18_20_39_48P_II_Anastasiu_Popa__Roban_2007_Sisteme_depozitionale

Partea a II-a

. SISTEME DEPOZIIONALE

SISTEME CONTINENTALE

Ariile continentale situate deasupra nivelului Oceanului Planetar reprezint 1/3 din suprafaa Globului terestru i se extind, disproporionat, att n emisfera nordic, ct i n cea sudic.

Fundamentul lor i nucleele care le alctuiesc sunt pri ale plcilor litosferice continentale. n constituia lor intr platforme i zone orogene. Din punct de vedere geomorfologic, ele se caracterizeaz printr-un relief montan, de platouri, dealuri i podiuri i de cmpie.

Desfurarea lor pe Glob, n raport cu Ecuatorul, le imprim o mare diversitate climatic, de la zone calde i umede la zone reci, subpolare i polare.

Mediile de sedimentare actuale circumscrise ariilor continentale vor fi dintre cele mai diverse i se afl sub influena a trei ageni naturali: aerul, apa i gheaa. n aceste condiii se instaleaz sisteme depoziionale caracterizate prin numeroase faciesuri diagnostic: sistemul deertic, sistemul glaciar, sistemul fluviatil i sistemul lacustru.

Procesele sedimentogenetice vor fi predominant fizico-mecanice, iar sedimentele acumulate vor fi lipsite sau, foarte srace, n constitueni biotici; produsele chimice vor fi mult subordonate.

Corpurile geologice care delimiteaz aceste produse vor avea o geometrie complex i variat: dune, canale, conuri, pnze etc.

n vechile structuri geologice, depozitele continentale marcheaz momente importante de exondare i sunt folosite pentru corelri stratigrafice importante. Multe dintre ele s-au constituit n bune rezervoare de ap i hidrocarburi.

Sistemele continentale actuale sunt o surs important de materiale de construcie, de sruri delicvescente, de placers-uri aurifere i diamantifere, de turb etc. Cunoaterea proceselor naturale care evolueaz n cadrul lor va permite identificarea zonelor de risc natural viznd alunecrile de teren, inundaiile, permafrostul i deertificrile.

4.1. SISTEMUL DEERTIC

La suprafaa Pmntului, n zonele continentale, mediile deertice se instaleaz n regiuni aride plasate fie n zone cu climat tropical i subtropical (ntre

Sisteme depoziionale continentale 138

latitudinile de 1030 N i S fa de Ecuator; ex.: deerturile Sahara, Arabiei, Australiei), fie n zone cu climat temperat i rece (ex.: deerturile Gobi, Tarim, Patagoniei). Din punct de vedere geomorfologic, deerturile acoper spaii depresionare extinse sau platouri nalte delimitate de zone muntoase. La nivelul continentelor, ele ocup cca 20% din suprafaa total a acestora i prezint condiii puin favorabile dezvoltrii vieii (fig. 2.1).

Diversitatea i complexitatea formelor de relief din zonele deertice i, implicit, ale factorilor i proceselor care interacioneaz n aceste zone explic natura faciesurilor sedimentare care se acumuleaz aici. Se poate vorbi de subsisteme genetice definite n termeni geomorfologici: hamade, seriruri, erguri, ueduri (wadi-uri) i domenii sabkha continental, cu lacuri deertice (fig. 2.2). n aceste condiii, chiar dac vntul este unul din factorii importani care controleaz dinamica sedimentelor, sistemul deertic nu se poate echivala, n ntregime, cu sistemul eolian. n plus, aciunea constant a vnturilor genereaz sedimente specifice i n zonele litorale, n luncile rurilor sau n deltele emerse (Glennie, 1970; Hesp, Fryberger (Eds), 1988 Cooke, Warren, Goudie, 1993).

Fig. 2.1. Rspndirea zonelor deertice pe Glob (Davis, 1992).

Hamadele sunt zone nlate cu relief tabular, n care afloreaz masive stncoase i blocuri ale unor formaiuni geologice vechi; ele ocup mai mult de 50% din suprafaa zonelor deertice i se constituie n importante arii-surs pentru sedimentarea eolian (fig. 2.3). Sunt, adesea, lipsite complet de vegetaie, iar procesul de solificare este incipient. Martorii de eroziune mbrac forme morfologice dintre cele mai diverse. Ex. Hoggar i Tibesti (El Hommra) n Sahara, Kalahari n Africa de Sud, Nefud n Peninsula Arabia.

Serirurile (regurile) sunt pavaje de deflaie eolian cu suprafaa quasiorizontal, situate n vecintatea hamadelor; ocup cca 25% din suprafaa

Sistemul deertic 139

zonelor deertice (fig. 2.4). Ex. pietriurile din Libia i regurile din Sahara de Vest sau gibber plains din Australia.

Fig. 2.2. Blocdiagram reprezentnd principalele subsisteme de sedimentare din mediul deertic.

Ergurile (dune i pnze de nisip) se ntind pe sute i mii de km2 i au suprafaa ondulat sau plan; ocup cca 20% din extinderea zonelor deertice. Ex. Marele Erg, El Djuf din Sahara Oriental sau kumurile din Asia, deertul Libiei, deertul Algeriei.

Uedurile (wadi-uri) sunt vi largi create de cureni de ap efemeri, cu caracter torenial, care strbat deertul pe distane de zeci sau sute de km. Ele au aproape toate elementele unui sistem fluviatil (canale, levee, conuri aluviale). Ex. Wadi Igharghar, Africa de Nord.

Lacurile deertice i subsistemele sabkha continental sunt suprafee endoreice seci sau ocupate temporar de ap (fig. 2.5) (chott-uri, ex. Chott el Dgerid, Africa de Nord), adesea cu salinitate crescut (ex. Deertul Victoria, Australia).

Fig. 2.3. Profilul unei hamade la limita cu ergul i cuverturile de nisip, Sahara algerian

(foto Mldrescu, 1972).

Fig. 2.4. Vedere dinspre marginea unei hamade spre zona de serir cu un pavaj de deflaie format

pe bazalte, Sahara libian, Africa de Nord (foto Danielescu, 2000).


Fig. 2.5. Seciune transversal ntr-o zon deertic cu subsistemele importante ale domeniului deertic (dup Davis, 1992, cu modificri).

Factorii sedimentrii Sedimentarea n mediile deertice este condiionat de existena unor surse

primare de material clastic, de cadrul climatic n care acestea sunt deschise, de posibilele acumulri acvatice i de chimismul lor. Diversele forme de via au un caracter restrictiv, iar procesele de pedogenez nu sunt evoluate.

Natura ariei-surs i aportul terigen controleaz natura i calitatea sedimentelor clastice; zonele montane nalte, cu o energie de relief ridicat i hamadele se constituie n surs de claste (praf, nisip) ca, de altfel, i praful i nisipul din lungul albiilor rurilor secate sau din zonele litorale, de plaje.

Factorii climatici: sistemul eolian care domin regiunea intensitatea i direcia vnturilor,

energia acestora, viteza (mai mare de 510 m/s ) i fora lor de transport determin formarea dunelor de nisip, acumulrile de praf i structurile interne ale sedimentelor;

cantitatea de precipitaii care cad n deert (25 mm/an) controleaz apariia i evoluia sistemelor toreniale, efemere, i alimentarea vilor ce traverseaz deerturile; determin salinitatea primar a apelor din bazinele lacustre; ariditatea este o condiie a apariiei i evoluiei faciesurilor deertice;

temperatura mediului ambiant ntreine evaporaia i influeneaz evoluia salinitii apelor, iar variaiile de temperatur, n special diurne (ziua: + 5055C, iar noaptea sub 0C), accelereaz procesele de clastogenez (termoclastie) la suprafaa hamadelor i n ariile-surs (Drummond et al., 1995).

Amplasarea geografic i salinitatea apelor din lacurile deertice controleaz natura mineralogic a secvenelor evaporitice i morfologia agregatelor autigene.

Lipsa vegetaiei n aria-surs este o alt condiie pentru accelerarea clastogenezei, iar absena ei n spaiile de acumulare a sedimentelor uureaz mult migrarea corpurilor de sedimente.

Cantitatea total de microclaste transportate de vnt spre bazinele marine i oceanice este apreciat la 0,61014 g/an, ceea ce reprezint dup Garrels i Mackenzie (1971) cca 25% din cantitatea de sedimente pelagice care se acumuleaz n zonele abisale i hadale.


Procese i produse; faciesuri-diagnostic n mediile deertice, cele mai active sunt procesele fizico-mecanice urmate,

n mediile sabkha, de procesele chimice. n erguri, pe suprafaa cuverturilor de nisip, se conserv, uneori, i urme ale activitii animale; n paleosoluri, atunci cnd se identific, se conserv urme de rdcini.

Procese fizico-mecanice ntr-o seciune transversal printr-o zon deertic se succed hamade, seriruri,

erguri cu sectoare de interdune, ueduri i mici cuvete lacustre. Mediul arid n care acestea se afl, temperaturile ridicate i variaiile diurne produc insolaii puternice i procese de termoclastie. Dilataii i contracii repetate provoac dezagregri granulare i transform rocile masive i blocurile fisurate ntr-un detritus arenitic, nisipos i siltic-prfos.

Vnturile puternice antreneaz prin deflaie clastele nisipoase i prfoase de pe suprafaa hamadelor din zonele cu acumulri de pietri mai grosier i le transport, n suspensie, spre erguri. Suspensiile au un rol eroziv asupra zonelor care le stau n cale masive de roci, blocuri, martori etc. pe care le lefuiesc prin procesul de coraziune.

Deflaia las, acolo unde blocurile din substrat sunt acoperite de un strat subire de nisip, pavaje de deflaie alctuite din bolovniuri i pietriuri cu faete angulare (dreikanter), lustruite sau lcuite. Dezvoltate cu continuitate, acestea alctuiesc faciesurile de serir (fig. 2.6 i 2.7).

Fig. 2.6. Deert pietros - zon de serir cu pavaj de deflaie n deertul Libiei, Africa de Nord

(foto Danielescu, 2000).

Fig .2.7. Suprafaa unui pavaj de deflaie n zona de serir a deertului de la Hurgada, Egipt.

Galeii au profil triunghiular i suprafaa lcuit (dreikanter) (foto Anastasiu, 2002).

Transportul clastelor este efectuat de micarea aerului, a crei for de transport fa de ap (la o vitez identic) este de circa 300 de ori mai mic. Aerul, fiind un mediu cu viscozitate mult mai redus, va deplasa, de regul, claste cu dimensiuni milimetrice i submilimetrice (diametrul mediu al particulelor din depozitele eoliene este de 0,25 mm), iar viteza vntului necesar pentru a antrena astfel de particule este de 5 m/s.


Cu toate c mecanismele prin care sunt deplasate clastele n mediul subaerian se supun acelorai legi care guverneaz i dinamica granulelor n mediul sub-acvatic (de ex. traciunea, suspensia), efectele aciunii eoliene sunt, ntotdeauna, specifice (Anastasiu, 1998).

Traciunea clastelor de ctre vnt genereaz la interfaa sediment necoeziv aer un covor de traciune cu o nlime variabil de 36 cm, n cadrul cruia micarea particulelor este difereniat, iar forele de forfecare sunt din ce n ce mai active spre partea superioar a covorului. n partea sa de jos, clastele se mic prin alunecare, datorit forelor de inerie i coliziunii cu alte particule, precum i prin saltaie, datorit forei de impact a aerului n partea de sus a covorului(fig. 2.8). Viteza iniial necesar unui curent de aer pentru a antrena claste de 11,5 mm este apreciat la 912 m/s; clastele cu dimensiuni centimetrice (510 cm) pot fi rostogolite pe distane mici. Atunci cnd viteza vntului crete foarte mult, granulele lutitice, siltice i, uneori, arenitice, sunt ridicate i meninute n curent formnd o suspensie eolian (a crei ncrctur de praf poate ajunge pn la 800900 t/km3 aer). n raport cu aria-surs din care provin clastele i cu nlimea n atmosfer pn la care se poate ridica o suspensie eolian, se disting dou situaii frecvente (Friedman, 1978).

