Relieful glaciar și periglaciar. Forme de valorificare turistica

Relieful glaciar i periglaciar Forme de valorificare turistica

1. Relieful glaciar

Criosfera i limita zapezilor perene

Criosfera sau inveli ul rece ( umski, 1947) reprezinta aproximativ 10 % din suprafa a Terrei, respectiv se suprapune acelor teritorii unde temperatura anuala a aerului se men ine in jurul valorii de 0 C. Procesele care se desfa oara in cadrul criosferei au ca agent dominant apa in stare solida , respectiv zapada, ghea a sau ghe arul. Arealul din criosfera dominat de acumularea, formarea i persisten a ghe ii apar ine domeniului glaciar, iar cel in care procesele de modelare sunt cele asociate inghe ului, fara acumularea consistenta a zapezii , apar in domeniului periglaciar.

Limita zapezilor perene separa domeniul eroziunii normale (eroziunii fluviale) i

abraziunii marine, de cel al modelarii glaciare. Indiferent de latitudine, exista posibilitatea

formarii fulgilor de zapada, insa altitudinea de acumulare a acestora difera de la o zona la alta,

in func ie de temperatura maselor de aer , temperatura la nivelul solului, cantitatea de precipita ii

cazute, expozi ia suprafe ei, etc.

La latitudinile temperate acumularea zapezii se realizeaza sezonier, la altitudini de 3100 m, iar

la latitudinile polare i subpolare zapada se acumuleaza permanent, la altitudini joase, incepand

de la 0 m, in timp ce la latitudinile ecuatoriale i tropicale zapada se acumuleaza doar la altitudini

de peste 5000 m ( in Puna de Atacama limita zapezilor perene se afla la 6 300 m, in Kilimanjaro,

la peste 5 000 m).

Pozi ia limitei zapezilor perene este mai coborata la nivelul bazinelor oceanice i mai inalta in

domeniul continental pentru aceia i latitudine. Transformarea zapezii in firn i apoi in ghea a se

realizeaza mai sus de limita zapezilor perene, in timp ce topirea ghe ii se realizeaza sub aceasta

limita, prin abla ie (topire, evaporare, distrugere mecanica)

1.2. Ghe arii i morfologia glaciara

1.2.1. Formarea ghe arilor

Formarea ghe arilor este condi ionata de existen a unor cantita i suficiente de precipita ii solide i de men inerea unor temperaturi medii coborate, situate in jurul valorii de 0 -2C. Valorile negative ale temperaturii contribuie la men inerea aproape permanenta a apei in stare solida sub forma de zapada, firn (névé) i ghea a.

Procesul complex de diageneza asigura (prin mecanisme fizice, chimice, transformari structurale i de textura) trecerea zapezii in firn i apoi in ghea a de ghe ar.

Diageneza zapezii prezinta trasaturi specifice in concordan a cu mediul climatic in care se produce.

Zonele polare, pe fondul temperaturilor negative i zapezilor uscate, asigura transformarea zapezii in firn i ghea a intr-un ritm lent , ce insumeaza cicluri de ca iva zeci de ani.

In regiunile subpolare apar perioade scurte de incalzire, iar in etajele alpine ale zonelor temperate i tropicale, in sezonul cald se produc incalziri puternice, la care se adauga i varia ii termice diurne.

Perioadele de incalzire determina topirea par iala a zapezii, iar apa rezultata reinghea a, pe masura ce se infiltreaza in adancime.

In procesul de reinghe se degaja o anumita cantitate de caldura care va contribui la ridicarea temperaturii pana aproape de punctul de topire, favorizand astfel, formarea unei zapezi foarte umede, care evolueaza repede in firn i ghea a.

1.2.2. Deplasarea ghe arilor i mecanismele modelarii glaciare

Prima explica ie tiin ifica cu privire la deplasarea ghe arilor apar ine lui Forbes (1843), care a aratat ca raspunsul ghe ii la efort sau stress (rezultanta a for elor care ac ioneaza intr-un anumit punct al unui corp, la o solicitare exterioara) este mult mai evident decat la alte substan e plastice (sarea).

