Notiuni utilizate în geologie

Geologia ( geo-pământ; logos – vorbire) este ştiinţa care studiază învelişul de piatră al pământului, în special scoarţa solidă a acestuia.

Obiectul de studiu îl reprezintă cunoaşterea structurii şi compoziţiei globului pământesc, precum şi modul de formare al mineralelor şi rocilor care îl alcătuiesc. Geologia oferă informaţii despre trecutul îndepărtat, în primele stadii de evoluţie ale Pământului şi încearcă să explice complexitatea transformărilor care au avut loc la suprafaţa sau în interiorul scoarţei terestre.

• Geologia este într-o continuă dinamică suferind permanent transformări; un exemplu în acest sens îl constituie rocile sedimentare care s-au format şi se formează în continuare prin transformarea rocilor primare magmatice şi metamorfice.

• Distribuţia acestor roci pe suprafaţa globului pământesc nu este întâmplătoare, iar formarea unora depinde de existenţa altora.

• Geologia se ocupă pe de o parte cu studiul fenomenelor sau proceselor care se produc în interiorul scoarţei terestre (dinamica internă), iar pe de altă parte cu studiul proceselor de transformare ce se desfăşoară la suprafaţa scoarţei terestre sub acţiunea factorilor externi de mediu (dinamica externă).

Metode de cercetare• Pentru atingerea obiectivelor propuse geologia

foloseşte o serie de metode proprii de cercetare cum ar fi:1. Metoda observaţiei – se aplică direct în teren în zonele

unde formaţiunile scoarţei terestre apar descoperite. Se pot obţine date referitoare la următoarele aspecte:– stabilirea tipurilor de roci şi modul în care au luat

naştere; se deduc împrejurările de ordin fizic şi chimic care au condus la formarea lor;

– identificarea fosilelor permite stabilirea condiţiilor de mediu în care au evoluat diversele organisme precum şi perioada geologică în care au trăit;

– determinarea ordinii de suprapunere a straturilor care permite deducerea cu uşurinţă a vârstei lor relative.

2. Metoda deducţiei - se bazează pe observaţiile făcute în teren şi se desfăşoară prin compararea elementelor descoperite în structura scoarţei terestre, cu procesele similare actuale ale căror cauze sunt cunoscute şi se pot trage concluzii asupra mecanismelor şi cauzelor proceselor din trecut. Una din metodele folosite se numeşte metoda actualismului sau metoda istorică care porneşte de la premiza că forma şi structura actuală a globului terestru reprezintă un fenomen temporar, care evoluează şi se dezvoltă continuu, ca rezultat a numeroaselor procese de transformare la care este supus.

3. Metoda experimentală – aplicată în laboratoarele de fizică şi chimie, prin care se pot aduna date referitoare la fenomenele care se petrec la suprafaţa şi în interiorul scoarţei terestre fără a ţine seama de factorul timp

Ex. - realizarea topiturilor de silicaţi artificiali, identici cu cei din rocile magmatice şi care permit studierea modului de răcire, cristalizare sau de topire a acestora în magmă.

Legăturile geologiei cu alte ştiinţe• Diversitatea problematici abordate a transformat

geologia clasică dintr-o disciplină simplă într-un ansamblu de discipline care au în comun obiectul de studiu, dar care se deosebesc prin metodele de cercetare. – Mineralogia se ocupă cu studiul fizic şi chimic al

mineralelor.– Petrografia se ocupă cu studiul rocilor, sub aspectul

formării, al compoziţiei mineralogice şi a însuşirilor fizice şi chimice pe care le prezintă.

– Tectonica studiază structura scoarţei pământeşti, precum şi modul în care elementele sale constitutive sunt plasate în intriorul ei.

– Pedologia se ocupă cu studiul solului, care reprezintă învelişul superior al scoarţei terestre.

– Paleontologia se ocupă cu studierea urmelor de viaţă (fosile) rămase din timpurile cele mai îndepărtate

• Geologia dinamică se ocupă cu studierea fenomenelor geologice, adică a forţelor care acţionează asupra diferitelor părţi ale pământului, precum şi a modificărilor pe care acestea le induce scoarţei terestre. Aici pot fi întâlnite:– dinamica externă care studiază transformările suferite

de litosferă acţiunea geosferelor externe (hidrosferă, atmosferă), condiţionate de căldura emisă de soare.

– dinamica internă care se ocupă cu studiul transformărilor suferite de litosferă în raport cu interiorul Pământului (vulcanism, seismologie)

• Geologia istorică sau stratigrafia – se ocupă cu studierea evenimentelor geologice trecute în succesiunea cronologică, spaţio-temporală.

• Geologia zăcămintelor care se ocupă cu identificarea şi caracterizarea diferitelor zăcăminte utile societăţii moderne.

ORIGINEA PĂMÂNTULUI

• Dintre ipotezele formulate în sec. XVIII sunt:– ipoteza stelară sau a catastrofismului (G. Buffon 1707-1778) care

imaginează formarea sistemului solar ca un rezutat al expulzării materiei din interiorul soarelui, în urma ciocnirii cu o cometă de dimensiuni mari.

– ipoteza lui PS Laplace (1749-1827) numită ipoteza nebuloasei (dedusă prin calcul matematic). Această nebuloasă este alcătuită dintr-o masă pulverulentă de particule cu densităţi diferite, dispersate neuniform în spaţiul cosmic, la temperaturi înalte, aflate într-o mişcare de rotaţie, care a determinat acumularea de materie în zona ecuatorului, sub formă de inel, asemănător inelului care se observă în jurul planetei Saturn. Datorită forţei centrifuge (care a depăşit la un moment dat atracţia centrului nebuloasei), inelul s-a format, iar din acestea, rămase la diferite distanţe s-au format planetele.

• Pământul este un corp cosmic care are poziţii bine stabilite în spaţiu, face parte din sistemul solar, care la rândul său face parte dintr-o grupare de ordin superior numit Galaxie. În galaxie există:

• a)materie organizată (soarele, planete, stele, asteroizi, comete, etc.);• b) materie neorganizată, interstelară (praful cosmic).

Alcătuirea Globului terestru

• Pământul este alcătuit dintr-o serie de zone concentrice numite geosfere. Din corelarea datelor din geofizică şi geochimie s-a ajuns la crearea unei imagini asupra zonelor profunde ale Pământului, zone în care investigaţia directă geologică nu a ajuns.

• Din corelarea datelor geofizicii cu ale geochimiei s-a ajuns la crearea unei imagini asupra zonelor profunde ale pământului.

• Datele geofizice rezultate din studiul vitezei de propagare a undelor seismice, longitudinale şi transversale, au arătat că densitatea Pământului creşte odată cu adâncimea, dar nu în mod continuu ci prin salturi bruşte, care ar marca modificări în alcătuirea materiei globului în concordanţă cu imaginea schiţată iniţial de Goldschmidt.

• Aceste salturi s-au numit discontinuităţi şi au fost luate drept limită pentru marile zone concentrice, primind de obicei numele celui care le-a descoperit. Astfel au apărut discontinuitatea Mohorovicic având 70-80 km în dreptul uscatului şi sub 10 km sub oceane.

• Scoarţa se subdivide în zona granitică, alcătuită din roci magmatice acide de tipul granitului în care se concentrează Si şi Al, care este mai groasă sub continente şi foarte subţire sub oceane. Urmează zona Bazaltică alcătuită din roci de tipul gabrourilor şi bazaltelor

• Atomii care alcătuiesc materia diferitelor geosfere sunt cu atât mai grei cu cât ne deplasăm din zonele superioare, spre sâmburele acestuia; această separare s-a produs (după Goldschmit) la faza iniţială mai mult sau mai puţin fluidă care a urmat separării sale din nebuloasa iniţială.

