ția de lung ă durată a râului va reuni sectoarele aflate în echilibru într-un
profil generalizat când acesta va exercita precump ănitor, doar transportul apei și a
unor cantit ăți reduse de aluviuni provenite de pe versan ți. Scoaterea râului din acest
stadiu va fi posibil ă prin dobândirea unei energii puter nice care nu poate fi realizat ă
decât fie prin cre șterea local ă sau pe ansamblu a pantei longitudinale (prin mi șcări
epirogenetice pozitive sau coborârea nivelului m ării), fie prin creș terea general ă a
debitului urmare a unor modific ări climatice importante (de la unul secetos la unul
ploios) situa ții care s-au înregistrat de ma i multe ori în cuaternar.
Râul se va adânci în albia major ă pe care și-a realizat-o anterior, aceasta
devenind o treapt ă la câțiva metri deasupra (teras ă) albiei noi.
5.2. Procesele fluviatile.
Apa râului în deplasarea ei în lungul albiei sub comanda gravita ției realizeaz ă
trei procese – eroziune, transport și acumulare, care sunt într-o strânsă dependență nu
numai de m ărimea local ă a potențialului energetic și variația lui în timp și spațiu, ci și

77
de tipul de curgere a apei și de încărcătura cu materiale provenite din albie sau de pe
versanți.
Curgerea apei predominant are caracte r turbulent fiind deosebit de activ ă în
fâșia unde înregistreaz ă viteza cea mai mare, adic ă în sectorul unde frecarea este mai
redusă. Deci, nu pe fund sau la maluri, ci aproape de suprafa ță și unde adâncimea este
mare. Acestui sector ce poate fi remarcat, întrucât la suprafa ță apa are o vitez ă
deosebită căpătând caracterul de curent volburat, i se atribuie în hidrologie termenul
de ''firul apei''. Datorit ă vitezei mari aici, apa antreneaz ă aluviuni cu dimensiuni
deosebite (grosiere pe fund și din ce în ce mai mici c ătre suprafa ță) pe care le târe ște,
rostogoleș te, izbește de patul albiei etc., realizâ nd cel mai intens lucru mecanic.
Lateral de acest sector extrem de activ, spre malul convex, unde și adâncimile
sunt reduse, viteza apei s cade, frecarea este activ ă, iar scurgerea turbulent ă destul de
mică. Ca urmare, aici raportul dintre cele trei procese se modific ă în favoarea
transportului ș i acumulării.
¾ Eroziunea
Este procesul mecanic exercitat de apa râului înc ărcată cu aluviuni asupra
patului albiei și malurilor. Se realizeaz ă în sectoarele unde râul dispune de energie
suplimentar ă și are viteză mare, fiind dependent ă de scurgerea turbulent ă, iar la marile
viituri de cea în valuri.
Prin izbirea rocilor de c ătre șuvoiul de ap ă și aluviunile transportate, acestea
vor fi slăbite, dislocate și antrenate în mi șcare; ceea ce r ămâne sunt ni ște goluri mai
mari sau mai mici în func ție de volumul de roc ă smuls. Se disting, prin raportare la
locul unde se realizeaz ă acest proces și la rezultate câteva tipuri (fig 20).
– Eroziunea linear ă. Se produce în albia râului în lungul firului de ap ă, adică
acolo unde este mare și turbulen ța este activ ă. Aici se dezvolt ă curenți largi cu
caracter helicoidal, iar pe de alt ă parte curen ți verticali (vârtejuri). Și unii și alții
izbesc patul albiei producând ai ci erodarea acestuia. Se dezvolt ă scobituri, iar prin
târârea bolovanilor, local apar șențulețe de zgâriere (striuri). Prin unirea acestora se
realizează pe fundul albiei, por țiunea cea mai coborâtă și cu cele mai multe denivel ări
(talvegul). Eroziunea lineară este deosebit de activ ă în sectoarele de praguri care în,
majoritatea cazurilor au caracter structural sau litologic (strate de roci cu rezisten ță
mai mare intersectate de c ătre albia râului). Pe aceste praguri șuvoiul de ap ă se
prăbușește izbind rocile de la baza lor. O parte din apă încărcată cu pietri ș este
proiectată de izbitur ă spre prag s ăpând în timp la baza acestuia o excavaț ie (marmită).
Când dimensiunile marmitei devin foarte ma ri stratele de roci de deasupra se
prăbușesc. Efectele sunt dou ă – fruntea pragului se retrage iar patul albiei din aval se
extinde în amonte. Datorită modului în care s-a înre gistrat eroziunea, aceasta
deplasându-se din aval în amonte procesul este denumit ''retragerea cascadelor'' și
reflectă o formă de manifestare local ă a eroziunii regresive.
Retragerea abruptului cascadei se face lent dar acesta se p ăstrează în regiunile
calde și umede întrucât aici datorit ă alterării intense rezult ă doar aluviuni fine ce sunt
ușor de spălat, iar apa înc ărcată cu ele nu produce izbirea creatoare de marmite. În
regiunile temperate fe nomenul înregistreaz ă o evolu ție rapidă, dar paralel cu
retragerea se produce și atenuarea înclin ării, încât în timp aceasta dispare.
Eroziunea regresiv ă se produce pe orice denivelare din lungul albiei râului
tendința este însă de anulare a pantei mari prin retragerea și teșirea ei spre amonte.
O form ă tipică de manifestare a eroziunii regresive se produce la obâr șia vă ilor
unde retragerea pantelor mari sub efectul mecanic al apei conduce la extinderea
bazinelor hidrografice și modificarea în timp a pozi ției cumpenei de ap ă, situații care

78
facilitează procese de captare fluviatil ă. Ea mai poart ă numele și de eroziune de
obârșie.
– Eroziunea lateral ă este procesul mecanic prin care apa râului înc ărcată cu
aluviuni ac ționează asupra sectoarelor de mal abr upt ale albiei (frecvent în
concavitățile meandrelor). Scurgerea turbulent ă a apei râurilor împinge curentul
principal, alternativ, când spre un mal când spre cel ălalt. Acesta la contactul cu malul
smulge roca creând scobituri (marmite). Când dimensiunile acestora sunt mari, iar
nivelul apei coboar ă sub pozi ția tavanului, stratele de roci de deasupra se pră bușesc,
malul suferind o retragere. Frecvent locul de izbire și de dezvoltare a marmitelor se
află la mijlocul malului concav sau în jum ătatea din aval a acestuia (când panta
longitudinal ă a albiei este mai mare). Prin retragerea malului lateral și spre aval, se
produce o deplasare a albiei râului pe aceast ă direcție paralel cu extinderea luncii pe
malul convex. Procesul este deosebit de activ când rocile din alc ătuirea malurilor sunt u șor de
dislocat, când râul s-a apropiat de un profil de echilibru (eroziunea linear ă lipseș te sau
este redusă , în schimb izbirea curentului de malul concav produce n ăruirea lui), când
patul albiei este format din roci cu rezisten ță mare sau este îngheț at (în regiunile
polare și subpolare). De asemenea, în climatul cald și umed ecuatorial unde în lipsa
aluviunilor grosiere și a eroziunii lineare, ac țiunea șuvoiului de ap ă se concentrează
asupra malurilor unde ro cile sunt alterate și lesne de deplasat.
În concluzie, prin producerea eroziunii, râul creează diverse forme de relief
din care cea mai important ă este valea ; în cadrul ei se realizeaz ă albia minoră, lunca,
terasele etc.
¾ Transportul
Reprezint ă procesul care se petrece permanen t, întrucât este o exprimare a
acțiunii gravita ției ce dă prin pant ă cel puț in acel minim de energie suficient pentru a
asigura curgerea apei de la izvoare spre locul de v ărsare al râului. În funcț ie de
mărimile debitului și vitezei curentului de ap ă, râul va c ăpăta anumite caracteristici
dinamice în func ție de care va antrena și o cantitate mai mare sau mai mic ă de
aluviuni. Între acestea însemnate sunt:
• capacitatea de transport care indic ă cantitatea de aluvi uni pe care râul
o poate deplasa într-un loc la un moment da t (este mare la viituri, în regiunile
muntoase cu pante mari și mică în intervalele secetoase și la câmpie și pretutindeni
unde sunt pante reduse).
• competen ța râului – se referă la dimensiunea maxim ă pe care o au
componentele aluviunilor ce sunt c ărate de ap ă într-un loc ș i la un moment dat.
Variază în funcție de mărimile debitului și pantei. Astfel este ridicat ă în regiunile cu
pantă mare (ex. în mun ți apa transport ă bolovani, pietri ș) și mică în cele cu pante
reduse (ex. în câmpie, depresiuni unde apa deplaseaz ă nisip, mâl etc.). De asemenea,
în același loc, ea cre ște la viituri când antreneaz ă pietrișuri, bolovani, blocuri, scade
treptat la finalul acestora și ulterior (materialele grosiere transportate ante rior se depun
treptat pe fundul albiei pe m ăsura micșorării energiei mecanice) ajungând la un minim
în intervale secetoase (transport ă doar nisip fin, mâluri). Aluviunile grosiere
acumulate în albie vor forma a șa numitul ''pavaj de pe fundul albiei'' care protejeaz ă
roca de sub ele. În func ție de energia mecanic ă a râului și de dimensiunile aluviunilor
transportul acestora se realizeaz ă sub diferite moduri.
• transportul pe fundul apei râului care implic ă materialele cu
dimensiunile cele mai mari, o pant ă ridicată și un debit important (îndeosebi la
viituri). Se face prin târârea blocurilor rostogolirea bolov ănișului și pietrișurilor sau

79
prin saltarea unor mase de nisip cuprinse de curentul principal (formeaz ă pânze
subțiri de nisip care se rea șează treptat în aval pe m ăsură ce viteza curentului de ap ă
scade).
În timpul transportului aluvi unile se ciocnesc, se izbe sc cu roca din pat, se
fragmenteaz ă, se zgârie și se rotunjesc, deci sufer ă un anumit grad de uzur ă. Acesta
poate fi apreciat prin calcularea și corelarea unor indicatori specifici (rotunjire,
aplatisare și asimetrie). Toate aceste forme de transport sus țin procesul de eroziune.
• transportul în suspensie implică particulele cele mai fine (sub 1 mm în
diametru) care datorit ă curgerii turbulente, agitate se afl ă în conținutul lichidului,
deplasându-se odată cu acesta. Particulele provin pe de-o parte din sf ărâmăturile cele
mai fine rezultate din rocile din patul și malurile albiei sau di n fragmentarea blocurilor
rostogolite, iar pe de alt ă parte din sp ălarea în suprafa ță a versanților. Ultima direc ție
este deosebit de activ ă la râurile care str ăbat regiuni deluroase alc ătuite din roci moi,
ușor de dislocat (argile, nisipuri slab cimentate, loess etc.), cu versan ți neacoperi ți de
vegetație densă, unde ploile au frecvent caracter toren țial etc. Suspensiile se men țin în
masa de ap ă, atâta cât acesta are vitez ă. Pe măsura scăderii ei începe procesul de
depunere, la început particulele mai mari și apoi cele mai fine. Transportul în
suspensie, deș i este prezent pretutindeni în lungu l unui râu, devine abundent în cursul
inferior al lui, la râurile cu albii și lunci largi, în vecin ătatea malului convex al
meandrelor, în regiunile alc ătuite din roci friabile, în câmpii, depresiuni și dealuri
joase. Materialele în suspensie reprezintă cea mai mare parte din volumul de aluviuni
cărate de fluvii în m ări și oceane.
• transportul în solu ție se referă la elementele dizolvate din roci de c ătre
apa râului. Uneori are o pondere însemnat ă (în masivele calcaroase, în regiunile cu
roci care con țin sare, gips etc.). Când debitul râului scade o parte din s ărurile
conținute în ap ă precipită apărând ca pojghi țe de săruri pe pietre, maluri etc.
¾ Acumularea
Este procesul prin care materialele antr enate de apa râului sunt depuse în albie
sau la gura de v ărsare în condi țiile în care numai exist ă energie pentru a putea fi
transportate. Acumularea este un proces se lectiv, întrucât depunerea aluviunilor se
realizează treptat în funcț ie de capacitatea de transport pe care o are râul în diferitele
sectoare (elementele mari r ămân în albie în cursul superior pe când cele mici vor
constitui masa principal ă a depunerilor din cursul inferi or). Prin aluv ionare rezult ă
forme de relief cu fizionomie, alc ătuire și dimensiuni variabile.
În albia râurilor rezult ă câteva forme de relief – bancuri de al uviuni submerse,
ostroave și plaje de nisip sau pietri ș, blocuri cu dimensiuni mari. La vărsare situațiile
sunt mult mai variate. Se pot dezvol ta conuri aluviale mai mult sau mai pu țin extinse
în funcție de volumul și mărimea materialelor c ărate, extensiunea suprafe ței din lunca
colectorului în care se acumuleaz ă, de puterea de preluare a colectorului etc. Ca
urmare, sunt situa ții când se dezvolt ă conuri extinse (râul aduce materiale multe, iar
colectorul nu poate s ă le preia) și situații când acestea nu se formeaz ă întrucât toat ă
masa de aluviuni a fost preluat ă. Râurile care tr ec brusc din munț i sau dealuri înalte
unde au o putere de transport mare în re giuni depresionare sau în câmpii cu pant ă
mică, creează în sectorul de contract conuri al uviale extinse care se pot îmbina dând
naștere unor glacisuri aluviale extinse numite uneori delte continentale. Fluviile aduc
o cantitate imens ă de aluviuni dominant cu dimensiuni mici (nisip, mâl) care numai în
anumite condi ții (platform ă continental ă cu adâncime mic ă, lipsa curen ților și a
mareelor etc.) creeaz ă delte și câmpii litorale fluvio-maritime.
5.3. Formele de relief create de c ătre apele curgătoare.

80
Acțiunea apelor curg ătoare este deosebit de însemnat ă atât datorit ă faptului
că acestea sunt prezente pretutindeni pe suprafa ța uscatului cât și puterii lor în
transformarea reliefului. Dou ă din cele trei procese prin care ac ționează (eroziunea și
acumularea) creeaz ă forme de relief negative și pozitive cu extensiuni variabile, cel de
al treilea- transportul, are un rol esen țial în evacuarea materialelor produse prin
eroziune sau a celor rezultate prin alte procese și ajunse în albia râurilor (ex. alunec ări
de teren, pr ăbușiri etc.). Deși formele de relief sunt legat e strict de un anumit proces,
totuși realizarea și mai ales fizionomia lor în ori ce moment este rezultatul corel ării
acțiunii celor trei procese specifice fluvia ției, dar și a altora care se manifest ă în
regiunile limitrofe albiei râurilor (ex. prăbușirea malurilor, alunec ări, excavaț ii sau
barări, nivelări antropice etc.). Aceste leg ături se înf ăptuiesc în sistem (impune unitate
acestuia), iar complexitatea lor se reflect ă în caracteristicile formelor rezultate.
Frecvent formele de relief se separ ă în două grupe în func ție de procesul dominant
care le-a creat.
3.1. Formele de eroziune sunt numeroase, au dimensiuni variabile și se
înscriu într-un sistem evolutiv care începe cu albia în care se afl ă apa râului (forma
cea mai nou ă) și valea (forma cea mai veche și care le înglobeaz ă pe toate).
3.1.1. Albia minor ă. Reprezint ă spațiul pe care se realizeaz ă scurgerea apei
râului la nivele medii. Dimensiunile ei s unt dependente îndeosebi de debitul râului, de
rocile în care este t ăiată, de unitatea de relief major ă î n c a r e s e d e z v o l t ă, de panta
generală.
Albia este încadrat ă de maluri; unele sunt abrupte au în ălțime de pân ă la 1,5 m
și sunt afectate de proces e de eroziune lateral ă ale curentului de ap ă principal; opus
lor sunt malurile domoale cu pant ă lină unde frecvent se petrec acumul ări de nisip,
pietriș, întrucât viteza apei este redus ă (fig. 21).
Patul albiei încadrat de maluri nu este uni form; sectorul cel mai jos care se
află în vecinătatea malului abrupt, poart ă numele de talveg și este rezultatul producerii
eroziunii lineare și regresive; hidrologic coinci de pe de o parte, cu spa țiul ocupat de
apă la nivelele cele mai coborâte, iar pe de alt ă parte este corespondentul în adânc al
''firului apei'' la nivele medii adic ă a curentului de ap ă principal din albie. În planul
albiei talvegul se va situa alternativ când lâng ă malul drept, când lâng ă cel stâng, dar
în vecinătatea concavit ății buclelor de meandru. În lungul albiei, talvegul se constituie
dintr-o suit ă de excava ții longitudinale cu adâncimi variabile rezultate prin eroziunea
diferitelor turbioane pe care le creeaz ă mișcarea curen ților de ap ă.
În albie mai exist ă – praguri frecvent determinate de prezen ța unor strate de
roci cu duritate mare, praguri acumulative în spatele unor stânci prăbușite, forme de
acumulare (ostroave, pl ăji etc.) care au dimensiuni variate, unele sunt emerse, iar
altele submerse (bancuri de nisip, pietri ș).
– Meandrele . Rar și numai pe distan țe mici, albia are o desf ășurare lineară .
Frecvent ea prezint ă un aspect ondulat cu bucle dez voltate spre stânga sau dreapta.
Aceste bucle poart ă numele de meandre și sunt o consecin ță a dinamicei cursului de
apă. Dezvoltarea cea mai mare o au în sectoarele de albie care se afl ă aproape sau în
profil de echilibru, când eroziunea lateral ă trece pe prim plan în raport cu cea linear ă.
Local, în formarea lor mai pot co ntribui – producerea unei alunec ări pe un versant a
cărui val frontal împinge cursul de ap ă spre malul opus, dezvoltarea de c ătre un
afluent a unui con aluvial enorm care modific ă poziția albiei etc.
Indiferent de situa ție, realizarea unei bucle condu ce la modificarea în aval a
traseului albiei ca urmare a deplas ării sinuoase a curentului de ap ă principal. În
funcție de panta general ă a albiei, meandrele vor fi simetrice (pante mici) și asimetrice
cu dezvoltarea accentuat ă a jumătății din aval a buclei (la pante mari). Prin eroziune în

81
malurile concave, meandrele vor evolua deplasându-se lateral și spre aval l ărgind
treptat spa țiul pe care se realizeaz ă și care poart ă numele de pat de meandrare.
– Evoluția meandrelor. Dezvoltarea spre aval și lateral a meandrelor succesive
conduce la îngustarea spa țiului dintre ele; în timp devine atât de mic, încât la viituri
poate fi rupt, apa râului trecând direct dintr-un meandru din amonte în altul aflat mult
mai în aval. Urmarea acestui proces numit autocaptare, captare de meandru sau
îndreptarea cursului de ap ă sunt – un curs nou secț ionat în gâtul meandrului, un curs
părăsit sau meandru p ărăsit în lungul c ăruia se păstrează ochiuri de ap ă, sectoare cu
exces de umiditate, vegetaț ie hidrofil ă, o insulă numită popină sau grădiște etc.
– Tipuri de meandre.
Albiile râurilor au o dezvoltare meandrat ă, dar situa țiile sunt diferite de la un
râu la altul. Prin generalizare se separ ă două grupe de meandre cu subtipuri care
reflectă o anumit ă configura ție rezultat al unei evoluț ii diferite (fig.21).
• Meandrele divagante sau libere aparț in râurilor care str ăbat regiuni de
câmpie, depresiuni întinse unde panta general ă a reliefului este redus ă. Ele au o
desfășurare larg ă și cunosc frecvente modific ări prin autocaptare (ex. meandrele
Siretului în câmpie). La unele râuri, albiile descriu o dubl ă meadrare adic ă pe fondul
unor bucle mai mici se înscrie traseul unor bucle mari. Sunt meandre libere compuse,
cele două rânduri de ondul ări corespund unor etape diferite sub raport dinamic în care
debitele râului au fost deosebite (mari pentru buclele largi formate într-o etap ă cu
precipitații bogate și mici pentru etapa actual ă cu precipita ții ceva mai reduse; ex. la
unele râuri mici din Câmpia Transilvaniei).
• Meandrele înc ătușate sunt ondul ări care cuprind atât albia, cât și
porțiuni din vale, dezvoltându-se nu numai în plan, ci ș i pe vertical ă (ca urmare a
îmbinării eroziunii laterale cu cea linear ă. Se întâlnesc în regiunile muntoase
(defileele Jiului, Oltului), de podi ș (Lăpuș, Covurlui etc.) sau de luroase. Se disting
două subtipuri.
• Meandre de vale sau moș tenite la care exist ă o coinciden ță între
desfășurarea buclat ă a albiei și cea a versan ților văii. Realizarea lor presupune o etap ă
în care râul ajuns la profil de echilibru î și dezvoltă meandre și o etapă în care regiunea
suferă o ridicare lent ă care în condi țiile unei alc ătuiri petrografice relativ omogen ă și
cu rezisten ță mai mare, râul s-a adâncit urm ărind tiparul curgerii anterioare (s-a
supraimpus).
• Meandre de râu sau autogene reprezintă o evolu ție ulterioară a
meandrelor de vale în regiunile unde rocile nu opun o rezisten ță prea mare la
eroziunea lateral ă. Ca urmare, se pot distinge rest uri din vechile meandre de vale, o
luncă largă în care albia și-a dezvoltat, corespunz ător unui nou echilibru
morfodinamic, o nou ă suită de ondul ări. Deci, între cele dou ă desfășurări de meandre
nu există coinciden ță.
Concluzii. Studiul meandrelor este însemnat deoarece – ele reprezintă
reflectarea unui stadiu din evolu ția albiilor râurilor (echilibru dinamic); permit
înțelegerea form ării și extinderii luncilor (dezvoltarea patului de meandre); prin
evoluție pun în eviden ță, două tipuri specifice de capt ări (autocaptarea și captă ri prin
alipire).
3.1.2. Albia majoră (Lunca). Sunt doi termeni folosi ți în literatura
geografic ă româneasc ă care se refer ă la aceeași unitate spa țială – teritoriul pe care îl
acoperă apele râului la debite mari (viituri). Diferen ța constă în faptul că primul are
sens pur geomorfologic – relieful și evoluția lui din acest spa țiu, pe când cel al doilea
are referin ță la întregul sistem al co mponentelor geografice.

82
– Caracteristicile și dimensiunile albiei majore sunt variabile de la un râu la
altul și chiar la acela și râu, de la un sect or la altul.
În raport cu albia minor ă se desfășoară pe lățimi deosebite pe ambele p ărți sau
numai pe una. La exterior intr ă în contact cu frun ți de terasă, iar când acestea lipsesc
direct cu versan ții, ceea ce face ca ele s ă aibă un caracter bilateral sau monolateral.
Luncile au dimensiuni mari în regiunile de câmpie și podiș, în depresiuni, în
cursul inferior al râurilor; opus, râurile au albii majore îngus te, monolaterale sau
acestea lipsesc în mun ți, în cursul superior, în sectoarele unde s-au adâncit în roci cu
rezistență mare (calcare, roci cristaline etc.). Ca urmare, în lungul unui râu mai întins
se pot separa sectoare în car e luncile au dimensiuni, alc ătuire și morfologie variate.
Situaț iile devin mult mai complexe la râurile care traverseaz ă unități montane,
depresionare, deluroase, câmp ii. (ex. Oltul, Jiul, Mureș ul, Dunărea, Rinul, Elba etc.)
unde alternan țele de situa ții sunt numeroase.
– Formarea luncilor este condi ționată de atingerea local ă a unui stadiu de
echilibru morfodinamic, când râul î și concentreaz ă energia de care dispune pentru
transportul apei, aluviunilor și în realizarea eroziunii as upra malurilor concave. Ca
urmare îș i extinde meandrele l ăsând spații tot mai largi de lunc ă în sectoarele
convexe. Prin dezvoltarea meandrelor, suprafa ța de luncă rezultată printr-o meandrare
excesivă poate să ajungă la o lățime de pân ă la 18 ori m ărimea albiei minore. În
condiții excepționale impuse în regiunile de câ mpie, de atragerea unui râu de c ătre
centre de subsiden ță activă , luncile cap ătă caracter asimetric, dar și o dezvoltare foarte
mare (ex. Arge șul la intrarea în câmpie, Siretul în câmpia omonim ă).
– Morfologia luncii este în cea mai mare m ăsură rezultatul migr ării prin
meandrare a albiei râului, a pr oceselor de eroziune lateral ă și de acumulare a
aluviunilor la viituri sau la v ărsarea afluen ților. În cupinsul ei exist ă forme de relief
pozitive și negative (fig. 22). Cele mai însemnate dintre acestea sunt:
• grindurile – ca forme de acumulare a pietri șurilor și nisipurilor
grosiere în vecin ătatea albiei prezente, dar și a unor foste albii; sunt alungite, au
lungimi de sute de metri și înălțimi de pân ă în 10 m; frecvent sunt acoperite de
vegetație.
• popinele (grădi știle) – martori de eroziune în foste meandre p ărăsite; pe
unele se practic ă culturi sau sunt a șezări; au form ă rotunjită și înălțimi de 5-10 m.
• conurile de aluviuni depuse de pâraie sau toren ți care ajung în lunc ă;
cele extinse și cu înălțimi mai mari sunt utiliz ate pentru culturi sau a șezări.
• trepte de lunc ă desfășurate la 0,5 m, 1 m, 1,5 m, 2,5 m etc. – variaz ă ca
număr, altitudine fiind rezultatul pr oceselor morfodinamice din albia minoră ; cele mai
înalte au caracter de teras ă de luncă fiind folosite agricol ș i pentru a șezări.
• diguri – forme de relief pozitive amenajate antropic (din pietri ș, argilă,
uneori plăci de beton etc.) în vecin ătatea albiilor minore pentru a feri restul luncii de
inundații; au lungimi de ordinul kilometrilor și înălțimi de 5 – 15 m.
• meandre p ărăsite (belciuge) care au rezultat prin procese de
autocaptare; în lungul lo r sunt ochiuri de ap ă, sectoare cu exces de umiditate etc.
• cursuri păr ăsite ale râului principal sau ale afluen ților; exist ă și situația
în care afluen ții pă trunzând în lunc ă urmăresc până la vărsare albiile p ărăsite de
colector (ex. Jijia în lunca Prutului).
• microdepresiuni cu dimensiuni variabile , unele având lacuri (b ălți), iar
altele, suprafe țe cu exces de umiditate.
• canale de drenaj sau pentru irigaț ii realizate antropic; au lungimi de
sute de metri și chiar kilometri și adâncimi de 1-3 m.

83
– Alcătuirea și structura luncii depind în mare m ăsură de mărimile
debitului, pantei longitudinale, de unitatea de relief pe care o str ăbate râul (mun ți,
câmpie), stadiul de evolu ție a procesului de meandrare. Comun la toate sunt câteva
elemente – patul albiei tăiat în roca de baz ă și o pătură de aluviuni, heterogen ă ca
alcătuire și granulometrie. Aluviunile au o dubl ă provenien ță. Majoritatea rezult ă din
aportul râului principal îndeosebi la rev ărsări când se produc inunda ții care acoper ă
suprafețe diferite ca m ărime din luncă (la marile inunda ții apa o cuprinde în
întregime). Alte materiale sunt aduse și depuse de c ătre afluen ți (conuri aluviale).
Repartiția lor este neuniform ă, dar reflect ă o condiție dinamic ă. Aluviunile grosiere se
află în vecinătatea albiei actuale, dar și a vechilor albii, a meandrelor p ărăsite, fiind
primele depuse la rev ărsări în locur ile unde viteza șuvoaielor de ap ă este mare. Cele
fine sunt legate de sectoarele joase și depărtate de cursul actual, acolo unde au ajuns
curenții de apă cu viteze mici la inunda ții. Se adaug ă pe de-o parte conurile de
aluviuni ale afluen ților care variaz ă ca dimensiuni și alcătuire în func ție de puterea de
transport a acestora, dar și rocile pe care le-au fragment at, iar pe de alta, depozitele
coluviale de la contac tul luncii cu versanț ii sau cu frun țile de teras ă și care au provenit
din erodarea suprafeț ei acestora (sunt materiale m ărunte, frecvent aduse prin
pluviodenudare).
Concluzii – Studiul luncilor are o dubl ă însemnătate – științifică (ele reprezint ă
o treaptă de relief care reflect ă un stadiu din evolu ția vă ii; analiza componentelor
relevă relații dinamice etc.) și practică (sunt terenuri ce pot c ăpăta utilizări adecvate
fertilității solului, gradului de umezire, pentru piscicultur ă, exploat ări forestiere,
exploatarea nisipului, balastului, argilei; pe treptele mai înalte se realizeaz ă unele
culturi agricole, se pot amenaja drumuri și chiar gospodă ri).
Folosirea luncilor implic ă pe de-o parte stabilirea corect ă a poten țialului
suprafețelor ce o alc ătuiesc, iar pe de alta m ăsuri de protejare la inunda ții, a spaț iilor
folosite, inclusiv a a șezărilor limitrofe (diguri, canale etc.). întrucât reprezint ă sectoare
joase situate în vecin ătatea albiilor.
3.1.3. Terasele
Terasele sunt trepte în lungul v ăilor la altitudini relative fa ță de albie ce variaz ă
între 4-5 m ș i 180 m (frecvent pân ă la 90-100 m) care la origine au fost lunci,
rămânând suspendate în urma ad âncirii în ele a râurilor.
– Desfășurarea și dimensiunile variază în funcție de genera ția de văi, de
unitățile de relief în care se afl ă. Au extensiune în regiunile de dealuri, podiș și sunt
mai reduse în mun ți, îndeosebi în subunit ățile alcătuite din roci dure. De asemenea,
sunt mai numeroase și au dezvoltare în lungul râuril or principale, caracteristici care
scad pe m ăsura trecerii la genera ții de afluen ți tot mai noi (ex. pe Olt sunt opt terase,
pe Olteț sunt cinci terase, iar pe afluen ții acestuia 1-3 terase).
– Morfologic, la orice teras ă se separ ă două suprafețe – una orizontal ă sau
cvasiorizontal ă numită podul terasei care reprezint ă o luncă veche și o suprafa ță
înclinată (uneori vertical ă) care formeaz ă fruntea terasei, ea rezultând prin adâncirea
râului în lunc ă. Linia care se afl ă la îmbinarea celor dou ă suprafețe poartă numele de
muchia terasei, iar cea care este situat ă la racordul podului cu forma de relief
superioară constituie țâțâna terasei.
– Structural se disting trei situa ții:
• terase aluviate (aluviale ) la care se separ ă un strat de aluviuni cu o
grosime de 1-5 m ș i roca în loc, între ele fiind vechiul pat al albiei; sunt cele mai
frecvente.
• terase în rocă la care lipsesc aluviunile, podul terasei corespunzând
patului albiei.

84
• terase aluvionare – ce au pânz ă groasă de aluviuni, în care ulterior râul
s-a adâncit. Exist ă două subtipuri – terase îmbucate (succesiunea fazelor evolutive
este adâncirea râului – aluvionare foarte bogat ă – adâncirea râului în pânza de aluviuni
până la un nivel superior altimetric celui din prima faz ă; o nouă aluvionare ș i o nouă
adâncire prin care se creeaz ă un alt nivel de teras ă) și terase rezemate (succesiunea
fazelor este: adâncirea râ ului, aluvionare puternic ă – urmată de o adâncirea râului în
pânză până la baza ei; o aluvionare nou ă care creeaz ă a doua pânz ă de materiale mai
subțire în raport cu prece denta – o adâncire nou ă, până la baza pânzei; rezult ă trepte
dezvoltate în scar ă).
Indiferent de situa ție, în sectorul de racord al podului cu treapta de relief
superioară, rezultă prin acumularea de materiale sp ălate din aceasta, o tren ă coluvială
(glacis coluvial ).
– Geneza teraselor. Există două teorii generale referitoare la formarea
acestora. Prima, mai veche, consider ă realizarea lor în trei faze la care procesele
fluviatile au rol diferit – în prima faz ă domină eroziunea linear ă care creeaz ă patul
albiei, în a doua se realizeaz ă aluvionarea ce d ă stratul de materiale de deasupra
patului și a treia când din nou pe prim plan se afl ă eroziunea linear ă, râul tăind nu
numai stratul de aluviuni, ci și rocile de dedesubt. Aceast ă interpretare este valabil ă
pentru unele din terase le aluvionare (fig 23).
A doua teorie rezum ă geneza la dou ă faze când s-au realizat cele dou ă
suprafețe care alc ătuiesc terasa. În prima, în urma ac țiunii mai întâi a eroziunii lineare,
iar după ce s-a ajuns la un echilibru dinamic a predomin ării eroziunii laterale când s-a
înfăptuit lunca cu un strat de aluviuni nu prea gros (p ătură de aluviuni cu rol de
menținere a echilibrului genera l la viituri); a doua faz ă solicită ruperea echilibrului ș i
declanșarea eroziunii lineare pr in care râul se adânce ște cu mai mul ți metri (este t ăiată
fruntea) situa ție care face ca lunca s ă rămână suspendat ă deasupra unei albii în curs de
realizare ca teras ă. De aici și ideea c ă terasa este rezultatul succed ării în timp a
proceselor de eroziune fluviatil ă (lineară și laterală și apoi lineară ).
Indiferent de interpretare, cert este c ă cele două suprafețe aparț in la două faze
de evoluție diferite și că trecerea de la realiz area uneia la cealalt ă, s-a înfăptuit printr-o
modificare brusc ă a rolului proceselor care se petrec în albie. Aceast ă situație este
condiționată de ruperea echilibrului morfodinami c dobândit de râu, în finalul realiz ării
luncii, deci a suprafe ței orizontale. Ruperea stă rii de echilibru este pus ă pe seama a
trei categorii de factori:
• coborârea nivelului de baz ă, situație valabil ă îndeosebi la râurile
care se vars ă în oceane. Varia ția nivelului acestora s-a produs de mai multe ori în
cuaternar în condi țiile, dezvolt ării de faze glaciare și interglaciare. În glaciar,
formarea calotelor de ghea ță a determinat re ținerea (stocarea) ca ghea ță a unei părți
din apa oceanelor participant ă la circuitul global. Ca urmare, nivelul acestora a
coborât, râurile care se v ărsau în ele fiind nevoite s ă se adânceasc ă în luncile create
anterior. Deci, în interglaciar s-a realizat lunca (viitorul pod de teras ă), iar în glaciar
prin adâncire rapid ă fruntea și deci terasa ca treapt ă morfologic ă.
• mișcări epirogenetice pozitive care afecteaz ă unitățile de relief în care
se desfășoară un bazin hidrografic. Aceste mi șcări nu sunt continui și nici nu au o
viteză mare. În perioada de stabilitate se ajunge treptat la realizarea profilului de
echilibru indicat de dezvo ltarea luncii. Producerea ridic ării neotectonice, de și este
lentă (câțiva mm/an), totu și prin cumulare determin ă în timp o modificare de
altitudine (cresc în ălțimile unit ății de relief) ș i de pantă (devin mai mari). Ca urmare,
râul căpătând energie mecanic ă suplimentar ă, se va adânci în lunca creat ă anterior.
Rezultă o nouă albie care va fi dominat ă de vechea lunc ă devenită terasă. În Carpa ți,

85
mișcările neotectonice de ridicare din cuaternar, s-au produs în mai multe faze, situa ții
care au favorizat cre șterea num ărului de terase.
• oscilații climatice importante petrecu te la intervale mari de timp;
ele favorizeaz ă modificarea debitului râului și prin aceasta a unui element de baz ă din
relația care asigur ă energia mecanic ă a apei râului ceea ce conduce fie la acumul ări în
albie fie la eroziune linear ă deci adâncirea râului. În cuat ernar s-au succedat faze cu
climat rece (glaciar, periglaciar) cu faze cu climat temperat. În prima situa ție, se
realizau lunci extinse cu strat de aluvi uni favorizate de un pat de albie înghe țat și
acțiunea apei în sezonul cald care producea eroziunea malurilor (deci l ărgirea luncii),
un aport însemnat de materiale ce ajungeau în albie de pe versan ții lipsiți de vegeta ție
sau din rev ărsări. Schimbarea climatului (intergl aciar) a facilitat extinderea vegeta ției
care a cuprins întregul relief, un pat dezghe țat și precipita ții bogate. Ca urmare,
eroziunea linear ă domină și va produce adâncirea albiei și transformarea luncii în
terasă.
Situaț iile devin complexe în mari le bazine hidrografice desf ășurate mult în
latitudine (Rhin, Rhon), unde cei trei factori se îmbin ă (climatele care s-au succedat în
cuaternar; v ărsare în ocean unde s-au înregistrat varia ții ale nivelului de baz ă; sectoare
care au suferit ridic ări sacadate). Ca urmare, ace ști factori au dat posibilitatea form ării
de terase în faze diferite în lungul râ urilor. Spre exemplu, pe un râu cu obârș ie în Alpi
și vărsare în M. Mediteran ă în fazele cu climat rece glacia r, în cursul superior rezultau
lunci prin eroziune lateral ă și aluvionări bogate, iar la v ărsare ca urmare a coborârii
nivelului de baz ă se tăia fruntea de teras ă. În faza urm ătoare, în amonte climatul
temperat permitea crearea frun ții de teras ă, iar în sectorul inferior prin ridicarea
nivelului oceanic avea loc o aluvionare bogat ă însoțită de dezvoltarea luncii. Dac ă se
adaugă și ridicări locale cu caracter sacadat, atunci varia ția realizării celor dou ă
componente ale terasei devine multipl ă.
-Vârsta teraselor se stabile ște prin diferite met ode, dar rezultatele au un
anumit grad de relativitate.
• Cel mai simplu se apreciaz ă în funcție de poziția uneia în raport
de cealalt ă (o terasă este mai veche decât cea inferioar ă și mai nouă decât cea
superioară).
• Prin metoda num ărului de loessuri (acumulate în condi țiile unui
climat rece, glaciar) și de soluri fosile (formate în climat temper at interglaciar), situate
peste depozitul de aluviuni, aprecierea se ap ropie mai mult de rea litate (terasa exista
în momentul acumul ării primului loess; dac ă sunt trei orizonturi de loess ce pot fi
corelate cu würm 3, würm 2, würm 1 atunci vârsta t ăierii frun ții poate fi legată de
prewürm 1).
• Interpretarea spectrelor de polen extrase din lentile de argil ă din
depozitul de aluviuni dau posibilitatea reconstituirii tipului de forma țiuni vegetale
limitrofe luncii și chiar a unor aprecieri privind vârsta acumul ării; ulterior acesteia s-a
petrecut tăierea frun ții și deci detaș area terasei.
• Datarea paleontologic ă este cea mai apropiat ă de realitate cu condi ția
ca fosilele s ă nu reprezinte elemente remaniate. Prin ea se stabile ște vârsta
depozitului. Astfel, dacă se ajunge la precizarea vârs tei unei terase prin aceast ă
metodă atunci, ea devine reper cronologic, terase le superioare fiind mai vechi, iar cele
inferioare mai noi. La râurile mari din țara noastră , au fost identificate mai multe
terase reper și pe baza lor s-a ajuns la întocm irea unor scheme morfocronologice
pentru bazinele din sudul, estul sau vestul țării.
– Tipurile de terase se disting pe baza diferitelor criterii:

86
• după d esf ășurarea în profilul longitudinal al v ăii terasele pot fi
paralele cu talvegul (cele de natur ă climatică), convergente în aval (s-au produs
ridică ri neotectonice sacadate în bazinul superior), convergen țe în amonte (ridicări
neotectonice în cursul inferior sau coborârea nivelului de baz ă general), în foarfecă
(mișcări neotectonice sacadate de ri dicare în bazinul superior și subsidente în cursul
inferior; terasele din bazinul superior converg în nivelul luncii actuale în diferite
puncte; lor le corespund în aval pân ze de aluviuni suprapuse, astfel c ă cea mai veche
pânză și care se afl ă la baza depozitului se coreleaz ă cu cea mai înalt ă terasă ).
• după desf ășurarea în profil transversal sunt terase bilaterale,
monolaterale, în evantai (la râurile care sufer ă o deplasare continu ă spre un versant,
impusă de influen ța unui centru de subsiden ță).
• după structură – sunt terase aluviale, aluvionare (rezemate, îmbucate),
în rocă.
• după genez ă (factorul care a impus ruperea echilibrului ș i detașarea
(treptei) sunt terase de natură eustatic ă, climatic ă, neotectonică.
– Înălțimea, numerotarea și racordarea teraselor.
• Înălțimea teraselor se apreciaz ă în marea majoritate a situa țiilor prin
altitudinea relativ ă, valoare care se calculeaz ă prin raportarea nivelului superior al
depozitului de aluviuni la nivelul luncii. În acest mod se stabile ște cu cât s-a adâncit
râul de la fosta lunca la cea actuală . Frecvent suprafa ța podului de teras ă, nu coincide
cu aceea a depozitului de aluviuni, întrucât ulterior deta șării terasei peste aluviuni s-au
acumulat multe alte materiale (conuri de dejec ție, valuri de alunecare etc.), situa ții
care l-au în ălțat cu mai mul ți metri. Alteori, depozitul este erodat par țial sau total încât
înălțimea reală este micș orată.
• Numerotarea teraselor frecvent se face plecând de la cea inferioar ă
(terasa I) la cea cu în ălțimea cea mai ridicat ă din lungul râului (ex. terasa VIII).
Alteori, se folosesc valorile de altitudine (t 3-5 m, t10m , t25m , t60m). Mai rar numerotarea
se realizeaz ă de sus în jos (terasa I este cea mai veche care are și poziția superioar ă,
iar terasa VI este cea mai nou ă deasupra luncii).
• Racordarea teraselor este o opera țiune care presupune identificarea
tuturor fragmentelor de teras ă din lungul unui râu și de pe afluen ți, cartarea lor pe
hărți, întocmirea fi șelor cu elementele specifice (altitudine la nivelul stratului de
pietriș, tipuri de aluviuni și grosimea frecvent ă a acestora, l ățimea podului, vârsta la
fragmentele unde s-a putut aprecia corect) etc. Racordarea este dificil ă, întrucât
ulterior individualiz ării terasei, ea sufer ă trei tipuri de ac țiuni – fragmentarea de c ătre
torenți sau pâraie, erodarea de c ătre râul principal și depunerea de materiale groase pe
pod. Prin efectuarea racord ării fragmentelor se identific ă evoluț ia ulterioar ă a terasei
în lungul râului, stabilirea sect oarelor unde a suferit modific ări, (ridicări sau coborâri
neotectonice), desf ășurarea întregului sistem de terase în lungul v ăii și pe aceast ă bază
deosebirea genetic ă a lor etc (fig. 29).
Concluzii – Terasele constituie trepte create de râu prin procese de eroziune
la care uneori se adaug ă o aluvionare intens ă. Ca urmare, ele sunt elemente de baz ă în
reconstituirea evolu ției reliefului în cuaternar . Ele se afl ă în jumătatea inferioară a
văii având o utilizare deosebit ă. Astfel podurile datorită netezirii și prezenței apei în
pânza de aluviuni sunt folosite pentru a șezări și culturi ; pe ele se desf ășoară și o bună
parte din re țeaua de drumuri; pietri șurile și nisipurile sunt materiale de construc ție
etc..

87
3.1.4. Versan ții
– Caracteristici. Tipuri. Versanții reprezintă suprafețele înclinate din alc ătuirea
reliefului. Au origine diferit ă dar în marea majoritate a situa țiilor sunt lega ți de
adâncirea râurilor. Evolu ția ulterioară este determinată de procese diferite de cele care
l-au creat.
În func ție de agentul care le-a dat na ștere și de modul de evolu ție sunt ș i
caracteristicile lor de unde și deosebirea mai multor tipuri (fig. 26).
– Versanț ii de vale – sunt suprafe țele create prin ac țiunea de adâncire a râurilor,
torenților. Cei care apar țin văilor înguste și recente, se afl ă imediat deasupra albiei
ceea ce face ca influen ța râului asupra evolu ției lor să fie activ ă (erodarea bazei
versanților conduce la subminare, alunec ări etc.). La v ăile cu o evolu ție de durat ă între
albia minoră și ei există albia major ă, terase ș i ca urmare, influen ța râului în dinamica
lor se reduce considerabil, uneori total. Ace ști versanți constituie primul component,
deci cel mai vechi în alc ătuirea văii. Au lungime mare, înclin ări variate, o form ă
(convexă, concavă, dreaptă etc.) care se modific ă continuu, dar în r itmuri diferite în
funcție de o multitudine de factori între care:
• rocile (în cele cu rezisten ță mare – calcare, granite- au pant ă accentuat ă,
sunt drepți sau convexi; la cei forma ți din roci moi – argile, marne – pantele sunt slabe
și frecvent concave; când exist ă alternanțe de strate cu rezisten ță diferită , situaț iile
devin mult mai complexe, versan ții sunt alc ătuiți din segmente cu pant ă deosebită care
se îmbină în forme variate);
• structura geologic ă (versanți cu pant ă accentuat ă și în trepte atunci
când secționează capetele de strat ș i versanți cu pant ă redusă când coincid cu
suprafața stratelor);
• unitatea de relief străbătută de râu (în mun ți sunt lungi și au pante mai
mari, în câmpie sunt scur ți, drepți și cu înclin ări variate în func ție de rocă – în loess
abrupți, în argile, nisipuri slab c onsolidate – au pante mici);
• stadiu de evolu ție a văii (drep ți la începutul evolu ției, complexi
ulterior) etc. – Versanț ii de interfluviu – alcătuiesc pantele înclinate care fac racordul între
platourile interfluviilor sau linia de creast ă cu diferite trepte ale culmilor secundare.
Se află deasupra versan ților de vale și cu unele excep ții sunt mai vechi decât ace știa.
Au rezultat în procesul evolu ției generale a reliefului regiunii (cei mai extin și) sau
printr-o dezvoltare local ă impusă de o modelare selectiv ă determinată de diferen țe ca
alcătuire petrografic ă (alternan ță de strate groase cu rezisten ță diferită; sunt scur ți).
Evoluția lor este dependent ă de modul de asociere al pr oceselor geomorfologice în
funcție de caracteristicile climatului (evolu ție prin te șire și scădere în altitudine în
climat temperat; evolu ție prin pedimentare în climat semiarid etc.).
– Versanț ii impuși de acțiunea agen ților interni. Mișcările tectonice și
vulcanismul sunt cele care determin ă în timp versan ți cu caracteristici specifice. În
lungul liniilor de falie prin ridicarea unor blocuri rezult ă versanți abrupți sau cu pant ă
ridicată ce pot c ăpăta ulterior prin ac țiunea altor agen ți caracteristici aparte. La fel
prin acumul ările erupțiilor vulcanice se ajunge la real izarea aparatului vulcanic cu
versanți specifici. La scar ă regională mișcările tectonice pot impune bomb ări sau
coborâri înso țite de modific ări nu numai de altitudine, ci și în configura ția versanților
diferitelor unit ăți de relief.
– Versanț i maritimi. Sunt în strâns ă dependen ță de acțiunea apei m ării,
oceanelor. Se separ ă versanți în lungul țărmului înalt (impus ini țial de tectonic ă,
vulcanism, alc ătuire litologic ă și accentuat de abraziune) și versanți submerși între
diferitele suprafeț e cvasiorizontale.

88
– La scară locală se adaugă și versanți glaciari creați prin eroziunea ghe țarilor
în circurile și văile glaciare, în ju rul nunatakurilor), antropici (ex. cei rezulta ți prin
secționarea unor culmi pentru canale maritime – Corint, pentru diverse c ăi de
comunica ție – deblee etc.), de natură petrografic ă (în loess, calcare, argil ă etc.).
– Geneză, evoluț ie și suprafețe de echilibru. Cei mai mul ți versan ți sunt
rezultatul eroziunii apelor curg ătoare. Acestea dispunând de energie (efect al
interferen ței acțiunii gravita ției exprimat ă prin valoarea pantei de scurgere și al
mărimii debitului) exercit ă eroziune linear ă și regresiv ă creând v ăi incipiente, de-o
parte și de alta albiei individualizându-se versan ți. Evoluț ia văii și indirect a
versanților, va depinde de câ țiva factori :
-m ărimea energiei pe care râul o poate utiliza pentru eroziune.
-rezisten ța la atacul apei dat ă a rocilor și structurii geologice;
-influen ța locală și regional ă a mișcărilor de ridicare active care m ăresc
altitudinea și accentueaz ă pantele;
-coborârea sau ridicarea nivelului de baz ă al râurilor care se reflect ă în
creșterea și respectiv sc ăderea puterii de eroziune a acestora;
Rezult ă că în orice vale, în orice moment se confrunt ă două categorii de for țe –
unele care tind să o adâncească (ac țiunea râului), iar altele care se opun favorizând
lărgirea prin retragerea versan ților prin alte procese. Ca urmare, în funcț ie de
raportul dintre acestea valea va avea o anumit ă configuraț ie și date morfometrice. Se
pot separa câteva situa ții reprezentative:
• când puterea de adâncire este superioar ă rezisten ței, eroziunea linear ă
este pe planul principal, valea va fi adâncit ă, relativ îngust ă, iar versanț ii vor avea
pantă accentuată și formă relativ dreapt ă.
• când râul numai dispune de energie decât pentru transportul apei și
materialelor provenite din eroziune laterală și din aportul model ării versan ților se
ajunge la un echilibru, adâncirea v ăii slăbind până la încetare. Situa ția favorizează
extinderea lateral ă a albiei, crearea unei lunci dezvolta te, iar prin procesele de versant
se produc – retragerea mai mult sau mai pu țin rapidă a acestora și modificarea formei
din dreapt ă sau convexă în concav ă sau complex ă.
• la văile cu desfăș urare mare situațiile sunt mult mai complexe. Ele
aparț in unor regiuni care în anum ite perioade de timp sufer ă mișcări de ridicare
importante și care sunt separate de interv ale de stabilitate neotectonic ă. La acestea în
timp se produce o succesiune de faze în care predomin ă adâncirea (eroziunea linear ă
este stimulat ă de creșterea pantei generale) creându-se sectoare de versant cu înclinare
ridicată și faze în care râul ajuns în profil de echilibru nu se va mai adânci, favorizând
retragerea versan ților și formarea de lunci. Situa ția se complic ă și mai mult în
condițiile unor modific ări climatice de esen ță care se vor reflecta pe de-o parte în
schimbarea m ărimii debitelor (prin cre ștere va fi stimulat ă eroziunea linear ă, iar prin
scădere slăbirea pân ă la încetarea acesteia), iar pe de alta în modificarea proceselor
care acționează pe versan ți și indirect în ritmul și specificul evolu ției lor. Deci, în
aceste situa ții, în cadrul v ăii, versan ții se prezint ă ca o succesiune de tronsoane
îmbucate (alc ătuite dintr-un segment de pant ă netedă și una înclinat ă), fiecare
reprezentând un cuplu de faze de nivela re (echilibru, cu eroziune lateral ă și retragere a
versantului) și de adâncire (dezechilibru, eroziune linear ă accentuat ă).
Evolutiv la primele dou ă situaț ii nivelul de baz ă general de care depinde
modelarea versan ților îl reprezint ă albia sau lunca râului, întrucât acesta influen țează,
atât intensitatea adâncirii râului, cât și dinamica proceselor ce au loc pe ace știa.
Astfel, prin între ținerea unei pante accentuate și producerea de eroziune în baza lor,
versanții sunt instabili, diferitele ac țiuni (meteorizare, alunec ări, pluviodenudare etc.)

89
generând materiale ce ajung în albie. Atâta timp cât intens itatea adâncirii este ridicată ,
panta mare a versan ților se va menț ine, totul fiind subordonat ac țiunii râului. Odat ă cu
realizarea luncii, influen ța proceselor din albie asupra evolu ției versanț ilor scade
reducându-se doar la intervalele cu viituri. În restul timpului, modelarea va fi mai
rapidă sau mai înceată în funcție de caracteristicile climatul ui, de rocile din care sunt
alcătuiți, de gradul de acoperire cu vegeta ție etc. Astfel, versan ții vor suferi o
îndepărtare treptat ă în raport cu lunca ei modificându- și atât altitudinea cât și panta.
– Caracteristicile climatului , își pun amprenta în ritmul ș i specificul evolu ției.
• În climatul arid și semiarid cu versan ți lipsiți de vegeta ție, procesele de
meteorizare (dezagregarea îndeosebi) și pluviodenudarea (la pl oile rare dar toren țiale)
determină o retragere a lor relativ paralel ă cu poziț ie inițială însoțită de generarea la
bază a unei pante de echilibru (glacis, pediment) a c ărui înclinare este în raport cu
mărimea materialelor ce sunt evacuate gravita țional sau prin pânzele de ap ă (mai mare
pentru cele grosiere și mai mic ă pentru cele fine).
• În climatele umede , procesele care domin ă în modelarea versan ților
sunt altele – alterarea, pluviodenudarea, șiroirea, toren ții, alunecă rile de teren etc. –
modul de asociere și importan ța fiind în func ție de roci, de grad ul de acoperire cu
vegetație, de pante etc. Important îns ă este faptul că evoluția conduce concomitent la
scăderea general ă a pantei, dar și a altitudinii, proces care în final se încheie cu
realizarea unei suprafe țe de echilibru slab înclinate acoperit ă de un strat sub țire de
materiale alterate. – Lungimea versanț ilor are un rol însemnat. Astfel pe cei cu lungime mare
intensitatea proceselor și dimensiunile materialelor ev acuate sunt diferite de la un
sector la altul (mai active și grosiere în partea superioar ă și mai slab ă cu elemente cu
dimensiuni reduse în treimea inferioar ă), forma acestora din dreapt ă se transform ă în
convexă (panta mai mare necesar ă evacuării elementelor grosiere), concav ă (pantă
mai mică suficientă pentru elementele cu dimensiuni reduse). Pe m ăsura evolu ției, în
tendința realizării unui echilibru general, partea concav ă (a echilibrului) se extinde și
ca urmare, locul de îmbinare a celor dou ă sectoare (convex și concav) se deplaseaz ă
către partea superioar ă a versantului pentru ca în final s ă corespund ă cu linia de racord
cu interfluviul. Situaț iile devin mult mai complexe când versanții sunt alc ătuiți din strate de
roci cu rezisten ță diferită. Într-o prim ă parte a evolu ției, modelarea se va realiza
diferențiat ceea ce va conduce la impunerea în profilul versan ților a unor trepte
litologice sau structurale, fiecare din acestea c ăpătând rol de nivel de baz ă local ce va
influența intensitatea model ării sectorului de pant ă de deasupra. Ca urmare, profilul
general al versantului va c ăpăta o form ă complex ă pe care modelarea de și va fi
diferită de la un segment la altul va conduce în timp la realizarea unui profil de
echilibru. O situa ție distinct ă este specific ă văilor din genera ții mai vechi la care în
evoluție se separă mai multe faze în care la nivelul albiei râului s-a ajuns la o stare de
echilibru, dar de fiecare dat ă relativa stabilitate a nivelului de baz ă a fost întreruptă
fie, datorit ă unor mișcări de ridicare, fie modific ării radicale a climatului, ceea ce a
dus la reluarea eroziunii lineare și ruperea echilibrului. Prin aceast ă evoluț ie, versan ții
au că pătat o desf ășurare în trepte, fiecare suprafa ță cvasiorizontal ă a acestora
devenind un nivel local în func ție de care se realizeaz ă modelarea segmentului
înclinat de deasupra. Deci, evolu ția generală a versantului a devenit tot mai complex ă
pe măsura adăugării de tronsoane de vale noi în ur ma adâncirii sacadate. Ea se va
caracteriza printr- o însumare de model ări secundare la nivelul fiec ărui tronson,
caracterizate prin m ărimi diferite ale retragerii pantelor înclinate și de fragmentare a

90
celor cvasiorizontale . Acest proces este influen țat de caracteristicile acestora
îndeosebi ca alc ătuire geologic ă, mărime a suprafe ței, tipul și gradul de acoperire cu
vegetație etc. Totu și, în timp toren țialitatea și alunecările conduc la deplasarea unor
volume însemnate de materiale rezultate prin dezvoltarea lor pe suprafe țe care
depășesc limitele tronsoanelor. Se ajunge la spargerea unit ății acestora și la
cuprinderea treptat ă într-o evolu ție unitară a întregului versant care în final se va
transforma într-o suprafa ță de echilibru slab înclinat ă, dar ondulat ă acoperită de
materiale rezultate din ultima parte a model ării.
3.1.5. Glacisurile și pedimentele
Caracteristici. La baza versan ților, dar adesea și a unor pante accentuate (ex.
frunț i de teras ă) prin retragerea acestora, rezult ă o suprafa ță slab înclinat ă care se
interpune între dou ă forme de relief pe seama c ărora se va extinde. Ne este doar o
suprafață de racord, ci ea are un rol funcț ional – prin faptul c ă exprimă o formă de
echilibru dinamic între dou ă sisteme diferite și care se dezvolt ă în detrimentul
acestora. În literatură este cunoscut ă prin doi termeni – glacis provenit de la francezi și
pediment din lucrările anglofone. Uneori, între ace știa se acceptă unele deosebiri în
sensul că , primul ar fi legat de roci cu rezisten ță mai mic ă, climat temperat și de
dimensiuni mai mici iar celă lalt de roci dure (cristaline), climat semiarid și dezvoltare
mai largă. Desfășurarea lor este variat ă, de la simple fâ șii la suprafe țe întinse a c ăror
înclinare este condiț ionată de puterea de transport a șuvoaielor de ap ă care se scurg de
pe versan ți la averse. Uneori, panta de eroziune rezultat ă din retragerea versantului și
pe care se p ăstrează un orizont sub țire de materiale se continu ă printr-o câmpie de
aluviuni. Alteori, ea este scurt ă și acoperit ă de materiale care formeaz ă poale întinse
pe suprafaț a cvasiorizontal ă din față (luncă, pod de terasă , șes depresionar, câmpie
etc.).
Geneza și evoluția. Glacisurile și pedimentele sunt frecvente aproape în orice
regiune morfoclimatic ă, dar cunosc amploare în cele aride și semiaride calde sau
reci, iar diversitate ca m ărime și geneză în regiunile temperate.
În regiunile aride și semiaride, ele rezultă în principal prin ac țiunea de
eroziune în suprafa ță realizată pe versan ți de către pânzele de ap ă încă rcate cu
materiale (dezagregate anterior) în timpul averselor. Pe de alt ă parte, șuvoaiele de ap ă
care conțin pietriș și bolovăniș exercită o puternic ă eroziune lateral ă îndreptat ă asupra
bazei versanț ilor văilor pe care îi erodeaz ă creând suprafeț ele de echilibru dinamic
care cresc în l ărgime în cursul inferior. Aceste pedimente au la exterior și în mai mic ă
măsură pe ele, materialele transportate de ap ă.
În regiunile temperate rezultă mai multe forme care pot fi grupate în glacisuri
de acumulare și glacisuri de eroziune. Primele au o frecven ță deosebită, se dezvolt ă la
baza diverselor pante cu înclinare mare și rezultă prin procese diferite, de unde și
separarea ca tip. Între acestea sunt glacisurile coluviale (rezultă la baza oric ărui abrupt
prin acumularea materialelor sp ălate de pe acesta), proluviale (îngemănarea conurilor
de dejecț ie ale toren ților), coluvio-proluviale, deluviale (glacisuri în fruntea corpului
alunecă rilor cu dimensiuni mari). Gl acisurile de eroziune sunt pu țin dezvoltate,
întrucât versan ții sunt bine acoperi ți de vegeta ție care exercit ă o acț iune de protec ție a
lor față de acț iunea meteoriz ării, șiroirii sau proceselor gravita ționale. Apar la baza
unor abrupturi ca fâ șii acoperite par țial de materiale.
Succesiunea pantelor abrupte și line pe versan ți impune uneori și o etajare a
fâșiilor de glacis (ex. în lungul v ăilor mari la baza frun ților de terasă apar glacisuri
coluvio-proluviale ce au caracter etajat).

91
3.1. 6. Văile
– Caracteristici. V ăile sunt forme de relief negati ve rezultate preponderent prin
acțiunea apelor curg ătoare. Râurile prin adâncire dau na ștere excava ției și o măresc pe
verticală și într-o oarecare m ăsură lateral prin eroziunea exercitat ă la baza versan ților.
Configura ția văii însă depinde pe de-o parte de evolu ția versan ților, de ritmul
retragerii lor în raport cu intensitatea ac țiunii diverselor procese de modelare dar și cu
rezistența pe care o opun rocile, structura, vegeta ția care îi acoper ă. Pe de alt ă parte,
un rol însemnat îl au factorii care impulsioneaz ă procesele din albi a râului (climatul,
ridică rile neotectonice, cobor ârea nivelului de baz ă), de aceș tia depinzând m ărirea pe
verticală a văii cât și impulsul dat direct sau indire ct proceselor ce se realizeaz ă pe
versanți.
Se adaug ă factorul timp în func ție de care v ăile se însumeaz ă spațial în sisteme
ierarhizate, fiecare ordin având tr ăsături specifice.
Indiferent de ordin toate v ăile au dou ă elemente comune – albia râului și
versanții care o încadreaz ă. În func ție de stadiul de evolu ție la acestea se adaug ă
lunca, terasele, glacisurile și unele trepte înguste situate la partea superioar ă a
versanților și care de regul ă reprezintă mărturii ale model ării celei mai vechi. Deci,
într-o vale se pot separa fo rme ce se succed pe vertical ă și care aparț in unor faze
distincte în evolu ția ei. Uneori pe versan ții văii există și trepte secundare la nivelul
unor strate de roci cu rezisten ță mare și care au fost scoase în eviden ță prin eroziune
selectivă.
– Tipuri de v ăi Deși agentul ce le creeaz ă este râul, v ăile prezint ă caracteristici
foarte variate, situa ție care determin ă posibilităț i de grupare diferite în baza a
numeroase criterii (fig. 27):
• după fizionomie sunt văi simetrice (ex. cele dezvoltate în structura
orizontală sau în aceea și rocă – calcare, loess) și asimetrice (unele văi formate în
structura monoclinal ă, văile la care râul sufer ă în timp o puternic ă deplasare spre un
versant datorit ă fie, influen ței unui centru de subsiden ță activ -ex. Argeș ul în aval de
Pitești, fie împingerii exercitate de un num ăr mare de afluen ți cu debit mare (ex.
Siretul, împins spre est de Suceava, Moldova, Bistri ța), văi înguste (specifice la
începutul evolu ției sau sec ționate în roci dure (ex. calcar ele) ori realizate în unit ăți de
relief care sufer ă ridicări. La vă ile cu desf ășurare mare, pentru unele sectoare înguste,
se mai utilizeaz ă apelativele – chei – văi înguste, de obicei create în calcare la care
versanți, foarte înclina ți uneori abrupț i, se termin ă într-o albie strâmt ă, cu praguri;
defilee – vale pe ansamblu îngust ă cu versan ți povârni ți dar, la care se pot separa
porțiuni foarte înguste ce alterneaz ă cu bazinete depresionare în care sunt terase cu
așezări; canioane – sunt defilee foarte lungi, cu versan ți abrupți ce au în ălțimi de sute
și chiar peste o mie de metri, cu numeroase praguri impuse de roci mai dure sau de
structură). Văile largi au lățimea variabil ă în funcție de stadiul de evolu ție, rocă,
unitatea de relief în care se afl ă – munte, deal, câmpie etc.
• după stadiul de evolu ție în accepțiunea concep ției lui W.M. Davis, se
separă văi tinere (corespund începutului adâncir ii râului, sunt înguste, versan ții sunt
povârniți; se află frecvent fie în regiunile muntoase, în podi șurile înalte, fie în bazinele
de recepție ale râurilor mari; văi mature (sunt largi, albia este încadrat ă de o lunc ă
extinsă, iar versan ții prezintă înclinări moderate; râul se afl ă la profilul de echilibru
etc.), văi în stadiu de b ătrânețe (albia și lunca râului se continu ă lateral prin versan ți
aproape aplatiza ți cu form ă larg concav ă aflați în stadiu de echilibru; relieful regiunii
în care se afl ă aceste văi este redus la o câmpie de eroziune – peneplen ă; este un stadiu
extrem de rar de atins); văi policiclice (în cadrul lor sunt elemente ce indic ă mai multe
faze de evolu ție aparț inând unor cicluri care s-au succed at, dar care nu s-au manifestat

92
în întregime, de cele mai multe ori fiind întrerupte de ridic ări neotectonice sau de
modifică ri climatice de esen ță în stadiu de maturitate; în cadrul lor se disting între
versanți și albia minor ă mai multe genera ții de terase, fiecare di ntre acestea reflectând
realizarea unui echi libru dinamic).
• după unit ățile naturale în care se desf ășoară sunt văi în munți (înguste,
versanți cu pantă mare, praguri în albie etc.), în dealuri (largi, versan ți cu pantă mai
mică, terase, lunci), în câmpie (foarte largi cu albii meandrate și lunci, mai rar cu
terase) etc.; în fiecare dintre aceste unit ăți caracteristicile se modific ă în funcție de
locul (superior, inferior etc.) pe care îl au în sistemul bazinului hidrografic; la v ăile
foarte mari care stră bat mai multe unit ăți de relief se impun elemente specifice la
nivelul fiec ăruia.
• prin raportare la structura geologic ă sunt văi în structura orizontală
(au caracteristic ă dezvoltarea simetric ă), monoclinal ă (cele tipice sunt asimetrice),
cutată (în lungul sinclinalel or, anticlinalelor), discordant ă (tipice sunt văile
epigenetice care s-au format în structura superioar ă impunându-se ulterior în cea
inferioară), faliată (văi în grabene, pe planuri de falie, antecedente -dezvoltate
transversal într-o unitate care se ridic ă) etc.
• prin raportare la rocile în care s-au adâncit sunt v ăi în loess, v ăi
carstice (chei, v ăi seci, văi în trepte antitetice), v ăi în granite etc.
• în raport cu caracteristicile contactului cu marea sau oceanul sunt văi
liman, văi cu estuar, v ăi cu delte etc.
3.1.7. Capt ările
– Elementele unui ba zin hidrografic. Orice râu, indiferent de m ărime, îș i adună
apele și materialele pe care le transport ă de pe o por țiune a unei unit ăți sau mai multor
unități de relief. Aceasta constituie bazinul de recep ție în cuprinsul c ăruia în afara
râului principal (colectorul) există o mulțime de afluenți de ordine diferite. La fiecare
se disting trei componente – izvorul (unde se exercit ă eroziune regresiv ă), cursul (albia
în care au loc procese de eroziune, transport și uneori acumulare) și punctul de
vărsare (nivel de baz ă care regleaz ă ritmul și intensitatea manifest ării eroziunii din
lungul să u). Bazinul de recep ție este delimitat de cumpăna de apă care uneș te, în cele
mai multe situa ții, înălțimile cele mai mari de pe interfluviile care îl delimiteaz ă. Cum
într-un bazin hidrografic ma re sunt mai multe genera ții de râuri, tot a șa există pentru
fiecare în parte câte un bazin cu întindere deosebit ă care se însumeaz ă de la un rang
mai mic spre altul mai mare. Cumpenele dintre acestea urm ăresc linia în ălțimilor
maxime de pe culmile care le separ ă. Cumpăna nu este fixă, întrucât procesele care au
loc pe versan ții a două bazine vecine sunt diferite ca tip și intensitate. O evolu ție mai
activă a eroziunii pe un versant impune împingerea liniei de cump ănă spre celă lalt
versant și astfel, primul bazin hidrografic se ex tinde în dauna vecinului, proces care
într-o faz ă avansată a evoluției poate conduce (determina) la preluarea unor pâraie ș i
chiar a unui sector al co lectorului vecin. Deci, între bazine hidrografice vecine se
desfășoară o luptă continu ă care se reflectă în procese de extindere a unuia în
defavoarea celuilalt.
– Captările – condi ții, caracteristici. Captările reprezint ă un proces prin care
un râu pă trunde în bazinul altuia de unde preia treptat afluen ți mai mici sau mai mari
ai acestuia, iar în final chiar o parte din acesta. Râul activ poart ă numele de captator ,
iar cele încorporate sunt râuri captate . Prin acest proces bazinul captatorului se
extinde în dauna celuilalt, pozi ția cumpenei de ap ă se modifică continuu ș i apar noi
forme de relief.
Efectuarea procesului de captare este favorizat ă de diverse condiții care fac ca
un râu să dispună de mai mult ă energie în raport de altul. Acesta îi asigur ă exercitarea

93
unei eroziuni lineare active și putere de penetrare în bazinul celuilalt. Între elementele
care conduc la realizarea procesului sunt:
-nivelul de baz ă (punctul de v ărsare) al captatorului s ă fie mai jos în raport
cu ale râurilor vecine;
-panta generală a râului captator s ă fie mai mare, iar lungimea mai scurt ă;
-un debit mai mare al captatorul ui, urmare a unui bazin extins;
-uneori prezen ța în bazinul captatorului a stratelor ce au roci cu rezisten ță
mai mică și poate un grad de acoperire cu vegeta ție mai redus ceea ce faciliteaz ă
adâncirea.
– Tipuri de capt ări. Sunt diverse criterii ce permit separar ea lor între care
modul de realizare și vârsta , fiecare fiind eviden țiat de anumite elemente și
caracteristici (fig 28).
– Captările laterale. Se produc între dou ă râuri a căror direcție de desf ășurare
este aproape perpendicular ă. Captatorul înainteaz ă în bazinul vecin sec ționând
transversal interfluviul; când ajunge în albia râului vecin îl capteaz ă preluând sectorul
superior al bazinului s ău. În urma realiz ării captă rii rezultă mai multe elemente
morfohidrografice care constituie repere în identificarea procesului:
• râul și bazinul captatorului s-au extins paralel cu mic șorarea celor
aparț inând celuilalt;
• în locul unde s-a înregistrat capt area cursului râului se produce o
schimbare brusc ă de direcț ie, uneori de 900 (cot de captare );
• pe râul captat, în aval de locul unde s-a produs procesul r ămâne o vale
largă cu o luncă extinsă prin care se strecoar ă un curs firav de ap ă. (în intervalele
secetoase seac ă); este numită albie moart ă.
• în sectorul creat prin sec ționarea interfluviului, valea este îngust ă cu
praguri și o pantă generală mai mare ( clisură);
• cumpăna de apă și-a schimbat pozi ția coborând altimetric de pe linia
marilor în ălțimi în sectoare joase din valea râului captat;
Astfel de capt ări pot fi indentificate în mai multe locuri din Carpa ți – ex. Cri șul
Repede prin captare a preluat mai multe râuri (Iada, Dr ăganul etc.) care se dirijau din
nordul Mul ților Apuseni spre Depresiunea Șimleu; Prahova care a înaintat dinspre
Comarnic t ăind defileul de la Posada a capta t râul care vene a dinspre Predeal și trecea
înspre Ialomi ța prin șaua Păduchiosu; la fel Izvoru Dorului ș i Valea Jepilor au
străpuns abruptul estic al Bucegilor captând în două locuri, râul care apar ținea
Ialomiț ei etc.
– Captările laterale din lunci. Reprezint ă un proces destul de frecvent în
câmpiile de subsiden ță și în luncile râurilor mari care au meandre extinse și cursuri
vechi folosite de c ătre afluen ți (Siret, Prut etc.). Procesul se realizeaz ă în diferite
moduri.
• autocaptarea sau captarea de meandru. Rezultă prin evolu ția
meandrelor succesive; prin extinderea lor, spa țiul dintre ele se îngustează ceea ce face
ca la viituri s ă fie erodat, râul s ă-și formeze aici o albie nou ă, iar bucla meandrului din
dreptul său să fie pă răsită. Rezultă belciugul (meandrul p ărăsit în care se p ăstrează
ochiuri de apă în sectoarele mai adânci ale fostei albii) și popina (martor de eroziune
care domin ă belciugul și albia nou ă).
• captări prin atingerea meandrelor a două râuri. Se produc în
luncile extinse când meandrul unui râu prin evolu ție laterală ajunge la albia unui
afluent al c ărui curs este paralel (Prut și Jijia; Prut și Elan, Mure șul și Târnava la nord
de Alba Iulia) trecând în aceasta; r ămâne cursul pă răsit.

