R E L I E F U L V U L C A N I C Vulcanismul ca proces morfogenetic si bucl ă a feedback-ului manta – scoar ță . Clasificarea rocilor vulcanice [616258]

CAPITOLUL 6

V U L C A N I S M U L S I
R E L I E F U L V U L C A N I C

Vulcanismul ca proces morfogenetic si bucl ă a feedback-ului manta –
scoar ță . Clasificarea rocilor vulcanice. Fenomene și corpuri intrusive.
Fenomene efuzive. Vulcanii. Produsele activit ății vulcanice. Sistematica
morfolgiei vulcanice. Tipuri de erup ții. Vulcanismul în morfogeneza timpurie
a P ământului. Morfologia vulcanilor. Relieful vulcanic. Aparatul vulcanic
Modelarea extern ă a aparatelor vulcanice. R ăspândirea vulcanismului pe
glob. Procese și forme pseudovulcanice. Mi șcările seismice.

Cu cât este mai complet ă schema mental ă ce explic ă ra țional un sistem de forme de
relief, cu atât mai clar poate percepe ochiul fizi c tr ăsăturile reale ale suprafe ței p ământului

W.M. Davis (1894

Prin vulcanism se în țelege totalitatea fenomenelor și manifesta țiilor rezultate în urma
str ăpungerii scoar ței de c ătre topiturile magmatice sau gazele provenite din z one profunde. Când aceste
topituri nu-și pot deschide drum c ătre suprafa ță ele sunt injectate în stratele superficiale ale sc oar ței,
unde prin consolidare, formeaz ă mase vulcanice intrusive. Dac ă magmele p ătrund pe fisuri deschise,
sunt expulzate la suprafa ță unde formeaz ă conuri vulcanice. In consecin ță , procesele magmatice
genereaz ă structurile eruptive, care sunt de dou ă feluri: intrunsive și efuzive (extrusive), strâns legate
între ele (a se vedea și raportul pe vertical ă din fig. 6.2).
Diferitele tipuri de roci vulcanice asociate cu for ma extrusiv ă și intrusiv ă a activit ății vulcanice
și cu tipurile magmei din care ele provin, joac ă un rol important în influen țarea formelor de relief
create. Pentru în țelegerea genezei și evolu ției formelor de relief asociate cu vulcanismul și activitatea
vulcanic ă intrusiv ă, este necesar s ă prezent ăm câteva propriet ăți cheie ale rocilor vulcanice. Fig. 6.1
prezint ă o clasificare simpl ă a rocilor vulcanice bazate pe compozi ția lor mineral ă și chimic ă și pe

48

diferen țe în granulometrie și textur ă. Rocile vulcanice se clasific ă pe baza propor ției de siliciu (SiO 2)
pe care ele îl con țin. Rocile acide au mai mult de 66% SiO 2, rocile intermediare între 52% și 66%,
rocile bazice între 45% și 52% și rocile ultrabazice mai pu țin de 45%. Propor ția de siliciu este
aproximativ în leg ătur ă cu abunden ța relativ ă a mineralelor feldspatice deschise la culoare (cua r ț și
feldspat) și mineralelor mafice închise la culoare (silica ți boga ți în magneziu și fier). Granulometria
rocilor vulcanice este puternic influen țat ă de rata în care ele s-au r ăcit când s-au format și nu este
surprinz ător c ă rocile vulcanice intrusive au o textur ă mai grosier ă decât rocile vulcanice extrusive.

6.1. Fenomene și corpuri intrusive

Masivele magmatice intrusive se g ăsesc sub forma batolitelor, stock-urilor, lacolitelor și
filoanelor (fig. 6.2). Acestea sunt legate de volumul magmei și de locul acesteia în raport cu rocile
înconjur ătoare. O dat ă cu p ătrunderea acestora în stratele sedimentare, magmele exercit ă asupra rocilor
înconjur ătoare o serie de schimb ări datorit ă temperaturilor ridicate și a proceselor de degazeificare,
cunoscute sub numele de metamorfism de contact.
1) Batolitele sunt acumul ări masive de materie magmatic ă din interiorul scoar ței P ământului și
care nu ajung la suprafa ță decât în urma scoaterii lor prin eroziune de c ătre agen ții externi, cum este
cazul masivelor granitice din Parâng, Retezat etc. Denumirea de batolit vine de la bathos = adâncime și
lithos = piatr ă. Batolitul reprezint ă forma principal ă de z ăcământ a rocilor intrusive (granite,
granodiorite etc.), cu aspect de masive imense, alu ngite și înr ădăcinate în adâncul scoar ței P ământului
și de aceea unii geologi sunt tenta ți s ă cread ă c ă batolitul ar reprezenta chiar vatra magmatic ă ini țial ă.
Masivele magmatice (stock-uri), întregite de apofize, protuberan țe și alte corpuri plutonice
secundare sunt legate și alimentate de batolite, asigurând tranzi ția spre corpurile subvulcanice din
etajul superior. Prin eroziunea puternic ă a scoar ței ele pot fi dezgolite și puse în eviden ță datorit ă
compozi ției petrografice, a șa cum este cazul banatitelor (roci granodioritice) de la Dognecea, Boc șa
Montan ă din Mun ții Poiana Rusc ăi, Mun ții Drocei etc

Fig.6.2.
Raportul dintre
structurile
eruptive de
adâncime și de
suprafa ță
(Robinson,
1969).