• Studiile complexe au arătat că în alcătuirea litosferei se deosebesc două zone principale:– SIAL – zonă superioară alcătuită din roci magmatice acide

în a căror componenţă intră şi Si şi Al, atinge grosimea de 15-25 km

– SIMA – zonă alcătuită din roci magmatice bazice, de tipul gabrourilor şi bazaltelor, în a căror componenţă intră şi Si şi Mg

– Cercetările efectuate cu ajutorul undelor seismice au condus la identificarea a 3 zone în care se găseşte materia sub formă de acizi şi sulfuri:

• Zona CALCOFILA, cu grosimea de de 500 km, este alc. Din sulfuri cu densităţi de 4-5 g/cm3

• Zona CROFESIMA, cu grosimea de 750 Km, este alcătuită predominant din Cr, Fe, Ni cu densitatea de 6 g/cm3

• Zona NIFESIMA, cu grosimea de 450 km este alcătuită predominant din Fe şi Ni, are o alcătuire asemănătoare majorităţii meteoriţilor căzuţi pe pământ.

Litosfera

• Reprezintă învelişul superior al globului terestru care înglobează crusta şi o parte din mantaua superioară cu o grosime de aproximativ 70-150 km

• Cuprinde o litosferă oceanică şi una continentală• Litosfera oceanică prezintă o grosime de 78 km• Litosfera continentală poate avea grosimi de de

8 km până la aproximativ 155 km.

Scoarţa• Reprezintă învelişul extern al Pământului care acoperă

mantaua• Grosimea scoarţei variază între 5-15 km în ariile

oceanice şi 30-80 km în ariile continentale. • Este împărţită în scoarţa continentală, oceanică şi

intermediară• Scoarţa continentală este divizată în:

– Pătura sedimentară alcătuită din roci sedimentare cu o grosime de 3 km

– Pătura granitică cu o grosime de 10-15 km formată din granite, granodiorite, gnaise şi micaşisturi. Mai poartă denumirea de SIAL deoarece este bogată în Si si Al

– Pătura bazaltică cu o grosime de 10-20 km este formată din amfibolite sau diorite bogate în Si şi Mg şi poartă denumirea de SIMA

Scoarţa oceanică

• Se caracterizează prin absenţa păturii granitice• Este compusă din:

– Pătură sedimentară subţire de 0,4 km grosime de vărstă recentă (triasică) formată din mâluri neconsolidate, sedimente slab consolidate şi roci consolidate

– Pătura bazaltică cu două strate unul gros de 1,5-1,7 km alcătuită din bazalte şi gabrouri şi al doilea strat oceanic cu o grosime de 5 km alcătuit în partea superioară din bazalte şi în partea inferioară din gabrouri.

– În regiunile mărilor interioare grosimea crustei variază între 15 km (Golful mexic) şi 45 km (Marea Caspică). Pătura granitică lipseşte astfel încât pătura sedimentară stă direct pe pătura bazaltică. Sedimentele sunt foarte groase depăşind 15 km în Marea Neagră ţi 20 km în Marea Caspică

Scoarţa intermediară

• În cadrul scoarţei terestre intermediare pot fi deosebite mai multe tipuri crustale:– Scuturile sunt părţile cele mai stabile alcătuite din roci

precambriene ocupă 6% din suprafaţa globului ex: scutul baltic, canadian, african şi antartic

– Platformele sunt alc. din fundament precambrian şi o cuvertură sedimentară de până la 5 km. Ocupă 18% cu o grosime de cca 41 km

– Catenele orogenice paleozoice alc din roci sedimentare şi metamorfice (lanţuri muntoase erodate) au forme alungite (8%)

– Catene orogenice tinere sunt caracterizate prin relief accentuat, alungit ex. Catena Anzilor Cordilieri, catena alpino-carpato-himalaiană (6%)

– Rifturile continentale sunt văi largi de 30-75 km ex. Riftul est African cu o lungime de peste 6500 km

– Insule vulcanice sunt constituite din produse magmatice de natură bazaltică ex. Insulele Hawai, Insula Paştelui

– Arcurile insulare se dezvoltă în zone de subducţie pe produse magmatice ex. Arhipeleagul Japoniei, Filipinelor (1%)

– Fosele oceanice sunt zone de subducţie se caracterizează printr-o activitate seismică intensă având adâncimi de 5-8 km (3%)

– Bazinele oceanice ocupă 41% din suprafaţa globului terestru sunt stabile tectonic si au o pătură sedimentară de cca 7 km

– Dorsalele medio-oceanice sunt forme pozitive şi care au în zona centrală o vale de rift, grosime de cca 5 km (10%)

– Bazinele marine marginale sunt groase de de cca 9 km ex. Marea Japoniei (4%). Prezenţa lor este legată de zonele de subducţie

– Bazinele marine interne sunt înconjurate complet de continente (Marea Caspică, Marea Neagră) sau asociate cu sisteme de arcuri insulare (Golful Mexic). Au cuverturi sedimenatre foarte groase (1%)

Vârsta şi evoluţia pământuluiERA PERIOADA EPOCA VARSTA

MILIOANE DE ANI

CARACTERE PALEONTOLOG

CE

GROSIMEA RELATIVĂ

NEOZOIC Cuaternar HolocenPleistocen

Recent2

animale şi plante actuale, omul

paleo si neolitic

200 m Alpi, Carpaţi, Himalaia

Galaciaţiunea

Terţiar

PliocenMiocenOligocenEocenPaleocen

1025406070

Clasa mamiferelor 4000 mArgile, marne, gresii ,calcare, nisipuri, tufuri

vulcanice

MEZOZOIC Cretacic Cretaic sup, mediu, inferior

Malm, dogger, liasic

Triasic sup, med., inferior

135 Clasa reptilelor şiamonitilor

6000 mdolomite,

gresii, conglomerate,marne, calcare

Incepe formare Lanţului Munţilor Cordilieri

Doua continente: Laurasia in N si Godwana in S

Jurasic 180

Triasic 220

PALEOZOIC Permian 270 Clasa pestilor şitrilobiţilor 30000 m

conglomerate,gresii, calcare,cărbune, argile,granite, gabrouri

Se formează: M. Scandinaviei, M. Dobrogei, M. Pădurea

Neagră, M. UraliCarbonifer 350

Devonian 400

Silurian 440

Ordovician 500

Cambrian 600

PRECAMBRIAN Proterozoic

1000 Urme de vieţuitoare24000 m

Roci sedimetare

Roci metamorfice

Au loc primele procese de metamorfism

Arheozoic 3000 Urme de vieţuitoare

Azoic 4500 Urme de vietuitoare

GEOSFERELE EXTERNE

• Atmosfera reprezintă sfera de gaze şi vapori ce înconjoară la exterior intreg globul pământesc până la o înălţime care după date mai noi este apreciată la 10.000 km. Atmosfera la rândul ei prezintă o structură zonară. Partea inferioară denumită troposferă este alcătuită din aerul respirabil, datorită căruia se poate dezvolta viata. Compoziţia aerului este de 78 % N, 20,94 % O, 0,934 %Ar, 0,033 CO2, iar restul de 0,003 % este alcătuit din Neon, Cripton, Xenon, Hidrogen, gaz metan şi oxizi de azot. Pe lângă gazele componente ale aerului pur şi uscat, troposfera conţine vapori de apă, praf, microorganisme şi aerosoli.

• Stratosfera alcătuită aproape exclusiv din N, se întinde până la o înălţime de 76-84 km, iar aerul de aici este uscat, transparent şi liniştit.

• Ozonosfera este o zonă groasă de numai câţiva cm alcătuită din ozon ce rezultă din oxigen sub influenţa radiaţiilor ultraviolete are un rol covârşitor în desfăşurarea proceselor biologice de la suprafaţa planetei, deoarece filtrează ca un ecran razele ultraviolete.

• Ionosfera în care gazele sunt ionizate sub acţiunea radiaţiilor ultraviolete, fiind bune conducătoare de electricitate, are proprietatea de a reflecta undele electromagnetice, proprietate fără de care radiocumunicaţiile nu ar fi posibile.

• Urmează exosfera în care gazele sunt mult mai rarefiate după care se succede spaţiul interplanetar

Hidrosfera• reprezintă învelişul lichid discontinuu, format din apă, al

globului terestru. Hidrosfera este formată din suprafeţe continui, mările şi oceanele, apa de pe continente sub formă de reţea hidrografică de suprafaţă, pânze subterane, lacuri şi gheţari, la care se pot adăuga vaporii de apă din atmosferă.

