Factorii sistemului

60

2.3. RELIEFUL I CLIMA

2.3.1. RELIEFUL TERESTRU

Forma pe care o mbrac suprafaa scoarei terestre la contactul ei cu atmosfera i hidrosfera este definit, la diverse scri, de relieful subaerian i relieful submarin (sau oceanic). Majoritatea ierarhizrilor care se fac cuprind forme de relief ncadrate n patru ordine de mrime (Russell, 1958; Strahler, Cote, 1971, 1983; Tye, 2004):

forme de ordinul I megaforme: continente i oceane; forme de ordinul II macroforme: muni, podiuri, dealuri, cmpii ; forme de ordinul III mezoforme: vi, circuri glaciare; forme de ordinul IV microforme: dune, doline etc.

Formele de relief de ordinele II IV apar n cadru l continentelor. Din punctul de vedere al rolului de arie-surs de material terigen pe care o

form de relief pozitiv l poate avea n colmatarea bazinelor de sedimentare, formele continentale, subaeriene, aparinnd ordinelor II IV, prezint importana cea mai mare.

Aspectul geomorfologic al acestor forme este o funcie complex a substratului geologic pe care au evoluat (privit din punct de vedere petrografic, structural-tecto-nic, petrogenetic-vulcanic etc.) i a agenilor exogeni care le-au creat: relief fluviatil, glaciar, eolian. La rndul lor, agen ii exogeni, prin aciunea eroziv sau acumulativ pe care o exercit sau o determin, creeaz forme erozive, adesea negative (vi, circuri, doline) sau forme acumulative, pozitive (piemonturi, conuri de dejecie, cmpii aluviale). Rolul de arie-surs l pot avea numai formele pozitive.

Ariile continentale n raport cu bazinele marine i oceanice (fig. 1.33) au putut juca ntotdeauna un rol de surs pentru sedimentarea terigen , iar geneza sedimentelor clastice a fost circumscris zonelor nalte care definesc formele de relief de ordinul II macroformele: zonele montane , cele de dealuri i podiuri i, evident mai puin, zonele de cmpie care, de cele mai multe ori, s unt forme acumulative (fig. 1.34).

Fig. 1.33. Repartizarea ariilor continentale, a mrilor i oceanelor n cele dou emisfere ale Pmntului (dup Cote, 1971).

Relieful i clima

61

Fig. 1.34. Frecvena treptelor hipsometrice i batimetrice n profilul morfologic al continentelor i oceanelor (dup Strahler, 1973).

Principalele trsturi ale macroformelor care controleaz disponibilitatea la eroziune a rocilor i structurilor din substrat sunt (fig. 1.35): altitudinea absolut, energia reliefului, denivelarea, fragmentarea i nclinarea pantelor sau a versanilor. Din aceste puncte de vedere, formele de relief de ordinul II se definesc i se recunosc dup proprietile lor (Cote, 1971; Duff, 1992; Hamblin, 1992).

Fig. 1.35. Principalele forme de relief care pot constitui arii-surs de material terigen.

Factorii sistemului

62

Munii sau ariile montane au nlimi care depesc, 1 000 m i ating altitudini maxime n masivul Himalaya (n vrful Ev erest, 8 848 m) (tabelul 1.6). Ei au o energie de relief accentuat, cu variaii hipsometrice brute i cu diferene de sute i mii de metri ntre nivelul vilor i al crestelor adiacente. Zonele montane se caracterizeaz printr-o fragmentare avansat. Pantele versanilor sunt mari, adesea nsoite de perei verticali. Reeaua hidrografic n aceste uniti se caracterizeaz prin vi adnci, cu profile transversale variate i profile longitudinale nsoite de cderi brute. Scurgerea apelor se realizeaz cu viteze mari, cu un debit solid dominat de fracia grosier i putere eroziv mare.

Tabelul 1.6

Altitudinile maxime ale masivelor muntoase din zonele continentale

m m Asia Himalaya Vf. Everest

8 848 Antarctida Mt.Vinson 5 138

America de Sud Ojos del Salado

7 103 Oceania Mt.Carstensz 5 030

America de Nord McKinley

6 236 Europa Mt. Blanc 4 810

Africa Kilimandjaro 6 010 Carpai Vf. Moldoveanu

2 544

Cderile de blocuri, transportul n mas i mecanismele variate de transport individual sunt procesele dinamice care deplaseaz sedimentele n zonele montane.