Deplasarea ghe arilor este datorata proceselor de deformare interna (internal deformation), alunecari bazale (basal sliding) i deformarea patului (bed deformation) format din roci neconsolidate. Procesele de deformare interna au rol primordial in producerea deplasarii, deoarece in orice punct din interiorul ghe arului poate aparea un stress ca rezultat al grosimii stratului de ghea a. Stress-ul sau efortul poate fi partajat in doua componente: presiunea hidrostatica i tensiunea de forfecare.

Presiunea hidrostatica este raportata la grosimea stratului de ghea a i ac ioneaza egal in toate direc iile, in timp ce tensiunea de forfecare este raportata atat la grosimea masei de ghea a cat i la panta suprafe ei ghe arului.

Din momentul in care stratul de ghea a depa e te grosimea critica, condi ionat de panta i indicele de plasticitate, incepe deplasarea ghe arului. Viteza de curgere este propor ionala cu grosimea ghe arului i panta sau geodeclivitatea patului de curgere. Pe o panta de numai un grad se poate produce deplasarea ghe arului cu condi ia existen ei unei mase de ghea a cu o grosime de 60-65 m, in timp ce pentru o panta de 45 de grade este suficienta prezen a unei mase de ghea a cu grosimea de 1,5 - 2 m.

Curgerea ghe arilor este inegala chiar in cadrul aceluia i sistem glaciar. Viteza de curgere este franata de rugozitatea fundului vaii glaciare i versan ilor, rezisten a maselor de aer.

Diferen ieri in curgerea ghe arilor se inregistreaza la nivel regional. Ghe arii din Alpi au o viteza medie de curgere de 0,14 m/zi, cei din Himalaia de 2-4 m/zi, iar cei de pe coastele vestice ale Groelandei ating viteze de 10-40 m/zi.

Mecanismele modelarii glaciare sunt subordonate activita ilor de eroziune, transport i acumulare efectuate de ghe ari in timpul deplasarii sau curgerii.

Modelarea glaciara implica procese de dizolvare, presare, izostazie i aduce cu sine modificari puternice reliefului preexistent. Mecanismul modelarii glaciare comporta ac iuni specifice:

eroziunea glaciara este direct propor ionala cu grosimea ghe arului i invers propor ionala cu panta;

eroziunea glaciara se exercita atat in lateral cat i in adancime, prin subsapare sau exhara ie rezultanta fiind un profil de vale cu rupturi de panta i segmente de echilibru; trecerea ghe arului peste praguri, contrapante, accentueaza eroziunea i masa de ghea a se fisureaza i apar crevasele;

prin greutatea i presiunea pe care o exercita, ghe arul poate eroda i sub nivelul de baza;

eroziunea glaciara se manifesta areal in circul glaciar prin procese de inghe -dezghe , iar in sec iunea limbilor glaciare eroziunea se manifesta prin mecanisme de smulgere, tarare, striere, ce duc la sculptarea vailor glaciare. Sectorul de abla ie glaciara , inferior, este sectorul de acumulare sau de depozitare a materialelor transportate i de formare a morenelor frontale.

1.2.3. Tipuri de ghe ari i tipologia reliefului glaciar

1.2.3.1 Tipuri de ghe ari

Ahlmann propune o clasificare a ghe arilor avand la baza trei criterii morfologic, dinamic, termic.

Criteriul morfologic ia in considerare condi iile fizico-geografice in care se dezvolta ghe arul i dimensiunile acestuia. In baza acestui criteriu se pot diferen ia doua tipuri principale de ghe ari: ghe ari de vale i calotele glaciare.

Flint (1971) clasifica ghe arii in trei tipuri de baza (ghe ari de circ, ghe ari de vale, calote glaciare) i doua tipuri intermediare (ghe ari de piemont i calote montane).

UNESCO , clasificare detaliata in raport cu scopul investiga iilor: calote glaciare, campuri glaciare, cupole glaciare, ghe ari de evacuare sau limbi de ghea a, ghe ari de vale, ghe ari de circ.

Dinamica pleistocena i holocena a ghe arilor continentali impune o abordare regionala: ghe ari continentali sau calote glaciare i ghe ati montani (de circ, de vale, de piemont, de platou).