94
• o altă situație se produce în câmpiile de divagare și cele piemontane
între râuri vecine care au patul albiei la înăl țime diferită datorită unui proces de
aluvionare mai bogat la unul, în raport de cel ălalt. La viituri, apa din cel cu albia mai
ridicată se poate rev ărsa în celălalt, creând o albie nou ă spre acesta (ex. Huang Ho în
China, Dâmbovi ța în Câmpia Bucure știului). Ulterior, fie c ă acesta îș i schimbă în
întregime cursul (captare prin deve rsare) spre râul cu albia mai joas ă, iar vechea albie
din aval de captare r ămâne uscat ă (vale moart ă), fie că își va desfășura dou ă cursuri –
cel vechi și cel nou crea t la viitur ă (fenomen de difluen ță) (ex. râuri din Depresiunile
Hațeg, Făgăraș).
– Captările frontale – Procesul se produce între râuri cu desf ășurare opus ă. Ca
urmare, cump ăna de ape separă obârșiile a numeroase pâraie care curg în sens invers,
cele care dispun de energie mai mult ă, înaintând regresiv în bazinul celorlalte. Se
realizează o pă trundere treptată însoțită de o multitudine de capt ări mici ale pâraielor
din bazinul vecin. În ti mp pot fi înglobate și pâraie mai mari și chiar colectorul.
Elementele care dovedesc realizarea procesului sunt – neconcordanț a între linia
marilor în ălțimi și altitudinile joase la care se află cumpăna de ape; șaua largă de pe
cumpănă în raport de care exist ă un versant cu pantă mare cu ravene și torenți adânci
spre bazinul captatorului și un versant cu pant ă mică cu pâraie firave la bazinul râului
care a pierdut spa țiu.
În literatura geografic ă sunt men ționate capt ări de acest tip între râurile care
curg spre Depresiunea Braș ov (Timiș , Târlung, L ădăuțu Mare etc.) și cele din bazinele
Prahovei (la Predeal), Doftanei, Buz ăului (în nordul Depr esiunii Întorsura Buz ăului)
etc.
– Captările în mun ții și podiș urile alcătuite din calcare. Datorită faptului că ,
roca este puternic fisurat ă în aceste regiuni se realizeaz ă pătrunderea rapid ă a apei
favorizând o circulaț ie internă complex ă. Ca urmare, în afara unor râuri de suprafa ță
există și unele cursuri la diferite adâncimi care stră bat sisteme de pe șteri, ieșind la
suprafață prin izvoare cu debit foarte ma re (izbucuri). Alimentarea cu ap ă a cursurilor
subterane se realizeaz ă prin mulțimea fisurilor ce str ăbat calcarul. Unele dintre acestea
se află în patul calcaros al al biilor râurilor de suprafață . Acolo unde densitatea lor este
mare se produc pierderi însemnate de ap ă în urma infiltr ării. Treptat prin l ărgirea
căilor de circula ție a apei, râul de suprafa ță dispare lă sând în fa ță o albie seac ă cu
bolovă niș. Este un proces de captare ( captare carstic ă de suprafață ), survenit între
cursul subteran ș i cel de suprafa ță. Uneori, locul cel mai important al capt ării este
marcat printr-un pu ț vertical ( sorb sau ponor ). În lungul vă ilor carstice cu o evolu ție
de durată în fața albiei cu ap ă la suprafa ță care se termin ă printr-un sorb se ridic ă un
perete abrupt continuat la partea superioar ă printr-o albie seac ă. Acestea (peretele și
albia seac ă) formeaz ă o treaptă antitetic ă, adică un tronson de albie veche care dup ă
ce apa a fost captat ă în subteran s-a conservat la aceea și altitudine. Prin adâncirea
râului în amonte de sorb între albia activ ă și cea ''moart ă'' s-a individualizat peretele
abrupt. La v ăile mari exist ă două , trei – nivele de tr epte antitetice eviden țiind o suit ă
de captări carstice de suprafa ță. (ex. în Podiș ul Mehedin ți, Podișul Padiș).
Circulația subteran ă a apei în podiș urile calcaroase face posibil ă și
producerea unor captări între cursurile subterane (captări carstice de adânc (ex. în
sistemul subteran al râului Topolni ța din Podi șul Mehedin ți).
– Tipuri de captări după vechime. În evoluția de milioane de ani a unor regiuni
au existat etape când s-au întrunit condi ții de realizare a unor modifică ri hidrografice
prin procese de captare. De la acestea au r ămas unele elemente care permit
reconstituirea procesului între care mai importante sunt:
• cotul de captare înso țit în aval de o șa largă;

95
• valea moart ă;
• neconcordan ța între linia marilor în ălțimi și poziția joasă a cumpenei de
apă;
• desfășurarea deosebit ă a nivelelor de eroziune și teraselor (cele
superioare șeii de captare merg din sectorul captat în valea moart ă, iar cele inferioare
acesteia sunt paralele cu albia actual ă;
• poziția diferită ca înălțime a nivelelor de baz ă etc.
Cu cât, captarea este mai veche cu atât, unele din acestea sunt înl ăturate de
eroziune.
Pe baza elementelor indentificate, capt ările pot fi legate de anumite faze,
etape de evolu ție a unor regiuni și clasificate în func ție de momentul producerii.
Astfel, se pot separa:
-captări foarte vechi (pliocene) bănuite prin unul sau dou ă argumente;
frecvent se men ține sistemul de desf ășurare a v ăilor și raportul dintre pozi ția
cumpenei și linia marilor în ălțimi.
-captări recente (cuaternare) la care se identifică majoritatea elementelor pe
baza cărora se reconsti tuie procesul;
-captări iminente – în regiunile în care captatorul a str ăpuns linia marilor
înălțimi, cumpă na de ape se află la nivelul luncii sau a unei terase inferiore a râului ce
va fi captat; uneori exist ă deja o circula ție spre captator a apei din pânza freatic ă (ex.
afluenții Jijiei au ajuns la nivelul terasei de 5 m a Siretului; pâraiele Șomuzului Mare
au străpuns Podi șul Fălticeni pătrunzând în terasa de 5-10 m a râului Moldova.
Concluzii. Captările constituie un proces fluviatil important în evolu ția
configuraț iei rețelei hidrografice dintr-o regiune. Se produc în timp îndelungat putând
fi deduse pe baza interpret ării formelor de relief rezultate . Ele pot fi legate de etape
sau faze de evolu ție ale reliefului unei regiuni eviden țiind sensul desf ășurării acesteia,
rolul nivelului de baz ă, al mișcărilor neotectonice. Prin str ăpungerea culmilor
montane, deluroase, ele au creat culoare de leg ătură între diferite sectoare ale unei
regiuni (ex. culoarele v ăilor Olt, Prahova, Cri șului Repede etc.).

3.2. Forme de relief de acumulare create de apele curg ătoare.
Apele curg ătoare transportă cantităț i mari de materiale r ezultate din eroziunea
pe care o exercită asupra patului albiei și malurilor, dar și din aporturile laterale, de pe
versanți unde dislocarea și transportarea se realizeaz ă prin diverse procese.
Transportul presupune o energie ce rezult ă din mărimea debitului și viteza imprimat ă
de scurgerea apei pe pant ă sub efectul gravita ției. În sectoarele unde exist ă energie,
transportul va fi bogat, iar acolo unde aceasta scade râul va fi nevoit s ă depună o bună
parte din debitul solid pe care-l duce. Frecvent acumul ările cele mai importante se
realizează în locurile unde panta general ă scade foarte mult. Aceasta se întâmpl ă
îndeosebi fie, la trecerile brusce din unit ăți de relief înalte, fragmentate și unde pantele
sunt ridicate ca valoare (mun ți, dealuri), la unit ăți joase, netede (câmpii, depresiuni)
fie, la vărsarea lor în lunci largi, în lacuri, m ări cu platforme litorale extinse și la mică
adâncime. Rezult ă mai multe tipuri de forme de relief de acumulare cu dimensiuni
variabile. 3.2.1. Conurile aluviale sunt corespondentul conurilor de dejec ție ale
torenților, dar cu dimensiuni mult mai mari. Sunt frecvente pe rama depresiunilor și
rezultă prin acumul ări continui de pânze de aluviuni, dar cu accent la viituri când sunt
transportate și materiale grosiere. Dimensiunile variaz ă în funcție de mai mul ți
factori:

96
• caracteristicile reliefului , îndeosebi altitudinea, energia, pantele
unității de relief de unde râul le dislocă și le transport ă (din mun ți, dealuri înalte va
aduce o cantitate mare de pietriș uri, bolovă niș, iar conul va avea extindere; dintr-o
regiune deluroas ă joasă va că ra material mai redus și nisipo-argilos cu care va crea
conuri mici aplatizate);
• climatul se va impune în specificul proceselor care au loc pe versan ți,
în mărimea debitului și prin acesta capacita tea de transport a râ ului care va forma
conul.
• rocile dominante din bazin faciliteaz ă cantităț i mai însemnate sau mai
reduse de materiale în func ție de rezisten ța la atacul exercitat de apa pâraielor din
bazinul colectorului ce formeaz ă conul.
• gradul acoperirii cu vegeta ție a bazinului hidrografic etc.
3.2.2. Deltele continentale . Constituie conuri aluviale foarte mari, dar cu
înălțime mică dezvoltate la ieș irea în câmpii (de divagare) sau în depresiunile cu vatr ă
netedă a râurilor cu debit solid important. Pe suprafa ța lor pot fi urm ărite cursuri
părăsite care denot ă pendularea frecvent ă a albiei determinat ă de înălțarea ei, în urma
depunerii de aluviuni ; structura tipic ă este de pânze aluviale suprapuse formate din
pietrișuri, nisip, lentile de argilă .
În România, astfel de forme au dezvoltat Buz ăul, Prahova, Putna în câmpie;
situații relativ similare s unt în Asia Central ă, deltele fiind construite de râuri care
coboară din munții din nordul Afganistanului și Iranului.
3.2.3. Glacisurile aluviale . Sunt forme de relief de racord între dealuri,
munți și depresiuni sau câmpii rezultate din îmbinarea, suprapunerea lateral ă a mai
multor conuri aluviale construite de râuri. În ălțimea lor depinde de dimensiunile
elementelor ce alc ătuiesc aluviunile (cele grosiere dau conuri înal te), iar extensiunea
de volumul de materiale acumulate. Configura ția relevă aspectul ondulat și căderea
ușoară spre exterior. Sunt str ăbătute de râurile care le-au cr eat. Tipice sunt pe
marginile depresiunilor Giurgeu, Ciuc, Bra șov sau în câmpia Râmnicului (Vrancei).
3.2.4. Piemonturile . Sunt câmpii extinse (zeci, sute de kilometri) rezultate la
contactul relativ brusc dintre o unitate înalt ă (munți) și una joas ă, netedă (depresiune
întinsă, câmpie lacustr ă etc.) prin acumularea unor mase imense de aluviuni c ărate de
către o rețea densă de pâraie și râuri. Evolutiv constituie o form ă superioar ă conurilor
și glacisurilor care ap ărute într-o faz ă de început s-au extins și îmbinat.
Sunt tipice în Italia de nord, pe marginea Alpilor (regiunea Piemont), în
sudul Himalayei dar, și în țara noastr ă (pe rama sudic ă a Depresiunii Bra șov, iar la
începutul cuaternarului la exteriorul Carpa ților Meridionali).
– Condiții de formare . Formarea piemonturilor solicit ă existenț a pe de o parte
a unui contact net (bru sc), între o unitate de relief înalt ă (munți sau dealuri în
ridicare), iar pe de alta a unui climat care permite erodarea și transportarea unui volum
mare de aluviuni din munț i și acumularea acestora la marginea lor (fig. 29).
• Condiție de natură tectonic ă se realizeaz ă la exteriorul mun ților sau
dealurilor în care energia tectonic ă impune o ridicare activ ă; în aceea și măsură, ea se
întruneș te și pe marginile depresiunilor tectoni ce interne (intramontane), dar unde
subsidența a încetat sau este slabă . Rezultatul ridic ării munților este individualizarea
unor versan ți tectonici relativ abrup ți care domin ă șesurile limitrofe cu mai multe sute
de metri. Altitudinile mari im pun pante ridicate care faciliteaz ă, creșterea vitezei și de
aici, putere de eroziune deosebit ă a cursurilor de ap ă, dar și capacitatea de transport
deosebită.
• Condiția climatic ă solicită pe de-o parte precipita ții bogate, dar cu un
ritm de producere toren țial, iar pe de alt ă parte existen ța unor luni secetoase cu

97
vegetația slab dezvoltat ă care să permită expunerea direct ă a versan ților la atacul
agenților externi. Astfel de cerin țe sunt întrunite în regiuni le subtropicale, subpolare
dar, în anumite locuri și în cele temperat continentale.
– Geneză și faze de evolu ție:
Când cele dou ă categorii de condi ții sunt întrunite are loc generarea
câmpiilor piemontane. Au loc dou ă categorii de procese opuse ca sens al construc ției
în cele dou ă unități de relief (mun ții și șesul din fa ța lor), între care exist ă o
discontinuitate netă . Pe de-o parte în mun ții aflați în ridicare, râurile exercit ă o
puternică eroziune în tendin ța de ai nivela, iar pe de altă parte pe șesul cvasiorizontal
unde pantele extrem de mici frâneaz ă viteza apei și forț ează depunerea aluviunilor.
Sunt două acțiuni contradictorii care solicit ă un echilibru morfodinamic, tendin ță care
parțial este reflectat ă de forma care este creat ă la contactul munte – șes și anume, de
câmpia piemontan ă.
– Etapa de construire a câmpiei piemontane. Debuteaz ă cu dezvoltarea de
conuri aluviale, care prin unire dau glacisuri, iar dup ă o îndelungat ă evoluție prin
extindere în suprafa ța și atenuarea denivel ărilor dintre conuri și pânzele de aluviuni,
se ajunge la câmpii piemontane. Ca racteristicile acestora sunt:
• constituie o câmpie slab fragmentat ă și ondulat ă care înclin ă de la
contactul cu muntele spre periferie;
• este alcă tuită din pânze de pietri ș, nisip, lentile de argilă suprapuse în
unghiuri variate de unde și numele de ''structur ă încrucișată''.
• în lungul ei exist ă albiile pu țin adâncite ale râurilor care ies din mun ți,
dar și multe albii p ărăsite lipsite de apă .
• în fazele avansate ale evolu ției acumulative, vârfurile conurilor de
aluviuni p ătrund în lungul luncilor în spa țiul montan, iar o parte din aluviuni se
suprapun pe treapta de eroziune rezultată din retragerea versan ților tectonici prin
procese de meteorizare, gravita ționale, șiroire, toren țialitate. La începutul evolu ției,
dezvoltarea piemontului se face în detrimentul șesului din fa ță pe care aluviunile se
acumuleaz ă, ulterior ac țiunea va putea cuprinde și marginile munț ilor.
Finalul acestei etape ar put ea corespunde dobândirii unui echilibru
dinamic când panta albiei râurilor nu va ma i putea asigura decât scurgerea apei. Un
astfel de moment este greu de re alizat întrucât, pot surveni diverș i factori care vor
impune adâncirea râurilor. Între ace știa importan ți sunt: – ridicarea mun ților și chiar a
câmpiei piemontane; coborârea nivelului de baz ă regional (la exteriorul câmpiei
piemontane; modificarea radical ă a climei. În primele situa ții se modifică panta de
scurgere, iar în al doi lea debitul astfel c ă, râurile dispunând de energie suplimentar ă se
vor adânci ducând în timp la fragmentarea formei create în etapa anterioar ă.
– Etapa fragment ării piemontului. Începe din momentul întreruperii
procesului de dezvoltare a piemontului și se încheie când din acesta nu au mai r ămas
decât petece, pe unele interfluvii. În cadru l ei în multe tratate de Geomorfologie se
separă, prin specificul modului în care se realizeaz ă fragmentarea, trei faze și anume:
• Faza fragment ării longitudinale. Se caracterizeaz ă prin: adâncirea
râurilor care vin din munte și stră bat piemontul. Ea este asociat ă frecvent cu în ălțarea
câmpiei piemontane împreun ă cu muntele. Adesea proces ul este destul de activ,
situație în care unitatea geografică se transform ă dintr-o câmpie într-un podiș . În
aceste condi ții pe de o parte, rezult ă culoare de vale ce separ ă interfluvii plate aproape
paralele, iar pe de alt ă parte la exteriorul piemontului se formeaz ă o nouă generație de
conuri aluviale din materi alele ce-au fost erodate și transportate de râuri, inclusiv din
podișul piemontan. La contactul cu muntele de pe versan ții încă înclinați, apele
torenților se organizeaz ă într-o re țea de pâraie care converg spre râul care se

98
adâncește. Ele vor eroda adânc și repede contactul dintre rocile dure ale muntelui și
cele slab consolidate ale piemontului. Ca urmare, aici vor rezulta depresiuni de
contact cu dezvoltare paralel ă cu muntele, interfluviile se vor îngusta transformându-
se local în șei, iar piemontul aproape desprins de munte va dobândi un versant cu
pantă accentuată (uneori caracter de cuest ă) pe care șiroirea și alunecările vor domina.
Prin unirea depresiunilor se poate ajunge la formarea unui culoar submontan, jos cu
caracter eroziv sau tectono-eroziv (dac ă muntele este ridicat).
• Faza fragment ării transversale. Începutul poate fi asociat fie cu
momentul în care râurile adân cindu-se, au atins stratele de la baza piemontului cu
rezistență mai mare, fie când evolutiv s-au apro piat de un profil de echilibru. Astfel,
se produce o schimbare radical ă a manifest ării eroziunii, pe prim plan trecând
modelarea lateral ă care extinde luncile și îndepărtează versanții; sunt intersectate
pânzele de ap ă din piemont ceea ce faciliteaz ă dezvoltarea pâraie lor. Ca urmare,
mulțimea de toren ți și pâraie care sunt pe versanț ii văilor longitudinale se adâncesc
repede datorită pantei mari a acestora. Se dezvolt ă o nouă generație de văi separate de
interfluvii secundare, piem ontul fiind continuu îmbuc ătățit.
• Faza fragment ării totale a piemontului din care r ămân doar martori de
eroziune piemontani. Se realizeaz ă după o îndelungat ă evoluț ie când se impun
generații noi de v ăi torențiale. Din piemont nu s-au mai p ăstrat decât câteva vârfuri
(martori de eroziune) alc ătuite din pietri șuri. Ele se află peste culmi cu desf ășurare
foarte variat ă. Relieful va fi format pe de -o parte din principalele v ăi cu lunci extinse
ce au o dezvoltare longitudinal ă sau oblic ă și două-trei genera ții de văi din ce în ce
mai înguste cu caracter secundar. Pe de alt ă parte acestea sunt interfluvii rotunjite
plate sau chiar creste; la contactul cu muntele exist ă un uluc depresionar în care apare
și treapta de eroziune realizat ă prin retragerea versan ților la începutul evolu ției și care
uneori a fost exhumat ă de sub depozitele piemontului.
În România, în sudul Depresiunii Bra șov este în construc ție o câmpie
piemontan ă (Sohodol, Timi ș-Săcele), în sudul Carpa ților Meridionali, câmpia
piemontan ă getică de la începutul cuaternarului a fost în ălțată piemontul intrând în
etapa fragmentă rii, din care prima faz ă s-a consumat; în jum ătatea nordic ă s-a trecut la
faza fragmentă rii transversale. Situa ții similare se pot urm ări la contactul Alpilor cu
câmpia Padului.
Concluzii. Piemonturile sunt cele mai extinse și complexe forme de relief
rezultate prin acumul ări fluviatile bogate în anumite condi ții tectonice și de climat.
Studiul elementelor sale permit aprecieri genetico-evolutive cum ar fi: specificul
factorilor genetici, mecanismul form ării, etapele și fazele de evoluț ie, aprecierea
rolului nivelului de baz ă și al raportului eroziune-acu mulare, rolul neotectonicei și al
variației condițiilor climatice vis-à-vis de schimbă rile de evolu ție etc. Piemonturile
prin caracteristicile reliefului și alcătuire impun un specific aparte în desf ășurarea
activităților umane. Mai întâi se remarc ă un anumit mod în organizarea folosin ței
terenurilor (culturi diverse pe podur ile piemontane nefragmentate, livezi și păduri pe
versanți, așezări, culturi și căi de comunica ție în culoarele de vale etc.), apoi o
diminuare a degrad ării solurilor și stabilitate pe podurile interfluviale opus ă pantelor
cu șiroire, alunecă ri și surpă ri de pe versan ții cu înclin ări accentuate, lipsi ți de
vegetație și în alcătuirea cărora între pânzele de nisip, pietri ș există lentile și strate de
argilă. Pietrișurile și nisipurile în pânze groase favorizeaz ă infiltrarea apei la adâncime
sau cantonarea și circulația ei la nivelul stratelor de argil ă. Ca urmare, pe de-o parte pe
cea mai mare parte a piemonturilor se constat ă lipsa apei și ca urmare pe podurile
interfluviale, a șezările vor fi rare (locuitorii folosesc apa din pu țuri de adâncime sau
din ochiuri lacustre amenaj ate – benturi), iar vegeta ția (îndeosebi arborescent ă) va fi

99
slab dezvoltată . Izvoarele apar la baza versan ților vă ilor principale. Prezen ța acestora,
dar și unele trepte de lunc ă înaltă sau de terase extinse au facilitat pozi ționarea
majorității așezărilor în lungul v ăilor (ex. piemonturile Cotmeana, Olte țului etc.)
3.2.5.Câmpiile de nivel de bază. Sunt câmpii joase dezvoltate în regiunile de
vărsare ale fluviilor în lacuri mari, în m ări sau oceane, de unde apelativul ''de baz ă''
adică în sectorul ce impune mersul general al eroziunii linear e. Realizarea solicit ă
câteva cerin țe – fluviul s ă care cantit ăți mari de aluviuni, s ă existe o platforma litoral ă
extinsă care să aibă adâncimi mici, s ă nu existe curen ți și maree care s ă conducă la
împrăștierea materialelor în largul m ărilor.
Ca urmare a depunerii aluviunilor care dom inant sunt fine (argile, mâluri, nisip
mărunt) se dezvolt ă suprafețe de uscat formate din grinduri și terenuri mlăștinoase;
are loc și o ramificare a cursului de ape ducând la dezvoltarea de delte. În timp de mii
de ani, dac ă nivelul m ării rămâne constant se formeaz ă o unitate de relief de
acumulare numit ă câmpie de nivel de baz ă și care are pante foarte mici (sub 1‰). În
cuprinsul acesteia pot fi urm ărite albii secate, ml ăștinoase, ochiuri de ap ă și bălți, albii
prin care apa se scurge, grinduri, terenuri de cultur ă și diguri, unele a șezări. În
România, unitatea format ă din Delta Dun ării și complexul Razim alc ătuiește o câmpie
fluvio-lagunară în formare.

Verificări:
• Precizați legă turile care se realizeaz ă în timp și spațiu între procesele
fluviatile și consecin țele genetico-evolutive.
• Desenați și explicați componentele albiei minore și cele din lunc ă.
• Care sunt elementele morfologice și structurale ale unei terase.
• Explicați geneza teraselor.
• Desenați și explicați tipuri de terase.
• Desenați o captare lateral ă și indicați elementele care stau la baza
recunoașterii lor acestui tip.
• Care sunt cauzele form ării piemonturilor?
• Folosiți dicționarele de specialitate pentru explicarea no țiunilor – eroziune
lineară , eroziune regresiv ă, fluviație, terase acumulative, delte continentale,
profil de echilibru, capt ări etc.

100
6. GHEȚARII ȘI RELIEFUL CREAT DE ACE ȘTIA

Probleme:
• Caracteristici morfogenetice.
• Tipuri de ghe țari montani, de calot ă; perioade glaciare în istoria P ământu
• Procelui.
se și forme de relief glaciar.
.1. Caracteristici
ntă volume de gheață însemnate aflate la latitudini
mari (pola
l desfășurarea lor este condi ționată de limita zăpezilor veșnice, adică
ugă
tât ghețarii care se întind pe suprafa ța uscatului
b for
i dinamica ghe țarilor de pe uscat.
G ea în timp a z ăpezii care
persi

6
Ghețarii reprezi
re) sau în mun ți la altitudini ridicate, acolo unde temperaturile pozitive se
produc rar și nu determin ă topirea lor, iar precipita țiile dominant solide le asigură
creșterea masei.
În genera
de acea valoare de latitudine sau de în ălțime dincolo de care z ăpada se p ăstrează
multianual, ea transformându-se în timp în ghea ță. Dar, o serie de condi ții locale sau
regionale pot face ca masa de ghea ță pe anumite direc ții să coboare sub aceast ă
valoare (la ghe țarii cu volume însemnate de ghea ță rezultate dintr-un aport însemnat
de precipitaț ii) sau să se afle cu mult deasupra pozi ției acestei limite (relief cu pante
foarte mari care nu permit acumularea z ăpezii sau regiuni cu precipita ții reduse).
Ghe țarii se întâlnesc frecvent la latitudini mai mari de 600, la care se ada
petece pe unele creste alpine dezvoltate în zonele temperate și în zona cald ă (ex. în
Anzi, Kenya etc.). Spre exemplu, în zona ecuatorial ă limita altitudinal ă se află între
4600 și 5000 m, la tropice dep ășește 5000 m, în zonele temperate se afl ă la 3000 m (în
cea nordic ă) și 1500 (în cea sudic ă), la Cercul polar în jur de 1000 m de unde scade
treptat la 500 m. Diversele estim ări privind suprafaț a totală actuală acoperită de
ghețari variaz ă între 14,5 ș i 16,5 mil. km2; frecvent este indicat ă valoarea de
15.861.766 km2. După V.M. Kotleakov, 1984, ei reprezint ă în Antarctica: -13.979.000
km2, Arctica (calota și ghețarii din insule); -2.044.250 km2, Europa -19.180 km2,
Asia; -118.355 km2, America de Nord; – 123.700 km2, America de Sud 32.300 km2,
Africa și Oceania 845 km2 (fig 30).
În aceste valori sunt inclu și a
su m ă de plato șe întinse (calote glaciare) sau ghe țari montani, dar și masa de
gheață care se formeaz ă din apa m ărilor situate la latitudini foarte mari (ex. packul
arctic, banchiza antarctic ă etc.). Relieful glaciar este legat îns ă numai de ac țiunea
celor aflați pe uscat.
6.2. Geneza ș
hețarii rezult ă prin acumularea ș i transformar
stă de la un an la altul pe suprafe țe slab înclinate sau în depresiuni cu dimensiuni
variabile. C ăderile anuale de z ăpadă formeaz ă un strat cu grosime variabil ă. La
început este o z ăpadă pufoasă cu mult aer între cristalele de z ăpadă. Cu timpul datorit ă
propriei greut ăți și a unor topiri par țiale stratul de z ăpadă suferă transform ări care se
concretizeaz ă în tasări însoțite de mic șorarea pân ă la eliminare a golurilor cu aer și în
modificarea formei cristalelor. Ca urmare, în primii ani stratul are înf ățișarea unei
mase neomogene cu por țiuni de ză padă parțial transformată care se asociaz ă cu gheață
spongioasă (cu bule de aer), raportul dintre ac estea modificându-se în favoarea ghe ții
de la suprafa ță către bază. De la an la an, sub presiunea exercitată de acumul ările de
zăpadă tot mai noi, în stratele de de desubt se produce transformarea ghe ții spongioase
(névé) în ghea ță lipsită de aer, dar care datorit ă plasticității se deplaseaz ă.

101
– Dinamica masei de ghea ță este diferită de la un sector la altul fiind
dependen ța de mai mul ți factori între care, trei au importan ță aparte.
• înclinarea suprafe ței pe care se deplaseaz ă (este mare pe pantele
ridicate din fa ța pragurilor; aici masa ghe țarului se fragmenteaz ă prezentând
numeroase cr ăpături, crevase).
• mărimea împingerii exercitat ă în orice loc de volumul de ghea ță care
vine din partea superioar ă (aportul însemnat impune cre șterea vitezei).
• bilanțul glaciar (reprezintă diferența dintre aportul de masă de gheață
dependent de cantitatea de precipita ții solide ce se acumuleaz ă anual și pierderea
gheții prin topire, la limita exterioar ă a gheț arului; un aport bogat asigur ă un bilanț
pozitiv și împingerea limbilor de ghea ță mult sub limita z ăpezilor ve șnice; în situa ție
inversă (bilanț negativ) ghe țarul va avea dimensiuni mici și o poziție superioar ă
limitei).
Ca urmare, în desf ășurarea spa țială și în dinamica unui ghe țar se pot separa
două areale distincte.
• aria de alimentare – ocupă cea mai mare parte din suprafa ța acestuia;
constituie spaț iul în care se acumuleaz ă zăpada care apoi se transform ă în névé (firn)
iar acesta în ghea ță; bilanțul este pozitiv, procesele glac iare sunt intense rezultând o
diversitate de forme de relief.
• aria de topire a ghe ții (ablație) – se află la periferia ghe țarului, frecvent
în vecinătatea limitei z ăpezilor ve șnice, bilan țul este negativ; procesele glaciare și
formele de relief rezultate sunt limitate; extremitatea periferic ă a acesteia constituie
''fruntea ghe țarului'' ce apare de cele mai multe ori abrupt ă dar fragmentat ă de crevase
ce o împarte în blocuri amestecate cu materi ale morenaice transportate; când ea se afl ă
la contactul cu oceanul atunci blocur ile desprinse vor pluti pe suprafa ța acestuia ca
aisberguri.
Contactul dintre cele dou ă areale corespunde sectorului în care bilan țul
glaciar este nul, el reflectând o anumit ă stare de echilibru; când ghe țarul are o
alimentare foarte bogat ă, linia de echilibru este împins ă mult spre periferia lui, iar în
situația inversă ea se retrage c ătre obârșie. În func ție de aceste pozi ții se diferen țiază
ghețarii cu activitate intens ă, staț ionari sau în regres.
La acestea se pot ad ăuga crestele, vârf urile care domin ă ghețarul prin versan ți
cu pante mari pe care se produc avalan șe, dezagreg ări însemnate alimentând ghe țarul
cu ză padă și blocuri cu dimensiuni variabile. La contactul dintre masa de ghea ță și
versanți apar dou ă situații opuse – mai întâi acumul ări de zăpadă și grohotiș uri sub
formă de conuri și poale de blocuri și apoi aliniamente joase, prelungite în crevase
profunde, în faze în care abla ția este intens ă.
3. Tipuri de gheț ari.
Ghețarii se pot grupa dup ă criterii diferite:
• mediul în care se afl ă în – ghe țari pe continente ș i ghețari marini.
• zona climatic ă în care exist ă – gheț ari polari, subpolar i, din regiunile
temperate, calde etc.
• formă și dinamică – gheț ari montani și ghețari de calot ă.
Ultima diferen țiere este frecvent folosit ă în cadrul celor dou ă grupe separându-se
mai multe subtipuri:
3.1. Ghețarii montani. Sunt cantona ți în bazinele de recep ție, pe văile și uneori pe
platourile aflate în mun ții foarte înal ți indiferent de latitudine. În func ție de condi țiile
climatice care regleaz ă alimentarea și ablația, gheț arii au form ă, dimensiuni, o
dinamică variată prin care rezult ă o multitudine de forme de relief. În multe tratate de
geomorfologie sunt prezentate urm ătoarele tipuri de ghe țari montani (fig. 32).

102
– Ghețarii alpini (de vale). – Sunt ghe țari complec și, descriși și analizați încă din a
doua parte a sec. XVIII, în M. Alpi de unde și numele acordat. Au dimensiuni mari
(zeci de kilometri lungime) prezentând o larg ă arie de alimentare ce cuprinde frecvent
bazinul de recep ție al văilor situat la altitudini foarte mari. În vatra bazinului de
recepție, în care se acumuleaz ă masa principal ă de gheață se formeaz ă circul glaciar.
Bilanțul glaciar pozitiv asigur ă o masă de gheață bogată care se înscrie în lungul v ăii
sub forma limbii glacia re care frecvent coboar ă sub limita z ăpezilor perene. Contactul
cu versan ții este variat, dar adesea între ghea ță și pereții circului sau v ăii se dezvolt ă
crevase adânci numite rimaye. În dreptul lor versan ții au pante abrupte. Masa de
gheață se deplasează cu viteze care difer ă atât în lungul v ăii (mai rapid în sectoarele
cu pantă mare) cât și de-a latul (mai rapid pe centru) dar și pe vertical ă. Ca urmare, ea
suferă fragment ări reflectate în aliniamentele de crevase, în mic șorarea sau cre șterea
grosimii ghe țarului. Un astfel de gheț ar creează forme de eroziune (circ, vale, praguri
etc.) dar și de acumulare (morene cu pozi ție diferit ă rezultate din depunerea
materialelor transportate) etc.
– Ghețarii de circ. Sunt ghe țari cu dimensiuni mici. Sunt situa ții în bazinele de
recepție ale văilor aflate în vecin ătatea limitei z ăpezilor ve șnice (perene) unde z ăpada
acumulată și formată în firn este redusă și ca urmare alimentarea dep ășește cu puțin
ablația. Dar ace știa apar și în loje cu dimensiuni reduse situate pe versan ții de
deasupra gheț arilor de vale. Aici fact orul topografic împiedic ă realizarea unei
acumulări bogate de ghea ță. Ca urmare, ghe țarii nu-și pot dezvolta decât un circ
glaciar care se termin ă frecvent prin praguri abrupte de mai multe zeci sau sute de
metri, de unde și numele de ghe țari suspenda ți. Au fost studia ți în M. Pirinei fapt care
a condus la acordarea apelat ivului de pirenieni.
– Ghețarii de tip himalayan sunt întâlni ți în M. Himalaya fiind cel mai extins tip
din grupa ghe țarilor de munte. Are mai întâi caracteristicile ghe țarului alpin. Astfel,
există un larg bazin de alimentare care asigur ă o masă de gheață enormă ce umple
circul dar acoper ă și cea mai mare parte a versan ților trecând prin șeile de transfluen ță
în circurile și văile vecine. Totodat ă ea asigură dezvoltarea unor limbi de ghea ță cu
lungimi de zeci de kilometri care coboar ă cu mult sub limita z ăpezilor ve șnice. Ca
urmare, în peisaj se impune în sectorul înalt al mun ților o mas ă de gheață aproape
generalizat ă dominată de vârfuri și creste cu porț iuni de versan ți abrupți din care
pornesc adev ărate fluvii de ghea ță care înainteaz ă pe văi spre baza mun ților. Aceast ă
dezvoltare ampl ă se datore ște climatului musonic ce asigur ă în Himalaya cantit ăți
foarte mari de precipita ții.
– Ghețarii de tip kilimandjaro (în stea) s-au dezvoltat în craterele unor vulcani
stinși situate la altitudini superioare limitei z ăpezilor ve șnice. În faza maxim ă de
dezvoltare, ghea ța acumulat ă în crater poate deborda pe versan ții exteriori ai conului
creând limbi scurte cu dispozi ție radială de unde înf ățișarea unei stele. Au fost descri și
în munții vulcanici din Kenia și Tanzania ale c ăror cratere se afl ă mai sus de 4500 m,
dar și cei din America (Cotopaxi și Chimborazo la peste 6000 m)
– Ghețarii de piemont (alaschian) sunt întâlni ți în munții din lungul litoralului
peninsulei Alaska. Au elementele ghe țarilor de vale, specificul lor fiind îns ă dat de
forma final ă de acumulare a ghe ții care este amestecat ă cu blocuri și bolovani pe
câmpia litorală . Aici rezult ă conuri de gheață , simple sau suprapuse par țial, care
formează o treaptă între munte ș i ocean similar ă câmpiilor piemontane.
– Ghețarii mixti de platou ș i vale (norvegian) – a u d o u ă sectoare
semnificative unul de acumulare a ghe ții pe mici platouri reprezentând por țiuni
dintr-o peneplen ă veche (caledonian ă) înălțată la peste 1500 m (formeaz ă minicalote
de gheață ) și mai multe limbi de ghea ță scurte care se desp rind din acestea coborând

103
pe văi. În prezent, există în nordul Norvegiei, dar în pleistocen au avut o dezvoltare
largă și în Scoția, Țara Galilor etc. reprezentând o îmbinare între ghe țarii de calot ă și
cei de vale (fig. 31, 32).
3.2. Ghe țarii de calot ă. Sunt cei mai extin și acoperind suprafe țe
continentale foarte mari sub forma unor plato șe de ghea ță cu grosimi de la câteva sute
de metri la peste 4000 m. Sunt separate câteva tipuri.
– Ghețarul antarctic – este cel mai mare de pe Glob, ocup ă 97,6% din suprafa ța
continentului (13.650.000 km2), are un volum de gheață de aproape 30 milioane km3
și o grosime maxim ă în sectorul Polului sud de 4776 m. Reprezint ă o imensă cupolă
bombată în sectorul central. A rezu ltat din unirea maselor de ghea ță provenind din
șapte calote mai mici și care coboar ă spre contactul cu oceanul planetar și în care
înaintează pe lățimi variabile ca ghe țari de șelf. Relieful subglaciar este format din
platouri, depresiuni (unele cu baza sub nivelul m ării), creste rotunjite etc. Masa de
gheață a calotei este dominat ă local de unele vârfuri sau creste montane numite
nunatakuri (însumeaz ă o suprafa ță de 330.000 km2) care sunt concentrate în regiunile
periferice. Pe ace știa apar ghe țari locali sub form ă de limbă ce ajung la lungimi de
mai multe sute de kilometri și lățimi de câ țiva zeci de kilometri; masa de ghea ță care
înaintează cu viteze de câteva sute de metri pe an ajunge la ocean unde se contope ște
cu ghețarii de șelf, constituind sursa de alimentare principal ă a acestora (fig. 33).
Ghe țarii de șelf sunt mase de ghea ță care continu ă deasupra șelfului ghe țarii de
pe continent. Se întind în lungul c ontinentului pe 17.800 km , au o suprafa ță de
cca 1,55 mil. km2, un volum de peste 700.000 km3, lungimi de mai multe mii de
kilometri (mai ales în marile gol furi ale continentului). Din ace știa se desprind blocuri
de gheață (aisberguri) care plutesc în deriv ă până la latitudini de 500.
– Ghețarul groenlandez reprezintă o masă de gheață care acoperă cca 83% din
Groenlanda, adic ă peste 1,8 mil. km2, având grosimi de câteva sute de metri la
periferie și aproape 3000 m în sectorul central. Plato șa de ghea ță (icefjeld) are o
mișcare lentă (câțiva metri/an), un microrelief ondul at cu multe crevase; acoper ă în
cea mai mare parte un platou bazaltic, aflat la 500-1000 m în ălțime; doar la marginile
insulei sunt mun ți granitici cu altitudini de 2500-3300 m. Din calot ă și din gheț arii
montani se desprind limbi de ghea ță care se deplaseaz ă cu viteză mare (de la câteva
sute la câteva mii de metri pe an), spre țărmul Groenlandei generând aisberguri. La
procesul de abla ție a masei de ghea ță din vecin ătatea țărmului contribuie și praful care
o acoperă sub forma unei pelicule.
– Ghețarul islandez – este caracteristic insulelor cu activit ăți vulcanice (ex.
Islanda) și care sunt situate la latitudini polare. Condi țiile climatice favorizeaz ă
dezvoltarea unei calote glaciare care acoper ă o bună parte din insulă ; din ea radiaz ă
limbi de ghea ță pe văi. Elementele noi sunt determinate de erup țiile vulcanice sau de
geiseri care topesc o bun ă parte din masa de ghea ță creând tumultoase cursuri de ap ă
subglaciare.
– Ghețarul de tip Spitzbergen – este specific insulelor de la latitudini mari cu un
relief variat alc ătuit din platouri la altitudini mai mari de limita z ăpezilor perene
(500-600 m) dar și din mun ți. Ca urmare, se dezvolt ă platouri glaciare mici, iar în
munți, ghețari de vale. Limbile glaciare desprinse din acestea ajung la țărm unde
topirile din sezonul cald produc ș uvoaie de ap ă și ruperea ghe țarului în numeroase
blocuri. Astfel de ghe țari au modelat Sco ția și Țara Galilor.

4. Ghețarii în istoria geologic ă a Pământului.
Gheța r i i s u n t l e g a ți de regiunile cu climat rece unde cad precipita ții
solide ce persist ă multianual. De regul ă, acestea corespund zonelor polare. Pe

104
suprafața continentelor exist ă urme ale ac țiunii ghețarilor, fie ca forme de eroziune,
fie ca depozite, gradul de p ăstrare al lor fiind în func ție de mai mul ți factori, dar în
primul rând de vechime. Analiza acestor urme a condus la identific area unor perioade
de timp când clima P ământului a devenit mai rece ceea ce a permis extinderea
calotelor glaciare polare sp re latitudini mai mici și dezvoltarea de ghe țari în lanțurile
de munț i indiferent de latitudi ne, dar deasupra limitei z ăpezilor ve șnice.
– Cele mai vechi urme glaciare au fost identificate în Australia, Africa de
Sud, Canada, Podi șul Braziliei, India. Ele apar țin paleozoicului și sunt reprezentate de
depozite morenaice cimentate (til lite); atunci aceste regiuni f ăceau parte din blocuri
continentale desf ășurate la latitudini polare și subpolare.
– Cele mai numeroase forme de relief glaciar sunt legate de fazele glaciare din
pleistocen. În aceast ă perioadă geologică s-a produs o evolu ție ritmică a climatului
caracterizată prin alternan țe de faze de climat rece și faze de climat cald, celor dintâi
corespunzându-le expansiuni glaciare.
– Factorii care pot provoca r ăcirea climei P ământului sunt multiplii, îns ă
generarea unor faze care s ă se poat ă înscrie într-o evolu ție relativ ciclic ă de
glaciaț iuni, presupune interferarea ac țiunii lor. To ți acești factori ac ționează asupra
cantității de radia ție solară pe care o prime ște suprafa ța terestră , micșorând-o în cazul
răcirii sau m ărind-o în situa ția încălzirii. Sunt invocate mai întâi cauze extraterestre
care la intervale de zeci de mii de an i pot provoca alternativ aceste situa ții. Între
acestea sunt – varia ția unghiului realizat de axa terestră cu planul orbitei terestre,
evoluția oblicit ății orbitei terestre, evolu ția activit ății solare etc. La acestea s-ar
adăuga interven ția unor factori tere ștri între care orogenezele înso țite de vulcanism
intens în urma că ruia atmosfera ar deveni opac ă, iar energia solar ă mult diminuat ă,
evoluția plă cilor care ar determina deplasarea spa țiilor continentale spre latitudini
mari, modific ări planetare și regionale ale circula ției maselor de aer și ale curen ților
oceanici reci și calzi, mi șcările epirogenetice pozitive care ar în ălța sistemele de mun ți
cu mult deasupra limitei z ăpezilor perene etc.
– Glaciațiunea pleistocen ă a lăsat urme evidente pe toate continentele. Ghe țarii
au acoperit o suprafa ță de peste 43,5 mil. km2, deci de circa trei ori mai mult în raport
cu situația actuală. Aceștia au avut o desf ășurare deosebit ă pe continentele nordice
(fig. 33).
În Europa a ocupat 5,5 mil. km2. Centrele glaciare pr incipale ce-au generat
calote care s-au îmbucat au fost în Scandinavia, Urali, Novaia Zemlia și Scoția –
Walles. Calota european ă în faza maxim ă de dezvoltare a ocupat nordul, vestul și
centrul continentului coborând în est în Câmpia Rus ă până la latitudinea Kievului; se
adăugau o mul țime de ghe țari în Alpi, Pirinei, Carpa ți, Balcani etc. S-au manifestat
trei, patru faze glaciare separate de faze interglaciare; în unele situa ții sau separat
subdiviziuni numite stadiale glaciare și interglaciare. Acestea au c ăpătat numele
locurilor unde urmele sunt reprezentative (E lster, Saale, Vistula în centrul Europei,
Lihvino, Nipru ș i Valdai în estul Europei, pentru evolu ția calotelor; Donau, Günz,
Mindel, Riss, Würm pentru sistemul glaciar montan).
În America de Nord calota format ă prin extinderea maselor de ghea ță din cinci
centre polare (din Labrador și până în Alaska) a înaintat în faza maxim ă până la
latitudinea de 37030' (confluen ța râurilor Mississippi cu Mi souri) ocupând o suprafață
de 11,5 mil. km2. Sunt separate fazele glaciare Nebraska, Kansas, Illinois și
Wisconsin. În Asia centrele glaciare care au genera t calote s-au situat în Peninsula Taimâr,
Podișul Siberiei, Siberia de est și peninsula Kamciatka, evolu ția lor fiind legat ă de

105
patru-cinci faze glaciare. S-au ad ăugat gheț arii din regiunile mont ane înalte (Caucaz,
Asia Central ă, Himalaya etc.).
În emisfera sudic ă suprafața cea mai mare a fost în An tarctica, apoi în America
de Sud la latitudini mai mari de 420 și în Anzi; în Tasmania (a existat o calot ă care a
acoperit o bun ă parte din insulă ) iar în Noua Zeeland ă au dominat ghe țarii montani.
5. Procese și forme de relief glaciare
Ghețarii reprezint ă un însemnat agent modelator al scoar ței terestre. Masa de
gheață încărcată cu grohoti șuri, praf etc. se deplaseaz ă cu viteze diferite în func ție de
mărimea pantei și grosimea ei. Gheț arul exercită trei procese -eroziunea asupra
suprafeței cu care intr ă în contact, transportul ghe ții și a materialelor cu care se
încarcă și acumularea materialelor în diferite sectoare unde ghe țarul se degradeaz ă.
Importanța celor trei procese în unele situaț ii a fost exagerat ă (ghețarii aveau un rol în
evoluția reliefului la fel ca și apele curg ătoare), iar alteori minimalizat ă (ghețarii
acoperă un relief preexistent conservându- i caracteristicile). În realitate, ghețarii se
instalează pe un paleorelief, îl modeleaz ă schimbând multe din caracteristicile sale și
creează forme de relief care îi apar țin. Cu cât durata ac țiunii ghețarilor este mai mare
cu atât rezultatele model ării lor sunt mai numeroase, iar dup ă topirea complet ă a
gheții, peisajul va fi dominat de acestea.
Formele de relief apar țin celor dou ă procese contradictorii – eroziunii glaciare
(exarație) și acumulării glaciare. Ele au dimensiuni, înf ățișare și alcătuire deosebite de
la un ghe țar la altul evidenț iind specificul modelă rii locale sau regionale. Eliminând
caracteristicile particulare și păstrând elementele comune se ajunge la diferen țierea de
tipuri. Prima grupare a tipurilor este impus ă de procesele care le-au creat, iar în cadrul
acestora diferen țieri în funcț ie de tipul de gheț ar generator.
5.1. Relieful creat de eroziune.
Eroziunea glaciară ( exarația) se manifest ă diferit în func ție de mai mul ți
factori:
• viteza de deplasare a masei de ghea ță (exarația este ridicat ă la viteze
mici întrucât puterea de scrijelire este amplificat ă de durata mai mare a exercit ării
procesului);
• grosimea masei de ghea ță care preseaz ă rocile subglaciare (cu cât este
mai mare cu atât exara ția va fi mai intens ă);
• panta suprafe ței subiacente (pe pante mici ș i contrapante, eroziunea
este mult mai activ ă);
• rezistența rocilor din care este alcă tuită suprafața subglaciară (rocile
moi sunt u șor de dislocat în raport cu cele dure);
• încărcătura masei de ghea ță cu blocuri și grohotișuri (cu cât este mai
mare cu atât puterea de scrijelire este mai intens ă).
Formele de relief create prin eroziunea glaciar ă sunt diferite la ghe țarii
montani în raport cu cei de calot ă cu toate că există și numeroase elemente comune.
5.1.1. Relieful de eroziune specific ghe țarilor montani.
Rezultatele procesului de eroziune (exara ție) sunt diferite în func ție de
mărimea ghe țarului impus ă de climat și de caracteristicile reli efului preglaciar, durata
acțiunii și poziția lui în raport cu limita z ăpezilor perene. Cu cât un ghe țar are un
bazin de alimentare mai larg și o acumulare de z ăpadă mai bogat ă care să se
transforme în ghea ță, cu cât acț iunea lui este de durat ă. Cu cât aceasta se desf ășoară la
altitudini mari în rapo rt cu zona de topire cu atât morfologia creat ă este mai
diversificat ă și are dimensiuni deosebite. Indiferent de tipul de ghe țar montan, dou ă
forme de eroziune sunt comune – circul și pragul din fa ța acestuia. La cei care au un
volum de ghea ță mare se adaug ă valea glaciar ă, pragurile, bazinetele depresionare și

106
umerii glaciari. Între mi croforme sunt striurile , rocile moutonate, pere ții abrupți 8fig.
32).
– Circurile glaciare (c ăldări, kar) sunt excavaț ii în care se acumuleaz ă zăpada
ce se transform ă în gheață . Aceasta ac ționând asupra ei o l ărgește și adâncește. Ele se
pot situa la obârș ia unor v ăi alpine sau în diferite ni șe suspendate pe versan ții
circurilor mari sau deasupra unor pere ți abrupți din lungul v ăilor. Ca urmare, exist ă
circuri glaciare extin se, ce cuprind suprafeț e mari din bazinele de recep ție ale unor
văi și care sunt rezultatul unei evolu ții de durat ă și circuri mici cu caracter suspendat
în care volumul de ghea ță este redus.
În geneza circurilor se interfereaz ă mai mul ți factori – unii care au ac ționat
anterior realiz ării ghețarului, iar al ții care s-au manifestat concomitent cu acesta.
În prima grup ă se include eroziunea fluviatilă , torențială exercitat ă în bazinul
superior al v ăilor la care se asociaz ă îngheț-dezghețul și nivația care au impus
retragerea versan ților și dezvoltarea la baza lo r a unor poale de grohoti ș. Prin acț iunea
acestora, obâr șiile devin mai largi având sectoare cu pant ă mai lină (rezultat al
retragerii versan ților) mai ales în spatele (amonte) unor bare de roci dure ce au o
desfășurare relativ perpendicular ă pe direcția văii.
În cea de a doua grup ă se combin ă acțiunea ghe țarului cu cea a proceselor
periglaciare (active pe versan ți deasupra ghe țarului dar și pe contactul acestuia cu
pereții limitrofi. Ghe țarul va exercita o eroziune activ ă asupra pere ților ce-l înconjoar ă
dar și asupra suprafe ței excavaț iei în care se afl ă. Dacă în circ sunt roci cu rezisten ță
mai mică, aflate în faț a unei bare de roci dure, iar masa de ghea ță este groas ă, atunci
exarația (eroziunea ghe ții) va adânci și lărgi excava ția și va dezvolta spre vale (aval de
circ) un prag (pe aliniamentul rocilor cu rezisten ță mare). Pe latura opus ă pragului, la
contactul ghe țarului cu versan ții se vor dezvolta cr ăpături adânci (rimaye) între ace știa
și gheață datorate deplas ării gheții, dar și topirii generate de că ldura emis ă de pereți
circului. Frecvent aliniamentele fostelor rimaye apar la baza versan ților circului sub
forma unor pante abrupte. Diferenț ele locale în alc ătuirea petrografic ă sau în desf ășurarea stratelor
geologice determin ă variaț ii în configura ția generală a circurilor care pot fi simetrice,
asimetrice, cu un contur simplu sau ondulat etc. În mun ții înalți (ex. Alpi, Carpa ți, Pirinei în Europa) în cuaternar s-au produs
câteva faze glaciare, iar rezultatul în mu lte masive este reflectat nu numai de
dimensiunile circurilor ci și de existen ța mai multor genera ții care alc ătuiesc forme
complexe cu excava ții la altitudini deosebite (e x. în Alpi în afara genera ției actuale de
circuri cu ghe țari aflate la pe ste 3000 m există forme mai vechi la 2000-2500 m lipsite
de gheață).
Dup ă topirea ghe țarilor în circuri, în spatele pragului sau a diferitelor mase de
grohotiș (vechi ș i actual) prin acumularea apei rezult ă lacuri numite în România, t ăuri,
zănoage.
– Văile glaciare (troghuri) există doar la gheț ari cu dimensiuni mari la care
gheaț a din circuri înainteaz ă pe văile create anterior prin eroziune linear ă. Aceasta
încărcată cu materiale provenite de pe versan ți sau din circ produce erodarea fundului
văilor și a bazei versan ților (fig. 32).
Profilul transversal al v ăii se va modifica în timp luând forma literei ''U''. La
văile glaciare mari profilul are o înf ățișare complexă fiind alcă tuit din două -trei
deschideri cu aceasta alur ă (forma de „U”) la care în baz ă se adaug ă cea de ''V''.
Primele sunt rezultatul pe de o parte a model ării realizat ă de limbile de ghea ță
aparț inând la dou ă, trei faze sau stadii glac iare când volumul de ghea ță s-a micșorat
treptat, iar pe de alt ă parte acț iunii înghe ț-dezghețului și nivației care a determinat

107
retragerea sectorului de pe versantul de deasupra. Sec țiunea în form ă de ''V'' apar ține
eroziunii fluviatile postglaciare. Explica ția este simplist ă întrucât în natur ă pot
interveni o mul țime de factori care s ă conducă la multiplicarea formei în trepte
(alternanța de pachete groase de strate de roci cu rezisten ță diferită, structura
geologică etc.) ce pot fi create prin pro cese asociate glaciarului (geliva ția, nivația) sau
la simplificarea ei (prezen ța unei mase de ghea ță foarte bogat ă dintr-o fază glaciară
poate duce la eliminarea multor trepte create anterior, inclusiv de c ătre gheț ari cu
volum mai mic ce-au existat în intervalele precedente.
În lungul v ăilor glaciare (mai ales la cele cu întindere mare) se disting
alternanțe de bazinete depresionare alungite cu fund larg, cu morene și lacuri glaciare
care alterneaz ă cu sectoare înguste în dreptul unor praguri cu diferen țe de nivel de la
mai mulți zeci de metri la peste o sut ă metri (pe ele adesea sunt cascade, dar uneori
sunt secționate de râuri rezultând chei). Aceast ă configuraț ie este rezultatul eroziunii
glaciare care s-a produs diferit datorit ă pe de-o parte alc ătuirii petrografice deosebite
în lungul v ăii (bazinetele coincid cu prezen ța unor roci cu rezisten ța mai mic ă iar
pragurile unor aliniamente de roci dure), iar pe de alt ă parte acumulă rii variabile a
gheții ceea ce face ca în unele sectoare volumul acesteia s ă fie mai mare, iar altele mai
mic (volumele însemnate rezultate mai ales la confluen ța ghețarilor, au exercitat aici o
eroziune intensă ce-au dus la crearea de bazinete). Praguri apar și la confluen ța unor
limbi glaciare secundare cu ghea ță puțină cu limba ghe țarului principal, întrucât
primele nu pot exercita o adâncire la fel de rapid ă ca cea făcută de ghețarul de baz ă.
Ca urmare, v ăile ghețarilor adiacen ți capătă înfățișarea de ''văi suspendate'' deasupra
pragurilor pe care ghea ța se sfarm ă în blocuri
Bazinetul depr esionar cu pozi ția cea mai joasă rezultă prin eroziunea exercitat ă
de limba glaciar ă în sectorul frontal; evolu ția limbii cu faze de înaintare și de retragere
determină nu numai extinderea bazinetului dar și o morfologie aparte cu morene
frontale, excava ții lacustre etc.
– Platourile glaciare – se întâlnesc în mun ții înalți care păstrează petece de
suprafețe de nivelare preglaciare. Ele au dimensiuni mici și au permis realizarea unei
mase de gheață cu grosimi mai redus e care se continu ă la exterior prin limbi de ghea ță
scurte ce coborau pe v ăi. Ca urmare, în afara unei eroziuni slabe pe platou dar diferit ă
în funcție de volumul de ghea ță se mai realizeaz ă șlefuirea muchiilor versan ților pe
unde curg limbile de ghea ță. După topirea ghe ții, pe platou r ămân mici excava ții cu
ochiuri de apă .
– Custurile (karlingurile) sunt interfluvii de tip ascu țit (creste zim țate cu
versanți abrupți) care separă circurile și uneori v ăile glaciare. Sunt rezultatul evolu ției
prin procese de înghe ț-dezgheț, avalanșe și prăbușiri înregistrate pe versanț ii situați
deasupra gheț arilor. Ca urmare sunt creste individualizate prin intersec ția versanților
care s-au retras prin aceste procese.
– Șeile de transfluență – reprezint ă sectoare joase la nivelul interfluviilor ce
separă ghețarii cu volum deosebit de mare și prin care ghea ța trece de la unul la
celălalt. Deci, ele suferă o eroziune produs ă prin scurgerea ghe ții. Sunt frecvente la
ghețarii alpini și mai ales himalayeni.
– Spinările de berbeci (roches mountonnés) sunt proeminen țe formate din roci
mai dure situate frecvent pe pragurile glaciare ce au suferit o rotunjire determinat ă de
masa de ghea ță care le acoperă ; au profil convex și sunt grupate.
– Striurile glaciare – se p ăstrează pe rocile dure ale pragurilor ap ărând sub
forma unor șențulețe mai mult sau mai pu țin paralele; au rezultat prin scrijelirea
suprafeței pragurilor produsă de blocurile de roc ă dură conținute de masa ghe țarului
(frecvent rezult ă prin smulgerea lor din circ sau fundul v ăii.

108
5.1.2. Relieful de eroziune creat de ghe țarii de calot ă.
Formele de relief sunt la fel de numer oase dar dimensiunile sunt mai mari, ele
fiind rezultatul ac țiunii în timp îndelungat a unei plato șe de ghea ță cu grosimi de la
câteva sute la mai multe mii de metri (fig. 33).
– Fjeldul (câmpiile de eroziune) constituie forma de relief cu dimensiunile
cele mai mari. La origine a reprezentat o suprafa ță cvasiorizontal ă (câmpie, podiș ,
munți nivelați etc.) pe care s-a dezvoltat calota glaciar ă. Deplasarea lent ă a masei de
gheață spre periferie a impus remodelarea diferen țiată a suprafeț ei subglaciare creând
excavaț ii unde rocile au fost mai moi separate de movile și culmi alungite rotunjite
axate pe stratele mai dure. Dup ă topirea calotei în depresi uni au rezultat lacuri (ex.
nordul Canadei, Finlanda). – Nunatakurile sunt vârfuri de mun ți care s-au situat deasupra calotei glaciare
și care au suferit pe de-o parte atacul avalan șelor și îngheț -dezghețului pe versan ții
neacoperi ți de ghea ță, iar pe de alt ă parte eroziunea ghe țarului care la nivele diferite
ale grosimii calotei au t ăiat în baza lor ''trepte de exara ție''.
– Rocile mountonate și striurile au rezultat în acela și mod ca și la ghețarii
montani numai c ă identificarea lor în prezent este mai dificil ă întrucât dup ă topirea
calotei au suferit transform ări sau au fost acoperite de depozite, soluri ș i vegetație.
– Văile glaciare sunt frecvente în regiunile înalte , muntoase cu care calota intra
în contact sau la marginea mun ților și podiș urilor de la exteriorul calotei glaciare.
Limbile de ghea ță s-au dezvoltat în lungul v ăilor preglaciare; ele se deplasau cu viteze
mari au modificat configura ția anterioar ă creând v ăi adânci cu bazinete și praguri. În
cazul celor care ajung la țărmul mărilor polare, limbile înainteaz ă pe ș elf pe care îl
erodează. (Groelanda, Antarctica). Situa ții similare au fost în pleistocen în Labrador,
Peninsula Scandinav ă, Scoția etc. Aici dup ă topirea ghe ții și ridicarea nivelului
Oceanului planetar, apa acestuia le-a inundat creând un tip aparte de țărm (fiorduri).
5.2. Relieful de acumulare
În afara ghe ții, ghețarul conține și bucăți de rocă cu dimensiuni variabile și
care au o provenien ță multiplă. O parte rezult ă din degradarea versan ților de deasupra
ghețarului prin procese periglaciare (îndeosebi dezagreg ări și avalanșe), altele provin
din erodarea suprafeț ei subglaciare (smulgere de buc ăți de rocă sau șlefuire); la
acestea se adaug ă praful antrenat eolian din alte regiuni, dar și bucăți de rocă cărate de
șuvoaiele de ap ă în sezonul cald în zona de abla ție. Materialele cad pe suprafa ța
gheții, la marginea ghe țarului sau sunt deplasate pe fund. Ca urmare, ele sufer ă un
grad de uzur ă în funcție de distan ța deplasării și de mărimea lor. În general blocurile,
pietrișurile sunt pu țin rotunjite și destul de heterogene ca alc ătuire și poartă numele de
morene. Sunt diferite ca provenien ță și dimensiuni la cele dou ă tipuri majore de
ghețari – montani și de calotă .
5.2.1. Morenele ghe țarilor montani
La gheț arii activi cu dimensiuni mari se disting în func ție de pozi ția lor în
raport cu masa de ghea ță, câteva tipuri:
• morene laterale – aflate la contactul ghe țarului cu versan ții,
materialele provenind de pe ace știa fiind rezultatul dezagreg ării și avalanșelor, dar și
blocuri și pietre smulse de ghea ță de pe pere ții unde intr ă în contact direct cu roca;
• morene interne – reprezintă materiale prezente în masa de ghea ță;
provin din materiale c ăzute pe suprafa ța gheț arului dar care fie c ă au fost acoperite în
timp de strate noi de ghea ță, fie că au suferit c ăderi în interiorul lu i prin sistemul de
crevase;
• morene de fund – se găsesc pe suprafa ța subglaciar ă și dominant sunt
materiale smulse de ghe țar din acesta;

109
• morene mediane – prezente în limbile marilor ghe țari în aval de
confluențe; au rezultat din unirea morene lor laterale ale limbilor de ghea ță ce au intrat
în contact și s-au contopit;
• morene frontale (terminale) sunt desf ășurate în fa ța limbii glaciare;
provin din materialele împinse de c ătre limba glaciar ă în faza de înaintare; au form ă
semicircular ă constituind un val de nisipuri și pietrișuri;
• drumlinurile – sunt materiale acumulate în spatele morenei frontale sub
forma unor movile te șite și slab alungite; provin din morena de fund dup ă retragerea
frunț ii limbii de ghea ță.
Prin topirea gheț arului materialele transportate sunt acumulate în circuri, dar
mai ales în lungul v ăii unde formeaz ă morene laterale, de fund, frontale și drumlinuri.
Cele din circuri și laterale sunt înguste, au grosime mic ă, iar materialele sunt grosiere
și puțin transformate (rulate). Morenele de pe fundul v ăii sunt alungite, au reparti ție
diferită în cadrul bazinelor depresionare, materialele au dimensiuni mai mici și un
grad de rulare mai avansat cu cât su nt mai departe de sursa de provenien ță. La multe
materialele grosiere sunt aco perite de pânze de pietriș uri mărunte și nisipuri depuse de
șuvoaiele de ap ă subglaciare. Situaț ia este frecventă în bazinetul depresionar terminal
mai ales la drumlinuri.
Dup ă topirea ghe țarilor proceselor peri glaciare de pe versan ți furnizeaz ă o
cantitate mare de grohoti șuri care ajung la baza lor ac operind morenele; ele umplu
multe din excava țiile lacustre. De asemenea, râurile care str ăbat circurile și văile
dispunând de ap ă multă produc modifică ri multiple în fizionomia reliefului glaciar.
5.2.2. Morenele și depozitele fluvioglaciare ale ghe țarilor de calot ă.
Formele rezultate din acumularea ma terialelor transportate de c ătre ghețarii de
calotă se disting prin: – dimensiuni foarte mari, arealul extins pe care sunt r ăspândite,
alcătuire și geneză complex ă. Materialele transportate au rezultat dominant din
eroziunea exercitat ă de calota de ghea ță asupra reliefului subglaciar mo ștenit la care
se adaugă cele provenite din modelarea periglaciar ă a versan ților munților aflați
deasupra gheț ii, ca și acelea erodate și transportate de șuvoaiele de ap ă subglaciare
dezvoltate la periferia masei de ghea ță.
Acumularea lor creeaz ă un relief specific care se poate observa după topirea
calotelor de ghea ță. În prezent, pot fi v ăzute în Canada, Finlanda, în nord-vestul
Rusiei etc. Cele mai semnificative forme (fig. 32) sunt:
• morenele de fund – au cea mai larg ă desfășurare fiind reprezentate de
movile, coline, blocuri și pietrișuri slab rulate dispersate pe toat ă suprafața ce-a fost
acoperită de masa de gheață . Între ele exist ă microdepresiuni mlăștinoase sau cu
lacuri.
• morenele frontale, numite în Finlanda salpauselka – apar ca valuri
colinare de pietri ș, nisip ș i blocuri care se întind pe sute de kilometri; au rezultat din
materialele împinse de marginea calotei de ghea ță; în Europa au fost identificate trei
aliniamente de morene frontale care reflectă stadii diferite ale pozi ției limitei calotei
glaciare în ultima faz ă a evoluției sale.
• drumlinurile – sunt grup ări de coline alungite te șite cu lungimi de pân ă
într-un kilometru, lăț imi de zeci sau sute de metri și înălțimi de câteva zeci de metri
orientate în sensul deplas ării masei de ghea ță; sunt legate de marginea calotei
constituind morene învelite par țial de pânze de nisip, pietri ș.
• ösaruri (eskere) – sunt mase de pietri ș și nisip aduse din morenele de
fund de către șuvoaiele de ap ă subglaciare și acumulate la marginile calotei pe m ăsura
retragerii ei. Ca urmare, rezult ă niște culmi netede joase cu lungimi foarte mari și
lățimi de câteva zeci (sute) de metri.

110
• kamesurile – sunt coline cu form ă rotunjită alcătuite din depozite
stratificate (nisipuri și argile). Aceste materiale au fo st acumulate în cuvete lacustre
aflate pe ghea ță la marginea calotei și în care debu șau șuvoaie inglaciare; dup ă topirea
gheții, ele s-au depus luând fo rma de coline sau movile.
• blocurile eratice sunt mase de roc ă cu dimensiuni foarte mari care s-au
prăbușit din nunatakuri peste masa de ghea ță; deplasarea ghe ții a dus la transportarea
blocurilor c ătre regiuni aflate la periferia calotei, iar dup ă topirea ghe țarului, ele au
rămas aici. A șa sunt blocurile de granit de Rapakiwi din Karelia și nordul Finlandei
care au fost transportate pe sute de kilometri fiind în prezent în Estonia și la nord de
Petersburg; blocurile eratic e din Labrador au fost c ărate până în nordul S.U.A (ex. la
Washington).
• pradolinele (urstromtäler) reprezintă culoare largi desf ășurate
între aliniamente de morene frontale fiind paralele pe zeci și sute de kilometri cu
acestea. Re țeaua de râuri postglaciare le urm ărește pe distan țe mari (ex. Oderul, Elba
în Câmpia germano-polonez ă)
• sandrele sunt câmpii piemontane dezvolta te la exteriorul calotelor
glaciare; au rezultat prin s uprapunerea conuril or de pietri șuri și nisipuri c ărate din
morenele frontale de c ătre cursurile de apă formate la marginea calotei prin topirea
gheții; constituie principala form ă fluvioglaciar ă.
• zoliile – sunt microdepresiuni în câmpiile glaciare sau fluvioglaciare
rezultate prin tasarea materialelor ce acopereau blocuri de ghea ță izolate, proces
survenit dup ă topirea acestora.

111
7. Crioniva ția și rezultatele manifest ării ei

Probleme:
• Crionivația – sistem morfogenetic specifi c regiunilor cu climat rece.
• Agenți, procese, structuri și forme de relief specific.
• Modul de ac țiune a cuplului înghe ț-dezgheț și a zăpezii în crearea unor forme de
relief, depozite și structuri specifice.
• Alți agenți a căror acțiune se combin ă cu crioniva ție.
• Diferenț ieri spațiale și evolutive reflectate în peisaj ele generate în principal de
• crionivaț ie.

1. Condițiile de manifestare a crioniva ției
Crionivația reprezint ă un termen compus care define ște acțiunea complementar ă
a doi agen ți frigul și zăpada. Primul se exprim ă prin succesiuni de faze de înghe ț și
dezgheț iar cel de al doilea îndeosebi prin tas ări și eroziune – transport – acumulă ri
nivale.
Condițiile ce faciliteaz ă producerea proceselor sunt în principal de natur ă
climatică la care se adaug ă caracteristicile rocilor (îndeosebi propriet ățile fizice și
mecanice), gradul de acoperire a terenului cu vegeta ție și alcătuirea acesteia, gradul de
umectare al rocii sau depozitului etc. ce au rol de diversificare spa țială și evolutiv ă a
proceselor.
Dacă acțiunea gerului se produce peste tot pe suprafa ța Pământului unde
temperaturile oscileaz ă în jurul valorii de 00 cea a zăpezii este concludent ă pe pantele
ce permit acumularea în volum mare și deplasarea acesteia. Ca urmare, ele vor fi
specifice regiunilor polare, subpolare ș i în munții înalți indiferent de latitudinea unde
se află dar a căror creste sunt la altitudini la care temperaturile multe luni sunt
negative sau în vecin ătatea lui 00. Procesele sunt active pe pantele lipsite de vegeta ție,
pe rocile heterogene ca alc ătuire și cu multe diaclaze cr ăpături în care exist ă o
anumită cantitate de ap ă, pe versan ții subpolari și alpini expu și ceții sau ploilor reci
etc. Astfel de condiț ii sunt frecvent întâlnite la latitudini de peste 600 (Siberia,
Arhipelagul nord canadian, Al aska, nordul Peninsulei Scandinavia, Patagonia etc.)
precum și pe crestele lan țurilor muntoase situate în zona temperat ă (la peste 2000 m)
și zona cald ă (la peste 3500 m). La periferia acestora exist ă regiuni întinse în care
producerea proceselor crionivale se face sezoni er sau pe intervale de timp mai scurte
iar rezultatele sunt forme de relief cu dimensiuni reduse care se asociaz ă altora create
de alți agenți.