Dealurile i podiurile sunt macroforme de relief cu orgine complex i limite altitudinale foarte diferite. n general, altitudinile convenionale sunt cuprinse ntre 200 i 1 000 metri. Ele mbrac forme variate, de la forme colinare, cu energie de relief moderat (ex. Podiul Transilvaniei, Dealurile Subcarpatice), la forme tabu-lare, aplatizate, n care pot fi spate vi adnci (ex. platoul Colorado, S.U.A.; platoul Decan, India). Infrastructura acestor uniti poate corespunde unor sisteme orogene erodate, unor horsturi nlate sau unor forme acumulative de tip piemont, ca trepte inferioare i marginale n raport cu ariile montane. n podiurile cu platouri tabulare, rurile pot meandra i, n aceste condiii, pot fi nsoite de cmpii aluviale. Dinamica clastelor se realizeaz prin transport n mas i transport individual.

Cmpiile sunt forme de relief aplatizate, cu suprafee quasi-orizontale i altitudini reduse, sub 200 m. Genetic, ele apar ca suprafee sculpturale (Peneplena Canadian), niveluri structurale (Cmpia siberian i multe cmpii litorale formate dup retragerea mrii, la regresiuni)) sau cmpii acumulative (ex. C mpia Romn , Cmpia Padului, Italia). Fragmentarea este sc zut: interfluviile sunt extinse, iar vile sunt puin adnci (de ordinul metrilor). Pantele sunt redus e, cteva grade pe interfluvii i ceva mai mult n fruntea teraselor care, adesea, nsoesc versanii cursurilor de ap. Vile sunt meandrate, cu scurgeri line i sarcin lutitic, n suspensie. Meandrele prsite sunt ocupate de lacuri.

Privite ca o potenial arie-surs de material terigen, cmpiile genereaz , prin eroziunea lor fluvial, un sediment fin, siltic i lutitic.

Relieful i clima

63

Repartiia megaformelor de relief la suprafaa scoarei terestre, n zonele continentale este neuniform i asimetric (fig. 1.36). Zonele montane funcioneaz astzi ca principale arii-surs i reprezint, din punct de vedere geologic, lanuri orogene sau aparate vulcanice.

Fig.1.36. Principalele regiuni morfologice ale Globului (dup Strahler, 1973).

2.3.2. CLIMA I EFECTELE SCHIMBRILOR CLIMATICE Clima exprim totalitatea elementelor i fenomenelor meteorologice (temperatura

aerului, precipitaiile atmosferice i vnturile) ce caracterizeaz un spaiu ntins de la suprafaa scoarei terestre ntr-un interval mare de timp; termenii utilizai pentru a o defini clim cald, clim rece, clim tropical, clim polar etc. reflect generalizri largi i valori medii ale acestor elemente obinute din variaia lor sezonier anual i multianual (Basu, 1985; Skinner, Porter, 1995; Palmer, 2001).

Variaia inegal a radiaiei solare pe suprafaa planetei raportat la forma Pmntului, mi carea de revoluie i nclinarea axei sale are drept consecin o zonalitate climatic bine exprimat n funcie de latitudine i altitudine (fig. 1.37).

Fig. 1.37. Efectele radiaiilor solare la suprafaa scoarei terestre; apariia insolaiei i nivelul la care se concentreaz vaporii de ap; poziia stratului de ozon n atmosfer (dup Skinner, Porter, 1995).

Factorii sistemului

64

Factorii climatici

Temperatura aerului u or diferit deasupra continentelor fa de masele oceanice este un factor principal n clasific rile climatice. La suprafaa Globului, izotermele medii anuale de 10 18 delimiteaz trei grupe climatice (fig. 1.38):

1) clima cald, fr iarn, de la latitudini mici, cu temperaturi medii anuale mai mari de 18;

2) clima temperat, cu patru sezoane de la latitudini medii i temperaturi medii anuale ntre 18 i 10;

3) clima rece, fr var, de la latitudini superioare, cu temperaturi medii anuale mai sczute de 10.