• Apa de la suprafaţa Pământului este într-o continuă mişcare în cadrul unui circuit închis: de la suprafaţa oceanului prin evaporare se ridică în atmosferă de unde sub formă de ploaie cad 2/3 în domeniul marin şi 1/3 pe continent, care prin reţeaua hidrografică ajunge iar în ocean. Din apa căzută în domeniul continental, se apreciază că 70% se evaporă direct în atmosferă. Din cele 30 de procente rămase pe continent se estimează că 15% rămân la suprafaţă )10% în reţeaua hidrografică şi 5% în gheţari iar 15% se infiltrează (10% formează apa subterană şi 5 % apa captivă în fenomenele de hidratare ce se petrec în scoarţa terestră.

• Dpdv geomorfologic interesează mişcările apei marine pentru că acestea produc modelarea ţărmurilor cu formarea reliefului litoral. Aceste mişcări sunt mareele (fluxul şi refluxul), curenţii marini şi valurile.

• Mareele – reprez. fenom. de mişcare al apei marine sub acţiunea forţei de atracţie a lunii şi Soarelui.

• Curenţii oceanici - repr. deplasarea unor cantităţi mari de apă sub acţiunea vânturilor sau datorită diferenţei de temperatură şi salinitate a apei.

• Valurile pot fi de oscilaţie – provocate de vânt şi de translaţie provocate de seisme (Tsunamis).

• Hidrosfera continentală supraterestră este formată din lacuri şi reţeaua hidrografică a globului.

LACURILE• Lacurile reprezintă acumulări de apă dulce sau sărată în

formele negative de relief, putând fi considerate ca mici insule de hidrosferă în interiorul uscatului. Ocupă o suprafaţă de 1,8% din suprafaţa continentală.

• Dp.d.v. al modului de formare se deosebesc: – -lacuri de baraj natural;– -lacuri de baraj artificial– -lacuri carstice– -lacuri vulcanice– -lacuri glaciare– -lacuri tectonice

• În raport cu gradul de salinitate sunt:– -lacuri dulci cu mai puţin de 1g/l săruri;– -lacuri salmastre 1-25 g/l– -lacuri sărate mai mult de 25 g/l.

• Prin acţiunea valurilor şi apa lacurilor contribuie la modelarea reliefului scoarţei terestre, creând un relief litoral lacustru cu caractere specifice.

Reţeauă hidrografică

• exoreică – are ca nivel de bază ocenul şi reprezintă 72 % din reţeaua hidrografică a globului

• endoreică – are ca nivel de bază mările şi reprezintă 11 % din reţeaua hidrografică

• areică – situată în regiuni fără scurgere în marile bazine şi reprezintă 17% din RH

• Apele subterane rezultă din precipitaţii ce se infiltrează prin poriii, fisurile şi crăpăturile rocilor, ad. maximă de pătrundere în scoarţă variind între 9-12 km.

• Apa sub formă de gheţari care acoperă aproximativ 16% din suprafaţa uscatului deosebindu-se gheţari de calotă şi gheţari montani. Limita la care apar se numeşte limita zăpezilor persistente iar altitudinea de la care apar depinde de latitudinea locului. Astfel în insula Franz Iosif apar la 50 m, în N Groenlandei la 610 m iar în Alpi la 2700-3000 m. Gheţarii se deplasează lent sub acţiunea gravitaţiei şi contribuie prin acţiunea de eroziune, transport şi depunere la formarea unui relief specific, relief glaciar. Hidrosfera prin toate componentele sale contribuie la modelarea scoarţei terestre având un rol primordial în geomorfologia sculpturală

Biosfera

• – cuprinde toate fiinţele vii sau în termeni ecologici totalitatea ecosistemelor de pe Pământ (atât în uscat cât şi pe apă)

• Masa biosferei este foarte mică în comparaţie cu a celorlalte geosfere astfel biosfera 1, atm 300, hidrosfera 70.000 iar litosfera 1.000.000.

• Rolul său este primordial în desfăşurarea fenomenelor de la suprafaţa pământului, datorită considerabilei activităţi chimice a materiei organice care alături de substanţele radioactive sunt cele mai active substanţe ale scoarţei terestre.

• Există o biosferă marină (Litoralul, Pelagialul şi Abisalul) şi biosfera continentală.

Biosfera continentală– prezintă o zonalitate bine exprimată de la ecuator la poli,

deosebindu-se mai multe zone ecologice, fiecare zonă având ecosisteme specifice, cărora le corespund anumite biocenoze reprezentative prin diferite combinaţii de fito şi zoocenoze.

– Principalele zone ecologice ale uscatului sunt:• Zona tropicală pluvială (ecuatorială) cu ecosistem

caracteristic de pădure tropicală;• Zona tropicală aridă – savanele şi marile deşerturi• Zona pădurilor aride, cu ecosistem de umiditate moderată• Zona stepelor temperate, în cea mai mare parte transformate

în biocenoze agricole• Zona pădurilor de foioase;• Zona pădurilor reci (taigaua);• Zona tundrei cu strat îngheţat în care cresc muşchi şi licheni;• Zona zăpezilor eterne

• Între biosferă şi celelalte geosfere se petrec continuu schimburi de substanţe şi energie. Toate elementele chimice migrează dintr-o geosferă în alta. Cel mai uşor migrează elementele chimice ai căror compuşi sunt solubili în apă, apa constituind principala cale de migraţiune şi transport a substanţelor chimice pe pământ.

Principalele elemente întâlnite în litosferă, atmosferă, hidrosferă şi biosferă (%)

ElementeLitosfera Atmosfera Hidrosfera Biosfera

Hidrogen 2,9 — 66,4 49,8

Oxigen 60,4 21 33 24,9

Carbon 0,16 0,03 0,01 24,9

Azot — 78,3 — 0,27

Siliciu 20,5 — — 0,033

Aluminiu 6,2 — — 0,016

Fier 1,9 — — —

Calciu 1,9 — 0,006 0,07

Fosfor 0,08 — — 0,03

Clor — — 0,33 —

Sulf 0,04 — 0,017 0,017

Mineralele în funcţie de compoziţia lor au fost grupate în: • 1. Clasa elementelor native

– Sulf (S), – Cupru (Cu)– Aur (Au), Argint (Ag)– Platina (Pt)– Diamant (C), etc.

• 2. Clasa sulfurilor cuprinde combinaţii ale sulfului cu diferite metale sau metaloizi. – pirita (FeS2)– blenda (ZnS) – galena (PbS).

• 3. Clasa sărurilor haloide – cuprinde mineralele rezultate din combinarea halogenilor cu diferite metale

– sarea gemă (NaCl)– silvina (KCl)– fluorină (CaF2).

• 4. Clasa oxizilor şi hidroxizilor – rezultă din combinarea metalelor şi metaloizilor cu oxigenul sau cu gruparea hidroxil. Cei mai răspândiţi sunt oxizii de fier:

– hematitul (Fe2O3)– limonitul (FeO[OH] · nH2O), – oxizii de siliciu-cuarţul (SiO2) – oxizii de mangan: piroluzita (MnO2).

5. Clasa sărurilor oxigenate cuprinde săruri naturale ale acizilor oxigenaţi care în funcţie de radicalul acidului se grupează în:

– nitraţii - săruri ale acidului azotic: • salpetru de Chile (NaNO3) • salpetru de India (KNO3);

– carbonaţii - săruri ale acidului carbonic: • calcitul (CaCO3)• magnezitul (MgCO3) • dolomitul (CaMg(CO)3;

– sulfaţii - săruri ale acidului sulfuric: • gipsul (CaSO4· 2H2O) • anhidritul (CaSO4);

– fosfaţii - săruri ale acidului fosforic: • apatita (Ca5F(PO4)3 • vivianitul Fe3(PO4)2· 8H2O;

– silicaţii - mineralele ce compun această clasă reprezintă circa 90% din volumul total al litosferei.

Silicaţii

• mineralele ce compun această clasă reprezintă circa 90% din volumul total al litosferei

Silicaţii

Schema tetraedrului de SiO44-

Silicaţi cu structură insulară Dintre aceştia cel mai răspândit este mineralul olivină (Mg, Fe)2SiO4,

un silicat feromagnezian care se alterează uşor datorită prezenţei fierului în stare de oxidare +2 (în condiţii atmosferice stabile fierul este trivalent) .