2. Agenți, procese, structuri ș i forme de relief:
În regiunile cu temperaturi negative și zăpadă în cantități moderate ac ționează în
crearea formelor de relief mai mul ți agenți și procese dar dou ă (frigul și zăpada) au rol
esențial prin durat ă, intensitate și rezultate.
2.1. Acțiunile frigului sunt exprimate prin varia ții termice în jurul valorii de 00.
El constituie agentul morfodinamic principal care d ă naștere la cele mai multe forme
de relief periglaciare și contribuie indirect la ac țiunea altor factori genetici din
regiunile reci.
– Gelivația este o ac țiune complex ă a frigului asupra atât a rocilor ce intr ă în
contact direct cu varia țiile termice cât și a elementelor din depozitele existente pe
platouri sau versan ți.

112
Mecanismul manifestării gelivației se face prin dou ă procese de natură termică –
creșteri și scăderi de volum ale componentelor ce alc ătuiesc masa rocilor. Ele sunt
urmate pe de o parte de sf ărâmarea acesteia (dezagregare) în elemente cu dimensiuni
variabile în func ție de diferit e condi ții locale. Acț iunea frigului este deosebit ă în
raport cu prezen ța sau absen ța apei în fisurile sau cră păturile din rocă . În prima
situație prin înghe țarea apei cre ște volumul ocupat de aceasta sub form ă solidă situaț ie
care genereaz ă presiuni asupra pere ților crăpăturilor și lărgirea dar și creșterea în
lungime a lor. La temperaturi pozitive ghea ța se topeș te parț ial sau total la baza
crăpăturilor acumulându-se materiale desprinse de pe pere ții ei. Prin repetarea
procesului rezultatele se însumeaz ă și conduc la desfacerea rocii în blocuri și bolovani
colțuroși (grohotiș uri). Procesul de dezagregare a rocilor prin acest mecanism este
numit criofrac ție.
Procesul este deosebit de activ când trecerea de la îngheț la dezgheț este
rapidă iar amplitudinea dintre valorile termice extreme este mare (ex. minim ă – 150,
maximă 100, amplitudinea 250). În aceea și măsură stimulative sunt macrogelivitatea
rocilor facilitat ă de heterogenitatea ca alc ătuire fizic ă și chimică, de un grad ridicat de
stratificare și mai ales de un volum însemnat de goluri umplute par țial sau total de
apă.
Rezultatele producerii înghe ț-dezghețului reflectate în formele de relief și în
peisaje sunt condi ționate de doi factori esen țiali:
• adâncimea până la care se înregistrează ciclicitatea înghe ț-
dezghețului. Aceasta este dependent ă de climat. Se pot distinge câteva situa ții. În
regiunile polare și pe crestele muntoase situat e la altitudini ridicate în care
temperatura medie anual ă este sub 20. Aici se separ ă la suprafa ța terenurilor un
orizont cu grosimi reduse care în timp de 2-3 luni (vara) se poate dezghe ța zilnic sau
pe un interval de mai multe s ăptămâni sub care pe grosimi diferite rocile sunt
înghețate permanent. Deci, efectele ciclului înghe ț-dezgheț sunt legate de orizontul de
la suprafa ță dar nu trebuie omise nici influen țele celui de dedesubt care este puternic
înghețat (o mas ă de rocă și gheață). O altă situație este frecvent ă în regiunile
subpolare și temperate și în etajul subalpin montan unde înghe țul este sezonier și pe
adâncimi mai mari și unde sunt frecvente zilele de dezghe ț total. Se produc efecte
importante când dezghe țul sau înghe țul sunt relativ bru ște; sunt frecvente la trecerea
sau la ieșirea din sezonul rece. Ultima situa ție este întâlnit ă în zonele temperate și
pretutindeni unde se produc în sezonul rece înghe țuri diurne pe adâncimi mici. Rolul
îngheț-dezgheț ului este redus, el asociindu-s e altor procese morfogenetice:
• prezența apei care prin înghe ț și creșterea volumului genereaz ă
presiuni urmate de deplas ări de masă de rocă . Poziția gheț ii în raport de roc ă sau în
depozit conduce la efecte mecanice diferite. Când apa înghea ță pe suprafaț a rocii
rezultă o pojghiță de gheață (polei) pe care materialele c ăzute din partea superioară a
versantului alunec ă. Apa care înghea ță între particulele aflate la partea superioar ă a
unui depozit determin ă ridicarea individuală a lor pe în ălțimi de la câ țiva milimetri la
câțiva centimetri. Se pot observa coloane sub țiri de ghea ță care sus țin particule
minerale sau pietricele. În timpul zilei prin topirea ghe ții pietricelele cad la distan țe
diferite. Procesul este frecvent în condi țiile unui înghe ț brusc. Al treilea caz
corespunde apei prezente la adâncimi va riabile în golurile din depozitul de pant ă. Prin
îngheț ea capătă forme diferite (lentile, nucl ee, pene, apofize etc.). Dar na șterea lor
conduce la tensiune cu m ărime diferit ă și care se exercit ă asupra celorlalte materiale
din depozit. Rezult ă cutări, ondulări, cră pături ale orizonturilor de aici. La dezghe ț,
abundența apei în partea superioar ă a depozitului poate duce la deplasarea unei p ărți
din acesta pe un substrat înc ă înghețat rezultând v ăluriri (alunec ări de tip solifluxiuni).

113
Procesul depinde de câ țiva factori – cantitatea de ap ă din orizontul dezghe țat,
grosimea acestuia, gradul de acoperire cu vegeta ție ierboas ă, panta terenului, durata
dezghețului.
Frecvența și intensitatea pr oceselor de înghe ț-dezgheț în acest orizont reprezint ă
condiții esențiale pentru crearea multor forme de relief specifice îndeosebi terenurilor
cu pante de 0 – 200. Acestea constituie elementele principale ale peisajului regiunilor
periglaciare. Ultima situa ție se refer ă la apa ce umple orice gol din roci și care prin
îngheț creează corpuri cu volum în cre ștere, accentuarea fisurilor și producerea
desprinderii materialelor (la dezghe ț). Deci o fragmentare a rocilor consolidate care
poate fi mai rapid ă (apă multă în roci macrogelive și frecvente cicluri de înghe ț-
dezgheț) sau mai redus ă (îngheț-dezgheț produs în intervale l ungi de timp care asigur ă
„o adaptare” a elementelor din roc ă la proces).

– Structuri gelivale . Sunt specifice regiunilor polare și subpolare unde frigul
este agent primordial (fig. 35). În func ție de intensitatea și durata acestuia se separ ă
două situaț ii:
– terenuri înghe țate în sezonul rece și care se dezghea ță în cel cald,
acțiunea frigului manifestându-se pân ă la adâncimi de 0,5 – 1,5 m adâncime;
– terenuri care se dezghea ță parțial în sezonul cald de unde diferen țierea a
două orizonturi distincte:
• pergelisolul (Perenen Tyale, permafrost , merzlota) ca orizont bazal,
permanent înghe țat este alc ătuit din sedimente, roci și gheață cu grosime de la câ țiva
metri la peste 150 m (se ajunge local la cca 300 m în nordul Canadei și Siberiei); se
desfășoară în peste 7,3 milioane km2 (Canada, Alaska, Groenlanda, Spitzberg, nordul
Asiei etc.) în general în regiuni cu o temperatur ă medie de –20 și cu zăpadă puțină
(cad anual sub 300 mm). Genetic s-a format în dou ă moduri. Cel mai adesea prin
transmiterea treptat ă, de la partea superioară a terenurilor în adânc a undei de frig
situație prin care a rezultat o re țea de apofizie și „rădăcini” de ghea ță ce a cimentat
elementele minerale ( pergelisol epigenetic ). În regiunile cu delte sau de câmpii
subsidente procesul implic ă înghețarea depozitelor mâlo-argiloase umplute de ap ă
apoi afundarea și acoperirea treptat ă a lor cu noi materiale care se vor congela treptat.
Este un pergelisol singenetic care în structur ă are diverse materiale minerale și
organice cuprinse între blocuri și vine de ghea ță.
• molisolul – orizontal superior supus ciclului de înghe ț-dezgheț sezonier
și care are o grosime de la câ țiva decimetri la câ țiva metri (6-8 în Siberia). În cadrul
său funcț ional se pot separa un suborizont de suprafa ța în care se produc cicluri
gelivale (înghe ț-dezgheț) diurne, mai ales la trec erea de la sezonul de iarn ă la cel de
vară și invers. Num ărul mare de cicluri determin ă o mobilitate mare a elementelor din
depozit în circuitul apei de unde generarea a numeroase structuri cu dimensiuni mici.
Restul molisolului constituie un suborizont mai pu țin sensibil la oscila țiile termice
diurne (se dezghea ță doar vara) dar care influen țează procesele care se petrec în partea
superioară. Contactul dintre suborizont uri se face printr-o suprafa ță neregulată a că rei
poziție este influen țată de neomogentitatea materialelor și a gheții în molisol. Deci
cele două orizonturi formeaz ă o structur ă majoră în care prin circula ția apei și îngheț-
dezgheț se impun dezvoltarea de presiuni inte rne urmate de mobilitatea materialelor și
dezvoltarea de structuri cu dimensiuni mici. Între acestea frecvente sunt:
• penele și vinele de ghea ță dezvoltate în lungul cr ăpăturilor din roci și
depozite produse prin înghe țuri puternice ale apei. Au form ă conică lungimi de 0,5 – 2
m și diametre sub 0,5 m; dup ă topirea ghe ții materialele din exterior (nisipuri,

114
pietrișuri) le umplu parț ial sau în totalitate. Sunt frecv ent întâlnite în molisolul din
depozitele din Alaska, Novaia Zemlia, Spitz bergen, Arhipelagul nord-canadian etc.
• involuțiile sunt orizonturi de nisip sau pietri ș din molisol care au o
desfășurare ondulat ă. Se dezvolt ă în condi țiile în care într-un depozit neomogen ca
alcătuire și grad de îmbibare cu ap ă rezultă prin înghe ț tensiuni repartizate neuniform;
acestea provoac ă ridică ri sau coborâri cu amplitudini deosebite ceea ce conduce în
final la o configura ție ondulată . Procesul este accelerat de faptul c ă înghețarea diferit ă
a suborizontului superior din molisol se face de la exterior c ătre interior. Ea va fi
însoțită de crearea de apofize de ghea ță și bombări (cu vârful în jos) ale materialelor
înghețate cu dimensiuni variate orientate spre sectoarele labile din depozit.
Formele de relief impuse de geliva ție sunt numeroase, tipul și răspândirea
fiind influen țate de trei factori – caracteristicile climatului (au o dezvoltare mare în
cele polare, subpolare și alpine), alc ătuirea și proprietăț ile rocilor și depozitelor
(maximum pe cele neomogene și macrogelive) și panta (impune deosebire genetic ă;
de evoluție, fizionomie și grupare în forme individualizate pe versan ți și pe suprafe țe
orizontale.
¾ Forme de relief gelivale dezvoltate pe versan ți. Sunt rezultatul proceselor de
dezagregare și de prăbușire-acumulare pe ace știa sau la baza lor. De aici și separarea
în două grupe.
– Forme de relief rezidual. Reprezint ă formele individualizate pe versan ți în
urma manifest ării geliva ției și producerii dezagreg ării în lungul tuturor fisurilor
crăpăturilor și altor goluri prin care apa p ătrunde și circulă în roci. Este o dezagregare
în masa rocilor diferen țiată ca intensitate ca urmare a deosebirilor ce apar de la un
sector la altul în cadrul acesteia ca densitate de cr ăpături, fisuri, diaclaze etc., ca
alcătuire mineralogic ă, ca înclinare a suprafe țelor versantului și grad de acoperire cu
vegetație etc. Dezagregarea se face lent prin dezvoltarea de pene de ghea ță în
crăpăturile din rocă . Treptat cr ăpăturile cresc, se unesc iar buc ățile de roc ă rămânând
fără susținere se vor pr ăbuși sub impulsul gravita ției. Căderea se realizeaz ă în sezonul
cald pe m ăsura topirii ghe ții. În timp, pe versan ți, între spa țiile goale dezvoltate pe
măsura repetă rii dezagreg ării și prăbușirii de blocuri r ămân forme de relief cu profil
abrupt, cu muchii evidente. Ele alc ătuiesc relieful rezidual. Cele mai frecvente dintre
acestea sunt:
• Crestele ascu țite – sunt la nivelul interfluviilor și rezultă prin
intersecția versan ților ce au suferit o puternic ă retragere îndeosebi ca urmare a
gelivației. Frecvent exist ă în regiunile muntoase unde s-au format prin evolu ția
culmilor situate deasupra ghe țarilor sau a izotermei anuale de – 20 (ex. Piatra Craiului,
Făgăraș, Retezat etc.). Desf ășurarea lor, pe întinderi mari este condi ționată de relativa
omogenitate petrografic ă. Se pot individualiza și creste pe lungimi reduse (câteva sute
de metri) frecvent în câteva situa ții – prin fragmentarea crestelor ce-au avut o
dezvoltare mare, prin distrugerea în cea mai mare parte a unor aparate vulcanice
(creasta Cocoș ului din M.Gutâi), în lungul culmilor cu structură geologic ă
monoclinală în care stratele sunt aproape verticale (Subcarpa ții de Curbură ) și în
condițiile existen ței locale a unor forma țiuni omogene și compacte în raport cu altele
limitrofe u șor de îndep ărtat prin gelifrac ție.
• Turnurile, coloanele, babele, sfinxii, blocur ile oscilante etc. reprezint ă
martori de eroziune la nivelul interfluviilor sau pe versan ți. Au dimensiuni variabile
de la sub un metru la peste 50 m în ălțime, diametre sub 10 m și pante abrupte care
frecvent se intersecteaz ă în vârf. Pot fi grupate când rezult ă din fragmentarea unor
culmi sau unui vârf de munte heterogen ca alc ătuire și intens br ăzdat de spaț ii prin
care apa poate circula și îngheț a (Tigăile Mari și Mici din M.Ciuca ș, Apostolii, Mo șul,

115
Pietrele Ro șii din M.C ălimani). Dar pot ap ărea și izolat în dou ă situații. Mai întâi pe
unii versan ți sau culmi unde în masa de roci sunt strate sau blocuri cu duritate mare.
Aici înghe ț-dezghețul asociat cu alte procese și în primul rând șiroirea și spălarea în
suprafață, în timp îndelungat, pun în eviden ță turnuri, ziduri (când stratele sunt
verticale), blocuri rotunjite cu di mensiuni de zeci de metri (M.Igni ș pe valea
Ampoiului etc.). A doua situa ție este întâlnit ă pe versan ții abrupți puternic diaclaza ți
și fisurați. Gelivația creează „ace” și turnuri ascu țite care rămân la diferite în ălțimi în
fața versantului ce sufer ă un proces de retragere gelival ă.
O situație particular ă o constituie turnurile care rezult ă în roci neomogene ca
alcătuire petrografică și ca structur ă stratigrafic ă. Aici dezagregarea diferen țiată
împreună cu alte procese pun în eviden ță capetele stratelor cu rezisten ță mai mare și
înlătură bolovanii, pietri șul. Ca urmare, iau na ștere forme cu poli țe și surplombe care
au înfățișarea unor ciuperci sau figuri de animale, oameni de unde ș i frecven ța
numelor ce le-au fost acordate (Baele din M. Bucegi, Babele la sfat în M.Ciuca ș,
Căciula Ciobanului din M.Ceahl ău, Sfincșii din Bucegi, Ciuca ș etc.). Pietrele
oscilante corespund blocurilor rotunjite aflate fie pe versan ții cu pant ă mai mică unde
au ajuns prin că dere fie pe platouri aici fiind rezultatul dezagreg ării complete a stânci,
vârf. Le sunt specifice un contact limitat cu suprafa ța pe care se afl ă situație care face
ca la un vânt puternic s ă sufere mici oscila ții.
• Vârfurile reziduale au luat naș tere printr-o intens ă fragmentare a
culmilor muntoase înso țită de retragerea versan ților dominant prin procese de
gelivație. În regiunile alpi ne din zona temperat ă dar ș i în munții din regiunile polare și
subpolare rezult ă astfel de vârfuri care sunt înc onjurate de mase de bolovani cu
dimensiuni variabile și cu aspect col țuros. Dac ă dezagreg ările sunt intense și pe durat ă
mare atunci se dezvolt ă inselberguri și pedimente gelivale. Se poate ajunge îns ă la
dezagregarea complet ă a vârfului care este tranformat într-o mas ă de blocuri și
bolovani col țuroși care pe ansamblu mai p ăstrează forma convex ă anterioar ă.
– Forme de relief de acumulare . Se află în mai mic ă măsură pe versan ți și
predominant la contactul acestora cu suprafe țe cvasiorizontale apar ținând luncilor și
teraselor râurilor sau pl atourilor petrografice și structurale. Orice form ă indiferent de
dimensiuni este alc ătuită în totalitate sau par țial din blocuri și bolovănișuri provenite
din rocile sparte de geliva ție; elementele sunt denumite gelifracte sau grohoti șuri.
Mărimea și forma lor depind de tipul de roci (bazaltele, granitele, calcarele dau
gelifracte cu dimensiuni mari pe când gresiile slab cimentate, morenele, șisturile
cristaline favorizeaz ă elementele mici), gradul de fisurare al rocilor, distan ța parcursă
între locul de provenien ță și sectorul unde s-au acumulat. Principalele forme rezultate
în urma procesului de acumulare sunt:
• Blocurile căzute la baza versan ților sau oprite în diferite puncte pe
aceștia;
• Conurile de grohoti ș dezvoltate la baza culoarelor de avalan șe sau a
râurilor de pietre;
• Glacisurile și poalele de grohoti ș formate prin acumul ări importante de
gelifracte la baza versan ților;
• Ghirlandele de pietre – individualiz ate pe versan ții supuș i unei intense
dezagregări dar care au un pr ofil neregulat pe por țiuni abrupte și altele relativ netede;
• Potcoavele nivale – mase de grohoti ș care închid la exterior
microdepresiunile nivale de la baza unor versan ți alpini. Au rezultat prin dezagreg ări
intense la partea superioar ă a versantului și glisarea pe un pat de z ăpadă înghețată
existent la baza lui. Dup ă topirea z ăpezii între grohoti șurile acumulate și versant
rămâne un spaț iu negativ (microdepres iunea). Se mai numesc morene nivale , sunt

116
alcătuite din gelifracte cu dimensiuni variabil e (de la praf la bl ocuri de 0,3 – 0,5 m în
diametru) și prezintă un grad diferit de cimentare
• Ghețari de grohoti ș sunt mase de ghea ță, zăpadă amestecat ă cu
grohotișuri; au dimensiuni mari (pot ajunge la câteva sute de metri lungime și grosime
de câțiva metri) și două poziții în func ție de genez ă. Unii se afl ă la baza versan ților
văilor din vecin ătatea limitei z ăpezilor ve șnice. Au rezultat prin alternan țe de
acumulări de zăpadă care se transform ă în gheață (în sezonul rece) cu mase de
grohotiș provenit de pe versan ți (în sezonul cald). A doua situa ție aparț ine sectorului
terminal al limbilor ghe țarilor montani aflat în stadiu de degradare. Fragmentele din
masa de gheață sunt acoperite neuniform de grohoti șurile provenite de pe versan ți. Și
într-un caz și în celălalt formele rezultate au o configura ție haotică cu valuri de
grohotișuri ce acoper ă blocuri de ghea ță separate de microdepresiuni cu gelifracte mai
mici și chiar cu petece de z ăpadă sau apă. Sunt frecven ți în Alpi la 2500 – 3000 m, în
Cordilieri la 3500 – 4000 m, în An zi în jur de 3500 m etc.
• Solifluxurile și blocurile glisante sunt forme de relief specifice
pantelor mai reduse (baza versan ților, suprafeț e structurale slab înclinate etc.). Primele
reprezintă valuri și brazde de alunecare produse în depozitul de versant ca urmare a
glisării lui sau a unei p ărți din el ce s-a dezghe țat și înmuiat peste un orizont ori pe
rocă din bază înghețată. Apare o râp ă de deprindere, material ul deplasat acoperit sau
nu de vegeta ție și uneori roca în loc.
Blocurile glisante sunt grohotiș uri desprinse din stânci, abrupturi care au c ăzut
pe suprafa ță cu pantă mică de la baza lor. Ele se afundă în depozitul de pe aceasta și în
virtutea miș cării impus ă de că dere dar și de panta pe care ajunge î și continu ă
deplasarea împingând materi alele de la suprafa ța depozitului în fa ță și lateral. Rezult ă
o microdepresiune pe porț iunea deplas ării încadrat ă de un val semicircular de
materiale.
– Forme de relief dezvoltate pe suprafe țe plane. Se dezvolt ă îndeosebi în
regiunile de câmpie sau podi șuri din zonele polare și subpolare acolo unde exist ă
pergelisol și un molisol gros. Unele forme iau na ștere și pe platourile alpine. Geneza
lor este condi ționată de frecven ța alternan țelor ciclurilor gelivale (înghe ț-dezgheț);
amplitudinea diurn ă de natur ă termică, alcă tuirea molisolului, volumul de ap ă și
repartiția lui în acesta, gradul de acoperire cu vegeta ție și tipul ei etc. Geliva ția prin
repartiția tensiunilor ce le d ă naștere și circuitul apei în molisol constituie factorii
care determin ă geneza formelor de relief care în majoritatea situa țiilor au un contur
geometric de la cercuri la poligoane mai mult sau mai pu țin regulate. Ele au
dimensiuni, alcă tuire, evolu ție și vârstă diferite.
– Solurile poligonale sunt forme caracteristice regiunilor de tundr ă cu pergelisol
(Arhipelagul nord-canadian, Alaska, Spitz bergen, Laponia, Siberia etc.). Rezult ă
rețele de cr ăpături provocate de înghe ț-dezgheț care delimiteaz ă poligoane cu
configuraț ii deosebite (patrulatere, pe ntagoane, hexagoane etc.). Se produc atât într-un
molisol neomogen cu elemente grosiere și fine dar și în cele relativ omogene, dar pe
suprafețe cu pantă medie de câteva grade (2 – 50). Ele devin vizibile când s-a
individualizat re țeaua de cră pături umplute cu materiale grosiere sau cu ghea ță.
Aceasta este dependent ă de varia țiile de natur ă termică îndeosebi prin frecven ța,
intensitatea și durata lor. Cu cât sunt mai accentuate cu atât sunt mai mari
posibilitățile de triere a mate rialelor, de circula ție a apei și de concentrare a ei prin
îngheț în diferite sectoare. În general circula ția apei se produce din adânc (vecin ătatea
pergelisolului asigur ă o densitate mai mare) spre suprafa ță ceea ce conduce la u șoare
bombări. Acestea se accentueaz ă când la mică adâncime (în molisol) rezult ă lentile de
gheață . La suprafa ță sunt împinse elementele grosie re care pot aluneca lateral pe

117
suprafața îngheț ată. Prin migrarea apei spre anumite sectoare din molisol, lateral se
produc cr ăpături în care de la suprafa ță se acumuleaz ă apă din topirea z ăpezii și
elemente minerale deplasate gravita țional. Prin îngheț area apei în cr ăpături se exercit ă
presiuni asupra laturilor acestora ceea ce conduce pe de-o parte la l ărgirea și adâncirea
lor iar pe de alta la bomb ări ale materialelor de la suprafa ță.
Toate aceste procese explic ă diferențele care se constat ă în dimensiunile și
înfățișarea poligoanelor. Astfel se pot separa:
• Soluri poligonale concave pe centru și cu burle ți de material grosier pe
margini. La acestea concavitatea central ă este legat ă de tasări în depozitul alc ătuit din
elemente fine în timpul dezghe țului iar bomb ările laterale de presiunile exercitate de
penele de ghea ță care rezultă în crăpături (fig. 36).
• Soluri poligonale bombate pe centru ce apar în depozite grosiere în
care se dezvoltă lentile de ghea ță;
• Soluri poligonale mari – macropoligoane (diametre de peste 100 m)
dezvoltate în depozite fine, retriate prin îmbinarea re țelei de crăpături datorat ă gerului
și înghețării apei;
• Soluri poligonale mici cu diametre de la câ țiva decimetri la câ țiva
metri sunt specifice molisolului cu pietri ș, nisip, blocuri mici sau regiunilor cu
îngheț-dezgheț mai puțin intens ș i unde crăpăturile au adâncimi reduse.
• Soluri poligonale alungite se dezvolt ă pe terenurile cu pant ă între 5 și
100. Deformarea este determinat ă de modifică ri în dinamica curen ților de convec ție a
apei impuse de gravita ție (laturile poligoanelor confor me cu panta se alungesc mult).
La pante mai mari de 100 deformarea conduce la transf ormarea structurii poligonale
într-o suit ă de benzi paralele;
• Poligoane îmbucate – când în interiorul unor macropoligoane se
dezvoltă o rețea secundară .
• Cercurile de pietre sunt forme de relief cu diametre sub 5 m pe
suprafețe orizontale; se disting – o parte central ă formată din elemente minerale fine și
inelul de pietre; diferen țierea este cauzat ă de înghe ț-dezgheț care împinge elementele
grosiere din adânc la suprafa ță și apoi lateral.
• Cercurile de noroi sunt petece circulare cu dimensiuni metrice
alcătuite din elemente minerale fine; nu sunt acoperite de vegeta ție.
• Cercurile de vegeta ție sunt inele de ierburi, mu șchi pe marginile unor
microdepresiuni de tasare (proces dete rminat de topirea lentilei de gheață din
interiorul molisolului). Adesea se transform ă în câmpuri de noroi (materialele fine
îmbibate cu ap ă) și petece de vegetaț ie de unde aspectul pestri ț al tundrei.
• Solurile striate sunt reprezentate de alternan țe de benzi alc ătuite de
elemente grosiere și fine desf ășurate pe pante ce dep ășesc 50. Rețeaua de poligoane
alungite dezvoltate ini țial suferă în timp transform ări. Elementele grosiere se
concentreaz ă în cră păturile laterale iar materialul fin alunecat din partea central ă
umplu crăpăturile perpendiculare pe pant ă.
• Câmpuri de pietre (m ări de pietre) se întâlnesc pe suprafe țe
cvasiorizontale stâncoase cu molisol sub țire sau fără acesta. Prin gelivaț ie rezultă
gelifracte cu dimensiuni variate în func ție de propriet ățile rocilor și de gradul de
fisurare a lor. Sunt îngr ămădiri de grohotiș uri, care apar ca o manta ce acoper ă roca
din bază .
• Pavaj de pietre se realizeaz ă tot pe suprafe țele orizontale dar cu un sol
subțire în care gelifractele se afund ă pe una din fe țele mai mari. Este întâlnit și pe
platourile din regiunile montane.

118
• Movilele înierbate, marghile (thufuri) – sunt forme circulare cu
diametre de la sub 1 m la peste 1,5 m și înălțimi în jur de 0,5 m. Se întâlnesc atât în
regiunile foarte reci polare dar și în cele de trecer e la zona temperat ă. De aici
diferențierea mai multor subtipuri. Astfel în regiunile polare ele rezult ă fie prin
dezvoltarea în molisolul argilo-nisipos a unui nucleu de ghea ță care ridic ă (bombeaz ă)
orizontul de sol cu vegetaț ia ierboas ă (mușchi, ericacee), fie prin ascensiunea c ătre
suprafață prin îngheț -dezgheț a unui bloc de roc ă care creeaz ă aceeași formă convexă.
La latitudini temperate și în munți la altitudini mai mici movilele au dimensiuni sub 1
m în diametru ș i rezultă prin procese de înghe ț-dezgheț și de natur ă biochimic ă; au
nucleu mineral și un covor vegetal dens . Movilele nu rezist ă decât câ țiva ani dup ă
care se degradeaz ă treptat.
• Hidrocoli ții – sunt movile cu dimensiuni variate (diametre de până în
20 m și înălțimi ce ajung la 10-15 m) care se dezvolt ă în regiunile cu pergelisol în faz ă
de degradare. Abundenț a apei în anumite sectoare ale molisolului favorizeaz ă
dezvoltarea de nuclee de ghea ță care cresc în dimensiuni și mai ales în sus unde
produce bombarea și dezvoltarea movilei. Este pos ibil ca presiunea exercitat ă de
nucleul de ghea ță asupra stratului de ap ă și argilă de deasupra s ă ducă la cră parea
acoperișului movilei iar urmarea ar fi o erup ție de noroi. De aceea se mai folose ște și
termenul de hidrovulcani .
• Pingo – sunt movilele cu nucleu de ghea ță cu dimensiunile cele mai
mari (fig. 35). Se dezvolt ă în regiunile cu pergelisol și molisol gros alc ătuit din
elemente minerale ce permit o circula ție bună a apei. Aici temper aturile medii anuale
sunt de -200, -220 . Diametrele movilelor ajung la mai multe sute de metri, iar
înălțimea de câteva zeci de metri. Sunt legate de regiunile ml ăștinoase și deltaice
(Lena, Mackenzie) cu ochiuri de ap ă frecvente. Apa din depozitele de pe fundul
acestora înghea ță, se dezvolt ă mai întâi un nucleu care se ridic ă în centrul lacului
împreună cu forma țiunile minerale ce-l acoper ă. Lacul este transformat într-un inel.
Treptat apa din inel este absorbit ă în întregime de nucleul de ghea ță din pingo proces
care conduce atât la m ărirea nucleului, dar și a movilei care progresiv este acoperit ă
cu vegeta ție. Când pingo atinge dimensiuni fo arte mari la partea superioar ă a lui apar
crăpături care favorizează în sezonul cald topirea lent ă a gheț ii din interior, situa ție
care conduce la ruperea ș i prăbușirea unei p ărți din acesta rezultând un crater. Din
acest moment începe faza de degradare a pingoului întrucât prin topirea ghe ții din
crater rezult ă un nou lac care cre ște în dimensiuni pe m ăsura extinderii cavit ății.
• Palsele – sunt tot un gen de pingo dar în regi unile cu pergelisol
discontinuu; exist ă un nucleu de gheață și strate de turb ă. Au dimensiuni de până în
100 m în diametru și înălțimi de mai mul ți metri. Prin degradare r ămân o masă de
turbă cu nuclee mici de ghea ță cu dispozi ție discontinu ă.
• Baidjarksuri – este numele rusesc pentru movilele cu nuclee de ghea ță
din nordul Siberiei. Sunt înco njurate de sectoare joase ml ăștinoase unde pergelisolul
s-a degradat.
• Allasurile – sunt depresiuni ml ăștinoase în Siberia rezultate în
sectoarele în care pergelisolul s-a degradat.

2.2. Nivația și formele de relief rezultate.
Nivația este termenul care define ște acțiunea complex ă exercitat ă de către
zăpadă pe suprafe țele pe care ea se acumuleaz ă pe un interval de timp mai îndelungat.
Principalele direc ții de manifestare sunt presiunea asupra terenului, eroziunea
exercitată în timpul deplas ării pe pante și protejarea de înghe ț.

119
Tasarea este procesul înregistrat pe platouri relativ netede în sectoarele în care
zăpada este acumulat ă pe grosime mare (îndeosebi pr in troienire). Prin greutatea
masei de z ăpadă aceasta exercit ă o presiune (ap ăsare) neuniform ă asupra materialelor
din depozit. Va fi accentuat ă în sectoarele cu grosime mare unde persist ă în
intervalele de timp când se înregistreaz ă topiri datorit ă temperaturilor pozitive. De
altfel aici petecele de z ăpadă vor fi mult timp sursa principal ă de alimentare cu ap ă a
depozitului și rocii de dedesubt și din vecin ătate favorizând procesele provocate de
frig. Prin tasarea materialelor rezult ă microdepresiuni cu forme alungite (pe direc ția
vântului care determin ă troienirea) sau circulare.
• Nișele nivale – reprezint ă principala form ă de relief rezultat ă prin
acțiunea zăpezii pe suprafe țele plane dar pe care exist ă un depozit de materiale
dezagregate. Se mai numesc la noi – scochine. Rolul z ăpezii este dublu mai întâi ea
exercită o presiune asupra material elor din depozit provocând mic șorarea golurilor
dintre elementele ce-l compun și prin acestea d ă naștere și mărește microdepresiunea.
În al doilea rând prin topirea lent ă se asigur ă permanent o cantitate de ap ă necesară
gelivației care se va produce atât în depozit cât și în rocă. Nișele au dimensiuni de
ordinul metrilor (diametru frecvent pân ă în 10 m și adâncimi de pân ă la 3 m); în unele
prin topirea z ăpezii se dezvolt ă temporar ochiuri de ap ă.
Pe cea mai mare parte a suprafe țelor orizontale z ăpada acumulată formează un
strat de protec ție a vegeta ției și rocii față de gerurilor intense. Doar în intervalele în
care se tope ște din el se va asigura apa care p ătrunde în depozite; acestea prin înghe ț-
dezgheț diurn repetat va produce o m ărunțire a materialelor fa vorizând dezvoltarea
unei scoar țe de alterare gelival ă.
• Avalanș ele și formele de relief create (culoarul și conul de materiale).
Avalanșele constituie un proces complex pe versan ți cu acțiune morfogenetic ă
rapidă care conduce la modific ări locale în peisaj. De cele mai multe ori sunt înso țite
de pierderi de materiale însemnate și chiar de vie ți omenești. Sunt specifice regiunilor
montane unde se înregistreaz ă căderi bogate și repetate de z ăpadă pe pante
despădurite care dep ășesc 300 (frecvent 35-450).
Gravitația determin ă deplasarea unui volum important de z ăpadă când se
realizează anumite condi ții de natur ă climatică (o creștere rapid ă a masei de z ăpadă
prin ninsori abundente, topirea brusc ă) sau mecanic ă (presiuni exercitate asupra
stratului de z ăpadă prin căderea unor stânci și schiat, cutremure ș i diverse manifest ări
care provoac ă vibrația masei de aer aflat ă în contact cu z ăpada). Prin ac țiunea acestora
se rupe echilibrul, apar cr ăpături iar masa de z ăpadă se deplasează către baza
versantului cu viteze de zeci și chiar sute de kilometri/or ă. Dacă la început când viteza
este redusă are loc o alunecare a stratului de z ăpadă proaspăt pe patul de z ăpadă
înghețată mai vechi, treptat odat ă cu creșterea vitezei mi șcarea se amplific ă, se
produce un amestec tot mai intens în care sunt antrenate și volume de z ăpadă veche,
bolovani, arbori etc. Cu aceast ă forță ele înlă tură construcții, fâșii de pădure cu arbori
mai mari, distrug por țiuni de drumuri care se desf ășoară pe versan ți, reț ele electrice,
instalații pentru practicarea sporturilor de iarn ă iar persoanele (turi ști, schiori etc.)
surprinse sunt omorâte. Sunt frecvente aceste situa ții în vecin ătatea stațiunilor
climaterice alpine sau în lungul drumurilor de munte.
Se disting mai multe tipuri de avalan șe:
• avalanș e de zăpadă înghe țată care se produc pe versan ții circurilor și
văilor glaciare; este un amestec de z ăpadă, gheață, grohotișuri ce exercit ă, datorită
vitezei, o ac țiune puternică de eroziune asupra rocilor din versan ți;
• avalanșe umede sunt determinate fie de o înc ălzire brusc ă care
provoacă o topire rapid ă a stratului superior de ză padă fie de căderea unor ploi sau

120
lapoviță; în ambele situa ții crește greutatea stratului de z ăpadă (prin îmbibarea cu ap ă)
ceea ce duce la ruperea echilibrului și la deplas ări cu viteze ce pot dep ăși 80 km/or ă;
• avalanșe uscate (pudroase) care afecteaz ă stratele de z ăpadă proaspătă
rezultate în urma unor ninsori abundente; de și este un amestec de z ăpadă cu aer
datorită vitezelor foarte mari (peste 200 km/oră ) și volumului însemnat ele sunt
extrem de periculoase prin consecin țe. Pentru prevenirea ș i diminuarea efectelor
manifestării lor când se întrunesc condi țiile favorabile producerii se iau m ăsuri de
avertizare iar în locurile circul ate sunt provocate pentru a se înl ătura riscul de pierderi
de vieț i omenești;
• avalanșe de pietre se produc în lungul toren ților și ravenelor din
regiunile alpine unde se acumuleaz ă zăpadă, există pante mari iar grohoti șurile sunt
instabile; se dezvolt ă ca limbi de z ăpadă puternic amestecate cu blocuri și bolovani
care în timpul deplas ării evacueaz ă materialele acumulate anterior dar exercit ă și o
eroziune asupra patului v ăii; la baza versantului se formeaz ă conuri extinse.
După topirea z ăpezii pe suprafe țele pe care s-au produs avalanș ele se identific ă
două componente – culoarul (ulucul) sec ționat în versant, care se impune prin forma
lineară și profilul transversal rotunjit ce taie inclusiv roca în loc; materialele
transportate și acumulate la baza versantului, adesea sub forma unui con heterogen ca
alcătuire.

2.3. Alți agenți care acționează cu crionivaț ia și rezultatele asocierii lor.
Crionivația este ac țiunea specific ă regiunilor reci. Dar aici pe anumite
intervale de timp (îndeosebi în sezonul c ălduros) intervin și alți agenți a căror acțiune
se însumeaz ă mai ales cu aceea a înghe ț-dezgheț ului. Între ace știa importan ți prin
rezultate sunt:
– apele curg ătoare , a că ror prezen ță efemeră (2-4 luni) determin ă eroziune (mai
ales lateral ă întrucât patul albiei este înghe țat), revărsări, inunda ții și acumulă ri de
materiale. Ac țiunea lor (numit ă gelifluvia ție) este însemnat ă nu numai în lungul
râurilor dar și pe versan ții pe care s-au produs avalan șe, ulucurile acestora
reprezentând trasee de concentrar e a apei rezultate din topirea z ăpezii sau din ploi
(procesul este activ pe rocile moi ș i când dezghe țul este de durat ă);
– vântul este un agent intermitent dar a c ărui acțiune (eolizaț ia) se manifest ă în
orice sezon. Efectele aceste ia pentru relief sunt condi ționate de viteza de propagare a
curenților de aer, de înc ărcătura lor cu z ăpadă, cristale de ghea ță, praf sau nisip, de
gradul de acoperire a terenurilor cu vegeta ție. Pe de-o parte vântul poate exercita
acțiuni de eroziune (coroziune) prin izbire și șlefuire când este înc ărcat cu materiale
(mai ales nisip sau cristale de ghea ță) și transport (defla ție) iar pe de alt ă parte când
viteza scade depune nisipul, praful, z ăpada etc. Rezultatele activităț ii sale sunt
complexe. Prin eroziune, în timp șlefuiește pietrele, blocurile și muchiile stâncilor sau
sculptează alveole și nișe în punctele cu rezisten ță mai mic ă a rocilor. Depunerea
materialelor conduce le forme diferite – troiene de z ăpadă, dune de nisip amestecat cu
zăpadă, acumulă r i d e p r a f î n s t r a t e s u b țiri iar în timp îndelungat dezvoltare de
loessuri. Prin spulberarea z ăpezii și a elementelor cu dimensiuni reduse indirect el
creează condiții ca rocile, stâncile , blocurile de piatră să fie mai u șor expuse ac țiunii
gerului.

Verificări:
• Ce înțelegeți prin noțiunile – geliva ție, nivație, gelifracte, eoliza ție, avalan șe,
soluri poligonale?

121
• Precizați modul în care prin procese de înghe ț-dezgheț se realizeaz ă evoluț ia
versanților și care sunt formele de relief rezultate.
• Care sunt condi țiile și mecanismul dezvolt ării formelor de relief gelivale pe
suprafețele plane?
• Urmăriți în timpul unei excursii în etajul alpin dintr-un masiv montan formele
de relief create prin înghe ț-dezgheț și nivație și realizați aprecieri cantitative
(altitudinea la care se afl ă, dimensiuni, importan ța pentru peisaj).

122
8. Apa mă rilor, oceanelor și relieful litoral

Probleme
• Domeniul litoral; modalit ăți și procese prin care apa din bazinele oceanice
acționează asupra uscatului.
• Formele de relief litoral.
• Evoluția liniei de țărm și a litoralului.
• Tipuri de țărm.

1.Domeniul litoral . Caracteristici morfologice. Suprafața generală a mărilor și
oceanelor P ământului este de 362.330.000 km2 ceea ce reprezint ă cca 71% din
întinderea acestuia. Acestea intr ă în contact cu uscatul continental sau insular în
lungul liniei de țărm care în general are o configura ție sinuoas ă și o lungime de
261700 km. Apa m ării care este un mediu extrem de mobil, dinamic exercit ă sub
diferite forme o ac țiune directă sau indirect ă atât asupra sectoare lor acoperite de ea
(au adâncimi reduse) dar și pe porțiunile de uscat pe care se extinde temporar. Aceast ă
fâșie de la contactul m ării cu uscatul pe care se resimte din plin ac țiunea apei m ării
în crearea unui relief specific alc ătuiește domeniul litoral propriu-zis . La acesta se
adaugă fâșii de uscat mai înalte, unde în prezent nu se exercit ă acțiunea apei m ării dar
care pe de-o parte p ăstrează forme de relief marin rezult at din etape, faze de evolu ție
anterioare iar pe de alt ă parte se dezvolt ă alte forme de relief sau se produc unele
procese influen țate de mare. Acesta constituie o fâș ie externă a domeniului litoral, de
trecere spre interiorul continentului. De cele mai multe ori ele sunt contopite în ceea
ce se numeș te „domeniu litoral” și care este evaluat în l ățime de la câteva sute de
metri la –10, -15 m sub pozi ția liniei de țărm.
Domeniul litoral în tim p poate suferi modific ări esențiale. Dacă uscatul se las ă și
este acoperit treptat de apele m ării el înainteaz ă pe suprafaț a acestuia sau spre centrul
insulelor, pe ansamblu se mic șorează. Invers dac ă continentul se ridic ă atunci
domeniul litoral cre ște în lățime porț iuni din acesta ie șind de sub influen ța directă a
mării. La un țărm stâncos cu în ălțime mare domeniul litoral este îngust în raport cu
altul jos și alcătuit din roci moi.
– Apa mării devine agent modelator în condi țiile în care este pusă în mișcare.
Acest lucru se realizeaz ă prin acțiunea vântului, prin depl asarea unor volume de lichid
impusă de diferen țe locale de poten țial termic, salinitate sau de aportul însemnat al
fluviilor cu debite importante etc. În func ție de viteza de deplasare a apei m ării
energia de care dispune aceasta este diferit ă și în aceea și măsură și forța
morfogenetică materializat ă în modalităț i deosebite de îmbinare a proceselor de
eroziune (abraziune), transport, acumulare.
Există mai multe categorii de factori care pot influen ța mecanismul
morfogenetic al apei în lungul țărmului, majoritatea au caracter local. Între ace știa mai
importanți sunt:
– Rocile din care este alc ătuit uscatul în domeniul litoral prin alc ătuire opun un
grad de rezisten ță diferit la izbirea exercitat ă de apă încărcată cu nisip, bolov ăniș.
Țărmurile formate din granite, bazalte, roci cristaline, calcare etc. sufer ă un proces de
retragere lent pe când cele di n loessuri, argile unul rapid. Ca urmare, în prima situa ție
ele vor fi abrupte pe când în cealalt ă domoale.
– Dispunerea rocilor în structuri variate va conduce local la situa ții, în care
mecanismul va fi accelerat (alternan țe de strate sub țiri cu rezisten ță diferită
poziționate orizontal, înclinat etc.) sau sl ab (corpuri din roci dure eruptive care
străpung roci sedimentare; abrupt de fa lie în roci cristaline etc.) de unde și

123
desfășurarea de țărmuri abrupte scurte în fa ța cărora vor fi insule și platforme
submerse mai scurte (la cele tectoni ce) sau mai extinse (pe sensul de c ădere al
stratelor). Alternan ța de situa ții diferite sub raportul alc ătuirii petrografice dar și al
dispoziției structurale face ca în lungul unui țărm desfășurat pe zeci de kilometri
fizionomia acestuia s ă se modifice frecvent iar marginea de ansamblu s ă corespund ă
cu asocieri de abrupturi, pl ăji imense, golfuri, peninsule, insule etc.
– Mișcările tectonice locale (lăsări sau bomb ări ale unor por țiuni de uscat din
lungul țărmului) de și sunt lente ș i apar ca imperceptibile, în timp ridic ă sau coboar ă
sectoare de uscat care vor suferi o modelare deosebit ă. În prima situa ție platformele
litorale submerse vor deveni uscat, panta general ă a litoralului va fi mic ă și dinamica
va slăbi. În situa ția cealaltă se vor dezvolta ță rmuri cu platforme submerse extinse
dacă apa mării acoper ă sectoare de câmpii litorale sau se va dezvolta un țărm crestat
cu golfuri adânci, insule și peninsule dac ă va fi invadat un țărm de podi ș sau de munț i.
– Caracteristicile locale ale reliefului uscatului , îndeosebi pantel e, gradul de
fragmentare prin v ăi, înă lțimile frecvente etc. determin ă diversificarea manifest ării
proceselor și a formleor rezltate. El e sunt net diferite la țărmurile înalte și cele joase.
– Aportul fluviatil reprezintă nu numai prin volumul de ap ă dar mai ales prin
debitul solid un factor ce contribuie în multe situa ții la dezvoltarea de forme de
acumulare submerse și apoi emerse (cordoane de nisip) pe platforma litoral ă aflată la
adâncimi mici, apoi la bararea prin co rdoane de nisip a go lfurilor vecine. Dac ă relieful
submers se gă sește la adâncimi mari atunci nu se produc astfel de acumul ări.
– Construct țiile și amenajările portuare ș i de agrement (mai ales diguri, bazine
portuare, îndrepta rea liniei de ță rm etc.) produc modific ări esențiale în dinamica
proceselor care au loc cu consecin țe în schimbarea configura ției naturale și impunerea
uneia antropice.
Se adaugă și influențele unor factori cu caracter zonal, resim țite pe întinderi
mari. Ele permit anumite nuan țări în desfășurarea proceselor de eroziune și acumulare
și mai ales asocierea lor cu ac țiunea altor agen ți morfogenetici. Între ace știa se
detașează diferențele zonale și regionale de natur ă climatică. Se pot separa trei situa ții
generale – țărmurile din zonele reci polare și subpolare cu o evolu ție în care ac țiunea
apelor din sezonul cald se completeaz ă cu cea a ghe ții, zăpezii, îngheț -dezghețului în
sezonul rece; țărmurile din regiunile calde și umede cu o evolu ție supusă combinării
proceselor marine cu alte rarea rocilor de pe uscat și construc țiile coraligene din
bazinele marine; țărmurile din zonele temperate cu diversificarea pe mai multe
sezoane a asocierii proceselor apei marine cu cele ale altor agen ți. Un alt factor care
influențează pe ansamblu și pe distanț e foarte mari intensitatea și ritmul model ării
țărmului îl reprezint ă eustatismul planetar impus dominant de oscila țiile
caracteristicilor climei în intervale mari de timp. Coborârea nivelului m ării în fazele
glaciare a fost înso țită de extinderea uscatului prin încorporarea unor întinse p ărți din
platforma continental ă. Acestea au devenit câmpii ceea ce a dus la amplificarea
țărmurilor joase cu pl ăji extinse și la simplificarea morfodinamicei litorale. Invers, în
interglaciar, prin ridicarea nivelului oceanului planetar apa acestora acoper ă regiunile
joase de câmpie, invadeaz ă gurile de vă rsare ale râurilor și depresiunile
transformându-le în golfuri. Ca urmare, linia de țărm capătă o configura ție sinuoas ă
cu sectoare joase, cu desf ășurare redus ă ce alterneaz ă cu sectoare înalte cu golfuri
adânci etc. Are loc o diferen țiere accentuat ă a modului de asociere a proceselor
marine cu cele create de agen ți și de aici multiplicarea formelor de relief create și a
peisajului litoral.

124
2. Forme de manifestare dinamic ă a apei m ării și procesele morfodinamice:
Apa mărilor și oceanelor nu este inertă , mișcarea ei fiind determinat ă de factori
care acționează din exterior (vânt, apa fluviilor, seisme, erup ții vulcanice etc.) sau din
interiorul mediului (diferen țe de salinitate, temperatură etc.). Rezult ă trei forme
specifice principale de deplasare a ei – valuri, curen ți și maree fiecare dezvoltând un
anumit mod de manifestare a proc eselor de eroziune, transport și acumulare dar și
anumite forme de relief.
2.1. Valurile reprezint ă principala form ă de mișcare apei fiind întâlnit ă
pretutindeni. Pentru dezvoltare a formelor de relief importan ță au valurile care
acționează în fâșiile de ță rm atât asupra uscatului cât și pe platforma litoral ă.
Adâncimea medie pân ă la care se resimte mi șcarea valului este de 10 m dar la furtuni
se ajunge chiar la sub – 20 de m. M ărimea spa țiului de uscat afectat de for ța lor
depinde de în ălțimea și panta suprafe țelor expuse (la un țărm înalt și abrupt este mic ă
iar la altul jos cu pant ă mică se poate extinde pe mai multe sute de metri).
Valurile sunt provocate de cauze diverse dar frecven ța cea mai mare se leag ă de
acțiunea vânturilor. La viteze mai reduse rezult ă valuri mici dar și efectele sunt
reduse. Furtunile puternice (uragane, taifune etc.) le imprim ă dimensiuni mari, for ță și
energie deosebite. În larg depl asarea lichidului în cadrul valurilor se înscrie pe orbite
circulare. Pe m ăsura apropierii de țărm și a micșorării adâncimii la care se afl ă
platforma litoral ă, în condi țiile în care talpa valurilor o ating forma acestora se
modifică treptat (din cerc devine elips ă) pentru ca în apropiere de țărm să se spargă
(apa capătă o mișcare de transla ție).
Cutremurele și erupțiile vulcanice creeaz ă valuri puternice înso țite de consecin țe
distructive mari. Valurile se propag ă pe distan țe foarte mari (uneori în tot bazinul
oceanic) dezvoltând amplitu dini de zeci de metri și lungimi enorme ceea ce face ca
acțiunea lor s ă afecteze sectoare însemnate de țărm unde devasteaz ă sectoare din
așezări, căi de comunica ție, provoacă pierderi de vie ți omenești și modific ări
însemnate ale configura ției reliefului. Sunt frecvente în Oceanul Pacific efectele
resimțindu-se atât pe țărmurile continentale cât și al insulelor. Poart ă numele de
tsunami , sau de valuri de transla ție.
Valurile se mai pot dezvolta în urma ruperii și prăbușirii blocurilor de ghea ță
din calotele polare sau a c ăderii stâncilor și a alunec ărilor din versan ții abrupți ai
țărmurilor muntoase ori de podi ș. Rezultă valuri care se propag ă pe distan țe variate în
funcție de volumul pr ăbușit.
Acțiunea morfologic ă a valurilor variază în primul rând în func ție de energia
de care dispun ce este condi ționată de forța de antrenare a masei de ap ă impusă de
către vânt, seisme, erup ții vulcanice etc. În al doilea rând intervin factori de natur ă
locală (rezisten ța rocilor, panta suprafe ței expuse ac țiunii lor, înc ărcătura apei cu
materiale solide-nisip, pietri ș, blocuri etc.) care pot favoriza sau încetini ac țiunea
valurilor.
Mecanismul manifest ării acestora se concretizeaz ă în mai multe direc ții în
funcție de tipul de țărm (fig 37).
Pe cel înalt se realizează :
– izbirea (apa cu înc ărcătura de nisip, pietri ș, scrădiș etc.) versanț ilor cu o forță
medie de câteva tone/m2, proces prin care rocile din care ace știa sunt alc ătuiți suferă
crăpături, fisură ri, slăbirea rezisten ței generale urmat ă de prăbușiri. Este un proces
mecanic de eroziune numit abraziune.
– aspirarea la retragerea apei dup ă izbire, a materialelor cu dimensiuni reduse;
– antrenarea materialelor (transport) spre largul platformei litorale;

125
– depunerea (acumularea) pe aceasta la dep ărtări diferite în func ție de
dimensiunile acestora și de energia pe care o mai pă strează.
Pe țărmurile joase cu platform ă litorală extinsă se produc frecvent dou ă acțiuni
– dislocarea și încărcarea cu nisip de pe platform ă a masei de ap ă în faza de
înaintare spre uscat a valului și redepunerea lui în diferite locuri în faza de retragere a
apei rezultat ă din spargerea valurilor.
Rezultatele acțiunii valurilor sunt diverse. La baza abruptului țărmurilor înalte
mai întâi rezult ă firide adânci (diametre de pân ă la câțiva metri). Prin pr ăbușirea
pachetelor de roci de deasupra lor se ajunge la retragerea abruptului versan ților și la
acumularea, pentru un timp, la baza lui a blocurilor și stâncilor că zute pe platform ă. În
timp îndelungat la baza abruptului care se retrage continuu rezult ă o suprafa ță slab
înclinată cu caracter de echili bru dinamic (platform ă de abraziune).
Pe țărmurile joase, nisipoase ac țiunea valurilor este mult mai simpl ă și conduce
la două rezultate. Mai întâi prin deplasarea într-un sens sau în cel ălalt a nisipului
bolovă nișului elementele acestora se vor ciocni și în final rotunji. Al doilea rezultat
este acumularea nisipului sub dife rite forme pe treptele de plaj ă.
2.2. Curenții de apă sunt deplas ări de volume importante de ap ă pe
distanțe foarte mari (zeci, sute, mii de kilometri). Dezvoltarea lor este legat ă de
vânturile regulate care ac ționează aproape constant pe anumite direc ții, de diferen țele
de temperatur ă, salinitate, presiune atmosferic ă etc.
Acțiunea principală a lor este transportul apei înc ărcată cu materie organic ă
mâluri și aluviuni care se acumuleaz ă treptat pe fundul bazinului oceanic.
Acțiunea curen ților în domeniul litoral este complex ă. Astfel preiau o bun ă
parte din aluviunile aduse de fluvii pe care le transport ă uneori paralel cu țărmul
(deriva litorală), le depun contribuind la dezvoltarea de co rdoane de nisip paralele cu
acesta. Când viteza lor este mai mare exercit ă o intens ă acțiune de extrac ție a
materialelor de pe plajele submerse și de redepunere selectiv ă la depărtări mai mari
sau mai mici în func ție de dimensiuni. În acest mod curen ții contribuie la o
modificare permanentă a micromorfologiei platformei litorale. În unele strâmtori
unde exist ă diferențe de nivel între bazinele mari ne pe care acestea le separ ă (ex.
M.Baltică – M.Nordului, M.Neagr ă – M.Marmara – M.Egee, M.Mediteran ă-Oc.
Atlantic etc.) se produc „ curenți de descărcare ” a căror acțiune se transmite atât prin
procese mecanice asupra țărmului dar și prin antrenarea de materiale organice și
minerale. La fel de însemna ți sunt „ curenții de turbiditate ” care se produc cu
predilecție pe pantele submerse la trecerea de la domeniul litoral inferior la cel
submarin (început prin povârniș ul continental). Ace știa rezultă în momentul în care se
rupe echilibrul forma țiunilor acumulate fie datorit ă unei supraînc ărcări cu aluviuni
aduse de fluvii sau unei sediment ări organice bogate fie producerii unor seisme etc.
Iau naștere curen ți de apă cu mult mâl și nisip care coboar ă spre adâncimi cu viteze
mari provocând eroziuni intense și prin acestea dezvoltarea unor jghiaburi lungi și
adânci numite „canioane submarine”.
2.3. Mareele sunt deplas ări ale apei din bazinele oceanice și marine
determinate de atrac ția Lunii și Soarelui. La țărmurile înalte deplasarea se
concretizeaz ă în principal în mi șcări pe vertical ă (ridicări la flux și coborâri la reflux)
dar și înaintări pe câteva sute de metri sau kilometri pe v ăile principale (la flux) ce
alternează cu retrageri (la reflux); când în fa ța versanților relativ abrup ți se desfășoară
fâșii de platform ă stâncoase sau cu acumul ări de nisip (se înregistreaz ă acoperirea și
descoperirea periodic ă a lor). Pe țărmurile joase cele dou ă sensuri ale mi șcării se
impun printr-o înaintare larg ă la flux pe câmpiile litorale și o retragere la fel de
importantă când în peisaj pe suprafe țele emerse se impun acumul ările nisipoase ce

126
alternează cu ochiuri de ap ă, cursuri de apă adâncite cu 0,5 – 2 m ce se dirijeaz ă spre
mare și terenuri ml ăștinoase.
Frecvent nivelul m ării pe țărmurile unde mareele sunt însemnate la flux se
ridică cu câțiva metri și se retrage în aceeaș i măsură. Însă în anumite situa ții de
configuraț ie a țărmului local amplitudinile sunt mult mai mari. Sunt citate în literatur ă
cazurile extreme Baya Fundy cu 19,6 m, Golful Mezen din M.Baltic ă cu 12 m,
Strâmtoarea Magelan cu 18 m.
Producerea mareelor genez ă la scara Globului un „val mareic” cu în ălțime de
mai mulți metri care se propag ă de la est la vest, se amplific ă ca mărime în strâmtori
și în golfurile înguste unde în anumite condi ții (asociere cu tsunami), se manifest ă
intens (aici ajunge la viteze de peste 20 km/or ă) având consecin țe dezastroase asupra
așezărilor, șoselelor, instala țiilor portuale și uneori producând chiar pierderi de vie ți
omenești.
Acțiunea mareelor în cele dou ă faze, care se succed în medie la un interval de
timp de 6 ore, este diferit ă în funcție de caracteristicile țărmului. La țărmurile înalte
valul de flux izbe ște versanții provocând fisurarea, fragmentarea și căderea de blocuri
mai rapid sau mai lent în func ție de rocile care intr ă în alcătuirea lor. Rezult ă un țărm
stâncos, cu multe insule și blocuri pr ăbușite. În lungul fluviilor curentul mareic se
propagă pe acestea și se întrep ătrunde cu scurgerea fluvial ă de unde un amestec de
ape, modifică ri în deplasarea apei înso țite pe de o parte de acumul ări de materiale
organice și minerale sub form ă de bancuri iar pe de alt ă parte de eroziuni asupra
malurilor, îndeosebi la gurile de v ărsare ale râurilor unde acestea suferă un proces
intens de l ărgire. La reflux retragerea apei m ării se însumeaz ă cu forța scurgerii apei
fluviului situaț ie care accentueaz ă eroziunea și transportul de ma teriale care vor fi
împrăștiate pe câmpia litoral ă mlăștinoasă. Pe ță rmurile joase atât cre șterile cât și
scăderea nivelului m ării se fac lent ceea ce rar conduce la modific ări majore în
peisajul general care este dominant de acumul ări bogate de nisip, materie organic ă,
terenuri ml ăștinoase și canale de scurgere a apei la reflux (ex. câmpiile din vestul
Olandei).
Concluzii – dinamica apei m ărilor și oceanelor se produce prin valuri, curen ți și
maree provocate de exercitarea unor ac țiuni din partea a diverș i agenți interni și
externi. Ace știa mobilizeaz ă m a s a d e a p ă, îi transmite energie care permite
manifestarea a trei procese – eroziune (abraziune), transport și acumulare. Procesele
se înregistreaz ă diferențiat de la un sector la altul al țărmului în func ție de interven ția
unor factori locali (roc ă, pantă etc.) și generali-zonali (climat). Eroziunea impune
dezvoltarea pe de-o parte a pant elor mari în proces continuu de retragere iar pe de alta
a unei suprafe țe de echilibru dinamic (platforma de abraziune). Acumularea este
legată de suprafe țele submerse cu pant ă foarte redusă , și de țărmurile joase unde sunt
extinse sectoarele de plaj ă.
3.Alte procese
Procesele specifice ac țiunii apei m ărilor se îmbin cu cele provocate de alț i
agenți externi în fâ șiile de țărm și care au un rol secundar.
Între acestea frecvente pe țărmurile înalte sunt pr ăbușirile, alunec ările de teren,
sufoziunea care se îmbin ă îndeosebi cu ac țiunea valurilor accelerând retragerea
versanților abrup ți mai ales când sunt forma ți din roci cu rezisten ță redusă.
În regiunile polare și subpolare valurile î și combină acțiunea cu dezagreg ările
prin geliva ție, izbirea versan ților de către blocurile de ghea ță antrenate de mi șcarea
apei mării etc..
În regiunile temperate și calde, procesele secundare de pe versan ții expuși
valurilor și curenților sunt – cele fizico-chimice (provocate de apa ce p ătrunde în

127
fisuri, crăpături, din cea ță și spargerea valurilor), dizolvar ea, procese biologice (unele
animale perforeaz ă rocile; o mas ă organică bogată conduce la diminuarea for ței
valurilor, curen ților etc.).

4. Formele de relief create prin dinamica apei m ărilor și oceanelor. Nu sunt
numeroase ca tipuri specifice dar variaz ă în lungul domeniului litoral prin
caracteristici morfometri ce, stadiu de evolu ție și nivel de asociere cu forme create de
alți agenți.
4.1. Faleza . Reprezint ă un versant abrupt (pante între 40 și 900) supus continuu
atacului apei m ării. Baza falezei se afl ă la nivelul m ării sau în cazul țărmurilor cu
maree ceva mai jos. Evolu ția este rapid ă în condițiile în care în alc ătuire sunt roci
moi, panta platformei de la baz ă este ridicat ă, apa mării este înc ărcată cu nisip, pietriș
cu care valurile izbesc partea inferioar ă a falezei unde creeaz ă firide. Prin creș terea
acestora în dimensiuni, mai ales în condi țiile unor furtuni repe tate, se ajunge la
slăbirea rezisten ței stratelor de roci de deasupra urmat ă de prăbușiri. Prin aceasta
abruptul falezei se retrage, la baza ei acumulându-se bolov ănișuri, blocuri între stânci,
toate fiind supuse unui proces de m ărunțire, uzura realizat de valuri. Microrelieful de
firide, trepte, poli țe, stânci etc. este mult mai complex când faleza este format ă din
roci dure iar adâncimea apei în vecin ătatea ei este mare (fig. 37).
În funcție de originea ini țială a abruptului de falez ă acestea se clasific ă în două
grupe, fiecare cu diverse subtipuri.
– Faleze create prin abraziune . Sunt ță rmuri abrupte a c ăror fizionomie este
impusă de procesele litorale într-o regi une de podi ș sau de munte vecin ă mării. Stadiul
de evoluție le separ ă în trei subtipuri.
• Faleze active unde abraziunea este deosebit de puternic ă iar la baz ă
rezultă a platform ă de abraziune cu stânci ș i acumulă ri băgate de bolov ănișuri; sunt
frecvent întâlnite pe țărmurile înalte unde are loc un eustatism pozitiv sau sufer ă
ușoare coborâri.
• Faleze nonfuncț ionale la care abruptul creat prin abraziune este situat
la limita extrem ă de manifestare a valurilor la fu rtunile cele mai puternice. Suprafa ța
de la baza acesteia și pe care se sparg valurile constituie o treapt ă de echilibru marin.
Se realizeaz ă în condițiile unei stabilit ăți de durat ă a poziției nivelului m ării și a unui
țărm alcătuit din roci cu rezisten ță mică situație în care faleza se poate retrage rapid
spre un aliniament pe usact unde valurile s ă nu mai ajung ă și ca urmare atacul lor s ă
devină nul.
• Faleză moartă reprezint ă sectoare de abrupt creat prin abraziune
marină care se afl ă la depărtare mare de poziț ia actuală a țărmului și unde apa m ării
nu mai ajunge nici la furtunile cele mai intense. Se întâlnesc la țărmurile regiunilor
care dup ă o perioadă de stabilitate când au rezultat faleze, au urmat ridic ări
epirogenetice cu intensitate mare. Astfel faleza a r ămas nefuncț ională și la distan ță în
interiorul uscatului.
– Faleze care iniț ial au alt ă origine . Includ versan ți abrupți supuși în prezent
acțiunii valurilor, curen ților marini dar a c ăror fizionomie a rezu ltat prin alte ac țiuni.
Între acestea sunt:
• Faleze tectonice – dezvoltate în lungul unor abrupturi de falie (ex.
Noua Zeeland ă).
• Faleze impuse de dezvoltarea unor insule vulcanice (în oceanele
Atlantic și Pacific).

128
La acestea abruptul sufer ă o retragere înceat ă, platforma de abraziune este scurt ă
sau lipsește iar adâncimea la care se afl ă relieful submers este de ordinul a sute de
metri.
4.2. Platforma de abraziune – reprezint ă o suprafa ță slab înclinat ă (3 – 50)
desfășurată de la falez ă spre interiorul m ării. Ea a rezultat printr-un proces de
retragere a falezelor în urma ac țiunii mecanice a apei m ării acționând cu intensitate în
condițiile în care adâncimile erau mai mari. Pe m ăsura retragerii falezei la baz ă se
extinde platforma stâncoas ă, dar mic șorarea pantei pe care înainteaz ă valurile
determină slăbirea forț ei de atac a acestora . Procesul conduce c ătre un final marcat de
o platform ă largă pe care apa m ării are adâncimi reduse iar va lurile „sparte” de abia
ating baza falezei. Dac ă se produc mi șcări epirogenetice care ridic ă platforma atunci
va începe dezvoltarea unei noi fa leze în cadrul acesteia; în situa ția în care mi șcările
coboară platforma abraziunea valurilor va reac tiva faleza contribuind la extinderea
platformei într-o faz ă nouă (fig. 37).
Pe țărmurile tectonice afectate de mi șcări sacadate au rezultat platforme în
trepte (Australia, Noua Zeeland ă). Pe cele din regiunile pol are procesele ce conduc la
retragerea falezei sunt abraziunea valurilor sprijinit ă de bucăți de ghea ță în acțiunea
de izbire, apoi dezagreg ările și chiar eroziunea glaciar ă. De altfel o bun ă parte din
platforme din lungul țărmului norvegian este rezultatul model ării realizat ă în fazele
glaciare de c ătre masa de ghea ță coborâtă din Alpii Scandinaviei. Situa ții similare au
fost în vestul ș i nord vestul Marii Britanii în pleistocen. Platforma continental ă largă
din nordul și nord vestul M ării Negre a rezultat printr-u n lung proces de nivelare
realizat din apele m ării atât la retragerea din pleistocenul superior cât și la revenirea
spre cotele actuale în timpul holocenului.
4.3. Plaja constituie suprafeț e joase cu nisip, pietri ș, materie organic ă
(îndeosebi cochilii, alge) situate deoparte și de alta liniei de țărm. Sunt extinse la
țărmurile joase (lungimi de zeci de kilometri, lăț imi de zeci ș i sute de metri) și înguste
și discontinui la cele înalte. Au material dominant nisipos în sectoarele alc ătuite din
roci cu rezisten ță redusă (gresii) sau unde pe platform ă litorală (submersă ) există
multe scoici (nisipul rezult ă din sfărâmare cochiliilor la țărmul românesc). Spre
deosebire de acestea la baza falezelor stâncoase din roci dure se dezvolt ă fâșii cu
pietrișuri bine rulate (pe coastele muntoase ale Italiei și din sudul Fran ței sunt gale ți
din calcare pe când în Faeroes din bazalte). Ș i climatul poate influen ța tipul de
depozite din cadrul plajelor. Astfel în regiunile calde și umede pe de-o parte alterarea
conduce la transformarea radical ă a rocilor (îndeosebi cele eruptive și metamorfice) și
ca urmare pe plaje vor predomina materi ale argilo-nisipoase , iar pe de alt ă parte
abundența vegetației va da mult ă materie organic ă. Opus, la ță rmurile din ținuturile
reci polare dezagregarea și abraziunea vor impune pietri șuri și blocuri rotunjite cu
dimensiuni mari.
În situaț iile în care platforma continental ă a fost ini țial o câmpie litoral ă ce-a
suferit un proces de coborâre fiind invadat ă de apele m ării, cea mai mare parte din
masa de nisip deplasat ă de valuri, curen ți provine din stratele de roci sedimentare. În
alte cazuri la origine materialele au fost morene ale ghe țarilor continen tali depuse pe
câmpie sau chiar la marginea ve chilor calote ale acestora (pe țărmul baltic și al
M.Nordului).
Morfologia plajei depinde de alc ătuirea și dimensiunile ei dar și de forța și
durata valurilor. Frecvent în cadrul plajei se separ ă trei sectoare.
• Plaja submers ă, constituie fâ șia permanent acoperit ă de apă; are extindere pe
platformele cu adâncime redus ă; există nisip, pietri ș și acumulări de cochilii de scoici
sub forme variate. Cordoanele și bancurile de nisip sunt cele mai mari acumul ări. Se

129
desfășoară pe lungimi de zeci, sute și chiar mii de metri, au configura ție alungită ,
curbată și de cele mai multe ori sunt asociate. Ma joritatea sunt submerse alternând cu
spații de mare ceva mai adânc ă. Când acumul ările sunt bogate se ajung la cordoane
emerse care sunt paralele cu ță rmul sau care leagă insulele între ele dar și cu țărmul.
Nisipul este antrenat de curen ți din materialele acumulate de platforme sau don
aluviunile aduse de fluvii. Cor doanele de denumiri variate – săgeți (sunt foarte lungi
și înguste), perisipuri, bare, grinduri. Aici au o dinamică activă, în lungul lor
separându-se sectoare în retragere supuse ac țiunii valurilor și sectoare liniș tite unde
domină acumularea. Între cordoanele înguste sau în locurile unde se realizeaz ă
asocierea lor exist ă, mult timp, canale prin care se produce o circula ție a apei m ării
(așa zisele porti țe).
În lungul unui țărm crestat, cu golfuri, stânci, platform ă litorală la adâncime
mică și râuri care aduc multe materiale etc ., se poate ajunge, prin dezvoltarea de
cordoane de nisip, la trei situa ții – bararea golfurilor și formarea unor lacuri de tip
liman fluvio-maritim, și la unirea insulelor cu țărmul prin una sau mai multe
acumulări lineare (lido).
Cordoanele submerse care ating lungimi de mai multe sute de metri și care sunt
supuse ac țiunii valurilor poart ă numele de dune hidraulice. Mobilitatea cordoanelor
se face la valurile puternice create de furturi. În rest valurile de hul ă genereaz ă o
micromorfologie cu „riduri” para lele între ele dar perpendicular ă pe direc ția de
propagare a mi șcării apei. Au dimensiuni decimetrice ca lungime și de ordinul
centimetrilor ca l ățime și înălțime. Mobilitatea acestora este mare și ca urmare durata
existenței este redus ă
• Plaja propriu-zis ă – reprezintă sectorul pe care valurile se deplaseaz ă în
permanen ță provocând cele mai multe modific ări de alcătuire și micromorfologie. Au
un profil trnasversal în dou ă trepte – cea superioar ă cu stabilitate mai mare afectat ă
doar la valurile mai mari și cea inferioar ă supusă unei nivel ări continui. Este mai
aplatisată la țărmurile nisipoase și mai accentuat ă la cele cu pietri șuri și bolovănișuri.
Valurile (mai ales cele mari) creaz ă îndeosebi în s ectorul superior, festoane de nisip
sau pietriș (creste), apoi acumul ări sub form ă semicirculară (coarne de plaj ă) care se
păstrează mai mult sau mai pu țin în func ție de alc ătuire; pot fi observate și
microfaleze.
• Plajă superioar ă – este fâ șia de nisip cu în ălțimi de mai mul ți metri situat ă fie
la nivelul valurilor de furtun ă fie la cel al fluxului maxi m. Ca urmare, rareori este
acoperită de apă. Pe aceasta nisipul adus de valuri, dar mai ales spulberat de vânt de
pe plaja propriu-zis ă în cele mai multe cazuri formeaz ă dune longitudinale , paralele
cu țărmul, asimetrice cu latura abrupt ă spre mare. Frecvent au în ălțimi de câțiva metri,
lungimi de mai mul ți zeci de metri, între ele existând depresiuni interdunare. Valurile
provocate de furtun ă crează faleze cu pante mari pe care nisipul se n ăruie. În cea mai
mare parte vegeta ția ierboas ă și arbustiv ă le acoper ă dar exist ă și sectoare active care
„fumegă” la furtuni. Cele mai importante mase de nisip au fost acumulate la finele
pleistocenului și începutul holocenului (vestul Fran ței – la Bordeaux, în M.Britanie la
nord de Liverpoole etc.). Aici spa țiul cu dune se întinde pe zeci de kilometri, dunele
având dimensiuni foarte mari.
4.4. Estuarele sunt gurile de v ărsare ale fluviilor la care se produc intens
mareele ce au amplitudini de câ țiva metri. Pot fi și la țărmurile joase dar și la cele
înalte îns ă unde platforma litoral ă este îngust ă și prezintă o pantă mare situa ții care
favorizeaz ă circulația apei în sensurile impuse de flux și reflux. La marile fluvii
efectele mareei se simt în lungul acestora pân ă la distanțe însemnate (cca 1500 km pe
Amazon, 500 km pe Sf. Lauren țiu, 200 km pe La Plata, pe ste 140 km pe Sena etc.)