Fig. 1.38. Distribuia izotermelor la suprafaa Pmntului valori medii anuale.

n altitudine, temperatura aerului scade, de regul, n medie cu 6C la fiecare 1 000 m.

n zonele calde se nregistreaz amplitudini termice de la zi la noapte mari, de cca 40-50 C, ceea ce genereaz cicluri termoclastice diurne; n zonele temperate diferenele termice sunt mari de la un sezon la altul (10 15 C iarna i +30 40 vara); n zonele subpolare, variaiile diurne i sezoniere faciliteaz apariia fenomenului de gelivaie i, n consecin, crioclastia (mai activ n zonele islandeze oceanice, cu varia ii de la 5 C la +15 C /24 ore, n zonele siberiene continentale, cu varia ii de la 30 la +20 C /48 ore sau, n Antarctica, de la 78 C, iarna, la + 2 3 C, vara). Variaiile termice de la suprafaa rocilor controleaz ndeaproape procesul de clastogenez (naterea fragmentelor minerale care constituie materialul primar pentru sedimentogeneza controlat de transport i depunere eolian, acvatic sau glaciar).

Repartiia i regimul precipitaiilor. Cantitatea de precipitaii la suprafaa Globului, ce variaz astzi ntre 2 cm/10 ani, n deertul Atacama, i 12 000 cm/an, la Cherrapunji, India sau n Hawaii, constituie o important baz valoric att pentru aprecierea tipurilor de clim, ct i pentru nelegerea efectelor pe care aceasta le are asupra umiditii solului, a dinamicii pnzelor freatice i a sistemelor

Relieful i clima

65

naturale de drenaj, a variaiei debitelor fluviale, a evoluiei curgerilor toreniale, a dezvoltrii vegetaiei etc. (fig. 1.39).

Fig. 1.39. Repartiia precipitaiilor la suprafaa Pmntului (valori medii, n mm) (dup Donis, 1999).

Pe baza acestor valori sunt separate 5 tipuri climatice (Strahler, 1973) (tabelul 1.7).

Tabelul 1.7

Tipuri climatice, precipitaii i zone latitudinale Tipul de clim Precipitaii Zona latitudinal

corespunztoare cantitativ cm/an arid reduse 0 25 tropical, polar semiarid uoare 25 50 temperat-continental

subpolar semiumed moderate 50 100 temperat-oceanic

mediteranean umed abundente 100 200 ecuatorial

temperat-oceanic f. umed f. abundente >200 musonic

subecuatorial

Tipului climatic arid i semiarid i sunt specifice asociaii mineralogice eva-poritice (halite, sulfai), poligoane de contracie formate prin deshidratare, cruste de cimentaie (calcreturi, solcreturi, gipcreturi etc.), lipsa vegetaiei.

n tipul climatic umed i foarte umed se dezvolt, sub o vegetaie luxuriant, soluri groase i scoare de alterare lateritice, procese de hidroliz i minerale de neoformaie (caolinit, montmorillonit, gethit, gibbsit etc.) i se extind procesele de agradare (decantare) prin creterea debitelor n suspensie n cadrul reelei hidrografice.

Circulaia atmosferei i formarea vnturilor constituie fenomene meteorologice cu efecte importante n dinamica prafului eolian, a maselor de aer ncrcate cu vapori de ap, a ariilor ciclonice (de minim barometric) i anticiclonice (de maxim) i, n consecin, a instalrii vnturilor permanente ( alizeele, calmele ecuatoriale) sau a celor periodice (musonii, brizele). n timp, prin prisma consecinelor geologice, trebuie reinut rolul pe care circulaia atmosferei l poate avea la nivelul ntregului Glob cnd mbrac forma uraganelor (taifunurilor), deci a marilor furtuni capabile nu numai s transporte cantiti importante de claste, dar s i declaneze distrugerea plajelor, a rmurilor nalte, a taluzelor instabile etc. (fig. 1.40).

Factorii sistemului

66

Fig. 1.40. Direcia vnturilor permanente care transport praf din zonele deertice

(dup Skinner, Porter, 1995).

Astfel, deplasarea maselor de aer dintr-o arie anticiclonic spre o arie ciclonic poate atinge viteze foarte mari i se poate manifesta constant, uneori ciclic.

Din maximul barometric situat n dreptul zonelor tropicale (23 lat. nordic i sudic) se nasc spre Ecuator alizeele, iar spre zonele temperate vnturile de vest ; vnturi permanente sunt i cele polare, prin care masele de aer se deplaseaz constant de la maximul polar spre minimul subpolar.