2) Lacolitele , neck -uri, dyke -uri, sills -uri, considerate corpuri subvulcanice – se formeaz ă mai
aproape de suprafa ță , între corpurile plutonice și cele vulcanice, având șanse mari de a fi exhumate

49

datorit ă eroziunii și de a se impune în relief. Astfel, lacolitele, pri n forma lor lenticular ă, legate prin
canale de rezervorul magmatic de profunzime, pot pr ovoca bomb ări ale stratelor de deasupra sau
cupole și alte forme masive ca Mun ții Henry din SUA, Masivul Boemiei, Mun ții Bârg ăului (Heniul
Mare), masivul sienitic de la Ditr ău ș.a.
3) Neck-urile și dyke-urile sunt forme intrusive discordante reprezentând umpl utura co șurilor
vulcanice (neck-uri) sau a unor cr ăpături ale scor ței (dyke-uri). Originea lor magmatic ă le confer ă
caracteristici deosebite fa ță de zonele înconjur ătoare formate din roci metamorfice și sedimentare. In
urma unei evolu ții mai îndelungate a acestor regiuni, eroziunea sel ectiv ă poate face ca unele corpuri
intrusive cilindrice de tipul neck-urilor s ă ajung ă la suprafa ță și s ă genereze forme pozitive de relief,
așa cum sunt vârfuri din Mun ții Oa ș, Gutâi, Bârg ău sau Detunatele din Mun ții Apuseni, iar vechile
injec ții din lungul unor cr ăpături, mai mult sau mai pu țin verticale, s ă se înscrie în morfologie prin
creste (creasta principal ă a Mun ților Bistri ței). Aceste componente ale vulcanismului intrusiv s e
asociaz ă cu filoane-strat (sill -uri) care favorizeaz ă apari ția unor mici platouri înalte de tip mesas și
diverse alte corpuri filoniene. Ele pot persista ca forme de relief mult timp dup ă ce forma vulcanic ă a
fost erodat ă. Un exemplu deseori citat în literatura de special itate este Turnul Diavolului din Wyoming
(SUA), un neck vulcanic alc ătuit din roci bazaltice cu desprindere columnar ă (fig. 6.3).

Fig. 6.3. Turnul Diavolului, Wyoming,
un neck vulcanic cu vizibile desprinderi
columnare ale bazaltelor (Thornbury, 1969).

6.2. Fenomene efuzive. Vulcanii.

Vulcanii sunt forme geologico-geomorfologi ce create în urma apari ției la suprafa ță a magmei –
care în acest caz poart ă denumirea de lav ă – precum și a altor produse eruptive (gaze și ape fierbin ți,
piroclastite). Aceste fenomene, lente sau explozive , înso țite adesea de cutremure, disloca ții locale etc,
au drept consecin ță formarea unor edificii morfologice ale c ăror particularit ăți reflect ă modul de
desf ăș urare a activit ății vulcanice. Este vorba de suprastructura unor “ap arate” complexe constituite, de
obicei, din rezervorul magmatic (vatra), co șul vulcanic (canalul de alimentare), conul și craterul.
Astfel de elemente caracterizeaz ă erup țiile centrale, pentru c ă exist ă și situa ții când emisiile de
lave au loc în lungul unor falii (erup ții liniare) ca cele din Islanda, sau erup ții areale care contribuie la
formarea unor platouri întinse.
Efuziunile împr ăș tie la suprafa ță o gam ă variat ă de materiale, numite produse vulcanice. Din
totalitatea proiec țiilor gazoase (fumarole, solfatare, mofete, nori ar z ători), a celor sub form ă de izvoare
fierbin ți sau gheizeri, ori sub form ă solid ă (cenu șe, scorii, lapili, bombe vulcanice etc.). Cea mai m are

50
importan ță o prezint ă scurgerile de lave. Aceste topituri de silica ți se caracterizeaz ă prin temperaturi ce
pot dep ăș i 1200 oC și printr-o fluiditate determinat ă de compozi ția lor chimic ă. Din acest punct de
vedere se deosebesc lave bazice și lave acide . Cele din prima categorie au con ținut mic de bioxid de
siliciu (4o – 52%), sunt fluide și curg sub form ă de toren ți ori pânze ce pot atinge viteze de câ țiva
km/or ă. Erup țiile sunt lini știte, iar lavele ajung la distan țe mari de locurile de emisie, dând na ștere la
conuri larg boltite (conuri-scut), platouri întinse și alte forme domoale cum sunt cele ale vulcanilor
Mauna Loa și Kilauea din Hawai, Hecla și Laki din Islanda etc. Lavele acide, bogate în sil iciu (peste
66%) și gaze sunt vâscoase, se deplaseaz ă încet, solidificându-se în apropierea punctului de erup ție,
uneori chiar în interiorul co șului vulcanic. Ele sunt proprii vulcanilor cu activ itate exploziv ă și
contribuie la apari ția unor conuri mai proeminente (Etna, Vezuviu etc), emisiile de lav ă asociindu-se și
cu alte produse vulcanice. Cercet ările de specialitate au stabilit c ă în regiunile orogenice lavele
consolidate sunt reprezentate, în principal, prin a ndezite; în regiunile cratonizate predomin ă bazaltele,
iar în domeniul oceanic caracterele bazice sunt și mai accentuate.

6.2.1. Produsele activit ății vulcanice

Produsele vulcanice atest ă stadiul și caracterul activit ății unui vulcan și sunt urm ătoarele:
izvoarele fierbin ți, gheizerii, proiec țiile gazoase, proiec țiile solide și curgerile de lav ă.

– Izvoarele fierbin ți reprezint ă ultimul stadiu al degaj ării de c ăldur ă de c ătre magma din
adâncime, care mai eman ă înc ă gaze și vapori de ap ă supraînc ălzi ți. În drumul lor, vaporii de ap ă se
răcesc ( ape juvenile ) și ies la suprafa ță ca izvoare termale. Migrând c ătre suprafa ță , apa juvenil ă
întâlne ște și pânz ă de ap ă vadoas ă, pe care le înc ălze ște și le readuce la zi. În ascensiunea lor, apele
supraînc ălzite dizolv ă siliciul din rocile înconjur ătoare, îl transport ă sub form ă de bioxid de siliciu și îl
depun, în parte, la gura izvorului. Apar cruste min erale, cu trepte de opal sau calcedonie, peste care
apele izvorului formeaz ă mici cascade.