Ghe arii continentali i relieful creat

Ghe arii continentali sau de calota aliniaza patru tipuri reprezentative: tipul antarctic, tipul groelandez, tipul islandez, tipul spitzbergen.

Tipul antarctic prezinta o grosime medie a ghe ii de 200-300 m i o grosime maxima de 4 200 m, un volum de 24 000 000 - 28 000 000 Kmp, ceea ce reprezinta 90 % din volumul total al ghe ii existente pe Terra. Acest volum echivaleaza cantitatea totala de precipita ii cazuta pe Terra in 60 de ani.

Tipul groelandez prezinta o grosime a ghe ii cuprinsa intre 800 m in sud i 3200 m in nord. Privit in ansamblu inlandsis-ul groelandez are forma unei lentile biconvexe , cu un volum total de 2 700 Km3.

Tipul islandez este propriu insulei cu acela i nume, Islanda, unde ghe arii au forma elipsoidala, impra tia i in spa iul insular, iar inal imile nu depa esc 2 000 m. Limita zapezilor perene se situeaza intre 500-700 m pe flancurile nordice ale insulei i 900 m pe flancurile sudice. Aspectul dispersat al ghe arilor islandezi este condi ionat de gruparea lor in jurul vulcanilor activi sau in ariile cu manifestari postvulcanice.

Tipul spitzbergen este prezent in arhipeleagul nordic cu acela i nume. Ghe arii de calota jonc ioneaza cu cei montani de tip alpin, iar prezen a fiordurilor adanci confirma specificitatea reliefului creat de acest tip de ghe ari continentali.

Formele de relief modelate predominant prin eroziune de ghe arii de calota sunt fjeld-urile sau campiile inalte ori podi urile modelate pe un substrat rezistent, i nunatak-urile reprezentand martori structurali i de eroziune selectiva din spa iul fjeld-urilor.

Formele de relief rezultate din acumularea glaciara sunt grupate in jurul a doua tipuri de morene, morena de fund i morena frontala. Asociate morenei de fund sunt formele de relief : campiile de till , drumlinul, oeser, kames-ul, esker-ul, iar morenei frontale ii sunt proprii colinele morenice cu depresiunile mla tinoase de tip pradoline sau urstromstaler i blocurile eratice.

1.2.3.2. Ghe arii montani i relieful glaciar montan

Fazele tectonice desfasurate in pliocen si la inceputul cuaternarului, precum si racirea climei au determinat instalarea zapezilor perene si aparitia ghetarilor, astfel ca sistemul de modelare pluviofluvial din pliocen de pe cele mai mari inaltimi ale Alpilor,Carpatilor, Caucazului, Hymalaiei, Stanco ilor, Anzilor, etc., a fost treptat inlocuit cu sistemele de modelare glaciar si glacionival.

Ghe arii montani ocupa 0,6 % din suprafa a globului, au dimensiuni reduse i o dinamica extrem de activa in compara ie cu ghe arii de calota.

Grosimea ghetarilor a variat din loc in loc, in functie de neregularitatile terenului. Trebuie insa mentionat ca eroziunea glaciara nu a reusit sa stearga total si pretutindeni unele trasaturi morfostructurale ale reliefului preglaciar. Acest lucru este demonstrat de asimetria circurilor a vailor glaciare subsecvente, situatie des intalnita in regiunile in care formatiunile sedimentare se asociaza celor cristaline (Tarcu, Bucegi, Paring), dar si in cazul unor formatiuni cristaline, cu inclinari destul de mari (M-tii Fagaras, Iezer).

In morfologia reliefului glaciar se impun forme specifice eroziunii glaciare (exharatie) si forme de acumulare.

Circurile glaciare si vaile glaciare sunt formele de eroziune cele mai caracteristice si mai evidente, aspect consemnat si in toponimia romaneasca, prin termenii populari de caldari, gauri, groape, scoabe, hartoape, catunuri, zanoage.

Forma de relief in care se localizeaza ghe arii montani separa in morfologia glaciara ghe ari de vale (alpini, hymalaian, scandinav, alaskian), ghe ari de circ (pirenian, turkestan),de podi ,de crater.