Diferenele sezoniere de presiune atmosferic existente ntre mari mase con-tinentale (ex. sectorul Asiei de SE) i mari mase oceanice (Oceanul Indian) declaneaz deplasri periodice ale maselor de aer: musonul de var ncrcat cu vapori de ap, atunci cnd se deplaseaz dinspre ocean spre continent i, respectiv, musonul de iarn, un vnt uscat, care bate dinspre continent spre o cean.

Vnturile cele mai puternice sunt ciclonii tropicali care se deplaseaz paralel cu Ecuatorul, de la est spre vest i apoi, dup contactul lor cu ariile continentale, se ndreapt spre nord i, respectiv, spre sud, n lungul coastelor americane, indiene, nord-est australiene, sud-est africane, cu viteze medii progresive de 10 20 30 40 km/h. Scara Saffir-Simpson alctuit pentru huricane (uragane) indic pentru cele 5 trepte de intensitate ale sale viteze ale v ntului de 119 250 km/h.

Tabelul 1.8

Caracteristicile tipurilor de clim de la suprafaa Pmntului Tipul de clim Latitudine

grade Temp. medie anual 0C

Precipitaii cm/an

Ecuatorial 0 6 25 27 3 000 4 000 Subecuatorial 6 12 28 Musonic 12 20 25 12 000 Tropical uscat 12 30 30 Subtropical 30 40 15 20 Temperat-oceanic 40 60 10 -15 > 1 000 Temperat- continental

40 60 5 -10 arid

Subpolar 60 0 5 reduse Polar 80 90

Relieful i clima

67

Zonalitatea climatic este expresia unei distribuii relativ regulate i simetrice a elementelor i fenomenelor meteorologice n raport cu latitudinea i treptele de relief de la suprafaa Globului. Individualizarea tipurilor zonale de clim este ex-primat n fig. 1.41, iar caracteristicile lor principale temperaturile medii anuale i regimul precipitaiilor sunt redate n tabelul 1.8.

Fig. 1.41. Zonalitatea climatic pe Glob, n funcie de umiditate: A clim ecuatorial, umed; B clim subtropical, arid; C clim temperat, oceanic, umed; D clim subpolar, umed; E -clim polar cu nghe persistent

(Modelul Koppen, dup Strahler, 1973).

Variaii climatice (paleoclimatice) Temperatura la suprafaa Pmntului este, n final, determinat de balana dintre

radiaia solar (energia radiat de Soare) i cea reflectat napoi de suprafaa litosferei i hidrosferei. n cantitatea total de energie primit de la Soare de cca 6,3.10 23 cal/an nu este inclus radiaia reflectat n atmosfer de nveliul de nori (cca 35%) i partea de radiaii absorbite de atmosfer (cca 19%). Aceast cantitate nu este, ns, constant n timp. Ea variaz alternativ, ntre valori mai ridicate i valori mai sczute, sub influena acelor factori cosmici i teretri care impun, n Sistemul solar i pe Pmnt, evoluia fenomenelor ciclice i, n consecin, fluctuaiile climatice.

Aa se explic trecerea de la o perioad rece la una cald i, implicit, de la o perioad glaciar la una interglaciar. Dintre numeroii factori teretri care influeneaz periodic distribuia cldurii la suprafaa Pmntului, urm torii se afl ntr-o strns interdependen:

coninutul de CO2; umiditatea (cantitatea de H2O din atmosfer ) reflectat de gradul

de nebulozitate; aportul de particule strine n atmosfer i rolul vulcanismului n

modificarea compoziiei acesteia; migraia polilor magnetici; raportul uscat/ap i circulaia curenilor oceanici n hidrosfer.

Factorii sistemului

68

Coninutul de CO2 i efectul de ser Dintre toi componenii aerului, dioxidul de carbon, cu toat cantitatea sa re-

dus de astzi 0,032% din volumul atmosferei este un gaz cu rol complex n determinarea tendinelor climatice. Avnd propriet i radiative, el poate capta cldura din aer i, fiind solubil n ap, poate trece uor din atmosfer n hidrosfer.