-Gheizerii sunt izvoare tâ șnitoare, fierbin ți și intermitente, cunoscu ți în parcul Yellowstone din
SUA, în insula nordic ă a Noii Zeelande și în Kamceatka. Formarea gheizerilor este pus ă pe seama
apelor vadoase, infiltrate pe fisuri pân ă la anumite adâncimi unde sunt înc ălzite pân ă la fierbere de
către c ăldura de origine vulcanic ă. Când presiunea de la baza fisurii dep ăș ește presiunea exercitat ă de
coloana de ap ă de deasupra, aceasta este expulzat ă cu mare putere c ătre suprafa ță . Apa gheizerilor
formeaz ă un precipitat de silice hidratat ă, cunoscut sub numele de gheizerit.

– Proiec țiile gazoaze sunt formate din vapori de ap ă, bioxid de carbon, oxid de carbon, azotat,
hidrogen, hidrogen sulfurat, acid clorhidric etc. Î n func ție de procentaj, ansamblul gazelor degajate pot
fi împ ărțite în: fumarole, solfatare, mofete .

-Proiec țiile solide cunoscute și sub numele de piroclastite se compun din cenu șă , scorii etc.
Cenu șa vulcanic ă reprezint ă materialul pulverulent pân ă la nisipos expulzat în atmosfer ă la în ălțimi de
sute și mii de metri. Ea este depus ă la distan țe foarte mari de locul erup ției. Piatra ponce provine din
lava incadescent ă smuls ă din craterul vulcanic și r ăcit ă în atmosfer ă. Are o porozitate foarte mare.
Scoriile (zgura) prezint ă un aspect vacuolar. Lapiliile sunt materiale mici (2 mm – 2 cm) rupte din lav ă
deja consolidat ă. Bombele vulcanice sunt buc ăți mai mari smulse din lava topit ă ce se r ăce ște în
atmosfer ă și care, din cauza rota ției helicoidale, cap ătă aspecte fusiforme.

-Curgerile de lav ă sunt topituri magmatice ajunse la suprafa ță și, dup ă compozi ția chimic ă și
mineralogic ă, pot fi: bazice (au con ținut de silice sub 50%, sunt fluide și dau în general roci bazaltice)
și acide (au con ținut de silice peste 70%, sunt vâscoase, mai u șoare și se consolideaz ă mai repede).

51
Comportarea lavei odat ă erupt ă este semnificativ afectat ă de vâscozitatea ei, adic ă de rezisten ța la
curgere. Aceasta la rândul ei este în leg ătur ă cu alc ătuirea și temperatura lavei. Lavele acide, cum sunt
acelea alc ătuite din riolit, care sunt derivate din magm ă cu mare con ținut de siliciu, sunt cele mai
vâscoase și în general erup la temperaturile cele mai joase.
Erup țiile de lav ă duc la formarea unor diverse tipuri de forme de su prafa ță , depinzând de
compozi ție, vâscozitate și con ținut de gaz. Crusta sub țire, elastic ă și lucioas ă, sub care curgerea
continu ă mult timp, pân ă la solidificarea total ă poart ă denumirea de suprafa ță dermolitic ă ( pahoehoe
în Hawai). Uneori ele cap ătă aspecte de dale de lav ă, lave cordate , acumul ări de blocuri în jurul unor
mici co șuri (pustule) , umfl ături ale crustei datorit ă degazeific ării lavei dedesubt, aa (denumire
hawaian ă pentru suprafe țele clastolitice formate din lava cu blocuri provenite din fragment area crustei)
etc. Fisurile de contrac ție ap ărute în urma r ăcirii lavei pot determina separa ții columnare cum sunt cele
din curgerile bazaltice din Islanda sau din corpuri le subvulcanice ale Detunatelor ori din Mun ții
Gurghiului.

6.2.2. Tipurile de erup ții

Erup țiile vulcanice sunt eliber ări rapide de enorme cantit ăți de energie. O erup ție violent ă tipic ă
a unui vulcan individual are o energie între 10 12 și 10 15 J. Aceasta în compara ție cu energia de 10 16 J
produs ă de o bomb ă cu hidrogen de 1000 tone. Dar erup țiile mari implic ă cantit ăți mult mai mari de
energie. De exemplu, erup ția din 1980 a Muntelui St. Helens, Washington a fos t echivalent ă cu 30 de
bombe cu hidrogen de o megaton ă, iar erup ția catastrofic ă a lui Laki din Islanda în 1783 a fost estimat ă
ca având o energie de 10 20 J (echivalentul a 10 000 de bombe cu hidrogen de o megaton ă).
Natura și specificul erup țiilor condi ționeaz ă structura edificiilor vulcanice. Erup țiile pot fi de trei
tipuri principale, fiecare asociat cu o form ă anumit ă a erup țiilor: exhalativ ă (gaz), efuziv ă (lav ă) și
exploziv ă (tephra). Toat ă activitatea vulcanic ă implic ă explozia unei anumite cantit ăți de gaz, dar
formele construc ționale se datoreaz ă erup ției de lav ă sau tephra. Cu toate acestea, gazul este crucial î n
mecanismele actuale care controleaz ă tipul de activitate eruptiv ă care are loc.
Au fost f ăcute încerc ări variate pentru a categorisi tipurile de activita te vulcanic ă pe baza naturii
materialului erupt și violen ța evenimentelor eruptive. O caracterizare analitic ă a tipurilor de vulcani
este urm ătoarea:

-islandic , caracterizeaz ă vulcanii cu erup ții lini știte de lave bazice, foarte fluide, ce se revars ă în
lungul unor fracturi ale scoar ței. Activitatea este aproape permanent ă. De și lavele acestea curg sub
form ă de toren ți ori de pânze ce înainteaz ă, uneori, zeci de kilometri, din loc în loc se form eaz ă conuri
mici ale c ăror altitudini rar dep ăș esc 100 – 150 m. Astfel, în Islanda, în urma erup ției fisurale din 1783,
pe lâng ă întinsele curgeri bazaltice, de-a lungul liniei La ki, de cca 25 km s-au format peste 100 conuri
mici de cenu șă și zgur ă. Întreaga structur ă a insulei cu grosimi însumate ale produselor bazal tice de 5 –
10 km, cu conuri aplatizate, cu numeroase dyke-uri se datore ște de fapt, pozi ției sale pe traseul riftului
atlantic.