130
fiind însoț ite de consecin țe. Astfel la flux prin ridicarea nivelului apei m ării și
pătrunderea lor în albia fluviului se realizeaz ă nu numai oprirea curgerii apei acestora
dar și crearea unor curen ți de sens contrar și decantarea aluviunilor. În timpul
refluxului când nivelul m ării scade se produce o accelerare a scurgerii (are loc
însumarea forț elor impuse de maree și de fluviu) înso țită de deblocarea unei mari p ărți
din materialele acumulate care vor fi depuse pe platforma continental ă. Dacă panta
acesteia este redus ă atunci se ajunge la d ezvoltarea de cordoane și formarea de delte.
4.5. Deltele sunt forme de relief cu dimensiuni variabile care au luat na ștere în
regiunea de v ărsare a fluviilor unde se întrunesc mai multe condi ții:
– râurile trebuie s ă transporte un volum însemn at de aluviuni iar curgerea s ă aibă
viteze mici;
– platforma litoral ă să fie extinsă cu pantă mică;
– manifestarea mareelor s ă fie redusă sau să lipsească;
– să nu existe curen ți litorali sau ace știa să acționeze la distan ță mai mare de
țărm;
– vărsarea să se realizeze în golfuri.
Efectul principal va fi acumul area aluviunilor transportate înso țite de: crearea de
grinduri submerse și emerse, dezvoltarea de despletiri și de brațe noi care vor înainta
spre mare, ridicarea nivelului platformei și indirect reducerea pantei generale a ei
urmată de accelerarea procesului de depunere a materialelor c ărate de fluviu,
dezvoltarea de insule care se vor acoperi de vegeta ție.
În condițiile în care v ărsarea se face în golfuri cu platform ă extinsă la adâncime
mică iar în vecin ătate sunt curen ți litorali slabi, ace știa pot contribui la dezvoltarea
unor cordoane litorale aproape paralele cu ță rmul; ele pot bara golfurile creând în
spate un sistem de lacuri (lagune), bra țe principale și secundare separate de grinduri
cu dimensiuni variabile.
Înaintarea deltelor în spa țiul marin se face prin a lternarea în timp a importan ței
brațelor în procesul de aluvionare. Dar, viteza de extindere sl ăbește treptat întrucât
ieșind din arealul golfurilor vor ap ărea condiț ii noi – adâncimi și pante mai mari,
puterea de eroziune a valurilor și a curenților marini, diminuar ea debitului solid al
fluviului ca urmare a acumul ărilor ce au loc în delt ă. Se poate ajunge în timp la
atingerea unei limite extreme de dezvoltare a deltei situa ție în care se vorbe ște de o
barare natural ă a acesteia.
Evoluția spațiului din delt ă se realizeaz ă în principal în dou ă direcții determinate
de raportul dintre procesul de acumulare ș i gradul de stabilitate a nivelului apei m ării.
Astfel în condi țiile unei aluvion ări bogate și a menținerii aproape constante a nivelului
mării se produce o colmatare a întregului spa țiu deltaic și transformarea lui într-o
câmpie litoral ă mlăștinoasă. Prin diverse lucr ări antropice (desec ări, diguri, dragaje pe
brațele principale etc.) procesul poate fi accelerat și treptat spa ții întinse din delt ă să
fie transformate în câmpuri agricole (de tipul polderelor). Deci o evolu ție de la fluviu
care se vars ă în golf, delt ă incipient ă, golf barat (lagun ă) cu amplificarea proceselor
deltaice-câmpie ml ăștinoasă – câmpie de tip polder. Este cazul multor delte din lume
(Pad. Rhon, Guadalquivir etc.).
A doua situa ție poate fi legat ă de modificarea poziț iei nivelului m ării în plan
orizontal sau pe vertical ă urmare fie a unei coborâri sau ridic ări neotectonice locale fie
a înregistră rii unui eustatism negativ sau pozitiv. Subsiden ța și ridicarea nivelului
mării împiedic ă dezvoltarea deltelor iar atunci când procesul se produce dup ă ce delta
s-a format se ajunge la o evoluț ie regresiv ă a ei prin înaintarea apelor m ării în spațiile
joase și chiar revenirea la stadiu l de golf. Ridicarea uscatului sau coborârea nivelului
mării conduc la accelerarea transform ării deltei în câmpie litoral ă. Între aceste

131
extreme sunt multe situa ții intermediare, diferen țierea fiind determinat ă de condi țiile
locale de evolu ție inclusiv de cele condi ționate de deosebirile de natur ă climatică
(deltele fluviilor Lena, Makenzie de regiunile polare în raport cu cele ale Nigerului și
Gangelui din zona cald ă.
– Tipuri de delte . Condițiile regionale au determ inat un anumit specific al
evoluției deltelor de unde forma pe care au c ăpătat-o. Cele dou ă componente (forma și
evoluția) sunt luate de cei mai mul ți geomorfologi drept criterii de baz ă în
diferențierea de tipuri și subtipuri. Frecvent se disting (fig. 37):
• delte lobate – la care există două -patru bra țe prin care fluviul se vars ă
în mare unite prin grinduri crea te de fluviu (paralele cu braț ele) și curenții litorali
(transversale) prin pozi ția aproape perpendicular ă pe braț ele principale. Pe baza
poziției și numărului acestora se pot reconstitui faze în evolu ția deltei. Între cursurile
principale sunt lacuri, bra țe secundare, mla știni. Exemple tipice sunt Dună rea, Volga,
Lena, Pecioara etc.;
• delte triunghiulare sunt specifice fluviilor mai mici și care nu se vars ă
în golfuri. Ele înainteaz ă printr-un bra ț, aluviunile aduse sunt acumulate în grinduri
care pornesc de la gura de v ărsare spre ță rm; între acestea sunt suprafe țe restrânse cu
lacuri, terenuri mlăștinoase care prin drenare și diguri sunt transformate în câmpuri;
este situația Tibrului;
• delte digitate – sunt caracteristice fluviilor mari care au un debit solid
enorm ceea ce face ca înaintarea s ă fie rapidă (la Mississippi cca 5 m/an) ș i simultan ă
pe mai multe bra țe; își dezvoltă brațe secundare; în spate, între cursurile principale
rămân terenuri cu lacuri, mlaș tini, ostroave.
• delte barate sunt cele la care înaintarea s-a oprit datorit ă fie a creșterii
rapide a pantei și adâncimii platformei (aluviunile se împr ăștie) fie intersect ării de
către brațele a unui curent marin principal (pre ia aproape tot volumul de materiale
transportate); este situa ția deltelor Nilului și Gangelui.
La acestea se adaug ă multe subtipuri care reflect ă condiții locale ce intervin în
mersul general al evolu ției și care se transpun în forme variate fie în situa ția unei
dezvoltări (expansiune) fie în cea de involu ție (delte în stadii diferite de înecare,
acoperirea cu ap ă a uscatului și de degradare).
4.6. Terasele litorale s-au dezvoltat pe țărmurile regiunilor de podiș sau de
munte care au suferit o evolu ție în cuaternar caracterizat ă prin ridic ări sacadate ori au
fost supuse unui eustatism repetat.
Acțiunea valurilor în timp îndelungat conduce la retragerea falezelor în fa ța
cărora sub ap ă se dezvolt ă o suprafa ță stâncoasă, mai nou ă lângă versantul abrupt și
din ce în ce mai veche și mai neted ă către interiorul bazi nului marin. Aceasta
reprezintă o platform ă de abraziune și corespunde unei faze de echilibru dinamic.
Dacă nivelul m ării coboar ă sau uscatul sufer ă o ridicare (epirogenez ă pozitivă ) atunci
platforma devine uscat iar marginea extern ă a ei va fi atacat ă de valuri ce vor crea o
faleză nouă . În acest fel veche platform ă capătă caracterul unei trepte (teras ă) ce
domină cu mai mul ți metri (uneori zeci de metri) linia de țărm. Întrucât ea este numai
rezultatul procesului de eroziune marin ă i s-a dat numele de terasă de abraziune . Pe
țărmurile înalte, muntoase ale M.Mediterane un de în cuaternar s-au înregistrate atât
epirogeneze pozitive dar și un eustatism însemnat exist ă 3-5 trepte de acest gen.
4.7. Atolii reprezint ă construcții insulare specif ice realizate în timp îndelungat de
către milioane de corali. Acestea sunt animale care tr ăiesc în regiunile oceanice cu
climat cald (temperaturi medii lunare în jur de 200) pe platforme insulare (sec ționate
prin abraziune de c ătre apa oceanelor când nivelul aces tora era coborât eustatic) care
se află la adâncimi de câ țiva metri (pân ă la 25 m) unde exist ă o bună oxigenare a apei.

132
După moartea animalului r ămâne doar scheletul calcar os pe care se dezvolt ă alte
generații de corali. Situa țiile cele mai complexe de care sunt legate atoli cu
dimensiuni mari pe vertical ă sunt legate de insulele care sufer ă un lent proces de
lăsare. Atolii tipici au ca specific – construc ții coraligene cu desf ășurare inelar ă (în
centru este o depresiune cu ap ă de mare și adâncimi de 10-100 m – numite lagon;
comunică prin porti țe cu oceanul) și care este delimitat ă de pante abrupte. Recifele
coraligene sunt construc ții mari care leag ă mai multe insule iar barierele coraligene
sunt ansambluri de recife pe distan țe de zeci și sute de kilometri lungime (Marea
barieră din estul Australiei).
5.Tipuri de țărmuri.
Există o mare diversitate de țărmuri care se deosebesc prin form ă, dimensiuni,
evoluție, grad de antropizare. La toate aceste aspecte concur ă diverși factori locali
care favorizeaz ă sau restric ționează acțiunea apei m ării ce exercit ă la contactul cu
uscatul ac țiuni de eroziune, transport și acumulare generând forme deosebite. Factorii
pot fi legaț i de caracteristicile regiunii continentale la contactul cu marea și cei legați
de mobilitatea și forț a de atac a valurilor și curenților.
În prima grup ă însemna ți sunt mai întâi cei de natură geologică precum
alcătuirea petrografic ă, desfășurarea stratelor în structuri ce creeaz ă condiții de
favorabilitate sau de restric ționare a ac țiunii marine (îndeosebi a valurilor, mi șcările
de ridicare sau de l ăsare tectonic ă etc.), cei geomorfologici (în ălțimea uscatului,
înclinarea versan ților în sectorul de contact cu mare, gradul de fragmentare al
marginei continentului de că tre rețeaua de v ăi, dimensiunile și forma golfurilor etc.),
climatici (impun nuan țări în asocierea și intensitatea proceselor ce au loc în lungul
țărmului; reflectarea evolu ției climei P ământului în cuat ernar în asocia țiile nivelului
oceanic cu consecin țe în modelarea țărmurilor de la o faz ă la alta). În cea de-a doua
importanță au frecven ță locală a furtunilor, direc ția curenț ilor în raport cu linia de
țărm și distanța față de acesta etc.
De-a lungul anilor pe de o parte au fost analizate și prezentate numeroase tipuri
de țărm ce au desf ășurare regională , locală iar pe de alta s-au realizat grupă ri după
diferite criterii, cele mai frecvente fiind cele bazate pe altitudinea, geneza și evoluția
lui. În acest sens se pot separa (fig. 38, 39):
– Țărmuri înalte . În aceast ă grupare se includ țărmurile dezvoltate la contactul
mării (oceanului) cu mun ți, podișuri sau dealuri care se termin ă prin versan ți relativ
abrupți cu diferen ță de nivel de cel pu țin câțiva metri. Le sunt specifice falezele și în
multe situa ții platforma de abraziune cu stânc ărie, acumulă ri de bolovă nișuri și
pietrișuri rulate dar ș i fâșii de plaje cu pietri ș și materie organic ă (îndeosebi fragmente
de scoici). Se impun câteva subtipuri, devenite clasice prin frecven ța prezentă rii în
lucră rile de specialitate.
• Țărmurile cu riass – sunt legate de regiun i unde frecvent se asociaz ă
condițiile: alcătuirea din roci rezistente la atacul m ării, fragmentarea produs ă de râuri
cu debite medii, producerea mar eelor cu amplitudini de cel pu țin un metru. În
configuraț ia țărmului se remarc ă mai întâi gurile de v ărsare ale râurilor deschise sub
forma unor pâlnii care la flux au func ționalitate de golfuri ia r la reflux se transform ă
în terenuri ml ăștinoase cu insule de nisip, ochiuri de ap ă și acumulări de material
organic (cochilii de scoici, alge etc.). Dac ă la flux apele golfului se prelungesc mult în
interiorul uscatului permi țând naviga ția la reflux ele se retrag spre largul m ării lăsând
până la ță rm o fâșie exondat ă, mai mult sau mai pu țin lată , din plaja submers ă ce are
caracter nisipos-ml ăștinos. Între golfuri țărmul este abrupt dar la reflux cap ătă o fâșie
de plajă cu pietrișuri și bolovănișuri bine rulate. Prin retragerea general ă a țărmului în
fața sa rămân fragmente stâncoase care la flux s unt insule iar la reflux martori ce

133
domină plaja. Construirea de cordoane de nisip poate conduce la unirea lor cu țărmul
și realizarea unui subtip de țărm cu lido. Astfel de țărmuri s-au individualizat mai ales
în regiunile de podi șuri hercinice (Bretagne, Sardinia etc.).
• Țărmurile cu fiorduri sunt frecvente la marginea regiunilor înalte
muntoase care au fost acope rite de calote glaciare în pleistocen. Masa de gheață care
coboară din calot ă urmărea văile preglaciare și apoi o parte din șelful exondat în urma
coborârii nivelului oceanului a realizat prin eroziune v ăi adânci cu praguri (în rocile
dure) și bazinete depresionare adânci în spatele acestora, dezvoltând un profil
transversal în forma literei „U” și unul longitudinal în trepte. Dup ă topirea calotei și
ridicarea nivelului oceanic apele acestuia au inundat o bun ă parte din sectorul inferior
al văilor (uneori cu o lungime de peste 1 k ilometru) transformându-le în golfuri
încadrate de versan ți abrupți și cu adâncime de zeci de metri. Sunt specifice în
Norvegia, Labrador, Chile (sud), Sco ția etc. Alc ătuirea petrografic ă, structura
geologică, înălțimile regiunilor care au suferit o astfel de evolu ție ca și volumul de
gheață și durata exercit ării acțiunii lui au condi ționat diversificarea acestui tip de țărm.
• Țărmul cu canale (tip dalmatic) – este întâlnit în vestul Croa ției și
Sloveniei. Aici Marea Adriatic ă intră în contact cu o regiune de uscat muntoas ă cu o
structură geologică cutată cu sinclinale și anticlinale paralele cu linia de țărm.
Ridicarea nivelului m ării în holocen a dus la inundare a sectoarelor jo ase care în
majoritatea situa țiilor au reprezentat v ăi și depresiuni pe sinclinale, sectoare faliate
etc. Între acestea au r ămas insule care corespund anticlin alelor. De aici specificul
țărmului cu insule separate de canale paralele.
• Țărmurile tectonice sunt cele a c ăror desfășurare și evoluție au fost
puternic influen țate de către tectonic ă. Sunt ță rmuri tinere (neogene și cuaternare),
faliate și în majoritate cu platforme de abra ziune reduse ca dimensiuni. Caracteristice
sunt două subtipuri. Primul este frecvent la multe insule din Oc. Pacific (de aici și
numele). În cazul lor falier ea este relativ paralel ă cu linia de țărm. Ca urmare falezele
sunt abrupte, n-au șelf iar la cele în care fragmentarea tectonic ă a fost mai intens ă apar
aliniamente de insule (horsturi) și canale (grabene) aproape paralele. La cel de al
doilea subtip fie liniile de falie ce încadreaz ă horsturi ș i grabene fie o structur ă cutată
parțial fragmentar ă sunt orientate perpendicular pe linia de țărm. În aceste condi ții
țărmul are o configura ție sinuoas ă cu peninsule și insule (horsturi, anticlinale, sectoare
formate din roci dure) separate de golfuri relativ înguste (pe sinclinale grabene sau la
gurilor văilor adâncite în roci cu rezisten ță mică). Evoluția este ceva mai rapid ă la
țărmurile alc ătuite din roci sedimentare și unde în golfurile cu adâncimi reduse sunt
aluvionări bogate produse de râurile care se vars ă în ele. Astfel de țărmuri sunt în
nordul Marocului sau în vestul Asiei Mici.
• Țărmurile vulcanice sunt legate de regiun ile marine unde se produc
erupț iile de materie topit ă. Sunt caracteristice majorit ății insulelor dezvoltate în lungul
dorsalelor oceanice, în ariile de subduc ție sau legate de faliile de transformare (în
oceanele Pacific, Atlantic, Indian). Țărmul este abrupt, lipsit de platforma
continental ă și ca urmare adâncimile m ărilor sunt mari; prezint ă golfuri cu dezvoltare
limitată încadrate de stânci rezultat e din consolidarea lavei. Evolu ția lor este rapid ă
când în alc ătuire predomin ă aglomeratele vulcanice și înceată când au rezultat prin
solidificarea lavelor.
– Țărmurile joase s-au individualizat predominant la contactul câmpiilor cu
marea. Dar sunt și regiuni cu platforme litorale extinse și cu adâncimi reduse unde
printr-o aluvionare și sediment ări bogate s-au dezvoltat s ectoare cu delte, lagune,
limane cu desf ășurare larg ă. Ca urmare, aici prin evolu ție, în fața unor faleze devenite
nonfuncționale s-au impus diverse tipuri de țărmuri joase. Procesul este accelerat în

134
regiunile unde au loc u șoare ridică ri tectonice ceea ce face ca o bun ă parte din
platforma litoral ă să devină emersă .
Specificul țărmurilor joase este dat de: prezen ța suprafeț elor joase și netede cu
pante generale reduse atât pe uscat cât și la marginea bazinului maritim, o dinamic ă a
apei mării legată de valuri și de curen ți cu desfășurarea aproape paralel ă cu linia de
țărm, acumulă ri bogate de nisip, argil ă și materie organic ă sub forme de relief variate
ca înfățișare și dimensiuni, lipsa sau producerea cu intensitate mic ă a mareelor. În
cadrul acestei grupe se disting:
• Țărmurile cu lagune – sunt legate de sectoarele cu golfuri și platforme
litorale la mic ă adâncime unde curen ții și valurile creeaz ă cordoane de nisip extinse.
Treptat, în condiț ii de stabilitate tectonică cordoanele se unesc, închid golfurile
separându-le de mare. Un timp se mai pot p ăstra legă turi prin sectoare înguste
(portițe) aflate între cordoane. Spa țiul acvatic închis (laguna) poate evolua de la lac cu
apă sărată, la lac cu ap ă salmastră, dulce (dac ă există un aport prin râuri însemnate)
pentru ca printr-o aluvionare bogat ă să se transforme în terenuri ml ăștinoase ce pot fi
drenate și să li se dea o valorificare economic ă. Dacă regiunea sufer ă o ridicare u șoară
procesul poate fi accelerat iar dac ă au loc coborâri se poate re veni la stadiul de golf.
Astfel de ță rmuri sunt în nord vestul M ării Negre, la Golful Mexic (fig. 38, 39).
• Țărmul cu limane – se dezvolt ă la gurile de v ărsare ale unor râuri cu
debit redus cu condi ția ca pe platforma litoral ă curenții de apă să dezvolte cordoane de
nisip. Ele bareaz ă vărsarea râurilor și ca urmare în spatele limbilor de nisip prin
acumularea apei rezult ă un lac (liman). Acesta poate evolua la fel ca și laguna, fie spre
un mic sector de câmpie fie spre desfiin țare (lăsarea platformei sau modificarea
debitului râului). Exemple în nord-vestul M ării Negre.
• Țărmul cu delte este specificul fluviilor care au un debit solid bogat și
se varsă în golfuri cu platform ă litorală la mică adâncime și unde mareele lipsesc sau
au o amplitudine redus ă. În funcție de condi țiile locale se produc înaint ări pe unul sau
mai multe bra țe, asocieri de cordoane litorale create de curen ții maritimi cu grinduri
paralele cu bra țele fluviului; ele închid spaț ii lacustre sau ml ăștinoase. Prin amenaj ări
porțiuni însemnate din spa țiile deltaice au c ăpătat diverse forme de valorificare
economic ă (deltele Padului, Tibrului, Guadalquivir, Dun ării, Volgii, Mississippi etc.).
• Țărmul cu lido – rezultă prin dezvoltarea de co rdoane de nisip pe o
platformă litorală largă situată la adâncimi reduse și unde există insule. Curen ții și
valurile orienteaz ă cordoanele de nisip (lido) de la insule la țărm creând una, dou ă sau
mai multe leg ături între acestea care delimiteaz ă spații închise cu ap ă de mare și
sectoare de plaje variate. Apar pe țărmurile Adriaticei, Golfului Mexic, în Sardinia
etc. (fig. 38-39).
• Țărmul cu watt – apar ține regiunilor de platform ă puțin adâncă cu
acumulări bogate de nisip și cochilii sub form ă de bancuri, cordoane. Aici se produc
maree cu amplitudine ridicată situație care face ca la flux cea mai mare parte a
spațiului să reprezinte insule și canale întortocheate iar la reflux o plajă întinsă cu
denivelări (în nordul Germaniei și în vestul Olandei).
• Țărmul cu skjar este frecvent la marginile câmpiilor ce-au fost
acoperite de calote de ghea ță în cuaternar. În urma topirii ghe ții pe de o parte pe
suprafața lor au r ămas diferite morene, blocuri eratice, culoare de scurgere a apei
subglaciare etc. iar pe de alta s-a realizat ridicarea nivelului m ării cu mai mul ți metri.
Ca urmare, a rezultat un țărm cu numeroase insule (por țiuni din morene sau blocurile
eratice) și canale. Se pot remarca la țărmul Finlandei sau Suediei.
• Țărmul aralian reprezint ă o câmpie cu dune de nisip care este par țial
acoperită de apele m ării (sudul M.Aral). În acest fel dunele devin insule, uneori

135
orientate pe direc ția vânturilor dominante. Se pot vedea și pe țărmul Marocului la
nord de Rabat.
• Țărmul cu mangrave este specific regiunilor cu platforme litorale cu
adâncimi reduse din zona cald ă unde se produc maree cu amplitudini ridicate. Aici se
dezvoltă o vegeta ție bogată cu un sistem radicular extins ceea ce face ca vegeta ția
extrem de dens ă să nu fie afectat ă de producerea fluxului și refluxului.
• Țărmul cu estuare este întâlnit atât la țărmurile înalte cât și la cele
joase condi ția esențială este realizarea de maree la gurile de v ărsare ale unor fluvii.
Producerea lor asigur ă navigația în interiorul uscatului pe distan țe mari dar numai în
timpul fluxului și un regim specific de modelare în albiile fluviilor și pe platforma
litorală.
6. Evoluția liniei de ță rm și a litoralului pe ansamblu
În timp configura ția țărmului suferă modifică ri multiple impuse de atacul
valurilor, curen ților și influențate mult de numero și factori locali precum alc ătuirea
petrografic ă, structura geologic ă, aportul fluviatil, în ălțimea versanț ilor dai și a
adâncimea m ării etc.
– La țărmurile înalte se realizează erodarea peninsul elor, capurilor și insulelor
ceea ce conduce la retragerea falezelor și dezvoltarea de platforme de abraziune
stâncoase. Concomitent prin depunerea materialelor c ărate de curenț i, aduse de râuri
sau provenite prin moartea organismelor din ap ă se formează cordoane, bancuri
submerse și emerse care pot închide golfuri sau gurile de v ărsare ale râurilor luând
naștere lagune, limane etc. Pe ansamblu țărmul va suferi mai rapid (faleze din roci
ușor de dislocat, o dinamică accelerată a valurilor etc.) sau mai lent (roci rezistente,
lipsa platformei de abraziune sau ad âncimi ridicate ale acesteia, cantit ăți reduse de
materiale etc.) o evolu ție prin corectarea articula țiilor căpătând treptat o configura ție
aproape linear ă pe distan țe mari.
– La țărmurile joase și cu platforme extinse evolu ția este în general lent ă dar
ritmul modific ărilor și extinderii sau reducerii uscatului va fi condi ționat de volumul
de materiale ce se acumuleaz ă și de intensitatea valurilor, curen ților etc.
– Miș cările neotectonice de ridicare sau coborâre a ță rmului sunt înso țite de
schimbări semnificative ale evolu ției acestuia, uneori pe distan țe întinse. Când se
produc ridic ări se înregistreaz ă regresiuni ale nivelului m ării însoțite de exond ări ale
platformei litorale și dezvoltarea unui relief de câmpie litoral ă. Dacă țărmul a fost
înalt vechile faleze vor deveni nonfunc ționale, la baza lor va exista o fâ șie de
platformă stâncoas ă în care dac ă panta este mai mare și ridicarea rapid ă, valurile și
curenții pot crea o nou ă faleză. Prin aceasta vechea platform ă rămâne suspendat ă
căpătând caracter de teras ă de abraziune. Producerea procesului la un țărm jos cu
platformă submers ă întinsă determin ă extinderea câmpiei li torale prin suprafe țe
nisipoase uș or denivelate.
• Dacă au loc mișcări neotectonice negative rezultatele se pot concretiza în trei
direcții:
– un țărm jos de câmpie care se va îngusta c ăpătând unele golfuri mici la
gurile de v ărsare ale râurilor iar submers se va continua printr-o platform ă relativ
netedă;
– un țărm înalt ce-a avut teras ă de abraziune sau o plaj ă stâncoasă va
trece într-unul cu falez ă activă continuat ă submers cu o platform ă în trepte;
– un țărm înalt (tectonic) sub care adâncimile vor fi ridicate, î și va păstra
caracteristicile în raport cu ac țiunea apelor m ării; faleza va fi în continuare activ ă.
În condițiile existen ței unei îndelungate stabilit ăți neotectonice sau a lipsei
eustatismului procesele care se produc vor conduce nu numai la modificarea

136
configuraț iei liniei de ță rm ci și la transform ări succesive în suprafa ță (dinspre mare
spre interiorul uscatului). Va rezulta o suprafa ță de echilibru morfodinamic a c ărei
lățime și pantă generală depind de alcă tuirea litologic ă a ță rmului, de intensitatea
proceselor marine. La finele sec. XIX și în prima parte a sec. XX când erau la mod ă
teoriile generale de evolu ție a reliefului continental care în condi ții de stabilitate
tectonică îndelungat ă ajungea într-un stadiu final de câmpie de eroziune, s-au emis
idei și chiar dezvoltat ipoteze privind realizarea unei astfel de forme și prin
manifestarea proceselor de abraziune marin ă.
Verificări:
• Compara ți ptocesele care au loc la un țărm înalt și unul jos.
• Interpreta ți figurile din carte cu tipurile de țărm.
• Încadrați țărmul românesc la tipurile descrise în carte și în Dicționarul fizico-
geografic.
• Care sunt modific ările antropice principale realizate în zona litoral ă?
• Compara ți modul de realizare al proceselor la țărmurile din regiunile calde și
reci.

137
9. Vântul și relieful creat prin ac țiunile sale

Probleme:
– Vântul agent morfogenetic azonal.
– Mecanismul ac țiunii eoliene ș i formele de relief crea te; raporturile dintre
procesele eoliene și de altă natură în peisajul de șertic.

1. Vântul agent morfogenetic
Vântul constituie o form ă de exteriorizare a deplas ării maselor de aer pe
suprafețe și perioade de timp diferite. În func ție de condi țiile care faciliteaz ă mișcarea
aerului acest proces se va caracteriza prin vitez ă, intensitate, direc ție deosebite. Unele
se vor manifesta permanent pe aceea și direcție, aproape în fiecare lun ă a anului dar cu
viteze variate, altele vor fi de scurt ă durată sau periodice. Ca urmare, vânturile sunt
prezente aproape peste tot pe suprafa ța terestră dar au parametrii diferi ți de
manifestare. De aici pe de-o pa rte specificul polizonal al înregistr ării sale ca agent
extern iar pe de alta ca factor particular zonal în dezvoltarea anumitor forme de relief
(vânturi polare, vânturi de vest, musoni, brize, simun etc.). Totu și prin efectele sale se
pot separa dou ă situaț ii – regiuni unde au un rol esen țial în geneza și dezvoltarea
reliefului impunând pe ansamblu în peisaj caracteristicile sale (de șerturile și
semideșerturile calde și reci, crestele munț ilor înalți) și regiuni unde ac țiunile vântului
se asociaz ă celor manifestate de al ți agenți mergând de la stimularea acestora (crearea
de valuri, curen ți în lungul țărmurilor) pân ă la crearea de microforme proprii care se
alătură celorlalte.
Acțiunile morfogenetice ale sale depind însă de mai mul ți factori din care
unii sunt lega ți de însăși dinamica lor iar alț ii de condi ții locale, regionale impuse de
caracteristicile celorlal ți componen ți geografici ce definesc suprafaț a activă (mai ales
relieful, forma țiunile vegetale acoperitoare, roca etc.).
Factorii proprii în principal sunt: viteza, durata și frecvența. Desigur orice
vânt poate deplasa partic ule minerale pe distan țe diferite iar ac țiunea cumulat ă a
acestora s ă conducă la modific ări în alcătuirea și înfățișarea reliefului. Îns ă doar
vânturile care dep ășesc anumite viteze (ex. 30 km/or ă), durate (cel pu țin câteva zile) și
frecvență (repetabilitate) într-un an sunt cele care creaz ă un relief cu specific distinct
ce alcătuiește grupa formelor de relief eolian și respectiv peisajul eolian.
Alți factori precum alc ătuirea litologic ă (prin propriet ățile rocilor) a
suprafețelor supuse izbirii de c ătre masa de aer, prezen ța sau absen ța covorului
vegetal, gradul de umezeal ă al rocilor sau depozit elor de alterare, desf ășurarea
lanțurilor de mun ți și al culoarelor depresionare în raport cu direc ția vântului etc.
diversificat ă local și regional activit ățile acestui agent.
2. Procese și forme de relief rezultate
În general ac țiunea vântului se face prin coroziune, defla ție și acumulare, fiecare
având consecin țe distincte pentru morfologia regiunii.
2.1. Coroziunea și relieful rezultat (eroziunea eolian ă) se înregistreaz ă pe
suprafețele expuse vânturilor puternice și cu mare repetabilitate în timp. Producerea
este legat ă de trei condi ții: mai întâi vânturi puternice care pot antrena particule de
nisip, praf, gheață etc. care izbesc suprafe țe de rocă , stânci aflate pe direc ția de
propagare și apoi durata de manifestare și repetabilitatea ac țiunii (cel pu țin 20-40
cazuri într-un an).
Legat de prima cerin ță importan ță are mărimea particulelor pe care aerul le
antreneaz ă participând la lovirea și șlefuirea rocilor. Cele mai fine (sub 0,2 mm în
diametru pot fi deplasate pe distan țe mari în suspensie dar ac țiunea vântului înc ărcat

138
cu ele este redus ă (produce o șlefuire ușoară). Opus sunt particulele care dep ășesc
dimensiunea de 0,5 mm ajungând chiar la 1 mm care de și sunt transportate pe
lungimi reduse (câț iva metri) determin ă prin izbirea repetat ă a suprafeț elor de roc ă
expuse vânturilor puternice sl ăbirea legăturilor diverselor elemente din compunerea
acestora proces la care contribuie și dezagregarea, șiroirea etc. Când ele devin libere
vântul și gravitația le impun dislocar ea în locul lor ră mânând goluri. Ac țiunea este
puternică în munții din regiunile de șertice calde (Australia, Hoggar și Tibesti din
Africa, în Peru) dar și în regiunile litorale (Mauritania), în insulele polare (aici
participă în actul izbirii mai ales particule de ghea ță) și în regiunile alpine înalte din
zonele temperate (particulele de nisip se amestec ă cu cele din ghea ță).
Procesul de coroziune se produce pân ă la maximum 1,5 m deasupra suprafe ței
pe care se deplaseaz ă masa de aer fiind intens în treimea din baz ă unde forța vântului
este maxim ă. La înălțimi mai mari viteza acestuia sl ăbind competen ța se va reduce
treptat la particule sub 0,2 mm.
Prin coroziune frecvent rezult ă:
– alveole (goluri) cu dimensiuni variate care apar în locul buc ățelelor de roc ă
dislocate de pe suprafe țele expuse permanent furtunilor;
– forme de relief rezidual de tipul coloanelor, sfinc șilor, babelor etc. – a c ăror
configuraț ie este condi ționată de acțiunea combinat ă a coroziunii (activ ă în
vecinătatea bazei coloanelor) cu alte procese ( șiroirea, dezagregarea, alterarea,
dizolvarea, defla ția, gravita ția etc.). La acestea în afara alveolelor create pe suprafe țele
expuse se adaug ă șlefuirea muchiilor, rotunjirea col țurilor și proeminen țelor.
– dreikanterele (pietrele șlefuite) sunt bolovani care într-o prim ă fază au rezultat
prin dezagregarea stâncilor și versanților și care au fost transportate gravita țional sau
prin forța apelor de șiroire sau a pâraielor temporare la difertie distan țe. Asupra lor
coroziunea produce în timp șlefuirea muchiilor și suprafețelor expuse. Forma tipică de
piatră șlefuită pe trei suprafeț e constituie un stadiu avansat al manifest ării coroziunii.
El se înfăptuiește la pietrele mici care la marile furtuni pot fi r ăsturnate încât în mai
multe faze suprafe țele ce le compun sufer ă șlefuri succesive.
– yardangurile – sunt forme complexe rezultate în urma îmbin ării acțiunii
coroziunii cu defla ția. Se dezvolt ă în deșerturile lutoase sau grezoase, deci acolo unde
rezistența rocii la vânt este mic ă. Se dezvolt ă în lungul cr ăpăturilor din platouri a c ăror
desfășurare este paralel ă cu sensul vânturilor permanente. Prin coroziune și șiroire și
crăpăturile sunt lă rgite și alungite treptat. Se ajunge la crearea unor șanțuri aproape
paralele, adânci de la câ țiva decimentri la mai mul ți metri și lungi de zeci și sute de
metri. Formele evoluate îmbrac ă două aspecte – primul de microdepresiuni
asimentrice (latur ă abruptă spre vânt și prelung ă în sensul acestuia) și alungite
separate de platouri și cel de al doilea de șanțuri paralele separate de creste înguste.
2.2. Defla ția, acumularea ș i formele de relief rezultate:
Deflația este procesul de spulbera re a particulelor de praf și nisip fin. Se
produce pretutindeni unde aerul în mi șcare poate deplasa materialele. Puterea de
antrenare a vântului este dependent ă pe de-o parte de viteza și durata ac țiunii lui iar pe
de altă parte de dimensiunile particulelor, de obstacolele naturale (culmi muntoase,
deluroase, petece de vegeta ție etc.) ș i antropice.
Frecvent materialele foarte fine (diametre sub 0,1 mm) nu numai c ă sunt uș or de
dislocat dar ele sunt încorporate în masa de aer și antrenate pe distan țe foarte mari (la
furtuni în cazul vânturilor permanente ce afecteaz ă suprafețe întinse ajung la sute și
mii de kilometri – furtuni de praf). Par ticulele cu dimensiuni de 0,2 – 0,5 mm sunt
antrenate într-un proces de saltare pe zeci și sute de metri cu ridic ări (câți metri) și

139
coborâri succesive. În sfâr șit nisipul fin și grosier sufer ă doar rostogoliri sau u șoare
ridică ri (câțiva centimetri) pe distan țe scurte.
Capacitatea vântului de a disloca și antrena particulele este mult influen țată de
starea fizic ă a depozitelor de nisip, praf, mai al es sub raportul gradului de umezeal ă
(procesul este rapid dac ă acestea sunt uscate) și de acoperire cu iarb ă, arbuști
(dinamica este mare pe terenurile lipsite de vegeta ție). Pe m ăsură ce viteza vântului
scade, capacitatea de transport se reduce și are loc procesul de depunere selectiv ă
(mai întâi elementele mari și apoi treptat celelalte). De și cele dou ă procese se
corelează totuși în regiunile afectate de vânturi puternice ce au frecven ță deosebită în
cea mai mare parte a anului se deta șează areale unde defla ția este intens ă și areale în
care acumularea precump ănește, situații care se reflect ă și în alcătuirea peisajului
morfologic.
¾ Câmpurile de pietre din regiunile deș ertice (hamade, reguri ) constituie cele
mai întinse forme de relief a c ăror evoluție și fizionomie este influen țată de deflaț ie.
Inițial acestea au rezultat prin acumul ări gravita ționale sau la marginile interne ale
pânzelor de materiale transportate de apele de șiroire sau prin sp ălarea areolar ă. De
aici caracterul hete rogen al lor (acumul ări de blocuri, bolovani , pietre, nisip etc.).
Spulberarea permanent ă a elementelor fine a condus la o relativ ă omogenizare a
depozitului în componente cu dimensiuni mari.
Situaț ii similare dar cu caracter mai mult local se întâlnesc în regiunile reci. Aici
pe de-o parte la marginile calotelor de ghea ță vânturile au spulberat permanent praful
și nisipul din morenele frontale iar pe de alta în regiunile unde înghe ț-dezghețul a
produs mase de grohoti ș (se întind de la baza versan ților pe o bun ă parte a platourilor
structurale sau de eroziune) ce sunt s ărăcite continuu de part iculele fine prin ac țiunea
eoliană.
¾ Câmpurile de nisip se numesc erguri în Sahara, nefud în Arabia, kumuri în
Asia Central ă etc. Constituie cele mai mari acumul ări de praf și nisip modelate de
vânt și a căror provenien ță este legat ă de mai multe surse din care trei sunt deosebit de
însemnate.
Astfel nisipurile din de șerturile tropicale au rezultat fie din acumul ările de la
marginile mun ților acestora dar și prin depunerea unor imense conuri de aluviuni de
către râurile active din pleistocenul superior. Se adaug ă nisipurile spulberate de vânt
din câmpurile de pietre sau luncile fluviilor actuale.
În regiunile de țărm jos cu plaje extinse, indiferent de latitudine, vânturile
litorale orientate spre uscat produc acumula rea pe acesta a materialelor fine care
adesea cap ătă dimensiuni foarte mari (în vestul Angliei, în SV-ul Fran ței, Maroc etc.).
În regiunile aflate la latitudini med ii sursele principale de unde vânturile
transportă nisip sunt: luncile râurilor mari, unele câmpii care în cuaternar au fost
lacuri ce-au suferit o puternic ă umplere cu aluviuni aduse de râurile care se v ărsau în
ele.
Indiferent de situa ție vântul ac ționează asupra particulelor de nisip creând, în
funcție de viteză și durata manifest ării, o multitudine de forme de relief:
– Riduri – sunt cele mai simple forme având configura ția unor burle ți lungi de
mai mulți decimetri și înălțime de câ țiva centimetri; apar la viteze reduse pe suprafe țe
cu pantă mică și cu nisip uscat; au o desf ășurare perpendiculară pe direcția vântului;
se pot observa pe flancurile dunelor în mo mentele cu vânturi slabe, pe plaja extern ă cu
nisip uscat de la ță rmurile joase extinse și în general pe orice acumulare de nisip
redusă ca dimensiuni.
– Movile de nisip , cunoscute în Sahara sub numele de „ nebka ”; sunt acumul ări
mici de nisip în spatele unor obstacole (tufe, stânci).

140
– Fâșii de nisip , nisip cu praf, nisip cu z ăpadă etc. – întâlnite în regiuni cu
materiale pu ține pe care vântul le depune în sensul propag ării sale; sunt efemere în
timp, ca poziț ie și formă; sunt prezente pe trepte de lunc ă mai înalt ă după furtunile
produse în sezonul cald, apoi în etajul alpin și în ținuturile subpolare și polare
(acumulă ri nivoeoliene).
– Dunele – sunt cele mai frecvente forme de relief create prin deplasarea
nisipului de că tre vânt. Prezint ă configura ții, dimensiuni și evoluții variate în func ție
de modifică rile vitezei și direcției vântului.
Principalele subtipuri dup ă forma pe care o au sunt:
• Dune simple – sunt acumul ări sub form ă de valuri relativ paralele cu
lungimi de mai mul ți zeci de metri și înălțimi de 1-2 m; au o latur ă alungită pe direcția
vântului. În funcț ie de gradul de acoperire cu vegeta ție este și nivelul stabiliz ării lor.
Ca urmare sunt dune simple active lipsite de ierburi sau arbuș ti, dune izolate cu
smocuri de arbu ști care le asigur ă o relativ ă stabilitate, dune fixate de vegeta ție prin
proces natural sau plantate cu arbu ști sau arbori etc.
• Câmpuri cu dune paralele sau perpendiculare pe direcț ia vântului
separate de culoare inte rdunare în care de regul ă fiind umezeal ă se dezvolt ă vegetația.
• Barcane – sunt dune cu o frecven ță m a r e î n d e șerturile din Asia
Centrală; au distincte atât forma (semilun ă, corn) cât și evoluția (direcția vântului este
perpendicular ă pe fața convexă expusă deflației; acumularea se f ace mai ales lateral
unde dezvolt ă brațe). Prin unirea laterală a brațelor rezult ă „barcane în lanț ” ceea ce
imprimă peisajului un aspect distinct de șiruri ondulate de nisip separate de depresiuni
interdunare; rezultă pe acumul ări bogate de nisip pe care s-au înregistrat vânturi
intense.
• Dune cu form ă piramidal ă prezente în Sahara pe mase importante de
nisip uscat în condi țiile unor vânturi puternice (vârte juri); au latur ile netede sau
răsucite în spiral ă.
• Dune parabolice – sunt forme cu dou ă brațe paralele alungite ș i
dezvoltate mai mult sau mai pu țin egal; suprafa ța concavă este cea supus ă deflaț iei.
Există pe terenurile din regiunile litorale cu vânturi intense și perpendiculare pe țărm
unde apar asociate formând grup ări cu brațe inegal dezvoltate. La vânturile puternice
partea central ă a dunelor parabolice poate fi separat ă rezultând un alt tip de acumul ări
– dune longitudinale.
După locul în care se dezvolt ă și evolueaz ă sunt:
• Dune pe marile câmpuri de nisip – se află în regiunile de de șert și apar
sub cele mai variate forme.
• Dune litorale – sunt situate pe plaja extern ă pe care vânturile dinspre
mare au acumulat nisip spulberat de pe restul plajelor; izolat apar pe cordoanele de
nisip din delte, de la marginea lagunelor, perisipuri etc.; predominant sunt dune
simple dar ș i parabolice, longitudinale.
• Dune pe terasele unor râuri sau în areale limitate din depresiuni care
au dimensiuni mici și formă simplă; au grad diferit de acoperire cu vegeta ție.
¾ Acumulări de loess – ocupă suprafețe întinse în câmpiile și pe platourile
podișurilor din regiunile temperate. Sunt alc ătuite din praf (diametrul particulelor nu
depășește 5 μ), nisip foarte fin, argil ă și carbonați. Depunerea lor este în cea mai mare
măsură legată de acțiunea vântului iar locurile de provenien ță sunt marginale
regiunilor de șertice și semideșertice ca și cele de la exteriorul calotelor glaciare.
Loessurile au grosimi variabile (de la câ țiva metri la peste 100 m; sunt frecvente în
sudul Canadei și nordul S.U.A., Argentina, China etc.), pe ele dezvoltându-se o
micromorfologie specific ă prin procese de sufoziune și tasare.

141
3. Raporturile dintre vânt și alți agenți.
Vântul ac ționează peste tot pe suprafa ța terestră intrând în contact cu al ți agenți
externi și contribuind mai mult sau mai pu țin la crearea peis ajului morfologic.
Ponderea sa, imprimarea anumitor caracteristici ale reliefului depinde de nivelul
raporturilor care se stabilesc între agen ți și procesele acestora în func ție de diverș i
factori regionali, locali care stimuleaz ă diferențiat pe unii sau pe al ții. În acest sens
rolul vântului poate fi urm ărit în două direcț ii:
– vântul creator de forme de relief îndeosebi prin pro cese de acumulare situa ții
prezente în regiunile de șertice, de litoral jos cu pl ăji extinse sau în câmpiile
preglaciare; în multe situa ții acțiunile sale se situeaz ă pe primul plan în raport cu cele
ale altor agen ți (ape curg ătoare, meteorizare etc.).
– vântul asociat cu al ți agenți, stimulează ac țiunea altor procese. Este situa ția
frecventă pe cea mai mare parte a suprafe ței terestre. În acest sens sunt:
• crearea frecventă a valurilor și a unor curen ți a căror acțiune depinde și
de viteza impus ă deplasării maselor de ap ă de că tre vânt în func ție de care se
dobândește și intensitatea proceselor de abraziune și acumulare în fâș iile litorale;
• diversele materiale rezultate în urma dezagreg ării, alterării, șiroirii
spălării în suprafa ță prin defla ție sunt îndep ărtate și astfel noi suprafe țe de rocă
proaspătă sunt expuse atacului proceselor agen ților externi;
• realizarea acumul ărilor groase de loess conduce la declan șarea
proceselor de tasare și sufoziune care creaz ă un relief specific;
• în regiunile polare, subpolare, alpine și în sezonul rece în cele
temperate vântul faciliteaz ă pe de-o parte spulberarea z ăpezii și expunerea terenurilor
la procese de geliva ție iar pe de alt ă parte acumularea sub form ă de troiene care
produc protejarea solului dar ș i stimuleaz ă tasarea și alte procese crionivale.
Verificări:
• De ce vântul este agent morfogenetic polizonal?
• Care sunt factorii ce diferen țiază frecvența și intensitatea acț iunii vântului de la
o regiune la alta?
• Analizați prin compara ție principalele forme de relief de acumulare create de
vânt. Folosi ți imaginile din carte și explicații din dicț ionare fizico-geografice.

142

10. Omul – agent morfogenetic; relieful antropic

Probleme:
– Omul creator al formelor de relief.
– Influența indirecte ale ac țiunilor omului cauzatoare ale schimb ări
morfodinamice și în peisaj.

Deși existența omului ca fiin ță este împins ă frecvent cu 1,5 milioane ani în urm ă
(elementele cele mai îndep ărtate îl situeaz ă la cca 3 milioane ani), prezen ța sa ca agent
morfogenetic poate fi legat ă empiric de ultimile patru milenii din care în sensul cel
mai apropiat al no țiunii sunt ultimele dou ă secole (dominant din a doua jum ătate a
sec. XX). Implicarea sa în mediul geografic s-a conturat prin diverse ac țiuni ce-au
avut consecin țe imediate sau ulterioare, local; re gional iar în ultimele decenii și
globale asupra unor elemente ale acestuia in clusiv a celor din sfera reliefului. Ca
urmare, treptat, local și apoi regional s-au realiz at medii modificate prin ac țiunile
umane (antropizate, antropice) de la caracteristicile pur naturale ce-au impus treptat și
noțiunea de mediu înconjur ător (al omului) în care acesta se situeaz ă în centrul
sistemului subordonându-ș i elemente și relații din mediu care îi sunt necesare iar pe
de alta la modific ări locale de ordin calitativ ale lui cu consecin țe imediate în vi ța
omului. De aici s-a ajuns la necesitatea urm ăririi cu aten ție atât a modului în care se
realizează exploatarea resurselor de subsol și sol cât și asigurarea unei cât mai corecte
valorificări viitoare.
Pentru relief consecin țele activit ăților omului s-au produs sub dou ă direcții – de
creare de forme negative ș i pozitive de relief și de influen țare a dinamicei altor factori
care au condus la o anumit ă dinamică a proceselor agen ților externi cu reflectare în
peisajul morfologic local sau regional.
– Omul creator al formelor de relief . Principalele ac țiuni sunt excavarea,
nivelarea și depunerea (acumularea la al ți agenți). Prin acestea a dat na ștere voit la
multiple forme de relief cu dimensiuni variabile și cu evolu ții diferite în func ție de
constanța acțiunilor sale.
• Excavările s-au concentrat în spa țiile locuite (pentru funda ții, bazine,
pivnițe, subsoluri, gropi), în diverse tipuri de cariere (abrupturi de exploatare la unul
sau mai multe niveluri, trepte etc.), în spa ții agricole (canale de drenaj, iriga ții), de
navigaț ie (amenajarea bazinelor portuare etc.), industriale ( șanțuri pentru diverse
conducte, excav ări pentru instala ții, utilaje etc.) ș i hidrotehnice (sec ționarea
versanților, construirea de albii canalizate și tuneluri etc.). Ele implic ă operațiuni de
derocare, modificarea pantelor, realizar ea de forme negative de relief, teras ări etc.
toate concepute ș i executate pe baz ă de proiectă ri și cu respectarea unor norme
tehnice.
• Nivelările se fac în scopul prelu ării terenurilor, îndeosebi pentru
diverse construc ții. În acest sens sunt modific ările realizate în spa țiul urban pentru
locuințe sau ansambluri cu destina ții social-culturale, sportive etc. Se adaug ă cele de
pe platformele industriale, portuare și chiar unele terenuri cu denivel ări produse prin
alunecă ri, șiroire, tasă ri etc. ce urmeaz ă a fi folosite agricol. Procesul se realizeaz ă atât
prin secționarea formelor pozitive cât și prin umplerea excava țiilor.
• Depunerea (acumularea) de volum de rocă , sol și alte materiale se
realizează pe suprafe țe mici cu un scop dublu fie ni velarea unor microdepresiuni
naturale (crovuri, b ălți, pâlnii de sufoziune etc.) sau antropice (gropi, cariere etc.) fie

143
construirea unor forme pozitiv e de tipul haldelor, digurilor, iazurilor de decantare,
movilelor etc. Au form ă geometric ă precisă (frecvent trunchi de piramid ă) și
dimensiuni de ordinul zec ilor de metri. Se adaug ă barajele din beton și arocamente.
Deci omul realizeaz ă acțiuni în concordan ță cu scopurile de moment sau de
viitor care conduc la individualiz area de forme de relief pozitive și negative, dar și la
nivelă ri.
– Influen țe indirecte în schimb ări morfodinamice. Omul ca parte a sistemului
de mediu, legat prin multiple rela ții de elementele acestuia, ajunge s ă producă prin
acțiunile sale numeroase modifică ri în dinamica multor proces e generatoare de relief.
Între acestea semnificative sunt:
• îndepărtarea vegeta ției arbustive și arborescente de pe versant urmat ă
de o accelerare a proceselor de sp ălare în suprafa ță, șiroire, toren țialitate, alunec ări de
teren, surp ări etc.;
• secționarea versan ților și crearea unor pante locale mai mari conduce
la ruperea imediat ă a relațiilor dinamice echilibrate și la declan șarea de procese care
tind să restabileasc ă ceea ce s-a pierdut;
• plasarea unor diguri cu desf ășurare întins ă într-un bazin marin
influențează regimul de propagare al valurilor și curenților și prin aceasta specificul
modelării în diferite sectoare ale țărmului (abraziune, acumul ări) și chiar evolu ția lui;
• realizarea unui baraj hidroenergetic produce modific ări însemnate în
sistemul v ăii pe care a fost construit (se dezvolt ă un loc cu procese specifice lui;
dispar eroziunea și transportul fluvial iar acumularea cap ătă caracteristici noi la coada
lacului; oscila țiile de nivel ale lacului determin ă dezvoltarea de microterase etc.);
• folosirea unei agrotehnici neadecvat ă pe versan ții dealurilor face
posibilă declanșarea de procese geomorfologice ( șiroire, alunec ări etc.) care conduc la
scăderea rapid ă a potențialului solurilor terenurilor respective;
• plasarea unor construc ții (ex. diguri, poduri etc.) la parametrii inferiori
limitelor de producere a scurgerii din albiile râurilor favorizează revărsările și de aici
inundații pe spații extinse în luncile râurilor.
Verificări:
• Analizați modalitățile de acțiune a omului asupra medi ului în orizintul local și
descrieț i formele de relief rezultate.
• Extrageți din dicționarele geografice defini țiile principalelor forme de relief
antropic și le comenta ți.

144
11. ROCILE Ș I RELIEFUL SPECIFIC (MORFOLITOLOGIA)

Probleme
– Locul rocilor ca agent în geneza și evoluția unor forme de relief aparte.
– Relieful specific diferitelor tipuri de roci.

1. Morfolitologia – caracteristici generale
Agenții externi ac ționează asupra rocilor de la partea superioar ă a scoarței cu
care intră în contact. Prin natura lor rocile sunt eruptive, sedimentare sau metamorfice
și au în func ție de tip, subtip, o anumit ă alcătuire ceea ce se r ăsfrânge în
caracteristicile lor. Prin propriet ăți se stabilesc, în timp dar și local, regional di verse categorii de
relații cu agen ții care ac ționează asupra lor. Ca urmare, diferitele componente ale
rocilor vor fi mai ''sensibile'' sau nu la ac țiunile unui agent sau a mai multora. Deci
din ansamblul leg ăturilor (rela țiilor) unele vor avea rol esen țial, ele fiind impuse pe
de-o parte de una sau dou ă proprietăți ale rocilor, iar pe alt ă parte de unul sau anumiț i
agenți. Rezultatul se va reflecta în dezvoltarea mai întâi a unor forme de relief
specifice, individualizate numai pe o anumit ă grupare de roci ce au comun
proprietățile care au impus un anumit mod de ac țiune al agen ților externi iar în al
doilea rând dezvoltarea pe ansamblu a unui tip de relief distinct care se impune în
ansabmlul peisajului unei re giuni. Acesta este numit relieful petrografic. El reprezint ă
un ansamblu de forme create de agen ții externi pe anumite tipuri de roci în func ție de
proprietățile acestora. Partea de geomorfologie care studiaz ă mecanismul genezei și
evoluției, precum și caracteristicile lor se nume ște morfolitologie.
– Proprietățile rocilor ce au importan ță pentru relief .
Rocile au numeroase propriet ăți fizice și chimice dobândite în procesul form ării și
evoluției lor. Între acestea unele au un rol esen țial pentru mecanismul agen ților externi
facilitând anumite ac țiuni și un rol specific.
• Porozitatea și permeabilitatea. Prima se refer ă la volumul golurilor
existent într-o roc ă, iar cea de a doua la accesibilitatea aerului, apei etc. în ea. Cu cât
rocile au o porozitate mai mare cu atât permeabilitatea cre ște, iar posibilit ățile de atac
pentru procesele de alterare se multiplic ă. Rocile impermeabile reac ționează mai slab
la alterare, dar sunt intens afectate de eroziunea apei, ghe țarilor etc.
• Duritatea rocilor exprim ă rezisten ța acestora la atacul agen ților
externi. Exist ă unele sc ări de apreciere a ei, valoarea cea mai mic ă fiind acordat ă
rocilor necoezive (nisipuri), iar ce ma i mare, rocilor compacte cu porozitate și fisurare
reduse (ex. granite, bazalte etc. ). Duritatea depinde de gradul de heterogenitate al rocii
(rocile omogene opun o rezisten ță mai mare decât cele heterogene; ex. calcarul în
raport cu conglomeratul), de climatul în care se afl ă (în climatul cald și umed
comportamentul oric ărei roci este diferit în raport cu cel din climatul cald și uscat sau
rece continental etc.) etc. Frecvent se pot diferen ția roci cu duritate (rezisten ță) mare
(cuarțitele, bazaltele, calcarele etc.), roci cu duritate (rezisten ță) medie
(conglomeratele, gr esiile etc.), roci cu duritate (rezisten ță) mică (roci slab cimentate –
argile, marne, pietri șuri și nisipuri u șor cimentate etc., loessurile etc.) și roci cu
duritate (rezisten ță) extrem de mic ă (rocile necimentate).
• Omogenitatea se raporteaz ă fie la caracteristica fizic ă (elementele ce
compun roca au dimensiuni apropiate – ex. gresiile) fie la cea chimic ă (alcătuire din
elemente pu ține – ex. calcarul, cret a, dolomitul etc.). Reac ția rocii omogene sau
heterogene va fi diferit ă în funcție de climat (ex. calcarul în climat cald și umed este

145
intens afectat de dizolvare pe când în clim atul periglaciar pe primul plan se produce
dezagregarea).
• Solubilitatea este o proprietate care se refer ă la un grup restrâns de
roci(sarea, gipsul, calcarul etc.) la care prin contactul cu apa se produc dizolv ări și
realizarea de forme de relief caracteristice.
• Plasticitatea este specific ă îndeosebi rocilor argiloase, marnoase la
care prin înmuierea bogat ă cu apă devin impermeabile și permit deplas ări de teren sub
formă de alunec ări.
În acord cu acestea reac ția rocilor la atacul agen ților este dependent ă de
caracteristicile climatul ui (sub raportul varia țiilor de temperatură și aportului de ap ă
prin precipita ții); de condi țiile locale de pant ă, grad de acoperire cu vegeta ție,
grosimea depozitului aflat pe ele etc.
2.Tipuri reprezentative de relief petrografic
2.1. Relieful dezvoltat pe calcare și dolomite
Acestea sunt roci sedimentare omogene chimic dar heterogene fizic (prezint ă o
rețea deasă de fisuri ceea ce asigur ă o circulație activă a apei), au o duritate mare și nu
sunt plastice. De și, dizolvarea este procesul cel mai însemnat care conduce la
realizarea unui relief specific, comportament ul rocii este diferit în raport de condi țiile
climatice. În regiunile polare, subpolare și alpine dizolv ării i se ală tură dezagregarea
rezultând creste și mase de grohoti ș, în regiunile calde și umede al ături de dizolvare
stau diverse procese de alterare chimic ă etc. De aceea în afara unui ansamblu de
forme de relief strict legate de dizolvare (relief carstic) se adaug ă și altele care au
rezultat prin ac țiunea a diver și agenți și procese (acestea alc ătuiesc relieful calcaros
sau dezvoltat pe calcare și dolomite – ex. abrupturi, v ăi, creste etc.).
2.1.1. Relieful carstic
Constituie formele de relief specifice acestor roci. De altfel, denumirea de
carst derivă de la Podi șul Karst (Slovenia) unde au o larg ă dezvoltare și au fost
studiate am ănunțit încă de mai bine de un secol.
Realizarea acestor forme este condi ționată de prezen ța unor mase de calcar,
gros și bine fisurat, apoi de precipita ții bogate și pante cât mai mici.
Procesul este dizolvarea realizat ă de apa din precipita ții în care este încorporat ă
o cantitate de diox id de carbon. Împreun ă formează un acid slab, ca re prin circula ția
în lungul fisurilor din masa de calcar preia ionul de calciu și favorizând l ărgirea
acestora. Cu cât precipitaț iile sunt mai bogate, iar con ținutul în CO 2 al apei mai mare
cu atât agresivitatea acidului carbonic spore ște iar dezvoltarea reliefului carstic devine
mai rapid ă.
Circulația apei în masa de calcar este dependent ă de sistemul de fisuri, diaclaze,
goluri etc. În cadrul acesteia se disting dou ă orizonturi:
– superior (aerat, epicarst) în care apa este prezent ă doar la precipita ții și un
interval relativ scurt dup ă producere; aici exist ă o tubulatur ă foarte complex ă ce
ajunge în masa de calcar la sistemul galeriilor și sălilor din pe șteri;
– inferior de la nivelul activ al apei din pe șteri spre adânc pân ă la stratul
impermeabil din baza calcarului. Fisurile din calcar sunt umplute cu ap ă sub presiune.
La partea superioar ă apa circul ă la nivelul cel mai coborât din pe șteri ieșind în
versanții vă ilor sub form ă de izvoare. În unele situa ții izvoarele au un regim de
activitate intermitent ă cu faze de manifestare tumultoas ă și faze de stagnare. Se
numesc izbucuri, activitatea lor fiind determinat ă de existenț a în masivul calcaros a
unui sistem de cavit ăți și galerii care permit mai întâi acumularea apei pân ă la un
anumit nivel și apoi sub efectul presiunii aerului comprimat în cavit ăți, aceasta este
eliminată brusc (sistem de sifonaj). Cele dou ă faze (acumularea apei și evacuarea) se

146
succed la interval de câteva ore în func ție de regimul precipita țiilor și capacitatea de
concentrare a apei în golurile carstice.
Între circula ția apei în masivul calcaros ș i cea din lungul v ăilor carstice exist ă
diverse leg ături. Izvoarele carstice alimenteaz ă cursurile râurilor, iar o parte din apa
acestora se pierde în unele locuri prin sorburi (ponoare) în circuitul subteran. Dar
adâncirea v ăilor este înso țită și de coborârea nivelului circula ției din interiorul
masivului ceea ce face ca etajul superior s ă se extind ă prin încorporarea galeriilor
fostului activ (acesta devine un nivel fosil).
Relieful carstic este alc ătuit din dou ă grupe de forme – unele sunt concentrate
la suprafa ța masivului calcaros (exocarst) iar altele se afl ă la adâncime (endocarst).
– Exocarstul frecvent este reprezentat de lapiezuri și doline, dar în regiunile cu
evoluție de durat ă și de uvale, polje etc.
• Lapiazurile sunt șențulețe cu dimensiuni variabile (de la câ țiva
centimetri lungime și câțiva milimetri adâncime la mai mul ți decimetri lungime, 5-10
cm adâncime), au form ă lineară, tubulară, ramificat ă etc. Sunt separate de microcreste
ascuțite. Suprafeț ele calcaroase slab înclinate pe care acestea au o frecven ță mare
alcătuiesc ''lapiazurile''.
Unele lapiezuri sunt umplute cu materi al argilos sau sol adus de apele de
șiroire. Pe seama lor se dezvolt ă plante ierboase.
• Dolinele – sunt depresiuni carstice cu dimensiuni mici (frecvent câ țiva
metri în diametru, dar maximele ajung la peste 100 m), au form ă circulară și adâncimi
de la sub un metru la mai mul ți zeci de metri. În profil transversal se disting versan ți
drepți dar frecvent concavi cu roca la zi și o bază plată rezultată din acumularea
materialelor argiloase produse prin alter ări și a solului sp ălat de ape la ploi. Dolinele
sunt rezultatul combin ării în timp a ac țiunii dizolv ării cu spălarea în suprafa ță și
șiroirea. În dolinele foarte mari unde stratul impermeabil este gros se pot dezvolta
lacuri – unele permanente (ex. V ărășoaia în M. Apuseni), alte le temporare (fig. 41).
• Din doline prin re țeaua de fisuri, apele din precipita ții pătrund în
interiorul masivului calcaros. În unele situa ții, apa lă rgește mult unele fisuri ducând la
dezvoltarea de pu țuri verticale.
• Avenele sunt puț uri dezvoltate de la suprafa ța masivului
calcaros spre diferitele nivele de carstific are, atingând adâncimi de mai multe sute de
metri. Au desf ășurare vertical ă urmărind sistemul de cr ăpături ce-au fost ini țial lărgite
prin dizolvare pentru ca ulterior s ă se adauge și spălarea în suprafa ță și șiroirea.
Astfel, lățimea puțului poate fi de câ țiva metri; la partea superioar ă se află o dolină
care concentreaz ă apa dirijând-o spre pu ț. În lungul puț ului exist ă trepte, iar la baz ă
materialul pr ăbușit. Uneori cap ătul inferior se termin ă în galerii de pe șteră, iar alteori
în versanții cheilor (fig. 41).
• Uvalele sunt depresiuni carstice mari rezultate prin unirea mai multor
doline. Apar frecvent pe plat ourile carstice prin evolu ția laterală a dolinelor; au contur
festonat, versan ți concavi calcaro și și fundul plat acoperit cu soluri de tipul
rendzinelor; au lungimi de mai multe su te de metri, chiar peste un kilometru și
adâncimi de mai mul ți zeci de metri. În cele mici se pot observa înc ă porțiuni mai
înalte care au r ămas din platoul ce separa ini țial dolinele. Uneori acestea apar sub
forma unor mici vârfule țe (humuri). Pe fundul unor uv ale se pot distinge o nou ă
generație de doline izolate. Exist ă și uvale care s-au individualizat tectonic (prin
coborârea unui compartiment faliat) sau tectono-eroziv (un gr aben umplut cu
sedimente și golit prin îndep ărtarea prin eroziune a mate rialelor acumulate (ex. Podu
Dâmboviței).