Conformatia, pozitia si dimensiunile circurilor variaza in functie de relieful preglaciar si de conditiile de acumulare a zapezilor in pleistocen.

Se disting astfel circurile simple, dispuse in mod frecvent pe marginea suprafetelor de nivelare in care sunt sculptate. Aspectul lor de nisa este dat de abrupturi semicirculare si de fundul rotunjit, in care se remarca uneori una sau doua trepte abia schitate.

Circurile complexe (conjugate sau lobate) pun in evidenta un grad mai avansat de modelare glaciara si apar cu preponderenta in masivele de peste 2300 m altitudine (Retezat, Paring, Fagaras). Sunt mai largi si mai adanci si au un contur festonat (ex.: circurile Bucura, Gauri si Rosiile din Paring, etc.).

Vaile glaciare

Vaile glaciare se intalnesc in prelungirea circurilor si se impun in relief prin dimensiuni, fiind consecinta unor ghetari puternici, rezultati din unirea ghetarilor de circ, au lungimi de 3-5 km sau chiar 6-8 km (Retezat, Fagaras).

Vaile glaciare se remarca prin ulucuri cu profil "U", bine conturate de unul sau chiar doua nivele de umeri glaciari. In profil longitudinal prezinta rupturi de panta, uneori de natura litologica si structurala. Sectorul inferior al acestor vai este marcat de praguri si morene relativ bine conservate, la altitudinea de 1500-1350 m.

Forme de acumulare glaciara. Morenele

Materialele rezultate in urma eroziunii din circ sau din vaile glaciare, morenele, pot ramane pe loc sau pot fi transporate in lungul vailor glaciare.

Asocierea morenelor cu starea dinamica a ghe arului, le diferen iaza in morene mobile i morene fixe.

Morenele mobile se formeaza prin deplasarea materialelor simultan cu deplasarea ghe arului morenele de suprafa a, morenele laterale, morene mediane, morene interne, morene de fund)

Morenele fixe iau na tere in procesul de topire a ghe arilor, pe linia sa frontala, din depozitele antrenate de limba ghe arului in deplasare.

Morena frontala are forma unui rambleu, cu convexitatea spre aval, iar lateral poate sa se racordeze la morenele laterale, formand lobi morenici.

Cursul 11. Relieful periglaciar

11.1 No iunea de periglaciar - defini ie, con inut, accep iuni

Termenul de periglaciar - propus de geologul polonez Walery Lozinsky (1909) pentru a desemna mediul din vecinatatea ghe arilor pleistoceni din Carpa i, in care au loc transformarile rocilor.

Azi con inutul este mai complex, periglaciarul define te domeniul inghe ului ve nic, a carui limita inferioara este marcata de izoterma de + 3 C ( limita la care se produc solifluxiunile), iar cea superioara este limita zapezilor perene.

No iunea de periglaciar - introdusa pentru a indica pozi ional arealul de la periferia calotei glaciare pleistocene, dominat de procesele de inghe - dezghe , procesele solifluxionale a fost ulterior extins i aplicat altor regiuni cu condi ii climatice similare, uneori pana la distan e de 2000 - 3000 km de marginea ghe urilor ve nice (Siberia), pe masura identificarii suprafe elor cu inghe ve nic (permafrost).

Termenul de periglaciar acorda importanta mai mica pozitiei si pune accentul pe conditiile climatice (temperaturi medii anuale 0s C) de desfasurare a proceselor .