-hawaian se caracterizeaz ă tot prin rev ărs ări bogate și lini știte de lave foarte bazice care provin
îns ă dintr-un crater central și acoper ă suprafe țe imense. In acest caz craterul are forma unei c ăld ări, cu
pere ții verticali sau în trepte și cu l ărgimi ce dep ăș esc 20-30 km (“lac de lav ă”). In jurul s ău prin
acumularea îndelungat ă de lave, ia na ștere o cupol ă masiv ă, uria șă , cu pante de 5-10ș care justific ă
numele de vulcan-scut . Interferen ța în timp și spa țiu a acestor forme poate contribui la edificarea un or
structuri vulcanice de maxim ă importan ță , cum sunt cele din Hawai. Principalul vulcan în a ctivitate
din insula Hawai este Mauna Loa, cu o în ălțime de 4162 m și cu un diametru de 400 km la nivelul
ță rmului, se continu ă și sub nivelul Ocanului Pacific (fig. 6.6). Altitudi nea sa total ă este de cca 9000 m.

52
În afar ă de vulcanii din Hawai, în acela și tip se încadreaz ă cei din lungul riftului atlantic (din insulele
Azore, Ascension, Sfânta Elena, Tristan da Cuhna et c).

-strombolian se caracterizeaz ă prin erup ții explozive, ritmice de lave bazice obi șnuite, cu multe
gaze, cu proiec ții de bombe și scorii, îns ă cu foarte pu țin ă cenu șă . Astfel, în jurul unor cratere centrale
cu dimensiuni reduse se formeaz ă ni ște conuri proeminente constituite din alternan țe de lave și p ături
de sf ărâm ături grosiere, cu înclin ări de 36 – 40 o. Reprezentativ este vulcanul Stromboli (926 m) din
insulele Lipari care, datorit ă erup țiilor sale vizibile de la mari distan țe (100-150 km), cunoscute înc ă
din antichitate, a fost supranumit “Farul Mediteran ei”. Din aceea și categorie face parte și vulcanul
Avainskaia Slopka din Kamceatka, iar Athanasiu (194 5) este de p ărere c ă astfel de erup ții au existat în
Miocen și la noi în zona Mun ților C ăliman.

-vulcanian și vezuvian prezint ă erup ții violente, înso țite sau precedate de cutremure. Din crater
se înal ță coloane de gaze și cenu șe ce cap ătă aspect umbeliform la partea superioar ă (3000 – 4000 m).
Nu lipsesc nici desc ărc ările electrice, ploile de cenu șă etc. Lavele acide, vâscoase se pot consolida pe
co ș, formând dopuri care explic ă exploziile puternice și cantit ățile mari de materiale piroclastice din
structura conurilor vulcanice. Tipic este Vulcano d in insulele Lipari. Tot aici se încadreaz ă și Vezuviu
(1279 m), care în 79 e.n. a avut una dintre cele ma i extraordinare erup ții, îngropând sub produsele sale
ora șele Pompei, Stabiae și Herculanum, – apoi Etna (Sicilia) cu un con ce at inge în ălțimea de 3340 m –
cu diametrul bazei de 45 km și un crater larg de 450 m, unii vulcani din Kamceat ka ș.a. Erup țiile și
acumul ările de lav ă, pr ăbu șirile și l ărgirile craterelor simple ale multor vulcani fac ca în locul acestor
cratere s ă apar ă niște veritabile depresiuni numite caldeire . Ele se pot forma printr-o simpl ă
manifestare ( caldeir ă monogen ă) sau prin asocierea mai multor puncte de erup ție ( caldeir ă poligen ă).
Succesiunea unor erup ții poate da na ștere la mici conuri noi, dispuse în imediata apropi ere a craterului,
formând astfel o caldeir ă inelar ă, a șa cum este cazul la Vezuviu, unde între marginea ca ldeirei (Monte
Soma) și conul nou (Monte Nuovo) s-a schi țat un culoar numit “Atrio del Cavallo”(fig. 6.7).
-peleean , se caracterizeaz ă printr-o lav ă foarte vâscoas ă, ce se înt ăre ște pe co ș, fiind împins ă spre
suprafa ță de presiunea gazelor, pân ă ce apare sub forma unui dom sau ac vulcanic . Presiunea gazelor
acumulate determin ă explozii violente, cu proiec ții laterale de nori arz ători. Curgerile de lav ă sunt
foarte reduse. O astfel de erup ție a fost înregistrat ă în insula Martinica la vulcanul Mont Pelée (1597
m) în 1902; semnele prevestitoare au început în 189 9 prin emana ții însemnate de fumarole. Câteva zile
înainte de erup ție au avut loc cutremure puternice care au rupt cab lurile telefonice submarine. A urmat
ridicarea unui “ac vulcanic” înalt de 476 m și cu grosime de 100 m. În masa acestui stâlp enorm au
ap ărut apoi cr ăpături laterale prin care au fost evacuate gaze și vapori de ap ă supraînc ălzi ți (+700 oC),
înc ărca ți cu cenu șă . Din cauza densit ății mari, aceste produse s-au rostogolit pe versan ți sub forma unor
avalan șe (“nori arz ători”) cu o vitez ă de peste 100 km/h, distrugând total ora șul St. Pie, cu întreaga sa
popula ție de 30 000 locuitori. Din cauza vâscozit ății mari, suprafa ța lavei se solidific ă imediat,
formând o crust ă ce obtureaz ă punctul de erup ție. Erup ții de acest tip au dat na ștere unor domuri
vulcanice din Masivul Central Francez (Puy de Dome) , iar mai recent s-au produs în Guatemala,
Kamceatka, în Noile Hebride (Pacific).
– krakatauan se caracterizeaz ă prin lav ă foarte vâscoas ă, acid ă și bogat ă în gaze. Aceasta se
înt ăre ște înainte de a ajunge la gura co șului, determinând explozii puternice care, uneori, arunc ă în aer
o mare parte a conului vulcanic sau chiar întregul edificiu. Are ca reprezentant principal vulcanul
Krakatau localizat între Java și Sumatra a c ărei erup ție în 1883 s-a resim țit pe tot globul. Particulele
fine de cenu șă și praf au fost ridicate pân ă la 70 km și au înconjurat P ământul, iar în locul insulei, cu o
în ălțime de 800 m s-a format o groap ă enorm ă cu adâncimi de 360 m sub nivelul m ării. Cea mai mare
parte din insul ă a fost aruncat ă în aer. Zgomotul produs de explozie s-a auzit la 3 400 km distan ță .
Caracteristici asem ănătoare au și vulcanii Tambora (Arh. Sundelor), Katamai (Alaska ), Taravera (Noua
Zeeland ă) etc.