Cumulat n atmosfer, dioxidul de carbon conduce la formarea unui ecra n n prile inferioare ale stratosferei care va mpiedica difuzarea cldurii prin radia ia terestr dincolo de limitele acesteia; astfel apare o tend in de nclzire a aerului sub acest ecran. Procesul poart numele efect de ser i poate fi amplificat prin toate acele fenomene naturale care introduc n atmosfer acest gaz, i anume:

eliberarea CO 2 n apele oceanice calde i agitate, n paralel cu ieirea din sistem a CaCO 3;

vulcanismul exploziv i procesele postvulcanice. Dublarea cantitii de CO2 n atmosfer atrage dup sine o cretere a tempera-

turii medii cu 2,5 C i, treptat, genereaz procese de nclzire. Dioxidul de carbon este eliberat din atmosfer prin: fotosintez ; dizolvarea sa n apele reci; consumul s u n procesele de alterare a rocilor din ariile continentale

(de aceea, extinderea ariilor continentale n defavoarea suprafeelor acoperite cu ap i aceasta, n special, n timpul orogenezelor con stituie un eveniment geologic n care se va consuma mai mult CO2) (fig.1.42; 1.43).

Fig. 1.42. Variaiile temperaturii atmosferice i ale coninutului de CO2 n ultimasut de milioane de ani (CretacicPliocen).

Relieful i clima

69

Fig. 1.43. Variaia coninutului de CO2 atmosferic i a cantitii de cenu vulcanic n timpul Fanerozoicului (dup Bayer, Seilacher, 1985).

Umiditatea atmosferei i erupiile vulcanice Creterea cantitii de vapori de ap n atmosfer prin evaporaie sau n urma

impactului meteoritic asupra oceanelor duce la creterea nebulozitii, iar prin aceasta la creterea absorbiei radiaiei solare i, implicit, la scderea temperaturii aerului din troposfer.

n perioadele n care creterea nebulozitii a fost legat i de erupia vaporilor de ap prin fenomene vulcanice se apreciaz c n ciuda tendinei de anulare a efectului final nclzirea rezultat prin efectul de ser (legat i de eliberarea n atmosfer a CO2) ar fi depit rcirea datorit nebulozitii.

n momentele cu explozii vulcanice puternice, dispersia cenuii n atmosfer poate provoca nori den i care absorb radiaiile solare i mpiedic, astfel, nclzirea suprafeei Pmntului. Dup erupia vulcanului Krakatoa (1883) care a emis importante cantiti de cenu ce au fcut nconjurul Pmntului tem-peratura general a sczut n anii urmtori.

Migraia polilor magnetici Migraia polilor magnetici ai Pmntului a fost eviden iat prin examenul

magnetismului remanent al rocilor de diferite vrst e de la suprafaa scoarei i a constituit unul din argumentele acceptrii teoriei driftului continental.

Prin determinri paleomagnetice, urmrindu-se unghiul dintre orientarea meridianului magnetic actual i orientarea magnetismului remanent al unei roci dintr-un anumit punct de pe suprafaa Pmntului, precum i sensul acesteia (normal, identic cu actual i invers, la 180 de cel actual) a reieit c polii magnetici nu au avut aceeai poziie n trecut i astzi. Cunoaterea poziiei polilor magnetici care niciodat , n timp, nu s-au deplasat prea mult fa de cei geografici ne poate preciza pozi ia Ecuatorului i, respectiv, a paleolatitudinilor.

Polul nord magnetic mult mai bine studiat a mig rat din Precambrian pn astzi n mod continuu (fig. 1.44).

Factorii sistemului

70

Fig. 1.44. Poziia polilor magnetici n timpul Fanerozoicului. Migrarea lor s-a produs din Precambrian (PC) pn n Teriarul superior (UT) (dup Bayer, Seilacher, 1985).

Astfel, aflat undeva n centrul Americii de Nord n timpul Precambrianului, a ajuns n Paleozoic s traverseze Pacificul, gsindu-se, la nceputul Mezozoicului, undeva pe coastele estice ale Asiei; treptat s-a ndreptat spre nord, n timpul Ce-nozoicului, i s-a apropiat, apoi, de poziia actual. Observnd traseul urmat de mi-grarea Polului Nord reiese c n Triasic Ecuatorul trecea n dreptul actualelor paralele de 50-70, n Jurasic Cretacic, n dreptul celor de 30-50 , iar n Paleocen printre cele de 10-15. Momentele de inversiune a polilor magnetici car e au fost sincrone la scar planetar s-au putut constitui n epoci de polaritate in tervale de timp n care au existat anume sensuri (normale sau inverse) ale polaritii cmpului magnetic i evenimente de polaritate magnetic cnd s-au produs scurte inversiuni ale acesteia. De exemplu, pentru Pliocen i Cuaternar s-au separat epocile Gilbert-invers (acum 4 3,3.106 ani), Gauss-normal (acum 3,3 2,43.10 6 ani), Matuyama-invers (2,43 0,69.106 ani) i Brunhes-normal (acum 700 000 de ani). Perioadele de tranziie de la polaritatea normal la cea invers sunt scurte 5 000 10 000 ani i pot coincide cu o nclzire a climei (pentru c, n aceste momente, prin stingerea cmpului magnet ic, apare posibilitatea creterii frecvenei radiaiilor cosmice i terestre).