Silicaţi cu structură insulară

Silicaţi cu grupe finite de tetraedri de SiO44-

• Au o structură internă asemănătoare cu a silicaţilor insulari, dar tetraedrii de siliciu în acest caz se grupează câte doi (Si2O7), trei (Si3O9) şi şase (Si6O18).

• Silicaţii din această grupă au proprietăţi asemănătoare cu cele ale silicaţilor cu tetraedrii izolaţi de SiO4

4-.

• Dintre aceşti silicaţi cel mai cunoscut este turmalina. Aceasta cristalizează hexagonal, are o culoare neagră, brună sau albastră. Se întâlneşte în rocile metamorfice şi în cele magmatice.

Silicaţi cu structură în lanţuri infinite de tetraedri de SiO44-

• - silicaţi cu lanţuri simple, numiţi piroxeni, din care mai răspândit este augitul, un silicat cu o compoziţie chimică complexă. În roci aceştia se recunosc după aspectul scurt columnar, în spărtură având aspectul unor pete de culoare închisă (verde, brună şi mai frecvent neagră), de multe ori cu contur hexagonal

• - silicaţi cu lanţuri duble (sau în benzi), numiţi amfiboli, din care mai răspândit este hornblenda. Se recunoaşte în roci după aspectul alungit, sub formă de bastonaşe de mărimi foarte diferite de culoare neagră sau neagră-verzuie

Silicaţi cu structură în strate infinite de tetraedri

• Au un aspect foios şi sunt foarte răspândiţi în rocile metamorfice şi sedimentare. Principalele grupe de silicaţi care prezintă un rol foarte important în procesul de solificare sunt:

• A. Grupa micelor: – - mica albă (muscovit) (Si3Al)O10(OH)2Al2K, este un

aluminosilicat foarte rezistent la procesul de alterare, care poate ajunge până în depozitele sedimentare sub forma nisipurilor micacee.

– - mica neagră (biotit) (Si3Al)(O)10(OH)2(Mg,Fe)3K, este un aluminosilicat feromagnezian cu rezistenţă mică la alterare, în urma căruia rezultă compuşi ai fierului, magneziului, potasiului, aluminiului, de culoare neagră.

• B. Grupa cloritelor care cuprinde un ansamblu de minerale sub formă de mase solzoase sau lamelare de culoare verzuie, deseori asociate în rocile metamorfice cu sericitul.

• C. Grupa mineralelor argiloase, prezintă proprietăţi comune: sunt minerale secundare, cu aspect de mase afânate, fin granulare, deschise la culoare (alb, cenuşiu, roz, gălbui), cu duritate mică de unde rezultă un tuşeu unsuros. Prin umezire prezintă miros specific de pământ reavăn, cu volum variabil în funcţie de umiditate (la umezeală îşi măresc volumul, gonflează; prin uscare îşi micşorează volumul, se contractă). De asemenea, prezintă o proprietate chimică deosebit de importantă şi anume capacitatea de schimb cationic (funcţionează ca nişte shimbători de cationi, cationiţi).

Mineralele argiloase• - mice hidratate: illitul

provenit din mică albă şi vermiculitul provenit din alterarea biotitului.

• Structura este în foiţe tristratificate cu distanţa dintre ele de 10 Å şi cu o capacitate de schimb cationic de 40 me/100 g sol.

• - montmorillonit (grupa smectit) şi beydellit cu structură în foiţe tristratificate cu distanţa între ele de 14 - 19 Å, cu o capacitate de schimb cationic de 85 - 150 me % şi respectiv 55 - 65 me/100 g sol.

• - caolinit - halloysit, cu structură bistratificată, cu distanţa între foiţe de 7 Å şi cu capacitatea de schimb cationic de 10 - 15 me/100 g sol.

Structură plană

Silicaţi cu structură spaţială

• Aceşti silicaţi determină formarea unor reţele poroase, uşoare, de culoare deschisă. Mai răspândiţi şi mai importanţi în procesul de solificare sunt feldspaţii care pot fi:

• potasici (ortoclazi) unghiurile dintre foiţele de clivaj fiind de 900; ca reprezentant: – ortoza (Si3AlO8)K;

• calcosodici (plagioclazi), unghiurile de clivaj sunt în general mai mari de 90o, mineralele mai răspândite din această grupă fiind – albitul Si3AlO8Na şi – anortitul Si2 Al2O8Ca.

Structură spaţială

CLASIFICAREA ROCILOR• Rocile sunt asociaţii naturale, constituite din unul

sau mai multe minerale care alcătuiesc scoarţa terestră.• După fenomenele geologice ce au stat la baza

formării lor, se clasifică în:• - roci magmatice, formate prin răcirea şi

consolidarea magmei la diferite adâncimi;• - roci sedimentare care provin din alterarea,

dezagregarea, transportul şi depunerea materialului rezultat din destrucţia rocilor magmatice, metamorfice şi sedimentare mai vechi sau din depunerea resturilor de vieţuitoare;

• - roci metamorfice, rezultate în urma procesului de transformare a rocilor sedimentare sau magmatice supuse unor temperaturi şi presiuni mari.

•

Rocile magmatice (eruptive)

• Rocile magmatice se formează prin consolidarea unei topituri intratelurice: magma, o soluţie de silicaţi, de oxizi de compoziţie foarte complexă saturaţi cu vapori de apă şi gaze.

• În clasificarea rocilor magmatice se pot lua în considerare mai multe criterii:– geologic care în acelaşi timp este şi un criteriu

structural;– chimic;– mineralogic.

• Structura mineralelor este datorată creşterii cristalelor şi determină gradul de cristalinitate al rocii, ce depinde în primul rând de adâncimea la care a avut loc consolidarea magmei. – Adâncimea determină o anumită temperatură şi presiune a

soluţiei magmatice. Când consolidarea magmei s-a făcut la adâncimi foarte mari, respectiv la temperaturi şi presiuni ridicate (deci în condiţii total diferite de cele de la suprafaţă), răcirea s-a produs foarte lent, cristalele fiind puternic dezvoltate. Aceste roci sunt caracterizate printr-o structură holocristalină (holos = întreg, complet) şi se numesc abisice, intruzive sau plutonice.

• Aceste roci dezagregă şi alterează uşor ajunse la suprafaţă, unde condiţiile termodinamice sunt total diferite faţă de cele în care s-a format roca.

• Când consolidarea magmei a avut loc la suprafaţă sau aproape de suprafaţă, datorită presiunii şi temperaturii scăzute, cristalizarea s-a produs brusc, cristalele nu au avut timp să se dezvolte suficient.

• Rocile se caracterizează printr-o structură hemicristalină sau chiar o structură sticloasă. Aceste roci se numesc de suprafaţă, efuzive sau vulcanice, prezintă o rezistenţă mai mare la dezagregare şi alterare datorită condiţiilor termodinamice de formare mult mai apropiate de cele din scoarţa de alterare.

• Când consolidarea magmei s-a produs în condiţii intermediare, rocile se numesc filoniene, hipoabisice sau subvulcanice. Structura lor e asemănătoare cu a celor abisice şi comportarea la dezagregare, alterare, solificare asemănătoare, motiv pentru care le vom asimila acestor roci.

• Tot de natură magmatică sunt şi produsele pe care le aruncă vulcanii în timpul erupţiilor; se numesc roci piroclastice: blocuri, bombe, lapilii, cenuşi, tufuri vulcanice (depuneri de cenuşi vulcanice în ape liniştite), scorii vulcanice, la contactul lavei cu apa se produce o vaporizare bruscă şi presiunea vaporilor de apă provoacă o expandare a lavei luând naştere o rocă cu aspect buretos, de exemplu piatra ponce.

• b. Criteriul chimic ţine seama de cantitatea de silicaţi exprimată în unităţi SiO2. Din acest punct de vedere se deosebesc:

• roci acide cu peste 65 % SiO2;• roci neutre cu 65-52 % SiO2;• roci bazice cu 47-52 % SiO2;• roci ultrabazice <47% SiO2• Rocile acide conţin silicaţi de K, Na, Ca care

vor da naştere la soluri acide.• Rocile bazice conţin silicaţi de Mg, Fe şi ajunse

sub formă de depozite vor permite evoluţia unor soluri bazice.

• c. Mineralogic. Rocile magmatice conţin un număr limitat de minerale, majoritatea fiind silicaţi. Mineralele se pot grupa în minerale primare şi minerale secundare.