123

Fig. 6.7. Caldeira inelar ă a vulcanului Vezuviu.

– vulcanii de tip maare se manifest ă prin explozii scurte, provocate de decomprimarea g azelor
provenite din topituri magmatice și acumulate în p ărțile superioare ale scoar ței. Proiec țiile constituite
exclusiv din sf ărâm ături, f ără lav ă și cenu șă , contribuie la formarea unor diatreme (canale de
str ăpungere umplute cu sf ărâm ături) și a unor cratere sub form ă de pâlnii, ocupate ulterior de lacuri,
fără conuri vulcanice . De și istoria consemneaz ă pu ține erup ții de acest fel (ex. Sirane în Japonia, 1882;
Nilahue, Chile, 1955), forme mai vechi de maare sun t cele din zona Eifel (Germania) de unde provine
și numele lor – , în Platoul Central Francez, nordul Angliei, Mexic, Africa de Sud.

– erup ții submarine sunt prezente în lungul marilor rifturi și a altor fracturi importante ale
scoar ței. Se caracterizeaz ă prin lave bazice și ultrabazice ce genereaz ă importante curgeri submarine cu
proeminen țe rotunjite, cu separa ții columnare hexagonale. De și erup țiile care au loc la adâncimi mai
mari de 200 m nu se reflect ă la suprafa ța oceanului, ele creeaz ă o morfologie impun ătoare. Acumularea
îndelungat ă și consolidarea lavelor bazaltice conduc la apari ția unor proeminen țe cu în ălțimi de mii de
metri și a lan țurilor vulcanice impresioante, corespunz ătoare dorsalelor mediane ce str ăbat oceanele.
Unele aparate submerse au partea superioar ă retezat ă (nivelat ă) de dinamica apelor, prezentându-se sub
forma unor platouri și conuri tip guyot, altele dep ăș esc suprafa ța oceanului, constituind insule și
arhipelaguri vulcanice. Formarea acestora este în p lin ă evolu ție, fapt demonstrat, între altele, și de
unele insule vulcanice ap ărute recent în Arhipelagul Azore (1956 – 1957), în lungul coastelor Japoniei
(1973) etc.

6.3. Relieful vulcanic

6.3.1. Aparatul vulcanic

Materialele expulzate prin erup ții se depun în jurul punctului de emisie, constitui nd un aparat
vulcanic, alc ătuit din urm ătoarele elemente: co ș, crater și con (fig. 6.8). Co șul vulcanic reprezint ă
orificiul de evacuare a materialelor expulzate. Craterul reprezint ă prelungirea extern ă, l ărgit ă a co șului.
Conul vulcanic este edificiul propriu-zis, privit mai ales sub as pectul s ău exterior. Reprezint ă o form ă
de acumulare a c ărei morfologie depinde ini țial de tipul activit ății vulcanice, iar apoi de evolu ția
subaerian ă a eroziunii. Vulcanii sunt variabili în morfologie și de aceea dificil de a fi clasifica ți în mod
satisf ăcător. Dimensiunea este un criteriu important de clas ificare, deoarece cantit ăți mai mari de lav ă

124

sau tephra nu produc forme vulcanice similare, dar produc dimensiuni mai mari. Astfel, se poate spune
că vulcanii au capacitate morfologic ă ce reprezint ă dimensiunea maxim ă atins ă de un anumit tip de
erup ție. De exemplu, conurile de cenu șă care sunt compuse în întregime din tephra sunt str uctural prea
friabile pentru a atinge dimensiuni mari. În consec in ță , to ți vulcanii mari sunt alc ătui ți din lav ă, sau
amestec de lav ă și tephra. Aceast ă no țiune a capacit ății morfologice este definit ă în tabelul 6.2 și fig.
6.9 în care principalele tipuri de morfologii vulca nice sunt clasificate și ilustrate.

Fig. 6.8. Elementele componente ale unui vulcan tipic cu rez ervor de magma, cos, con si crater, dyke (D), con
lateral (L), curgere de lava (F), con de cenusa îng ropat ( C ), sill (S) (Chorley et al., 1985).