Raportul uscat/ap evolu ii epirogenetice i orogenetice Modificarea raportului spaial dintre continente i oceane a fost, ntotdeauna,

controlat de dinamica scoarei terestre (respectiv de procesele de expansiune a fundului oceanic i de deplasare a plcilor crustale) i de oscilaiile de nivel ale

Relieful i clima

71

Oceanului Planetar. Astfel, suprafeele de uscat i ap s-au modificat succesiv n timpul micrilor orogene i epirogene i au influenat, de asemenea, bilanul climatic.

Motorul micrilor epirogenice i orogenice este plasat n zona de interaciune a astenosferei cu litosfera i, n special, n acele puncte n care se fac simite efectele curenilor de convecie din partea superioar a mantalei. Aici au loc schimbri de faze mineralogice (deci de volum), dilatri termice i procese de eroziune sublitosferic i, astfel, de reduceri ale grosimii litosferei, modificri de echilibru izostatic etc.; accelerarea vitezei de rotaie conduce la iniierea unui stadiu compresional n care scoara terestr sufer contracii tangeniale (4 8 cm/an), pentru ca ncetinirea acestei viteze s iniieze un stadiu expansional, dominat de extensiuni radiale (0,1 0,5 cm/an); alternana acestor stadii se produce odat la 26 mil. de ani (Wezel, 1989).

n consecin, la nivel global, tensiunile foarte diferite de la nivelul astenosferei i variaia vitezei de rotaie a Pmntului vor ntre ine structura n plci a litosferei i vor controla dinamica acestora, respectiv micrile divergente, de expansiune a fundului oceanic i de natere a rifturilor i dorsalelor, micrile convergente, de coliziune a plcilor crustale i, implicit, de consum prin subducie a crustei continentale i/sau oceanice.

Prin prisma acestor efecte i a rolului lor n stabilirea raportului dintre us cat i ap la suprafa a scoarei, aceste micri se pot defini mai bine prin caracterul lor global permanent i polar.

Efectele micrilor epirogenice i orogenice se constat pretutindeni pe Glob att n zone de platform , ct i de orogen; ele se regsesc i n litosfera oceanic i n litosfera continental.

Micrile diastrofice s-au manifestat n toat istoria Pmntului, iar paroxis-mele lor au avut caracter episodic, la intervale inegale. Din acest punct de vedere, evoluia lor a avut caracter pulsatoriu. Ele s-au constituit n:

epoci orogene globale, care s-au succedat n cicluri de ord. I (de 40 86 m.a.) n Rifeean, Vendian, Cambrian sup., Devonian inf., Devonian med. Cretacic, Eocen Actual;

faze orogene cu cicluri de ord. II i III (la 10 20 m.a.), n Ordovician med., Silurian inf., Carbonifer med. sup., Permia n, Triasic inf., Jurasic inf., Paleogen i cu cicluri de ord. IV n Cambrian inf. med., De vonian med. sup., Carbonifer inf. med., Permian sup., Triasic med. sup., Liasic inf., Jurasic inf. med., Apian, Albian Cenomanian, Santonian, Oligocen, Mioc en sup. Pliocen.

Caracterul polar este specific att mi crilor epirogene, ct i celor orogenetice i poate fi evideniat att din punct de vedere al frecven ei acestor micri, ct i al amplitudinii lor.

Ca o trstur general: sectoarele cratonizate ale scoar ei sunt afectate de micri epirogene cu

frecven mai mare i amplitudine mai sczut dect cele de orogen; ritmul nlrilor n zonele de craton este de 1 3,7 m/1 000 a ni, iar n zonele de convergen activ de 1 75 m/ 1 000 ani;

subsiden a ca proces opus n lrii antreneaz sectoare de crust continental ntr-o micare de coborre cu o rat de 10 40 m/1 000 ani.