• Mineralele primare s-au format prin cristalizarea directă din magmă şi se împart în minerale principale şi accesorii.

• Mineralele principale alcătuiesc aproape întreaga masă a rocii determinându-i caracterul distinctiv, esenţial.

• Acestea pot fi de culoare deschisă (leucocrate): silice, feldspaţi sau de culoare închisă (melanocrate): olivina, piroxeni, amfiboli, mica neagră.

• Mineralele accesorii se găsesc sporadic, în cantităţi mici, neluându-se în considerare la clasificarea rocilor.

• Mineralele secundare apar datorită diferitelor procese chimice suferite de mineralele principale: sericit, serpentin.

• În funcţie de locul de consolidare a magmei, de compoziţia chimică şi mineralogică, rocile magmatice se pot grupa în 9 familii din care frecvent se întâlnesc 5 familii care poartă numele rocilor abisale corespunzătoare.

• Un alt aspect care trebuie examinat cu atenţie este textura rocii, adică modul de aranjare şi de orientare în spaţiu a mineralelor componente. Ea reflectă condiţiile mecanice existente în timpul consolidării magmei.

• Rocile magmatice se caracterizează printr-o textură masivă, neorientată (mineralele componente sunt strâns lipite unele de altele fără o orientare în masa rocii). Este o textură specifică rocilor intruzive, cele efuzive având uneori o textură fluidă iar cele piroclastice o textură scoriacee sau chiar spumoasă (piatra ponce).

Clasificarea rocilor magmaticeCriterii de clasificare Compoziţia chimică

După procentul de SiO2

Locul de consolidare

Structura

Textura Roci acide>65% SiO2

culoare: deschisă<2,7, roci uşoare

Roci neutre65%-52% SiO2

culoare: pestiţă2,7-2,9 roci grele

Roci bazice<52% SiO2

culoare: închisă, roci foarte grele

Familii de roci

Fam.Granitului

Fam.Granodioritului

Fam.Sienitului

Fam.Dioritului

Fam.Gabroului

IntruzivePlutoniceAbisice

holocristalină

masivă Granit Granodiorit Sienit Diorit Gabrou

Filoniene holocristalină

masivă Pegmatite, porfire etc..+ denumirea familiei

Efuzive vulcanic

e

hemicristalină

masivă sau

fluidă

Riolit Dacit Trahit Andezit Bazalt

sticloasă Scoriacee,

spumoasă,masi

vă.

Scorie vulcanică, Piatra poncee, Tufuri vulcanice

Minerale principale constitutive

Cuarţ, ortoză,

mică albă

Cuarţ, feldspaţi plagioclazi, mică neagră,

amfiboli

Ortoză, minerale

melanocrate

Feldspaţi, plagioclazi minerale

melanocrate

Minerale melanocrate,

feldspaţi plagioclazi.

Rocile metamorfice• Din punct de vedere chimic rocile sunt sisteme constituite dintr-o

fază sau mai multe, într-un echilibru relativ stabil şi cu o oarecare rezistenţă la schimbarea unor anumite condiţii fizice. Dacă o rocă e scoasă din condiţiile termodinamice în care s-a format şi este supusă altor condiţii mult diferite de cele iniţiale, ea îşi modifică compoziţia mineralogică, structura, textura, transformându-se într-o rocă nouă: rocă metamorfică.

• Factorii de metamorfism sunt:• - presiunea - care poate acţiona în două moduri:• ca presiune litostatică, crescând o dată cu

adâncimea;• ca presiune orientată: stress: datorită proceselor

tectonice de mari amplitudini manifestate prin fenomenele de cutare şi supracutare a stratelor.

• - temperatura - creşte odată cu adâncimea (gradient geotermic şi treaptă geotermică).

Caractere de recunoaştere

• Pentru determinarea unei roci metamorfice trebuie să se cerceteze caracterele ei principale: - compoziţia mineralogică;

• - structura;• - textura.• Mineralele care alcătuiesc rocile metamorfice sunt atât

minerale întâlnite în rocile magmatice şi în cele sedimentare, cât şi minerale noi formate în timpul proceselor de metamorfism (talc, sericit, granaţi, clorite).

• Structura şi textura rocilor metamorfice sunt strâns legate de modul de formare a acestora. Deoarece au luat naştere prin recristalizarea rocilor preexistente, ele sunt complet cristalizate, mineralele apărând sub formă de grăunţi (structură granulară). De cele mai multe ori grăunţii minerali apar deformaţi, turtiţi, având formă de lamele sau solzi, ca urmare a presiunilor foarte ridicate la care s-a produs metamorfismul.

• Textura rocilor metamorfice provenite din metamorfism regional (cea mai răspândită formă de metamorfism) este şistuoasă de unde şi denumirea lor de şisturi cristaline.

Zona de metamorfism

Denumirea rocilor şi a familiilor

Compoziţia mineralogică

Minerale principale

Textura Structura Criterii de recunoaştere şi comportare în procesul de solificare

Epizonă 1-6 Km

t=200oC, p= mică

stres: mare umiditatea: mare

Filite Muscovit, sericit, cuarţ.

Şistuoasă Cristalină foarte fină

Roci foarte fin cristalizate, cu luciu mătăsos de culoare cenuşie închisă,cu duritate mică. Dezagregă foarte uşor.

Şisturi cloritoase Clorit, cuarţ, feldspaţi,

sericit

Şistuoasă Cristalină lamelară

Roci de culoare verde sau verzuie cu luciu mătăsos şi aspect foios.

Dezagregă şi alterează uşor.

Şisturi sericitoase Sericit, cuarţ Şistuoasă Cristalină lamelară

Roci de culoare alb-argintie, cu luciu mătăsos aspect foios. Dezagregă uşor dar alterează greu.

Şisturi cloritosericitoase

Sericit, clorit Şistuoasă Cristalină lamelară

Cu aspect şi comportare intermediară între şisturi cloritoase şi cele sericitoase

Mezozonă 6-12 Km

t=200-400oC p=mare

Micaşisturi Muscovit, biotit, cuarţ

Pronunţat Şistuoa

să

Cristalină granular

ă

Roci colorate în cenuşiu deschis sau negru, cu luciu metalic sau sidefos, aspect solzos. Cele cu muscovit dezagregă dar nu alterează; cele cu biotit dezagregă şi alterează uşor.

Catazonă 12-30 Km

t=400-700oCp= f.mare

Gnaisuri Ortoză, cuarţ, mice Şistuoasă Cristalină granular

ă

Roci de culoare deschisă cu duritate mare care se deosebesc de granite prin textură. Dezagregă şi alterează uşor.

EpizonăMezozonă Catazonă

Cuarţite Cuarţ Masivă Cristalină granular

ă

Roci de culoare diferită în funcţie de natura impurităţilor. Luciu sticlos, duritate mare. Dezagregă dar nu alterează

Marmura Calcit sau dolomit Masivă Cristalină zaharoid

ă

Roci de culoare diferită, cu aspect zaharoid, fac efervescenţă cu HCl

ROCILE SEDIMENTARE

• Rocile sedimentare sunt cele mai răspândite în partea superioară a litosferei, ocupând 75% din suprafaţa scoarţei Pământului.

• După modul de formare, rocile sedimentare se clasifică în:– roci detritice, care au luat naştere pe seama

fragmentelor minerale transportate şi depuse de vânturi sau ape;

– roci de precipitaţie chimică, care au rezultat prin depunerea din soluţii suprasaturate;

– roci organogene, care s-au format prin acumularea resturilor vegetale sau animale.

• Rocile sedimentare se deosebesc de celelalte două categorii de roci prin: compoziţia mineralogică, structură, textură şi prezenţa fosilelor.

• Din punct de vedere mineralogic rocile sedimentare sunt alcătuite din cele mai variate minerale, care se pot grupa după originea lor:

• minerale alogenetice, care au rezistat la alterare: cuarţ, mică albă, ortoză, etc.

• minerale singenetice, care au rezultat în urma proceselor de alterare: carbonaţi, sulfaţi, halogenuri, silicaţi secundari, oxizi etc.

• minerale diagenetice, care s-au format în masa rocii după formarea depozitului iniţial: sulfuri, fosfaţi, azotaţi.