6.3.2. Modelarea extern ă a aparatelor vulcanice

O dat ă cu stingerea vulcanului, procesele de eroziune dev in predominante, ele fiind dirijate de
sistemul pantelor caracteristice vulcanilor (conver gente și divergente) și de structura lor ini țial ă.
Primele cursuri de ap ă se instaleaz ă pe șan țurile ini țiale generate de c ătre lahare (toren ții de noroi
vulcanic) și avalan șele uscate. Apare o re țea hidrografic ă radiar ă divergent ă pe con și alta radiar ă
convergent ă pe crater (fig. 6.10, 6.11). La baza conului, râur ile sunt colecate de o re țea inelar ă, iar în
crater se formeaz ă lacul de crater. V ăile adânci care fragmenteaz ă radiar conul se numesc barrancos
(denumire folosit ă în insulele Azore). Interfluviile de form ă triunghiular ă care urc ă în pant ă crescând ă
către vârful conului sunt numite planeze . In partea superioar ă, dup ă o evolu ție îndelungat ă ele se
transform ă în creste. Prin eroziune regresiv ă, barrancosurile p ătrund în interiorul craterului și dreneaz ă
lacul. Dirijarea re țelei convergente din interiorul craterului c ătre un nivel de baz ă exterior, coborât,
intensific ă eroziunea, fapt care duce la l ărgirea craterului și la transformarea lui într-o caldeir ă de
eroziune.

125

Fig. 6.11. Vedere spre vest a vulcanului Fuji, prezentând un sistem de toren ți ( din Virtual Geomorphology,
Netscape ).

Accentuarea general ă a eroziunii duce la îndep ărtarea rapid ă a rocilor mai moi. Rezist ă pân ă la
urm ă numai co șurile și filoanele vulcanice, formate din lav ă dur ă, care sunt puse în eviden ță prin
eroziunea diferen țial ă. Astfel, vechile forme negative (co șuri, cr ăpături) se transform ă în pozitive; se
produc inversiuni de relief , materializate prin: neck-uri, dyke-uri și sill-uri.

Fig. 6.11. A. Re țea hidrografic ă pe un con vulcanic; B. Fragmentarea unui con vulcanic prin barrancosuri și
planeze (Posea et al., 1976).

Fig. 6.12. Shiprock, New Mexico, un
neck vulcanic (Scott, 1992).

Neck -ul este un stâlp de roc ă dur ă (lav ă sau piroclastite cimentate), ce corespunde unei in truziuni
de lav ă consolidat ă într-un co ș vulcanic sau pe o fisur ă cu o sec țiune relativ rotund ă (fig. 6.12).
Dyke -ul este un perete sau un zid impun ător ce provine din injectarea lavelor pe o sp ărtur ă
longitudinal ă a conului.

126

Sill -ul provine prin dezvelirea lavelor injectate pe pl anurile de stratifica ție ale conului. El apare
sub forma unor pere ți circulari, care închid o depresiune inelar ă, un crater fals, rezultat în urma
degrad ării rocilor mai pu țin rezistente.
Sec ționarea capetelor filoanelor-strat d ă na ștere la cueste ( de exemplu, în masivul Heniu, în
Călimani). Acestea sunt completate de numeroase forme reziduale cu aspect de coloane, stâlpi,
piramide, ciuperci ș.a. (de exemplu, cei Doisprezece Apostoli din Mun ții C ălimani).
Platourile primare sau derivate de lav ă bazic ă sunt și ele modelate intens, în raport de condi țiile
climatice în care se g ăsesc. Alterarea și dezagregarea din regiunile aride creaz ă întinse câmpuri de
blocuri, iar eroziunea fluvial ă din zonele umede sap ă v ăi cu aspect de canion și adesea cu caracter
epigenetic. Sec ționarea unor p ături sub țiri de lav ă și deschiderea unor forma țiuni subiacente mai
friabile, favorizeaz ă o retragere mai accentuat ă a versan ților încât din platoruile întinse mai r ămân doar
sectoare izolate, bine conturate, cunoscute sub num ele de mesas.

6.3.3. Evolu ția general ă a reliefului vulcanic

Modelarea subaerian ă a reliefului creat de activitatea vulcanic ă, ca și toate celelalte procese și
forme de relief, poart ă și ele pecetea factorului timp (fig. 6.13). În aceas t ă ordine de idei se poate
considera c ă și relieful vulcanic are un ciclu de modelare descen dent ă.

Astfel , faza de tinere țe a acestuia se
caracterizează printr-o bun ă conservare a
morfologiei constructive: conuri proeminente și
cratere ne știrbite, adesea cu lacuri, cum este
Ciumatu Mare (1294 m) cu Lacul Sf. Ana, la
care se adaug ă numeroase barrancos-uri.
Faza de maturitate este definit ă de cratere
par țial distruse și transformate în bazine de
recep ție ale unor artere hidrografice și prin
planeze, mai dezvoltate c ătre baza conurilor
vulcanice, continuate de culmi relativ înguste
spre partea superioar ă. A șa este cazul
Masivului C ălimani al c ărui crater, mult l ărgit
prin procese denudative, este ocupat de bazinul
superior al râului Neagra Șarului, apoi, al
Mun ților Gurghiului cu mai multe cratere
știrbite, ca cel de lâng ă vârful Saca (1776 m)
drenat de pârâul Secuiului, precum și al
Mun ților Harghita.

Fig. 6.13. Patru stadii în eroziunea unui
stratovulcanic: vulcan intact; stadiul de planeze,
vulcan rezidual, resturi vulcanice cu neck-uri
vulcanice și dyke-uri (Ollier, 1969).
Faza de b ătrâne țe este reprezentat ă prin distrugerea accentuat ă a conurilor vulcanice și apari ția
unor inversiuni de relief de tipul neck-urilor și dyke-urilor, ori al unor mici platouri de tip sil ls cum
sunt cele din cuprinsul mun ților Oa ș, Gutâi, Țible ș, Bârg ău sau Detunatele din Mun ții Apuseni etc. În
felul acesta se poate ajunge la distrugerea total ă a aparatelor vulcanice, în urma c ărora poate r ămâne
doar o re țea hidrografic ă radiar-divergent ă, colectat ă adesea de râurile care au marcat periferia fostelo r
conuri.