Factorii sistemului

72

Efectele variaiilor climatice Procesul de rcire a climei sc derea temperaturii medii anuale cu 10 15 C,

are numeroase consecine geologice. La o scar local i n timp limitat: limita z pezilor venice coboar i se extind suprafeele acoperite de gheari

montani i calote glaciare; crete, n acest fel, albedoul (intensitatea reflectrii luminii napoi n atmosfer);

se modific morfologia terenurilor care poart gheari: apar circuri i vi glaciare, lacuri glaciare i, implicit, produsele exharaiei i sedimentrii glaciare: morenele (till-urile i varvele);

permafrostul se extinde n suprafa; vegeta ia ariilor continentale se retrage spre Ecuator, iar n hidrosfer apar

organisme adaptate la ape reci. Procesului de nclzire i corespund procese antagonice: se ridic limita zpezilor venice; prin topirea z pezilor i a maselor de ghea crete debitul lichid al reelei

hidrografice i, ca efect, se nal nivelul de baz al colectorilor locali, dar i al celor globali (Oceanul Planetar);

sunt create premisele form rii unor depozite continentale roii (red-beds) prin extinderea ariilor deertice, a depozitelor de evaporite, a proliferrii sedimentelor organogene carbonatice;

la suprafa a scoarelor de alterare se dezvolt nveliul de sol (fig. 1.45) i se extind, astfel, ariile continentale acoperite cu vegetaie;

n hidrosfer , biotopul va cuprinde specii adaptate la ape calde.

Fig. 1.45. Dezvoltarea difereniat a scoarelor de alterare n diferite

zone climaticecontrolate de temperatur i de precipitaii (dup Duff, 1992).

Relieful i clima

73

Markeri paleoclimatici

Unui anumit context climatic i corespund o anumit asociaie de minerale, o anumit calitate morfologic sau structural a acesteia i, poate mai adesea, anumite forme de via.

Toate aceste produse sau forme specifice unei a numite ambiane climatice ntlnite n stivele de roci sedimentare de la suprafaa scoarei terestre pot fi considerate markeri sau semnale climatice. Pre zena lor n orice formaiune geologic este argumentul cel mai solid pentru ncercarea noastr de a reconstitui paleoclimatul unei regiuni.

Astfel, n zonele deertice, de pild, nisipuri bine sortate alctuite din granule bine rotunjite formeaz dune gigantice (de sute de metri nlime) cu flancuri asimetrice acoperite de microondulaii specifice; culoarea lor, adesea rocat, este expresia oxidrii fierului n mediul subaerian.

n zonele de coast din dreptul tropicelor, cruste de sare i sulfai acoper sau cimenteaz nisipurile de pe plaj. n zonele ecuatoriale cu vegetaie luxuriant se dezvolt pe un sol gros de tip terra-rossa format la suprafa a unei scoare de alterare groase (zeci de metri) de tipul lateritului, bogat n hidrosilicai aluminoi i minerale alitice.

Pe crestele montane, n care zpezile sunt venice, n circuri glaciare sau la periferia lor, se acumuleaz an de an morene (sau till-uri) formate din blocuri angulare de dimensiuni foarte diferite i, adesea, cu suprafeele striate; n lacurile din aceste circuri, sedimentele acumulate au caracterul unor varve.

n apele marine i oceanice calde delimitate de cele dou tropice prolifereaz algele verzi i coralii hermatipici i unele i altele, organisme sesile, coloniale, care nal an de an, cu viteze considerabile, stromatolite (1 mm/zi) i, respectiv, recifi calcaroi (30 4 000 cm/1 000 ani).

n apele reci, situate n dreptul cercurilor polare de la latitudinea de 60, triesc alge silicioase de tipul diatomeelor, iar n unele ape fierbini, din vecintatea dorsalelor oceanice, la adncimi de 3 000 4 000 m , se dezvolt din abunden bacterii care nsoesc depunerile de mluri metalifere (ex. n Marea R oie, Golful Californiei etc.).