147
• Poliile (polje) sunt cele mai mari depresiuni carstice, atingând
lungimi și lățimi de mai mul ți kilometri; sunt înconjurate de masive calcaroase, au
fundul plat sau neregulat pe care se p ăstrează unele cursuri de ap ă ce se pierd (intr ă în
circuitul subteran) la contactul cu versan ții abrupț i în sorburi (ponoare). Vatra poliilor
mari este format ă din rocile impermeabile aflate la baza stratelor de calcare ale
masivului.
Originea poliilor este divers ă – pot rezulta prin: pr ăbușirea tavanului s ălilor unor
peșteri foarte mari; în urma coborîrii tectoni ce a unui bloc calcar os dintr-un masiv în
lungul unor linii de falie; prin unirea și adâncirea mai multor uvale etc.
Sunt polii f ără curs de ap ă permanent dar și polii în care acestea exist ă. În
perioadele cu precipita ții bogate râul se revars ă acoperind par țial sau total vatra
poliilor. La poliile rezultate prin pr ăbușirea peșterilor exist ă martori de eroziune
(humuri ) și sectoare de pe șteri încă active.
• Poduri naturale și arcade – mărturii ale pră bușirii unor sectoare din
peșteri (Podul de la Ponoare, arcadele din cheile Runcului, Piatra Craiului etc.)
• Văi dolinare – sunt văi rezultate prin unirea dolinelor pe diferite
aliniamente de curgere subteran ă.
• Cheile – sunt sectoare înguste de va le dezvoltate în calcare. Versan ții
abrupți se intersecteaz ă la nivelul albiei. Rezult ă prin adâncirea cursurilor de ap ă în
masivul calcaros (dizolvarea se îmbin ă cu eroziunea mecanic ă) sau prin pr ăbușirea
tavanului să lilor și galeriilor prin care exist ă un curs de ap ă activ, acesta ap ărând astfel
la exterior. În versan ții cheilor se disting goluri ale intr ărilor în pe șteri, guri ale re țelei
de tuburi de dizolvare din interiorul masivului calcaros, mase de blocuri pr ăbușite etc.
• Treptele antitetice – reprezint ă porțiuni de albii vech i ale râurilor ce
străbat un masiv calcaros. Ele au r ămas suspendate deasupra albiei actuale adâncit ă în
amonte de un sorb însemnat. În profilul longitudinal al v ăii se separ ă albia actual ă,
sorbul, peretele abrupt din av al de sorb, albia veche seac ă rămasă în aval suspendat ă
(sunt frecvente în Podi șul Padiș din Munț ii Apuseni).
– Endocarstul este rezultatul dizolv ării la care se asociaz ă precipitarea
chimică, prăbușirea blocurilor și eroziunea mecanic ă a cursurilor subterane. Rezult ă
mai multe forme cu dimensiuni variabile.
• Peșterile (Grotele) constituie cea mai reprezentativ ă f o r mă
dezvoltată în interiorul unui masiv ca lcaros. Sunt rezultatul îmbin ării tuturor
proceselor men ționate, dar cu un accent deosebit pe dizolvarea efectuat ă prin
circulația apei din precipita ții în orizontul superior al masei de calcar și pe eroziunea
cursurilor de ap ă subterane. Au dimensiuni variabile (lungimi de la câ țiva metri la
zeci de kilometri, diferen țe de nivel în func ție de num ărul de etaje) care au rezultat în
urma evolu ției. În peșterile mari (fig. 41) se separ ă:
– sălile – spații largi cu în ălțime mare în care se întâlnesc
numeroase blocuri pr ăbușite dar ș i o mulțime de forme de precipitare.
– galeriile – coridoare înguste s ăpate de cursurile de ap ă active
aflate, sub presiune, în lungul unor linii de cr ăpături slab înclinate; au lungimi
variabile și înă lțimi sub 2 m; se disting marmite de eroziune s ăpate în pere ți,
acumulări de pietri ș, nisip că rate de cursul de ap ă.
– formele de precipitare a calciului din solu ția
supraconcentrat ă sunt numeroase ș i au poziț ie diferită. Unele se află pe tavanul să lilor
(stalactite – sub forma unor conuri cu vârful în jos; au pe cent ru un canal de scurgere a
soluției; draperii – concrețiuni ondulate dezvoltate din tavan la contactul cu pere ții
sălilor etc.) sau pe podea ( stalagmite – concrețiuni sub form ă de con cu vârful în sus;
coloane rezultate din unirea stalactitelor cu podeaua sau cu stalagmitele; domuri și

148
stalagmaț i – stalagmite mult amplificate ca volum; goururi – mici bazinete pe podea
delimitate de ziduri mici de precipitare în care exist ă apă și bucăți de calcar rotunjite
numite perle de pe șteră etc.); cruste de calcit acumulate pe pietre dar mai ales pe
acumulări de nisip și pietriș.
2.1.2. Relieful calcaros – este alcătuit din forme care sunt comune și altor roci
dar care cap ătă unele tr ăsături aparte în masivele calcaroase. Între acestea sunt:
platourile interfluviale ciuruite de doline, uvale; versanț ii abrupți cu denivel ări de sute
de metri cu râuri de pietre, poale de grohoti ș, conuri de grohoti ș; văile în general
înguste cu caracter de chei; umerii de eroziune și terasele care pun în eviden ță
adâncirea sacadat ă a râurilor etc. Ai ci pot fi încadrate și depresiunile de contact
dezvoltate între masive calcaroase și regiuni cu roci sedimentare sau metamorfice.
Dizolvarea care se propag ă în calcare se combin ă cu eroziunea fluviatil ă și alte
procese care ac ționează pe suprafeț ele de contact. Dup ă o îndelungat ă evoluție rezultă
depresiuni alungite încadrate de versan ți alcătuiți din cele dou ă categorii de roci; șesul
depresiunii este neted, iar în spa țiul dezvoltat pe calcare prezint ă doline, sorburi etc.
(ex. depresiunile Ponoare, Z ăton din Podi șul Mehedini ți).
2.1.3. Relieful carstic și climatul. Evoluț ia carstific ării depinde de
caracteristicile climatice (îndeosebi de regimurile de temperatur ă și de precipita ții),
gradul de acoperire cu vegeta ție etc.
• În regiunile cu climat cald și umed (ecuatorial, tropical musonic). Aici
temperaturile ridicate, precipita țiile mari, acizii rezulta ți din descompunerea
materialului vegetal foarte bogat asigur ă apei un grad avansat de agresivitate. Ca
urmare, evolu ția endocarstului este rapid ă rezultând sisteme de pe șteri polietajate,
turnuri conice cu dimensiuni mari, polje, v ăi adânci și împădurite etc. Regional au
denumiri variate- carst mamelonar (magoten karst) în Cuba, Mexic, Indonezia,
Kegelkarst, carst cu pi nacles (China etc.).
• În regiunile deș ertice tropicale – evoluț ia este slab ă datorită lipsei apei; apar
doar platouri și diverse lapiezuri.
• În regiunile mediteraneene – cu un sezon umed (iarna) și unul cald și uscat
(vara) – relieful carstic este reprezentat prin pe șteri, uvale, polje; este un carst gola ș
(holocarst) , polietajat (Grecia, Italia, Fran ța, Croația, Slovenia etc.).
• În regiunile temperate apar unele diferen țe între nuan ța oceanic ă umedă
și răcoroasă, cu vegeta ție bogată și cea continental ă mai uscat ă și cu varia ții de
temperatură mai mari. Carstul este de tip tranzitoriu mai evoluat în spa țiul cu
influențe oceanice. Se adaugă merocarstul (un carst incipient întrucât calcarele sunt
acoperite de roci sedimentare necarstificabile și de vegeta ție) și carstul fosil (ascuns),
prezent în stratele de calcare af late în regiunile de platform ă la adâncimi mari (ex. în
Dobrogea de sud, carstul din forma țiunile mezozoice ce a fost acoperit de depozite
sarmațiene).
• În regiunile polare și subpolare temperaturile coborâte asigur ă o capacitate
ridicată de reținere a dioxidului de carbon. Aici îns ă sezonul cald este scurt și nu
permite dezghe țul decât a unui orizont nu prea gros din masele calcaroase. Ca urmare,
carstificarea deș i există este redus ă ca amploare.
2.1.4. Evoluția regiunilor carstice . Ea diferă de la o regiune la alta fiind
condiționată de mărimea masei de calcar, climat (îndeosebi regimul precipita țiilor),
acoperirea cu vegeta ție. De aceea nu se poate concepe un model unitar al evolu ției
carstice. Exist ă în geomorfologie o teorie a ciclului carstic imaginat ă de W.M.Davis.
El separă patru faze evolutive care se remarc ă prin anumite forme de relief.
• Faza de tinere țe – cu forme de relief de suprafa ță; se încheie
când se conturează o circulaț ie internă care conduce la captarea râurilor de suprafa ță.

149
• Faza de maturitate – cu o puternic ă dezvoltare a endocarstului paralel cu cea a
exocarstului; se încheie când evolu ția carstică atinge contactul dint re masa de calcar și
rocile impermeabile de dedesubt;
• Faza de bătrâne țe – peșterile se pr ăbușesc, cursurile de ap ă revin la suprafa ță,
se desfășoară polje imense cu humuri;
• Faza de stingere – o prelungire a fazei preced ente când se ajunge la o
suprafață de eroziune la nivelul rocilor necar stice; pe ea din loc în loc se mai p ăstrează
martori calcaro și, ce amintesc de masivul de la care s-a plecat. Ea poate fi privit ă ca o
imagine generalizat ă a multor situa ții.
2.1.5. Relieful dezvoltat pe sare și gips
Sarea și gipsul sunt roci sedimentare omogene chimic și în mare m ăsură și
fizic (exist ă orizonturi sub țiri de argil ă și de sare impur ă), cu plasticitate ridicat ă și
ușor solubile. Sunt legate îndeosebi de cutele diapire situându-se la adâncimi
variabile. În crearea reliefului, dizolvarea este procesul principal, dar frecvent ea se
asociază cu acțiunile altor agen ți – spă larea în suprafa ță, șiroirea, excava țiile
antropice. Acestea pot s ă premearg ă dizolvării (când sarea și gipsul se afl ă la
adâncime) sau pot fi simultane (rocile se afl ă la suprafață ).
În prima situa ție apa ajunge cu greu la stratele de sare sau gips unde provoacă
dizolvări pe spa ții restrânse. Stimularea p ătrunderii apei se face prin realizarea de
crăpături în masa de roci acoperitoare (îndeos ebi prin seisme, explozii în cariere) sau
în urma exploată rii în subteran a s ării. Prăbușirea stratelor de roci de deasupra ocnelor
părăsite favorizeaz ă scoaterea la zi a s ării. Din acest moment dizolvarea și alte
procese ac ționează concomitent. Scoaterea la zi a masivelor de sare ori a stratelor de
gips se realizeaz ă și în urma unor alunec ări de teren, curgeri no roioase, eroziunii în
suprafață (când grosimea depozitelor acoperitoare este redus ă).
Prin dizolvarea s ării și gipsului rezult ă diferite forme de relief asem ănătoare
celor de pe calcare, dar apari ția și evoluția lor este mult mai rapid ă, iar fizionomia și
dimensiunile destul de variate.
• Lapiezurile apar sub două forme – șențulețe scurte și adânci sau
excavaț ii tubulare. În prima situa ție scurgerea apei conduce la o dizolvare rapid ă pe
pantă, iar în a doua, stagnarea apei și penetrarea pe fisuri. Dar, frecvent cele dou ă
forme se combin ă, spațiul dintre ele se îngusteaz ă foarte mult ș i se transform ă în
creste ascu țite cu configura ție ondulată ;
• Dolinele sunt depresiuni circulare cu diametre ce pot ajunge la peste 20
m. La cele mari, dizolvarea se îmbin ă cu tasarea; pere ții de sare sunt tapeta ți cu
lapiezuri; frecvent în dolinele adânci (peste 2 m) drenajul apei se face prin pu țuri
verticale rezultate prin dizolvare la contactul s ării cu intercala țiile de argil ă;
• Avenele sunt puț uri cu diametre de la 0,5 la 2 m ș i lungimi variabile.
Cele dezvoltate în sare pur ă sunt mai rare și au dimensiuni mici întrucât aceast ă rocă
este plastică și nu are cr ăpături. Cele mari sunt legate de sarea impur ă și mai ales de
sectoarele unde stratul de sare este în contact cu unul argilos sau de pietri șuri. Apa
circulă rapid în lungul contactului, dizolv ă sarea, iar prin șiroire dislocă elementele
din stratul cu pietri ș, bolovăniș, argilă. În acest mod se produce o lă rgire treptată a lor.
Procesele sunt mult mai active când la partea superioar ă a puțului se afl ă baza unei
doline sau depresiuni;
• Uvalele, văile dolinare și sufozionale – rezultă prin îmbucarea dolinelor
desfășurate în lungul unui aliniament corespunz ător unui drenaj subteran (dolinele au
legătură cu acesta). Prin pră bușirea fundului dolinelor tune lul subteran rezultat din
dizolvare și curgerea apei, este scos la zi rezultând o vale sufozional ă în lungul c ăreia
pot fi sesizate resturi din doline, poduri, praguri;

150
• Peșterile – frecvent au dimensiuni mici, sunt formate în lungul
contactelor dintre sare, gips ș i rocile cu care sunt în contact. Au form ă de galerii lungi
legate cu s ăli mai largi dar cu diametre mici. Ele prezint ă o evoluție rapidă în urma
căreia tavanul se pr ăbușește;
• Formele de precipitare au o largă dezvoltare atât pe pere ții formați din
sare, în galeriile și sălile de subteran cât și pe orice suprafa ță din exterior unde se
produce evaporarea solu ției concentrate (saramur a); uneori pot fi urm ărite chiar pe
pietre, bolovani la marginea masivului de sare.
Prin precipitare rezult ă acumulări sub forma unor mici buchete de sare sau
pojghițe subțiri de câțiva milimetri.
În unele să li pe tavan se dezvolt ă stalactite, coloane cu lungimi de 1-2 m, iar
în condi țiile unui mediu aproape omogen în micile bazinete cu saramur ă
supraconcentrat ă se pot forma cristale de sare .
2.2. Relieful dezvoltat pe argile
Argila este o roc ă sedimentară slab consolidat ă, cu rezisten ță mică dar care în
condiții de umectare accentuat ă devine plastic ă favorizând deplasarea stratelor de roci
de deasupra. Plasticitatea este maxim ă la argilele de tipul caolinului și scade la cele de
tip illit, montmorilonit sau unde con ținutul în oxizi de fier este bogat. Ca urmare, pe
versanții unde exist ă strate de argil ă, acestea influen țează dezvoltarea câtorva tipuri de
forme de relief:
• Alunecările de teren care au dimensiuni, configuraț ie și evoluție diferită; sunt
superficiale, de mic ă adâncime și profunde; comun la toate s unt râpa de desprindere
(lineară , semicircular ă), corpul alunec ării (de la v ălurele la valuri și trepte separate de
microdepresiuni), patul de al unecare (la partea superioar ă a stratului de argil ă); cele
mai mari alunec ări se dezvolt ă pe bazine toren țiale (au form ă lineară) sau pe versan ți
(îi afecteaz ă aproape în întregime rezu ltând trepte; ex. glimeele).
• Curgerile noroioase – sunt mase de argil ă și alte roci slab consolidate care au
fost îmbibate cu ap ă încât s-au deplasat sub forma unor limbi de noroi pe traectul unor
ravene, oga șe, torenți.
• Pământurile rele (badlandsuri) reprezintă ansambluri de forme de șiroire
(șanțuri, șențulețe) cu densitate mare dezvoltate pe suprafe țe de versant alc ătuite din
strate de argil ă groasă (mai ales când au și un conținut bogat în oxizi de fier); spa țiile
dintre șențulețe sunt reduse la creste cu pante mari.
• Văile dezvoltate în regiunile cu strate argiloase sunt largi și umplute par țial de
deluvii rezultate din alunec ări sau curgeri de noroi; interfluviile sunt te șite, cu pu ține
denivelări; ele sunt încadrate de versan ți pe care alunec ările sunt frecvente.
2.3. Relieful dezvoltat pe gresii
Gresiile sunt roci sedimentare rezultate prin cimentarea nisipului. Ca urmare,
ele sunt omogene fizic (dimensiunea granulelor este apropiat ă) dar relativ omogene
din punct de vedere chimic (cimentul care leag ă particulele de nisi p poate fi silicios,
carbonatic sau argilos). Grosimea mare a stratelor din gresie și alcătuirea cimentului
(îndeosebi silicioas ă, carbonatică ) impun o rezisten ță mai mare. Alternan ța de strate
de gresii la care rezisten ța este diferită favorizează eroziunea diferen țiată. Ca urmare,
rezultă diverse forme de relief dar și aspecte aparte în configura ția văilor și
interfluviilor.
• Vârfuri și creste ascu țite – individualizate în lungul unor strate groase
de gresii cu pozi ție aproape vertical ă încadrate de strate de roci cu rezisten ță redusă;
• Pereț i și jgheaburi – dezvoltate pe versanț i cu frecvente alternan țe de
strate verticale de gresii bine cimentate și strate de argile, șisturi argiloase; pere ții apar

151
pe gresii, iar jgheaburile în lungul stratelo r moi; uneori dimensiunile sunt foarte mari
rezultând creste secundare abrupte;
• Martori de eroziune de tipul coloanelor, sfinxilor – apar la partea
superioară a interfluviilor, uneori și pe versan ți pe capetele stratelo r dure dar nu prea
groase;
• Versanț i abrupți – individualiza ți la nivelul unor st ate de gresii bine
cimentate cu pozi ție vertical ă sau puternic înclinate; eroziunea de versant a îndep ărtat
stratele cu rezisten ță mai mică care le acoperă ;
• Interfluviile – alcătuite dominant din gresii au înf ățișare diferit ă în
funcție de grosimea și gradul de cimentare al gresiilor dar și de modul de alternan ță al
acestora cu stratele cu rezisten ță redusă. Când stratele de gresii compacte sunt
dominante interfluviile se impun pr in masivitate, altitudini mari ș i versanți cu pantă
mare. Când cele dou ă tipuri de strate au dezvoltare egal ă atunci la nivelul crestei apare
o succesiune de vârfuri pe gresii și de șei adânci la nivelul stratelor marno-argiloase.
În a treia situa ție cu predominarea stratelor cu rezisten ță mică marno-argiloase
interfluviile apar sub form ă de culmi rotunjite dominate local de vârfuri grezoase
tocite.
• Văile au caracteristici diferite în func ție de ponderea stratelor grezoase
cu grosime mare și alcătuirea lor. Dac ă precump ănesc gresiile silicioase, calcaroase,
văile sunt înguste, în albie există praguri, iar pe versanț i trepte structurale; dac ă
stratele sunt sub țiri, iar gresiile slab cimentate atunci v ăile sunt largi.
Alte aspecte sunt legate de gresiile calcaroase. Dizolvarea poate determina
dezvoltarea unor lapiezuri, ni șe circulare sau alungite sau chiar peșteri cu dimensiuni
reduse (M.Grohoti ș).
2.4. Relieful dezvoltat pe conglomerate
Conglomeratele sunt roci sedimentar e rezultate prin cimentarea pietri șurilor și
bolovă nișurilor. Diferen țele care apar sunt determinate pe de o parte de natura
elementelor care intr ă în alcătuirea lor (de natur ă cristalină, magmatic ă, sedimentară ),
iar pe de alta de tipul de ciment care le leag ă. În prima situa ție predominarea
elementelor provenite din roci dure impune rezisten ță la atacul agen ților externi. De
asemenea, cimentul silicios asigur ă o rezisten ță mai mare decât cel calcaros sau
argilos. Deci, neomogenitatea ro cii se resfrânge în rezisten ța diferen țiată a
elementelor și stratelor la atacul diver șilor agenți externi. Ca urmare, unele elemente
vor fi mai repede îndep ărtate, iar altele se vor men ține. Acesta este sistemul care
conduce pe de-o parte la realizarea de c ătre agenții externi a unor forme de relief
specific rocii, iar pe de alt ă parte la impunerea unor tr ăsături distincte în configuraț ia
văilor, versan ților și interfluviilor.
– Formele de relief specific sunt – turnurile, babele și sfinxii.
Acestea au înf ățișare aparte cu multe proeminen țe (la nivelul stratelor alc ătuite
din blocuri, bolovani, pietri șuri rezistente) și excavații verticale sau orizontale (rezult ă
fie pe contactele dint re strate cu rezisten ță diferită fie prin dislocarea unor bolovani).
Agenții care se manifest ă sunt – apa prin spă lare și șiroire, vântul prin coroziune și
deflaț ie, îngheț -dezghețul și în mai mic ă măsură unele specii de plante sau animale.
Acțiunea lor se îmbin ă în timp. La ploi, apa produce, prin șiroire, eroziune pe
contacte, slă bește și înlătură elementele cu rezisten ță mai mică; îngheț-dezghețul apei
care pătrunde pe fisuri, pe planurile de stratifica ție provoac ă lărgirea fisurilor,
crăpăturilor și măcinarea cimentului ce leag ă diferitele elemente din strat; vântul
spulberă praful ș i nisipul, îngră mădește zăpada în unele excava ții, izbeș te și șlefuiește
cu boabe de nisip, suprafeț ele expuse; unele plante, animale calcifile dizolv ă mici
porțiuni din roc ă, își dezvoltă sistemul radicular în fisuri l ărgindu-le etc.

152
– Influența rocii asupra formelor de relief majore este diferen țiată în funcție
de alcă tuirea conglomeratelor și de tipul de structur ă în care sunt cuprinse stratele.
Interfluviile axate pe mase de conglomerate bine cimentate și la care
precumpănesc elementele dure se remarc ă prin altitudini mari și masivitate. Opus, la
cele unde exist ă variație ca alcătuire se deta șează vârfuri și coloane separate de șei
adânci, linia de creastă căpătând configuraț ie de ''lam ă de fierăstrău''.
Văile dezvoltate în conglomerate sunt îngus te, au caracter de cheie, au versan ți
abrupți și albii înguste cu mare bog ăție de aluviuni. De multe ori albiile sunt seci sau
au apă puțină, întrucât ea se infiltreaz ă rapid.
Versanț ii au în general, pant ă ridicată, caracteristicile lor fiind influen țate de
structură. În structura monoclinal ă sau pe sinclinalele suspendate se impun în peisaj
pe de o parte versan ții abrupț i din lungul fronturilor de cuest ă, ei tăind stratele în cap,
iar pe de alt ă parte versan ții cu pant ă mai mic ă dezvolta ți în lungul stratelor. Pe
aceștia adesea apar alveole cu dimensiuni vari abile rezultate prin eliminarea blocurilor
din rocă.
Caracteristicile suplimentare sunt determinate de abunden ța elementelor sau
cimentului calcaros. În acest caz se asociaz ă și dizolvarea. Rezult ă excavații cu
diametre diferite, lapiezuri, chei și chiar peșteri.
2.5. Relieful dezvoltat pe nisip.
Nisipul este o rocă sedimentară necoeziv ă alcătuită dominant din particule de
cuarț ; se adaug ă un procent variabil de particule argiloase.
Ca urmare, exist ă o mare mobilitate îndeosebi când nisipul se g ăsește în stare
uscată . Prin înmuierea particulelor argiloase, acestea asigur ă aderența dintre
elementele silicioase limitând mi șcarea lor.
Formele de relief dezvoltate pe nisip sunt numeroase și majoritatea legate de
acțiunea vântului. Acesta disloc ă particulele de nisip, le transport ă pe distan țe
variabile în func ție de viteza ș i durata lui și le depune dezvoltând diferite forme de
acumulare.
– Ergurile, kumurile – reprezintă câmpuri de nisip cu dimensiuni foarte mari
(Sahara, Arabia, Asia Centrală ) pe care se afl ă numeroase forme mici.
– Dunele de nisip au dimensiuni și evoluție variabile. Dup ă formă sunt:
longitudinale, parabolice, barcane etc.; între dune sunt depr esiuni alungite. În
regiunile temperate unele dune sunt fixate cu vegeta ție. În depresiunile cu baza în
vecinătatea stratului freatic sau unde abund ă elementele argiloase s-au dezvoltat
ochiuri de ap ă sau mlaștini. O situa ție aparte o au oazele dezvoltate în depresiunile din
deșerturi unde exist ă pânză freatică bogată sau izvoare la baza unor culmi.
– Văile în regiunile cu nisipuri sunt largi, pu țin adâncite și fără apă. În situațiile
în care pânza freatic ă este aproape de suprafa ță, iar alimentarea râurilor se realizeaz ă
din alte regiuni cu precipita ții bogate (Nilul), atunci albia minor ă este activ ă dar cu
variații de debit în timpul anului; versan ții sunt teșiți și afectați nu numai de vânt ci și
de pluviodenudare și chiar șiroire la ploile rare care se produc.

2.6. Relieful dezvoltat pe loess și depozite loessoide
Loessul este o roc ă sedimentară slab coeziv ă, în alcă tuirea căruia intră în
proporții aproape egale praf, argil ă și carbona ți. Depozitul loessoid are aceea și
alcătuire, dar cu predominarea unuia din componen ți.
Loessul ocupă aproape 10% din suprafa ța uscatului având o desf ășurare
deosebită pe continentele din emisfera nordic ă la latitudini de 40-600. Aici atinge
grosimi foarte mari (în jur de 20-40 m în Europa și America de Nord, și maximum în

153
China – peste 100 m). Originea sa este complex ă; frecvent este legat de acumulă ri
eoliene sau transform ări ale depozitelor deluviale (fig. 43).
Propriet ățile principale ale rocii care influen țează mult individualizarea
formelor de relief sunt: porozitatea mare, permeabilitatea accentuat ă, coeziunea
redusă a particulelor ce-l alc ătuiesc, circula ția vertical ă a apei etc. În aceste condi ții
loessul între ține două categorii de pante – maluri abrupte și poduri (câmpuri)
cvasiorizontale.
– Forme de relief. Cele specifice rocii sunt legate de tasare și sufoziune; la
acestea se adaug ă văile și interfluviile care au tr ăsături aparte.
• Tasarea creează depresiuni cu dimensi uni variabile care au o
frecvență deosebită în câmpiile de loess; crovurile sunt cele mai mici și au caracter
izolat; găvanele și padinele constituie stadii de evolu ție superioare rezultate din unirea
și adâncirea crovurilor; v ăile de tasare (tip furcitur ă) se constituie pe aliniamente
influențate de drenajul pânzei freatice.
• Sufoziunea realizează un relief complex determinat de circula ția
apei pe vertical ă în masa de loess și pe suprafa ța slab înclinat ă, impermeabil ă de la
baza lui. Rezult ă la suprafa ță pâlnii de sufoziune, iar în interiorul masei de loess
hrube, hornuri, tunele sufozionale.
Pe versan ții în pant ă adesea se stabilesc leg ături între v ăile de tasare (din
unirea crovurilor) și tunelele sufozionale. Când tunelele devin mari iar loessul de
deasupra se pr ăbușește rezultă văi sufozionale în trepte.
Văile râurilor care str ăbat regiuni în care exist ă o pă tură groasă de loess, au
albia larg ă încadrată de versan ți abrupți pe care se produc șiroiri, desprinderea și
prăbușirea de pachete de loess, hrube de su foziune, izvoare sufozionale. La baza
versanților materialele acumulate formeaz ă glacisuri coluvio-proluviale.
Interfluviile sunt plate, dar pres ărate cu numeroase forme de relief create prin
tasare.
2.7. Relieful dezvoltat pe roci metamorfice
Rocile metamorfice sunt destul de diferite ca alc ătuire și grad de
metamorfozare de unde rezisten țe variate la atacul agen ților externi. Șistuozitatea
permite p ătrunderea cu u șurință a apei situa ție care favorizeaz ă producerea pe de o
parte a alter ării rapide a mineralelor din roci în climatele calde și temperate, iar pe de
altă parte, dezagregarea prin înghe ț-dezgheț în regiunile subpolare și alpine. În prima
situație rezultă o scoarță de alterare, iar în a doua, mase de grohoti ș frecvent sub
formă de lespezi. V ăile dezvoltate în aceste roci sunt înguste, iar versan ții au pată
mare în climatul rece și umed și mai largi cu versan ți mai lini și acoperiți de depozite
de alterare sub climatele calde ș i umede.
Între rocile cristaline cuar țitele care au o duritate foarte mare impun culmi
înalte, creste ascu țite și versanți cu pantă mică. Comportamente similare au gnaisele.
Alterarea diferen țiată facilitată de heterogenitatea rocilor sub raportul alc ătuirii
mineralogice ca și de gradul deosebit de fisurare favorizeaz ă dezvoltarea de nișe (cu
dimensiuni și configur ții diferite) separate de creste întortocheate.
2.8. Relieful dezvoltat pe roci eruptive
Rocile eruptive difer ă în funcție de con ținutul chimic, mineralogic dar și de
condițiile în care s-a realizat consolidarea topiturii. Se pot separa mai întâi forme de
relief primare rezultate în urma solidific ării topiturii. În acest sens conurile vulcanice
care au o dezvoltare mare la erup țiile lavelor acide și platourile rezultate din
revărsările de lave bazaltice la care se adaug ă craterele, conurile secundare și întreaga

154
suită de văi (barancosuri) ș i interfluvii (planeze), neckurile, sillurile, dykurile care
sunt puse în relief de c ătre eroziune.
A doua categorie mare de forme este legat ă de corpurile magmatice
consolidate în adânc și care sunt scoase la zi de eroziunea care îndep ărtează rocile
acoperitoare timp de zeci de milioane de ani. Între acestea se impun batoliții și
lacoliții de granit, pe ace știa rezultând forme secundare inedite. Individualizarea lor
este determinat ă de câțiva factori – unii de natur ă internă – alcătuirea microgranular ă
sau macrogranular ă, rețeaua de fisuri care se întretaie și alții de origine extern ă
(îndeosebi regimul termic și precipita țiile). Ca urmare, pe corpurile granitice se
dezvoltă:
– arene granitice – depozite gr ăunțoase, silicioase (angula re) rezultate prin
dezagregarea și alterarea granitului.
– blocurile sferice – grupate sau izolate în dou ă faze – în prima se produce
desprinderea blocurilor și căderea lor la baza pantei, iar în cea de a doua alterarea și
atenuarea muchiilor și colțurilor (fig. 44);
– căpățâniile de zah ăr – sunt culmi și vârfuri de granite rotunjite. Procesul
presupune ca lacoli ții sau batoli ții să fie supu și unei intense alter ări selective în
condiții de climat cald și umed; alterarea este rapid ă în lungul fisurilor, diaclazelor
unde apa cald ă circulă și realizeaz ă procese de hidroliz ă; ploile frecvente îndep ărtează
materialele alterate l ărgind fisurile care devin cr ăpături. Procesul de alterare continu ă
atât pe suprafeț ele crăpăturii, cât și în adâncime. În acest mod pe m ăsură ce golurile
cresc între acestea r ămân coloane și blocuri rotunjite de unde numele de c ăpățâni de
zahăr. Sunt specifice în Brazilia, In dia, Madagascar, Guyana etc.
– crestele granitice îmbr ăcate în poale de grohoti ș se dezvolt ă în climatul rece
subpolar și alpin.
– taffoni – sunt alveole (au diametre de câ țiva decimetri și adâncime de pân ă la
un metru) cu pozi ție verticală dar și orizontal ă, individualizate pe granitele
macrogranulare cu o frecven ță deosebită a fisurilor. Rezult ă prin alterare în sectoarele
cu granule mari sau intens fisura te; materialele fine sunt îndepă rtate prin sp ălare sau
vânt.
Verificări:
• Stabiliți reacția rocilor la ac țiunea agen ților externi în func ție de propriet ăți și
climat.
• Diferenț ele dintre relieful carstic și cel calcaros (exemple din România).
• Prezentați reliefurile de eroziune din gresii, conglomerate, loessuri folosindu-
vă și de informa țiile din capitolele anterioare.
• Cum se formeaz ă căățânile de zah ăr și tafonii?
• Explicați diferitele peisaje morfologice i ndividualizate pe categorii de roc ă.

155

12. STRUCTURUILE GEOLOGICE ȘI RELIEFURILE SPECIFICE

Probleme:
• Cunoașterea importan ței structurii geologice în cr earea unor forme de relief.
• Diferenț ierea mediului de ac țiune a proceselor agen ților externi în geneza
reliefurilor structurale.
• Relieful individualizat în structuri alc ătuite din roci sedimentare.

1. Structurile geologice și rolul lor morfogenetic.
Rocile, în procesul genetic cap ătă anumite propriet ăți dar și un anumit mod de
desfășurare spa țială, adică o structur ă specifică. Aceasta se prezint ă în situații variate
atât ca mod de grupa re a rocilor cât și ca extindere pe vertical ă sau în suprafa ță a
complexelor petrografice. De aici rezult ă diverse caracteristici care vor influen ța
direcționarea ac țiunii proceselor agenț ilor externi ducând în final fie la crearea unor
forme de relief distinct fie la impunerea unor tr ăsături particulare în fizionomia
componentelor de baz ă ale reliefului – sistem ele de interfluvii, v ăi, versanți. De aici
definirea dat ă reliefului structural ca ansamblu de forme di stincte pe care agen ții
externi le creează pe diferite tipuri de structuri geologice.
Afirmarea influen țelor structurale se leag ă de mai mul ți factori între care unii
specifici structurii (îndeosebi extensiunea spa țială a acesteia, gradul de fragmentare
tectonică etc.) iar al ții de natur ă petrografic ă (structurile în care precump ănesc rocile
cu rezisten ță mare se modeleaz ă mai greu dar tră săturile căpătate se păstrează mult
timp și invers), climatic ă (determin ă gruparea diferită a agenților exogeni și ca urmare
efecte diferite ale model ării) etc.
Structurile geologice sunt numeroase dar în func ție de modul în care
influențează impunerea unor forme de relief și chiar trăsături de ansamblu în peisaj,
pot fi separate în trei grup ări – structuri specifice rocilor sedimentare, cele apar ținând
rocilor magmatice și vulcanice și acelea care au caracter complex rezultat al unei
evoluții tectonice în mai multe f aze în care pe prim plan s-a situat modelarea
agenților externi.
2. Relieful dezvoltat pe structuri sedimentare
Rocile sedimentare precump ănitor s-au format în bazine lacustre, marine sau
oceanice unde s-au produs acumul ări succesive de materiale aduse de râuri sau
provenite din scheletele animalelor acvatice sau pr ecipitarea diferitelor s ăruri. Ca
urmare, aici au rezu ltat strate cu alc ătuire și grosimi variabile. Exondarea lor este
determinat ă de factorii tectonici care fie c ă ridică pe ansamblu regiunea determinând o
poziție ușor deranjată a stratelor în raport cu ceea ce a fost ini țial fie că le impune o
cutare mai larg ă sau mai strâns ă. De aici cele patru tipuri de structuri simple specifice
unităților sedimentare de care se leag ă și forme de relief distincte. Acestea sunt:
– structura orizontal ă (tabulară ) la care stratele sunt nedeformate;
– structura monoclinal ă – unde stratele sunt înclin ate de la câteva grade la
verticală;
– structura cutată – cu strate ondulate mai larg sau mai strâns;
– structura în domuri cu stra te boltite din loc în loc.
Pe fiecare dintre acestea ac țiunea combinat ă a agenților externi a determinat
dezvoltarea unor reliefuri catracteristice. Amplasarea și păstrarea lor sunt condi ționate
de grosimea strate lor care opun rezisten ță și de alternan ța lor cu altele mai pu țin dure.
Ca urmare, punerea în eviden ță a anumitor caracteristici va fi legat ă de manifestarea
diferențiată a proceselor de modelare.

156
2.1. Structura tabular ă (orizontal ă) și relieful dezvoltat pe ea:
¾ Caracteristici generale. Structura se remarc ă prin două trăsături-stratele sunt
orizontale sau foarte slab înclinate ș i grosime și alcătuire diferite. Acestea au o
desfășurare deosebit ă în regiunile de podi ș și de câmpie și doar local în cele de munte.
Ca urmare specificul reliefului dezvoltat în aceast ă structură este impus de trei lucruri
– simetria formelor, energia de relief relativ redus ă și un grad de complexitate diferit
determinat de frecven ța alternan ței stratelor dure și moi (fig. 45).
¾ Forme de relief . Prin fragmentarea unei regiuni cu structur ă tabulară de către o
rețea hidrografică se ajunge la dezvoltarea de interfluvii, v ăi și versanți care au
caracteristici determinate de structura orizontal ă. Adâncirea acestora va fi rapid ă în
roci cu rezisten ță mică, grea în cele dure și sacadată în condiț iile unei alternan țe de
strate cu caracteristici dife rite, unde se va manifesta pr imordial eroziunea selectiv ă.
– Văile sunt astfel:
• simetrice și înguste în strate din roci dure și omogene ; rezultă chei,
defilee, canioane etc.;
• simetrice și largi în strate alc ătuite din roci moi ;
• simetrice cu versan ți în trepte în structura cu strate ce au rezisten ță
diferită.
– Interfluviile – vor fi plate în regiunile de podi ș când precump ănesc stratele
groase din roci dure (Podi șul Dobrogei de Sud) și rotunjite când abundă cele cu
rezistență mică (nordul Podi șului Getic). În cazul câmp iilor unde fragmentarea este
redusă specifice vor fi cele plat e (câmpurile); când acestea abund ă se foloseș te
termenul de câmpie tabular ă (ex.Bărăganul). Tipice pentru aceast ă structură, la nivelul
interfluviilor sunt:
• platourile structurale extinse pe strate din roci dure care se termin ă
prin corni șă abruptă;
• platouri structurale plate sau rotunjite pe strate din roci cu rezistență
mai mică pe ele apar martori de eroziune aplatisa ți;
• platouri la nivelul unui strat dur și martori de eroziune dacă stratul
superior este alcă tuit din roci moi.
– Versanț ii, în roci omogene dure sunt abrup ți (taie stratele) în roci omogene
moi sunt lini (drep ți sau ușor concavi) iar, dac ă alterneaz ă strate dure cu strate moi au
caracter complex. În lungul lor eroziunea diferen țială a creat: trepte structurale
(brâne, terase), pe stratele dure; surplombe – în dreptul stratelor moi cuprinse între
strate dure și glacisuri pe strate moi groase aflate la baz ă. Stratele dure groase la
partea superioar ă a versantului și abundente celor moi c ătre bază imprimă un profil
abrupt sus cu cornișă și a unuia u șor concav (glacis) în s ectorul inferior. O structur ă
inversă va conduce la o pantă convexă sus ș i una abruptă jos.

2.2. Structura monoclinal ă și relieful dezvoltat pe ea:
2.2.1. Caracteristici generale . Structura este alc ătuită din strate care înclină într-
o direcție, că derea acestora variind de la câteva grade pân ă la verticală . Prin
fragmentare de c ătre rețeaua hidrografic ă sunt puse în eviden ță două tipuri de pante –
cele din lungul suprafe ței stratului (predominant cu valori mici) și cele de pe capul de
strat (în general mai accentuate). De aici și asimetria formelor majore ale reliefului
principal. În am ănunt intervin și alți factori precum alternan ța de strate de roci moi și
dure, desf ășurarea rețelei de pâraie în raport cu sensul c ăderii stratelor, energia de
relief etc. care diversific ă caracteristicile reliefului și multiplic ă formele cu dimensiuni
reduse.

157
2.2.2. Forme de relief – Sunt specifice podi șurilor monoclinale unde au
dimensiuni mari; local pot fi identificate și în regiuni deluroase, de câmpii
monoclinale înă lțate, în unele masive muntoase (pe flancurile unor sinclinale
fragmentate etc.). Se g ăsesc în stadii diferite de evolu ție (cu cât sunt mai vechi cu atât
sunt mai fragmentate) și au o configura ție variată în funcție de alcătuirea, grosimea și
frecvența stratelor ce intr ă în structur ă.
¾ Cuesta (coasta ) este interfluviul specific st ructurii monoclinale, el punând cel
mai clar în eviden ță asimetria – drept principal ă caracteristic ă a reliefului dezvoltat în
această structură (fig. 46).
• Elementele cuestei sunt:
– suprafaț a structural ă, adică podul interfluviului la care suprafaț a
topografic ă coincide cu suprafaț a stratului; este neted ă și slab fragmentat ă pe rocile
dure;
– fruntea de cuestă – reprezentând versantul care taie în cap stratele; este
cu atât mai înclinat ă cu cât rocile sunt mai dure. În func ție de alcătuirea petrografic ă
configuraț ia este deosebit ă – abruptă când este formată din roci dure, prelung ă și cu
înclinare mai redus ă p e r o c i m o i și în trepte când alterneaz ă strate cu rezisten ță
diferită. De asemenea alc ătuirea condi ționează dinamica și tipul proceselor
morfogenetice și în final configura ția și stadiul de evolu ție. Frecvent pe cele
heterogene ca alc ătuire se produc alunec ări, șiroiri, toren ți și rezultă cea mai variat ă
înfățișare morfologic ă.
– muchia cuestei – linia care realizeaz ă racordul dintre cele dou ă
suprafețe; poate fi continu ă, arcuită sau în zigzag în func ție de alcătuirea geologic ă și
gradul de fragmentare; este elementul care sufer ă cele mai multe modific ări în timp.
• Tipurile de cueste sunt numeroase, gruparea realizându-se după diferite
criterii:
– după înclinarea stratelor – sunt apropiate (stratele sunt înclinate
puternic) și depărtate (stratele au înclinare mic ă);
– după dezvoltarea pe vertical ă corelată cu desfășurarea și grosimea
stratelor formate din roci dure. Sunt cueste simple și cueste etajate;
– după geneză sunt – tectonice (în lungul unor falii), de eroziune (pe
flancurile sinclinalelor suspendate), pe văile subsecvente versanții care taie capetele
stratelor etc.).
– după extinderea linear ă sunt fronturi de cuest ă (versanți pe capete de
strat cu dimensiuni foarte mari având lungimi de kilometri și diferențe de nivel de mai
multe sute de metri), cueste locale (zeci sau sute de metri lungime).
– după gradul de fragmentare care reflect ă atât nivelul evolu ției cât și
rezistența la atacul agen ților externi dependent ă de alcă tuirea petrografic ă sunt
fronturi de cuest ă, cueste fragmentate, cueste în retragere cu martori din faze mai
vechi.
¾ Văile în structura monoclinal ă. Se disting mai multe tipuri condi ționate prin
raportarea direc ției lor de desf ășurare la cea a înclină rii stratelor (fig. 46).
– văile consecvente (cataclinale) la care sensul desf ășurării văii coincide cu cel
al căderii stratelor; sunt simetrice , largi și rareori cu praguri în talveg;
– văile obsecvente (anaclinale), au direc ția de dezvoltare opus ă sensului c ăderii
stratelor; se afl ă pe frunț ile de cuestă și ca urmare sunt simetrice, înguste (mai ales
dacă taie capete de strat dure) scurte și cu praguri;
– văile subsecvente (ortoclinale), au sensul dezvolt ării perpendicular pe direc ția
căderii stratelor; este o vale asimetric ă cu un versant cu pant ă mare (frunte de cuest ă)

158
și un versant domol (pe suprafa ța structural ă); reprezint ă tipul specific acestei
structuri.
¾ Hogbackul – este o cuest ă aparte, un interfluviu structural relativ simetric.
Situaț ia este determinat ă de înclinarea mare a stratelor (peste 600) ceea ce face ca atât
suprafața structural ă cât ș i cea care retează stratele s ă înregistreze c ăderi similare.
Forma de relief este evident ă când stratele sunt alc ătuite din roci rezistente și au o
desfășurare importantă în lungime (ex. cuest ă Pietrei Craiului).
¾ Depresiunea subsecvent ă – se dezvolt ă în structurile monoclinale în care
stratele de roci mai dure și mai dep ărtate au între ele strate moi cu grosimi mari iar
înclinarea lor este redus ă. Prin retragerea frontului de cuest ă favorizat ă de rezisten ța
mai mică a pachetului cu roci moi se ajunge la deta șarea unei forme negative
(depresiuni) asimetrice. Procesul este accelerat când eroziunea lateral ă a râului trece
pe primul plan (dac ă albia râului se afl ă la nivelul unui strat gros cu rezisten ță ridicată
sau dacă râul a ajuns la pr ofil de echilibru).
¾ Alte forme de relief legate de structura monoclinal ă. Sunt condi ționate de
direcția de desf ășurarea v ăilor în raport cu cea a înclin ării stratelor, de o dubl ă cădere
a suprafeț elor de strat, de contractul exhum at al unei structuri vechi cu una nou ă
sedimentară acoperitoare, de existen ța unor versan ți care reteaz ă capetele de strat și
care au ca revers suprafe țe cvasistructurale etc. Rezult ă pe distan țe reduse forme de
relief asem ănătoare care în literatur ă sunt fie înglobate la cele specifice structurii fie
considerate ca secundare, derivate sau ch iar ca pseudocueste et c. În prima situa ție sunt
sectoare de versan ți cu trăsături de frun ți de cuest ă care pot sau nu (cueste false) s ă se
continue ca suprafeț e structurale, în a doua exist ă, limitat ca întindere, cueste cu dubl ă
orientare sau cueste false, în a treia se poate sus ține denumirea de cuest ă numai dacă
versantul în întregime se dezvolt ă pe capetele stratelor sedimentare iar în ultima se
poate vorbi doar de vers ant structural (cuest ă falsă).
¾ Geneza și evoluția formelor de relief în structura monoclinal ă. În lucr ările
clasice de geomorfologie, plecând de la analize regionale ale reliefului de cuest ă s-a
ajuns și la interpret ări evolutive pe mai multe etape. Astfel pentru a se putea ajunge la
un relief în structur ă monoclinal ă era necesar ă exondarea unei platforme litorale prin
înălțarea uscatului, mai intens ă spre continent. Ca urmare stratele sedimentare c ăpătau
o anumită înclinare. Acela și lucru era legat de în ălțarea unei câmpii piemontane sau a
unui sinclinal suspendat. Într-o nou ă etapă se produce dezvoltar ea formelor de relief
specifice structurii. Ea începe prin realizarea mai întâi de v ăi consecvente. Prin
adâncirea și dezvoltarea lor se ajunge la individualizarea v ăilor subsecvente și indirect
la detașarea de interfluvii de tipul cuestelor; frun țile de cuestă sunt fragmentate de
râuri rezultând v ăi obsecvente. În final prin evolu ția tuturor acestor forme se produce
fragmentarea reliefului, retr agerea fronturilor de cueste și nivelarea general ă.

2.3. Structura cutat ă și relieful dezvoltat pe ea.
2.3.1. Caracteristici generale .
Cutele sunt ondul ări mai largi sau mai înguste al e stratelor sedimentare care au
fost realizate de că tre miș cările tectonice. Elementele specifice sunt: anticlinalul
(bucla cutei orientat ă în sus), sinclinalul (bucla orientat ă în jos), axul cutei (linia care
trece prin centrul boltirii convexe sau concave și care corespunde planului cutei),
flancurile (sectoarele laterale ale cutei), înălțimea (amplitudinea dezvolt ării măsurată
între creasta anticlinalului și talpa sinclinalului) etc. Exist ă o mare varietate de cute
plecând de la cele simetrice, simple (flancuri egale și ax pe centru) la cele asimetrice
(flancuri inegale). În func ție de desf ășurare cutele pot fi largi (flancuri slab înclinate,

159
amplitudine redus ă) și înguste (în ălțime mare și flancuri înclinate accentuat), cute
faliate, cute solzi, cute diapire etc. (fig. 45)
Formele de relief dezvoltate în ansamblul unei structuri cutate au dimensiuni,
desfășurare și evoluție diferite impuse fie direct di n caracteristicile structurii fie
indirect prin fragmentarea acesteia. În ambele situa ții un rol important îl au rocile din
care sunt alc ătuite stratele ele accentuând sau diminuând influen ța structurii în
fizionomia reliefului rezultat.
Formele de relief sunt numeroase întrucât exist ă și o diversitate de aspecte pe
care strcuturile geologice cutate le au și în care agen ții externi ac ționează selectiv. Se
separă forme dezvoltate pe structuri cutate simplu, pe domuri, pe ansambluri
structurale cutate de tipul pânzelor de șariaj, pe structuri cutate vechi, nivelate și
reînălțate (tip appalassian).
2.3.2. Relieful dezvoltat în simple structuri cutate . Este numit în lucră rile
clasice de geomorofologie ca relief jurasian întrucât în ace ști munți el are o
dezvoltare mai mare. Structura este alc ătuită din sinclinale și anticlinale largi, bine
dezvoltate și în mică măsură faliate.
Formele de relief dezvoltate sunt influen țate astfel de stilul cut ării impus de
tectonică și de alcătuire petrografic ă a stratelor care determin ă o eroziune diferen țială.
În timp rezult ă o multitudine de forme de relief ce pot fi încadrate în dou ă grupe în
funcție de rolul pe care l-au avut tectonica ș i eroziunea.
• Formele de relief de concordan ță directă – sunt cele care au rezultat în
principal prin interven ția tectonicei. Ca urmare, configura ția acestora este o reflectare
a tiparului tectonic. Cele mai importante sunt:
– Valea de sinclinal (în terminologia francez ă „val”) – este axată în
lungul sinclinalului; ca urmare în profil transversal are desf ășurarea cutei (simetric ă
sau uș or asimetric ă) iar în cel longitudinal o pant ă relativ mică .
– Depresiunea sinclinal ă – este un culoar dezvoltat în lungul unui
sinclinal larg sau a unui sinclinoriu (Crac ău, Tazlă u). Evoluția laterală a versanților ce
coincid cu flancurile cutei conduce la exti nderea depresiunii în detrimentul culmilor
vecine (la racord apar gl acisuri). Depresiunea se p ăstrează în condițiile în stratul din
vatra ei este alc ătuit din roci dure și are grosime mare. Invers, când precump ănesc
rocile moi tiparul general intersecteaz ă diverse strate din versan ți (de pe flancurile
structurii) iar în vatr ă se dezvolt ă terase ș i lunci extinse.
– Ruzurile sunt vă i dezvoltate pe versanț ii (flancuri ale cutelor) culmilor
înscrise pe anticlinale. Ca urmare, ele sunt v ăi consecvente dezvoltând un profil
transversal simetric mai îngust sau mai larg în func ție de rezistenț a rocilor.
– Culmile de anticlinal (mont ) – sunt interfluvii desf ășurate în lungul
unui anticlinal sau a unui an ticlinoriu; sunt simetrice și au partea superioar ă netedă
sau convex ă. În funcție de înclinarea stratelor și rezistența lor versan ții vor avea pante
mai mari (în Culmea Ple șu) sau mai mici (Culmea Pietricica din Subcarpa ții
Moldovei).
– Șaua de anticlinal – reprezint ă sectoare transversale joase din lungul
unor culmi de anticlinal care nu se datoresc eroziunii ci tectonicei.
– Cluse – sunt sectoare înguste apar ținând unor vă i care traverseaz ă
aceste șei trecând dintr-o structur ă sinclinală în alta.
• Formele de relief derivate rezultă în timp prin ac țiunea eroziunii. Se ajunge ca
structura ini țială impusă de tectonic ă să fie modificat ă radical încât formele de relief
pozitive s ă se înscrie pe cutele sinclinale și invers (se vorbe ște de forme de
inversiune).

160
– Butoniera (combe în francez ă) reprezint ă o depresiune creat ă în lungul
axului culmilor de anticlinal. Ele corespund bazinului de recep ție, ale văilor de tip ruz
unde prin adâncirea oga șelor și ravenelor (de obâr șie) se produce a șa numitul proces
de „golire” al anticlinalului și de extindere a formei negative, situa ție favorizat ă de
existența unor strate de roci moi. Dac ă „combe” define ște o depresiune alungită pe
creasta anticlinalelor mai strânse, „butoniera” care are o form ă mai rotund ă apare pe
anticlinalele mai largi și mai puțin pronunț ate. În unele situa ții depresiuni de tip
combe se pot dezvolta pe flancurile (versan ții culmei) anticlinalului, dar ele vor fi
asimetrice ( combe de flanc ). Prin evolu ția butonierelor, vatra acestora poate ajunge la
strate de roci mai dure. Eroz iunea se va manifesta diferen țiat (mai rapid în rocile mai
laterale și mai slab pe cele dure din mijloc). Ca urmare, în timp va rezulta o
depresiune cu aspect inelar în jurul une i creste centrale. Atât la butoniere cât și la
combe se dezvolt ă pe flancuri frunți de cuest ă ce au o desf ășurare simetric ă și au o
poziție „față în față ”. În func ție de alcătuirea stratelor versan ții cuestelor vor avea
înclinări și vor suferi procese de alunecare, șiroire etc. diferite ca intensitate. De
asemenea pot ap ărea trepte la nivelul unor strate rezistente. Dac ă înclinarea stratelor
este mai mare se poate ajunge la individua lizarea unor creste secundare pe marginile
depresiunilor.
– Valea de anticlinal – este o vale dezvoltat ă în lungul axului unui
anticlinal sau anticlinoriu. Se impun prin l ărgime, simetrie și versanți cu caracter de
frunț i de cuest ă. Rezultă prin dezvoltarea și unirea mai multor butoniere situa ție
însoțită de captări și realizarea unui râu colector prin cipal. De asemenea se dezvolt ă
prin înscrierea în regiunile cutate și nivelate de eroziune a u nor râuri în lungul axului
cutelor anticlinale. Se mai pot forma prin individualizarea și extinderea pe axul cutei a
unor aflune ți ai râurilor care traverseaz ă culmile anticlinale. Prin adâncirea rapid ă ele
„golesc” anticlinalul dând v ăi largi (dac ă rocile sunt moi) sau înguste (dac ă
precumpănesc rocile dure).
În situația structurilor retezate de eroziune se poate ajunge la diverse adapt ări
ale rețelei de râuri în acord cu panta și litologia și de aici dezvoltarea unor reliefuri
noi. Astfel, dac ă stratele de roci din miezul anticlinalului formeaz ă un areal dur iar
lateral de aceasta se afl ă capetele stratelor mai moi atunci talvegurile râurilor de pe
suprafața de eroziune pot urm ări fie benzile de roci moi fie s ă treacă relativ
perpendicular pe ele. R ezultatele vor fi în prim ul rând dezvoltarea unor v ăi
longitudinale pe flancurile anticlinalului ce vor fi paralele cu miezul acestuia care va
fi detașat în culme secundar ă. În a doua situa ție valea transversal ă pe anticlinal va fi
îngustă în sectorul central (dur) al anticlinalului c ăpătând caracter de (clisură, cluse ).
• Sinclinalul suspendat constituie un interfluvi u individualizat pe o cut ă
sinclinală largă sau pe un sinclinoriu. Partea superioară va fi alc ătuită din suprafețe
structurale (platorui structurale) iar versan ții vor avea caracter de frun ți de cuest ă.
Dacă acestea au o dezvoltare mare cap ătă caracter de fronturi ab rupte sau de cueste
polietajate (dac ă există o alternan ță de strate dure și moi – ex. în M. Bucegi). Dac ă
tectonica deformeaz ă cuta ridicând mult un flanc al ei încât stratele ajung aproape
vertical se ajunge la individualizarea unor creste de tip hogbaks cu lungimi de mai
mulți kilometri.
Formarea sinclinalului suspendat este condi ționată de adâncirea și lărgirea
văilor de anticlinal încât spa țiul dintre ele (pe cuta sinclinal ă) devine un in terfluviu. Se
ajunge frecvent la aceast ă evoluție în regiunile cutate ce-au suferit nivel ări.
Reînălțarea acestora conduce la dezvoltarea unei re țele hidrografice noi care poate
crea văi în lungul stratelor mai pu țin rezistente din axul anticlinalelor care vor fi
încadrate de interfluvii secunda re pe structuri sinclinale.

161
Ca urmare a acestei evolu ții se ajunge ca v ăile ca forme negative s ă se
desfășoare pe cute convexe (antic linale) iar interfluviile s ă se înscrie pe cute concave
(sinclinale). Acestea definesc a șa zisele „inversiuni de relief”.
Fragmentarea tectonic ă și o mare varietate petrografic ă produc o diversitate de
modalități de manifestare a eroziunii urmate de individualizarea de forme cu
dimensiuni variate. De aceea în ansamblul reliefului dezvoltat pe structuri cutate
formele primare sunt tot mai pu ține în raport cu cele derivate din evolu ția acestora.

2.3.3. Relieful dezvoltat în structura în domuri. Domurile constituie boltiri
largi ale stratelor pe areale extinse care uneori se impun în peisaj prin culmi bombate
cu desfășurare circular ă între care exist ă spaț ii negative. De cele mai multe ori sunt
reflexul la suprafață al jocului pe vertical ă (ridicări, coborâri) al blocurilor ce
alcătuiesc baza (fundamentul) unei suprastructuri sedimentare sau ascensiunea unor
sâmburi de sare (diapiri) afla ți în adânc (Podiș ul Transilvaniei).
Pe un astfel de relief primar se instaleaz ă o rețea hidrografic ă care inițial are două
componente – pâraie pe flancurile domului care dau v ăi cu dispozi ție radială și râuri
colectoare care urm ăresc spațiile joase dintre domuri (fig. 45).
• Culmea boltită și văile de pe flancurile ei – ruzuri – constituie forme de
concordan ță. Evoluț ia ulterioar ă determin ă individualizarea altor forme de relief între
care:
• butoniere – depresiuni circulare sau al ungite realizate prin „golirea”
boltirei domului de c ătre ogașele de la obârș ia ruzurilor;
• cueste circulare sau „fa ță în față ” pe flancurile butonierei;
• martori de eroziune în mijlocul butonierei individualiza ți de eroziune
pe strate mai dure;
• butoniere duble dezvoltate în condi țiile în care în centrul structurii
domului eroziunea râurilor intersecteaz ă strate dure. Aici selectiv pe stratele dure se
va dezvolta o culme interioar ă iar lateral prin adâncirea râur ilor se vor crea depresiuni
butoniere inelare;
• Domul cupolă – reprezint ă un interfluviu pe o structur ă de tip dom alcă tuită
din roci moi. Pe flancurile sale nu se dezvolt ă ruzuri ci complexe de alunec ări ce-și
fixează râpele la partea superioar ă a domului.
Când într-un podi ș structurile de acest gen nu sunt accentuate și ele nu se
reflectă în forme de relief specifice (culmi, dealuri, m ăguri) dezvoltarea re țelei
hidrografice poate conduce la crearea de v ăi care taie par țial sau în întregime
domurile. În acest caz se ajunge la punerea în eviden ță a unor forme de relief
secundar (cueste, versan ți structurali, poli țe structurale etc.).

2.3.4. Structura ș ariată și relieful dezvoltat pe ea.
Mișcările tectonice determinate de deplasarea pl ăcilor tectonice produc nu
numai cutarea simpl ă a formațiunilor sedimentare din depr esiunile de tip orogen dar și
fragmentarea și bascularea lor uneori pe distan țe de zeci de kilometri. Prin acest
proces tectonic se realizeaz ă atât deformarea structurilor ini țiale dar și încălcarea
unora de c ătre altele. În acest mod a rezultat o structur ă complex ă cu cel pu țin două
componente – structura din baz ă (autohtonul ) și una care o acoper ă (pânza ). Cele mai
importante structuri de acest gen se realizeaz ă în intervale lung i de timp (zeci de
milioane de ani) și cuprind atât forma țiuni cristaline și magmatice cât și depozite
sedimetare vechi (în Carpa ții Meridionali exist ă Pânza Getic ă peste Autohtonul
Danubian). În forma țiunile sedimentare fli șoide pânzele au o extindere mare dar
încălecarea este redus ă (câțiva kilometri).

162
Fragmentarea acestor unit ăți duce la conturarea a două tipuri de forme de relief.
Astfel exist ă reliefuri majore individualizate la nivelul pânzei, autohtonului și mai
ales în lungul contactului dintre ele și forme de relief secundare, derivate din
fragmentarea unor sectoare ale pânzei sau autohtonului (fig. 45) .
În prima situa ție la marile șariaje (Carpa ții Meridionali, Podi șul Mehedinț i)
fragmentarea și înlăturarea unei p ărți din pânz ă de că tre eroziune relev ă uneori
aspecte diferite. Astfel unitatea autohton ă compactă cu înfățișarea de podi șuri și munți
mai joși, unitatea cu caracter de pânz ă este redus ă la martori (din roci mai dure) sau
culmi muntoase mai înalte. Adesea contactul dintre ele este relevat de versan ți abrupți
pe care morfodinamica este activ ă. În regiunile de fli ș unde sunt mai multe unit ăți
structurale șariate pe distan țe diferite, evidente sunt: a liniamentele pânzelor sub form ă
de culmi relativ paralele (mai ales când în alc ătuire intră roci cu rezistență mai mare),
contactul dintre unit ățile structurale (liniile de înc ălecare) reflectat de sectoare de v ăi
și uneori depresiuni de eroziune diferen țială (Carpații Orientali), înlă turarea local ă a
unor porțiuni din pânz ă și scoaterea la zi a autohtonului (a șa numitele ferestre
tectonice – vezi fli șul extern al Carpa ților Orinetali) situa ție reflectată în peisaj printr-
un relief de culmi mai joase, uneori depresiuni și concentr ări de rețea hidrografic ă.
Formele de relief derivate au desf ășurare în general redus ă și o dispoziț ie
izolată . Astfel pe flancuri de cute apar versan ți structurali, cueste cu dimensiuni
variabile, mici sinclinale suspendate, martori de eroziune (din roci calcaroase,
granitice) de tipul klippelor și olistolițelor, creste simetrice ș i asimetrice etc.

2.3.5. Structura appalassiană și formele de relief indi vidualizate pe aceasta.
Structura este specific ă munților vechi (frecvent hercinici) care au suferit o
intensă modelare ajungând uneori la stadii de câmpii de eroziune (peneplene sau
pediplene). În acest fel s-a ajuns la miezul structurii cutate unde ondularea stratelor
este foarte strâns ă încât acestea au o pozi ție aproape vertical ă; se adaug ă unele corpuri
magmatice vechi de tipul lacoli ților sau batoli ților. Ca urmare, o astfel de câmpie se
va caracteriza pr intr-o succesiune de benzi petrogra fice mai late sau mai înguste ce au
rezistență deosebit ă la atacul agen țior externi. Mi șcările neotectonice pozitive pot
ridica câmpia la altitudini variate creând podi șuri și masive. Pe acestea se va dezvolta
o reț ea hidrografic ă specifică iar procesele diferi ților agenți se vor manifesta selectiv
(în funcție de rezisten ța rocilor) rezultatele conturâ nd un relief aparte. Se impun
aliniamentele de creste și platouri la nivelul interf luviilor separate de v ăi asociate în
rețea dendricular ă cu sectoare înguste (chei, defilee) și sectoare largi (culoare de vale
cu terase, lunci extinse sau depresiuni) Evoluț ia începe prin in stalarea unei re țele hidrografice în sensul pantei
generale dar se vor adânci și extinde mai repede râurile de pe faciesurile moi sau din
lungul faliilor. În timpul aceasta și afluenții se vor dezvolta diferit în func ție de
concordan ța sau neconcordan ța ca poziț ie în raport cu benzile de roci cu alc ătuire
deosebită. Văile primordiale î și vor păstra în cea mai mare m ăsură direcția inițială
tăindu-și sectoare înguste în cele mai dure și largi în cele cu rezisten ță mică. Afluenții
acestora îns ă se vor dezvolta cu predilec ție perpendicular și oblic pe aliniamentul
rocilor vecine facili tând impunerea unei re țele cu caracter dendritic. Între acestea vor
rămâne interfluvii sub form ă de creste (pe rocile dure), cu lmi rotunjite (pe rocile moi),
platouri (unde stratele r ezistente au grosime mare și extindere), aliniamente de vârfuri
și șei (pe fâșii cu alternan țe de strate cu durit ăți diferite), versan ți abrupți sau cu trepte
structurale în defilee etc. Deci relieful appalassian (numele provine de la sistemul montan hercinic din
America) rezultă pe o structură cutat ă, erodată, înălțată și pe care re țeaua de v ăi și

163
modelarea s-au adaptat la particularităț ile litologice. Pe ansamblu constituie un
sistem de vă i și interfluvii în re țea rectangular ă pe care se înscriu numeroase forme
structurale cu dimensiuni mici.

3. Relieful dezvoltat pe structuri magmatice și eruptive
Reliefurile dezvoltate pe materie consolidat ă cea provenită din topituri
provenite de la adânci mi diferite din scoar ța sau astenosfer ă constituie o categorie
aparte ce dezvolt ă peisaje inedite. Reparti ția lor pe suprafa ța Pământului este legat ă de
sectoarele labile dezvoltate î ndeosebi la contactele dintre pl ăci (rifturi, subduc ții), în
lungul unor fracturi ce ajung la bazine magmatice din scoar ță sau în depresiunile
tectonice orogenetice. Evolu ția îndelungat ă a Pământului a fost înso țită permanent de
consolidări de materie topit ă care au condus la crearea pe de o parte în scoar ță a unor
structuri cu dimensiuni și formă variate iar pe de alta la suprafa ța acesteia de aparate
și platouri vulcanice, de lan țuri de mun ți emerș i sau submer și și prin ele la extinderea
bazinelor oceanice ori a continentelor. Suprafe țele continentale vulcanice supuse
modelării au fost erodate diferen țiat în timp astfel încât relieful vulcanic a fost redus
la diverse forme-m ărturii ale unor erup ții din diferite epoci. În aceea și măsură
erodarea profund ă a masivelor muntoase (frecvent cristaline paleozoice sau
mezozoice) este înso țită de scoaterea la zi a diverselor structuri magmatice
consolidate în adânc și care datorit ă rezistenței mai mari la atacul agen ților externi
ajung să se impun ă ca forme de relief pozitive.
Deci, dublul specific genetic al formelor de relief vul canic (unele rezultate prin
acumulări suprapuse în timp de produse de erup ție și altele derivate create de eroziune
în acestea sau prin scoatere a la zi a corpurilo r magmatice din adânc) le impune cu o
categorie de relief structural distinct ă. Se adaug ă influența rocilor din care sunt
alcătuite, care prin proprietăț ile fizice și chimice influen țează specificul proceselor de
modelare urmat de impunerea anumitor forme de relief. 3.1. Magmatismul și corpurile create în scoar ță. Relieful de eroziune
dezvoltat pe acesta.
Magmatismul constituie un ansamb lu de procese care se realizeaz ă la diferite
adâncimi în scoar ță și care conduc de la generarea de magm ă (materie topit ă cu
temperaturi de la câteva sute de grade la peste 1000 grade) pân ă la consolidarea ei în
loc sau pe diferite traiecte cu pozi ție diferită în raport de bazinul de provenien ță.
Există un magmatism în zonele de rift dominat de acumul ări – consolid ări de magme
bazice (bazalte, ofiolite), un magmatism în zonele de subduc ție și în spațiile
continentale cu acumul ări – consolid ări de magme acide (granite, riolite) sau neutre
(andezite).
– Corpuri magmatice rezultate prin solidificarea magmei în interiorul scoar ței
au dimensiuni ș i forme variate. Între acestea se impun:
• batoliții – sunt cele mai mari (zeci de kilometrii p ătrați) corpuri
rezultate din consolidarea magmei în regiunile de orogen; frecvent sunt alc ătuite din
granite; granodiorite și au form ă generală de cupol ă; din ei pornesc consolid ări
tubulare cu dispoziț ie radială. În țara noastr ă batoliții sunt masa cristalină a
M.Retezat;
• lacoliții – sunt mase de topitură frecvent granitic ă consolidat ă la o
oarecare distan ță de bazinul magmatic de care de leag ă printr-un canal de alimentare
frecvent cu desf ășurare vertical ă (fracturi). Au o form ă specific ă impusă de
consolidarea magmei între strate de unde baza relativ orizontal ă și partea superioar ă
larg convex ă. Are dimensiuni diferite, cei mai mari având diametre de câ țiva
kilometri. În România au fost identifica ți în Munții Măcinului;

164
• filoane sunt frecvent structuri magmati ce alungite cu gr osimi variabile
(diametre maxime de mai mul ți metri) care se desprind din batoli ți, lacoliți sau alte
corpuri magmatice și străpung pe diverse fracturi masa de roci care le acoper ă pe
acestea;
• apofize – sunt pă trunderi lineare de magm ă în rocile care înconjoar ă un
corp magmatic cu dimensiuni mari;
• dykuri – reprezint ă corpuri magmatice cu m ărimi variabile (grosimi
frecvent de zeci de metri și lungimi de sute de metri) care au rezultat prin consolidarea
magmei în cr ăpăturile forma țiunilor pe care le str ăbate aproape vertical (exemplu între
cele ale unui con vulcanic);
• neckuri – constituie corpuri formate prin consolidarea magmei sau a
unui amestec de piroclastite cu lav ă pe coșul vulcanic. De aici desf ășurarea vertical ă
sau de alt ă natură; au dispunere cvasiorizontal ă și dimensiuni variabile.
– Formele de relief individual izate pe corpurile magmatice. Prin specificul
genetic corpurile magmatice se afl ă la adâncimi variate în cuprinsul diferitelor masive
muntoase, podi șuri, vulcani etc. În urma erod ării rocilor acoper itoare acestea sunt
scoase la suprafață . Datorită rezistenței mari a lor în raport cu rocile vecine se ajunge
la crearea unui relief distinct în care corpurile magmatice constituie forme pozitive iar
în formaț iunile limitrofe se dezvolt ă depresiuni, v ăi largi etc.
În funcție de caracteristicile corpurilor magmatice (dimensiuni, desf ășurare,
alcătuire, grad de fisurare) și de climatul în care se produce modelarea lor rezult ă
forme de relief diferite. Între acestea frecvente sunt: masive și culmi relativ compacte
cu dezvoltare pe o bun ă parte a batoli ților sau lacoli ților exhuma ți, monticoli cu
dimensiuni variate dar cu partea superioară convexă și versanț i abrupți; ziduri și
creste ascuțite cu versan ți abrupți (mai ales pe dykuri), platouri mărginite de versan ți
cu pantă mare dar care au dimensiuni mari pe lacoli ți și mici pe silluri, ansambluri de
coloane rotunjite și blocuri sferice (în climat cald și umed) sau de vârfuri cu muchii și
colțuri înconjurate de mase de grohoti ș (în climat rece); jghiaburi și văi înscrise pe
aliniamente de cr ăpături etc.
3.2. Vulcanismul și relieful dezvoltat.
3.2.1. Vulcanismul este un ansamblu de procese care implic ă scoaterea
materiei topite și a gazelor înso țitoare din locurile de formare (astenosfer ă sau vetre
din litosfer ă) la suprafa ța scoarț ei (pe uscat sau în bazine marine și oceanice) unde va
da naștere pe de o parte la consolid ări de lave și acumulări de diverse produse solide
iar pe de alt ă parte la emisii de gaze și vapori de ap ă. Dacă transferul topiturii și
gazelor din adânc spre suprafa ță se realizeaz ă în lungul unor fracturi profunde, ie șirea
lor se concretizeaz ă punctiform iar uneori pe aliniamente.
Vulcanismul este legat dominant de z onele de rift unde sunt efuziuni de
materie bazaltic ă (lave bazice) și de zonele de subduc ție unde sunt lave acide
precumpănitor andezitice. Se adaug ă vulcanismul asociat „zonelor fierbin ți”
dezvoltate în diferite se ctoare din interiorul plă cilor continentale sau oceanice. Aici ca
urmare a concentr ării la partea superioar ă a mantalei a unui volum însemnat de
materie cu temperaturi foarte mari se produce cră parea scoarț ei și ascensiunea ei
(D.Rădulescu 1976). De toate acestea sunt legate erup ții care au generat în diferite
etape ale evolu ției Pământului mun ți și platouri vulcanice a c ăror urme se reg ăsesc
atât în interiorul continentelor cât și în bazinele oceanice. Desigur c ă formele cele mai
bine dezvoltate sunt cele impuse de erup țiile care s-au produs în pliocen și mai ales în
cuaternar. Ele sunt r ăspândite pe mai multe aliniamente care reflect ă cele trei situa ții
genetice. Se afl ă în lungul rifturilor din oceanele Atlantic și Pacific, în cele din estul
Africei, Marea Roș ie, Oc. Indian sau în unele care au avut func ționalitate în ere

165
geologice vechi (ex. în Europa de vest). Vulcanism activ se produce în ariile de
convergen ță a plăcilor (Cercul de foc Pacific, Marea Caraibilor, Indonezia, bazinul
Mediteranei iar în trecut centrul și estul Europei). Pentru cel impus de „zonele
fierbinți” exemplele de manifest ări actuale și recente (vezi D.R ădulescu 1976) sunt
legate de Oc. Pacific (mai multe aliniamente de insule vulcanice și munți vulcanici
submerși-Hawai-Midway-Kamciatka; Arh. Marshall – Gilbert Samoa; Touamotou –
ins. Paștelui), placa african ă (din golful Guineea-Camerun-bazinul Ciad-Tibesti cu
vulcani vechi și recenț i), Europa centrală (Eifel-valea Rinului-Boemia-Silezia cu
activități în neozoic) etc. (fig. 48)
3.2.2. Manifest ările eruptive. Deși au forme diverse exprimate atât prin
intensitate, durată și rezultate, totu și pot fi reduse la câteva tipuri ce au ca modele unii
vulcani analiza ți în detaliu în ultimile secole. Prin sintez ă manifest ările pot fi în
spațiul continental dar și în cel oceanic, apoi lente (îndeosebi când erup țiile se produc
cu lave bazice) și violente explozive (când acestea s unt legate de lave acide). Prin
combinarea în timp a unor elemente (manif estarea, lavele emise, forma rezultat ă etc.)
rezultă câteva tipuri.
– Manifestările vulcanice cu lave dominant bazice . Ele au (D.R ădulescu,
1976) o fluiditate mai mare ce determin ă viteze de curgere ridicat ă (6-7 km/or ă) o
răspândire spa țială însemnată și crearea unor forme de relie f de tipul platourilor și
depresiunilor de explozii sau de implozie. Se disting dou ă tipuri importante:
• Tipul hawaian – separat prin analiza vulcanil or din arhipelagul Hawai
(Kilauea, Mauna Loa, Mauna Kea etc.). Se caracterizeaz ă prin erup ții de lave
bazaltice fluide dar uneori explozive (dau a șa numitele fântâni, jerbe de lav ă),
acumulări bogate de lav ă (lacuri) în unele depresiuni cu durat ă variabilă, rezultă
aparate vulcanice extinse în care se impun pl atouri (rezultate prin consolidarea
pânzelor de lav ă cu pante mici, conuri scunde de produse vulcanice rezultate prin
explozii (zgură ) și cratere largi din care curg șuvoaie de lav ă și se elimin ă gaze, vapori
de apă etc. (fig. 47)
• Tipul islandez specific unor vulcani din insule aflate în zonele de rift
între care și cei din Islanda. Lava bazaltic ă foarte fluid ă iese prin mai multe locuri
înșirate în lungul unor fract uri profunde ale scoar ței și se împrăștie pe distan țe mari
creând platouri. Se pot forma și conuri cu dimensiuni reduse care sunt acoperite de noi
pânze de lav ă. În multe lucr ări acest tip de erup ție este asociat și cu procesul de
consolidare a lavei sub calota de ghea ță de pe insul ă. În aceast ă situație o parte din
gheață se topește iar solidificarea lavei se face într-un mediu cu ap ă și vapori. Rezult ă
monticoli cu partea superioar ă plan convexă și versanți relativ abrup ți alcătuiți din
pilow-lav ă.
– Manifestări vulcanice cu lave dominant acide , frecvent andezite, dacite,
riolite. Deplasarea acesteia pe co șul vulcanic se realizeaz ă încet ceea ce conduce la
consolidarea par țială sau total ă a lavei relativ rapid pe aceasta sau la exterior.
Acumularea de gaze sub presiunea la baza materialului solidificat determin ă
sfărâmarea lui și expulzarea de materie fierbinte format ă din produse solide, lichide și
mai ales gazoase cu temp eraturi care uneori dep ășesc mai multe sute de grade.
Rezultă corpuri vulcanice cu form ă, altitudine și structur ă variată. Se pot separa
câteva tipuri:
• Tipul vulcanian – caracterizat pe baza analiz ei aparatului Vulcano din
arhipelagul Lipari din nordul Siciliei. Proces ele specifice sunt – erup ții repetate de
lave andezitice, formarea de cruste sub țiri de materie solidificat ă ce este expulzat ă
prin explozii provocate de gazel e aflate sub presiune în co șul aparatului. În urma
acestora rezult ă blocuri, cenușă și lave care se acumuleaz ă pe flancurile aparatului

166
rezultând conuri în care exist ă o structur ă cu alternan țe de strate din aceste produse
(fig. 47).
• Tipul vezuvian stabilit prin evolu ția aparatului complex al vulcanului
de la sud de Napoli. Exist ă o activitate în care alterneaz ă la intervale mari de timp
erupț ii puternice, violente cu perioade și calm relativ. În prima situa ție din vulcan sunt
eliberate cantit ăți importante de produse solide (cenu șe, bucăți de rocă etc.) ceea ce
conduce la distrugerea unei p ărți din el. Se adaug ă efuziuni de lav ă vâscoasă
(andezite) care se revars ă pe marginile conului și în acest mod realizarea unei structuri
stratificate (lave, cenu șe, bombe etc.). Totodat ă solidificarea lavei în craterul și coșul
acestuia conduce la astuparea și încetarea ac țiunii eruptive. Din acest moment începe
o fază nouă caracterizat ă prin acumularea în co ș și în adânc a unei mari cantit ăți de
gaze care vor exercita o puternic ă presiune asupra materialelor care le astup ă ieșirea.
Când limita de rezisten ță este depășită se produce o nou ă explozie care în situa țiile
cele mai violente poate distruge cea mai mare parte din construc ția vulcanic ă
anterioară (ex. în 1883 a fost desfiin țată cea mai mare parte din ins. Krakatoua sau în
79 î.e.n. o bun ă parte din anticul Vezuviu) sau poat e crea depresiuni circulare largi.
• Tipul peleean este bazat pe manifest ările de la începutul sec. XX ale
vulcanului Mont Pelée din insula Martinica. Specificul este dat de câteva elemente.
Mai întâi prin solidificarea lavei, frecvent andezitice, la partea superioar ă a coșului
vulcanului rezult ă un corp cu form ă cilindrică pe care gazele sub pr esiune din adânc îl
împing lent în exterior determinând cre șterea în în ălțime a vulcanului. Al doilea
element important îl reprezint ă așa numitele avalan șe fierbinți formate din gaze, lav ă
pulverizat ă blocuri și cenușă care ies și se revars ă pe flancurile conului pe distan țe
mari când rezisten ța „dopului” este eliminat ă și se produce explozia.
– Manifestă ri vulcanice mixte în care fazele cu erup ții de lavă acidă vâscoasă
(andezite) alterneaz ă cu cele cu lave bazi ce fluide (bazalte). Sunt caracteristice
vulcanului Stromboli de unde și numele acordat acestui tip (strombolian). În timpul
erupț iilor se elimin ă cantități mari de gaze, vapori de apă și fragmente solidificate de
lavă (bombe). Aparatul vulcanic are un crater în care lava clocote ște continuu.
– Manifestă ri vulcanice care produc numai erup ții de gaze sunt legate de
degazificarea rapid ă a lavei în fazele explozive la tipurile prezentate anterior (odat ă cu
acestea sunt expulzate și produse solide rezultate din dist rugerea aparatul ui vulcanic)
sau prin eliminarea violent ă a vaporilor de ap ă rezultați la contactul unei mase de
magmă din interior cu apa care s-a infiltrat din exterior. Se produc geisere (Islanda,
Kamciatka, Yellowstone, Noua Zeeland ă etc.) sau formarea unor depresiuni circulare
(cratere de explozie) f ără conuri. Sunt numite în Germania (în bazinul Rinului) maare .
– Manifestă rile vulcanice submerse se înregistreaz ă în bazinele oceanice și
mări și sunt în mai mic ă măsură cunoscute în detaliu. Se pot separa (D.R ădulescu,
1976) două tipuri care sunt condi ționate de adâncimea la care se produce emisia de
materie vulcanic ă. Cele care au loc în lungul rifturilor și fracturilor din zonele de
subducție datorit ă presiunii mari pe care o exercit ă m a s a d e a p ă de deasupra au
caracter lini știt, iar lava se acumuleaz ă și prin consolidare creeaz ă aparate vulcanice
submerse care cresc deopotriv ă în înă lțime dar și în suprafa ță (ex. în lungul riftului
atlantic). Când cr aterele ajung la în ălțimi mici datorit ă presiunii reduse se realizeaz ă o
formă de manifestare violent ă cu expulzare de gaze, vapori de ap ă, cenușe, zgură, lavă
etc. ce poate conduce la construirea de insule vulcanice. Din acest moment se trece la
unul din tipurile caracteris tice regiunilor de uscat.
3.2.3. Produsele activit ății vulcanice . Prin erup țiile vulcanice sunt expulzate
în exteriorul scoar ței trei categorii de produse.