48

6.4. Răspândirea vulcanilor pe glob

Este condi ționat ă de procesele care au loc în zonele de expansiune și în cele de subduc ție de la
marginea pl ăcilor principale ale scoar ței terestre ori de prezen ța unor puncte fierbin ți (hot-spots) din
diferite regiuni ale globului Vulcanismul din lungul dorsalelor medio-oceanice este generat de
magmele bazaltice din mantaua superioar ă, antrenate spre suprafa ță de curen ții subcrustali de
convec ție. În aceast ă categorie se înscriu vulcanii din insula Jan Mayen (cel mai nordic din lume) situat
in Groenlanda, apoi Islanda cu cca 100 vulcani, arh ipelagul Azore (cel mai important Pico Alto, 2600
m), insula Ascension, Sf. Elena (vulcanul Diana Pea k al c ărui con se ridic ă de la 4000 m adâncime, în
afar ă fiind de 853 m); Tristan da Cuhna, s.a.
In lungul zonelor de acre ție din Oceanul Indian sunt mai pu țin vulcani, deoarece mare parte a
acestor dorsale nu au rifturi. In schimb sunt numer o și vulcani în lungul marelui rift est-african, pe o
lungime de 6500 km. Reprezentativ este Kilimandjaro , 5895 m cu trei conuri concentrice – Kenya,
5199 m, Maru, 4567 m, Elgon, 4322 m.

Vulcanismul zonelor de subduc ție are cea mai larg ă r ăspândire pe glob, concentrând cca 350
vulcani activi (62%) dintre care 2/3 formeaz ă “cercul de foc al Pacificului”. Vulcanii se alinia z ă atât pe
marginea continentelor, cât și în arcurile insulare, au erup ții de lave andezitice și dacitice, cenu șe, gaze,
piroclastite, uneori foarte violente asociate cu ma re seismicitate. Astfel, în lungul ță rmurilor estice ale
Asiei vulcanismul foarte activ este prezent începân d din pen. Kamceatka cu peste 40 vulcani
importan ți, c ărora li se asociaz ă peste 100 de gheizere și izvoare fierbin ți. Reprezentativ este vulcanul
Kliucev (4750 m). Mai spre sud în insulele Kurile s unt vreo 50 de vulcani activi, apoi în Japonia unde
sunt peste 30 vulcani cu activitate actual ă și peste 40 cu activitate recent ă. Exemplu este vulcanul
andezitic Bandai – san (1819) care a erupt violent în 1888 dup ă o lini ște de 1000 ani; muntele sfânt
Fujiyama (3776 m) și Aso-san (1592 m) cu o caldeir ă a c ărei circumferin ță are 114 km. Vulcanismul se
continu ă în insula Taiwan, insulele Filipine, nordul Austra liei; se continu ă în insulele indoneziene cu
binecunoscu ții vulcani Tambora, 2851 m (Insula Sumbawa), Agung, 3142 m (Insula Bali), Insula
Djava cu 100 de vulcani, din care 30 activi, Kraka tau cu cea mai puternic ă erup ție din timpurile
istorice.
In nordul Oceanului Pacific, arcul de foc se contin u ă spre est în ins. Aleutine. Vulcanismul, apoi,
este o caracteristic ă esen țial ă a Mun ților Cordilieri și Anzi din lungul ță rmurilor vestice ale Americii.
Intre cei mai cunoscu ți sunt vulcanii din Alaska (Wranghel, 4268 m), în p artea central-vestic ă a
Americii de Nord, în lungul Mun ților Cascadelor se aliniaz ă cca 15 vulcani activi; în Mexic și America
Central ă, în vecin ătatea ță rmului oceanic se concentreaz ă cca 100 de vulcani de mari dimensiuni, din
care 40 în plin ă activitate, cu aparate de tip stratovulcanic. Astf el, în Mexic se g ăse ște Popocateptl,
5452 m, Pico de Orizaba, 5747 m, Ixtacci Kuat, 5326 m. Un caz aparte este Paricutin (2771 m) cu o
dezvoltare spectaculoas ă – a ap ărut în 1945 într-un lan de porumb, îngropând trepta t sub cenu șe, lave și
piroclastice mii de hectare, conul în ălțându-se în primul an cu 450 m.
În America de Sud se g ăsesc cei mai mul ți vulcani cu în ățimi de 5000 – 6000 m: Chimborazo,
6272 m în Ecuador, Acongagua, 6959 m – cel mai înal t vârf vulcanic din lume, în Chile.
O alt ă zon ă de subduc ție înso țit ă de fose oceanice adânci și totodat ă de vulcanism se afl ă în
partea central-vestic ă a Atlanticului, respectiv, în arcurile insulare al e Antilelor ce închid Marea
Caraibilor.
Un loc apartea îl ocup ă provincia vulcanic ă din Europa Meridional ă și Asia de sud vest, deosebit
de complicat ă din punct de vedere al structurii litosferei. Aici se g ăsesc vulcanii Vezuviu (1279 m),

49

Etna (3340 m), Stromboli și Vulcano. Spre est se g ăsesc vulcanii stin și Ararat (5165 m) în Podi șul
Anatoliei, Elbrus (5633 m) în Caucaz.
Tot unor procese de paleosubduc ție se datore ște și formarea lan țului vulcanic ce se desf ăș oar ă pe
cca 300 km în partea vestic ă a Carpa ților Orientali.