Fig. 2.8. Mecanisme de transport al prafului i microclastelor prin aciunea vntului n zonele deertice (dup Einsele, 2000).

Anume: suspensii de mic altitudine (25 km), constituite din particule aparinnd

unei surse uor de precizat i deplasate pe distane reduse fa de aceasta; curenii eolieni pierd treptat particulele transportate i genereaz strate din ce n ce mai subiri, alctuite din granule cu diametrul din ce n ce mai mic (de exemplu, n


loessul din China sunt recunoscute claste din deertul Gobi, iar n cel din Cmpia Panonic apar claste de origine saharian);

suspensii de mare altitudine (1015 km), unde clastele ajung rar i nu li se poate stabili aria-surs. Ele sunt deplasate sub forma norilor de praf, la distane de mii de km de locul ptrunderii n pturile nalte ale atmosferei, iar depunerea lor se face trziu i, de regul, sub influena unor cureni de aer descendeni. Se cunosc cazuri cnd astfel de nori au nconjurat de cteva ori Globul pmntesc; de exemplu, cenua aparinnd vulcanului Hekla (Islanda) a fost deplasat timp de 51 de ore cu o vitez de 75 km/h, pe o distan de peste 3 800 km.

Depunerea suspensiilor eoliene urmeaz legi similare cu acumularea suspensiilor din ap, conform crora procesele de sedimentare decantare sunt controlate de raza particulei, greutatea ei specific, form, viscozitatea mediului, acceleraia gravitaiei n punctul considerat etc. Din date experimentale i observaii de teren generalizate, s-a conchis c viteza de cdere n aer a particulelor, considerate sferice i avnd dimensiuni i greuti specifice identice, este de circa 3050 de ori mai mare n aer dect n ap. Aceast diferen tinde s se reduc mult dac dimensiunile clastelor luate n consideraie sunt mai mici. Datorit viscozitii i densitii foarte mici a aerului, acumulrile eoliene vor fi alctuite din particule cu dimensiuni apropiate, chiar dac greutile lor specifice sunt diferite. Aceast comportare explic situaiile frecvente n care sedimentele din zonele deertice au o sortare bun (sunt alctuite din fraciuni granulometrice apropiate) (Wilson, 1972, Brookfield, Ahlbrandt, 1983).

Graie acelorai proprieti ale curenilor de aer, prin deflaie se contureaz tendina de a fi ridicate n suspensie doar clastele mici, sferice i cu grad bun de rulare. ndeprtarea fraciunii fine dintr-un sediment necoeziv, uscat i slab sortat provoac, dincolo de consecinele resimite n procesul de acumulare, ridicarea valorii dimensiunii medii a clastelor rmase in situ i o mai bun sortare a depozitului respectiv. Detritusul rmas pe loc este mai grosier i, implicit, mai angular; n timp, prin deflaie prelungit i coraziune, se nate pavajul de deert (care definete zonele de serir).

Pe lng aceste aspecte, transportul eolian favorizeaz o coraziune a granulelor de circa 1001 000 de ori mai mare dect cea din mediul acvatic i determin o rotunjire a tuturor granulelor cu d > 0,03 mm (clasa granulometric la care prelucrarea sub ap nu poate modifica rotunjimea particulelor). n urma coliziunii eoliene intergranulare, prin lefuire i impact, la suprafaa clastelor apar noi trsturi exoscopice (morfoscopice): microcratere de impact, creste meandrate, caviti semilunare i caviti n V.

Modificrile structurale superficiale i interne suferite de sedimentele antrenate i acumulate prin aciunea vntului sunt numeroase i apar, succesiv, pe msura creterii vitezei acestuia. Procesele de deflaie reactiveaz nisipuri deja depuse i creeaz suprafee erozionale.


Dintre cele mai caracteristice faciesuri, la diferite scri, n erguri se recunosc: dune, interdune i cuverturi de nisip. Stratificaiile oblice tabulare i ondulaiile eoliene sunt structurile frecvente.

Dunele reprezint acumulri mari de nisip, avnd lungimea bazei ntre 10 i 500 m i fiind conturate n morfologia zonelor deertice ca megaondulaii (fig. 2.9). Crestele lor, adesea transversale i rectilinii pe direcia vntului (dune transversale), se pot curba, devenind semilunare (barcane) sau pot evolua paralel cu direcia vntului (dune longitudinale). Crestele ondulaiilor eoliene i ale megaondulaiilor, datorit fenomenelor de deflaie, pstreaz fraciunile granulometrice grosiere (fig. 2.10). Flancurile scurte, care nclin spre direcia de transport a materialului (deci de naintare a vntului) se identific de foarte multe ori cu suprafaa laminelor oblice frontale ce caracterizeaz structura intern a dunelor (materialul tractat pe flancul lung al ondulaiilor ajunge s se rostogoleasc frontal i s genereze o lamin oblic). Astfel de structuri interne sunt similare cu cele generate n mediul fluviatil. Urmrind mecanismul lor de formare, sesizm c att ondulaiile eoliene, ct i dunele sunt structuri mobile care migreaz ntr-un ritm invers proporional cu lungimea i nlimea lor (Hesp, Fryberger (Eds), 1988; Chan, Archer, 2003; Davis, 1992).

Fig. 2.9. Complex de dune asimetrice generate de vnturi constante cu direcie preferenial i structurile oblice, tabulare nscute n aceste

condiii. Great Sand Dunes, Colorado, S.U.A. (foto Anastasiu, 1994).

Fig. 2.10. Ondulaii de curent eolian (eolian ripple) pe flancurile unor dune transversale,

Africa de Nord (foto Mldrescu, 1972).

Interdunele se dezvolt ntre cmpurile de dune i au trsturi proprii. Ele apar i evolueaz prin procese erozionale i depoziionale (Ahlbrandt, Fryberger, 1981).


Interdunele erozionale sunt culoare eoliene n care vntul, prin deflaie, las pavaje i descoper sedimente mai vechi, pietriuri, blocuri (fig. 2.11).

Interdunele depoziionale sunt zone acumulative n care depuneri eoliene de nisip pot alterna cu depuneri din ap. Nivelul hidrostatic controleaz stabilitatea lor (Galloway, 1983; Reading, 1996; Walker, 1984).

Cuverturile sau draperiile de nisip au grosimi decimetrice sau metrice, extinderi laterale mari i pot aprea interstratificate cu nivele depuse din cureni de ap efemeri. n structura lor intern se disting stratificaii oblice tabulare cu unghi mic, sugernd viteza mare a vnturilor care le-au generat. Partea terminal a unitilor stratale poate prezenta urme (suprafee) erozionale, bioturbaii i urme de rdcini. La suprafaa nivelelor siltice i lutitice se conserv crpturi de uscare i urme ale picturilor de ploaie (Ahlbrandt, Fryberger, 1981).

Sedimentele dunelor, ale draperiilor de nisip i parial ale interdunelor (fracia arenitic) constituie n termeni genetici eolianite, adic sedimente transportate i depuse prin aciunea curenilor eolieni. Se caracterizeaz din punct de vedere granulometric prin fraciuni cu Md1 = 0,180,28 mm i o cantitate de silt i argil pn la 1,5%; sortarea (dup Trash) este bun i foarte bun (fig. 2.12 i 2.13). Din punct de vedere morfometric se caracterizeaz prin sfericitate mare, grad de rotunjime ridicat (Ro pe scara Krumbein > 0,5) i efecte superficiale vizibile (cratere de impact, creste meandrate i caviti n V).

Din punct de vedere mineralogic se constat abundena cuarului, cu suprafee roii, de oxidaie, dar i existena speciilor uor alterabile: feldspai, carbonai, gips; fraciunea grea poate depi 5%, iar cantitatea de mic i clorite este n jur de 1%. n zonele litorale, ele sunt foarte bogate n bioclaste; clastele de sulfai sau de sare nu sunt excluse. Culoarea clastelor este adesea roie i se datorete acoperirii lor, n timp, cu o pelicul de oxizi de fier; n depozitele vechi, datorit diagenezei, aceast culoare este mult mai evident. La suprafaa corpurilor de nisip mai apar urme de reptaie,

1 MD (mediana) = oercentilul de 50% citit pe o curb granulometric cumulativ.

Fig. 2.11. Cmp de interdune echivalent cu un culoar de eroziune eolian n care a aprut un pavaj de deflaie, deertul libian (foto Danielescu, 2000).


striuri circulare date de balansul sau rotirea unor plante, urme ale picturilor de ploaie etc. Ondulaiile eoliene (eolian ripple) (cu lungimea de und ntre 2,5 i 25 cm) au un grad mare de asimetrie, indicele de ondulare este ntre 3070 i prin aceste caractere se deosebesc de ondulaiile de valuri i cele de curent acvatic.

Fig. 2.12. Megastratificaii oblice tabulare n Gresia de Navajo, Jurasic, Arizona, S.U.A., cu un detaliu rednd sortarea bun, sfericitatea ridicat i gradul de rotunjime mare al granulelor de nisip

(foto Vrban, 2004).

Faciesurile wadi sunt definite de conuri de dejecie i aluviuni sporadice: n zonele de piemont, la baza hamadelor se aliniaz conuri aluviale alctuite din fanglomerate (cu structuri interne de tip debris flow) i curgeri de noroi cu sortare slab. Aluviunile din lungul vilor seci, cu mult fraciune argiloas, antreneaz i nisip eolian; uneori, prezint laminaie oblic ncruciat (Tufescu, 1966, Reineck, Singh, 1980).

Fig. 2.13. Parametri granulometrici ai nisipurilor eoliene i evoluia sortrii de la un sediment iniial la nisipul de dune (dup Jipa, 1987).


Procese chimice n multe lacuri din deerturi, mlurile clastice de pe fundul lor se asociaz cu

produse chimice depoziionale sau postdepoziionale. Faciesuri lacustre i sabkha. n zona lacurilor efemere endoreice (de tip

playa sau salinas) i n sectoarele limitrofe se depun sedimente pelitice (mluri) cu laminaie paralel (adesea ciclic, de tip ritmit), se contureaz poligoane de contracie i precipit nivele evaporitice (cu halit, gips, anhidrit); de asemenea, la suprafaa sedimentelor emerse i la marginea lacurilor secate apar cruste i eflorescene (salcret, gipcret chiar fericret) (Eugster, Hardie, 1978; Friedman, Sanders, 1978; Talbot, Holm, Williams, 1994; Benison, Goldstein, 2000).

Apele srate pot proveni din afara bazinului, pot fi legate de izvoare termale asociate cu vulcanism sau se pot forma local, prin evaporare puternic; n acest ultim caz, chimismul lor, de regul foarte variabil, reflect natura geologic a sub-stratului.

Mineralogia evaporitelor continentale este dominat de prezena carbonailor de sodiu (shortit i trona- Na2H(CO3)2.2H2O) i a sulfailor de sodiu (mirabilit, thenardit, gaylussit, glauberit), alturi de care mai apar: halit, gips i, foarte rar, borai Na2B4O7.10H2O), nitrai (salpetru de Chile NaNO3, salpetru de potasiu KNO3) i fosfai.

n lacurile srate (ex. Lop Nor China, Great Salt Lake S.U.A., Amara - Romnia) sau n mri nchise cu regim endoreic (ex. Golful Kara Bugaz, Marea Moart), evaporitele formeaz strate de grosimi centimetrice sau metrice, foarte rar de zeci de metri i sunt caracterizate prin zonalitate areal: srurile mai puin solubile sunt prezente pe marginile lacurilor, iar cele foarte solubile, n centrul lor. Prin cristalizarea complet a apei rmn lacuri uscate sau aa-zisele salar cu evaporite reziduale i frecvente poligoane de contracie la suprafaa lor.