167
• Gazele și vaporii de ap ă rezultă mai ales prin degaze ificarea lavei sau din
contactul acesteia cu apa, au pondere variat ă atât în timpul erup ției cât și de la un tip
la altul. Ele se constituie în amestecuri cu compozi ție și temperaturi variate ce poart ă
diferite denumiri . Frecvente sunt fumarolele (sunt amestecuri de gaze cu temperaturi
mari de la 3000 la 1 0000 și conținut cu N, H, CO, NH 4, H 2S, etc. în propor ție
variată), solfatarele (conținut bogat în SO 2, SO 3, CO 2, vapori de ap ă cu temperaturi
diferite) ce înso țesc erup țiile. Se adaug ă mofetele (amestec de gaze în care
precumpănește CO 2 și care au temperaturi sub 1000) specifice manifest ărilor
postvulcanice în a șa zisele „ aureole mofetice” ce înconjoar ă edificiile vu lcanice) unde
se produc ca gaze libere sau încorporate în apa carbogazoas ă.
• Lavele care dup ă conținutul chimic sunt b azice (temperaturi mari și fluiditate
accentuat ă) și acide (temperaturi mai mici și vâscozitate ridicat ă) participă în măsură
mare la realizarea edificiilor vulcanice. Ele se revars ă pe suprafe țele limitrofe
centrelor de erup ție cu viteze diferite situa ție care se transmite în procesul de
solidificare și se reflect ă în tipul de acumulare rezultat ( pahoehoe – cruste frecvent
bazaltice; netede, lucioase și pe întindere mare; lave cordate – cruste v ălurite rezultate
prin acumularea lavei bazice în spatele unor obstacole; aa – masă de lavă fluidă care
prin răcire se fragmenteaz ă în blocuri cu dimensiuni diferite și între care r ămân goluri;
block-lava – lava vâscoas ă care în procesul consolid ării prin răcire se rupe în blocuri
paralelipipedice cu fe țe netede; coloane prismatice rezultate prin dezvoltarea de fisuri
de contrac ție în procesul de r ăcire a lavei – D.R ădulescu 1976, N.Atanasiu și colab.
1998).
• Produsele solide rezultă fie din particule de lav ă care se solidific ă brusc în aer
în fazele de erup ție fie din elemente de natur ă vulcanică ce provin din fragmentarea
edificiului vulcanic în timpul exploziilor. Cele mai importante sunt: – cenușa
(particule cu diametre sub 4 mm rezult ate din distrugerea conului sau expulzarea
violentă a produselor solide ce înfund ă coșul vulcanului), lapili (bucăți de lavă
consolidată cu diametre sub 30 mm; rezult ă în timpul exploziilor puternice), bombe
vulcanice (bucăț i de lavă consolidat ă în aer la erup țiile violente; diametre de peste 10
cm și înfățișare fusiform ă), piatra ponce (fragmente de lav ă vâscoasă solidificate în
aer care datorit ă pierderii rapide a gazelor devine poroas ă), scorii sau zgur ă
(fragmente de crust ă bazică fragmentată printr-o degazeificare rapid ă a lavei); tufuri
(cenușe vulcanic ă slab cimentată ; pot fi în func ție de natura elementelor constitutive –
t. andezitice, riolitice, dacitice, trahitice etc.), aglomerat vulcanic (amestec cimentat
de cenușe și bombe, lapili etc.); lahar (depozit la poalele c onurilor vulcanice care a
provenit din acumularea materialelor transportate de curgeri de ap ă cu cenușe, lapili,
scorii etc.). (D.R ădulescu 1976, N.Atanasiu și colab. 1998).
3.2.4. Relieful vulcanic . Au rezultat fie prin activit ăți vulcanice (acumulare de
produse dar și explozii) fie prin ac țiunea agen ților externi. De aici, pe ansamblu
caracteristica dubl ă de relief structural cons truit de factorul intern și de relieful
petrografic prin ceea ce au realizat factorii externi de unde posibilitatea separ ării a
două grupă ri de tipuri de forme.
¾ Relieful vulcanic de construc ție și explozie . Sunt două categorii de forme care
rezultă numai prin manifestă rile vulcanice. Configura ția și dimensiunile lor sunt
dependente de durat ă activității vulcanului și de tipul de produse rezultate. Cu cât
durata și intensitatea fenomenelor sunt mai mari cu atât construc țiile sunt mai groase
și extinse. Totu și separarea principalelor forme este dictat ă de materialele care se
acumuleaz ă. Se disting câteva tipuri principale la care în func ție de specificul
manifestării se individualizeaz ă alte subtipuri.

168
– Conurile vulcanice sunt formele de relief principale rezultate din acumul ări de
lave și piroclastite pr oduse în condi țiile unei succesiuni de erup ții. Componentele
acestora sunt:
• Conul propriu- zis constituie forma major ă care se impune prin
dimensiuni (de la câ țiva zeci, sute de metri în ălțime la mai multe mii; diametru bazal
ce poate ajunge la câ țiva kilometri), înf ățișare (de la con tipic la trunchi de con) și
structură determinate de modul în care s-au realizat manifest ările vulcanice. La
exterior conul este alc ătuit din: versanț i (flancuri) cu dispozi ție circular ă, înclinare pe
ansamblu de la accentuat ă (la cele alc ătuite din produse acide) la mic ă (la cele formate
din lave bazice) și formă în detaliu neregulată (în concordan ță cu tipul de acumul ări
succesive);
• Crater principal cu formă circulară, ovală și care pe de-o parte sub
muchie se continu ă prin versan ți cu pantă mare, uneori abrupt ă iar pe de alt ă parte
prezintă o bază cu lavă care erupe (la cei activi) sau cu produse consolidate (la cei
inactivi); uneori cratere secundare provenite din acumulă ri derivate sau prin explozii.
• În interiorul conului se separă coșul vulcanic pe direc ția canalului prin
care se realizeaz ă evacuarea lavei. Este circular în sec țiune și profund pân ă la bazinul
magmatic. Din el se dezvolt ă canale secundare prin care lava p ătrunde în edificiul
vulcanic unde se consolideaz ă dând naștere la corpuri de tipul dyckurilor, sillurilor
etc. La vulcanii stin și lava sau diverse produ se piroclastice înfund ă coșul creând
neckuri .
Construcția conurilor în funcț ie de specificul manifest ării și de tipul de lav ă
determină diferențierea de tipuri și subtipuri de aparate vulcanice realizate.
• Vulcani forma ți din piroclastite și lave acide au o frecven ță deosebită în
spațiul continental. Se separ ă ca subtipuri.
– Stratovulcanii cu cea mai complex ă alcătuire, structur ă (lave,
piroclastite în dispozi ție stratificat ă, lahare) și configura ție (versan ți cu pante mari și
neuniformi în desf ășurare; cratere principale și advective, în ălțimi mari etc.); ex. Fuji,
Etna.
– Vulcani din piroclastite au dimensiuni mici, o alc ătuire dominant din
cenușe, piatră ponce și unele pânze subț iri de lave bazi ce (ex. Monte Nuovo,
Paricutin, Stromboli, Vulcano).
• Vulcani forma ți din lave bazice (vulcaniscut ) sunt lega ți de efuziunile de
lave bazice cu fluiditate mare. Specificul este dat pe de o parte de existen ța platourilor
extinse formate prin acumul ări groase de pânze de lav ă iar pe de alta de prezen ța unor
conuri ce au versan ți (flancuri) cu pante foarte mici și cratere cu dimensiuni variabile
(ex. vulcanii din Islanda, Hawai, Faeroe, Etiopia).
• Vulcani rezulta ți prin acumulări de materiale și explozii sunt cei cu
morfologia cea mai complex ă. Eliminarea în timpul erupț iilor a unor cantit ăți mari de
materie ce particip ă la realizarea unor construc ții întinse în exterior determin ă o
„golire” a bazinului magmatic din interior. De aici se ajunge la dezechilibr ări care
sunt însoțite de prăbușiri în sectorul craterelor unde rezultă depresiuni cu dimensiuni
mari (diametre de peste 1 km) numite caldere. Acestea sunt încadrate de versan ți
abrupți, iar în interior au lacuri de lav ă, cratere mici prin care se elimin ă lava, gaze, iar
uneori sunt și construcț ii secundare de tipul conurilor . La unii vulcani afla ți într-o
fază de relativ repaus (Vezuviu) în caldeir ă există lacuri în jurul unor conuri
secundare (atrio). În funcț ie de dimensiuni și formă, determinate de num ărul explozii-
prăbușiri, se separ ă mai multe subtipuri – caldere monogene (dimensiuni reduse și
aproape circular ă, rezultă dintr-o singur ă prăbușire), caldere poligene (dimensiuni
foarte mari, conul vulcanic este în mare m ăsură afectat; rezult ă din mai multe faze de

169
prăbușire) ce are ca subtipuri caldere inelare (atrio-depresiune în interiorul c ăreia în
urma unor erup ții secundare au rezultat conuri mici; în sectoarele joase sunt lacuri –
ex. Vezuviu, Fâncel-L ăpușana în M.Gurghiu) ș i caldere în trepte circumscrise
(Mauna Loa-Hawai). Exploziile put ernice pot duce la eliminarea par țială a edificiului
construit anterior încât aici nu mai pot fi reconstruite decât p ărți ale vechilor aparate
(Krakatau).
• Lanțuri și grupări de vulcani se realizeaz ă în sectoare în care scoar ța este
fragmentată de mai multe linii de fractur ă profunde. Sunt construite aparate vulcanice
cu dimensiuni foarte mari care se îngem ănează se dezvolt ă platouri și numeroase
conuri. Cele mai multe sunt format e în neogen (ex. în vestul Carpa ților Orientali).
¾ Relieful pseudovulcanic de explozie . Sunt legate de dou ă tipuri de procese
care în final creeaz ă depresiuni rotunde înconjurate mai mult sau mai pu țin de valuri
de materiale. Primul este impus de exploziile de gaze și vapori de ap ă aflate în scoar ță
și determinate de evaporarea rapid ă a apei în vecin ătatea unei mase fierbin ți aflate la
adâncime. Tipice sunt în vestul Germaniei (regiunea vulcanic ă Eifel) unde au
desfășurare circular ă și sunt umplute de lacuri; sunt numite maare . Al doilea tip a
rezultat prin impactul unor corpuri extraterestre (meteori ți) cu scoarț a. Prin explozia
acestora au rezultat cratere cu dimensiuni ma i mari înconjurate de valuri de materialul
înlăturat (ex. în SUA, Canada, Australia).
¾ Relieful de eroziune. Reprezint ă rezultatul atacului agen ților externi asupra
construcțiilor vulcanice prin diverse procese între care eroziunea este cel mai
însemnat. Exist ă diferențe între formele individualizate pe acestea.
– Modelarea conurilor vulcanice se impune din momentul în care activit ățile
eruptive înceteaz ă. Pe con se dezvolt ă o reț ea hidrografic ă care înregistreaz ă o
desfășurare diferită – divergent ă la exterior, pe flancuri ca re se include în bazinele
unor colectori cu dezvoltare inelară și alta convergent ă pe flancurile ce m ărginesc
craterele în interior (scurt ă, semipermanentă și cu debu șeu în lacuri de crater).
Adâncirea tuturor acestor râuri conduce la dezvoltarea de v ăi (barancosuri ) și la
fragmentarea treptat ă a părții superioare a vulcanului. Spa țiile dintre barancosuri vor
forma interfluvii largi ( planeze) care pe m ăsura lărgirii văilor se vor îngusta. Râurile
exterioare având un nivel de baz ă coborât ș i forță de atac mai mare în raport cu cele
din crater î și vor mări treptat bazinul. Prin eroziune regresiv ă vor străpunge muchia
craterului p ătrunzând în spa țiul acestuia unde vo r capta treptat re țeaua intern ă. Printr-
o evoluție de durat ă mare conul va fi puternic fragmentat iar în ălțimea sa va fi
micșorată. Modelarea selectiv ă capătă un rol însemnat întrucât materialele din care
sunt alcătuite conurile opun rezistență la atacul proceselor exogene (prin alterare,
dezagregare, pluviodenudare, toren țialitate etc.). Sunt înl ăturate componentele
necimentate sau slab coezive paralel cu punerea în eviden ță a corpurilor interne
rezultate din solidificarea lavei pe diverse fisuri, cr ăpături. Rezult ă un ansamblu de
forme de relief pozitive noi – coloane, turnuri, ziduri de lav ă consolidate care domin ă
glacisuri și pedimente sau depresiuni. În timp și acestea, în func ție de condi țiile
climatice și gradul de fisurare sunt transformate într-o mas ă de blocuri rotunjite
(climat cald și umed) sau angulare (climate care favorizeaz ă dezagregarea). Ceea se
păstrează (suferă mici modific ări) este desf ășurarea pe ansamblu a re țelei
hidrografice, aceasta constituind un reper important în reconstituirile paleoevolutive.
– Modelarea platour ilor vulcanice . Platourile sunt legate de regiunile în care se
produc efuziuni de lave bazice (dominant baza lte) care prin fluiditatea lor se întind pe
areale extinse dând suprafeț e slab înclinate. Repetarea erup țiilor asigur ă atât grosimea
acumulării cât și caracterul structural (u șor monoclinal sau tabular) al dispunerii
pânzelor de lav ă. În procesul de r ăcire diferen țiată și de eliminare a gazelor iau na ștere

170
fisuri verticale care se adaug ă planurilor dintre pânzele de lav ă și corpurile de
străpungere de tipul dyckurilor. Toat e acestea conduc spre o structur ă relativ omogen ă
chimic (impune rezisten ță) dar neomogen ă fizic (faciliteaz ă unele procese mecanice
dar și alterarea în climat umed și cald). Se adaug ă predominarea suprafeț elor
cvasiorizontale nefavorabile fragment ării. Ca urmare, platourile vulcanice î și
păstrează mult timp fizionomia. Totu și circulația apei pe suprafaț a platourilor dar și pe
planurile de fisurare condu ce la producerea de eroziune și alterare sau dezagreg ări (în
funcție de climat). Rezult ă generații de văi (barancosuri ) desfășurate pe aliniamentele
mai coborâte sau pe cele cu frecven ță mare a fisur ării. Ele au adâncimi diferite dar
versanți cu pante accentuate. Între ele sunt interfluvii plate numite mesasuri .
Văile cele mai mari sunt adânci, au versan ți în trepte și înfățișare de canioane .
În timp râurile principale intersecteaz ă structurile de sub acumul ările de lav ă. Dacă
acestea sunt alc ătuite din roci cu rezisten ță redusă procesele de retragere a versan ților
se intensific ă ceea ce conduce la dezvoltarea unor v ăi largi, depresiuni dar și a unor
abrupturi pe capetele platoului de lav ă. Finalul unei evolu ții de durat ă este marcat de
reducerea platourilor la martori de eroziune pla ți, izolați ce domin ă structura din baz ă.
Tot martori r ămân corpurile magmatice mai dure ce-au p ătruns pânzele de lav ă și care
au fost puș i în eviden ță de către eroziune.
2.4. Relief dezvoltat pe structuri complexe
Specificul structural principal a acestora deriv ă din faptul că mișcările
neotectonice prin ridic ări, coborâri, flexuri și falieri au impus caracteristici noi unor
structuri simple și prin acestea alte modalit ăți de răspuns la atacul agen ților externi
urmate de crearea unor forme de relief specific.
2.4.1. Relieful dezvoltat pe structura faliat ă.
Structura faliat ă poate fi ini țial orice structur ă (tabulară , cutată, monoclinală etc.)
dar care datorit ă mișcărilor tectonice este fragmentat ă în blocuri care pot fi ridicate,
coborâte cu m ărimi deosebite. Suprafaț a contactului dintre dou ă blocuri formeaz ă
planul de falie , linia care apare la zi în lungul contactului blocurilor reprezint ă linia de
falie, mărimea ridic ării unui bloc în raport de cel ălalt constituie înălțimea faliei ,
distanța în plan a dep ărtării unui bloc în raport de celă lalt este pasul faliei etc.
Într-o regiune faliat ă există un număr mare de blocuri. A șezarea în plan și pe
verticală a lor și evoluția acestora sub ac țiunea agen ților externi conduce condi ționat
de alcătuirea petrografic ă și climat la individualizarea unor forme de relief specifice.
Între acestea se impun trei tipuri:
– Abruptul de falie . Reprezint ă porțiunea din planul de falie situat ă deasupra
liniei de falie și reflectă, mărimea înălțării sau coborârii unui bloc în raport de altul.
Evoluția și fizionomia lui depinde de mai mul ți factori:
– rezisten ța rocilor din stratele care îl formeaz ă (cu cât sunt mai dure cu
atât se men ține mai mult formând chiar fronturi întinse;
– mărimea denivel ării (valorile mari impun fronturi cu dimensiuni
ridicate.
– condițiile climatice (climatul arid determin ă retragerea paralel ă cu
poziția actuală și generarea unor glacisuri de eroziune la bază ; climatul cald și umed
favorizeaz ă dezvoltarea v ăilor care fragmenteaz ă abruptul transformându-l în
suprafețe triunghiulare numite „ fațete de falie” ce se prelungesc în interfluvii înguste;
– miș cările tectonice care pot rejuca faliile ridicând sau coborând
blocurile și prin aceasta dând na ștere la situa ții noi.
– timpul (cu cât durata evolu ției este mai lung ă cu atât abruptul de falie
va suferi transform ări mai mari).
În timp pot rezulta mai multe situații evolutive ale abruptului de falie (fig. 50):

171
• abrupt ini țial- nefragmentat;
• abrupt cu fa țete triunghiulare ; există văi dese care îl taie perpendicular.
• abrupt atenuat – înălțime redus ă și înfățișare rotunjit ă (mai ales pe roci
moi și în climat umed;
• abrupt retras ș i cu glacis de eroziune la baz ă (este legat de rocile dure
și climat arid);
• abrupt reîn ălțat – când mi șcările tectonice îl ridic ă din nou.
• abrupt exhumat – un abrupt ref ăcut prin eroziune diferen țială după ce s-
a produs nivelarea sa.
• abrupt inversat – rezultă după ce s-a produs nivelarea blocurilor;
eroziunea se manifest ă intens asupra blocului care anterior era ridicat (datorit ă
alcătuirii lui din roci moi) creând un abrupt nou dar pe blocul cel ălalt.
– Horstul reprezintă o formă complex ă reprezentată de blocuri faliate și
înălțate. Pe toate laturile bl ocul are planuri de falie și domină prin abrupturi regiunile
vecine. Sunt specifice masivelor muntoase hercinice sau caledoniene.
– Grabenul constituie o depresiune dezvoltat ă la nivelul unui bloc coborât și
care este înconjurat ă de masive muntoase (culmi) ri dicate tectonic. Între ele sunt
planuri de falie (ex. culo arele tectonice din Carpa ții Occidentali, Depresiunile Bra șov,
Petroșani etc.).
– Evoluția horsturilor și grabenelor . Frecvent, asocierile de horsturi ș i
grabene se află în regiunile hercinice, unde primele se desf ășoară ca masive iar
secundele ca depresiuni. Evolu ția lor depinde în mare m ăsură de rezisten ța rocilor,
climat (determin ă regimul scurgerii râurilor și indirect al eroziunii acestora, dar și de
importanța altor agen ți și procese), altitudine, mi șcări neotectonice (reactiveaz ă
deplasarea blocurilor pe verticală ). Evoluț ia general ă a lor este condi ționată de
însumarea evolu țiilor abruptur ilor. Teoretic se pot produce câteva modele de evolu ție
dar în realitate varia ția regională a influen ței factorilor genetic i conduce la mult mai
multe situaț ii. În sintez ă se pot distinge trei direc ții:
• evoluție care determin ă erodarea completă a horsturilor și acoperirea
grabenelor cu materialele dislocat e încât se ajunge la o suprafa ță cvasiorizontal ă mixtă
erozivo – acumulativ ă.
• evoluție care conduce la nivelarea total ă sau parțială a horsturilor
urmată de o nouă ridicare diferit ă (rejucarea faliilor) a blocurilor înso țită de refacerea
peisajului de blocuri și depresiuni;
• evoluție în care dup ă crearea suprafe ței mixte erozivo-acumulative,
eroziunea se manifest ă mai intens în blocul care anteri or a fost horst unde la suprafa ță
sunt strate cu rezisten ță mică. Ca urmare, fostul graben devine o form ă de relief înalt ă
iar pe locul fostului horst rezult ă o depresiune, deci o inversi une de relief în raport cu
situația de la care s-a plecat.

2.4.2. Relieful dezvoltat în structura discordant ă
Structura discordant ă reprezint ă asocierea a dou ă structuri diferite (una în baz ă
frecvent cutat ă veche, și alta nou ă eruptivă, tabulară, monoclinal ă) care sunt
suprapuse între ele fiind un plan de discordan ță. Acesta corespunde unei suprafe țe de
eroziune dezvoltat ă pe structura din baz ă când aceasta era exondat ă.
– Realizarea structurii discordante se face în mai multe faze diferen țiate în
timp. Structura bazal ă (frecvent cutat ă) aparț ine unui relief care a fost supus unei
etape lungi de nivelare. Urmează coborârea tectonic ă a acesteia (câmpia de eroziune)
sau ridicarea nivelului m ării. În aceste situa ții relieful nivelat este acoperit de ap ă ceea
ce conduce la acumularea de depozite sedimentare ce creeaz ă structura de suprafa ță

172
care poate fi tabular ă sau monoclinală . O nouă ridicare tectonic ă a regiunii este
urmată de o exondare și de începutul unei etape de eroziune pe uscatul ap ărut. Astfel
în timp pe acesta vor rezulta tr ei grupe de forme de relief – cele dezvoltate pe
structura superioar ă, cele care se individualizeaz ă la contactul dintre cele dou ă
structuri (acestea sunt cele specifice structurii discordante) și forme care se vor
individualiza pe structura din baz ă. Astfel de situa ții sunt legate de regiunile hercinice
care au fost peneplenate, fragmentat e în blocuri, coborâte neotectonic și acoperite de
apă și ulterior exondate și înălțate (fig. 50).
– Formele de relief specifice structurii discordante sunt :
• Depresiunile de contact. Se dezvolt ă din momentul în care râurile au
secționat structura de la suprafa ță și au ajuns la cea de dedesubt. Rocile diferite ca
rezistență din cele dou ă structuri (sedimentare deasupra și cristaline sau magmatice
dedesubt) favorizeaz ă producerea eroziunii diferen țiale și crearea depresiunii prin
îndepărtarea stratelor superioare. Depres iunea va avea un co ntur neregulat și un profil
asimetric cu versan ții abrupți pe capetele stratelor structurii superioare și mai lini pe
cealaltă .
• Peneplena exhumat ă constituie suprafa ța care reflect ă stadiul de
nivelare a structurii bazale; ea reteaz ă structura cutat ă veche format ă în general din
roci dure.(cristaline) . Ea a fost fosilizat ă de sedimentele structurii acoperitoare și
scoasă la zi (exhumat ă) de către eroziune ulterior prin îndep ărtarea stratelor
sedimentare. Printr-o evolu ție de durată formațiunile suprastructurii sunt treptat
îndepărtate încât ajung ca mart ori de eroziune situa ți deasupra peneplenei.
• Văile epigenetice (supraimpuse) și depresiunile suspendate se dezvolt ă
în regiunile unde structura din baz ă (veche) este fragmentat ă în blocuri ce au pozi ție
verticală diferită. Ca urmare sedimentarul care le acoper ă va avea grosimi deosebite.
După exondare re țeaua de râuri care se formeaz ă urmărește panta general ă a
suprafeței de la exteriorul structurii sediment are de deasupra. Râurile se vor adânci și
la un moment dat vor intersecta blocurile cristaline care au pozi ția cea mai ridicat ă. În
continuare se înregistreaz ă evoluții deosebite în trei segmente ale v ăii. În aval de
blocul cristalin adâncirea va con tinua normal, în sedimentar rezult ă o vale larg ă. În
blocul cristalin unde întreaga energi e de care dispune va fi folosit ă numai pentru
eroziune linear ă rezultă o vale îngust ă (chei, defileu) cu pant ă longitudinal ă mare și cu
numeroase praguri. În amonte de blocul cristalin unde va predomina eroziunea
laterală întrucât acesta reprezint ă un nivel de baz ă local ridicat; rezult ă un sector de
vale largă, care treptat se va transfor ma în bazinet depresionar r ămas suspendat în
spatele cheilor t ăiate în blocul cristalin.
Sectorul de vale îngust ă secț ionat în masivul cristalin sau eruptiv va avea
caracter epigenetic ; o vale creată pe o direc ție dictată de structura acoperitoare și
care se impune prin eroziune linear ă în structura dur ă de dedesubt . În spatele unor
astfel de chei, defilee exist ă totdeauna bazinete depresionare suspendate (sunt
frecvente la v ăile din Mun ții Apuseni – Galda, Râmeț , pe Crișuri etc.).
Verificări:
• Definiți principalele structuri geologice și diferențiați modul în care acestea
influențează crearea unor reliefuri specifice.
• Recapitula ți tipurile de forme de relief dezvoltate în fiecare structur ă și dați
exemple din România și Europa.
• Realizați diferențe și asemănări între tipurile de v ăi care se formeaz ă în
diverse structuri geologice.

173
PARTEA A IV-A

GEOMORFOLOGIE CLIMATIC Ă

Probleme:
– Climatele și individualizarea unor sisteme morfogenetice și prin aceste zone
și a unor regiuni morfoclimatice.
– Caracteristici ale zonelor morfoclimatice și diferențieri regionale.
1. Geomorfologia climatic ă – caracteristici generale.
Începând cu finalul secolului XIX și în prima jum ătate a sec. XX orient ările
principale în Geomorfologie le-au reprezentat studierea reliefului axat ă pe acțiunea
agenților și a proceselor acestora. Sub influen ța ideilor lui W.M.Davis, A.Penck,
W.Richtofen, Emm. de Martonne etc. s- a conturat o Geomorfologie sculptural ă având
ca secțiune principală cea fluviatil ă (normală, întrucât apele curg ătoare acționează
peste tot), la care se adaug ă cele care se referea la acț iunile și rezultatele celorlal ți
agenți ce erau asociate pe suprafe țe terestre mai reduse și cu intervale de timp
neregulate (de aici ideea de a le considera ca secunda re, în raport cu interven țiile
râurilor). Prin introducerea ciclurilor de eroziune s-a trecut de la o analiz ă izolată a
fiecărui component morfogenetic la urm ărirea lor în cadrul u nor sisteme în care unul
sau câteva dintre acestea aveau rol esen țial în modelarea unei regiuni. În interpretă rile
realizate, ac țiunile râurilor aveau rol esen țial, iar factorului climatic i se atribuia unul
accidental.
Pentru prima dată J.Büdel (1948) arat ă că pe de-o parte interven ția climatului
în morfogeneză este important ă și continuă iar pe de alt ă parte faptul c ă fiecărui
climat îi corespunde un adev ărat sistem de eroziune. Tot la mijlocul sec. XX J.Tricart
(1952-1960) în mai multe lucr ări insistă pe ideea sistemelor morfoclimatice v ăzute ca
teritorii întinse cu un climat specific ce determin ă o anumit ă grupare de agen ți și
procese care imprim ă în modelare fie o dominantă fizic ă (zonele reci apoi cele aride)
fie una biochimic ă (taigaua, savana, p ădurea ecuatorial ă). P.Birot (1960) sintetizeaz ă
particularit ățile model ării reliefului de diferite zone climatice. Cu ace știa se pun
bazele unei concep ții noi în Geomorfologie car e a condus la diferen țierea unei
subramuri distincte „ Geomorfologie climatic ă”. Aceasta se ocup ă cu studierea
sistemelor morfoclimatice individualizate atât în latitudine (zone morfoclimatice) cât
și pe verticala masivelor înalte (etaje mo rfoclimatice). De altfel, J.Tricart singur și în
colaborare cu A.Cailleux au scris cele mai multe lucr ări de sintez ă morfoclimatic ă. La
baza acestei concep ției morfoclimatice stau mai multe idei:
– agenții externi și procesele dependente de ei ac ționează diferit ca intensitate și
timp de la o zon ă sau etaj climatic la altele (înghe ț-dezghețul se manifest ă intens în
zonele reci și etajul alpin, temporar în zonele temperate și uneori, la altitudine, în cele
calde; vântul este prezent aproape pretutindeni dar are efecte distin cte în regiunile cu
climat arid etc.);
– în fiecare zon ă sau etaj climatic agen ții externi și procesele lor se asociaz ă
diferit, unii având rol hot ărâtor în modelarea și crearea de forme de relief (în zonele
reci acțiunile îngheț -dezghețului și zăpezii au rol esen țial în raport cu cele legate de
apa curgătoare, vânt cu care se asociaz ă; în zonele calde și umede alterarea chimic ă și
spălarea pantelor sunt primordiale față de curgerea apei, vânt etc.);
– în orice zon ă sau etaj climatic se înregistreaz ă o contradicț ie permanent ă între
atacul agen ților morfogenetici dependen ți de climat și rezisten ța locală, regional ă

174
creată de alcătuirea petrografic ă, structura geologic ă și formațiunile vegetale. De
evoluția acestui raport depind atât formele rezultate cât și peisajul morfologic
dezvoltat. Aceea și rocă sau structur ă evolueaz ă diferit la atacul agen ților externi în
condiții climatice opuse (ex. un versant granitic sufer ă o fragmentare intens ă prin
dezagregare în climatele polar, subpolar și una prin alterare chimic ă în condițiile unui
climat cald și umed; în prima situa ție rezultă un peisaj cu abrupturi, creast ă și mase de
grohotiș, iar în cea de a doua un ansamblu de coloane rotunjite, blocuri sferoidale și
alveole);
– în orice sistem morfoclimatic ac țiunile agen ților și proceselor se ierarhizeaz ă,
unele având rol conduc ător dar se și asociaz ă diferit în timp determinând
individualizarea unor forme de relief comp lexe (ex. în sistemul morfoclimatic
temperat ac ționează pe prim plan procesele fluviatile urmate de cele gravita ționale,
pluviodenudare și apoi de înghe ț-dezgheț, nivație, vânt etc.; o teras ă de 5-10 m
altitudine a fost creat ă de un râu dar configura ția ei la un moment dat depinde de
eroziunea pe care acesta o exercit ă la baza frun ții în timpul viiturilor, de șiroire și
torențialitate care o fragmenteaz ă, de producerea unor acumulă ri intense de materiale
venite de pe versan t pe podul ei; înf ăptuirea unei alunec ări de teren implic ă mai o faz ă
premergătoare când se rup lent leg ăturile care asigur ă stabilitatea terenului prin
crearea de cr ăpături de uscă ciune sau de c ătre seisme, desp ădurire, eroziune la baza
versanților etc. și apoi o faz ă cu precipitaț ii bogate când p ătrunderea echilibrului și
deplasarea unui volum de materiale care va c ăpăta o formă specifică etc.);
– pe fondul climatic general ale unei zone geografice ac țiunea proceselor are
caracter local depinzând de particularit ăți de pantă, expunere, alcă tuire petrografic ă
etc. Dar toate mecanismele morfogenetice se înscriu ca elemente în sisteme
morfogenetice ce impun reliefului un specific de evolu ție și un rezultat de ansamblu
reflectat în peisajul morfologic (într-un climat semiarid evolu ția versan ților diferă
sezonier, în cel uscat se produc dezagreg ări și căderea materialelor m ărunțite iar în
cel cu ploi toren țiale spălarea în suprafa ță și șiroirea care conduc la înlă turarea de pe
versant a materialelor disponibilizate; în timp versantul se retrage iar la baz ă se
individualizeaz ă pedimente ca suprafe țe de echilibru);
– într-un sistem morfoclimatic pot ac ționa mai multe sisteme morfogenetice care
sunt asocieri regionale, locale de agen ți și procese ce genereaz ă anumite reliefuri .
Pot fi legate de grup ări de agen ți (sistemele crio-nival, glacio-nival etc.), grup ări de
procese (sistem fluviatil, eolian, litoral), grup ări pe un specific de evolu ție local (ex.
versanți neechilibra ți, echilibra ți și subechilibra ți; albii de râu – neechilibrate cu
eroziuni intense, transport bogat de mate riale; echilibrate cu transport de ap ă și
materiale în suspensie, eroziune lateral ă și subechilibrat cu o dominare a aluvion ării);
grupă ri pe un specific evolutiv regional (î n România se pot separa – sisteme
morfogenetice carpatice, deluroase, de câmpie, litorale în cadrul c ărora se
subordoneaz ă altele, deci o ierarhizare);
– în cadrul sistemelor morfogenetice m ecanismele prin care se realizeaz ă
formele de relief se diferen țiază mai întâi calitativ ca tip și mod de producere
(asociere). De exemplu înghe ț-dezgheț ul are rol esen țial ca agent principal în regiunile
cu climat subpolar (sfarm ă rocile generând fragmente col țuroase) dar el influen țează
regimul de manifestare al model ării proceselor polizonale (ac țiunea apei pe versan ți
sau în albiile râurilor de unde o anumit ă ritmicitate a proceselor și exprimat ă în
formele de relief rezultate (în func ție de num ărul și frecvența ciclurilor de înghe ț-
dezgheț rezultă o dezagregare mai puternic ă sau mai slab ă asociată cu volume diferite
de mase de grohoti ș; repartiția neuniform ă a cantității de precipita ții în timpul anului

175
se reflect ă în regimul scurgerii apei râurilor care va avea intervale cu intensit ăți
diferite a proceselor din albie);
– vegetația și solurile care cunosc o desf ășurare pe zone și etaje climatice, prin
poziția de „ecrane” între agen ți și rocă introduc diferen țieri în ac țiunea proceselor
morfogenetice; la scar ă globală aceasta conduce la separarea a trei grupe de zone și
etaje morfogenetice. O prim ă grupă are ca specific dominarea proceselor fizice
întrucât lipsa vegeta ției sau discontinuitatea reparti ției atât spa țial cât și în timpul
anului oferă un contact direct al agen ților cu roca. A doua grup ă aparține zonelor și
etajelor cu vegeta ție bogată de unde caracterul dominant al proceselor biochimice
(spațiile ecuatoriale, musonice) și lipsa sau slaba manifestare a celor mecanice (au
caracter local fiind stimulate de pant ă, rocă sau de scurgerea apei în albia râurilor). În
cea de a treia grup ă sunt zonele și etajele cu vegeta ție prezent ă sezonier (savane,
stepă, silvostep ă, tundră, etaj subalpin etc.) unde cele dou ă caracteristici
morfogenetice se succed.
În prima și ultima grup ă formele de relief rezultate sunt numeroase ș i reflectă
acțiunea agen ților cu rol primordial în sistem ul morfogenetic. Ele constituie
elementele de baz ă ale peisajului morfologic. De aceea în cele mai multe lucr ări
geomorfologice acestea sunt prezentate ca apar ținând unor zone morfoclimatice
tipice. Dar zonarea morfoclimatic ă a suprafe ței terestre impune ș i caracterizarea celor
din cea de a doua grup ă unde de și există sisteme morfogenetice importante ș i
specifice totu și formele de relief rezultate nu constituie elemente însemnate în peisajul
general care este dominat de vegeta ție.
În concluzie se pot diferen ția pe suprafaț a Globului mai multe zone
morfoclimatice cu reliefuri spec ifice rezultate din îmbinarea ac țiunii diverselor agen ți
externi sub influen ța factorilor climatici
2. Zone morfoclimatice
2.1. Zona morfoclimatic ă caldă și umedă cu modelare impus ă dominant
de alterarea chimic ă.
¾ Desfășurare și caracteristici bioclimatice . Ocupă mai întâi spa ții extinse de-o
parte și de alta Ecuatorului uneori pân ă la latitudinea de 100 suprapunându-se în linii
largi peste domeniul zonei climatice ecuatoria le. Se includ Amazonia, coasta golfului
Guineea, o mare parte din bazinul fluviului Congo, Malaezia, Indonezia, Filipine etc.
La acestea se adaug ă și alte regiuni situate între 100 și tropice unde pozi ția barierelor
muntoase în raport cu circula ția maselor de aer (climat musonic) a favorizat
precipitații bogate și o vegeta ție luxuriant ă (coastele Indiei, Indochinei, sudul Chinei,
Australia de NE, estul Madagascarul ui, Brazilia de NE, Antilele etc.).
Climatul acestor regiuni este cald și foarte umed. Temperaturile medii lunare
depășesc 200, amplitudinile termice anuale dar și cele diurne oscileaz ă între 3-50 la
Ecuator și 100 la tropice (sunt mici în spa țiul pă durii și mai mari unde ea a fost
îndepărtată. Anual cad cca 1200 – 2200 mm precipita ții; în lunile cu echinoc ții peste
200 mm pe când cele mai mici în cele cu solsti ții (sub 100 mm) în insule muntoase
(ex. Marschall unde se produc anual cca 4 500 mm) în nici o lun ă valorile nu scad sub
100 mm; în regiunile musoni ce aproape 2/3 din cantit ățile medii de 2000-2500 mm se
produc în sezonul de var ă. Cu toate acestea în lunile sau în sez onul cu ploi mai pu ține
în sol exist ă apă suficientă pentru a nu afecta ciclul biotic și alterarea chimic ă.
Climatul cald și umed favorizeaz ă dezvoltarea unei vegeta ții bogate și dense
reprezentat ă de păduri higrofile (în climatul ecuatorial) și mezofile (la latitudini mai
mari). Ele se remarc ă printr-o densitate mare a plantelor, dispunere etajat ă (arbori
înalți ce ajung la 40-50 m ce creeaz ă o suprafa ță umbroas ă discontinu ă; arbori cu
înălțimi de 20 m cu o densitate mare care alc ătuiesc un strat compact între ținând un

176
grad de umbrire și umiditate aproape uniform; un nivel cu arbu ști și unele plante
ierboase la parter) ce între ține un topoclimat cald, extrem de umed (90% umiditate
relativă și aproape constant ă), cu aproape 60% din precipita țiile reținute de sol, un
grad de umbrire ridicat. În pă durile mezofile exist ă amplitudini termice, mai mult ă
lumină și diminuarea umidit ății în sezonul cald ș i secetos. P ădurea reprezint ă u n
ecran de protec ție a rocilor în raport cu majoritatea agen ților externi dar favorizat
alterării chimice.
¾ Procese și forme de relief specifice
– Alterarea este în aceste condi ții bioclimatice procesul de baz ă care afecteaz ă
solul, depozitele groase dar și rocile. Cantit ățile mari de materie organic ă sunt aproape
în întregime descompuse, procesul fiind real izat de bacterii, ciuperci (în mediul acid)
și mucegai (în solu țiile oxigenate). Apa cald ă încă rcată cu acizii rezulta ți din
descompunerea materiei organice și CO 2 are un rol esen țial în procesul de alterare
chimică a rocilor, îndeosebi prin hidroliz ă. Soluția pă trunde lent prin re țeaua de fisuri
și crăpături din rocă provocând un lan ț de reacții chimice care în final determin ă
transformarea acesteia pe grosimi mari într- un depozit de alterare (alterit). Pe rocile
acide (granite) alterarea este mai rapid ă și intensă în raport cu cele bazice (bazalte)
datorită conținutului alcalin al solu ției. De asemenea procesul este rapid în rocile cu
un grad de fisurare accentuat sau în cele cu alc ătuire mineralogic ă variată.
La început prin hidroliz ă sunt eliminate din constitu ția rocii-bazele care dau
hidroxizi (K, Ca, Mg, Na) prin care se asigur ă un mediu alcalin ce stimuleaz ă
extragerea unei p ărți din silice sau chiar separarea de oxizi și hidroxizi de fier și
aluminiu de unde culoarea ro șie sau portocalie a depozitului.
Într-o fază avansată a procesului, când prin e puizarea bazelor mediu devine
acid, se ajunge la mobilitatea oxizilor de fier și aluminiu care sunt antrena ți spre baza
depozitului unde prin concentrar e vor forma un orizont dist inct. În regiunile unde se
produc alternan țe sezoniere în cantit ățile de apă și în valorile de umiditate orizontul se
întărește dând cruste de culoare ro șie.
Pentru depozitele de alterare se folosesc termeni diferi ți – argile lateritice când
domină caolinul, cuirasa lateritic ă bauxitică când abund ă oxizii de aluminiu, cuirasa
alteritică feruginoasă cu predominarea oxizilor de fier.
În alcătuirea unui depozit de alte rare (alterit) se diferen țiază mai multe
orizonturi cu caracteristici distincte.
Astfel la partea superioar ă există un orizont argilos cu un con ținut bogat în
silice. Sub acesta, pe grosimi uneori de mai mul ți zeci de metri, urmeaz ă un orizont în
care roca este intens alterat ă se sfarm ă ușor și are un con ținut bogat în caolin la care
se adaugă silicea. Orizontul al treilea este alcătuit din porț iuni de rocă nealterat ă și
porțiuni în lungul cr ăpăturilor unde hidroliza a dat caolin . În baza lui este roca
nealterată. Deasupra depozitului exist ă solul ( latosol sau pedalfer ) cu grosime de
câțiva metri.
Realizarea unei astfel de structuri se face în timp îndelungat (zeci de mii de
ani) prin însumarea rezultatelor mai rapide sau mai lente ale alter ării.
În afară de meteorizare care impune depozitul de alterare în aceste regiuni se
înregistreaz ă și acțiunea altor agen ți și procese care pot fi urm ărite local, la nivelul
versanților și în albii. Între acestea, semnificativ e pentru dezvoltarea unor forme de
relief cu reflectare în peisaj sunt:
– Alunec ările de teren sunt favorizate de prezen ța argilelor, a pantelor ș i a unei
cantități mari de ap ă. Ele afecteaz ă depozitele de alterare uneori pe grosimi
importante. Dau forme diferite în func ție de pozi ția patului de alunecare. Acesta poate
fi la sub 1 m (alunec ări superficiale, v ălurite), alunec ări cu jhgiabul de glisare la baza

177
orizontului argilos sau la contactul cu roca pu țin alterată (rezultă deplasări de propor ții
care au râpe, trepte și valuri cu dimensiuni ma ri). La o îmbibare intens ă a unor
sectoare din alterit se poate ajunge la curgeri noroioase ce produc distrugeri materiale
însemnate.
– Spălarea în suprafa ță și șiroirea sunt procese a că ror realizare depinde de
mai mulți factori – cantit ăți mari de ap ă din precipita ții și frecvența producerii de
averse (îndeosebi la latitudini mai mari), tipul de roc ă sau depozit (cele argiloase
favorizeaz ă spălarea iar cele silicoase și ușor cimentate procesele de șiroire), pant ă (pe
cele sub 100 precump ănește spălarea iar pe cele care dep ășesc această valoare se
manifestă șiroirea), forma țiunile vegetale (pe suprafe țele împă durite lipsesc iar pe
terenurile desp ădurite se înf ăptuiesc în func ție de celelalte condi ții). Important ă însă
este spălarea în suprafa ță care disloc ă cantităț i însemnate de materiale de pe versan ți
ce ajung în albiile râurilor constituind pre ponderent debitul solid al acestora. Totodat ă
se produce pe ansamblu o evoluție a versanț ilor care capătă treptat un profil convex-
concav. Prin eliminarea materialelor alterate din lungul cr ăpăturilor rezult ă un relief
rezidual de coloane, turnuri f ără muchii și unghiuri. Sunt „ căpățânile de zahăr” care
abundă pe masivele granit ice vechi unde exist ă un grad ridicat de fisurare. În aceea și
măsură fragmentele de roc ă prăbușite alunecate sunt supuse alter ării și transformate în
blocuri sferoidale.
– Procesele fluviatile . Cantitățile mari de precipita ții asigură debite bogate și
cu fluctua ții reduse (evidente la râurile mici prin producerea de inunda ții sau
restrângerea albiei). Frecvent re giunile ecuatoriale sunt alc ătuite din roci vechi
(cristalin, granite, gneise etc.) care au fisuri și alcătuire variat ă. Acestea constituie
elementele principale care influen țează mecanismul proceselor din albie. Specificul
este dat de o îmbinare între alterare și transport, celelalte procese fluviatile având un
rol secundar. Alterarea în lungul fisurilor din albia râurilor și maluri conduce la
transformarea local ă a rocilor într -un produs argilo-nisip os fin care este sp ălat și
transportat de c ătre apa râurilor. În timp porț iunile dure r ămase din rocă vor forma
aliniamente nealterate cu blocuri și praguri cu dimensiuni mici printre care apa râului
se desplete ște. Materialelor fine rezulta te în albie li se adaug ă cele spălate de pe
versanți. Împreun ă formează debitul solid care predominant este în suspensie.
Eroziunea este extrem de slab ă și limitată la locurile din albie unde rezult ă
materiale grosiere aduse prin alunec ări sau din alterarea unor roci sedimentare, cu
elemente silicioase mari. De și există praguri (multe de natur ă tectonică), ce au
diferențe de nivel importante, fenom enul de retragere regresiv ă a lor este redus fiind
impulsionat de alterarea selectiv ă a rocilor cel compun, îndep ărtarea prin sp ălare a
produselor descompunerii chimice și ruperea de fragmente din cele r ămase. Când
pragul este alc ătuit din roci rezistente și omogene atunci panta se conserv ă timp
îndelungat.
Acumularea materialelor transportate se face în sectoarele de albie cu pantă
mică, cu predilec ție la fluvii în cursul inferior la v ărsarea în ocean.
În aceste condi ții profilul longitudinal al v ăilor se va caracteriza printr-o
însumare de sectoare cu pantă redusă (în aval la v ărsare dar și în amonte în por țiunile
alcătuite din roci puternic fisurate unde alterarea chimic ă este intens ă) și sectoare cu
praguri (de natur ă tectonică sau create prin diferen țierea intensit ății alterării pe
contactele dintre por țiunile de albie cu roci diferit diaclazate).

2.3. Zonele morfoclimatice tropicale cu morfogenez ă sezonieră:
– Desfăș urare și caracteristici bioclimatice . Au o extindere mare și continuă
între 5-200 latitudine (în Africa din Senegal în Sudan și din Angola pân ă în vestul

178
Madagascarului; în America de Sud în podi șurile Braziliei, Venezuelei ș i Columbiei;
în nordul Australiei) și regional (insular) chiar pân ă la 300 în sudul Africii și 350 în
Argentina.
Pe ansamblu peisajul este definit de regiuni deluroase și de podiș acoperite de
o vegetație formată de ierburi, arbu ști dezvoltat ă într-un climat cald cu un sezon
secetos și altul ploios și în care pedimentele, inselbergurile și crustele se impun în
relief. Constituie zone morfoclimatice de trecere de la cea impusă de meteorizare
bazată pe alterare chimic ă la cele în care procesele mecanice și fizice sunt pe primul
plan.
Climatul are două anotimpuri distincte și relativ egale ca durat ă legate de
pendularea sezonier ă a ecuatorului termic și a sistemului de influen țare a circula ției
maselor de aer. Vara se extinde aria calme lor ecuatoriale, temperaturile medii lunare
sunt între 200 și 250, cade cea mai mare part e din cantitatea anual ă de precipitaț ii (cca
1000-1200) în bună parte sub form ă de averse, umiditatea relativ ă va avea valori de
peste 75%. În sezonul us cat în aceste zone î și extind aria de manifestare alizeele care
aduc dinspre tropice aer cald, fierbinte și uscat. Acum pentru morfogenez ă sunt
semnificative amplitudinile termice de 10-150 (încălziri diurne de peste 300 și răciri
nocturne în jur de 150), o slabă umiditate a aerului, precipita ții reduse (averse) cu una-
două luni când lipsesc. Situa ții aparte se înregistreaz ă în regiunile din vecin ătatea
zonelor ecuatoriale și deșertice unde sunt mai intense sezoanele umed și respectiv
arid.
În aceste condiț ii vegetația este de ierburi sezoniere și arbori rari. Ea nu are o
dezvoltare continu ă deci, un grad de acoperire diferit (areale cu vegeta ție dense și
areale în care acestea lipsesc). Pe versan ții înclina ți unde se produc șiroiri
precumpănesc blocurile și fragmentele de crust ă între care se p ăstrează petece de
vegetație; în albiile v ăilor, cu intense aluvion ări, există o vegeta ție bogată. Variațiile
de umiditate sezoniere se reflect ă și în oscila ția rolului de ecran al vegeta ției. În
perioada pluvial ă plantele care se dezvolt ă bine și repede re țin o mare parte din ap ă
diminuând producerea șiroirii dar favorizând producerea de hidroxizi. În sezonul uscat
când acestea lipsesc temperaturile diurne se propag ă cca 0,5 m (la incendii ajung pân ă
la 1 m sc ăzând de la 1000 la suprafa ță la 50-600 în adâncime) ceea ce stimuleaz ă
trecerea hidroxizilor în oxizi dar și întărirea orizonturilor argiloase.
– Agenți, procese și forme de relief .
Principalii agen ți modelatori sunt – meteorizarea, apa de ploaie, apa curg ătoare
și viețuitoarele.
• Meteorizarea, procese morfogenetice și formarea crustelor. Existența a
două sezoane cu diferite caracteristici pluviale și grad de acoperire cu vegetaț ie
impune diferenț ierea func țională și ca intensitate a proceselor de meteorizare. În
perioada umed ă domină cele care produc alterarea chimic ă (îndeosebi hidratarea și
hidroliza) având consecin țe aproape similare cu ceea ce se realizeaz ă în zona
ecuatorială . Are loc îndep ărtarea bazelor și a unei p ărți din silice dar și concentrarea
hidroxizilor de fier și aluminiu. În interval ul uscat lipsa vegeta ției ierboase faciliteaz ă
încălzirea puternic ă a solului și rocilor. Se produc – elim inarea apei din acestea,
transformarea hidroxizilor în oxizi dominant de fier, aluminiu și mangan, înt ărirea
depozitului, formarea unor cruste ro șii, portocalii groase.
Prin modul de concentrare a oxizilor (în loc ș i la oarecare depă rtare de locul
provenien ței) rezultă și tipurile principale de cruste.
• Concreț iuni autogene (în loc) se produc în depozitele și solurile ce
acoperă podurile interfluviilor (resturi din pediplen e, mai ales în sectoarele cu roci cu
conținut bogat în fier). Aici în sezonul umed se produc alter ări (bacteriile descompun

179
mineralele și faciliteaz ă deplasarea fierului c ătre baza depozitului) și o sărăcire în
silice (este preluat ă de plante care o încorporeaz ă în tulpini) iar în cel uscat
acumularea de oxizi care determin ă formarea și îngroșarea unei creste autogene
(Brazilia, Guyana, Liberia).
În soluri, oxizii de fier precipit ă în jurul particulelor de silice sau de argilă . În
depozite și în rocile par țial alterate oxizii se concentreaz ă pe fisuri, cr ăpături formând
cu fragmentele de roc ă nealterate o crust ă conglomeratic ă.
• Concreț iuni alogene se produc pe suprafe țe slab înclinate și
cvasiorizontale întâlnite pe glaci suri, în lunci, conuri de dejec ție și în depresiuni.
Rezultă cruste alogene cu dimensiuni mari. În anotimpul umed apele care vin de pe
versanți acoperă suprafețele de la baza lor creând aici solu ții. În sezonul uscat este
eliminată apa prin evaporare, aerul p ătrunde prin pori, fisuri, cr ăpături de usc ăciune,
galerii create de animale și produce oxidă ri însoțite aici de aglomer ări de grăunți de
cuarț îmbră cate cu oxizi. În timp depozitul cap ătă o structur ă formată din concre țiuni
clare și porț iuni argiloase. În depozitele din lunc i sau de pe fundul depresiunilor unde
precumpănesc nisipurile și argilele și ca urmare porozitatea este mare în condi țiile în
care aportul de soluț ii bogate în hidroxizi este mare concre ționarile sunt deosebit de
însemnate rezultând cruste groase. Dac ă aportul este mic rezult ă un depozit nisipos
roșu care prin cimentare se transform ă în gresii feruginoase.
Deci crustele au caracteristici structurale și grosimi diferite în func ție de tipul
de materiale în care s-au realiz at. Astfel se pot prezenta sub form ă de plăci (pot avea
grosimi de câ țiva metri) sau blocuri care dup ă conținut pot fi grezoase,
conglomeratice (în depozite de pietri ș), brecioase (concre țiunile unesc blocuri de alt ă
natură sau fragmente din pl ăci sfărâmate), epigenetice (îndeosebi pe rocile șistoase
care sezonier sunt acoperite de ap ă; concrețiunile sunt pe planuri de șistuozitate).
Crustele nu ocup ă suprafețe foarte mari și au un caracter discontinuu
caracteristici legate de formarea lor în locurile cu pant ă mică și unde exist ă o
circulație activă a soluțiilor bogate în fier, aluminiu, mangan etc. Ca urmare, în aceste
regiuni sunt sectoare în care exist ă cruste în alternan ță cu altele cu depozite sau roci
parțial alterate situa ții care fac ca modelarea s ă aibă un net caracter selectiv, crustele
având rol de roci cu duritate mare.
Evoluția cea mai rapidă o au crustele autogene și peste tot unde au grosimi și
extindere mic ă. Ele sunt atacate din lateral la contact ul cu alteritul necimentat. În final
sunt transformate în mart ori de eroziune ce domin ă cu câțiva metri sectoarele mai
joase rezultate din excavarea alteritului.
Mult mai variat ă este evolu ția crustelor ologene care au o structură completă.
Scoarța propriu-zis ă are grosime mare (frecvent pe ste 5 m) iar sub aceasta se afl ă
alteritul la fel de bine dezvoltat. La cel e formate pe conuri aluviale sau glacisuri
acestea prezint ă atât o cre ștere în grosime și în consisten ță plecând de la baza
versantului spre exterior cât și o înclinare în acela și sens. Evolu ția conduce mai întâi
la detașarea crustei de versantul interfluviului eroziunea ap elor fiind deosebit de
activă pe contactul dintre ele. Astfel sectorul cu crust ă apa forma un martor de
eroziune cu dimensiuni mari și cu form ă asimetric ă. Ulterior modelarea se va face
diferit pe versanț ii martorului. Cel dinspre interfluviu va avea o pantă generală cu
valoare ridicat ă întrucât secț ionează capetele crustei dar și alteritul. Înclinarea crustei
îi conferă caracter de frunte de cuest ă. Modelarea se face prin diverse procese – mai
activ în alterit prin șiroire, alunec ări, sufoziuni etc. și mai slab în crust ă (șiroire și
prăbușiri) astfel c ă frecvent profilul versantulu i va evolua spre o configura ție cu un
sector abrupt pe crust ă, o surplombă la contactul acesteia cu alteritul și o pantă largă
concavă pe alterit. Când surplombele se dezvolt ă mult marginile pl ăcii (crustei) se

180
fragmenteaz ă și se prăbușesc la baza pantei unde prin recimentare se poate ajunge la
individualizarea unor pet ece de cruste secundare.
Versantul opus are un caracter de suprafa ță structurală fiind adesea neted
(bowal în Africa). Eroziunea se va produce în dou ă situații. Mai întâi pe suprafa ța
structural ă în sensul înclin ării prin sp ălare, șiroire în lungul fisurilor sau a fâ șiilor slab
consolidate. Fragmentarea va fi înceat ă întrucât atât grosimea cât compactitatea sunt
însemnate. A doua situa ție se produce dup ă crearea unor v ăi. În timp poate rezulta un
versant secundar cu crust ă la partea superioar ă și alterit în bază c a r e v a u r m a o
evoluție similară cu aceea a versantulu i dinspre interfluvii.
– Spălarea în suprafață , șiroirea și formarea pedimentelor (glacisurilor de
eroziune) . Sunt procese cu rol esen țial în modelarea versan ților datorit ă frecvenței
averselor care au o intensitate deosebit ă în lunile de trecere de la un sezon la altul.
Eficacitatea este mare la schimbarea celui uscat cu cel umed când ploilor toren țiale li
se adaugă lipsa vegeta ției și prezența crăpăturilor de usc ăciune sau local a celor
produse de incendii.
Pe pantele sub 100 predomin ă spălarea în suprafa ță care la început apare ca
șuvoaie care prin unire dau pânze ce antreneaz ă mase însemnate de materiale fine
rezultate din alterare. Pe suprafe țele care dep ășesc 100 înclinare, solurile și alteritul
sunt subț iri (sub 1 m grosime), rezerva de ap ă este mică, iar vegeta ția discontinu ă și
slab dezvoltată nu asigur ă protecție. Ca urmare, la averse apa se concentreaz ă
producând eroziuni lineare ce dau na ștere la ravene cu mă rimi diferite.
Efectul generalizat al ac țiunii succesive a meteoriz ării și pluvio-denud ării va fi
retragerea versan ților și dezvoltarea la baza lor a unor pante de echilibru
morfodinamic de tipul pedimentelor (în terminologie englez ă) și glacisuri de eroziune
(în terminologie francez ă) care au o mare desf ășurare în Brazilia și Sudan. La
exteriorul lor materialele transportate de ap ă se acumuleaz ă și pot fi cimentate prin
concentrările de oxizi de fi er rezultate din sp ălarea versan ților. Rezult ă diferite tipuri
de concre țiuni feruginoase cu grosime mic ă.
În timp, prin extinderea pedimentel or, se ajunge pe de o parte la
individualizar ea unor suprafe țe de nivelare mari de tipul pediplenelor iar pe de alta la
fragmentarea interfluviilor și reducerea lor la un ansa mblu de vârfuri cu înf ățișare
conică de cupolă (numite inselberguri) și care sunt separate de pedimente.
Inselbergurile sunt legate de sectoare le din interfluvii unde sunt roci dure
(gneise, granite, diabaze). Dac ă punerea în eviden ță a acestor forme este legat ă de
producerea eroziunii selective pe contact ul dintre roci cu duritate diferit ă, ulterior
pantele mari ale inselber gurilor vor evalua atât pr in meteorizare (îndeosebi
dezagregări prin cristalizare și insolație) cât și prin pră bușiri, pluviodenudare.
• Procesele fluviatile și tipurile de v ăi. Se produc diferit în func ție de
generația de râuri și de succesiunea sezoanelor. Exist ă râuri cu bazin superior în
regiunile ecuatoriale care au debite mari și care la traversarea savanelor în anotimpul
secetos înregistreaz ă variații mici de nivel și debit. Pe de alt ă parte sunt mai multe
generații de râuri autohtone a c ăror scurgere este puternic influen țată de regimul
sezonier al ploilor, marea majoritate secând în lunile f ără precipita ții. În albiile lor
ajung materiale grosiere rezultate prin er oziunea exercitate de ravene sau din
spargerea crustelor etc. Apa râurilor înc ărcată cu acestea, în timpul averselor, va
exercita mai întâi o puternic ă eroziune liniar ă dar și laterală ceea ce va duce la
creșterea debitului solid dar și la lărgirea albiilor. În al doilea rând se va înregistra un
transport bogat și rapid în concordan ță cu crearea unor pante de scurgere cu valori
ridicate (capabile s ă asigure transportul elementelor mari) unde roca este la zi dar și a
unor pante mici unde se înregistrează acumulării însemnate. Râurile cu debite mici

181
care nu pot prelua în întregime ma terialele sosite de pe versan ți au dezvoltat v ăi cu
profil transversal rotunjit. Sp re deosebire de acestea la ce le care au o scurgere bogat ă
se asigură nu numai îndep ărtarea materialelor alohtone dar și a alterărilor realizate în
loc astfel c ă în configuraț ia văilor se impun albii și lunci largi și netede încadrate de
versanți cu pante ridicate. În lunc i în sectoarele cu aluvion ări bogate se pot realiza
concrețiuni feruginoase și chiar cruste.
• Alunecările de teren se produc pe versan ții în care alteritul este gros ș i
mai ales bogat în argil ă. Efectele sunt mai mari pe cei la care peste alterit exist ă cruste
feruginoase unde alunecă rile determin ă și ruperea unor buc ăți din aceasta.
• Sufoziunea are loc în depozitele argilo-nisipoase care au grosime mare
iar crusta feruginoas ă de deasupra lor prezint ă crăpături. Apa p ătrunde prin acestea,
circulă la nivelul forma țiunilor argiloase pân ă în versan ți unde dau izvoare
sufozionale. În timp în depozit rezult ă tunele, hrube și hornuri sufozionale care
contribuie împreun ă cu alunec ările și șiroirea la degradarea crustelor.
• Procesele biotice sunt legate mai întâi de activitatea bacteriilor în
sezonul umed ș i apoi a termitelor. Acestea din urm ă sunt frecvente în depozitele
nisipo-argiloase mai ales în cele f ără crustă feruginoasă dar acoperite de ierburi.
Furnicile extrag din depozit particule de argil ă și de nisip fin pe care le acumuleaz ă în
exterior formând cuiburi cu înă lțime de 2-4 m aflate la distan țe mici.
2.3. Zonele morfoclimatice uscate cu morfogenez ă impusă permanent de
procese fizice:
¾ Desfășurare și caracteristici bioclimatice . Zonele includ regiuni desf ășurate
în extrem între 50 și 450 latitudine dar cu o concentrare mai mare la tropice. Le sunt
specifice cantit ățile extrem de mici de precipita ții care cad foarte rar și sub form ă de
aversă, amplitudini termice mari, deficit de umiditate ridicat, o slab ă prezență a
vegetației și a solurilor și un contact direct al agen ților externi cu roca. În func ție de
gradul de ariditate, din cca 35% cât însumeaz ă din suprafa ța terestră aceste regiuni, G.
Shonlz, P.Meigs cita ți de Petrov M.P. (1986), se pot separa de șerturi hiperaride (4%),
aride (15%) și semiaride cu caracteristici tranzitori i spre zonele vecine (16%). Cele
mai extinse sunt în Africa ș i Asia dar raport at la suprafaț a continentelor ele ocup ă
83% în Australia, 64% în Africa, 39% în Asia, 33% în Americi. Dac ă din vestul
Africii și până în Mongolia ele alc ătuiesc un sistem care se întinde pe cca 11 000 km,
în celelalte continente reprezint ă unități disparate mai mici la diferite latitudini.
Altimetric cuprind preponderent regiuni pân ă în 500 m (câmpii și podiș uri) la care se
adaugă depresiuni mari și podișuri intramontane de în ălțime medie (Takla
Makan,Tibet, Mexic) sau chiar mun ți din zona tropical ă (Ahagar, Hogar, Tibesti în
Africa, mun ții din Iran și Afganistan etc.). Cea mai mare parte a lor sunt în regiuni de
platformă veche supuse model ării încă din mezozoic la care se adaug ă și altele mai
noi.
Caracteristicile climatice dominante sunt uscăciunea accentuat ă corelată cu
precipitații extrem de pu ține și cu o evapora ție puternic ă. Există regiuni în care
cantitatea de precipita ții anuală (cca 300 mm) se realizeaz ă cu o oarecare regularitate
(în Sahelul african în iulie-septembrie; su d-vestul Australiei, Orientul Apropiat,
California în s ezonul de iarn ă; Asia Central ă în martie-aprilie ș i octombrie etc.) dar și
întinse unit ăți unde ploile asigur ă o medie multianual ă de cca 200 mm care se produce
la intervale f ără periodicitate dar cu 1-3 averse la in tervale foarte mari de timp (uneori
de mai mul ți ani). Cantit ățile reduse de precipita ții condiționează, cu excep ția fâșiilor
litorale, o umiditate relativ ă modestă (în jur de 60%) dar care variaz ă în timp și de la
un sector la altul al de șertului. Aerul uscat favorizeaz ă o insolație puternic ă care va
determina ziua temperaturi la nivelul suprafe ței de nisip de peste 500 (în Sahara s-au

182
înregistrat valori de 70-780). În timpul nop ții radiaț ia terestră intensă conduce la
temperaturi apropiate de 00 și chiar sub aceast ă valoare (ex. în M. Hoggar îngheț ul
nocturn dep ășește 110 zile cu minime ce coboar ă la –100, în deșertul Gobi în sezonul
rece scad la –350 pe când ziua se apropie de 00). În aceste condiț ii termice evapora ția
este deosebit ă ceea ce conduce la un deficit de umiditate enorm, lucru accentuat local
de constitu ția petrografic ă (rocile magmatice impermeabile care nu favorizeaz ă
stocarea apei; masele groase de nisi p care conduc la un grad ridicat și rapid de
infiltrare la adâncime a slabelor cantit ăți de precipita ții.
În aceste condi ții aceste regiuni nu const ituie medii propice dezvolt ării
vegetației. Aceasta este prezent ă pe suprafe țe limitate, discontinui și numai în scurte
intervale de dup ă căderea precipita țiilor. Exist ă asociații cu un num ăr redus de specii
și indivizi afla ți la distan ță și care au suferit adapt ări în raport cu deficitul de umiditate
(bulbi, țepi și spini în locul frunzelor, țesuturi cornoase verzi). La contactul cu zonele
morfoclimatice limitrofe se dezvolt ă formațiuni ierboase de step ă deșertică (ierburi
scunde ce acoper ă parțial un sol sub țire și care se dezvolt ă doar în sezonul cu ploi).
Urmează formațiuni arbustice aproape circumde șertice, diferite ca alc ătuire de la o
regiune la alta (brus ă cu acacii, euforbii și graminee scunde în Africa de Vest saxaul și
pelin în Asia Centrală ; brusa cu cactee în S.U.A. și Mexic; catinga brazilian ă cu
arbuș ti și tufe; scrubul din Australia cu eucalip ți și ierburi pu ține), cu dezvoltare pe
suprafețe limitate ș i discontinui neoferind protec ție solului subț ire și rocilor de sub
acesta.
În deșerturile propriu-zise forma țiunile vegetale sunt rar r ăspândite (îndeosebi
în albiile v ăilor, în depresiuni) au un num ăr redus de specii, un ciclu biotic mic (în
perioade scurte dup ă ploi extrem de rare) și unele adapt ări (rădăcini foarte adânci).
În aceste condi ții rocile sunt supuse unei intense ac țiuni directe de modelare.
¾ Agenți, procese și forme de relief rezultate:
Meteorizarea, apa din precipita ții, vântul constituie agen ții principali în
sistemul morfogentic. Specificul acestuia este determinat ă pe de o parte de modul de
asociere a lor în timp dar și de la o regiune la alta iar pe de alt ă aparte de dominarea
acțiunilor fizice, mecanice în raport cu cele chimice și biochimice (aproape
neglijabile). Unii agen ți intervin lent dar continuu (varia țiile de temperatur ă și de
umiditate în roc ă și cu efecte sesizabile dup ă durată mare), iar al ții se manifestă în
intervale de timp diferite dar cu efect e imediate (vântul, apa din precipita ții și local
apele curg ătoare).
– Meteorizarea se manifest ă prin varia ții de temperatur ă și de umiditate atât în
roci cât și în depozite. Oscilaț iile termice diurne dar și sezoniere marcate de
amplitudini ridicate brusce în condi țiile unei alc ătuiri mineralogice neomogene a
rocilor conduc la producerea de pr oduse de dezagregare prin insola ție (termoclastism)
în regiunile tropicale și gelivație (în mun ți și deș erturile de la latitudini mari unde
există mici cantităț i de apă în fisurile de roci). Rezultatul îl reprezint ă mase de
materiale dezagregate situate în strate sub țiri pe suprafe țele cvasiorizontale și poale de
grohotiș la baza versan ților. Pe versan ții dezvolta ți pe roci cu alc ătuire heterogen ă
termoclastismul poate duce la apari ția unor forme de relief rezidual de tipul
coloanelor, crestelor, corni șelor, alveolelor de tip taffoni.
În deșerturile din Asia Central ă, Mongolia unde cad mai multe precipita ții dar
sunt frecvente gerurile în sezonul r ece se produce dezagr egare prin geliva ție care
creează mase de grohoti ș care pe suprafe țele slab înclinate r ămân pe loc formând
pavaje de lespezi iar, la baza versan ților conuri și poale de blocuri col țuroase.
Variaț iile stării de umectare a rocilor se înregistreaz ă în deșerturile litorale sau
în depresiunile unde se acumuleaz ă temporal apa. Ele conduc la diverse procese

183
chimice și mecanice. Astfel în fazele mai umede se realizeaz ă dizolvarea s ărurilor,
antrenarea solu țiilor în fisuri pentru ca în cele de intens ă evaporare prin dezvoltarea
cristalelor în fisuri s ă se produc ă presiuni asupra pere ților acestora înso țite de lă rgirea
și creșterea lor în adâncimea rocii (haloclastism). În terenurile argiloase (Asia
Centrală) unde predomin ă montmorilonitul (are o capacitate însemnat ă de absorb ție a
apei) prin umezire se ajunge la cre șteri însemnate de volum (gonfl ări). În fazele de
uscăciune prin eliminarea apei se produc cr ăpături înscrise în re țele de poligoane cu
mărimi variate în care se strâng s ăruri fie aduse de vânt fie de ploile ce survin ulterior.
Relația umectare-uscare constituie baza mecanismului producerii diverselor
tipuri de precipitare a s ărurilor la suprafa ța rocilor . În general ele presupun faze
scurte cu umezeal ă accentuat ă (din ploi) și faze lungi de usc ăciune. Au loc procese
fizico-chimice care se înscriu în ciclur i de la câteva ore la mai multe s ăptămâni și luni
dar numai pe arealele afectate de precipita ție.
• Patina de șertică reprezint ă pojghița lucioasă de culoare închis ă (roș ie,
cărămizie, vineț ie) format ă din oxizi (de fier, ma gneziu etc.) care îmbrac ă suprafața
rocii expus ă variaț iilor de umiditate. Fixarea fierului și magneziului din soluț iile care
se evapor ă este rezultatul ac țiunii unor microorganisme. În timp prin repetarea
ciclurilor umezeal ă-uscare se produce nu numai o cre ștere înceat ă în grosime dar și
crăparea ei și în final sf ărâmarea rocii.
• Eflorescen țele de săruri apar pe ș ei și în forma țiunile argilo-mâloase
din vatra unor depresiuni. Aici are loc mai întâi o concentrare de s ăruri provenite din
evaporarea apei din precipita ții sau de la unele izvoare minerale. Într-o nou ă fază de
umectare sunt dizolvate și antrenate în depozit pentru c ă ulterior evaporarea treptat ă a
soluției din depozit s ă faciliteze cristalizarea s ărurilor atât la suprafa ță (eflorescen țe)
cât și în adânc (aici rezult ă o structur ă cu agregate argiloase și cristale de sare).
Eflorescente sunt frecvent din sare, ghips.
• Crustele rezultă din sărurile spălate de pe versan ți (cloruri, sulfa ți) și
acumulate fie în materialele de la ba za acestora fie în conurile de dejec ție și depozitele
aluvionale din unele depr esiuni. Au grosime redus ă la suprafaț a depozitului dar
pătrunde în acesta pân ă la diferite adâncimi sub form ă de pilieri dezvolta ți în spațiile
goale dintre componentele lor.
– Vântul constituie un agent activ a c ărui importan ță este facilitat ă de lipsa unui
ecran (vegeta ție) care s ă protejeze rocile. În afara al izeelor se produc multe vânturi
locale cu intensitate ridicat ă și chiar pe alte direc ții de deplasare. Ele au un rol
morfogenetic însemnat. Acț iunile sale depind de durata, intensitatea și viteza de
propagare dar și de caracteristice petrografice ale suprafe ței. Principalul proces îl
reprezintă spulberarea (deflația) particulelor de nisip ș i a altor materiale fine. Ea se
realizează în trei moduri – rostogolirea elementelor grosiere (1-1,5 mm în diametru)
pe distanțe scurte, saltarea celor cu dimensiuni de 0,2-1 mm (particulele sufer ă un
grad de uzur ă prin izbire) și mai ales în suspensie (elemente mai mici de 0,1 mm) ce
pot frecvent fi ridicate la mai mul ți metri în ălțime și deplasate la distan țe foarte mari.
Cele mai fine particule (diametre sub 0,005 mm) plutesc în masa de aer aflat ă în
mișcare ajungând la în ălțimi de sute sau chiar câteva mii de metri și la depărtări de
mai multe mii de kilometri (prafurile din Sahara sunt antrenate pân ă în Europa).
Deflația conduce la o sortare a produselor dezagreg ării. Prin spulberarea materialelor
fine rămân în loc versan ții abrupți și masele de grohoti șuri care se desf ășoară pe
întinderi mari formând câmpurile de pietre. Pe de alt ă parte pe câmpuri de nisip
deflaț ia determin ă la vânturile mai pu țin intense suite de „ riduri ” (ondulări) iar la cele
puternice asocieri de dune cu form ă și dimensiuni variabile.