Consideram ca aplicarea notiunii, prin echivalenta, regiunilor restranse si insulare de pe culmile Carpatilor, cu altitudini de peste 2000 -2200 m, aflate astazi in plina zona temperata, este fortata. Pentru aceste regiuni folosim termenul de zona sau etaj crionival, desemnand prin aceasta principalele procese de modelare actuala a reliefului, cu actiune discontinua (sezoniera) si cu amploare diminuata fata de regiunile tipic periglaciare, in antiteza cu zona sau etajul proceselor fluviale.

modelarea reliefului a imbracat diferite aspecte, in functie de etajarea proceselor morfogenetice periglaciare; procesele crionivale au actionat cu multa eficacitate in regiunile mai inalte;zapada acumulata in denivelarile reliefului si pe marginea suprafetelor de netezire a dus la formarea niselor de nivatie, circurilor glacionivale, circurilor glaciare

Relieful crionival in Carpati

Notiunea de periglaciar o pastram numai pentru pleistocen, cand teritoriul Romaniei se gasea intr-un climat rece si cand solul se afla pe mari suprafete intr-un regim de inghet permanent (permafrost), fapt dovedit in depozite prin gelifracte, solifluxiuni, structuri specifice, etc.

Carpatii au fost acoperiti de zapezi permanente si la obarsia vailor au existat ghetari (in riss si würm); in perioadele calde (interglaciare si interstadiale), ghetarii si zapezile perene au disparut complet, iar etajul crioplanatiei si-a restrans arealul in mod substantial, limitandu-se la culmile cele mai inalte.

Procesele crionivale au slabit in intensitate si au actionat ritmic in functie de sezoane.

Versantii abrupti, neacoperiti de zapada au fost puternic afectati de procese de gelivatie.

Ciclurile diurne si sezoniere de inghet-dezghet au produs fisurarea si degradarea rocilor, cu precadere a celor geline (granite, granodiorite, sisturi cristaline, calcare), crearea unui relief ruiniform si degajarea unui imens material detritic (gelifracte)

Pe versantii aflati sub nivelul zapezilor permannente, in regim de tundra, materialul detritic alcatuia cuverturi intinse de grohotisuri ("mari de pietre").

Procesele periglaciare

Procesele periglaciare, inghet-dezghet (gelifractie, segregare) si fenomenele de nivatie (eolizatie, gelifluviatie, termocarstificare) si-au materializat, diferentiat actiunea in raport cu variatiile intervenite in mediul morfoclimatic si in sistemul morfogenetic, generand o mare varietate de forme :reziduale (creste, ace, turnuri, trepte de altiplanatie);acumulative pe suprafete orizontale sau cvasiorizontale, iar pe suprafete inclinate sunt prezente : panze de grohotis la baza abrupturilor structurale;deplasari de teren (solifluxiune, alunecari, curgeri noroioase);greses litées - "con de grohotis" cu depuneri de gelifracte care prin inghet-dezghet sunt sortate granulometric; palnii nivale - acumulari de zapada cu fenomene de tasare situate la limita zapezilor perene.(pe formatiuni calcaroase); culoare de avalansa ce evolueaza sub incidenta unor procese cu caracter periglaciar si se afirma ca ele nu ar fi de varsta pleistocena si se formeaza si astazi in zonele montane;

Pe suprafete cvasiorizontale s-au format solurile poligonale, musuroaiele inierbate (marghile), campuri de pietre, pavaje nivale, scoarta de alterare (regolit) si structuri orizontale, prin procesele de inghet-dezghet, cu aspectul unor false cutari de tipul involutiilor, penelor de gheata.

Regionarea periglaciarului

In conditiile specifice tundrei, alternarea proceselor de inghet-dezghet, favorizate si de constitutia litologica, deplasarea molisolului pe substratul inghetat (pergelisol) chiar si in cazul pantelor mici a putut genera un microrelief valurit sau terasat materializat in mici excavatii sub forma de palnie, vai de solifluxiune cu profil evazat, vai si martori de eroziune - vai de deraziune, terase de solifluxiune, etc

I. Domeniul periglaciar al permafrostului reginal continental discontinuu.

A.Regiunea extracarpatica supusa climatului continental-siberian; 1. Permafrost degradat prin evolutia morfoclimatica normala; 2. Permafrost degradat prin acumulare de aluviuni; 3. Permafrost degradat prin transgresiuni marine; 4. Etaj de criopedimentatie.

B. Regiune periglaciara influentata de circulatia atmosferica vestica cu pergelisol degradat; 5. Subregiunea Depresiunii Transilvaniei; 6. Subregiunea vestica;

II. Domeniul periglaciar Carpatic

7. etajul crioplanatiei sau al dezagregarii mecanice; 8. Etajul eroziunii termice sau al solifluxiunilor; 9. Depresiuni cu regim de permafrost continuu.