La suprafaa sedimentelor deertice din regiuni care se pot identifica cu sabkha continental de exemplu, n Kazahstan, Tibet, Afganistan, Iran, Chile deertul Atacama, Valea Morii (S.U.A.), Africa de Nord se individualizeaz eflorescene de sruri sau cimentri locale ca urmare a ascensiunii capilare a soluiilor srate din apropierea unor astfel de lacuri sau surse subterane. Pe solurile din aceleai regiuni, bine deschise n Orientul Mijlociu i Africa de Nord apar duricruste evaporitice alctuite preponderent din gips sau sare gem (gipcret, salcret) (Eugster, Hardie, 1978; Allen, Collinson, 1986; Anadon, Cabrera, Kelts, 1991).

Asociaii litologice; arhitecturi specifice Morfologia i, implicit, arhitectura corpurilor de sedimente nscute n

sistemul deertic exprim condiiile care le-au generat i, de aceea, ele apar foarte diferite.

Pavajele de deflaie din seriruri au forme tabulare i extinderi laterale mari la baza hamadelor i n vecintatea ergurilor.


Dunele, n funcie de direcia i fora vntului, de alternana sezoanelor uscate i umede, capt morfologii forate variate (dune liniare sau longitudinale, transversale, circulare, n form de stea sau parabolice, semicirculare, numite barcane, piramidale sau draas, cu nlimi de pn la 400450 m) (fig. 2.14). Ele sunt rezultatul unui eveniment eolian de acumulare a nisipului, urmat, n timp, de procese erozionale, de ndeprtare a unei cantiti de nisip din constituia dunei (Wilson, 1972; Reading, 1996; Pye, Tsoar, 1990).

Fig. 2.14. Tipuri morfologice de dune i geometrii specifice: A dune longitudinale; B dune semicirculare (barcane); C dune stelate (dup Reading, 1996).

Un eveniment eolian poate fi caracterizat printr-un structofacies distinct i delimitat de unitile nvecinate prin suprafee construcionale sau erozionale (adesea plane) formate prin deflaie sau splare. Astfel, se pot distinge:

suprafee de ordinul I: sunt suprafee nete, continui, care intersecteaz toate structurile eoliene subiacente; ele corespund cu suprafeele de migrare a dunelor compuse i complexe de tip draa; coincid i cu suprafaa nivelului hidrostatic (deasupra cruia vechile structuri eoliene sunt stricate prin deflaie);

suprafee de ordinul II: nclin n direcia vntului cu unghiuri variabile; aparin dunelor transversale sau migrrii laterale a dunelor longitudinale;

suprafee de ordinul III sau suprafee de reactivare: sunt suprafee de strate sau lamine, reprezentnd uniti frontale de eroziune i redepunere.

O succesiune vertical de faciesuri eoliene ntr-o dun cuprinde (de jos n sus): pavaj de deert (lag sediment, grosier); pnze stratiforme de nisip cu wind ripple lamination i parallel lamination; nisip cu large-scale foresets of grain-fall lamination i sand flow; nisip cu climbing ripple lamination i plane bed lamination.


Fig. 2.15. Asociaii de faciesuri n secvenele eoliene din Great Sand Dunes, Colorado, S.U.A. Coloana I red alternane de faciesuri formate prin evenimente eoliene (de climat arid) i evenimente acvatice (de climat umed), iar Coloana II, evoluia unor microsecvene datorit modificrii treptate (1, 2, 3) a vitezei vntului (trecerea de la stratificaii cu unghi mic la

stratificaii cu unghi mare) (Boggs Sam, 1987).

Variaiile laterale de facies ale depozitelor eoliene continentale, deertice (inland) se fac spre depozite de tip playa (sabkha continental), conuri aluviale sau cmpii aluviale. Dunele de coast trec lateral n faciesuri litorale, tidale sau non-tidale.

Conservarea faciesurilor eoliene n coloanele litologice se realizeaz greu; dunele continentale pot fi erodate prin splare (la schimbri climatice), iar cele litorale, prin aciunea mrii (n momente de nlare a nivelului de baz); materialul eolian este redistribuit (fig. 2.15).

Conurile aluviale, cu morfologii tipice, mai groase n zona de descrcare a curenilor de ap efemeri sunt localizate la baza hamadelor sau ariilor nalte i se pierd spre erguri. Ele mbrac aceleai faciesuri cu cele din zonele temperate (vezi i sistemul fluviatil). De asemenea, pot atinge grosimi de ordinul zecilor de metri i pot acoperi suprafee de zeci i chiar sute de km2 (Blissenbach, 1954; Rachocki, 1982).

Secvenele de wadi nregistreaz alternane ale unor uniti depoziionale acvatice cu uniti eoliene. Unitile acvatice sunt grosiere, ruditice i arenitice (n facies de aluviuni bazale i bare, cu imbricaii i stratificaii oblice), iar unitile eoliene sunt arenitice i siltice (cu laminaii oblice i ondulaii eoliene).


Depozite vechi; exemple clasice din lume

Depozite vechi, considerate ca fiind formate ntr-un sistem deertic, sunt: Formaiunea Rotliegendes din nord-vestul Europei (Permian), pentru

depozite eoliene, de ued i sabkha continental (Glennie, 1972; Steel, 1974); Formaiunea New Red Sandstone din Scoia (Permian), pentru con aluvial

n regim uscat (Laming, 1966; Steel, 1974) (fig. 2.16);

Fig. 2.16. Coloan litologic rednd o secven coarsening-up (CUS) n depozitele permiene din Europa de Nord, n care sunt evideniate modificri climatice (A) (dup Brookfield, Ahlbrandt, 1983)

i structurile interne ale Formaiunii de Entrada, Colorado (B) (dup Kocurek, 1981).

Formaiunea Exe Group din Anglia (Permian), pentru faciesul wadi; Formaiunea Gipsdalen din Groenlanda (Triasic), pentru depozite eoliene

(dune) i sabkha continental; Formaiunea Gresiei de Navajo din vestul S.U.A. (Jurasic inferior), pentru

depozite eoliene; Formaiunea de Summerville din Utah S.U.A. (Jurasic superior), pentru

sabkha continental; Formaiunea de Botucatu din bazinul Parana, Brazilia (JurasicCretacic).

Dintre formaiunile vechi cu evaporite continentale, cea de Green River (Eocen) (fig. 2.17) din vestul S.U.A. a fost foarte bine studiat. Astzi, ea reprezint o asociaie de dolomicrite i argile bituminoase, n care se intercaleaz peste 25 de strate de trona cu shortit i halit, cu grosimi variabile (113 m) i dezvoltri n suprafa de ordinul miilor de km2.


Fig. 2.17. Blocdiagram pentru modelul de facies al Formaiunii Green River Formation, Colorado, S.U.A., elaborat de Smoot, 197; este detaliat structura intern a conurilor aluviale i sunt redate poligoanele de contracie specifice domeniilor sabkha

(dup Davis, 1992).

Resurse minerale i energetice Resursele asociate faciesurilor deertice exprim capacitatea acestora de a fi

bune rezervoare de fluide (hidrocarburi sau ap), de a avea caliti de ecrane n capcanele pentru petrol i gaze, de a putea concentra substane radioactive cu potenial energetic sau de a constitui, pur i simplu, resurse minerale nemetalifere exploatabile.

Astfel, sunt cunoscute ca importante rezervoare de hidrocarburi faciesurile nisipoase (grezoase) de dune ale unor formaiuni jurasice din vestul S.U.A.

O parte din Formaiunea de Rotligendes (Permian), n faciesul dunelor din Ma-rea Nordului are caracter de rezervor pentru petrol i gaz metan. Faciesul interdunelor din aceeai formaiune joac rol de ecran.

Concentraii de uraniu cu poziie epigenetic se exploateaz din Formaiunea Poison River Basin (S.U.A.).

n zonele deertice cu ariditate accentuat, n ariile de tip playa sau salar (Atacama Chile, Bolivia, n Africa de Nord, Tibet) exist concentraii mari de minerale evaporitice (Talbot, Holm, Williams, 1994).

Salpetrul de Chile (NaNO3) se exploateaz n Chile Atacama, boraxul (Na2B4O7.10H2O) formeaz concentraii importante n jurul unor lacuri din Tibet i n Clear Lake, California, iar trona (Na2H(CO3)2.2H2O) se extrage la Fezzan lng Tripoli, Libia, la Soda Lake, S.U.A. sau n zona Lacului Ciad, Africa.


Probleme ale mediului nconjurtor Sistemele deertice evolueaz odat cu modificrile climatice, iar procesul de

extindere a acestor zone este cunoscut sub numele de deertificare. n ciuda dezvoltrii sale mai lente, acest proces este astzi ncadrat la hazarde naturale.

Deertificarea este un fenomen complex care ine de nclzirea climei i de reducerea cantitii de precipitaii, de intensificarea vnturilor i de creterea evaporaiei. Procesul acioneaz n zonele aride, semiaride i subumede uscate i afecteaz, n prezent, 25% din suprafaa uscatului terestru: n Africa sunt afectate peste 14 mil. km2, n Asia 10 mil. km2, n America Central i de Nord, peste 4,5 km2 ( Drummond et al., 1995; Blteanu, erban, 2005).

Deertificarea se manifest prin reducerea i dispariia covorului vegetal, scderea cantitii de ap din sol urmat de salinizarea i alcalinizarea acestuia, antrenarea dunelor de nisip spre regiuni cultivate sau acoperite de vegetaie. Zonele deertice din Sudan, Africa, s-au extins cu 90100 km n 7 ani i continu s se extind n Asia, Australia, America de Nord.

Repere sedimentologice; criterii de identificare Sistemul deertic este caracterizat de ambiane diferite de sedimentare

conturate de preponderena pe care o au evenimentele eoliene (generatoare de dune, interdune i cuverturi draperii de nisip (fig. 2.18)), procesele toreniale din timpul precipitaiilor (generatoare de conuri aluviale i faciesuri de wadi, canaliforme) i procesele chimice stimulate de evaporaie, n ariile depresionare de tip playa sau salinas (lacuri srate i domenii sabkha). Nu trebuie acceptate criterii generale de recunoatere a sedimentelor deertice.

Faciesurile eoliene din dune i draperiile de nisip Sursa sedimentelor din erguri, principalele arii n care se formeaz dune,

este diferit: zonele limitrofe nalte, lipsite de vegetaie i hamadele cu o clastogenez avansat constituie sursa de nisip i praf pe care vntul o transport, n suspensie, spre ariile depresionare. Albiile secate ale rurilor din deert sau suprafeele coluviilor sunt, frecvent, alte surse de nisip. Granofaciesurile clastice sunt dominate de fraciuni arenitice, nisipoase, cu

sortare foarte bun; fraciunile granulometrice predominante au Md = 125300 microni, iar fraciunea pelitic este sub 5%. Indicele de rotunjime al clastelor este ridicat, iar sfericitatea este mare.

Excepiile se gsesc n pavajele de deflaie n care clastele prezint faete mtuite i muchii ascuite. Craterele de impact eolian sunt trsturi morfoscopice specifice. Structofaciesurile frecvente sunt definite de laminaii i stratificaii oblice

tabulare, cu unghiuri de 2030o. Ondulaiile eoliene (eolian ripple) au un grad de asimetrie ridicat.


Fig. 2.18. Structuri sedimentare specifice domeniului eolian.

Petrotipurile specifice dunelor sunt siliciclastice nisipuri cuaroase, cuaro-feldspatice, rar carbonatice; pelicule de hematit imprim clastelor o culoare roie. Arhitectura dunelor este variat; corpurile nisipoase se extind pe suprafee

considerabile (zeci de mii de km2), iar seturile unui eveniment eolian ating grosimi


de ordinul metrilor i al zecilor de metri. Secvenele CUS caracterizeaz, uneori, faciesurile siliciclastice, atunci cnd evenimentele eoliene sunt urmate de evenimente toreniale, n prezena apei. Limitele dintre secvene sunt marcate de suprafee plane (corpuri tabulare) i, mai rar, de ondulaii asimetrice.