184
Deflația însă se îmbin ă mai întâi cu coroziunea (izbirea rocilor, stâncilor,
versanților abrup ți de că tre particule de nisip) care este maxim ă la înălțimi reduse (sub
1,5 m) iar apoi cu acumularea (pe măsura scăderii puterii de transport condi ționată în
principal de mic șorarea vitezei) în urma c ăreia rezult ă dune și mai ales câmpurile de
nisip.
Deci defla ția are un rol esen țial întrucât ea îndep ărtează și sortează materialele
fine permi țând pe de-o parte creare a unui relief rezidual dar și a unuia de acumulare
iar pe de alt ă parte asigur ă noi suprafe țe de atac eolian dar și pentru ceilal ți agenți.
– Sp ălarea în suprafa ță și șiroirea sunt procese legate de ac țiunea apei de
ploaie care se produc la intervale mari de timp. Producerea proceselor este legat ă de
ploi care pot asigura cel pu țin un volum de ap ă echivalent cu un strat de cca 5 mm și
care are cel pu țin o intensitate de 0,5 mm/minut. Eficacitatea lor morfogenetic ă constă
în faptul că aceste ploi au caracter de avers ă situaț ie care le determin ă o însemnat ă
capacitate de transport de material solid. Încă rcată cu acesta apa devine o pânz ă sau
mai multe șuvoaie cu putere de eroziune deosebit ă pe care și-o exercită în suprafa ță
sau pe diferite direc ții în lungul versanț ilor. De aici rezult ă rolul morfogenetic
însemnat al lor în regiunile montane supuse acestor condi ții climatice care se
transpune în fragmentarea și retragerea suprafeț elor de versant și generarea la baza lor
a unor pante de echilibru dinamic de tipul pedimentelor în continuarea c ărora la
exterior, prin acumularea materialelor rezult ă pante de acumulare ( playa ) a
pietrișurilor și nisipurilor în care apa se infiltreaz ă rapid. Pe versan ții alcătuiți din roci
impermeabile procesele sunt deosebit de eficace în jum ătatea superioar ă a lor întrucât
către bază o bună parte a apei se pierde prin infiltr are, evaporare iar puterea de atac și
transport sl ăbește treptat. Înc ă de la finele secolului XX uni cercetă tori au acordat
spălării în suprafață și șiroirii un rol esen țial în formarea pedimentelor și glacisurilor.
În deșerturile din Asia Central ă, Mongolia, China de nord vest etc. ac țiunea
proceselor este mult mai eficace prim ăvara când exist ă apă din topirea z ăpezii și ploi
dar și un strat de roc ă sau depozit încă înghețat aflat la adâncime mic ă. În aceste
condiții apa se va înc ărca rapid cu materialele dezagrega te pe care le va transporta
spre baza veranț ilor lăsând în urm ă blocurile mari care vor fi supuse dezagregă rii.
O foarte slab ă spălare în suprafață se înregistreaz ă și pe câmpurile de nisip
unde apa este absorbit ă rapid pe grosime de 1-2 cm facilitând o u șoară deplasare a
particulelor spre baza pantei.
– Apele curg ătoare și tipurile de v ăi. Deși există numeroase v ăi, ape curg ătoare
permanente sunt relativ pu ține ele fiind legate de râuri care- și au bazine de alimentare
în zonele cu precipita ții bogate (ex. Nilul, Senegalul și Nigerul în Africa, Amu Daria
și Sâr Daria în Asia Central ă etc.) iar la traversarea de șerturilor pierd o parte din
debitul lichid prin evaporare și infiltrare. Râurile vor transporta cantit ăți însemnate de
aluviuni (dominant fine) pe care odat ă cu micș orarea debitului lichid le va depune
treptat. Aproape similare sunt scurgerea și procesele din albiil e râurilor care îș i au
obârșia în regiuni cu ploi bogate și frecvent locul de v ărsare în unele lacuri din de șert
cărora le asigur ă existența (Șari care se vars ă în lacul Ciad). Opus acestora sunt
cursurile de ap ă semipermanente apa fiindu-le insuficient ă pentru o scurgere
permanent ă care să le asigure v ărsarea în mare, lac etc. Unele au bazin extins ceea ce
le dă debite bogate la precipita ții și o activitate cu durat ă mai mare. Ele se pierd în
deșert. Majoritatea sunt scurgeri de ap ă scurte și pe durat ă mică. Sunt specifice
regiunilor de munte, ele concentreaz ă la averse cantit ăți importante de ap ă care le
impune energie și putere însemnat ă de transport și eroziune. Viiturile mari provocate
de ploi bogate și intense conduc la dezvoltarea unor cre șteri bruște de nivel (câ țiva
metri grosime), debite de 10-15 m3/s și viteze mari (variaz ă în funcție de regiunile pe

185
care le stră bat). Acțiunile exercitate de acestea vor fi diferite ca intensitate în funcț ie
de rocile ce intr ă în alcătuire văilor. Unde exist ă roci moi viitura va antrena o bun ă
parte din materialul solid din albie și va exercita atât eroziune linear ă cât și laterală.
Ca urmare, v ăile se vor adânci dar și lărgi. Dacă rocile din albia și versanții văii sunt
rezistente atunci apa va exerci ta preponderent eroziune liniar ă rezultând v ăi
înguste.Transportul în timpul viiturilor va fi excesiv în faza producerii nivelului
maxim când va rostogoli bolov ănișurile de provenien ță laterală și va amesteca f ără
triere elementele mai mici; prin acestea apele vor dobândi o for ță de atac deosebit ă.
Diminuarea viituri se va transmite în slă birea capacit ății de transport (doar elementele
fine), depunerea în albie a pietri șurilor și nisipurilor iar în final a mâlului ce va umple
golurile dintre aluviunile grosiere . În intervalul secetos ce urmeaz ă apa va fi eliminat ă
din depozit iar acesta se va înt ări, uneori rezultând ș i cruste.
Rezultatele acestor procese vor fi v ăile cu dimensiuni și forme variate. Se
impun dou ă tipuri:
• văile scurte , adânci și înguste create de toren ți pe versan ții cu pant ă
mare care uneori datorit ă frecvenței ridicate impun un peisaj specific de badlandsuri;
• văile de tip ued – care au dimensiuni foarte mari, profil transversal în
forma literei „U”, cu sectoare în profil longitudinal cu roca la zi și altele în care sunt
acumulări de aluviuni bogate. Multe sunt v ăi vechi dezvoltate în prima parte a
cuaternarului în condi țiile unui climat care asigur ă cantități mai mari de precipita ții și
o ritmicitate a c ăderii lor. În prezent evolu ția este determinat ă de cursuri de ap ă
tumultoase care se produc la intervale mari de timp în urma unor averse însemnate.
Apa cu materialele antrenate exercit ă o acț iune de eroziune lateral ă intensă ce
favorizeaz ă lărgirea și malurile abrupte. Pierderea treptat ă a apei se face prin
evaporare dar și prin infiltrarea în masa de materiale depuse. Ultimile scurgeri creeaz ă
prin eroziune linear ă șanțuri în propri ile aluviuni.
¾ Tipuri de reliefuri specifice:
– Câmpurile de nisip sunt desf ășurate pe suprafe țe imense în regiunile joase și
depresionare fiind rezultatul acumul ării aici a materialelor transportate fie de c ătre
vânturile permanente (alizee) fie de c ătre rețeaua de râuri deosebit de active în
condițiile unor climate mai umede în pleistocen și holocenul inferior.
Sunt numite erguri în Sahara și kumuri în Asia Central ă. În cuprinsul lor exist ă
însă și depresiuni ( gassi ) cu izvoare bogate ce-au favor izat atât dezvotarea vegeta ției
dar și aunor așezări (oaze).
Pe ele vânturile au impus o morfologie de dune cu forme și mărimi variabile
care se înscriu în sectoarele ce le mai aride ale regiunilor de de șerturile Sahara, Kara
Kum, Kâzâl Kum, Atacama, Kalahari etc.
– Câmpurile de pietre se află în marginile mun ților vechi, materialele grosiere
care intră în componenț a lor provenind din procese co mplexe de dezagregare (prin
termoclastism sau haloclastism), șiroire, pluviodenudare sau din conurile de aluviuni
depuse de râurile active în pleisto cen-holocen. Prin spulberarea de c ătre vânt a
elementelor fine au r ămas aici blocuri și bolovănișuri pe care se dezvolt ă patine
deșertice.
– Hamadele – sunt platouri aproape orizon tale individualizate datorit ă
existenței unor strate groase de rocă cu rezisten ță mare la atacul apelor de șiroire.
Suprafața poate avea caracter structural , poate fi un rest de pediplen ă sau din glacisuri
a căror materiale sunt cimentate. Platourile domin ă uedurile sau depresiunile limitrofe
prin versan ți abrupți; prin fragmentare rezult ă martori de eroziune (gara).
Meteorizarea, sp ălarea în suprafa ță și vântul pot favoriza d ezvoltarea pe platou de
blocuri și bolovănișuri de dezagregare.

186
– Pedimentele, glacisurile, pediplenele și inselbergurile. Sunt forme cu
dimensiuni variate și care au rezultat printr-o evolu ție de durat ă a versanților munților.
• Pedimentale sunt considerate ca forme de relief mo ștenite, rezultate în
timp îndelungat și într-un climat cu sezoane mai umede și aride care favorizau
retragerea versan ților montani prin îmbinarea mai mu ltor procese (meteorizarea care
slăbea rezisten ța rocilor și producea fragmente de roc ă mici; spălarea în suprafa ța și
șiroirea care la aversele de ploaie le îndep ărtau etc.). Ele constituie suprafe țe de
echilibru dinamic ce rezulta u la baza acestor versan ți în retragere; au înclinare mic ă și
implică două sectoare, unul t ăiat în roc ă și altul la exterior pe care s-au acumulat
materiale în strat sub țire (numit bajada). Contactul dintre pediment și versant se
realizează brusc în lungul unei linii numită knick. La exteriorul pedimentelor sunt
depresiuni umplute cu materiale acumulate ( playa) frecvent nisipoase. Pe aceasta sunt
sectoare mai joase cu acumul ări de săruri ( sebkra sau salinas ). În condi țiile climatice
actuale continu ă evoluția dar mult mai slab ă.
• Pediplena este o câmpie de eroziune cu întindere mare rezultat ă din
unirea pedimentelor. Din vechiul relief muntos r ămân martori de eroziune care
domină pediplena și care poart ă numele de inselberguri . În condi țiile ridicării
sacadate și pe ansamblul a acestor regiuni se poate ajunge la formarea mai multor
generații de pediplene care se îmbucă . (L.King în Africa a diferenț iat cinci genera ții).
• Glacisurile reprezintă forme de echilibru dinamic asem ănătoare
pedimentelor. Diferă de acestea prin form ă (larg concav ă), dimensiuni (mai reduse),
lipsa knikului, depozite mai groase care pot fi cimentate, absen ța inselbergurilor.
Condițiile de formare sunt similare (sezon uscat și sezon în care pot surveni ploi
torențiale) la care se îmbin ă procesele de meteorizar e, pluviodenudare. La cele
dezvoltate în Asia se adaug ă crioclastismul, solifluxiur ile (J.Demangeot, E.Bernus
2001).
– Văile au scurgere doar la vi ituri; reprezentative sunt uedurile.
– Endo și exocarstul este dominant reprezentat prin forme în regiunile cu climat
mai umed.
2.4. Zonele morfoclimatice s ubtropicale cu morfogenez ă în două sezoane:
¾ Desfășurare și caracteristici bioclimatice. Ocupă suprafețe cu extindere
diferită la latitudini de 30-400, precumpă nitor în insulele și în statele riverane
M.Mediterane. Areale mai mici sunt în Calif ornia, sud-vestul Africei, sud-vestul
Australiei și în Chile la sud de tropic. Fa c trecerea între regiunile aride și cele
temperat propriu-zis. În cea mai mare parte sunt ținuturi muntoase și de podi șuri,
peisajele specifice urcând frecvent pân ă la altitudini de 1 500 m.
Climatul se caracterizeaz ă prin dou ă sezoane distincte între care în unele
situații se produc scurte intervale de tranzi ție. În sezonul cald predomin ă masele de
aer tropical calde și uscate care impun temperaturi ridicate (medii lunare de 20-250),
uscăciune datorită lipsei uneori aproape totale a precipita țiilor. Sezonul rece se
caracterizeaz ă prin frecven ța maselor de aer ciclonale ce provin de la la titudini mai
mari și care determin ă temperaturi mai coborâte (medii lunare de 5-100), nebulozitate
accentuat ă, precipita ții bogate sub form ă de averse de durat ă. Anual cad cca 800-1
000 mm precipita ții (extremele fiind 350 și 1 500 mm) dominant sub form ă de ploi
torențiale. Există și rare ninsori în regi unile de munte. Între ținuturile subtropicale
sunt diferen țieri de natur ă bioclimatic ă. În estul Mediteranei cele dou ă sezoane sunt
relativ egale (5-6 luni ploioase și 6-7 luni uscate și aride; în vestul Mediteranei ploile
bogate sunt concentrate în l unile de trecere la cele dou ă sezoane. În California și Chile
climatul este influen țat de curen ții reci litorali ceea ce face ca verile secetoase s ă fie
cu durată mare însă evaporația este mai mic ă și umiditate relativ ă mai ridicat ă. Deci

187
nu peste tot se înregistreaz ă același grad de usc ăciune și ca urmare, seceta biologic ă
nu are aceea și intensitate. Le sunt caracteristice p ădurile xerofile (stejar de stânc ă și
de plută, pinul maritim și de Alep) și tufărișuri xerofile (maquisul pe solurile
silicioase pe țărmurile Mediteranei, frigana în Grecia, garriga pe soluri calcaroase în
sudul Fran ței în Spania, Maroc, Algeria, chaparal în California, mattora în Chile etc.).
Vegeta ția naturală a suferit modifică ri însemnate prin defrișă ri pentru terenuri
de cultură, pășunat, incendii etc. În multe locuri p ădurile au c ăpătat caracter insular.
Solurile sunt afectate dar agresivitatea ploilo r care a condus în multe locuri la
degradare și chiar îndep ărtarea lor. Pentru diminuarea acestui proces s-au extins
plantațiile în majoritatea situa ților cu conifere (pinul de Alep).
Relieful accidentat care ofer ă o varietate de pante (înclin ări, formă, dimensiuni
diferite), regimul pluviometric specific (plo i concentrate într-un sezon ce au caracter
de aversă și se produc în cicluri de mai multe zile), usc ăciunea excesiv ă în sezonul
cald, covorul vegetal dominat de tuf ărișuri (cu rădăcini adânci și lungi și frunze mici,
dure, cerate) și lipsa ierburilor asigur ă o morfodinamic ă activă a agenților (apa din
precipitații, apa râurilor, mete orizare etc.) care alc ătuiesc un sistem morfogenetic
specific a c ărui agresivitate conduce la reali zarea unor peisaje caracteritsice.
¾ Agenți, procese și forme de relief:
– Meteorizarea este activ ă dar cunoa ște o evolu ție diferen țiată pe sezoane
datorită variațiilor însemnate de natur ă termică și pluvială. Procesele dominante sunt
alterarea substratului mineral și descompunerea masei organice provenite din resturi
vegetale. Hidratarea, hidroliza, carbonatarea se fac lent datorit ă temperaturilor
coborâte și afecteaz ă rocile pe câ țiva decimetri adâncime preg ătind materialele pentru
formarea solurilor brune caracte ristice. În sezonul cald c ătre suprafa ță sunt aduse (prin
capilaritate) s ăruri diverse (îndeosebi bicarbona ți) care se acumuleaz ă la diferite
adâncimi în solurile care au o grosime de cca un metru. În regiunile joase, de câmpie
cu pânza freatic ă la adâncime mic ă se ajunge la dezvoltarea local ă de soluri
halomorfe. Efectele înc ălzirii excesive din lunile de var ă se transmit în deshidrat ări
intense înso țite de producerea de cr ăpături adânci în depozit și rocă.
Dizolvarea este un proces activ în culmile și podiș urile calcaroase datorit ă
cantităților mai mari de ap ă provenită din precipita ții diaclazării intense și regimului
termic favorabil. De și dizolvarea este intens ă, marea majoritate a formelor (carstice de
suprafață și adânc cu dimensiuni mai mari constituie rezultanta unei evolu ții din tot
cuaternarul dac ă nu ș i mai vechi.
În peisajul ținuturilor subtropicale se impun adesea dou ă tipuri de depozite
care sunt mo ștenite din prima parte a cuat ernarului sau chiar din ter țiarul superior
când au fost create în condi ții climatice relativ difer ite decât cele actuale. Pe țărmurile
M.Mediterane și în Magreb sunt frecvente solurile ro șii (terra rosa) mai ales pe
calcare ce au grosimi uneori de peste un me tru. Sunt argile decarbonatate cu un
conținut bogat în oxizi de fier realizate într-un climat asem ănător celui de savan ă.
Similar, în California pe roci cristaline au rezultat soluri ro șii și galbene intens
podzolite.
În Australia se SV, la Pe rth, pe pediplena ce reteaz ă roci cristaline se pă strează
vechea laterit ă cu petece de cuiras ă feruginoas ă. În regiunile unde climatul a fost mai
arid s-au dezvoltat cruste calcaroase de câ țiva decimetri grosime a c ăror duritate și
consistență scad către bază. În multe locuri sunt acoperite de soluri recente.
– Sp ălarea în suprafa ță, șiroirea și torențialitatea sunt procese care ac ționează
cu intensitate deosebit ă în modelarea versan ților dar au un ritm sezonier fiind legate
de producerea averselor. Favorabilitatea este legat ă de câțiva factori – durata mare și
intensitatea cu mai multe vârfuri în c ăderea ploilor lipsa unui covor vegetal compact

188
care să poată asigura protec ția solului și a rocilor, varietatea ca rezisten ță a rocilor și
multitudinea pantelor reliefului dominant montan.
Rezultatele producerii lor sunt multiple dar fecvente sunt:
– Ravene ș i torenți instalate pe pantele mari cu vegeta ție rară. Uneori au o
dezvoltare atât de mare încât datorit ă densității mari porț iuni însemnate din versan ți,
câteodată în întregime, sunt transformate în complexe de viroage separate de creste.
Aici solul a fost în întregime îndep ărtat iar rocile se v ăd în pantele accentuate ale
crestelor. S-a creat un peisaj specif ic regiunilor subtropicale, cel al „ pământurilor
rele” sau badlandsuri (Grecia, Turcia, Italia etc.). Unirea ravenelor în colectori
facilitează formarea canalelor de scurgere toren țială prin care materialele erodate de
pe versan ți sunt transportate fie spre râuri constituind o surs ă însemnată de alimentare
a acestora fie sunt depuse la marginile depr esiunilor, în lunci sub forma unor conuri
de dejecție extinse pe care apa venit ă se împrăștie. Toren ții cu bazine de recep ție în
evantai și conuri largi constituie un alt component specific ținuturilor subtropicale.
– Deși spălări în suprafa ță sunt pretutindeni dar cu intensitate diferit ă, acestea
asociindu-se altor procese, efectele sale sunt îns ă sesizabile pe terenurile cu arbuș ti
rari, unde s-au înregistrat ince ndii ori unde s-a practicat un p ăstorit abuziv. Producerea
ploilor conduce la îndep ărtarea solului și scoaterea la suprafa ță a rădăcinilor. Dac ă
solul este sub țire sau vegeta ția este îndep ărtată prin spălare se ajunge repede la roca
din bază .
– Glacisurile sunt caracteristice acestor regi uni, mai ales în sectoarele alc ătuite
din roci sedimentare cu strate care opun rezisten ță. Cele trei procese conduc la
individualizarea a dou ă tipuri – glacisuri de eroziune la baza versan ților puternic
înclinați (contact munte-depresiuni, munte-câmpii, versan ți de falie, la baza cuestelor
etc.) care sufer ă o retragere activ ă prin eroziune în suprafa ță și șiroire; glacisuri de
acumulare – dobândite frecvent din unirea conurilo r de dejec ție ale toren ților ce
debuș ază în depresiuni sau la marginea luncilor. Sunt terenuri folo site pentru planta ții
pomicole. Multe glacisuri sunt ve chi din pleisto cenul superior.
– Apele curg ătoare permanente au o scurgere influen țată puternic de regimul
căderii precipita țiilor și mărimea bazinului. În sezonul ploios debitele sunt mari
ajungând în timpul ploilor foarte bogate cu durat ă de mai multe zile la valori de câteva
mii de m3/s și viteze deosebite. Prin acestea cap ătă o forță de eroziune și transport de
materiale enorm ă care conduc la adâncirea și lărgirea albiilor, la rev ărsări și inundații.
Pe măsura scăderii viiturilor se realizeaz ă depunerea heterogen ă a materialelor în
albie. La contactul mun ților cu câmpia și pe marginea depresiunilor se produc
acumulări sub form ă de conuri aluviale enorme ce au pantă mare impus ă de regimul
scurgerii toren țiale. La fel la gurile de v ărsare în mare, se realizeaz ă acumulă ri care în
anumite condi ții locale dau delte extinse (Guadal quivir, Tibru, Pad etc.). În sezonul
uscat albia minor ă se îngusteaz ă ajungând fie la un fir de ap ă care se strecoar ă prin
mase de aluviuni fie s ă sece.
Ca urmare a acestui specific dinamic v ăile din regiunile subtropicale au câteva
caracteristici. Sunt înguste și cu pantă longitudinală mare în mun ți unde în albie sunt
frecvente blocuri cu dimensiuni diferite. se deschid mult la ie șirea din munte (efect al
creșterii eroziunii laterale în condi țiile micșorării pantei) unde albiile majore ajung la
câteva sute de metri l ățime, în ele constituindu-se pânze groase de bolovani, pietri șuri
printre care se pierd numeroase albii seci p ărăsite. În câmpii și depresiuni au albii cu
lățimi variabile (în func ție de oscila ția debitului) care adesea se despletesc (pe
suprafața conurilor aluviale); aici sunt și cele mai multe lucr ări antropice de îndiguire.
– Piemonturile reprezintă forme de relief specific regiunilor subtropicale
întrucât aici se întrunesc cel mai bine condi țiile care conduc la ge neza lor – contacte

189
brusce asigurate de versan ții cu pantele acce ntuate ale mun ților în marginea unor
depresiuni sau câmpii extinse; precipita ții bogate cu caracter toren țial și cu un regim
de producere sezonier ce pot asigura un transport uria ș de aluviuni din munte ce sunt
împrăștiate pe suprafe țele cvasiorizontale de la exte riorul lor. În acest mod toren ții și
râurile cu bazine mici dar cu pante accentuate din mun ți au construit din aluviunile
cărate pânze care s-au suprapus rezultând în tinse câmpii piemontane. Specificul lor
este dat de panta care scad e de la contactul cu munt ele spre exterior, albii p ărăsite
puțin adâncite dar și cursuri active sezonier adânci cu maluri abrupte în care se
observă structura în pânze (pietri șurile au dimensiuni tot mai mici c ătre exteriorul
câmpiei); un sol sub țire ce permite practicarea agriculturii.
Cele mai multe piemonturi sunt legate de pleistocen fii nd o reflectare a
oscilațiilor climatului. Ele au fost antrenate de ridicarea munț ilor situație în care s-au
dezvoltat 2-3 genera ții de văi care le fragmenteaz ă (Italia, sudul Fran ței, Spania).
– Terasele fluviatile sunt în cursurile inferioare și mijlocii ale râurilor mari
fiind corelate genetic cu oscila țiile de nivel în pleistocen ale bazinelor marine în care
se vărsau (urmare a varia țiilor climatice de amploare pe intervale mari de timp) și cu
ridicarea sacadat ă a munților. Sunt 2-5 trepte generale (în func ție de genera ția de râuri
care le-a creat, la altitudini relativ constante care se racordeaz ă cu terasele marine.
– Alte procese și forme de relief . Producerea lor are specific local fiind
condiționate de caracteristici ale rocilor, pantelor, utiliz ării terenurilor, interven ției
antropice. Se îmbin ă cu acțiunea celorlalte procese co ntribuind la complexitatea
sistemului morfogenetic subtropical. Semnificative ca frecven ță și efecte sunt:
– Alunecările de teren (franele italiene) sunt legate de prezen ța stratelor sau
orizonturilor argiloase aflate în depozite de alterare sau în alc ătuirea versan ților.
Climatul uscat vara conduce în final la producerea de cr ăpături profunde ce ajung la
argilă și creează ruperi ale echilibrului rocilor și provoac ă alunecări cu dimensiuni și
forme variabile.
– Abraziunea și acumul ările din lungul țărmurilor maritime conduc la
dezvoltarea de faleze, platforme de abraziune, pl ăji cu dimensiuni variabile, tipuri de
țărm cu configura ție specific ă. În lungul ță rmurilor sunt terase de abraziune, forme de
relief mo ștenite de la o evolu ție pleistocenă cu caracter eustatic; în jurul
M.Mediterane sunt în num ăr de cinci având o de desf ășurare relativ constant ă (ex. din
Tunisia pân ă în Maroc). La unele țărmuri joase sunt acumul ări imense de nisip de la
finele pleistocenului și începutul holocenului pe car e în prezent vântul a creat o
multitudine de dune longitudinale . Când în masa de nisip exist ă un procent ridicat de
calcar se ajunge la o cimentare par țială a acestuia rezultând cruste (în Spania la nord
de Alicante, în sud-estul Australiei).
2.5. Zonele morfoclimatice tempera te cu sisteme morfogenetice
concentrate regional.
Au cea mai mare desf ășurare întinzându-se de la 35 la 660 latitudine dominant
în continentele emisferei nordice. Reprezint ă spaț iul de acțiune al vânturilor de vest
dar și al interferen ței cu extinderea sezonier ă a alizeelor și vânturilor polare. Ca
urmare, în timpul anului suprafe țe însemnate sunt supuse ac țiunii unor mase de aer cu
proprietăți variate (reci, calde, umed e, uscate etc.) situa ții care se reflect ă într-o
manifestare sezonier ă a regimurilor elementelor componentelor de mediu exprimat ă în
evoluția peisajului. Precipitaț iile cad în fiecare lun ă a anului dar în cantit ăți și sub
formă diferită. La fel regimul termic se va concretiza prin valori medii lunare care se
înscriu în curbe cu un minim de iarn ă (2-3 luni) și un maxim de var ă (2-4 luni)
legătura dintre acestea reprezentând-o m ărimile moderate. Acestea asigur ă un grad
ridicat de acoperire cu vegeta ție și soluri groase ce exercit ă un rol protector

190
depozitelor și rocilor de dedesubt. În aceste condi ții morfodinamica va fi dominat ă de
procese impuse de ac țiunea apei sub diferite forme (ap ă curgătoare, apă din ploi,
zăpada, apa în circula ție prin roci). O serie de factori regionali (desf ășurarea lan țurilor
de munți atât în sens latitudinal da r mai ales longitudinal, prezen ța în vecin ătatea
țărmurilor a curen ților oceanici reci sau calzi; distan țele enorme între oceane și centrul
continentelor; lan țurile montane foarte înalte și relativ compacte etc.) modific ă
structura zonei morfoclimatice impunând în cadrul acesteia cu sisteme morfogenetice
specifice. Câteva sunt reprezentative.
2.5.1. Regiunile morfoclimatice temperat oceanice.
¾ Desfășurare și condiț ii bioclimatice . Include centrul și vestul Europei, fâ șii la
vestul Cordilierilor și Anzilor, o mare parte din centrul și estul SUA, sudul Canadei,
în estul Asiei, sud-estul Australiei, Tasmania, Noua Zeeland ă și sudul Americii de
Sud.
Climatul este dependent de predominarea circula ției maselor de aer oceanic
care au o umiditate ridicat ă și sunt ră coroase vara și moderate iarna. Ca urmare, aici
nu se manifest ă nici călduri excesive dar nici înghe țuri de durat ă; amplitudinile
termice lunare sunt moderate, nebulozitatea este ridicat ă, precipita țiile variaz ă între
800 și 1 500 mm/an (repartizate diferit lunar ș i sezonier dar și de la ță rm către
interiorul continentelor), vânturile sunt frecvente fiind legate de activit ăți ciclonale, se
produc diverse fenomene meteorologice între care cea ța, burnița și roua. Exist ă
diferențe între climatele sectoarelor continentale care apar țin acestui sistem. Situa țiile
extreme sunt între cel vest european (v eri cu temperaturi medii lunare de 16-250,
precipitații reduse, unele sub form ă de aversă; ierni blânde termic 0-120, ploi ș i ninsori
bogate cu strat sub țire de zăpadă; precipita ții anuale de 800-1500 mm, de la vest c ătre
est cresc ariditatea și amplitudinile termice) și cel est asiatic (veri cu frecven ța
maselor de aer oceanic ce dau ploi bogate și asigură temperaturi moderate 18-200;
ierni cu dominarea aerului rece continental ce provoac ă temperaturi sc ăzute de –50…-
150, înghețuri frecvente și strat sub țire de ză padă; precipita ții de 700-1200 mm/an).
Vegetația bogată este alcătuită din pă duri de stejar și fag, un variat strat
arbustiv și de ierburi sub care sunt argiluvisoluri și cambisoluri cu profile dezvoltate.
Ele protejeaz ă rocile și depozitele de atacul direct al agen ților externi constituind un
factor intermediar în desf ășurarea proceselor morfodinamice.
¾ Agenți, procese și forme de relief . Sistemul morfogenetic este dominat de
acțiunea comun ă a meteoriz ării, pluviodenud ării și a apelor curg ătoare rezultatele
vizibile și rapide fiind legate de ultimul agent.
– Meteorizarea acționează permanent dar cu intensitate și specific diferit
sezonier. În lunile și anotimpul cu precipita ții bogate se produc alter ări (îndeosebi
hidratare și carbonatare care duc la formarea de caolin, dar și o iluviere a argilei pe
profilul de sol. Când se suprapun și cicluri gelivale (înghe ț-dezghețuri) atunci sunt
posibile dezagreg ări în rocile expuse gerului; în cele calcaroase se produc dizolv ări și
dezvoltarea formelor carstice. De altfel în masivele și podiș urile calcaroase exist ă
complexe carstice vechi care-ș i continuă evoluția.
– Pluviodenudarea este activ ă doar pe suprafe țele de versant desp ădurite. Se
produce sp ălarea solurilor, dezvoltarea de ravene izolate. Obâr șia multor v ăi torențiale
este formată din ravene în stadii diferite de adâncire.
– Apele curg ătoare constituie agentul modelator principal. Varia ția pe sezoane
a producerii precipita țiilor, mărimea bazinelor hidrografice și relieful complex (ca
pante, alc ătuire litologic ă și structură) au impus diverse regimuri de scurgere a apei
râurilor. Specificul scurgerii râurilor din aceast ă regiune este reflectat ă de cel al
râurilor cu bazine nu prea mari în care este o anumit ă omogenitate în distribu ția

191
factorilor hidrodinamici. La râurile din Europa de vest apele mari ce dau scurgerea
maximă sunt legate de ploile de iarn ă. Ele au și un debit solid însemnat întrucât gradul
de protejare a solului de c ătre vegeta ție este mai mic astfel c ă se realizeaz ă un contact
direct al apei din precipita ții cu acesta. În intervalele de timp, de altfel scurte, când se
produce îngheț ul debitul scade și au loc acumul ări ale materialelor grosiere. În
sezonul cald fluctua țiile nivelelor scurgerii sunt numeroase cu creș teri la averse ce
produc eroziuni și transport bogat și scăderi însemnate în intervalele secetoase (au loc
acumulări). Marile artere hidrografice ale c ăror bazine includ și spații însemnate din
munții înalți au un regim al scurgerii mult mai co mplex la care intervin, în luni
diferite, aporturi de ap ă din topirea z ăpezii sau de la marginea ghe țarilor. Astfel, apele
mari de iarn ă se prelungesc ș i primăvara iar vara sc ăderile debitelor este mai redus ă
întrucât exist ă aportul din mun ți. Ca urmare, aceste râuri dispun de energie însemnat ă
care le confer ă potenț ial de eroziune dar și capacitate de trans port mari. Nu trebuie
omis faptul c ă aceste regiuni sunt intens populate și ca urmare terenurile folosite în
agricultur ă ocupă suprafețe mari a c ăror extindere s-a realizat pe seama îndep ărtării
pădurilor ceea ce indirect a favorizat, în anumite intervale de timp (la începutul
primăverii și la finele toamnei când solul este neprotejat de culturi), intensificarea
proceselor de versant dar și scurgerile din albie. Pentru diminuarea efectelor acestora
în aceste regiuni s-au efectuat cele mai complexe lucr ări de amenajare hidrotehnic ă.
În lungul râurilor sunt albii largi cu multe aluviuni încadrate de mai multe
nivele de terase. Aceste sunt m ărturii ale unei evoluț ii genetice complexe determinat ă
atât de varia ția climatului (faze reci glaciare și faze moderate termic și pluvial) cât și
de ridică ri neotectonice sacadate și pe areale largi.
– Alunecările de teren constituie un proces frecvent pe versan ți cu pante mai
ridicate. Precipita țiile bogate și prezența stratelor argiloase sunt factori care asigur ă
realizarea lor pe versan ții dealurilor și ai spațiului montan. Se produc sub diferite
forme în oricare lun ă. Efectele sunt mici întrucât se aplic ă măsuri complexe care
urmăresc atât micș orarea riscului realiz ării lor dar și anularea rapid ă a consecin țelor.
– Activit ățile antropice extrem de numeroase au drept consecin țe fie stimularea
sau diminuarea ac țiuni celorlal ți agenți fie crearea unor forme de relief specifice
(ramblee, deblee, cariere, canale, nivel ări, iazuri, secț ionarea versan ților etc.) și prin
toate acestea se fac modific ări în peisaj care de la caracterul natural au trecut la unele
de tip antropizat sau antropic.
2.5.2. Regiuni morfoclimatice temperat semiaride.
¾ Desfășurare și condiț ii bioclimatice . Cea mai mare parte a acestor regiuni se
află la latitudini de 380-500 și la distan țe mari de bazinele oceanice fiind delimitate de
sisteme de mun ți înalți ce constituie bariere în calea maselor de aer umed de
provenien ță vestică. Sunt larg deschise spre regiunile polare de unde în sezonul rece
pătrunde aerul ce provoac ă înghețuri. Au o dezvoltare mare în Eurasia (din estul
României și până în vestul Chinei și Mongoliei), iar pe areal e mai mici în centrul
S.U.A., Canadei apoi în pampasul argentinian.
Climatul se va caracteriza prin amplitudini termice anuale mari, precipita ții
puține legate de sez onul rece (cad z ăpezi ce dau un strat sub țire de zăpadă) dar ș i de
unele ploi toren țiale de vară , apoi printr-o puternic ă evapotranspira ție (accentuată în
sectoarele închise din centrul continentelo r unde impune o trecere spre semide șerturi
și deșerturi).
Temperaturile medii anuale se situeaz ă între 50 și 100, dar valorile lunare
cunosc varia ții însemnate (în lunile de iarn ă între –30 și -150 cu minime zilnice ce pot
ajunge la –350….-450; în lunile de var ă oscilează între 200 și 250 cu maxime ce pot
depăși 350); există cca 35-50 zile de iarn ă, 100-130 zile de înghe ț, 100-125 zile de

192
vară și 35-55 zile tropicale. Amplitudinile termice anuale dep ășesc 400 ceea ce
reflectă continentalismul accentuat. Aceast ă caracteristic ă este accentuat ă mai întâi de
cantitățile de precipita ții anuale, frecvent sub 400 mm, cu varia ții mari de la un an la
altul, de la o lun ă la alta și apoi de concentrarea lor sub forma averselor. Ploile sunt
frecvente prim ăvara și la începutul verii (peste 55% din total); iernile de și dau puțină
zăpadă, aceasta datorit ă temperaturilor coborâte se men ține peste 2 luni.
Aceste condi ții se reflect ă nu numai în tipul de forma țiuni vegetale și de soluri
dezvoltate dar și în regimul scurgerii apei râurilor și al proceselor morfogenetice.
Vegetația dominant este ierboasă alcătuită mai ales din graminee ea definind
structura peisajelor cunoscute sub numele de step ă, preerie, pampas. Sunt ierburi
dense adaptate la usc ăciune prin r ădăcini adânci și o perioad ă vegetativ ă scurtă. În
regiunile cu precipita ții mai multe ierburile sunt îna lte pe când acolo unde cad sub 350
mm pe an sunt scunde și discontinui. Arborii și arbuști sunt rari și concentra ți în
luncile râurilor sau în locu rile cu umiditate pe durat ă mai mare.
¾ Agenți, procese și forme de relief.
Relieful dominant de câmpie, de podi șuri sau dealuri joase este alc ătuit din
suprafețe în majoritate cu pante reduse acoperite de soluri cernoziomice cu grosimi în
general peste 1 m, la care exist ă un orizont bogat în humus și altele în care sunt
acumulați carbona ți. Astfel vegeta ția densă și solurile groase reprezint ă două ecrane
care împiedică realizarea unui contact brusc și direct între agen ți și roci. De aici atât o
asociere între mai pu ține procese dar și o intensitate mai slab ă a acțiunii lor. Evident ă
este gruparea agenț ilor în func ție de tipul de forme de relief în care se manifest ă.
– Pe interfluviile plate (câmpuri, podurile podi șurilor) slab înclinate, netede, cu
extindere relativ mare și care sunt acoperite de loessuri sau depozite loessoide groase
ce au la partea superioar ă soluri se impune asocierea proceselor biochimice,
pluviodenudarea, tasarea sprijinit ă uneori de nivaț ie.
– Procesele biochimice sunt legate mai întâi de circula ția apei în depozite și
chiar rocă la topirea z ăpezii sau imediat dup ă producerea precipita țiilor. Acțiunea este
intensă primăvara fiind amplificat ă și de lipsa vegeta ției. Apa preia s ăruri și produse
dintr-o slab ă alterare a materiei orga nice pe care le transportă pe o anumit ă adâncime
unde parțial precipit ă dând concre țiuni (îndeosebi calcaroase sau de gips). În sezonul
secetos o parte din solu ții urcă prin capilaritate la suprafa ță și prin evaporare
facilitează acumulări de săruri care apar sub form ă de petece cu dimensiuni variabile.
În regiunile cu ariditate pronun țată astfel de petece cu concentrare de sare și gips au
frecvență mare fiind legate îndeosebi de fundul microdepresiunilor.
– Pluviodenudarea este evident ă pe terenurile de șertice sau incendiate în
intervalele de timp cât ier burile sau culturile nu s-au dezvoltat. Se înregistreaz ă atât
dislocarea particulelor dar și antrenarea lor de c ătre pânzele de ap ă primăvara când
topirea zăpezii se coreleaz ă cu ploi bogate unele cu caracter toren țial pe pante de 2-50
doar în condiț iile în care vegeta ția este distrusă prin uscare sau incendiere.
– Tasarea este favorizat ă de existen ța loessului sau a depozitelor loessoide.
Prin acestea circula ția activă a apei prim ăvara între ținută și de topirea lent ă a ză pezii
și însăși presiunea exercitat ă de aceasta prin propria greutate favorizeaz ă procesul care
în final se materializeaz ă în generarea unor microdepr esiuni de tipul crovurilor și
padinelor.
– Defla ția (activă pe suprafe țele lipsite de ierburi) va îndep ărta particulele fine
favorizând concentrarea lor în acumul ări de tipul dunelor. Iarna vântul îns ă va troieni
zăpada facilitâ nd tasarea.
În regiunile mai reci, în lunile de trecere dintre sezoanele extreme pe
suprafețele cu rocă la zi se produc dezagreg ări.

193
– În vă i albiile râurilor constituie sectoarele în care precump ănesc procesele
legate de scurgerea apei a c ărei evolu ție este puternic influen țată de condi țiile
climatice care îi imprim ă un net caracter sezonier. Râur ile autohtone au alimentare
dominant pluvio-nival ă și ca urmare în regimul scurgerii vor exista debite însemnate
primăvara și la începutul verii înso țite de rev ărsări, inunda ții și debite reduse la finele
verii, toamna ș i iarna, când cele mai mici pot seca. Râurile alohtone, cu izvoare în
munți sau în alte zone naturale au un regim al scurgerii mult mai complex dar la care
influențele spațiului temperat se resimt. Varia țiile sezoniere în si stemul scurgerii se
reflectă în dinamica proceselor fluviatile. Eroziunea activ ă va fi legat ă de intervalele
cu precipita ții bogate și la viiturile intense cu trecerea pe prim plan a celei lineare în
albii și la obârșii și a celei laterale în malurile concave ale meandrelor. În timpul
revărsărilor șuvoaiele de ap ă principală vor crea prin eroziune în lunc ă atât canale de
scurgere cât și retragerea diferitelor maluri, gri nduri etc. Concomitent cu acestea aici
se produc și acumulări bogate ale materialelor trans portate ceea ce face ca ulterior s ă
rezulte modific ări însemnate în morfologia albiilor majore. În sezonul cu scurgere
redusă se înregistreaz ă doar transport în suspensie și soluție însoțit de acumul ări în
albie când capacitatea râului sl ăbește (la debitele foarte mici). Iarna apa râurilor
îngheață frecvent (pod de ghea ță), la fel și malurile ceea ce conduce la diminuarea
efectelor proceselor din albie. Deci specificul morfodinamic al majorit ății râurilor este
impus de câteva intervale: prim ăvara (topirea ză pezii și ploi bogate) – începutul verii
(ploi toren țiale) în care eroziunea și transportul sub diferite forme sunt foarte active
iar acumul ările sunt legate de cre șterile de debit ce provoac ă inundații în lunci; var ă-
toamnă cu secete prelungite, debite reduse ce dau un transport slab și acumulări de
materiale fine în albii; iarna – cu debite foarte mici, înghe ț și transport extrem de
redus.
– Versanț ii, frunțile de teras ă și malurile înalte constituie sectoarele cu o
dinamică activă impusă de îmbinarea șiroirii, toren țialității, pluviodenud ării cu
sufoziunea, pr ăbușiri și chiar unele alunec ări. Ele sunt favorizate de câț iva factori –
pantele, care dep ășesc 100 (destul de frecvent peste 400), lipsa vegeta ției dense
protectoare într-un interval mare de timp, rocile dominant friabile (mai ales loessuri).
Intervalul critic este prim ăvara și începutul verii când factorilor poten țiali li se adaug ă
cantitățile de ap ă rezultate din precipita ții. În sezonul rece când aceste suprafe țe
înclinate sunt lipsite de prezen ța protectoare a stratului de z ăpadă în sistemul
morfogenetic se adaug ă îngheț-dezgheț ul ce faciliteaz ă modificări în structura rocilor
și depozitelor (fisuri, cr ăpături umplute cu ghea ță) care conduc prim ăvara la slă birea
legăturilor dintre componentele minerale urmate de pr ăbușiri sau solifluxiuni.
2.5.3. Regiunile morfoclim atice temperat-rece
– Desfăș urare și condiț ii bioclimatice. Se desf ășoară în Eurasia, America de
Nord și de Sud la latitudini de 45-660 incluzând câmpii, podi șuri joase dar ș i munți
joși (Siberia, Scandinavia) . În peisaj se impun p ădurile de conifere compacte, dar care
spre latitudini mai mici se îmbin ă cu cele de foioase iar c ătre cercul polar cu elemente
specifice silvotundrei. Extinderea mare ș i deschiderea larg ă face posibil ă prezența
sezonieră a maselor de aer re ci polare (maritime și arctice) dar și a celor temperate.
Sezonul rece este lung cu temperaturi foarte sc ăzute (minimele absolute coboar ă sub –
350) legate de stagnarea aerului rece tim p îndelungat apoi o nebulozitate accentuat ă,
cețuri frecvente. În timpul verii se produc alternan țe la intervale scurte, a maselor de
aer ciclonal și anticiclonal umede dar mai calde sau mai reci ceea ce conduce la
instabilitatea vremii și temperaturii pozitive (în iulie ajung la 200). Ca urmare,
amplitudinile termice anuale ajung la valori de 300-600 (mai ales c ătre centrul
continentelor) ceea ce reflect ă caracterul excesiv al climatului.

194
Anual cad cca 400-600 mm precipita ții dar care sunt inegale în timp. Iarna,
ninsorile sunt dese și dau un strat de z ăpadă relativ gros care rezist ă mult datorit ă
temperaturilor negative. Vara cad ploi cu caracter toren țial.
În Europa de est, nordul Kazahstanului, nord-estul SUA și centrul și sud-estul
Canadei prezen ța maselor de aer umed provenite dinspre oceane conduce la
precipitații mai bogate ș i temperaturi de 25-300 în sezonul cald. Dac ă iarna, în nord,
gerurile prelungite și intense produc îngheț area adânc ă a solului, în sud, vara, sunt
secete.
În aceste condiț ii s-au dezvoltat soluri podzol ice cu un orizont de suprafa ță cu
masă organică aflată în stadii diferite de de scompunere sub care se află altul iluvial cu
încărcătură de argilă, săruri de calciu, magneziu, potasiu, oxizi de fier și de mangan.
Ele au grosime mai mare sub p ădurile de conifere și mai redus ă spre silvotundr ă unde
depozitele și rocile de dedesubt sunt par țial sau total înghe țate. Atât solurile cât și
pădurile dese, compacte constituie ecrane distincte în atacul agen ților externi.
¾ Agenți, procese și forme de relief. Relieful variat ca alc ătuire și structur ă,
condițiile climatice care impun un sezon rece cu geruri și altul călduros dar cu un grad
mai însemnat de umiditate, cele dou ă ecrane protectoare cu dezvoltare important ă
(solul, vegeta ția) determin ă un sistem morfogenetic alc ătuit din mai multe procese cu
un regim de manifestare sezonier dar cu strânse rela ții între ele.
– Pe suprafe țele interfluviale înclinate se produc procese biochimice, criogene
și de termocarst (unde se p ăstrează un pergelisol în diferi te stadii de degradare și care
este moștenit din pleistocen). Alterarea chimic ă în urma c ăreia rezult ă argilă și diverși
oxizi ca și transferul lor se realizeaz ă în sezonul cald pe când procesele criogene sunt
specifice lunilor de trecer e între anotimpurile extreme. Formele care rezult ă prin
termocarst sunt caracteristice intervalelor cu înc ălziri mai însemnate.
– Albiile râurilor cunosc un regim de scurgere și procese net diferen țiate
sezonier dar și de la o regiune la alta. În Europa de est și la vest de Marile Lacuri
(precipita ții bogate și un regim termic moderat) râurile au o alimentare nivo-pluvial ă
și un regim al scurgerii cu valori mari în aprilie-iunie, sc ăzute vara și la începutul
toamnei, creș teri în octombrie-noiembrie și foarte sc ăzute iarna când se produc
înghețuri. La est de Ural și în Canada continentalismul accen tuat al climatului face ca
2/3 din volumul precipita țiilor să fie legat de lunile de var ă când se vor produce debite
mari între ținute și de topirea z ăpezii iar din septembrie și până în aprilie s ă se produc ă
o scurgere limitată . La marile fluvii cu obâr șia la latitudini mici ș i vărsare în Oceanul
Arctic dezgheț ul în martie-aprilie în bazi nul superior va determina z ăpoare și inundații
în cursul mijlociu.
Raportat la regimul scurgerii va fi și desfășurarea proceselor fluviatile cu o
eroziune linear ă și un transport însemnat în intervalele cu debite ridicate, cu eroziune
lineară și un transport însemnat în intervale cu debite ridicate, cu eroziune lateral ă
asupra malurilor prim ăvara când patul albiei es te în curs de dezgheț iar apa transport ă
sloiuri și o dinamic ă redusă (absentă la râurile mici care înghea ță) în sezonul rece.
– Versanț ii despăduriți și cu roca la zi vor fi supu și permanent proceselor
crionivale care au o intensitate deosebit ă în lunile de prim ăvară și toamnă. Se adaug ă
șiroirea, sp ălarea în suprafa ță în timpul averselor.
2.6. Zonele morfoclimatice reci cu modelare glaciar ă și periglaciar ă.
¾ Desfășurare și caracteristici bioclimatice. Sunt în cele dou ă emisfere terestre
la latitudini mari, frecvent de la cercu rile polare spre poli incluzându-se nordul
Canadei, Alaska, Groenlanda, extremitatea nordic ă a Eurasiei, insule arctice,
Antarctida. Se pot diferen ția două medii naturale di stincte – subpolar și polar.

195
Primul, la latitudini mai mici și doar în continentele nordice se caracterizeaz ă
printr-un climat determinat de masele de aer polar ce îi asigur ă temperaturi medii
anuale de 00….1,50, amplitudini termice reduse, precipita ții puține, nebulozitate
accentuat ă, vânturi intense. Regional se separ ă nuanțe reci oceanice (mai umede) și
continentale. Prima este evident ă mai ales în nordul Scandinaviei și are o iarn ă cu o
nuanță moderată termic și cu zăpadă și o vară când în iulie-august temperaturile care
depășesc 100 provoacă topirea în bun ă măsură a zăpezii. Precipita țiile variaz ă anual de
la 450-500 mm în nordul Scandina viei la 250-400 mm în Siberia ș i Canada. Cele mai
multe se produc în februarie-martie și septembrie-octombrie când au loc și importante
viscole. Temperaturile do minant negative, îngheț ul de durat ă, vânturile intense nu
permit decât existen ța unor forma țiuni vegetale ierboase discontinui, la care se
asociază un număr mic de specii de arbu ști ptici, care se leag ă de cele 2-3 luni
călduroase. Climatul polar specific Gr oenlandei, insulelor din Arctica și Antarctidei
este foarte rece, masele de aer extrem de reci sta ționează mult timp provocând sc ăderi
de temperatur ă însemnate. Aici nu numai mediile anuale sunt negative dar, cu unele
excepții și cele ale tuturor lunilor. Iarna (sezonul nopț ii polare) temperaturile ajung la
valori sub –400 (-600 la stadiu Amundsen-Scott și –880,3 la stația Vostok). Doar vara
în câteva zile temperaturile au și valori pozitive favorizând o u șoară topire a z ăpezii.
Acum deși Soaele se afl ă permanent deasupra orizontului iar radia ția directă ajunge la
20-25 kcal/cm2/lună reflexia intens ă impusă de ză padă și gheață f a c e c a b i l a n țul
radiativ s ă fie neglijabil (1-2 kcal/cm2/lună). Precipita țiile sunt numai sub form ă de
zăpadă și variază de la 200-300 mm/an în vecină tatea oceanelor la câteva zeci de mm
în interiorul continentelor. Dar aceasta se p ăstrează și prin tasare va evolua în ghea ță.
Sunt posibile în orice lun ă a anului dar mai ales în sezonul de var ă polară.
¾ Agenți, procese și forme de relief.
Relieful reprezentat de câmpii, podi șuri și munți este acoperit aproape în
întregime de ghea ță și zăpadă. Deasupra acestora r ămân doar creste cu versan ți
abrupți, vârfuri iar la latitudini mai mi ci unele platouri. În aceste condi ții se manifestă
agenți și procese specifice sistemel or morfogenetice-periglaciar și glaciar care se
întrepătrund.
2.6.1. Sistemul periglaciar este activ pe toate suprafe țele lipsite de ghea ță dar
care sunt acoperite de z ăpadă sau sunt direct expuse gerului și vântului. Totodat ă
procesele de geliva ție și nivație, definitorii pentru sistem, se înregistrează și la
contactul versan ților cu ghea ță sau pe crestele și vârfurile care sunt situate deasupra
ghețarilor. Ca urmare, este ac tiv în regiunile subpolare și are caracter in sular în cele
polare.
– Nuanț ele climatice influențează atât ritmicitatea proceselor dar și asocierea în
timp a agen ților. Climatul subpolar cu influen țe oceanice, mai umed cu veri de 2-3
luni când se produc temperaturi zilnice periodice, ce dau dezghe ț în roci și depozite
iar precipita țiile sunt și sub form ă lichidă, faciliteaz ă asocierea ac țiunii gerului,
nivației cu aceea a vântului, apelor de șiroire, apelor care sta ționează și a fluvia ției.
Climatul subpolar continental este aspru, cu un foarte lung interval de înghe ț total care
asigură continuitatea și grosimea pergelisolului, cu ză padă puțină dar spulberată sau
troienită de vânturi puternice. Aici se manifest ă intens gerul, niva ția, eoliza ția și
uneori apele curgă toare.
– Îngheț-dezghețul constituie un cuplu de procese care au rol esen țial în crearea
unei morfologii specifice. Ciclurile geli vale rezultate din succesiunea acestora
acționează intens în sezonul c ălduros când amplitudinile termice diurne sunt
însemnate. Pe suprafeț ele stâncoase se produc dezagreg ări ce conduc la grohotiș uri cu
forme și dimensiuni condi ționate de tipul de roci, intensitatea și frecvența acestor

196
cicluri. Pe suprafe țe stâncoase slab înclinate determin ă dezagreg ări, câmpuri și pavaje
de pietre iar pe cele acoperite de depozite și cu o vegeta ție slabă, o diversitate de
structuri (pene de ghea ță, involuț ii, apofize) și forme cu dimensiuni și configura ții
distincte (soluri po ligonale, hidrolacoli ți, pingo etc.)
– Nivația pe versan ți se concretizeaz ă în avalan șe care pun în miș care mase de
zăpadă și fragmente de roc ă cu viteze de 50-200 km/or ă. Ele dau na ștere la culoare
lineare lungi de sute de metri în care la dezghe ț se acumuleaz ă grohotișuri (râuri de
pietre). La baza versan ților persist ă amestecul de bolovani cu z ăpadă și gheață. Pe
suprafețele plane cu scoar țe de materiale groase prezen ța zăpezii conduce la tas ări ce
creează microdepresiuni.
– Eolizația se produce mai întâi prin corozi une asupra vârfurilor, crestelor ș i
pereților abrup ți. Vânturile înc ărcate cu particule fine de ghea ță și nisip izbe ște și
șlefuiește suprafe țele, colțurile și muchiile vârfurilor. În al doilea rând spulber ă
materialele fine inclusiv z ăpada permi țând detașarea pe de o part e a unor suprafe țe
stâncoase sau cu materiale grosiere iar pe de alt ă parte a altora cu acumul ări de zăpadă
și prafuri (dune nivoeoliene).
– Șiroirea este accidental ă și numai în lunile în care se produc averse de ploaie
iar solul sau depozitul de pe pante este dezghe țat. Eroziunea d ă naștere pe versan ți la
ravene dar și la acumul ări de pânze de pietri șuri stratificate și glacisuri la baza
acestora.
– Fluvioperiglacia ția se înregistreaz ă în lunile de vară când albiile sunt par țial
sau total dezghe țate. Scurgerea este puternic influen țată de nuanța climatic ă dar și de
adâncimea pân ă la care se produce dezghe țul. În albii sunt frecvente blocuri care
depășesc competen ța, pavajul de pietre cu dime nsiuni mari, eroziunea lateral ă asupra
malurilor (extrem de violent ă la începutul dezghe țului când apa este înc ărcată cu
sloiuri) dar și revărsările pe spa ții extinse. Ac țiunile cele mai complexe sunt în albiile
fluviilor care se vars ă în Oceanul Arctic la care scurgerea se face pe un pat înghe țat
iar debitele sunt mari fiind provocate de dezghe țuri și ploi timpuri în regiunile de la
latitudini temperate.
– Procesele biochimice sunt reduse ca intensitate și limitate în sezonul cald la
suprafețele acoperite de vegeta ție ierboas ă sau arbustiv ă. Ele faciliteaz ă o slabă
alterare a unor minerale din roci.
Între toți acești agenți și procese exist ă legături de interdependen ță care
asigură și funcționalitatea specific ă sistemului.
2.6.2. Sistemul glaciar este legat de ac țiunea maselor de ghea ță rezultate din
acumularea și transformarea z ăpezilor multianuale din regiunile polare și în bună
măsură subpolare. În pleistocen s-a manifestat pe suprafe țe mari (43 532 000 km2)
îndeosebi în emisfera nordic ă și Antarctida (14 273 000 km2). Calotele glaciare având
grosimi de peste 1000 m (dep ășeau 2000 m în Scandinavia și Canada) coborau pân ă la
latitudinile de 49033’ în Europa, 37030’ în America de Nord și 420 în America de Sud.
La latitudini mai mici au ocupat suprafe țe restrânse pe crestele situate deasupra limitei
zăpezilor ve șnice. De la ace știa au ră mas numeroase forme de relief (circuri, v ăi,
platouri glaciare etc.) dar și o multitudine de depozite (morene de tipuri variate,
sandre, drumlinuri etc.). În continentele sudice sunt și depozite din paleozoicul final
care atest ă perioade glaciare. În prezent (C.Smiraglia, 1992) suprafa ța totală cu
ghețari este de 15.861.766 km2 din care 13 586 310 km2 în Antarctida, 1 726 400 km2
în Groenlanda, restul fiind în dife rite insule din Arctica sau pe v ăile, platourile și
crestele muntoase foarte înal te aflate în zonele calde și temperate.
În toate aceste locuri ghea ța acoperă un relief vechi preglaciar pe care l-a
supus model ării. Ea se realizeaz ă precump ănitor prin eroziune (exara ție) care se

197
produce mai intens sau mai slab în func ție de câțiva factori – volumul și grosimea
masei de ghea ță (cu cât sunt mai mari cu atât presiunea și deci eroziunea exercitat ă
asupra rocii de pe fundul v ăii sunt mai însemnate), amestecul ghe ții cu bucăți de rocă
provenite de pe versan ți sau de pe suprafe țele pe care ghe țarul de deplaseaz ă (cu cât
acestea din urm ă sunt mai numeroase și mai grosiere cu atât exara ți a v a f i m a i
intensă), panta suprafe țelor pe care se realizeaz ă mișcarea (la înclin ări mari deplasarea
este rapid ă și ghețarul se fragmenteaz ă iar eroziunea este mai mic ă), condițiile
climatice (sunt optime cele care asigur ă precipitaț ii solide bogate și temperaturi care
să permită acumularea ghe ții în volume mari favorabile asigur ării unui bilan ț glaciar
pozitiv), viteza deplas ării masei de ghea ță (cu cât este mai mare efectele sunt mai
reduse), caracteristicile fizice ale rocilor aflate în contact cu masa de ghea ță (rocile cu
rezistență mică sunt rapid erodate; alternan ța de fâșii de roci cu rezisten ță diferită
conduce la exara ția selectiv ă și crearea unui relief subglac iar cu microdepresiuni și
praguri glaciare) etc. Eroziunea glaciar ă se manifest ă mai întâi pe direc ția deplasării
gheții (pe platouri dar și în lungul v ăii) fiind deosebit de intens ă în sectoarele unde se
conjugă influenț a condițiilor favorabile dat ă de factorii enun țați creând prin scrijelire,
smulgere, șlefuire și dislocarea fragmentelor de roc ă un relief cu denivel ări în
principal depresiuni și praguri. În al doilea rând ghea ța aflată în miș care exercit ă o
presiune lateral ă asupra suprafe țelor de roc ă cu care intr ă în contact provocând prin
aceleași acțiuni, erodarea acestora (exara ție laterală).
Fragmentele de roc ă transportate sunt în masa ghe țarului sau sunt acumulate
pe fund și mai ales la exterior unde creeaz ă forme variate ca dimensiuni.
Acțiunii ghețarului i se asociaz ă și alți agenți și procese cu rol diferit. în acest
sens înghe ț-dezghețul și avalanșele au rol mai însemnat. Pe versan ții limitrofi și pe
contacte acestea produc gelifracte care se acumuleaz ă pe gheață fiind treptat
încorporate în masa acesteia. La periferia masei de ghea ță ploile rare creeaz ă șuvoaie
de apă care se înscriu pe cră păturile acesteia lă rgindu-le. Tot aici din topirea ghe ții la
contactul cu suprafa ța pe care se afl ă rezultă torenți subglaciari care realizeaz ă trei
acțiuni: – erodeaz ă patul glaciar, transport ă materiale solide și le depune în fa ța masei
de gheață.
3. Etaje morfoclimatice
Suprafața terestră este neomogen ă – sunt oceane și continente, nu numai
inegale ca m ărime, dar și cu o distribu ție deosebit ă în sens latitudinal ș i longitudinal.
în același timp continentele sunt formate din câmpii, dealuri, podi șuri cu altitudini
medii și mici dar și din sisteme muntoase cu în ălțimi mari care au o desf ășurare fie în
sens latitudinal fie longitudina l. În bazinele oceanice exist ă curenți de apă calzi sau
reci care se deplaseaz ă dintr-o zon ă climatică în alta pe mii de kilometri influen țând
uneori destul de mult caracteristicile clim atice ale regiunilor de uscat din vecin ătate și
prin acestea sistemul de asociere a agen ților și proceselor morfoclimatice. Ca urmare,
acești factori produc modific ări însemnate în manifestarea sistemelor morfoclimatice
zonale (latitudinale), cele mai importante fiind impuse de lan țurile montane foarte
înalte. Desf ășurarea lor pe mii de metri în ălțime este înso țită de modifică ri de natur ă
termică, în cantit ățile de precipita ții căzute, în regimul umidit ății etc. cu reflectare în
dezvoltarea vegeta ției, solurilor și în dinamica diferitelo r procese morfogenetice.
Acestea se concretizeaz ă în impunerea spa țială a unor fâ șii (etaje) care se succed
altitudinal. Astfel în orice sistem muntos înalt, i ndiferent de latitudine, de la o
anumită în ălțime se diferen țiază etaje geografice exprimate în peisaje a c ăror
trăsături de bază pot fi reg ăsite în timpurile zonale aflate la latitudini mai mari . Deci
baza mun ților se încadreaz ă zonei morfoclima tice unde se afl ă aceștia iar deasupra vor

198
fi etaje monoclimatice diferite, num ărul lor mic șorându-se în raport de altitudine și de
latitudinea la care exist ă lanțul muntos.
Etajele nu au o desf ășurare spa țială mare în raport cu zonele, dar sunt u șor de
separat și sesizat ca peisaje cu o morfologie distinct ă. Contactul dintre etaje rareori
este net diferen țiat, frecvent între ele dezvoltându-se fâ șii de trecere (subetaje).
– În mun ții din zona cald ă și umedă condițiile bioclimatice specifice acesteia
se mențin cam pân ă la altitudinea de 1000 m. Mai sus temperaturile (medii anuale)
vor scă dea (150 la 2000 m, 100 la 3000 m, 50 la 4000 m și 00 la cca 5000 m), variaț iile
termice diurne vor avea amplitudini mari (r ăciri nocturne accentuate), ciclurile
gelivale vor fi frecvente la peste 3000 m, precipita țiile vor scă dea (la peste 3000 m
vor fi ș i sub form ă de ză padă etc.). Ca urmare, pân ă la 1000 m se men ține pădurea
ecuatorială cu procesele morfodinamice specifice acesteia. Deasupra ei pân ă la 3000-
3500 m (mai jos în insulele muntoase unde vânturile au frecven ță mare) se desf ășoară
un etaj cu p ădure scund ă în care procesele de modelare relativ, similare cu cele din
bază au o intensitate mai redus ă dar cu alter ări active în partea inferioar ă și șiroiri în
cea superioară unde ș i arealele cu vegeta ție discontinu ă cresc în dimensiuni. Etajele
subalpin și alpin acoper ă crestele situate la peste 3000-3500 m. Exist ă precipita ții
bogate (la baz ă cca 1000 mm anual, dar care scad treptat odat ă cu altitudinea), cicluri
gelivale, z ăpadă iar ca vegeta ție tufe de arbu ști și ierburi (îndeosebi graminee) la bază
și stâncărie cu unele specii de licheni și mușchi. Dezagregarea, niva ția și diverse
forme de șiroire și torențialitate sunt procesel e principale. Se adaug ă în locurile
favorabile dezvolt ării de ghe țari (la peste 4 500 m) o asociere a proceselor periglaciare
cu cele glaciare.
– În munții din zona cald ă și uscată ariditatea, amplitudinile termice diurne
mari, lipsa vegeta ției și vânturile intense cuprind spa țiul acestora în întregime. În
aceste condi ții specificul morfodinamic este dominat de procesele mecanice. Se
produc dezagreg ări intense însoț ite de dezvoltarea de grohoti șuri și stâncărie. Rarele
ploi toren țiale determin ă șiroiri și torenți scurț i care dau na ștere la acumul ări de conuri
cu materiale grosiere di n care vânturile spulber ă elementele nisipoase. În mun ții înalți
unde ajung și slabe mase de aer oceanic la peste 4 000 m se acumuleaz ă și se
păstrează zăpada care uneori se transform ă în ghețari cu volum mic (Atlasul înalt).
– În sistemul de mun ți din zonele temperate poziția limitei dintre etaje este în
mare măsură influențată de situarea lor în vecin ătatea bazinelor oceanice sau în
interiorul continentelo r, factor care condi ționează cantitățile de precipita ții pe care le
primesc. Pe ansamblu în regiunile oceanice și subtropicale diferenț ieri morfologice
distincte sunt între spa țiul acoperit de p ădure (foioase în baz ă până la 800-1000 m
altitudine, specifice zonei și etajul coniferelor între 1000 și 2000 m) și cel al crestelor
și văilor subalpine (cu tufiș uri și ierburi) și alpine (ierburi discontinui, stânc ărie). În
același sens se trece de la sisteme morfodinamice ale c ăror caracteristici sunt legate de
alterarea chimic ă, șiroire, toren țialitate, alunec ări și procese fluviatile la sisteme ce au
ca specific asocierea proceselor fluviatile și periglaciare cu regim sezonier iar local (la
peste 2 800 m) a celor glaciare. În mun ții din interiorul continentelor datorit ă aridității
accentuate limitele etajelor sunt mai coborâte iar asocierea geliva ției cu niva ția.,
eolizația și torențialitatea afecteaz ă spații mult mai extinse. Ghe țarii în schimb sunt
legaț i de crestele care dep ășesc 3 500 m.
– În munții din zonele reci frecvent se asociaz ă sistemele morfogenetice
glaciare și periglaciare. În func ție de condi țiile locale aria de ac țiune a lor diferă .
Verificări:
• Dezvolta ți noțiunile – Geomoroflogie climatic ă, sistem morfogenetic, zon ă
morfocliamtic ă, etaj morfoclimatic.