III. Zona de tranzitie.

I. Domeniul periglaciar al pergelisolului regional-continental discontinuu, cuprinde:

A. Regiunea extracarpatica, supusa influentei climatului continental-siberian, care in pleistocen se afla in zona de modelare a proceselor criergice, Romania situandu-se la limita formarii prafurilor si a loessurilor tipice (I. Ichim, 1971).

In aceasta regiune se inscriu: Campia Romana, Podisul Moldovei, Dobrogea Centrala si Sudica, Masivul nord-dobrogean.

Ca urmare a alternarii inghetului si dezghetului, in depozitele superficiale au fost sesizate numeroase structuri periglaciare de tipul penelor de inghet si involutiilor in complexele de loessuri, soluri fosile si soluri poligonale (Campia Romana, Dobrogea). Masivul nord dobrogean alcatuit din granite si formatiuni paleozoice cutate (sisturile verzi) au fost supusi unor intense procese de gelivatie care au dus la aspectul neuniform al reliefului si la formarea conurilor si tapsanelor de grohotisuri. In ansamblu relieful dobrogean a evoluat prin criopedimentatie.

B. Regiunea periglaciara influentata de circulatia atmosferica vestica cu pergelisol degradat

Aceasta regiune include:

a) Depresiunea Transilvaniei, cu un pergelisol discontinuu, modelarea periglaciara concretizandu-se in alunecari de tip glimee, iar la nivelul teraselor sunt frecvente structuri periglaciare (structura de la Floresti, descrisa de Gr. Posea) crioturbatii, pene de gheata.

b) Campia Banato-Crisana supusa influentelor climatului din vest si din sud-vest

II. Domeniul periglaciar carpatic (etajat), care se evidentiaza prin etajul crioplanatiei sau al dezagregarilor intense; etajul solifluxiunilor si depresiunile cu pergelisol continuu (Maramures, Giurgeu, Ciuc, Barsa, Hateg). Aceste depresiuni au avut un regim morfogenetic aparte prin faptul ca inversiunile termice au asigurat, incontestabil un pergelisol continuu dovedit de prezenta penelor de fisuratie, a solurilor poligonale in depozitele superficiale (T.Morariu, V. Mihailescu, 1957; T. Morariu, 1959; P. Cotet, 1960; I. Tövissi, 1965; I. Ichim, 1975, 1978).

III. Zona de tranzitie intre domeniul pergelisolului discontinuu si domeniul pergelisolului caraptic continuu. Acestei zone i se inscriu ariile subcarpatice interne (Subcarpatii Transilvaniei) si subcarpatii externi (Moldovei, Curburii, Getici), Dealurile Vestice, Podisul Huedinului, Dealurile Feleacului, Podisul Mahaceni, etc.

Cursul 12. Forme de valorificare turistica

Vaile glaciare, circurile glaciare, morenele glaciare (oeser-uri, drumlin-uri, kames-uri, morene frontale), blocuri eratice, berbecii glaciari, nunatak-urile,

crestele, custurile glaciare , etc. ofera suportul peisajistic necesar proiectarii unei infrastructuri i baze materiale pentru desfa urarea activita ilor turistice

in spa iul montan.

Atrac ia peisajelor alpestre impune formele i tipurile de turism sportiv, de agrement, sportiv i de aventura, turismul competi ional sau olimpic;

Vaile glaciare sunt cele mai favorabile accesului pe diferite trasee montane, constructiei si amplasarii bazelor de cazare; amplasarii unor refugii, cabane montane, iar ghetarii de vale ofera posibilitatea practicarii skiului, dar si altor sporturi de iarna, tot timpul anului;

Replaturile structurale sunt recomandate ca puncte de belvedere si start-block-uri pentru deltaplanorism, parapanta, parasutism;

Cercetarile asupra ghetarilor, ca sursa de informatie despre schimbarile climatice pleistocen-holocene, utilizate azi in descifrarea modificarilor climatice si incalzirii globale actuale determina forma turismului stiintific.