• Structura rocilor sedimentare depinde de compoziţia mineralogică şi de mărimea grăunţilor mineralelor componente:

• structură grosieră sau psefitică: caracteristică rocilor alcătuite din fragmente mai mari de 2 mm;

• structură nisipoasă sau psamitică: caracteristică rocilor cu fragmente ce au diametrul cuprins între 2-0,02mm;

• structură mâlos-prăfoasă sau aleuritică: caracteristică rocilor cu fragmente ce au diametrul cuprins între 0,02-0,002mm;

• structură argiloasă sau pelitică: corespunzătoare rocilor constituite din particule fine cu diametrul sub 0,002mm.

• Textura rocilor sedimentare este de cele mai multe ori stratificată ca urmare a modului de formare, prin sedimentarea particulelor în aer, ape dulci sau sărate. Când nu se observă aceste strate, rocile au o textură masivă.

• Prezenţa fosilelor se poate explica prin depunerea concomitentă a materialului mineral şi a celui vegetal sau animal.

Rocile detritice

• Aceste roci sunt alcătuite din fragmente minerale rezultate în urma proceselor de dezagregare şi alterare ale rocilor preexistente. Se diferenţiază între ele prin structură şi starea fizică, fragmentele şi particulele constituente putând fi libere, nelipite (roci detritice mobile) sau pot fi legate printr-un ciment variat (roci detritice consolidate).

Rocile psefitice• Roci psefitice mobile reprezentate prin depozite de fragmente rotunjite sau

colţuroase cu diametrul mai mare de 2 mm. Rocile psefitice rotunjite se împart în bolovănişuri, pietrişuri grosiere şi pietrişuri fine iar cele colţuroase sunt reprezentate prin grohotişuri.

• Prin cimentarea rocilor psefitice rezultă conglomerate mari grosiere, fine şi breciile. Conglomeratele şi breciile se mai definesc şi după natura cimentului de legătura care poate fi calcaros, silicios, feruginos etc. Natura petrografică este folosită de asemenea la denumirea rocilor psefitice (pietrişuri calcaroase, conglomerate cuarţifere). De cele mai multe ori rocile psefitice au o alcătuire mineralogică complexă, adică sunt poligene.

• Rocile psefitice se întâlnesc în regiunile de munte, de deal, în conurile de dejecţie, în luncile şi terasele apelor curgătoare.

Rocile psamitice– Rocile psamitice mobile sunt reprezentate prin

nisipuri, care sunt alcătuite fragmente minerale de cuarţ, feldspaţi, muscovit, calcit, dolomit etc. După natura grăunţilor predominanţi, se deosebesc nisipuri cuarţoase, micacee, calcaroase, feldspatice, poligene.

– Gresiile grosiere şi gresiile fine se formează prin cimentarea nisipurilor grosiere şi respectiv a nisipurilor fine, cimentul de legătură putând fi reprezentat prin calcar, silice, argilă, marnă, oxizi de fier etc.

– Denumirea gresiilor se face în funcţie de natura mineralogică a grăunţilor şi de felul cimentului, după denumirea cimentului adăugându-se cea a mineralului predominant (gresie silicioasă feldspatică, gresie calcaroasă muscovitică). Gresiile au culori diferite, sunt aspre la pipăit, prezintă grăunţi de nisip vizibili cu ochiul liber sau cu lupa.

Rocile aleuritice– Rocile aleuritice mobile sunt reprezentate prin pulberi (particule de praf), ce

rezultă în urma proceselor de dezagregare şi alterare. Sub formă consolidată se găsesc ca loessuri şi lehmuri.

– Loessul este alcătuit din punct de vedere textural din praf, nisip fin şi particule argiloase. Masa lui este străbătută de canale mici, verticale, urme ale resturilor de plante descompuse. Umezit loessul are miros specific de pământ reavăn şi prezintă caractere moderate de plasticitate. Deoarece conţine carbonat de calciu face efervescenţă cu acidul clorhidric. Depozitele de loess, nu prezintă stratificare şi formează pereţi verticali din care se desprind blocuri mari, mai mult sau mai puţin prismatice.

– Există şi depozite loessoide şi sedimente loessoide mai bogate în nisip cunoscute în general sub denumirea de nisipuri loessoide.

– Lehmurile sunt varietăţi de loess mai lutoase, puţin poroase, spălate de carbonaţi şi cu pietricele şi resturi organice incomplet descompuse în masa lor.

– Loessurile şi sedimentele leossoide, constituie roci foarte bune de solificare, pe ele formându-se soluri cu o fertilitate ridicată (cernoziomuri, cernoziomuri cambice).

Rocile pelitice– Rocile pelitice sunt reprezentate prin pulberi fine

(particule argiloase).– Argilele sunt roci rezultate prin consolidarea

particulelor argiloase. Argilele sunt formate în cea mai mare parte din minerale argiloase, iar în cantităţi mici se găsesc mici particule cu diametrul sub 0,002 mm de cuarţ, calcit feldspaţi, muscovit, granaţi, pirită, resturi organice, resturi de cochilii.

– Argilele au culori albe sau cenuşii, dar uneori pot fi gălbui, ruginii, vineţii. Sunt roci coezive, unsuroase la pipăit, cu duritate mică (se zgârie cu unghia). Umezite au miros specific de pământ umed şi devin plastice. Deoarece au un conţinut redus de carbonat de calciu, nu fac sau fac efervescenţă slabă cu HCl.

– Argilele cu un conţinut mare de carbonat de calciu se numesc marne, au în general între 35 şi 65 % carbonat de calciu.

– Când au mai puţin carbonat de calciu se numesc marne argiloase sau argile marnoase.

– Spre deosebire de argile, marnele sunt mai dure şi fac efervescenţă puternică cu acidul clorhidric.

Rocile de precipitaţie chimică

• - sunt alcătuite din material solubil rezultat în urma proceselor de alterare, transport sub formă de substanţă dizolvată în apă, în bazine de sedimentare, unde are loc depunerea lor prin precipitare fizico - chimică.

• În funcţie de compoziţia chimică se clasifică în roci calcaroase, gipsoase, slicioase şi roci formate din săruri solubile. Dintre acestea mai importante sunt cele calcaroase şi gipsoase.

Rocile calcaroase

• Rocile calcaroase sunt alcătuite din carbonaţi. Mai frecvente sunt calcarele, care sunt roci compacte, poroase sau spongioase, grele sau mai uşoare, formate din material cristalin sau amorf. În general conţin peste 80 % CaCO3. Există şi calcare cu peste 25 argilă, denumite calcare marnoase, precum şi calcare bogate în nisip, numite calcare nisipoase. Calcarele pot fi albe (cele pure) dar şi roz, roşietice, gălbui, albăstrui, cenuşii, negricioase sau chiar negre. Au duritate între 3 şi 4 şi fac efervescenţă puternică cu acidul clorhidric.

• Calcarele compacte se deosebesc de marne prin duritatea lor mai mare, nu sunt unsuroase, umezite nu miros a pământ.

• Tufurile calcaroase se formează prin depunerea carbonatului de calciu în izvoarele bicarbonatate, au aspect spongios, prezintă tipare de frunze, plante întregi, sunt uşoare şi colorate în alb, alb murdar sau alb gălbui.

• Travertinurile sunt tufuri calcaroase ceva mai compacte, cu numeroase cavităţi vermiculare. Calcarele oolitice sunt alcătuite din granule sferice de calcit, depuse în strate concentrate cu diametrul de 1mm, în jurul unui grăunte de nisip sau sfărâmătură de cochilie. Când granulele sunt ceva mai mari se numesc pisolitice. Din depozitele calcaroase de precipitaţie fizico-chimică fac parte şi formaţiunile de peşteri reprezentate prin stalactite şi stalagmite. Creta este o rocă formată prin depunerea calcarului sub formă de praf alb, în lacuri. Este uşoară, fin poroasă, friabilă şi colorată în alb. Dolomitele sunt roci alcătuite din carbonat de calciu şi magneziu. Se deosebesc de calcare prin aceea că fac efervescenţă mai slabă. Rocile gipsoase sunt reprezentate prin depozite de gips şi anhidrit.