199
• Explicați raporturile dintre condi țiile bioclimatice și sistemele de procese
specifice fiec ărei zone și etaj morfoclimatic.
• Nominaliza ți și descrieți formele specifice fiec ărei zone morfogenetice.
• Caracterizaț i sistemele morfoclimatice specifice Europei și României.
PARTEA A V-A

REGIONARE ȘI TIPIZARE GEOMORFOLOGIC Ă
rarea de unit ăți de relief cu
un anumit specific morfografic, mo rfogenetic, evolutiv, cronologic și chiar prin

1. Regionare ș i tipizare geomorfologică :
Sunt două acțiuni care conduc în mod diferit la sepa

200
prisma
in acestea constituie un
istem
itor elemente comune pentru toate unit ățile de acela și rang
rt cu cele aflate în aceea și familie, deci pe aceea și treaptă
ierarh
le. Ele se reflectă în
omogene legăturilor de favorizare sau restric ționare a activit ăților umane. Cea mai
important ă asemănare dintre ele constă în faptul c ă amândou ă se bazeaz ă pe o foarte
bună cunoaștere a realit ății geomorfologice atât spa țial cât și evolutiv ceea ce conduce
la discernarea caracteristicilor privind alc ătuirea, structura, func ționarea, unitatea
elementelor rezultate prin sistemul de rela ții generale etc. Le separ ă criteriile care
conduc la distingerea unit ăților de ranguri diferite regionarea având în vedere unit ăți
teritoriale de m ărime diferit ă da cu un specific morfologic aparte pe când tipizarea are
în obiectiv elementele generale caracteristice anumitor categorii de forme de relief,
modalități de asociere și acțiune a agen ților și proceselor lor etc. cu exemplific ări
regionale și locale. Și într-un caz și în altul se aj unge la ierarhiz ări plecându-se de la
diviziuni mici (etalon) și ajungându-se la altele de amploare.
1.1. Regionarea este operaț iunea prin care un ansamblu reliefogen mare este
împărțit în unit ăți teritoriale de ranguri diferite. Fiecare d
s cu o anumit ă dezvoltare spa țială, alcătuire, limite și poziție ierarhică în
macrounitatea superioar ă.
• Omogenitatea este o prim ă caracteristic ă a unei unităț i separate. Ea este
asigurată de prezen ța anum
ierarhic. Astfel omogenitatea Carpa ților de Curbură în raport cu alte ramuri carpatice
este definit ă de – alcă tuirea din mai multe pânze structurale ale fli șului, prezen ța a
două suprafețe și a trei nivele de eroziune, v ăi principale cu caracter transversal,
neconcordan ța între linia marilor în ălțimi și poziția cumpenei de ape. La nivelul
masivelor muntoase principale în care ace știa se divid, omogenitatea subunit ăților are
în vedere unifor mitatea petrografic ă și structurală a lor (M.Baiu din fli ș marno-grazos
cretacic, M.Ciuca ș o unitate dominant alc ătuită din conglomerate cretacice,
M.Buzăului forma ți din alternan țe de strate de gresii, șisturi argiloase marne
paleogene etc.) de care s-a le gat individualizarea unor reliefu ri specifice cu reflectare
în peisaje distincte. La scara ierarhic ă mai mică intervin dinamica proceselor actuale
și forme de relief cu dimensiuni mici (în bazinetele depresionare se disting lunci,
terase, glacisuri acumulative, procese fluviatile dar și un anumit mod de manifestare a
proceselor de versant).
Omogenitatea general ă nu exclude personalitatea ce conduce la unicitatea
fiecărei unități în rapo
ică. În Munț ii Buzăului se includ mai multe subunit ăți cu trăsături morfologice
care le confer ă omogenitatea în cadrul acestora dar și caracteristici ce le impun
propria individualitate. Mun ții Penteleu se disting prin în ălțimi mari, masivitate, un
etaj subalpin bine conturat, platouri interfluviale extinse și văi înguste. Mun ții Podul
Calului sunt scunzi, intens fragmenta ți, văi scurte și mai largi.
• Specificul morfologic evolutiv func țional al unităților deriv ă din ansamblul
relațiilor care în timp se stabilesc într e componentele sa
fizionomie și mai ales în morfodinamica actual ă. Munț ii Bârgăului reprezint ă o
unitate distinct ă în cadrul lan țului vulcanic din vestul Carpa ților Orientali, care are ca
specific îmbinarea elementelor vulcanice cu o structur ă sedimentară . Vârfurile,
măgurile și culmile din roci eruptive s unt indicatori ai unei evolu ții caracterizat ă prin
fragmentarea, eliminarea unor aparate vulcanice dar și a scoaterii la zi a corpurilor de
lavă consolidată în masa acestora (inversiuni de relief). Fiecare dintre acestea se
impun prin dimensiuni, înf ățișare, anumite procese de modelare dar și printr-un rol
aparte în unitatea muntoas ă inclusiv în raporturile cu activit ățile antropice (suprafe țe
forestiere, cu p ășuni, fâne țe, poziția unor aș ezări și căi de comunica ție etc.)
• Ierarhizarea este o caracteristic ă esențială în regionare într ucât separarea de
unități morfologice nu se rezum ă doar la desfacerea întregului în fragmente

201
cu dimensiuni variabile ci și la stabilirea locului pe care fi ecare dintre acestea, în baza
gradului de complexitate (ca alc ătuire, structur ă, evoluție etc.) îl ocup ă în cadrul
sistemului. Stabilirea complexit ății se face prin analiza comparativă a valorilor
diferiț ilor indicatori (cantitativi și calitativi) aplica ți în studierea macrosistemului ce
urmează a fi divizat. Subunit ățile se înscriu pe diferite trepte fiec ăreia fiindu-i
specifice trei lucruri – are dominant caracteristici morfologice proprii și similare cu
unități din aceea și grupă ierarhică, păstrează influenț e, frecvent morfostructurale, din
unitățile de rang superior dar și transmite unele tr ăsături spre cele de rang inferior.
Carpaț ii Meridionali formeaz ă o macrounitate care include subordonat patru grup ări
de munți (Bucegi, F ăgăraș, Parâng, Retezat) fiecare dintre acestea divizându-se în
masive distincte care la rândul lor se împart în subunit ăți mai mici. Grupei Parâng îi
sunt specifice: pozi ția și extinderea spa țială în cadrul macrosistemului, desf ășurarea
largă a platourilor interfuviale (fragmente din peneplena Bor ăscu), vă ile cu
desfășurare radial ă care la obâr șii au o dezvoltare în evantai plecând din circuri
glaciare și glacio-nivale iar la ie șirea din mun ți sunt puternic adâncite și cu caracter de
defileu, energii de relief cu valori mari , pasuri de altitudine, o concentrare a
activităților antropice în culoarele v ăilor principale și pe ramura montan ă etc. De la
macrounitate p ăstrează masivitatea, dezvoltarea etajat ă a sistemelor morfodinamice,
modalități de valorificare economic ă (păstorit de altitudine, exploat ări forestiere,
activități turistice etc.) cu implica ții în morfodimaica actual ă și în peisaj etc.
Transmite subunităț ilor monotonia de ansa mblu a reliefului și structurii, limitele de
acțiune a proceselor de modelare.
Deci o unitate regional ă morfologic ă implică un spaț iu, un grad de
omogenitate a elementelor ce o definesc și care îi confer ă relații structurale, evolutive
se, forme, sisteme de relief. Înf ăptuirea acesteia are la baz ă analiza
omple
intr-o
se poate realiza și o anumit ă reflectare în peisaj . Separarea lor se face prin analize pe spa ții largi care
implică observa ții, date din m ăsurători, cartă ri, calcularea unor indicatori
morfometrici, întocmirea de h ărți la nivel de elemente morfologice care sunt
suprapuse etc. Prin acestea se aj unge pe de o parte la cunoa șterea morfologic ă pe
ansamblu a regiunii iar pe de alta la diferen țierea de subunit ăți cu caracteristici
specifice. Foarte important ă este stabilirea corect ă a limitelor dintre acestea întrucât o
poziție falsă conduce la region ări greșite care sec ționează unele unităț i și le extinde
arbitrar pe altele.
1.2. Tipizarea este un procedeu de cunoaș tere generalizat ă a unor categorii
distincte de procec xă a unor mul țime de cazuri singulare din regiuni diferite și care se afl ă în
stadii deosebite de evolu ție. Prin eliminarea caract eristicilor particulare și reținerea
celor generale, esen țial se ajunge la tipuri . Acestea constituie modele de exprimare în
sinteză a unui anumit gen de sisteme morfodi namice (fluviatil, glaciar etc.),
moroflogice (forme de relief) etc. care definesc teoretic diverse mul țimi de familii
geomorfologice . Ca urmare, orice tip de va re marca prin anumite caracteristici.
• Unicitatea pune în eviden ță individualitatea sa în raport cu celelalte tipuri
dintr-o familie de rang superior (vale glaciar ă față de relief glaciar) sau d
mulțime de tipuri diferite (vale glaciar ă în raport cu valea fluviatil ă).
• Ierarhizarea – relevă faptul că orice tip se află , în func ție de gradul de
complexitate, pe o anumit ă treaptă într-un macrosistem. Ierarhizarea
după diferite criterii – genetic (la relieful fluviatil de eroziu ne se pot separa talvegul,
albia minor ă, albia majoră , terase, versanț i, valea), spațial (relief de ordinul I ce
cuprind continente, bazine oceanice; reliefuri de ordinul II cu mun ți podiș uri, dealuri,
câmpii, șelf, taluz continental, câmpii abisale etc.; reliefuri de ordinul III – mul țimea
formelor create de diver și agenți externi etc.), structural în diverse sisteme

202
morfogentice (în cel glaciar – circuri, v ăi, praguri, morene etc.) stadiu de evolu ție
morfologică (relief tână r, matur, b ătrân în sensul concep ției davisiene), funcțional
(impus de rela țiile dintre agen ți morfodinamici care faciliteaz ă dominarea unor tipuri
de procese – meteorice prin dezagre gare cu diverse subtipuri; gravita ționale fie ca
deplasări brusce fie lente cu subtipuri etc.).
• Tipurile prin natura lor sintetic ă stau la baza laturei teoretice a fiecărei ramuri
geomorfologice. Ele îns ă sunt însoțite de exemplific ări regionale semnificative . De
les la sist eme morfogenetice (glaciar, de șertic, periglaciar, litoral,
le
unei regiuni geomoroflogice?
iei? aici și legăturile dialectice dintre cele dou ă în sensul că orice sistem morfologic
regional poate constitui locul de plecare pentru abstractiz ări (deci tipuri) iar acestea
devin elemente definitorii pentru cunoașteri regionale viitoare (caracteristicile
esențiale ale unei alunec ări de teren, inclusiv geneza și evoluția s-au stabilit pe baza
analizei unor situa ții regionale; la rândul lor elemen tele teoretice sp ecifice acestui
proces constituie o baz ă în urmărirea altor situa ții care se manifest ă în diverse
regiuni).
• Tipurile complexe se exprim ă și prin anumite peisaje geomorfologice ce pot fi
raportate mai a
antropic), morfolitologic (carst), morfos tructurale (tabular, monoclinal etc.).
Verificări:
• Ce este regionarea geomorfologic ă și care sunt caracteristicile principale a
• Ce este tipizarea și prin ce se deosebeș te de regionarea?
• Exemplifica ți sisteme de regionare și tipizarea în relieful Român

203

204
PARTEA A VI-A

EVOLUȚIA GENERAL Ă A RELIEFULUI

Evoluția general ă a reliefului
Relieful terestru este alc ătuit dintr-o multitudine de forme cu m ărime, genez ă și
evoluție diferită . Dacă cele submerse sunt legate dominant de agen ții interni, ac țiuni
conjugate într-un sistem ce pot fi înglobate și explicate prin formarea și deplasarea
plăcilor, cele externe sunt rezultatul interac țiunii agen ților interni (dau în timp
îndelungat mari unit ăți structurale precum sisteme de mun ți, podișuri, câmpii care se
asociază în blocuri continentale) cu cei externi care creeaz ă în timpi diferi ți o
complexitate de forme cu dimensiuni variabile.
De aici pe de-o parte interesul spre a elabora atât teorii prin care s-a încercat
explicarea realiză rii pe ansamblu a relieful ui tectono-structural cât și teorii prin care
se urmărea evoluția reliefului regiunilor de uscat.
1. Teoria tectonicii globale – pleacă de la ideea c ă scoarța Pământului
este format ă din plăci (blocuri cu dimensiuni, mas ă și volum variabile) care plutesc,
afundându-se diferit în mantaua superioar ă (astenosfera). Aceasta este alc ătuită din
materie vâscoas ă (topitură) alcătuită dominant din silica ți (Al, Mg, Fe) care la bază
înregistreaz ă o temperatur ă de peste 10000 și o densitate de 3,5 g/cm3 pentru ca la
contactul cu scoar ța acestea s ă aibă mărimi de 450-5000 și respectiv 2,5 g/cm3. Ea este
antrenată într-o mi șcare pe spa ții largi sub form ă de circuite (celule de convec ție) la
care se deosebesc ramuri ascendente, descendente și paralele cu baza blocurilor.
Deplasarea materiei este impus ă de diferen țele de densitate și temperatur ă cu caracter
global sau regional. Exist ă mai multe circuite principale la întâlnirea (contactul)
cărora sunt ramurile ascendente ș i descendente. Fa ță de scoar ță (solidă, cu grosimi
diferite de unde ș i gradul de afundare în astenosfer ă deosebit în tendin ța realizării unui
echilibru izostatic), fluxurile de materie din celule se vor situa în trei situa ții – de
izbire în dreptul ramurilor ascendente, de antrenare a scoarț ei spre interior de c ătre
ramurile descendente și de deplasarea lateral ă între cele dou ă situații. Primele dou ă
coincid cu contactele dintre pl ăcile scoar ței (rifturi și zone de subduc ție). De aici cea
de a doua idee care se refer ă la specificul dinamic al contactelor dintre pl ăci, acesta
fiind subordonat mi șcării materiei din astenosfer ă.
• În zona rifturilor generate de curen ții ascenden ți, se realizeaz ă mai multe,
acțiuni – ascensiunea materiei topite care pe de o parte se va consolida pe marginile
acestuia îngustându-l, iar pe de alta la exterior va forma acumul ări masive de materie
bazaltică creând dorsale de munți submerși; vulcanism prin care vor rezulta conuri în
marea majoritate submerse; deplasarea lateral ă față de rift a pl ăcilor (mai mul ți
centimetri pe an, cca 100 km într-un milion de ani și 1000 km în 10 milioane de ani)
și ca urmare expansiunea (cre șterea) fundului oceanic datorită atât presiunilor mari
care rezult ă la ieșirea topiturii prin rift ul care s-a îngustat cât și a antren ării plă cilor
într-o mișcare lateral ă de că tre curenții de conven ție de sub acestea.
Deci, evoluția rifturilor conduce la na șterea și dezvoltarea marilor depresiuni
oceanice , formarea de lan țuri de mun ți și platouri vulcanice submerse.
• Zonele de subducț ie – sunt situate în dreptul curen ților de materie topit ă din
astenosfer ă cu caracter descendent. Aici se înregistreaz ă coborârea pl ăcii mai grele și
ascensiunea celei mai u șoare în lungul unui plan înclinat (Benioff). Prima va intra în
astenosfer ă și se va consuma (topi), iar cea de a doua în tendinț a de a înc ăleca placa
mai grea se va comprima, strivi favorizând mi șcări de cutare și crearea de mun ți în
locul depresiunilor de tip orogen formate aproape de marginile ei. Ace știa se vor

205
înscrie mai întâi ca insule, arhipelaguri. Și aici vulcanismul foarte activ va genera
vulcani (submer și sau emerș i).
Deci, prin mecanismul tectonicii gl obale care cuprinde toate pl ăcile
(indiferent de mărime) ce alc ătuiesc scoar ța se produc dou ă procese esen țiale pentru
înțelegerea genezei și evoluției bazinelor oceanice – deplasarea general ă a plăcilor
dinspre rifturi spre zonele de subduc ție însoțită de creș terea fundului bazinelor
oceanice când activitatea în rifturi precump ănește în raport cu cea din zonele de
subducție și de îngustare a oceanului când rifturile sau p ărți din acestea s-au înfundat
(închis) dar este activ procesul de subduc ție ca reflex al deplas ării plă cii ușoare și a
aspiră rii în adânc acelei grele sub impulsul curen ților de convec ție. Se mai adaug ă
dezvoltarea de sisteme de mun ți vulcanici în cadrul dorsalelor (dezvoltate de-o parte și
de alta rifturilor) și apoi a lan țurilor de mun ți vulcanici și de încre țire în vecin ătatea
zonelor de subduc ție (ex. la marginea continentelor Anzii și Cordilierii, Alpii
australieni, Himalaya, Atlas etc.) sau de ciocnire.
R.Coque, 2002, separa câteva situa ții pentru ace știa din urm ă:
– lanțurile dezvoltate în vecin ătatea zonelor de subducț ie. Tipic este sistemul
Stâncoși-Anzi individualizat în lungul subduc ției plă cilor pacifice sub cele ale
Americilor. Active sunt ultimile care se deplaseaz ă spre vest (sunt împinse de
expansiunea Atlanticului) provocând coborârea celor bazaltice oceanice din Pacific.
Energia tectonic ă rezultată din subduc ția plăcii oceanice și ascensiunea celei
continentale conduce la fr acturarea soclului alc ătuit din roci metamorfice vechi
(precambrian-paleozoic), la cutarea forma țiunilor sedimentare (continentale și de
mare puțin adâncă) și dezvoltarea unui magma tism generator de batoli ți, lacoliți dar ș i
vulcani activi.
– lanțuri montane în arii de obduc ție. Sunt întâlnite în vestul pl ăcii pacifice
(din Noua Guinee ș i până în Kermandec) în arii de subduc ție (intraoceanice) pe
fracturi profunde dezvoltate între sectoare cu alc ătuire oceanic ă aparținând plăcilor
pacifică (coboară) și celei indo-australiene. Împinge rea dinspre placa indo-australian ă
conduce la antrenarea unei p ărți din propria mas ă oceanică peste cea continental ă
dezvoltând cut ări intense, șariaje de propor ții și magmatism.
– lanțuri montane de coliziune continental ă. Corespund sistemului alpino-
himalaian. Apropierea blocurilor continenta le (euroasiatic, african, indo-australian ă)
determinat ă în cretacic de expansiunea oceanelor Atlantic și Indian a dus pe de o parte
la închiderea oceanului Thetis iar pe de a lta la dezvoltarea prin presiunile tectonice
rezultate din ciocnirea pl ăcilor la cutarea depozitelor marine și continentale și la
impunerea unor lan țuri montane cu structur ă complex ă (pânze de șariaj formate din
depozite de tip fli ș acumulate pe grosime mare în fose și fâșii de ofiolite oceanice
antrenate peste marginile blocur ilor continentale; se adaug ă falieri și cutări mai slabe
ale depozitelor din depres iunile postectonice);
– lanțuri de mun ți intracontinentali . Se realizeaz ă în domeniul continental
intens faliat din vecin ătatea regiunilor de coliziune a pl ăcilor ca reflex ale
împingerilor tectonice propagate dinspre acestea. Se produc cutarea depozitelor
continentale și de mare pu țin adâncă care cap ătă o structur ă relativ simpl ă (cute
simple, faliate și pânze cu desf ășurare limitată ) și munți cu înălțimi variate (ex.
Pirinei, Kuenlun, Tian Șan, Altai).
Cele patru modalit ăți de realizare a mun ților de cutare în regiunile active ale
plăcilor nu trebuie considerate ca situa ții de sine st ătătoare întrucât în func ție de stările
de mobilitate și de evolu ție a raporturilor dintre pl ăci ele se înscriu în sistemul
tectono-dinamic local în diverse combina ții (R.Coque) indic ă pentru Himalaya o

206
succesiune de mun ți realizați în arii ce-au avut caracter de subduc ție, obduc ție,
coliziune).
– lanțuri de mun ți și masive bloc . Se află în spații continentale vechi ce
aparț in unei singure pl ăci. Sunt legate de sisteme munt oase realizate în precambrian-
paleozoic, alc ătuite din roci metamorfice, sedimentar vechi (paleozoic și mezozoic),
magmatite (batoli ți, lacoliți etc.) ce au grad important de faliere. Au suferit pe de o
parte o puternic ă nivelare iar pe de alta ridic ări cu amplitudine diferit ă. Cauzele
acestor în ălțări sunt legate fie de împingerile te ctonice transmise dinspre regiunile de
rift sau de ciocnire a pl ăcilor și microplăcilor, fie presiunilor exercitate de la contactul
manta-scoar ță sau scoar ță continentală -oceanică rezultate din diferen țe de poten țial
termo-dinamic între acestea.
În literatur ă sunt men ționate ca tipice sistemele m untoase din Scandinavia,
Labrador, din sud-estul peninsulei Arab ice etc. Le sunt caracteristice versan ții abrupți
din lungul planurilor de falie (rejucate) , asimetria (amplitudine mare a denivel ării pe
abrupturile dinspre direc ția de propagare a im pulsului tectonic și o cădere uș oară către
latura opus ă), prezența platourilor rezultate din nivel ări vechi.
2. Teoria geosinclinalelor. Prin aceasta în sec. XIX și XX se explicau atât
geneza și evoluția sistemelor de mun ți de cutare cât și dezvoltarea, ariilor
continentale. Geosinclinalele, erau consider ate ca mari depresiuni tectonice ce se pot
forma în interiorul continentelor sau la marginile acestora în spa ții (cuprinse între
fracturi profunde) care cunosc o mi șcare de subsiden ță activă. Deplasarea blocurilor
limitrofe spre depresiune determin ă dezvoltarea unor presiunii enorme care se vor
reflecta în mi șcări tectonice ce produc cutarea sedimentelor acumulate și formarea de
catene muntoase mai întâi submerse și apoi emerse. În timp de sute de milioane de ani
rezultă lanț uri de mun ți care se adaug ă spațiului continental. Acestea sunt supuse
acțiunii agen ților externi și pe măsura epuiz ării energiei tectonice ce le-a creat și
înălțat vor fi reduse treptat ca în ălțime, fragmentate și transformate în sisteme
deluroase și în final (după sute de milioane de ani) în câmpii de eroziune (peneplene
sau pediplene). Deci, de la o regiune cu mobilitate tectonic ă activă când s-a format
depresiunea geosinclinal ă, s-au produs cut ării și a luat na ștere prin în ălțare lanțul de
munți se ajunge în pa rtea a doua a evolu ției la o regiune joas ă rigidă (sub raport
tectonic) în care doar impulsurile tectoni ce transmise din exteriorul ei vor genera
fracturări, înălțări sau coborâri de blocuri cu dimensiuni reduse; primele vor forma
podișuri sau masive muntoase cu în ălțimi reduse iar celelalte bazine de sedimentare
locale.
În ultimele decenii , pe măsura aprofund ării teoriei tectonicii pl ăcilor, geologii au
renunț at parțial sau total la evolu ția prin sistemul geosinclinalelor ori au adaptat-o
înglobând unele aspecte în evolu ția impusă de dinamica pl ăcilor . În acest sens se
admite posibilitatea dezvoltă rii de depresiuni tectonice (d e orogen) în regiunile labile
ale plăcilor din vecin ătatea ariilor de subduc ție unde masele de roci sedimentare,
metamorfice sau granitice sunt presate, cutate ș i ridicate sub form ă de munți sau
lanțuri muntoase. Presiunile su nt legate de deplasarea pl ăcilor și astfel lan țurile cele
mai noi s-au individualizat în re giunile unde ciocnirile dintre pl ăci au fost mai active
(Cordilierii și Anzii între pl ăcile pacific ă și americană ; Himalaya în sectorul de
puternică presiune exercitat ă de blocul indian, sistem ul Pirinei – Alpi – Carpaț i – în
sectorul labil puternic expus de înaintarea spre nord a pl ăcii africane spre cea
euroasiatică etc.).
3. Teorii privind evolu ția regiunilor de uscat:
Până către finalul sec. XIX s-au r ealizat numeroase descrieri și interpret ări
genetice asupra diferitelor forme de relief îndeosebi în America de Nord, Europa

207
(Germania). Ele au constituit baza trecerii de la analize simple bazate pe descrieri,
constatări la interpret ări genetico-evolutive pe suprafe țe întinse care vizau fie rolul
unui agent (ex. apa m ărilor și oceanelor asupra țărmului ce poate conduce la
dezvoltarea unor întinse platfo rme de abraziune în concep ția lui A.C. Ramsay,
F.Richthofen, D.W. Johson) fie asocierea mai multor agen ți dar acțiunile principale
erau legate de apele curg ătoare. Între teoriile generale elaborate în sec. XX câteva sunt
mai însemnate prin nout ățile introduse în litera geomorfologic ă și maniera abord ării.
Fiecare pleac ă de la situa ții concrete (diverse trepte de nivelare – peneplene,
pediplene, pedimente, terase, platforme de abraziune, apoi reliefuri înalte (accidentale), medii (rotunjite), jo ase (aplatizate) etc.) ce reflect ă stadii de evolu ții
deosebite în unit ăți structurale și morfoclimatice variate ce ea ce a condus la critici și
chiar neg ări de-a lungul timpului. Dacă se rețin ideile esen țiale se poate ajunge la
concluzia c ă fiecare constituie ilustr ări ale unor subsisteme evolutive ce se încadreaz ă
în ansamblul planetar al genezei și evoluției spațiului continental .
3.1. Forme de relief m ărturi ale unei evolu ții de durat ă pe spa ții întinse.
Indiferent de teorie autorii au plecat de la rezultatele evolu ției morfologice observate
în deosebite regiuni pentru ca în final s ă le contopeasc ă în diverse concep ții
generalizate. Ceea ce a re ținut mai întâi aten ția geomorfologilor au fost, la scar ă mare,
ansamblurile montane, de podiș uri, de dealuri și de câmpii (acumulative sau de
eroziune) a c ăror fizionomie și grad de fragmentare relev ă reliefuri ajunse în etape sau
faze diferite de evolu ție. În al doilea rând au fost diferite tipuri de suprafe țe
cvasiorizontale desf ășurate la nivelul interfluviilor, în culoarele v ăilor, la exteriorul
crestelor și martorilor de eroziune etc. și care se integreaz ă în intervale hipsometrice
distincte. Între acestea cele mai însemnate sunt: suprafe țele și nivelele de eroziune,
umerii de vale, pedimentele și glacisurile, câmpiile de eroziune (peneplene,
pediplene).
Suprafețele de eroziune există în regiunile muntoase, de podiș și de dealuri la
nivelul interfluviilor principale. Apar ca platouri cvasiorizontale dominate de vârfuri izolate (frecvent alc ătuite din roci foarte dure) și care reteaz ă structuri geologice
variate și strate cu alc ătuire diferit ă. Sunt separate de vă i din genera ții diferite.
constituie rezultatul unei nivel ări generalizate în condiț iile acțiunii de durat ă a unui
sistem morfogenetic. Printr-o evolu ție îndelungat ă (zeci sau sute de milioane de ani) o
regiune ajunge la o nivelare complet ă reflectată de o suprafa ță de tipul câmpiilor de
eroziune. În funcție de sistemul morfogenetic ca re a generat-o corelat cu condi țiile
climatice rezult ă două tipuri. Primul este peneplena rezultat ă prin sistemele specifice
zonei temperate în care se impun ac țiunea dominant ă a apelor curg ătoare (impune în
principal fragmentarea creând interfluvii și văi) și dinamica pe versan ți (prin ș iroire,
torențialitate, alunec ări etc.) ce provoac ă concomitent retragerea dar ș i teșirea lor. Al
doilea tip îl reprezint ă pediplena asociată cu sistemele morfogenetice caracteristice
savanelor, deș erturilor și semideș erturilor care faciliteaz ă evoluția versanților printr-o
retragere aproape paralel ă cu pozi ția inițială până ce se produce intersec ția lor.
Rezultă succesiv pedimente sau glacisuri de eroziune continuate la exterior de câmpii
de acumulare a materialelor transportate de pânze de ap ă sau de toren ți în timpul
ploilor toren țiale. Prin unirea pedimentelor rezult ă pediplene care sunt dominate de
martori izola ți sau de fragmente de creste ră mase din reliefurile vechi.
În regiunile cu mobilitate tectonic ă unde ridic ările accentuate survin dup ă
intervale lungi de stabilitate sau cu mi șcări slabe nu se ajunge la câmpii de eroziune.
Rezultatele vor fi aici mai multe suprafe țe interfluviale înclinate, cu grad de nivelare
deosebit, care se succed în trepte de la culmile principale spre exterior, multe constituind podurile interfluviilor secundare. Frecvent treptei mai înalte i se atribuie

208
denumirea de suprafață de eroziune (nivelare) iar celorlalte cea de nivele de eroziune .
Deci, ele reflect ă atât un anumit grad de nivelare par țială specific unei etape (faze) de
modelare dar și evoluția ulterioar ă. În culoarele largi ale v ăilor deasupra teraselor se
desfășoară nivele de pinteni (au dimensiuni mici și retează strate din roci variate)
numiți umeri de eroziune. Provin din fragmentarea unor vechi funduri de vale sau
chiar a unor nivele de er oziune slab dezvoltate.
La acestea se mai adaugă terasele fluviatile pentru evolu ția cuaternar ă,
platformele de abraziune pentru spa țiile litorale, platourile structurale sau litologice,
nivelele de creste etc.
3.2. Teorii privind evolu ția general ă a reliefului :
Toate acestea dar și abordarea diferit ă de la autor la autor a condi țiilor de
modelare (alcă tuire litostructurală , tectonică, agenți și procese, condi ții biolcimatice)
au condus la formularea de teorii ce-au avut un grad diferit de acceptare. Mai mult
unele au fost formulate ca replici la cele an terioare (teoria lui W.Penck în raport cu
cea a lui W.M.Davis) iar cele din a doua parte a sec. XX ca aprofund ări a ideilor de la
începuturi. Sunt și mulți geomorfologi care le neag ă absolutizând punctele slabe dar
care nu pun sau nu încearc ă să aducă „ceva” nou în loc. Cronologic teoriile cele mai
cunoscute și aplicate de-a lungul anilor în studiul reliefului sunt în num ăr de patru,
celelalte fiind amplific ări ale acestora.
– Teoria „ciclului eroziunii normale” sau a „ciclului geografic ”. Este prima
concepție unitară. A fost elaborat ă de W.M.Davis într-o prim ă formă în 1899 ș i
amplificate de acesta ulterior prin ad ăugarea altor cicluri (de șertic, carstic, litoral etc).
Și-a realizat teoria bazându-se pe propriile observa ții dar și pe reunirea ideilor
valoroase referitoare la forme de relief și procese elaborate ante rior de mari geologi
americani și totodată sub influen ța ideilor evolu ționiste la mod ă în sec. XIX.
W.M.Davis a fost un excelent cercet ător dar și un erudit pedagog care nu numai c ă și-
a explicat simplu ideile dar a introdus modalit ăți de reprezentare sugestive (mai ales
blocdiagrame) și o terminologie u șor de reținut (denumiri ale etapelor de evolu ție).
Prezenta sa în Marea Britanie (1908), Germania (1908-1909), Fran ța (1911), la
congresele interna ționale de geografie și la excursiile adiacen te ce-au avut loc în
S.U.A. au fost prilejuri de transmitere rapid ă a teoriei în condi țiile în care în lumea
geografilor concep ția evoluționistă și intuiția ca metod ă erau la modă .
Esența teoriei constă în câteva direc ții:
• stabilirea unei evolu ții generale și de durat ă a reliefului de la mun ți
înalți la câmpie de eroziune ( ciclu de eroziune) ;
• diferențierea în cadrul ciclului a unor stadii evolutive în care relieful
capătă trăsături morfografice și morfometrice aparte;
• o evoluție pe ansamblu descendent ă care presupune un relief înalt
creat de tectonic ă care în timp îndelungat (stabilitate tectonic ă) este nivelat;
• denumirea stadiilor prin termeni simpli folosi ți în concep ția
evoluționistă (tinerețe – munți înalți fragmenta ți de râuri ce n-au ajuns la echilibru;
maturitate – reflectată de dealuri cu v ăi largi ce separ ă culmi rotunjite; bătrâne țe –
câmpii de eroziune cu slabe denivel ări și văi foarte largi);
• rolul esen țial în modelarea reliefului îl au procesele de eroziune
fluviatilă întâlnite pretutindeni de unde și introducerea lui în denumirea teoriei ( ciclul
eroziunii normale );
• corelarea efectelor (configura ția general ă a reliefului și mai ales a
formei finale spre care evolu ția conduce) cu factorii care impun ciclul (eroziunea
fluviatilă, structura) și-l diferen țiază stadial;

209
• acordarea unui rol secundar tectonicii . Ea ridic ă regiunea premerg ător
declanșării ciclului și realizeaz ă un relief accidentat. Urmeaz ă o lungă perioadă de
stabilitate tectonic ă favorabil ă fragment ării și nivelării reliefului pân ă la forma final ă
de câmpie de eroziune numit ă peneplenă. Reluarea ridic ării conduce le reîntinerirea
reliefului dup ă care eroziunea va impune un ciclu nou;
• dezvoltă ideile și în alte medii intuind mode le pentru fiecare dintre
acestea pe care le consider ă „cicluri secundare ” adică limitate regional (c. marin, c.
carstic, c. glaciar, c. deș ertic).
Teoria a fost repede acceptat ă în S.U.A. și în țările europene (îndeosebi în Fran ța
unde a fost aplicat ă în lucrările de referin ță aparț inând lui Emm de Martonne, H.
Baulig și discipolii lor), dar a avut și multe reac ții negative (îndeosebi-absolutizarea
rolului eroziunii fluviatile, neglijarea rolului tectonicii și climatului în morfogenez ă,
considerarea peneplenei ca form ă finală a ciclului, necorelarea momentelor de
tectonică activă cu manifestarea proceselor exogene etc.). Totu și teoria își are merite
incontestabile – este o prim ă sinteză explicată simplu pentru evolu ția de ansamblu a
reliefului, pleacă de la realit ăți evidente în peisajul geomorfologic (ex. de la mun ții
înalți ce formeaz ă lanțurile alpine la cei intens modela ți-hercinici, existen ța
fragmentelor de peneplen ă în diferite regiuni de pe Glob).
– Teoria treptelor de piemont . A fost elaborat ă de Walter Penck în lucrarea „Die
Morphologishe Analyse. Ein Kapital der Physikalischen Geologi e” (1924) publicat ă
postum că tre tată l său. Se bazează mai ales pe observa țiile realizate în regiuni
montane și îndeosebi în Anzi. Ea se constituie ca o replic ă la teoria lui W.Davis atât
prin raportarea în timp și spațiu a factorilor care concur ă în evoluția de ansamblu a
reliefului cât și în rezultatele acestuia.
Principalele idei ce rees din lucrare sunt:
• Evoluția reliefului se realizeaz ă continuu nu în stadii distincte ca la
M.Davis, iar rezultatele sunt suprafe țe cu înclin ări și forme diferite în funcție de
interferen țe dintre intensitatea ridic ării și cea a denudă rii (pantele dr epte corespund
unor momente de echilibru, cele convexe unei ridic ări mai accentuate iar cele concave
unei denud ări accelerate).
• Evoluția se produce pe un fond general de ridicare tectonic ă astfel
plecându-se de la un relief jos și ajungându-se la unul înalt (montan) în ansamblul
căruia ies în eviden ță suprafețe relativ netede și slab înclinate care se desf ășoară
etajat. Cele mai vechi s unt la partea superioar ă a munților iar cele mai noi la baza lor.
• Fiecare treaptă rezult ă prin procese de denudare la baza unei regiuni
supusă ridicării tectonice; în timpul realiz ării se contureaz ă trei sectoare deosebite ca
modelare – suprafaț a de uscat care se înal ță, cea care se individualizeaz ă pe seama
denudă rii primeia și cea de a treia pe care se acumuleaz ă materialele rezultate prin
aceste procese (depozite corelate). Dac ă ridicările sunt mai intense între prime
sectoare panta cre ște. Prin repetarea în timp îndelungat a secven țelor cu raporturi
diferite între intensitatea în ălțării și denudării se ajunge pe de-o parte la extinderea și
creșterea în altitudine a regiun ii de uscat iar pe de alt ă parte la individualizarea de
trepte cvasiorizontale de denudare etajate.
• Le-a spus trepte de piemont întrucât formarea lor s-a produs la baza
munților (la exteriorul lor).
Deși caută să elimine un aspect limitat al teoriei davisiene, prin corelarea
factorului tectonic cu denudarea, care este o realitate indiscutabil ă, W.Penck reduce
modelarea la denudare eliminând al ți agenți și procese care se implic ă în sistemul
morfogenetic. Totodată și la el rezultatul evolu ției este o suprafață slab înclinat ă ce
pare de echilibru final – treapta de piemont. Teoria are trei merite incontestabile – un

210
pas înainte prin corelarea tectonicii active cu factorii externi, explic ă modul de
realizare a unor trepte de denudare și aplicabilitate în anumite regiuni de pe Glob.
– Teoria pedimenta ției. A fost conceput ă la mijlocul sec. XX de că tre
geomorfologul sud-african L.King (1950, 1954) care și-a argumentat concep ția prin
cunoașterea spa țiilor semiaride și de savan ă din Africa. Treapta de nivelare care
rezultă (pedimentul) ca și procesele principale ce o creeaz ă (eroziunea în suprafa ța și
șiroirea date de ploile toren țiale) sunt preluate din concep ția lui Mac Gee (1877); de la
W.M.Davis se întrev ăd stadiile de evolu ție, câmpia de eroziune ca form ă de relief
finală iar ca rol al tectonicei ridicarea important ă de la început și reactivările marcate
de ridică ri la intervale mari de timp. Elemente le principale ale teoriei sale sunt:
• În evoluția general ă a reliefului rolul esen țial revine retragerii
versanților fie că aceștia apar la contactul unor munț i cu regiuni joase de câmpie fie
că aparțin văilor; un relief înalt, m untos realizat în condi țiile unei ridic ări tectonice
trece în timp îndelungat printr-o evolu ție în care elementul definitoriu în configura ția
peisajului morfologic îl consti tuie gradul de fragmentare și de retragere a versan ților.
Tinereții i-ar corespunde relieful înalt cu v ăi înguste care se adâncesc continuu. Faza
se încheie în momentul în care râurile a ting un profil echilibrat ceea ce exclude în
continuare adâncirea acestora. Începe un st adiu nou în care pe prim plan se afl ă
evoluția rapidă a versanților prin diverse proces e (la partea superioar ă șiroire, spălare,
alunecă ri iar către bază acțiunea intens ă a apei concentrat ă în pânze sheet-flood). Ca
urmare, rezult ă prin retragerea versan ților la baza lor o suprafa ță de eroziune
(pediment) a c ărei înclinare de și mică (sub 100) este suficient ă pentru a asigura
îndepărtarea de că tre sheet-flood a materialelor prove nite de sus. În acest mod, în
timp, interfluviile se îngusteaz ă iar pedimentele se unesc c ăpătând o extindere mare.
Când versan ții interfluviilor, opu și ca pozi ție, se intersecteaz ă, se înregistreaz ă și
scăderea în altitudine a lor și transformarea în martori de eroziune (inselberguri).
Reducerea pân ă aproape la nivelare a acestora consemneaz ă finalul evolu ției căreia
morfologic îi corespunde o câmpie de eroziune numită „pediplen ă”.
• Pe parcursul retragerii versan ților și dezvolt ării pedimentelor ca
suprafață de eroziune, la exteriorul acestora se acumuleaz ă materiale sub form ă de
pânze suprapuse ce pot fi corelate cu faze din dezvoltarea pedimentelor .
• Posibilitatea dezvoltării mai multor genera ții de pedimente sau
pediplene în condi țiile în care pe parcursul evolu ției survin mi șcări de ridicare
generale . În acest mod s-ar explica existen ța mai multor pediplene etajate în Africa
dar și în alte regiuni de pe Glob.
În acest fel teoria elaborat ă de L.King poate fi considerat ă o varietate mai
nouă a celei davisiene (ca evolu ție ciclică) în care punctele forte sunt evoluția laterală
a versanț ilor cu generarea unei suprafe țe de echilibru la baz ă (pedimentele), rolul
proceselor legate de prezen ța apei (mai ales precipita ții torențiale), ridicările
sacadate cu faze cu intensitate mai mare, finalitatea evolu ției sub form ă de pediplene .
Neacordând o însemn ătate prea mare condi țiile climatice ( acestea pot influen ța doar
regimul de manifestare al proceselor din segmentele separate pe verticala versan ților)
L.King consideră că modul de evolu ție este valabil pentru or ice regiune de pe Glob
unde apa ac ționează sub diferite modalit ăți de scurgere.
– Teoria nivelelor geomorfologice elaborată de K.K. Marcov (1948, 1957) este
o sinteză a concep țiilor de la finele sec. XIX și prima parte a sec. XX. Ideea de baz ă
este că evoluț ia general ă a reliefului se realizeaz ă în condi țiile interac țiunii
permanente a agen ților interni și a celor externi primele determinând denivel ări iar
celelalte caut ă să le aplatizeze (dau reliefuri în cadrul unor nivele geomorfologice).
Desfășurarea și mai ales intensitatea ac țiunii agen ților externi se realizeaz ă deosebit în

211
raport de altitudine. Aceast ă situație determin ă diferențierea a patru nivele (corespund
unor intervale de în ălțime) în care se impune un anumit specific morfodinamic ce
conduce la realizarea de re liefuri (chiar suprafe țe) cu caracteristici aparte. Acestea
sunt în num ăr de patru:
• Nivelul de abraziune și acumulare cu desfășurare între -200 m și
câțiva zeci de metri în ălțime, adic ă în spaț iul de ac țiune în special al valurilor.
Mișcările epirogenetice și eustatice pot m ări acest interval. De altfel importan țe
abraziunii realizat ă de apele m ărilor, oceanelor de care s-ar lega platforme de
abraziune extinse pe multe sute de metri și chiar kilometri a fost precizat ă îndeosebi
de F.Richtofen (1866).
• Nivelul de denudare corespunz ător modelă rii în intervalul cuprins între
linia de țărm și limita inferioar ă a zăpezilor ve șnice. Aici rolul principal în modelare îl
au procesele de eroziune și acumulare fluviatil ă, iar rezultatul final îl constituie
peneplena ca în concep ția lui Davis și a susținătorilor lui.
• Nivelul limitelor z ăpezilor ve șnice delimiteaz ă spațiul altimetric în
care se îmbin ă și au rol hot ărâtor în modelare procesele nivale și glaciare. Acesta a
suferit modific ări altimetrice însemnate în cuaternar în concordan ță cu variațiile de
natură climatică sau cu ridic ările neotectonice. În acest spa țiu rezultă un relief cu
suprafețe de modelare specifice celor dou ă procese.
• Nivelul superior de denudare aparț ine vârfurilor și crestelor situate
deasupra hionosferei. Este o preluare a terminologiei și judecăților lui A.Penek din
1889 întregit ă ulterior de acesta (1920-1930) prin definirea gipfelflur ului (nivel de
creste). În esen ță procesele care ac ționează distrug mai rapid crestele cu cât
intensitatea în ălțării este mai mare. În timp rezult ă nivele de creste în acela și plan
topografic.
În condițiile unei imobilit ăți tectonice cele patru nivele s-ar înscrie în patru
etaje echidistante pe întreaga suprafa ță a uscatului. Dar miș cările de ridicare, coborâre
produc deform ări ale treptelor morfologice rezultate.
– Concep țiile îndeosebi din a doua parte a sec. XX s-au situat fie pe pozi ția
inovă rii teoriilor clasice fie pe cea a neg ării susținând evolu ții neciclice ale reliefului.
Valoroase sunt studiile celor car e au impus Geomorfologia climatic ă. Între ace știa
sunt K. Troll, H. Louis, J. Büdel în Germania și J.Tricart, A.Cailleux în Fran ța ce-au
separat zone morfoclimatice în care se individualizeaz ă sisteme morfodinamice
dependente de specificul bioclimatic. Ace știa s-au bazat pe o multitudine de
observații, compara ții, valori înregistrate etc. din diferite regiuni de pe Glob dar și pe
deducții explicative raportate la forme și timp.
Dup ă Eigu Yatsu (2003), J.T.Hak (1957-1979) insist ă pe ideea „echilibrului
dinamic și pe conceptul eroziunii neciclice”; Leopold L.B. și colab. (1964) respinge
metodologia deductiv ă și explică mecanismele proceselor prin aplicarea principiilor
de fizică și chimie; Schumm S.A., Lichty R.W. (1965) și Schumm S.A. (ulterior) arat ă
că raportul cauză -efect variază în timp, că evoluția poate fi privit ă ciclic dar ș i
neciclic, că pragul geomorfologic este legat de stabilitatea formelor de relief într-un
timp limitat și că el este dep ășit în măsura impus ă de evolu ția ei, dar și pe faptul c ă
înțelegerea și controlarea componentelor peisajul ui morfologic trebuie legate de
cunoaștere (elaborarea și explicarea) detaliilor evolu ției reliefului; Chorley R.J. (1967)
aplică în Geomorfologie teoria sistemelor etc.
Deci, în prezent elaborarea de teorii generale privind evolu ția reliefului a
încetat a mai fi o preocupare de prim rang. În schimb se insist ă pe cunoaș terea
proceselor prin analize și măsurători de durat ă în teren și laborator, pe urm ărirea
raporturilor dintre propriet ățile materialelor (rocilor) ce opun o anumit ă rezisten ță și

212
specificul mecanic al proceselor flu viatile, glaciare, eoliene, gravita ționale etc . De
aici diferen țierile în geneza și evoluția reliefului.
Verificări:
• Definiți riftul și zona de subduc ție, preciza ți procesele morfogenetice legate de
acestea și descrieți raporturile dintre ele, etapele de expansiune a fundului oceanelor
(exemplific ări prin evolu ția oceanelor Pacific și Atlantic).
• Prezentați modurile de realizare a sistemelor de mun ți prin evolu ția contactelor
dintre plăci.
• Care sunt contribu țiile notabile ale principalelor teorii referitoare la evolu ția
regiunilor de uscat?
• Folosiți dicționarele geomorfologice în conturarea no țiunilor – suprafa ță de
nivelare, nivel de eroziune, um ăr de eroziune, peneplen ă, pediplen ă, gipfelflur,
pediment, glacis; exemplific ări.

213

BIBLIOGARFIE
Addison K., 1989, The Ice Age in Y Gliderau and Nant Ffrancon, (The Ice Age in
Snowdonia).
Armaș Iuliana, 1999, Bazinul hidrografic Doftana, Ed. Ș tiințifică.
Atanasiu N., Mutihac V., Grigorescu D., Popescu Gh., 1998, Dicționar de Geologie,
Ed. did. ș i pedagogic ă, București.
Aur N., 1996, Piemontul Olte țului, Ed. Universitaria, Craiova.
Băcăuanu V., 1968, Câmpia Moldovei, Ed. Academiei.
Băcăuanu V., 1989, Geomorfologie, Ed. Universit ății „Al.I.Cuza” Ia și.
Băcăuanu V., Donis ă I., Hârjoabă I., 1974, Dicționar geomorfologic , Ed. șt. și
ecicloped., Bucure ști.
Badea L., 1967, Subcarpaț ii dintre Cerna Olte țului ș i Gilort , Ed. Academiei.
Bălteanu D., 1982, Înveli șul de ghea ță al Pământului, Ed. ș tiințfică și enciclopedic ă,
București.
Bălteanu D., 1984, Relieful – ieri, azi, mâine, Ed. Albatros, Bucure ști
Barbu N., 1976, Obcinele Bucovinei, Ed. ș tiințifică și enciclopedic ă.
Baulig H, 1956, Pénéplaines et pédiplaines, Bull Soc. Belge d’Etudes Géogr., XXV,
1.
Bauling H., 1956, Vocubulaire franco-anglo-a llemand de Geomorphologie, Paris VI.
Bâzâc Gh., 1983, Influenț a reliefului asupra principalelor caracteristici ale climei
României, Ed. Academiei.
Berindei I., 1977, Țara Beiu șului, în vol. Cercet ări în Geografia României, Ed.
științifică.
Bertrand G., 1968, Paysage et géographie physique générale , Ed. A. Colin, Paris.
Birot P., 1959, Précis de géographie physique générale, Ed. A. Colin, Paris.
Birot P., 1960, Le cycle d’érosion sous les diffeerents climats, Rio de Janerio.
Birot P., 1970, Les régions naturelles du globe, Paris, Masson.
Bleahu M., Tectonica global ă, Ed. ș t. și eciclop., Bucure ști.
Bojoi I., 1979, Curs de geomorfologie, Ed. Univ. „ Ștefan cel mare”, Suceava.
Bowling H., 1956, Vocubulaire franco-anglo-al lemand de Géomorphologie, Paris VI.
Brânduș C., 1981, Subcarpa ții Tazlă ului, Ed. Academiei.
Brătescu C., 1928, Pământul Dobrogei, vol. jubiliar Dobrogea, Bucure ști.
Brătescu C., 1967, Opere alese, Ed. științifică, București.
Bravard J.P., Petit Fr., 2000, Les cours d’eau Dynamique du systéme fluvial, Armand
Colin, Paris.
Bridges E.M., 1994, World Geomorphology, Cambridge.
Büdel J., 1977, Klima-Geomorphologie, Gebrüder Borntraeg er, Stuttgart.
Buza M., 2000, Munții Cindrelului, Ed. Universit ății „L.Blaga”, Sibiu.
Carson M.A, 1971, The Mechanics of Erosion, Pion, London, U.K.
Chorley R.J., 1962, Geomorphology and general systems theory, U.S. Geologicall
Survey, Professional Paper 500-B.
Chorley R.J., Haggett P., 1967, Models in Geography Methuen, London, U.K.
Chorley R.J., Schumm S.A., Sugden D.E., 1985, Geomorphology, Methuen, London.
Cioacă A., 2002, Mun ții Perșani, Ed. Funda ției România de Mâine.
Cocean P., 1988, Chei și defilee în Mun ții Apuseni, Ed. Academiei.
Conea Ana, 1970, Formațiuni cuaternare în Dobrogea, Ed. Academiei.
Coque R., 2002, Géomorphologie, Armand Colin, Paris.
Coteț P., 1957, Câmpia Olteniei, Ed. științifică.
Coteț P., 1971, Geomorfologie cu elemente de geologie, Ed. did. și pedag., Bucure ști.

214
Coteț P., 1973, Geomorfologia României, Ed. tehnică , București.
Cotton C.A., 1952, Volcanoes as landscape forms, London.
Davis W.M., 1899, The geographical cycle, Geological Journal, 14.
Davis W.M., 1905, The geographical cycle in the arid climat, Journal of Geology,
XIII.
Demangeot J., Bernus Ed.,2001, Les milieux désertiques , Paris.
Derruau M., 1965, Précis de géomorphologie, Masson et C-ie, Paris.
Derruau M., 1996, Composantes et concepts de la géographie physique, A. Colin,
Paris.
Dinu Mihaela, 1999, Subcarpaț ii dintre Topolog și Bistrița Vâlcii, Ed. Academiei.
Donisă I., 1968, Geomorfologia văii Bistri ței, Ed. Academiei.
Donisă I., Boboc N., 1994, Geomorfologie, Chișinău.
Dresch J., 1965, Pédiments et glacis d’érosi on pédiplaines et inselberg, Inf. Geogr. 5.
Dresch J., 1982, Géographie des régions arides, P.U.F., Paris.
Dylik J., 1957, Eléments essentieles de la notions de periglaciaires, Biul perygl. 14,
Lodz.
Fernand Joly, 1997, Glossaire de géomorphologie , Masson, Armand Colin, Paris, 324
p.
Florea M., 1998, Munții Făgărașului, Ed. Foton, Bra șov.
Genest Claude, 2000, Dic ționaire de géomorphologie, Sociéte de Géographie de la
Mauricie Inc, Editeur, Trois –Riviére s, Province de Québec, Canada, 437 p.
Gilbert G.K., 1914, The transportation of debris by running water, U.S. Geological
Survey, Professional Paper, 86.
Glăvan U., 2002, Mun ții Locvei, studiu de geografie fizică, Ed. Constant, Sibiu.
Godard Alain, Andre Marie-Françoise, 1999, Les milieux polaires, ed. Armand Colin,
Paris.
Goudie A.S., 1990, Geomorphological Tehniques, Unwin Hyman, London, U.K.
Grecu Florina, 1997, Fenomene naturale de risc (geologice și geomorfologice), Ed.
Universității din Bucure ști.
Grecu Florina, 1997, Gheața și ghețarii, Ed. tehnic ă.
Grecu Florina, 1992, Bazinul Hârtibaciului – elem ente de morfohidrografie, Ed.
Academiei.
Grecu Florina, 1997, Gheață și ghețari, Ed. tehnic ă.
Grecu Florina, Palmentola G., 2003, Geomorfologie dinamic ă, Ed.tehnică .
Grigore M., 1972, Cartografie geomorfologic ă, Centr. Multipl. Univ. Bucure ști.
Grigore M., 1981, Munții Semenic, Ed. Academiei.
Grigore M., 1989, Defileuri, chei și văi de tip canion în România, Ed. șt. și enciclop.,
București.
Grigore M., 2003, Alunecări de teren, Ed. Universitaria, Bucure ști.
Grigore M., Donis ă I., Tövissi I., 1980, Aerofotointerpretare geografic ă, Ed. did. ș i
pedag., Bucure ști.
Grumăzescu Cornelia, 1975, Depresiunea Ha țegului, Ed. Academiei.
Grumăzescu H., 1973, Subcarpa ții dintre Câln ău și Șușița, Ed. Academiei.
Guillcher A., 1954, Morphologie litorale et sous-marine, P.U.F., Paris.
Hack J.T., 1957, Studies of longitudinal stream pr ofiles in Virginia and Maryland,
Geological, Professional Paper, 294-B., U.S. Geological Survey.
Hamblin W.K., 1991, Earth’s dynamic systemsi, New York.
Hamelin L., Cook F.A., 1967, Le Périglaciaire par l’image , Presses Univ. Laval,
Quebec.
Hârjoabă I., 1968, Relieful colinelor Tutovei, Ed. Academiei.

215
Horton R.E., 1945, Erozional development of stre ams andtheir drainage basins:
hydrophisical approach to quantitative morphology, Bull. of Geological Society
of America, Special Paper, 56.
Huggett R.J., 2002, Fundamentals of Geomorphology, Londra.
Hutton J., 1795, The theory of the earth, Transactions, Royal So ciety of Edinburgh, 1.
Ichim I., 1979, Munții Stânișoara, Ed. Academiei.
Ichim I., 1980, Hipercontinentul înghe țului veșnic, Ed. științifică și enciclop.
București.
Ichim I., R ădoane Maria, Dumitriu D., 2000, Geomorfologie I, Ed. Universit ății
Suceava.
Idu P.D., 1999, Om și natură în Carpa ții Maramure șului și Bucovinei, Napoca Star.
Ielenicz M., 1984, Munții Ciucaș-Buzău, Ed. Academiei.
Ielenicz M., 1999, Dealurile și podișurile României, Ed. funda ției „România de
Mâine”, Bucure ști.
Ielenicz M., 2000, Geografie general ă, Ed. funda ției „România de mâine”, Bucure ști.
Ielenicz M., Com ănescu Laura, Mihai B., Nedelea Al., Oprea R., P ătru Ileana, 1999,
Dicționar de geografie fizic ă, Ed. Corint, Bucure ști.
Ielenicz M., P ătru Ileana, Ghincea Mioara, 2003, Subcarpaț ii României, Ed.
Universitar ă, București.
Ilie I., 1970, Geomorfologia carstului, Ed. Universit ății din Bucure ști.
Ioniță I., 2000, Formarea ș i evoluția ravenelor din Podi șul Bârladului, Ed. Corson,
Iași.
Irimuș A. Ioan, 1998, Relieful pe domuri și cute diapire în Depresiunea Transilvaniei,
Presa Universitară Clujană.
Josan N., 1979, Dealurile Târnaviei Mici, Ed. Academiei.
Josan N., Petrea Rodica, Petrea D., 1996, Geomorfologie general ă, Ed. Univ. Oradea.
Kalesnik S.V., 1959, Bazele geografiei fizice, Ed. ș tiințifică, București.
King L., 1950, The study of the world’s plainlands a new approach in
geomorphology, The Quart Journ of the Geol. Soc. of. London, 161, 421.
King L., 1953, Canons of landscape evolution , Geol. Soc. Am. Bull., 64.
Leopold L.B., Wolman M.G., Miller J.P., 1964, Fluvial Processes in Geomorphology,
W.H. Freeman and Co, San Francisco, Cal.
Liteanu E., Ghenea C., 1966, Cuaternarul din România, S.T.E., seria H, Geologia
cuaternarului nr. 1. Lliboutry L., 1965, Traité de glacilogie, Mason Paris.
Loghin V., 2002, Modelarea actual ă a reliefului și degradarea terenurilor în bazinul
Ialomiței, Ed. Cetatea de Scaun, Târgovi ște.
Louis H., 1968, Allgemeine Geomorphologie, Lehrbuch der Algemeiner Geographie,
I, Walter de Gruyter, Berlin.
Lupașcu Gh., 1996, Depresiunea Crac ău-Bistrița, Ed.Corson, Ia și.
Mac Gee W.J., 1897, Sheet flooderosion, Bull. Soc. Geol. Am., 8.
Mac I., 1972, Subcarpaț ii transilvăneni dintre Mure ș și Olt, Ed. Academiei.
Mac I., 1986, Elemente de geomorfologie dinamică, Ed. Academiei, Bucure ști.
Mac I., 1996, Geomorfosfera și geomorfosistemele, Presa Univ. Clujan ă, Cluj-
Napoca.
Mac I., Tudoran P., 1974, Asupra conceptului „sistem de modelare” a reliefului ,
Stud. Univ. Babe ș-Bolyai, 1 Cluj.
Macarovici N., 1968, Geologia cuaternarului, Ed. didactic ă și pedagogic ă.
Machatschek F., 1958, Das Relief der Erde, Borntrager, Berlin.

216
Măhăra Gh., 1977, Câmpia Cri șurilor. Studiu fizico-geografic, în vol. Cercet ări în
Geografia României, Ed. științifică.
Marin I., Marin M., 2002, Mari unit ăți naturale ale Terrei, Ed. Univ. din Bucure ști.
Markov K,K, Probleme fundamentale ale Geomorfologiei , Lit. și topogr.
Învățământului, Bucure ști.
Martonne Emm, 1926, Traité de Géographie Physi que, Le relief du sol, Armand
Colin, Paris.
Martonne Emm. de, 1907, Recherches sur l’évolution morphologique des Alpes de
Trasylvanie (Carpates méridionales), Re v. ann. de géogr., I. Paris.
Martonne Emm. de, 1948, Traite de géographie physique, Libr. Armand Colin, Paris.
Mehedinți S., 1934, Terra, Introducere în Geografie ca știință, vol I ș i II, Bucure ști.
Mihăilescu V., 1948, Curs de geomorfologie, U.N.S.R., Sec ția centrală profesional ă.
Mihăilescu V., 1963, Carpații sud-estici, Ed. ș tiințifică, București.
Mihăilescu V., 1968, Geografia teoretic ă, Ed. Acad. R.S. România, Bucure ști.
Mihăilescu V., 1977, Elemente de morfogeografie, Ed. Academiei, Bucure ști.
Mohan Gh., Ielenicz M., P ătroescu Maria, 1986, Rezervații și monumente ale naturii,
Ed. Sport-turism.
Morariu T., Velcea Valeria, 1971, Principii și metode de cercetare în geografia fizic ă,
Ed. Academiei, Bucure ști.
Naum T., Grigore M., 1974, Geomorfologie, Ed. did. și pedag., Bucure ști.
Niculescu Gh., 1965, Munții Godeanu, Ed. Academiei.
Orghidan N., 1969, Văile transversale din România, Studiu geomorfologic, Ed.
Academiei.
Panizza M., 2002, Geomorfologia, Pitagora Ed. Bologna.
Parichi M., 2001, Piemontul Cotmeana, Ed. Funda ției România de Mâine.
Pătru Ileana, 2001, Culoarele transcarpatic Bran-Ruc ăr-Dragoslavele, Ed.
Universității din Bucure ști.
Penck A., 1894, Morphologie der Erdoberfläche, Engelhornhe Stuttgart, Germany.
Penck W., 1924, Die Morphologishe Analyse Ein Kapital der Physikalischen
Geologie, Engelhornm Stuttgart, Germany.
Petrov M.P., 1986, Deșerturile Terrei, Ed. ș t. și enciclop., Bucure ști.
Pișota I., 1971, Lacurile glaciare din Carpa ții Meridionali, Ed. Academiei.
Popescu I. Arge șel, 1977, Mun ții Trascăului, Ed. Academiei.
Popescu N., 1990, Ț ara Făgărașului, Ed. Academiei.
Popp N., 1938, Subcarpaț ii dintre Dâmbovi ța și Parhova, București.
Posea Aurora, 1977, Bazinul Cri șului Repede, în vol. Cercet ări în Geografia
României, Ed. ș tiințifică.
Posea Gr., 1960, Țara Lăpuș ului, Ed. ș tiințifică.
Posea Gr., 2001, Vulcanismul și relieful vulcanic (hazarde, riscuri, dezastre, relieful
vulcanic din România), Ed. fundaț iei „România de Mâine”, Bucure ști.
Posea Gr., 2003, Geomorfologia României, Ed. Funda ției România de mâine,
București.
Posea Gr., Cioacă A., 2003, Cartografiere geomorfologic ă, Ed. fundaț iei România de
mâine, Bucure ști.
Posea Gr., Grigore M., Pope scu N., Ielenicz M., 1976, Geomorfologie, Ed. did. și
pedagogică , București.
Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974, Relieful României, Ed. ș tiinț., București.
Posea Gr., Velcea Valeria, Cojocaru I., 1961, Geomorfologie, Ed. did. ș i pedagogic ă,
București.
Raboca N., 1995, Podișul Secașelor, Ed. Sarmis.

217
Rădoane Maria, Ichim I., Dumitru D., 2001, Geomorfologie, vol II, Ed. Universitar ă,
Suceava.
Rădoane Nicolae, 2002, Geomorfologia bazinelor hidrografice mici, Ed. Universitar ă
Suceava.
Rădulescu D., 1976, Vulcanii ast ăzi și în trecutul geologic, Ed. tehnic ă, București.
Rădulescu N.Al., 1937, Vrancea, SRRG, Bucure ști.
Reynaud A., 1971, Epistémologie de la géomorphologie , PUF, Paris 1.
Rice, 1977, Fundamentals of Geomprphology, Longman, Londra and New York.
Rittmann A., 1967, Vulcanii și activitatea lor, Ed. tehnic ă, București.
Romanescu Gh., 1996, Delta Dun ării, Ed. Corson, Ia și.
Romanescu Gh., Jig ău Gh., 1998, Geomorfologie, Chi șinău.
Roșu Al., 1967, Subcarpaț ii Olteniei dintre Motru și Gilort, Ed. Academiei.
Roșu l, 1987, Terra-geosistemul vie ții, Ed. ș tiințifică și enciclopedic ă, București.
Rusu C., 2002, Masivul Rar ău, Ed. Academiei.
Rusu E., 1999, Munții Bârgăului, Ed. Universit ății Al.I. Cuza, Ia și.
Șandru I., 1998, Porți și culoare geodemografice în spa țiul carpato-danubiano-
pontic, Ed.fundaț iei Canciov.
Sandu Maria, 1998, Culoarul depresionar Sibiu-Apold, Ed. Academiei.
Scheidegger A., E., 1961, Theoretical Geomorphology, Springer Verlag, Berlin.
Scheușan I.C., 1997, Depresiunea Doma șnea-Mehadia, Ed. Banatica.
Șchiopoiu Al., 1982, Dealurile piemontane ale Coș uștei, Ed. Scrisul românesc,
Craiova.
Schreiber W.E., 1994, Munții Harghitei, Ed. Academiei.
Schumm A., 1977, The Fluvial System, John Wiley and Sons, New York, NY.
Schumm S.A., Li chty R.W., 1965, Time, space and causality in geomorphology,
American Journal of Science, 263.
Sîrcu I., 1978, Munț ii Rodnei, Ed. Academiei.
Strahler A., N., 1973, Geografie fizică, Bucure ști.
Strahler A.N., 1973, Geografie fizic ă, Ed. ș tiințifică.
Summerfield M., 1992, Global Geomorphology, Longman.
Surdeanu V., 1998, Geografia terenurilor degradate, Presa universitară clujană, Cluj-
Napoca.
Thornbury W.D., 1973, Priciples of Geomorphology, New York.
Trenhaile Alan S., 2004, Geomorphology: a canadian perspective; ediția a II-a,
Oxford University Press.
Tricart J., 1965, Pricipes et mèthodes de la géomorphologie , Ed. Masson, Paris .
Tricart J., 1968, Precis de Géomorphologie. Géomorphologie structurales. SEDES,
Paris.
Tricart J., 1977, Précis de géomorphologie, II Gé omorphologie dynamique générale ,
SEDES, Paris.
Tricart J., 1978, G éomorphologie applicable, Masson, Paris.
Tricart J., Cailleux A., 1953, Les types de bordure des massifs anciens, C.D.U., Paris.
Tricart J., Cailleux A., 1963, G éomorphologie des régions froides, P.U.F., Orbis,
Paris.
Tricart J., Cailleux A., 1965, Introduction à géomorphologie climatique, SEDES,
Paris.
Tricart J., Cailleux A., 1967, Géomorphologie des régions de platformes, C.D.U.,
Paris.
Tricart J., Cailleux A., 1967, Le modelé des régions périglaciaires, S.E.D.E.S., Paris.
Tricart J., Cailleux A., 1969, Le modelé des régions sèches, SEDES, Paris.

218
Tricart J., Cailleux A., 1974, Le modelé des régions chaudes. Forêts et savanes,
S.E.D.E.S., Paris.
Tufescu V., 1966, Modelarea natural ă a reliefului și eroziunea accelerat ă, Ed.
Academiei, Bucure ști.
Ungureanu Irina, 1978, Hărți geomorfologice, Ed. Junimea, Iaș i.
Urdea P., 2000, Mun ții Retezat, Ed. Academiei.
Valentin H., 1952, Die Küster der Erde, Petermanns, Geographische Mitteilungen,
Gotha.
Vâlsan G., 1931, Morfologie terestr ă, Ed. A. Damaschin, Bucure ști.
Vâlsan Gh., 1915, Câmpia Român ă, B.S.R..G., XXXVI.
Velcea Valeria, 1976, Cartografiere fizico-geografic ă, Tip. Universit ății din
București.
Velcea Valeria, 1995, Geomorfologie, Tip. Univ. Sibiu.
Velcea Valeria, Savu Al., 1982, Geografia Carpa ților și Subcarpa ților României, Ed.
didact. și pedag., Bucure ști.
Velcea-Micalevich Valeria, 1961, Munții Bucegi, Ed. Academiei.
Vespremeanu E., 1998, Pediemente, piemonturi și glacisuri în Depresiunea Mure șului
de Jos, Ed. Universit ății din Bucure ști.
Viers G., 1970, Géographie zonale des régions froides et tempérées, F.Nathan, Paris.
Vișan Gh., 1998, Muscelele Topologului, Ed. Universit ății din Bucure ști.
Yatsu E., 1966, Rok Control in Geomorphology, Sozosha, Tokyo.
Yatsu E., 2003, Pentru a face geomorfologia mai științifică, Universitatea „Al.I.
Cuza”, Ia și.
Young A., 1972, Slopes, Oliver and Boyd, Edinburg.
Zăvoinau I., 1978, Morfometria bazinelor hidrografice, Ed. Academiei.
XXX, 1984, Enciclopedia României, Ed. ș t. și enciclop. Bucure ști.
XXX, 1983-1992, Geografia României, vol. I, III, IV, E d. Academiei, Bucure ști.