6.5. Procese și forme pseudovulcanice

In natur ă se întâlnesc unele fenomene sau forme de relief si milare celor vulcanice, dar care sunt
provocate de alte cauze. In aceast ă categorie se includ craterele meteorice și vulcanii noroio și. Întrucât
asupra craterelor meteorice am dicutat la capitolul de geomorfologie planetar ă, vom aduce în discu ție
doar problema vulcanilor noroio și. Ace știa se formeaz ă în regiunile cu emana ții de gaze proprii
activit ăților postvulcanice, care, în drumul lor spre supraf a ță întâlnesc strate acvifere și roci argiloase.
Uneori este vorba de gaze provenite din descompuner ea unor substan țe organice (metan) a șa cum este
cazul în unele lunci și zone ml ăș tinoase.
Sub influen ța gazelor și a apelor
ascensionale, argilele și marnele de la suprafa ță ,
bogate în s ăruri solubile se transform ă într-o
past ă noroioas ă. Acolo unde aceasta ajunge la
nivelul solului se formeaz ă un mic “ochi glodos”
din care se degaj ă ap ă mâloas ă și bule de gaz. Cu
timpul, noroiul se depune în jurul ochiului
formând un mic con. Astfel de situa ții se
întâlnesc în Italia, în Crimeea, Islanda, America
Central ă.
La noi în țar ă cei mai reprezentativi
vulcani noroio și sunt în regiunea subcarpatic ă a
Buz ăului, la Pâclele Mari și Pâclele Mici, unde
au în ălțimi între 0.5 și 2,5 m.

Fig. 6.16. Vulcanii noroio și de la Pâclele
Mari, Buz ău (colec ția www.Dumitrescu.com , 1999)

6.6. Mi șcările seismice

Reprezint ă o alt ă categorie de fenomene naturale legate de desc ărc ările de energie intrateluric ă și
de contactele tectonice dintre diferite pl ăci și micropl ăci. În consecin ță , ele se asociaz ă adesea cu
manifest ările vulcanice sau pseaudovulcanice.
Dintre consecin țele geomorfologice ale seismelor men țion ăm apari ția unor cr ăpături și denivel ări
ale scoar ței, deschiderea sau reactivarea unor falii, declan șarea unor mari deplas ări de teren etc.
Literatura dre specialitate este foarte bogat ă în exemple. Astfel, cutremurul din California (190 6), cu o

50
magnitudine de 7,9 pe scara Richter a dat na ștere la numeroase disloca ții paralele cu linia de fractur ă
San Andreas, care s-au întins pe cca 300 km. Deplas ările orizontale din unele sectoare au fost de 4 – 6
m, iar cr ăpăturile din jurul ora șului San Francisco au atins l ărgimi pân ă la 20 m. Un alt cutremur, din
Pamir (1911) a produs surparea unui munte, cu o dis locare de cca 2,5 miliarde m.c. materiale stâncoase
ce au acoperit un sat și au barat valea unui râu. În câ țiva ani în spatele acestui baraj natural s-a format
un lac lung de 53 km și adânc de 284 m. Pe ță rmurile Japoniei, în zona Golfului Sagami de la sud de
Yokohama, un cutremur din 1923 a produs ridic ări și coborâri de 250 – 300 m fa ță de situa ția
anterioar ă, f ără a mai vorbi de piederile de vie ți omene ști și de bunuri materiale. De asemenea,
cutremurele violente din ultimile decenii, cum au f ost cele din Alaska (1964), Chile (1965), Peru
(1970), Nicaragua (1972), Guatemala (1976), Turcia (1999) au provocat importante deplas ări
orizontale și mari alunec ări de teren.
Și la noi în țar ă cutremurele de amploarea celor din 10 XI 1940 ori din 4 III 1977, pe lâng ă alte
urm ări catastrofale, au provocat multe cr ăpături ale solului, alunec ări, reactiv ări ale unor deluvii mai
vechi și alte modific ări ale versan ților și albiilor de râu din zona subcarpatic ă, între care și cele de la
Zăbala și Dumitre ști (Vrancea), Albe ști-Bădila (Buz ău), Slon (Prahova) ș.a. Uneori seismele provoac ă
doar deranjamente structurale ori modific ări ale drenajului subteran al apei, ale condi țiilor de stabilitate
etc., care contribuie la declan șarea unor procese geomorfologice ulterioare. A șa, de exemplu, seismul
din 4 martie 1977 a provocat c ăderi de pietre, rostogoliri, alunec ări întârziate în bazinele v ăilor
Lupului, Purc ărea ța, deplas ări în mas ă și reactiv ări de vulcani noroio și în bazinul râului Turburea ori în
apropierea satului Ursoaia – toate în Subcarpa ții Buz ăului (B ălteanu, 1983).

Bibliografie selectiv ă

BĂCĂUANU, V. (1989), Geomorfologie , Editura Universit ății “Al. I. Cuza” Ia și.
CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985), Geomorphology , Methuen, London.
OLLIER, C.D. (1969), Volcanoes , Canberra, Australian National Univ. Press.
NAUM, T., GRIGORE, M. (1974), Geomorfologie, Ed. Did. Ped., Bucure ști.
POSEA, G., GRIGORE, M., POPESCU, N., IELENICZ, M., Geomorfologie , Ed. Didactic ă și
pedagogic ă, Bucure ști.
RĂDULESCU, D. (1976), Vulcanii ast ăzi și în trecutul geologic , Editura tehnic ă, Bucure ști.
RITTMAN, A. (1962), Volcanoes and their activity , New York, Wiley.
SCOTT, R. (1993), Physical Geography , West Publishing Co., New York.
SHORT, N.M., BLAIR, R.W. (editori) (1986), Geomorphology from Space , NASA SP-486,
Washington.
STRAHLER, A.H., STRAHLER, A.N. (1992), Modern Physical Geography , New York, Wiley.
*** Fuji Volcano , in Virtual Geomorphology, Netscape.