• Rocile biogene (organogene) s-au format pe seama vieţuitoarelor, prin acumulări de resturi de animale (schelete, cochilii) şi de plante (plane întregi, rădăcini, tulpini, frunze).

• Rocile biogene se clasifică în acaustobiolite care nu ard (calcare organogene, diatomite) şi caustobiolite, care ard (cărbuni, bitumine).

– Rocile biogene calcaroase sunt reprezentate prin calcare organogene.

Sunt alcătuite în cea mai mare parte din carbonat de calciu la care se pot adăuga: carbonat de magneziu, argilă, nisip. Pot fi compacte sau mai afânate, mai grele sau mai uşoare, colorate în gălbui, cenuşiu, roşiatic. Se deosebesc de cele de precipitaţie fizico-chimică prin faptul că în masa lor se disting resturile organice pe seama cărora s-au format.

– Rocile biogene silicioase sunt depozite de resturi silicioase alcătuite din învelişurile de protecţie ale unor vieţuitoare, care au capacitatea de a forma siliciul din mediul în care trăiesc. Mai cunoscute sunt diatomitele, care sunt formate în cea mai mare parte din resturi de diatomee, au culoare albă sau gălbuie şi sunt poroase şi uşoare.

– Rocile biogene fosfatice sunt reprezentate prin fosforite şi guano, iar rocile biogene azotoase sunt reprezentate prin salpetru de sodiu şi de potasiu.

PROCESELE DE TRANFORMARE A ROCILOR

1. Dezagregarea

• a) Dezagregarea datorită variaţiilor de temperatură (dezagregarea termică)

• b) Dezagregarea datorită îngheţului şi dezgheţului (gelivaţia)

• c) Dezagregarea sub acţiunea biosferei (dezagregare biomecanică)

• d) Dezagregarea sub acţiunea apelor curgătoare, a zăpezii şi a gheţarilor

• e) Acţiunea mecanică a vântului cuprinde trei procese distincte:

– erodarea – transportul – sedimentareaf)Dezagregarea sub acţiunea forţei

gravitaţionale

2. ALTERAREA

• Acţiunea apei în procesele de alterare• Principalele procese de alterare a mineralelor sub influenţa apei

sunt hidratarea, hidroliza şi dizolvarea.• Hidratarea – reprezintă procesul fizico-chimic care constă în

atragerea apei la suprafaţa particulelor minerale (hidratare fizică), şi/sau pătrunderea apei în reţeaua cristalină a mineralelor (hidratarea chimică).

– Hidratarea fizică – constă în atragerea moleculelor de apă la suprafaţa particulelor, rezultate în urma proceselor de dezagregare datorită energiei libere existente şi a caracterului de dipol al moleculei de apă.

– Hidratarea chimică – reprezintă procesul de pătrundere a apei în reţeaua cristalină a mineralelor, provocând schimbarea reţelei cristaline şi chiar a sistemului de cristalizare.

– CaSO4+2H2O → Ca SO4 · 2H2O– anhidrit gips

Dizolvarea

• Dizolvarea contribuie la alterarea rocilor care au liantul de legătură calcaros (gresiile calcaroase prin dizolvare formează nisipurile). Datorită dizolvării calcarului, gipsului, masivelor de sare iau naştere formele de relief carstic foarte des întâlnite în ţara noastră.

Hidroliza• - reprezintă procesul de transformare a mineralelor ca urmare a înlocuirii

cationilor cu ionii de hidrogen din apă. Aceasta poate fi definită şi prin efectele pe care le produce şi anume descompunerea unor săruri în prezenţa apei în acizii şi bazele din care au provenit.

• Hidroliza silicaţilor se produce în trei etape: debazificarea, desilicifierea şi argilizarea.

• Debazificarea are loc în urma proceselor de dezagregare unde la suprafaţa fragmentelor se găsesc diferiţi ioni de K, Na, Mg şi Ca. Apa încărcată cu CO2 disociază în ioni de H+ şi OH-. Ionii de H având o energie de schimb foarte mare pătrund în reţeaua cristalină a silicaţilor şi elimină din reţea ionii de K, Ca, Na şi Mg. Ionii trec în soluţie şi formează cu grupările OH diferite baze KOH, NaOH, Mg(OH)2, Ca (OH)2.

••

• Desilicifierea reprezintă faza în care din reţeaua silicatului primar se pune în libertate o parte din SiO2 sub formă de silice secundară. Silicea secundară eliberată se depune sub formă de pulbere albicioasă.

• silicat complex + apă disociată → silice + baze.

• Argilizarea - nucleele alumino-silicice rămase după debazificare şi desilicifiere suferă procese de hidratare dând naştere unor silicaţi noi denumiţi silicaţi secundari. Aceşti silicaţi sunt principalii constituenţi ai argilei iar faza de formare a silicaţilor secundari se numeşte argilizare. Un exemplu îl constituie formarea caolinitului în urma proceselor de sinteză dintre hidroxizii fundamentali:

• 4Al (OH)3+4Si(OH)4 →Al4Si4O10(OH)8 +10H2O• hidroxizi caolinit apă•

Viteza hidrolizei depinde de următorii factori:

• dimensiunea particulelor minerale - hidroliza creşte în intensitate odată cu micşorarea dimensiunii cristalelor;

• concentraţia ionilor de H+, exprimată prin pH-ul apei. Odată cu scăderea pH-ului viteza hidrolizei creşte;

• procesul de hidroliză se desfăşoară mai rapid odată cu creşterea temperaturii în regiunile calde şi mai lent în regiunile umede;

• cantitatea de apă determină o creştere a hidrolizei deoarece prin circulaţia sa verticală elimină produşii de hidroliză;

• gradul de instabilitate a mineralelor care depinde de compoziţia chimică şi de condiţiile de formare (anortit-ortoza-albitul).

Aerul ca agent al alterării

• Oxidarea poate fi definită ca:– procesul de combinare a unei substanţe cu oxigenul 2SO2 + O2 = 2SO3 sau pierdere

de hidrogen H2S + O = H2O;– creşterea valenţei unui metal ca urmare a pierderii de electroni, de exemplu trecerea

fierului bivalent în fier trivalent sau a manganului bivalent în mangan trivalent sau tetravalent.

• FeCl2 + Cl =FeCl3

• Reducerea este procesul invers oxidării prin pierderea oxigenului sau pierdere de sarcini pozitive şi câştig de sarcini negative. Acest proces are loc în condiţii anaerobe determinat de excesul de umiditate.

• În stare redusă, compuşii feroşi şi manganoşi sunt solubili, fiind asigurată circulaţia acestor elemente în sol şi în plantă, în timp ce în stare oxidată precipită pe profilul de sol.

• Fe2O3→2Fe+3O• Mn2O3→2MnO+O

Carbonatarea – este determinată de dioxidul de carbon din apă, care acţionează asupra bazelor rezultate din alterarea rocilor şi mineralelor dând naştere la carbonaţi şi bicarbonaţi. Dizolvarea în apă a CO2 determină apariţia acidului carbonic care este mult mai agresiv asupra mineralelor comparativ cu dioxidul de carbon.

• CO2+H2O→H2CO3

. Vieţuitoarele ca agent al alterării

• Organismele animale şi vegetale au un rol important în procesele de alterarea a mineralelor şi rocilor, atât direct prin activitatea lor, cât şi indirect prin produsele rezultate din activitatea sau descompunerea lor.

• lichenii contribuie ca şi ciupercile prin acizii secretaţi (acidul carbonic, acidul lichenic) la alterarea mineralelor de la suprafaţa rocilor, iar prin hifele cu care pătrund în pori, la dezagregarea acestor roci.