Faciesurile toreniale din conurile aluviale i canalele wadi Sursa sedimentelor este clar: depozitele preexistente din aria bazinului

hidrografic (torenial) care se instaleaz (n momentele cu precipitaii) pe versanii nclinai din vecintatea zonelor deertice. Cu ct zonele sunt mai nalte, cu att sursa este mai activ. Granofaciesurile clastice sunt dominate de fraciuni ruditice, mai rar

arenitice; fraciunea lutitic poate forma draperii subiri la suprafaa conurilor. Adesea, ns, aceasta este ndeprtat ulterior prin deflaie. Sortarea este slab. Indicele de rotunjime este redus, iar sfericitatea variabil. Structofaciesurile sunt neorganizate, determinate de curgeri n mas (de tip

debris flow). Se pot ntlni i imbricaii. Petrotipurile asociate dunelor sunt siliciclastice pietriuri polimictice

descrise ca fanglomerate, parial cimentate; galeii moi pot fi prezeni, iar mineralele instabile chimic (amfiboli, piroxeni) se pot conserva. Pot fi cimentate cu gips, anhidrit, calcit.

Arhitectura conurilor aluviale este tipic; formeaz corpuri izolate sau nlnuite, cu seciune lenticular. Acoper pavaje de deflaie sau dune. Secvenele FUS sugereaz ncheierea evenimentului torenial prin decantarea fraciilor fine. Suprafeele de separaie prezint crpturi de uscare.

Faciesurile evaporitice din lacurile srate i domeniile sabkha Faciesurile sedimentare n lacurile srate i domeniile sabkha (cunoscute ca

medii playa sau salinas) sunt controlate de procese chimice, n condiiile unor medii aride cu evaporaie intens. Sedimentele clastice sunt lutitice (mluri) i nsoite de poligoane de

contracie umplute cu nisip; suprafaa lor poate conserva i picturi de ploaie sau cruste evaporitice. Sedimentele chimice sunt dominate de asociaii de minerale evaporitice:

gips, anhidrit, halit, sruri delicvescente (n zonele cu ariditate excesiv se con-serv azotai de Na i K, carbonai de Na trona sau minerale de bor). Rar, se conserv spori, polen sau diferite tipuri de alge. Faciesurile deertice, n ansamblul lor, se pot asocia, vertical i lateral, cu alte

depozite continentale: fluviale, lacustre sau litorale. O secven idealizat ncepe cu faciesuri playa (lacustre), continu cu faciesuri eoliene (dune i interdune) i se ncheie cu faciesuri coluviale (conuri de dejecie).

4.2. SISTEMUL GLACIAR

n zonele cu temperaturi medii anuale apropiate de zero grade, acolo unde precipitaiile cad sub form de zpad, acumularea i conservarea acesteia conduc la apariia gheii i la formarea ghearilor. Rspndirea pe Glob a ghearilor este controlat climatic, latitudinal i altitudinal. Ghearii ocup att regiuni continentale, ct i zone marine, acoperind, astfel, cca 10% din suprafaa Globului terestru i nmagazinnd 69% din resursele de ap dulce ale Terrei (Hambrey, 1994; Evans, 2003).

n Antarctica i Groenlanda, la sud i nord de cercurile polare, masa de ghea formeaz o calot un nveli continuu (inlandsis), dinamic, dar fragil la variaiile de temperatur.

n zonele montane, la altitudini mai mari de 4 0005 000 m, deasupra nivelului zpezilor venice, gheaa persist i interacioneaz cu rocile din substratul pe care-l acoper i pe care curge, sub aciunea propriei greuti i a gravitaiei. Prezena gheii la mari nlimi genereaz ghearii de tip alpin care las, dup topirea acesteia, un relief specific i depozite clastice variate. Pe toate continentele, cu excepia Australiei, exist astfel de gheari.

Att n calote, ct i n zonele alpine, ghearii au o dinamic proprie determinat de plasticitatea maselor de ghea i de transformrile de faz ale apei sub influena schimbrilor de temperatur. Pentru meninerea lor, rata de acumulare a zpezii trebuie s excead rata de topire.

Subsisteme

Subsisteme morfologice Calota din Antarctica acoper continentul, are aspectul unui platou cu

nlimi variabile (ntre 1 500 i 4 000 m), n care grosimea gheii atinge 4 000 m. Din zona central spre margine se scurg limbi de ghea cu lungimi de sute de km. n jurul continentului, pe mrile marginale se dezvolt platforme de ghea plutitoare banchize rezultate prin nghearea apei de mare.

O asemenea banchiz exist i n Oceanul Arctic (fig. 2.19). Calota din Groenlanda, cu o suprafa de 1,7 mil. km2, acoper insula de la

nord la sud i are grosimi variabile (ntre 400 i 3 000 m). Ea este o surs important de iceberguri pentru mrile i oceanele nconjurtoare.

Sisteme depoziionale continentale

156

Fig. 2.19. Schia Antarcticii (a) i Groenlandei (b) cu extinderea i grosimea calotelor glaciare, (dup Skinner, Porter, 1995, cu modificri).

Ghearii alpini sunt de dou tipuri: de circ i de vale. Ei se formeaz n zonele montane nalte (4 5005 000 m), la latitudinile mai joase i la nlimi mai mici, n zona cercurilor polare. n Europa, n Alpi (n special gheari de vale, ex. Aletsch, Jungfrau, Mer de Glace Mont Blanc), n Pirinei (preponderent gheari de circ), n Asia, n Pamir i Himalaya, n America de Nord, n Alaska (ghearul Malaspina), n America de Sud, n Peru etc.

Subsisteme dinamice n raport cu rolul ghearilor n procesul de eroziune i acumulare glaciar, n

cadrul unui ghear se disting patru sectoare: 1) sectorul subglaciar, din lungul contactului cu substratul; 2) sectorul supraglaciar, de la suprafaa ghearului, aflat sub influena

variaiilor climatice (sezoniere); 3) sectorul intraglaciar (sau englaciar), care corespunde masei ghearului i

nu are rol sedimentogenetic; 4) sectorul proglaciar, din faa calotelor glaciare sau a limbilor de ghea,

unde au loc fenomene de topire; dup mediul n care intr n legtur se deosebesc arii de sedimentare glacio-marine, glacio-lacustre i glacio-fluviatile (fig. 2.20).

Sistemul glaciar

157

Fig. 2.20. Morfologia ghearilor montani tip alpin cu amplasarea zonei de acumulare, a celei de ablaie i a principalelor depozite glaciare (dup Skinner, Porter, 1995, cu modificri).

Factorii sedimentrii Instalarea i evoluia unui sistem glaciar sunt controlate de toi acei factori

care permit transformarea apei i, respectiv, a zpezii, n ghea. Regimul climatic asociat cu poziia geografic, latitudinal i/sau trsturile geomorfologice ale unui relief montan nalt sunt principalii factori care controleaz naterea i acumularea sedimentelor glaciare. Dinamica proprie a maselor de ghea i modificrile de faz prin care aceasta trece dup acumulare reprezint alte cauze care explic diversitatea proceselor ce acioneaz n cadrul acestui sistem natural (Mickelson, Attig, 1999; David, 2004).

Regimul climatic polar i subpolar, precipitaiile sub form de zpad i temperaturile medii anuale sub 0C, controleaz fenomenele de acumulare a zpezii, transformarea ei n ghea i dinamica acesteia, prin curgere i topire.

n zonele n care temperatura se afl permanent sub punctul de topire a gheii se dezvolt gheari reci sau uscai, fr ap liber n sistem, iar n zonele cu temperaturi care trec peste punctul de topire a gheii se formeaz gheari temperai sau umezi, cu ap liber n sistem. Precipitaiile abundente asigur acumularea zpezii i creterea volumului de ghea.

Modificrile de faz. Atunci cnd cantitatea de zpad czut ntr-o arie nival de obicei, n anotimpul rece depete cantitatea de zpad topit i evaporat prin procesul denumit ablaie, aceasta se acumuleaz i se ngroap sub propria


158

greutate (fig. 2.21). Zpada trece treptat n firn, o form granular de ghea care, la rndul ei, sub presiunea maselor acoperitoare, trece n ghea cristalin, compact, cu o densitate de pn la 0,9. Datorit plasticitii sale, gheaa muleaz relieful pe care se instaleaz i, acolo unde exist pante i denivelri, curge sub aciunea gravitaiei.

Fig. 2.21. Relaia dintre acumularea gheii i fenomenul de ablaie n timpul unui ciclu glaciar (dup Skinner, Porter, 1995).

Schimbrile de mas. Pierderea de mas din ghear la partea sa superioar prin ablaie (evaporare i topire) sau n talpa sa prin topire n lungul substratului poate fi compensat prin acumulare de zpad n circuri i vi i asigur retragerea sau naintarea ghearului; prin aceasta, se fixeaz poziia sedimentelor n cadrul sistemului.

Dinamica gheii. Masa de ghea curge sub propria greutate cu viteze de ordinul centimetrilor i metrilor n 24 de ore i determin att eroziunea substratului (cu 110 mm/an), n sectoarele n care i deplasarea sa este mai lent, ct i transportul sedimentelor de pe suprafaa sau din masa ghearului.

Punerea n micarea a masei de ghea se realizeaz peste o anumit grosime critic, dependent de unghiul de nclinare a reliefului. Sub presiunea maselor de ghea cu grosimi mari, punctul de topire al apei scade i, sub ghear, apare un film de ap cu rol de lubrifiant, care uureaz micarea.

Astfel, deasupra unor pante de 12o, stratul de ghea ncepe s curg dac grosimea sa este mai mare de 6065 m; n schimb, deasupra unor pante mai mari de 40o, stratul de ghea curge i la grosimi mai mici de 2 m.

Vitezele de deplasare a maselor de ghea sunt mai mici n calote i la marginea lor i mult mai mari n zonele montane, alpine. De exemplu, n Alpi, limbile ghearilor din lungul vilor glaciare pot nainta cu 1014 km/an, iar n Himalaya cu 12 km/an, iar vitezele de deplasare sunt mai mici la contactul cu substratul dect n masa sau la suprafaa lor (Tufescu, 1966).

nceput

Sistemul glaciar

159

Fig. 2.22. A, B Gheari n Mii Stncoi, Canada, Alberta, Banff National Park (foto Bogdan Vrban, 2004), C, D Vi glaciare n Islanda, (www-the free Wikipendia encyclo-pedia, 2005).


160

Procese i produse; faciesuri-diagnostic Bilanul glaciar sau raportul dintre acumularea gheii i pierderea sa prin

ablaie controleaz evoluia unui sistem glaciar (v. fig. 2.21). Procesele nivale sunt procese exclusiv mecanice, agresive prin capacitatea de

eroziune (exaraie) a maselor de ghea i cumulative prin sedimentele depuse n momentele de dezghe (Mickelson, Attig, 1999).

Eroziunea glaciar rezid din greutatea masei de ghea, ncrctura clastic a acesteia i fragilitatea petrografic a substratului (fig. 2.22, 2.23, 2.24, 2.25). Frecarea cu substratul i capacitatea de zgriere a clastelor din talpa ghearului permit ruperea de fragmente din substrat, lustruirea i zgrierea suprafaelor subjacente care pot conserva direciile de deplasare a gheii. Efectele geologice sunt striurile glaciare (liniaii evidente, continue) i spinrile de berbec (roches moutonees suprafee lustruite conservate la suprafaa rocilor din paleoreliefurile glaciare).

Dac sub calotele glaciare formele generate de exaraie nu sunt vizibile, n regiunile montane, cu gheari de tip alpin, se disting multe forme de relief, cum ar fi: circuri glaciare, vi glaciare cu profil morfologic n form de U i cderi n trepte (praguri), creste sau custuri, hornuri, turnuri.