Starea termic a Pmntului i tendinele ei geoistorice ar mai putea fi reconstituite i prin cunoaterea compoziiei izotopice a numeroase sedimente fiind bine-cunoscut faptul c izotopii unor elemente stabile se concentreaz fie n ape reci (16O, 28Si), fie n ape calde (12C). Magnetismul remanent al rocilor este i el un mijloc indirect de reconstituire a zonelor de latitudine de la suprafaa Globului, iar prin aceasta de apreciere a tendinelor paleoclimatice.

Factorii sistemului

74

Glaciaiuni i interglaciaiuni La scar global, efectele r cirii i nc lzirii climei observate temporal se

traduc prin succesiunea repetat a perioadelor (fazelor) glaciare i interglaciare cu dezvoltarea areal a tuturor acelor produse specifice lor, la scar local.

Iniierea unei perioade glaciare va coincide, dup Milankovi, cu momentul de interferen a unor cicluri cosmice i terestre cnd:

1) excentricitatea este maxim (adic distana Pmnt Soare este maxim ); 2) oblicitatea este minim (cnd diferen ele dintre var i iarn sunt mici); 3) longitudinea periheliului corespunde cu nceputul afeliului (pentru vara din

emisfera nordic); 4) crete albedoul. Legtura dintre precesia echinociilor (cu cicluri de 26 000 de ani) i iniierea

unei faze glaciare este posibil atunci cnd n apropierea Polului Nord s-au aflat mase continentale importante, iar drumul orbital (planul eclipticii) a suferit unele modificri (mrindu-se astfel, distana Pmnt Soare).

Istoria Pmntului a cunoscut 5 mari perioade glaciare (ciclu ri de ord. I, II) i mult mai numeroase faze de rcire (cicluri de ord. III, IV, V, VI etc.) (fig. 1.46; 1.47).

I. Glaciaiunea huronian (2 300 m.a.), recunoscut prin tillite i varve clare n Canada, lacul Huron (Formaiunea de Gowganda), n Africa de SE (Supergrupul Transvaal), n India (Sistemul Bijawar), n vestul Australiei (Formaiunea de Turee Creek);

II. Glaciaiunea Proterozoicului superior (cu trei perioade: 940 m.a. Gnejso, 770 m.a. Sturtian, 615 m.a. Varangian), eviden iat prin acumulri de tillite, mixtite, diamictite cu striuri de zgriere n Sco ia (tillitele de Port Askaig), Canada (Grupul Rapitan), Africa de Sud (Grupul Jbeliat din bazinul Taovdein);

III. Glaciaiunea ordovician (440 m.a.), ale crei urme tillitele au fost surprinse n Africa (Sahara de vest Hoggar, Antia tlas, Bowe), n America de Sud (Amazon, Formaiunea de Trombetas), n Arabia Saudit, Frana, Sardinia;

IV. Glaciaiunea gondwanian (300 m.a.), cu urme foarte clare n America de Sud (bazinul Parana), Africa de Sud (Tillitele de Dwyka), n India (Formaiunea Talkir), n Australia (Tasmania), n Antarctica (Tillitele din Horlik);

V. Glaciaiunea cuaternar . Ultima mare glacia iune de la finele Pliocenului (nceput acum 1 800 000 de ani) a mbrcat forme diferite n zonele montane i n jurul calotelor polare. n cronostratigrafia Cuaternarului din Alpi, Europa de Nord i America de Nord, principalele faze glaciare (n care temperatura zonelor peri-glaciare continentale era cu 10 15 C mai sczut dect cea prezent ) i inter-glaciare (n care temperaturile au fost egale sau chiar superioare celor din prezent) au fost separate pe baza complexelor i seriilor glaciare i au fost denumite distinct.

Relieful i clima

75

Fig. 1.46. Principalele glaciaiuni din istoria P mntului i curbele care redau tendinele schimb rilor climatice (rece-cald, uscat-umed) pe baza variaiei temperaturilor medii i a precipitaiilor (dup Miall, 1989).

Fig. 1.47. Curbele variaiilor termice n atmosfera terestr i perioadele glaciare i interglaciare

generate de procesele de r cire i nc lzire a climei n Pliocen (Ord.III) i Cuaternar (Ord.IV i V) (a). Variaia delta izotop 18O obinut din carote de ghea (Antarctica), pe baza c reia s-au putut separa maxime i minime glaciare i interglaciare (b) (dup Bayer, Seilacher, 1985; Skinner, Porter, 1995).