Fig. 2.23. Elemente geomorfologice ntr-o zon glaciar (dup Strahler, 1973, cu modificri).

innd cont de dinamica gheii i de transformrile succesive i repetate de faz (nghedezghe), de relaiile acesteia cu pereii i substratul litologic al ghearului, principalele procese i produse depoziionale se difereniaz n funcie de zona din ghear care constituie un fel de subsistem de acumulare (Reading, 1996). Aceste sectoare sunt: subglaciar, supraglaciar, intraglaciar i proglaciar (tabelul 2.1).

n sectorul subglaciar topirea gheii este posibil i un curent de ap poate antrena clastele desprinse din substrat. Deformarea mecanic a sedimentelor formate este o caracteristic a acestui mediu. n ansamblu, se formeaz morene (till-uri, mixtite sau diamictite) bazale, cu grosimi variabile (ntre 1040 m, mai mari n zonele depresionare), n care se pot distinge faciesuri neorganizate, masive i faciesuri stratificate. Depozitele sunt slab sortate, blocurile angulare sunt prinse

Sistemul glaciar

161

ntr-un amestec relativ omogen de argil, silt i/sau nisip (prin aceste trsturi, un astfel de sediment se apropie de caracteristicile curgerilor gravitaionale, ale diamictitelor).

Fig. 2.24. Sectoarele unei zone glaciare i distribuia asociaiilor litologice n cadrul unei seciuni transversale (dup Reading, 1996, cu modificri).

Din punct de vedere mineralogic, constituenii metastabili i instabili de tipul feldspailor, silicailor feromagnezieni se conserv. Litoclastele grosiere (galeii) au tendina de a se orienta paralel cu direcia de curgere a gheii i, frecvent, de a conserva zgrieturi cu o aceeai orientare; imbricaiile sunt mai rare.

Fig. 2.25. Blocuri eratice i striuri mecanice, de zgriere, lsate de ghear dup retragerea sa. Imagini din Alaska (dup www-Wikipedia the free encyclopedia, 2005, cu modificri).


162

n sectorul supraglaciar materialul clastic provine prin desprindere i smulgere din pereii ghearului, prin aport eolian (praf) sau acvatic (toreni) ori prin alunecri n mas. Acumularea sa pe suprafaa ghearului poate crea o cuvertur aluvial care protejeaz ghearul de radiaiile solare i care poate fi pus n micare atunci cnd suprafaa ghearului ncepe s se topeasc.

Aceast sarcin sedimentar se deplaseaz lent odat cu ghearul spre regiunile n care media termic anual depete 0C. La topirea gheii active, sarcina este depus sub form de till-uri de ablaie, de regul, nestratificate. Blocurile mari au caracter exotic i sunt denumite blocuri eratice (fig. 2.26).

Fig. 2.26. Blocul eratic (cel mai mare din lume) de la Okotoks, nord de Calgary, Alberta, Canada (foto Anastasiu, 2007).

n masa ghearului (sectorul intraglaciar), pe msur ce volumul su crete sunt ncastrate claste foarte diverse ca mrime, form i natur petrografic. Ele sunt dispersate n masa ghearului i se mic odat cu el. n acest fel, clastele nu vor fi prelucrate i se vor depune alturi de faciesuri bazale sau de cele superficiale atunci cnd ghearul se va topi.

n sectorul proglaciar din faa limbilor de ghea sau de la marginea calotei (care se poate restrnge n spaiul continental sau poate nainta pn n mare sau ocean), procesele nivale i mecanismele de acumulare a clastelor au interferene cu dinamica mediilor fluviatile, lacustre sau marine, dup cum masele de ghea ajung n aceste medii sau interacioneaz cu ele. Studiile atente i analizele comparative au pus n eviden faciesuri hibride, mixte glacio-fluviatile, glacio-lacustre i glacio-marine cu foarte frecvente procese de resedimentare (Boggs, 1987).

Sistemul glaciar

163

Tabelul 2.1

Uniti, nivele, procese, produse i trsturi sedimentologice Uniti nivale

Arii depoziionale

Procese Produse Trsturi sedimentologice

Subglaciar Exharaie eroziune glaciar

Striuri Liniaii mecanice

Curgeri gravitaionale Till-uri bazale Sortare slab Structuri neorganizate

Supraglaciar Curgeri gravitaionale Till-uri de ablaie

Sortare slab Structuri neorganizate

Proglaciar Glacio-fluviatil Depuneri din cureni

de ap Cureni tractivi

Till-uri stratificate Aluviuni

Sortare medie Stratificaii paralele slabe Granoclasri, imbricaii

Glacio-lacustru Depuneri ciclice din suspensii acvatice

Varve Stratificaii i laminaii paralele ritmice

Glacio-marin Depunerea blocurilor i a suspensiilor la topirea icebergurilor

Mluri glaciare Blocuri eratice (dropestone)

Deformarea sedimentelor abisale, blocuri exotice (cor-puri strine)

Faciesurile glacio-fluviatile se caracterizeaz prin naterea unor cureni de ap (ruri subnivale) sub limba de ghea. Ei creeaz la contactul dintre talpa ghearului i roca vie un regim mixt fluvio-glaciar care continu n cmpiile din faa ghearilor sub forma unor ruri mpletite (braided systems) sau organisme toreniale care genereaz cmpuri de aluviuni i conuri aplatizate.

Faciesurile acestea se caracterizeaz prin stratificaie (aa-numitele depozite glaciare stratificate) i, uneori, granoclasri. Apa, prelund n drumul ei sarcina cea mai fin materialul lutitic i siltic las n depozitul morenic din faa ghearului sarcina cea mai grosier, iar cantitatea de fraciune ruditic crete n aceste depozite.

Faciesurile glacio-lacustre se definesc prin fraciunea fin care se acumuleaz n lacuri glaciare genernd varve: argile microstratificate cu laminaie paralel determinat de alternana ritmic a laminelor lutitice (negre i mai subiri, de iarn) cu lamine siltice (albe i mai groase, de var) depuse n anotimpul rece i, respectiv, n cel cald. De asemenea, sunt posibile faciesuri deltaice sau prezene eratice de blocuri czute peste sedimentele fine lacustre (Flint, 1971; Oerlemans, 1989; Deynoux, Miller, Domack, Eyles, Fairchild, Young, 2004).


164

Faciesurile glacio-marine au urmtoarele trsturi: masele de ghea desprinse din calotele glaciare i deplasate sub form de iceberguri spre latitudini mici (605045 sud i nord) ajung s se topeasc i las sarcina lor sedimentar s contamineze suspensiile pelagice i s se acumuleze n cmpiile abisale ale oceanelor; clastele foarte grosiere provenite din iceberguri constituie aa-numitele blocuri eratice a cror prezen n sedimentele din largul oceanelor continu s ridice multe probleme legate de originea (sursa) lor (fig. 2.27).

Fig. 2.27. Model generalizat pentru dinamica gheii i a apei n sectorul glacio-marin cu aport de ap i sedimente prin tunele subglaciare (Boggs, 1987, cu modificri).

O alt parte din materialul morenic poate ajunge n bazinele marine prin intermediul unei reele hidrografice subnivale, care-i terge, ns, caracterele petrografice iniiale (Anderson, Ashley, 1991; Anderson, Ashley, 1991; Anderson, 1999).

Cantitatea total de material detritic transportat anual de gheari n ocean este apreciat la 20.1014 g/an, din care 19.1014 g/an numai de pe suprafaa calotei antarctice (0,69 km3/an).

Asociaii litologice; arhitecturi specifice n evoluia sa, un ghear formeaz un sistem stabil, cu un echilibru dinamic

ntre zona de acumulare a zpezii (respectiv, a gheii) din circuri i zona de ablaie din limbile sale terminale (Chan, Archer, 2003; David, 2004).

Morfologia (geometria) corpurilor de sedimente glaciare (Strahler, 1973) acumulate prin procesele descrise mai sus se conserv sub diverse forme (fig. 2.28):

Sistemul glaciar

165

Fig. 2.28. Morfologia corpurilor de sedimente glaciare i relaia lor cu principalele formaiuni morenice (dup Strahler, 1973, cu modificri).

sandre, cmpii morenice, morene lobate i conuri cu coline domoale de origine fluvio-glaciar; ocup sute de km2 n Islanda, Scandinavia etc.;

drumlinuri, coline de forme elipsoidale, asimetrice longitudinal, situate n spatele morenelor frontale; ex.Rochester, New York;

eskere, ramblee sinuoase nalte de 2070 m i alungite pe mai muli km, la marginea limbilor de ghea; sugereaz foste canale i tunele (ex. Canada, Scandinavia);

kame, terase fluvio-glaciare mameloane sau proeminene cu flancuri nclinate situate ntre doi gheari i la partea inferioar a arcului generat de morenele frontale; microdelte i plaje (ex. n Alaska i Canada).

Asociaiile de faciesuri, respectiv secvenele verticale care pot fi reconstituite n cadrul profilului longitudinal al unui sistem glaciar difer considerabil ntre zonele de alimentare a ghearului, zonele de ablaie i zonele proglaciare. naintrile i retragerile repetate ale limbilor de ghea sunt responsabile pentru natura succesiunilor de sedimente. Secvenele care surprind mai multe tipuri de procese au caracter de fining-up sequence (FUS) att n mediile continentale, ct i n cele glacio-marine (fig. 2.29).

Astfel, faciesul till-urilor bazale este urmat de faciesuri diamictitice neorganizate i slab stratificate, cu structuri de topire a gheii, apoi de faciesuri fluviatile tip braided (mpletit) sau faciesuri lacustre, cu varve. Faciesurile supraglaciare sau cele de loess nchid secvenele de tip continental.

n secvenele glacio-marine, till-urile bazale, cnd se conserv, sunt urmate de faciesuri tractive, de curgere gravitaional urmate de laminite-ritmite cu blocuri eratice (fig. 2.30).


166

Fig. 2.29 A, B Lac glaciar, ghearul Tumbling, Columbia Britanic, Canada, foto Porter, 2004; C Lacul Avrig, Mii Fgra, foto Anastasiu, 1968; D Iceberg, Antarctica, foto din www-the free Wikipendia encyclopedia 2005; E Bloc eratic tip dropstone n pelagite paleozoice, foto Hoffman/ Schrag, 2004, Snowball Earth.

Sistemul glaciar

167

Fig. 2.30. A Procese de naintare i retragere a ghearilor. Morfologia i structura corpurilor glaciare: B, C Gheari n Mii Stncoi, Canada, Alberta Jasper National Park, foto Bogdan Vrban,

2004; D, E, F Corpuri glaciare n Alaska, din www-the free Wikipendia encyclopedia, 2004.


168

Depozite vechi; exemple clasice din lume Primele glaciaiuni din istoria Pmntului au fost nregistrate la nivelul

Proterozoicului inferior (2,72,3 mld. ani) i s-au repetat, apoi, n Proterozoicul superior (600 mil. ani), n Ordovician (460430 mil. ani), Carbonifer Permian inferior (350260 mil. ani), Eocen superior Oligocen (40 mil. ani), Pleistocen (3 mil. ani).

Reconstituiri paleoclimatice sugereaz momentele de rcire i de nclzire din ultimele 600 mil. de ani i tind s le invoce dou cauze majore:

1) pe termen lung, modificarea raporturilor uscat ap din Paleozoic, Mezozoic i Cainozoic, drifturile continentale generate de micarea plcilor tectonice i efectele lor asupra coordonatelor geografice (modificarea latitudinilor) i a circulaiei apelor oceanice (relaia cureni reci cureni calzi);

2) pe termen scurt, rolul ciclurilor Milankovi precesie, oblicitate, excentricitate n schimbrile climatice (Deynoux, Miller, Domack, Eyles, Fairchild, Young, 2004; Hubbard, Glasser, 2005).

Cteva secvene clasice, foarte semnificative pentru asociaiile de facies ale sistemului glaciar au fost descrise n literatura de specialitate: Tillitele de Gowganda, Tillitele din Formaiunea de Smalfjord, Tillitele din Sahara occidental, Formaiunea Cape Melville, Formaiunea de Yakatanga.

Tillitele de Gowganda, Ontario Canada (Precambrian mediu). n supergrupul Huronian, de care aparine partea bazal a Formaiunii de Gowganda, poate fi identificat o secven n care un facies diamictitic subglaciar repauzeaz peste un regolith i suport ritmite definite de cupluri gresiidiamictite, clastsupported, interpretate a reprezenta depuneri periodice n fruntea ghearilor, prin aport subglaciar, n elfuri de mic adncime, controlate de micri mareice. Secvena se ncheie cu un facies diamictitic, neorganizat care nglobeaz blocuri eratice (dropestone) (Mustard, Donaldson, 1987).

Tillitele din Formaiunea de Smalfjord, Finnmark, Norvegia (Precambrian superior Vendian) conserv, n cadrul unei paleovi, trei secvene diferite: secvena inferioar cuprinde faciesuri intraglaciare cu diamictitetillite, masive, neorganizate, cu claste intraformaionale; secvena medie include termeni supraglaciari i proglaciari cu diamictite stratificate (conglomerate i gresii); secvena superioar conine o secven glacio-fluviatil cu conglomerate imbricate i gresii cu stratificaii oblice, tabulare (fig. 2.31) (Edwards, 1975).

Tillitele din Sahara Occidental Mauritania (Ordovician superior) apar n secvene succesive de diamictite i gresii masive, n facies proglaciar i braided, urmate de diamictite masive n facies supraglaciar i de argile cu graptolii care marcheaz nceputul transgresiunii marine (fig. 2.32) (Deynoux, 1985).

Sistemul glaciar

169

Fig. 2.31. Asociaii de faciesuri n coloana litologic generalizat a Formaiunii de Smalfjord, Precambrian superior, Norvegia (dup Edwards, 1975)

Formaiunea Cape Melville (Oligocen superior Miocen inferior) din Insula Shetland, Islanda, cuprinde o secven glacio-marin (150 m grosime), alctuit din patru uniti faciesale: A debrite grosiere interstratificate cu argile i gresii, n facies proximal, B argile i siltite, fin-granulare, C D argile marine distale cu blocuri eratice (dropestone). Succesiunea sugereaz schimbri periodice ale liniei

Fig. 2.32. Asociaii de faciesuri n coloana litologic generalizat a Tillitelor din Sahara Occidental Mauritania (Ordovician superior) (dup Deynoux, 1985).


170

rmului ca o consecin a retragerii i naintrii ghearilor n urma unor modificri climatice (Troedson, Riding, 2002).

La nivelul Cenozoicului trziu este bine-cunoscut Formaiunea de Yakatanga (constituit din mixtite, glacio - marine) din Alaska de sud.

Glaciaiunea cuaternar n timpul Cuaternarului, ncepnd cu Pleistocenul (datat radiometric, acum

1,6 mil. ani) s-au succedat mai multe perioade glaciare i interglaciare denumite diferit n Europa (Alpi) i continentul nord-american (vezi tabelul 2.7 seciunea 2.3).

n momentele de maxim extensie a perioadelor glaciare, ghearii au acoperit 30% din suprafaa continentelor i au putut cobor pn la latitudini de 40o N i S. Grosimea cuverturilor de ghea a atins 3 000 m i, n consecin, nivelul Ocea-nului Planetar a sczut cu cca 120 m. n regiunile proglaciare i periglaciare s-au instalat numeroase lacuri, iar permafrostul solul ngheat pe muli metri adncime s-a extins cu sute de km i a afectat solul i formaiunile imediat subiacente.

Plecndu-se de la premisa c izotopul greu al oxigenului (18O) se concentreaz mai mult n apele reci dect n cele calde (n care se concentreaz 16O), s-au efectuat analize n carotele de ghea din Groenlanda urmrindu-se variaiile raportului 18O/16O. Concluziile au permis evaluarea evoluiei mediilor termice atmosferice i, n consecin, tendinele de rcire i nclzire n sistemul glaciar. Astfel, se poate confirma existena unor modificri climatice ciclice (fig. 2.33).

Fig. 2.33. Variaiile izotopului greu al oxigenului (18O) ntr-o carot de ghea extras din calota Grenlandei (dup Shirai, Tada, 2000).

Sistemul glaciar

171

Studiile au examinat o perioad ncepnd cu Pliocenul, de acum 2,4 mil. de ani i au stabilit 44 de stadii izotopice marine (MIS). O perioad glaciar important a fost stabilit acum 850 000 de ani (i corespunde lui MIS 22), iar de atunci pn n prezent au mai fost reinute perioade reci n stadiile MIS 2,6,12 i perioade de nclzire, interglaciare, n stadiile 1, 5, 9 i 11 (Shirai, Tada, 2000).

Resurse minerale i energetice Sistemul glaciar, comparativ cu alte sisteme naturale, nu deine un potenial

economic important. Nisipurile i pietriurile asociate morenelor frontale i sedimentelor din zonele periglaciare sau proglaciare pot face obiectul unor exploatri rentabile.

Probleme ale mediului nconjurtor Variaiile climatice repetate i creterea temperaturii medii anuale la

suprafaa Globului, n special n urma efectului de ser, generat de creterea coninutului de CO2 n atmosfer, are drept consecin nclzirea atmosferei i accelerarea topirii maselor de ghea din calote i ghearii alpini. Volumul apei n bazinele oceanice va crete, vom asista la o nlare eustatic glaciar a nivelului Oceanului Planetar i, implicit, la schimbarea liniilor de rm (tendine de transgresiune).

Pe msur ce masa de ghea de pe continente scade, prin topire, marginea continentelor tinde s se reechilibreze i ncepe s se nale. Fenomenul este evident att n emisfera nordic, ct i n emisfera sudic. Cercetri care au confirmat aceste nlri s-au fcut n Canada, Scandinavia i rmurile Mrii Baltice. Pe acestea din urm au fost descoperite plaje nlate la 275 m fa de nivelul actual al mrii; n Golful Hudson sunt estimate nlri de 0,601 m/secol (Skinner, Porter, 1995; Mickelson, Attig, 1999).

n timp geologic variaiile climatice au un caracter ciclic i ele au putut fi puse n eviden prin analiza, n secvenele sedimentare, a izotopilor oxigenului 18O/16O.

Topirea brusc a gheii i a zpezii acumulate pe vrfurile vulcanilor adormii care tind s-i reia activitatea provoac curgerile mloase cu blocuri, cunoscute sub denumirea de lahar (fig. 2.34). Invazia lor peste zone locuite poate avea efecte catastrofale. Aparate vulcanice afectate de curgeri rezultate n urma topirii maselor de ghea se cunosc n Alaska (Mount Augustine), n Canada (Hoodoos Mountain), Islanda (Mount Garibaldi), S.U.A. (Mount Rainier Washington; White River Glacier Oregon), Columbia (Nevado del Ruiz) etc.


172

Fig. 2.34 A Acumulare de zpad i ghea pe vulcanul Augustin, Alaska, foto din www-the free Wikipendia encyclopedia 2005; B Erupia vulcanului Augustin, Alaska, foto din www-the free

Wikipendia encyclopedia 2005.

Sistemul glaciar

173

Repere sedimentologice; criterii de identificare

Temperaturile sczute i fluctuaiile climatice controleaz formarea, naintarea i retragerea ghearilor pe suprafeele continentale. Faciesurile depoziionale sunt, n exclusivitate, clastice i poart amprenta proceselor nivale, dar i efectele cumulate ale unor prelucrri fluviale, eoliene sau marine. Caracterul hibrid, mixt, al depozitelor glaciare este o trstur constant, iar identificarea, n depozitele vechi, a faciesurilor glaciare este un exerciiu dificil. Sursa de material o reprezint rocile din substratul zonelor n care se

instaleaz i acioneaz ghearii, respectiv, din pereii circurilor i vilor glaciare prin care acetia curg. Transportul clastelor este efectuat de masa ghearului sau de apa rezultat

din topirea lui: sub ghear, la suprafaa acestuia sau n faa sa. Procesele de resedimentare sunt foarte frecvente i de aceea, n timp, unele trsturi specifice se pot terge. Efectele transportului (sau submpingerii) n mas sunt frecvente, dar i ale curenilor de ap. Granofaciesul acoper un spectru larg de la cel ruditic la cel silto-lutitic

(mlos), accidental exotic (prin aport de blocuri din iceberg-uri, aa-zisele dropestone, care deformeaz substratul. Sortarea n till-uri este foarte slab, blocurile i galeii rmn angulari (dac nu provin prin resedimentare) i au suprafeele lustruite, cu liniaii mecanice evidente (striuri de zgriere); compoziia mineralogic reflect ntotdeauna substratul i conserv specii cu grade de stabilitate diferite (inclusiv minerale uor alterabile). Structurile interne sunt neorganizate, dar i slab stratificate atunci cnd a

intervenit transportul i depunerea subacvatic. n faciesurile glacio-lacustre, laminaiile paralele, orizontale i structurile ritmice caracterizeaz varvele. Printre produsele intraglaciare se numr i peletele morenice corpusculi mloi aglutinai ntre cristalele de ghea. Petrografic, depozitele glaciare sunt para-conglomerate (matrix-supported),

gresii nestratificate sau slab granoclasate, argile. Loessul este un produs considerat, n parte, prin natura materialului primar, siltul uscat i neconsolidat din zonele proglaciare un depozit de origine glaciar, transportat de vnt. Ritmitele se identific n masa de ghea, dar nu se pot pstra dup topirea

gheii. Ele sunt un bun indicator al fluctuaiilor climatice. n lacurile glaciare i n depozitele vechi, acestea se conserv i indic schimbrile sezoniere de temperatur.

4.3. SISTEMUL FLUVIATIL

Este un sistem controlat i definit de distribuia reelei hidrografice n ariile continentale. Un organism fluviatil se manifest n cursul superior (zona montan) ca un agent de eroziune i transport, iar n cursul mijlociu (zona submontan) i cel inferior (zona de cmpie) ca un agent de transport i mediu de acumulare.

Corpurile acumulative, depoziionale, variaz foarte mult att n profilul longitudinal al fluviului (rului), ct i n profilul su transversal.

Factorii sedimentrii Procesele depoziionale n sistemele fluviatile sunt controlate de factori care

pot aciona individual sau n corelaie cu ali factori. Astfel, natura rocilor din aria-surs i stabilitatea lor influeneaz calitatea granofaciesului clastic; acest factor, corelat cu regimul climatic i morfologia sursei bazinului de drenaj determin aportul de sedimente din sistem i, implicit, rata de sedimentare n diversele segmente ale profilului longitudinal (fig. 2.35; 2,36).

Poziia organismului fluvial fa de regimul climatic controleaz volumul de ap (debitul) din sistem. Trsturile hidrodinamice ale acestuia (vitez, regim de curgere, turbulen, competen etc.) sau periodicitatea cu care acioneaz (sezonier, ciclic sau disciclic, catastrofic etc.) vor determina procesele implicate (eroziune, dispersie, depunere) n albii i mecanismele de transport (individual debit tractat, debit n suspensie; deplasri n mas curgeri gravitaionale).

Fig. 2.35. Elementele unui bazin hidrografic.

Sistemul fluviatil

175

Fig. 2.36 Sectoarele din cursul unui ru n profil longitudinal.

Relaia tectonic sedimentare (aluvionare) este evident n sistemele fluviatile cu poziie proximal fa de ariile-surs active (inclusiv n conuri aluviale), n care formarea unor megasecvene grosiere, de diverse tipuri/polariti este direct legat de procesele de nlare (uplift) sau de subsidena surselor.

Adncimea de sedimentare este redus (de regul 15 m, rar mai mult) i impune scara diverselor arhitecturi depoziionale. Comparativ cu alte ambiane, arhitecturile fluviatile sunt definite de corpuri mai subiri, metrice, iar variaiile laterale de facies sunt foarte frecvente.

Subsisteme asociate. Criteriile de apreciere a mediilor de sedimentare ntr-un sistem fluviatil sunt foarte diferite. Cele mai importante criterii utilizate n acest sens sunt: aspectele geomorfologice ale profilului (vii); calitatea debitului solid (a sarcinii clastice) i, n plan orizontal, gradul de sinuozitate al cursului.

I. Aspectele geomorfologice ale traiectului. Efectele sedimentrii fluviatile sunt generate de procesele depoziionale i erozionale care se petrec la diverse scri; ele capt morfologii distincte i apar n diverse segmente ale vii, longitudinal sau transversal. Astfel, se pot remarca (fig. 2.37):

a) forme de eroziune: canalul de etiaj (talvegul) locul cu scurgere permanent i nedelimitat

lateral, prin maluri; albia minor (canalul = channel) sectorul de scurgere permanent a

rului, delimitat de maluri; albia major (lunca = flood plain alluvial plain, overbank) sectorul ocupat

de ru la viituri (inundaii); b) forme de acumulare: n albia minor: aluviuni bazale (channel floor, lag deposit), bare axiale,

transversale (bars), renii sau bancuri arcuite (point bar), bare de inundaie (chute bar), canale colmatate i prsite (channel fill);


176

n albia major: cmpii aluviale (pnze aluviale = flood plain), levee de viitur (natural levee), conuri de crevas (crevase splay), meandre prsite (oxbow lake);

conuri de dejectie (alluvial fan), care intersecteaz i/sau se suprapun, la confluena cu un afluent de ordin inferior, peste albia minor sau major.

Fig. 2.37. Seciune transversal printr-o vale fluvial n care se disting principalele subsisteme morfologice (albia minor, albia major i conul aluvial) i principalele corpuri aluvionare.

II. Calitatea debitului solid (a sarcinii clastice). Trsturile granulometrice ale sistemului fluviatil sunt uor de recunoscut i pot fi exprimate ca:

a) un granofacies al formelor acumulative ale canalului (ex. al barelor, aluviunilor bazale), cel mai comun, n spectrul granulometric ruditic (finmediu) arenitic (fin);

b) un raport ntre sarcina de fund i cea n suspensie; din acest punct de vedere se disting cursuri:

cu debit predominant tractat (cu sarcina de fund bed load); cu debit n suspensie (suspended load); cu debit mixt (mixed load). III. Aspectul n plan orizontal al profilului longitudinal se poate caracteriza

prin: a) sinuozitatea traiectului, adic prin raportul ntre lungimea canalului i

lungimea vii (curbura cursului); b) gradul de mpletire, cnd canalul principal se ramific i nchide

temporar sau permanent, diverse forme acumulative (ex. bare). Astfel, se pot distinge: cursuri mpletite (braided ex. Brahmaputra, Dunrea ntre Ostrov i Brila); cursuri meandrate (meandering ex. Dunrea pe braul Sf. Gheorghe,

Mississippi, Maiandros); cursuri anastomozate (anastomosing ex. Columbia, centrul Australiei,

Botswana);

Sistemul fluviatil

177

cursuri drepte (straight ex. Rin). Schemele moderne de clasificare a sistemelor fluviatile (ex. Schumm, 1972;

Einsele, 1992; Orton, Reading, 1993) integreaz toate aceste criterii; subsistemele tratate n lucrare sunt redate n fig. 2.38.

Fig. 2.38. Clasificarea sistemelor fluviatile dup granulometria dominant, ponderea sarcinii, sinuozitate i morfologia canalului (dup Einsele, 2000).

Procese i produse; faciesuri-diagnostic n sistemele fluviatile, procesele de sedimentare sunt exclusiv mecanice, iar

faciesurile sedimentare apar ca efect al interaciunii dintre eroziune i depunere. Spectrul faciesurilor este variat i se modific n lungul profilului hidrografic sau transversal pe el. Pe suprafeele exondate, dar n special n albia major, se pot ntlni procese chimice de alterare i solificare.

Rolul eroziunii. Eroziunea acioneaz cu intensiti diferite i la scri diferite: aciunea curenilor de ap asupra substratului determin apariia structurilor erozionale (tip scours, hollows etc.) iar, areal, la scar regional, curenii taie canale, prin incizie, lrgire i avulsie.

Eroziunea prin incizie (termen consacrat de Collinson) (Reading, 1996) presupune extinderea seciunii canalului n plan vertical i poate rezulta n urma unui singur eveniment (ex. la inundaii) sau, n timp, printr-o succesiune de procese, cum ar fi: creterea debitului legat de schimbri climatice; coborrea nivelului de baz al bazinului receptor, modificri ale pantei i energiei reliefului. Odat cu adncirea vii are loc i lrgirea sa. Migrarea canalelor produce eroziunea lateral i selectiv a malurilor. Funcie de natura lor petrografic, de granulometrie


178

i de gradul de coeziune a depozitelor din versani au loc procese de remobilizare a sedimentelor depuse ntr-o etap anterioar, prin procese de transport individual sau prin curgeri i alunecri gravitaionale (generate dup sufoziunea malurilor).

Dinamica aluviunilor. Prin intermediul curenilor tractivi, clastele aluvionare sunt transportate individual: clastele de dimensiuni mari sunt transportate prin trre, rulare pe fund i saltaie (ca sarcin de fund bedload); cele fine sunt transportate n suspensie (alctuind suspensii gradate sau uniforme suspended load). Tipul de sarcin i va pune amprenta asupra faciesurilor aluviale i a tipurilor de secvene ce definesc un anume subsistem. Deplasarea clastelor este o funcie a dimensiunii lor, a formei i a densitii.

Sarcina tractat din patul curentului capt forme de fund (bedforms) dintre cele mai diverse: microondulaii (ripples), dune/valuri de nisip/bare (dunes / sandwaves), antidune (antidune), pat plan (flat bed) (fig. 2.39); ele sunt foarte mobile spaial i i pot modifica, temporal, aspectul morfologic. Formarea i migrarea formelor de fund reprezint o funcie a raportului dintre condiiile hidrodinamice ale curentului i adncimea acestuia.

Fig. 2.39. Condiii de formare ale principalelor forme de fund (arenitice), n funcie de granulometrie i viteza curentului (valori medii).

n sistemele fluviale n care turbulena curgerii este ridicat, transportul clastelor fine (mloase) are loc n suspensie; la viteze i debite mari, lor li se asociaz i claste mai grosiere (siltice i arenitice). Depunerea clastelor astfel deplasate se va face n zonele de deversare a curenilor sau n cmpiile aluviale.

Sistemul fluviatil

179

Cnd nivelul apei din albii scade foarte mult suprafeele exondate pot fi supuse aciunii eoliene. Se pot forma, la suprafaa aluviunilor siltice i arenitice, ondulaii de curent i microdune.

Apariia sub malurile nalte i instabile a unor curgeri gravitaionale constituie evenimente hidrologice crora nu li s-a dat atenia cuvenit i, de aceea, au rmas neurmrite n vechile coloane litologice.

Procese chimice i microbiotice. Sedimentele aluviale expuse subaerian, ex. n albiile majore sau luncile inundabile, cele din topul barelor (ostroavelor) sau de la suprafaa leveelor (grindurilor, ntr-o accepiune geomorfologic etc.) sunt susceptibile la transformri mineralogice. Procesele de alterare i solificare modific att textura, ct i compoziia mineralogic a materialului parental; funcie de zona climatic n care se afl, se formeaz cuverturi argiloase, calcreturi, fericreturi, solcreturi i/sau orizonturi pedogenetice subiri (Ao cu humus, G gleice sau B argiloase).

Faciesuri depoziionale Produsele sedimentrii fluviatile aluviunile se caracterizeaz printr-o

mare varietate granulometric, morfometric i structural care mbrac trsturile unui facies fluviatil fie n raport cu formele acumulative, fie cu gradul de sinuozitate al traiectului rului respectiv. Principalele trsturi sedimentologice ale formelor acumulative sunt (tabelul 2.2):

A) n zona canalului i n albia minor: (1) pentru aluviunile bazale din zona canalului (channel lag): sedimente

grosiere: pietriuri i nisipuri cu galei moi, cu fitoclaste (resturi de plante) i oase, de grosime variabil (cm m); la suprafaa stratelor de nisip valuri i ondulaii de curent;

(2) pentru aluviunile axiale din lungul canalului (channel bars): nisipuri cu mai mult de 5% pietriuri, bine sortate, cu resturi vegetale; Md descrete uor n aval (= 0,160,20), iar indicele de rotunjime este ridicat; n succesiune, se disting tranziii ntre faciesuri difuz-stratificate/masive, stratificate oblic-tabular sau concoid la scar mare, stratificate oblic/microondulate i stratificate/laminate paralel;

(3) pentru aluviunile marginale din zona canalului (point bar): nisipuri i pietriuri bine sortate, cu fitoclaste (substana organic crete cu coninutul de argil > 50%); corpuri tabulare cu stratificaie oblic-concoid la scar mic i mare; descreterea grosimii stratelor se face spre centrul canalului cu trecere la faciesuri cu laminaie paralel.

B) n albia major: (1) n aluviunile din grinduri (levee): alternane de nisipuri grosiere

(Md = 35 mm), cu siltite i fraciune argiloas, uneori carbonai, laminaii rare n fraciunea argiloas i ondulaii de curent n formaiunea arenitic i siltic;


180

(2) pentru aluviunile din cmpiile aluviale (flood plain): sedimente dominate de fraciunea lutitic (3560%), subordonat siltic (2040%) i arenitic (810%) cu Md= 0,0050,06 i = 3); stratificaie gradat i laminaie paralel cu secvene de ordinul mm i cm; structuri pedogenetice, calcreturi, fericreturi; stratele groase prezint ondulaii asimetrice, iar secvenele lutitice au crpturi de uscare; substana organic i resturile vegetale sunt neuniform distribuite.

C) n conurile aluviale (alluvial fans) apar faciesuri specifice (vezi detalii n seciunea respectiv).

Tabelul 2.2

Granofaciesuri i structofaciesuri n sisteme fluviatile (dup Miall 1978, 1996, cu modificri)

Cod (engl.) Facies Structuri sedimentare Interpretare Gmm Pararudit Masive (neorganizate)

slab granoclasate Debris flow plastic (coeziv, viscozitate ridicat)

Gmg Pararudit Granoclasare invers normal

Debris flow pseudoplastic (coeziune sczut, vscoase)

Gci Ortorudit Granoclasare invers Debris flow de concentraie ridicat (coeziv) sau pseudoplastic (coeziune sczut)

Gcm Ortorudit Masive Debris flow pseudoplastic (coeziune sczut; curgeri vscoase, laminare sau turbulente)

Gh Ortorudit Stratificaie paralel/difuz imbricaii

Bare longitudinale Aluviuni bazale (lag), depozite de sieve

Gt Rudit Stratificaii oblic-concoide

Canale minore

Gp Rudit Stratificaii oblic-tabulare

Bare longitudinale sau transversale

St Arenit fin-foarte grosier, uneori ruditic (pebbly sand)

Stratificaii oblic-concoide seturi/coseturi

Dune (regim inferior), creste sinuoase i linguoide (tip 3-D)

Sp Arenit fin-foarte grosier

Stratificaii oblic-tabulare seturi/coseturi

Bare transversale i linguoide (2-D)

Sr Arenit foarte fin-grosier

Microondulaii Microforme (ripples), regim inferior

Sh Arenit foarte fin-grosier

Laminaii paralele lineaii de curent

Fund plat (regim superior)

Sistemul fluviatil

181

Tabelul 2.2 (continuare) Sl Arenit foarte fin-grosier,

uneori ruditic Stratificaii oblice cu unghi mic (


182

Fig. 2.40. Elemente arhitecturale fluviatile (dup Miall, 1985, cu modificri). Pentru semnificaia codurilor vezi tab. 2.3.

Tabelul 2.3

Elemente arhitecturale (corpuri) n sisteme fluviatile (dup Miall 1985, 1988, 1996, cu modificri)

Element arhitectural

Cod engl.

Asociaii de facies

(definitorii)

Geometrie, relaii

Canale (channels)

CH Orice combinaie

Digitaii, lentile sau pnze, scar variabil; baz erozional, aspect concav; suprafee interne, aspect concav, tip erozional, de ord. 3, comune

Bare grosiere, ruditice (gravelly bars and bedforms)

GB Gm, Gp, Gt Lentile, cuverturi; uzual corpuri tabulare;

interstratificate cu SB; frecvente suprafee de discontinuitate intern (ord. 3)

Forme de fund arenitice (sandy bed-forms)

SB St, Sp, Sh, Sl, Sr, Ss

Lentile, pnze, cuverturi, prisme; apar ca umpluturi de canal, crevase, bare minore

Sistemul fluviatil

183

Tabelul 2.3 (continuare) Macroforme de acreie n aval (pro-gradare)(down-stream-accretion macroforms)

DA

St, Sp, Sh, Sl, Sr, Ss

Lentile cu baza plan sau erozional; suprafee interne, aspect concavconvex, tip erozional, de ord. 3 (de reactivare); topul corespunde unei suprafee de ord. 4

Macroforme de acreie lateral (point-bars, lateral-ac-cretion macroforms)

LA

St, Sp, Sh, Sl, Ss; rar Gm, Gt, Gp

Prisme, pnze, lobi; suprafee interne de acreie lateral de ord. 3

Umpluturi n depresiuni erozionale (scour hollows)

HO

Gh, Gt, St, Sl Depresiuni, umpluturi asimetrice

Curgeri gravitaionale (sediment gravity flows)

SG Gmm, Gmg, Gci, Gcm

Lobi, pnze interstratificate cu GB

Pnze laminate (laminated sand sheets)

LS Sh, Sl; subordonat Sp, St, Sr

Pnze, cuverturi

Cuverturi de cmpie aluvial (overbank fines)

OF Fm, Fsm, Fl, Fr; C, P

Cuverturi de grosime variabil, ce pot avea n alctuire: levee (element LV), canale de crevas (CR), conuri de crevas (CS), canale abandonate (CH FF); cuverturi fine (FF)

CORPURI N ALBIA MINOR Canale (elemente CH). Marea majoritate a sedimentelor grosiere (ruditice,

arenitice) din sistemele fluviatile se depun n subsisteme de canal. Utilizarea acestui termen a fost recomandat iniial (Miall, 1985) pentru caracterizarea canalelor minore/subordonate n cadrul unui canal principal i pentru cazurile n care umplutura canalului nu poate fi divizat n alte componente (ex. GB, DA, LA). Acest mod de definire este, n opinia noastr, destul de ambiguu i greu de aplicat; de aceea, recomandm utilizarea lui n toate situaiile n care se poate separa un "canal", indiferent de scar (cu eventuala precizare a arhitecturilor de ordin inferior care l compun).

Canalele au ca baz suprafee erozionale cu morfologie concav, n timp ce topul poate fi erozional sau gradat (tabelul 2.4).


184

Tabelul 2.4

Ierarhia unitilor depoziionale n sistemul fluviatil (dup Miall, 1991, cu modificri)

Grup Procese Durata (ani) Rata sedim. (m/1000 ani)

Uniti depoziionale

Ordinul i caracteristicile limitelor

1 Ciclul burst-sweep

10-6 Lamin Ord.0; suprafa de laminaie

2 Migraia formelor de fund

10-5-4 105 Ripples (micro-forme)

Ord.1; limit de set


10-3 105 Dune diurne Ord.1; limit de set; suprafee de reactivare


10-2-1 104 Dune (mezo-forme)

Ord. 2; limit de coset

5 Evenimente sezoniere, inundaii (ex.10 ani)

100-1 102-3 Macroformestadiu de cretere (growth increment)

Ord. 3; suprafee oblice (5200 nclinare n direcia de acreie)

6 Inundaii (ex.100 ani), migraia barelor i canalelor

102-3 102-3 Macroforme (point bar, levee, splay) Paleosoluri imature

Ord. 4; aspect convex (ex. top macroforme), concav (canale minore) sau plan (cmpii aluviale)

7 Procese geomorfice de termen lung (ex. avulsia canalelor)

103-4 100-1 Canale, lob deltaic, paleosoluri mature

Ord. 5; aspect planconcav (canal)

8 Cicluri Milankovi (ord.5), evoluii controlate tectonic

104-5 10-1 Reea de canale (channel belt), con aluvial, secvene de facies

Ord.6; relativ plane sau neregulate, cu extindere regional, sau baza vilor incizate (incised valleys)

9 Cicluri Milankovi (ord.4), evoluii controlate tectonic

105-6 10-1-2 Sistem depoziional aluvial, secven depoziional

Ord.7; limit de secven s.s. (sequence boundary), aspect relativ plan sau neregulat, extindere regional

10 Procese tectonice i eustatice de ord. 3

106-7 10-1-2 Complex bazinal

Ord. 8; suprafa de discontinuitate regional (disconformity)

Sistemul fluviatil

185

Fig. 2.41. Element arhitectural tip CH (Carpaii Orientali, Conglomeratele de Brebu, Miocen). Baza erozional ord. 5 (marcat n foto), umplutura canalului grosier (dup Popa, 2000).

Geometria CH este definit de adncime, raportul lime/adncime i sinuozitate.

Recunoaterea arhitecturilor CH n depozite fluviatile depinde de posibilitatea de a putea defini marginile canalului (Miall, 1996) (fig. 2.41); acest lucru este dificil cnd nu exist posibilitatea de corelare lateral a faciesurilor (de ex. date de foraj sau aflorimente reduse ca extindere). n aceast situaie, delimitarea CH se poate face pe baza secvenelor de facies; de ex. n cazul elementelor CH a cror umplere se realizeaz n principal prin agradare, secvena ideal poate cuprinde urmtoarele tipuri de arhitecturi: GB-DA-SB-FF LS-SB-FF (Miall, 1996).

Bare ruditice (elemente GB). Acest tip arhitectural are n alctuire 3 faciesuri definitorii (Gh, Gt i Gp) i se dezvolt cu precdere n cursurile mpletite i n conurile aluviale. Creterea acestora se face prin agradare i progradare; n structura lor, arhitecturile de ordin inferior (mezoforme ex. lentile, pnze, cuverturi) apar delimitate de suprafee de discontinuitate ca efect al stadiilor majore de cretere (generate de evenimente sezoniere, inundaii) (fig. 2.42). Mezoformele individuale (1 m grosime) pot alctui secvene fining- sau coarsening-upward (n funcie de modul de acreie i hidrodinamica fiecrui stadiu de cretere) i tind s devin mai fine n aval.

Elementele GB se pot dezvolta n mijlocul canalului sau pot apare ataate de mal (fig. 2.42); din punct de vedere spaial, ele au fost descrise ca bare punctuale, alternative sau laterale (Miall, 1996). Ele pot forma succesiuni cu grosimi de zeci i chiar sute de metri. Tranziiile dintre aceste tipuri sunt generate de variaii ale direciei de curgere i fluctuaii ale regimului hidrodinamic (n relaie cu variaiile nivelului de baz al rului).


186

Elemente SB sub form de pnze, lentile, microdelte, cuverturi n microcanale constituie 510% din faciesurile GB (Miall, 1996). Migraia canalelor poate provoca erodarea topurilor din unitile GB i, implicit, interstratificaiile GB-CH. n cazul apariiei barelor alternative, direcia de curgere tinde s devin meandrat, ceea ce poate conduce la iniierea proceselor de acreie lateral, cu dezvoltarea bancurilor arcuite (point bars elemente LA).

Fig. 2.42. Elemente arhitecturale tip GB (Carpaii Orientali). (A) Bare n canal (V. Slnicului de Buzu); topul barelor este reactivat (n urma unei inundaii), noi faciesuri grosiere (Gh) agradeaz (formnd mezoforme lentiliforme a, b, c); eroziunea continu marginal n timpul scderii nivelului de baz al rului (n lungul unor canale minore, ce taie bara iniial sgeata). (B) Bare ataate de banc

(V. Bicazului); faciesul dominant: Gh (imbricat).

Macroforme de acreie n aval (elemente DA). Naterea complexelor de bare arenitice n sistemele fluviatile este rezultatul progradrii (n cazul DA) sau al acreiei laterale (LA) (Miall, 1985, 1996) (fig. 2.43).

Elementele DA sunt caracteristice sistemelor mpletite (braided), avnd dimensiuni cuprinse ntre 115 m grosime i 101 000 m lungime (ex. Brahmaputra, Columbia River, Canada). n timp ce grosimea lor poate fi o msur a adncimii minime a canalului, limea lor depinde de migrrile canalului. Trs-tura esenial a acestor arhitecturi o constituie coseturile (oblice, nclinate n aval), generate de progradaremigrare i suprafeele de discontinuitate de ord.1, 2 i 3, oblice cu nclinri mici (Allen, 1983; Miall, 1988, 1992). Alctuirea intern a elementelor DA (mezoforme) reflect cel mai probabil variaiile nivelului de baz al rului (Miall, 1992).

Sistemul fluviatil

187

Fig. 2.43. Seciune ntr-un element arhitectural DA (sand flat, Saskatchewan River, Canada). n succesiune se disting 2 stadii majore de cretere (sugerate de suprafeele erozionale de reactivare marcate prin sgei n lungul crora exist claste grosiere izolate). Topul este ondulat (facies Sr) i corespunde unei suprafee de ord.4. Depunerea s-a fcut n principal prin progradare (subordonat

agradare), sensul general de curgere fiind ctre dreapta (foto: surs Internet).

Etapele de cretere a acestor macroforme pot fi marcate de suprafee de reactivare (reactivation surfaces) suprafee oblice cu nclinare mic ( 600, sau perpendicular fa de direcia curentului) se formeaz corpuri arcuite; ele sunt specifice cursurilor meandrate. Procesul de acreie poate fi activ i n alte subsisteme (cursuri mpletite, drepte, cordoane litorale etc.), ca element definitoriu al sistemelor meandrate; astzi, este preferat termenul LA, deoarece procesele de acreie lateral pot avea loc i n cursurile drepte sau mpletite, cnd curgerea poate cpta un traseu meandrat.

n seciunea bancurilor arcuite pot fi identificate suprafee de stratificaie ce delimiteaz coset-urile oblice; ele sunt suprafee de reactivare de ord. 3, ce apar ca rezultat al variaiilor nivelului de baz (ex. variaii sezoniere etc.).


188

Fig. 2.44. (A) Point-bar (element LA-V. Slnicului de Buzu, Carpaii Orientali). Sensul de curgere este ctre dreapta. De remarcat canalul de inundare (sgeata) i bara de inundaie (chute-bar) depuse la captul din aval al meandrului. (B) Element LA ntr-un sistem meandrat (Carbonifer, Kentucky, S.U.A.; sursa : Internet). De remarcat suprafeele interne tip epsilon cu trsturi diagnostice (scar mare, unghi de nclinare mic, aspect curbat concav-convex). Topul (aspect uor convex, suprafa de

ord. 4) este marcat de o cuvertur de sedimente fine (element FF, posibil i SB).

Formele de fund arenitice (elemente SB) sunt tipuri arhitecturale tabulare sau lentiliforme i definesc att corpuri de overbank (ex. conuri de crevas, bare minore n cmpiile aluviale v. seciunea OF), ct i corpuri depuse n canal: topurile

Date post:	05-Nov-2015
Category:	Documents
Upload:	emma-rusu
View:	11 times
Download:	4 times

18_20_39_48P_II_Anastasiu_Popa__Roban_2007_Sisteme_depozitionale

Documents