• -bacteriile anaerobe îşi asigură oxigenul necesar metabolismului lor din oxizi, prin reducerea fierului şi manganului trivalent;

• -ciupercile pătrund cu ajutorul hifelor în porii şi fisurile rocilor, contribuind atât la dezagregarea lor cât şi la alterarea silicaţilor primari

Mişcările seismiceMişcările seismice sunt mişcări de scurtă durată care determină

zguduiri bruşte ale scoarţei terestre

Se apreciază că într-un an au loc un cutremul catastrofal, 10 cutremure nimicitoare, 100 cutrmure distrugătoare, 1000 de cutremure care provoacă unele distrugeri ale construcţiilor (Gh. Răileanu)

Cuzele naturale ale cutremurelor Pământului pot fi grupate în două mari categorii:

1.Cauze endogene legate de energia internă a Pământului şi anume fenomenele tectonice şi cele vulcanice

2.Cauze exogene legate de factorii externi (prăbuşirea unor goluri subterane (carstice), căderea unor meteoriţi, scăderile sau creşterile bruşte ale presiunii atmosferice, forţa mareelor, etc

Cutremurele

• Tectonice

• Vulcanice

• De prăbuşire

• Artificiale– După locul de producere:

• Continentale• Maritime

Cutremure tectonice• Sunt deplasări bruşte care se produc în scoarţa terestră

sau în zonele subcrustate de-a lungul unor suprafeţe de fractură.

• Sunt cele mai frecvente determinând peste 95 % din totalul cutremurelor de pământ. Epicentrul acestor cutremure sunt localizate în lungul unor lanţuri muntoase, la limita acestora cu câmpia sau marea

• Majoritatea cutremurelor cu epicentrul în M. Vrancei îşi au epicentrul la adâncimi cu atât mai mari cu cât epicentrul este situat mai la vest, fapt ce denotă că aceste cutremure sunt legate de o fractură de adâncime cu o înclinare generală spre vest

• Legătura dintre cutremurele tectonice şi marile fracturi ale scoarţei terestre este evidenţiată şi de faptul că numeroase cutremure de pământ de acest tip sunt însoţite de apariţia la suprafaţa Pământului a unor crăpături, falii şi decroşări.

• Ex. Cutremurul din 1891 din insula Honda a fost însoţit de apariţia unei faliiu o lungime de 100 km în lungul căreia s-au constatat deplasări verticale până la 4 m.

• Cutremurele tectonice se manifestă pe suprafaţă foarte mare a cărei rază atinge 1500-2000 km iar efectul undelor seismice se resimte pe suprafeţe mult mai mari, uneori chiar pe toată suprafaţa Pământului.

Cutremure vulcanice

• Au caracter local cu epicentru în imediata apropiere a unui vulcan în activitate. Ele se resimt pe suprafeţe relativ circulare ţi puţin întinse, cu raze ce rareori depăşesc 30-50 km

• Mişcările seismice sunt determinate de deplasarea magmei în vatra vulcanului sau în coşul vulcanului sau de erupţiile explozive.

Cutremure de prăbuşire

• Au loc datorită prăbuşirii tavanelor unor peşteri si sunt foarte puţin frecvente, au loc pe suprafeţe mici şi durată foarte mică de câteva secunde

• Cutremurele de pământ reprezintă eliberări bruşte de energie într-un anumit spaţiu din interiorul Pământului. Energia degajată de deformarea bruscă a rocilor, supuse unor tensiuni ce depăşesc rezistenţa lor de deformare, se răspândeşte în mediul înconjurător sub forma unor unde elastice

• Spaţiul din int. P. În care are loc deformarea remanentă a rocilor şi eliberarea de energie se numeşte focarul cutremurului iar centrul hipocentrul cutremurului. Corespondent pe suprafaţa P. Al hipocentrului este epicentrul. Distanţa dintre hipocentrul şi epicentrul unui cutremur reprezintă adâncimea focarului cutremurului

• Energia unui cutremur puternic este evaluată la 1025 ergi sau cca un trilion cai putere.

• Datorită faptului ca focarul are un anumit volum, la suprafaţa P se manifestă cu o intensitate maximă, pe o anumită suprafaţă denumită regiune epicentrală sau regiune pleistoseistică

• Suprafaţa pe care intensitatea cutremurelor este aceeaşi se numeşte izoseismică iar intersecţiile dintre suprafeţele izoseismice cu suprafaţa Pămîntului se numesc linii izoseiste sau linii izoseismice.

Undele seismice

• Pot fi:– Longitudinale care determină schimbări în volum şi

constau în comprimări şi dilatări, particulele materiale suferind oscilaţii paralele cu cu direcţia de propagare a undelor

– Transversale în care particulele oscilează perpendicular pe direcţia de propagare a undelor.

– Viteza de propagare a undelor longitudinale este de 1,73 mai mare comparativ cu cea a undelor transversale

• Viteza de propagare a undelor seismice variază în functie de rigiditatea mediului, viteza undelor longitudinale este de 0,5-1 km/s în nisipuri; 2,1-2,5 km/s în argile şi poate ajunge la 5,8 km/s în oţel.

• Sub acţiunea undelor seismice au loc mişcări ale particulelor materialelor de trei categorii: – orizontale – verticale – rotire

• În România zona cu maximă seismicitate este Râmnicu-Sărat – Focşani. Cutremurele au avut loc în 1472, 1683, 1740, 1790, 1802, 1838, 894, 1912, 913, 1916, 1940, 1977, 1988, 1990 etc.

Clasificarea cutremurelor în România

• Polikinetice caracterizate printr-o zguduire iniţială urmată de o serie de mişcări succesive mai slabe– Danubiene (Vârşet-Moldova Nouă)– Făgăreşene (M. Făgăraş)– Pontice (coasta mării Negre)

• Monokinetice caracterizate printr-o zguduire principală– Moldavice (Vrancea)– Transilvanice (Bazinul Transilvaniei)– Prebalcanice (Bulgaria)– Banatice (şesul Banatului)

ACŢIUNEA GEOLOGICĂ A APELOR ŞI GHEŢARILOR

ACŢIUNEA GEOLOGICĂ A APELOR METEORICE

Prin ape meteorice se înţeleg apele provenite din precipitaţii (ploi, grindină, brumă, zăpadă) care se scurg pe versanţi.

Acţiunea apelor meteorice se exercită prin intermediul picăturilor de ploaie, a curenţilor peliculari şi a curenţilor concentraţi. Indiferent de forma de manifestare a apelor meteorice se desprind particulele de sol sau rocă, le transportă şi le depun generând forme de relief.

Sub acţiunea picăturilor de ploaie şi a curenţilor peliculari are loc procesul de pluviodenudare, iar cand apa se concentrează în curenţi iau naştere rigolele de şiroire, ogaşele, ravenele şi torenţii.

Pluviodenudarea

• este procesul de desprindere şi deplasare a particulelor de la suprafaţa scoarţei de alterare prin acţiunea apei de ploaie sau rezultată din topirea zăpezii.

• Desprinderea particulelor se realizează prin şocul picăturilor de ploaie.

• Particulele desprinse sunt supuse procesului de eroziune peliculară, şi le deplasează spre baza versantului.

• Prin acest proces sunt înlăturate orizonturile superioare ale solului bogate în humus şi elemente nutritive ceea ce determină scăderea producţiei vegetale.

• Intensitatea eroziunii este influenţată de:– agresivitatea climei,– permeabilitatea şi rezistenţa solului şi a rocilor la

eroziune, – gradul de acoperire a versantului cu vegetaţie şi de

caracteristicile versantului (înclinare, expoziţie, lungimă, formă etc).

• Materialele deplasate din partea superioară a versanţilor şi acumulate pe versant datorită reducerii pantei şi infiltrării apei se numesc depozite deluviale. Ele au în general o altă compoziţie mineralogică decât roca subiacentă fiind sedimente aduse din altă zonă.

Rigola de şiroire– reprezintă forma elementară cea mai simplă la

care dă naştere apa concentrată în curenţi. – Se prezintă sub forma unui şănţuleţ cu

adâncimea de de câţiva centimetri orientat pe linia de cea mai mare pantă.

– Rigolele apar în grupuri paralele dispuse perpendicular pe curbele de nivel.

– Rigolele se formează cu precădere în masa solului sau în depozitele deluviale, iar rocile cele mai favorabile dezvoltării rigoleleor sunt cele slab coezive: nisipuri, loessuri, argile, etc.

Ogaşele

• sunt şanţuri neregulate săpate de curenţii de apă pe linia de cea mai mare pantă; au profil transversal în formă de U şi adâncimea de 0,5-2 m.

• Ogaşele se formează prin dezvoltarea rigolelor în urma ploilor torenţiale, cu predilecţie pe versanţi cu înclinare mare, alcătuiţi din formaţiuni sedimentare friabile (marne, argile, loess).

Ravenele• Provin din ogaşe, cu adâncimi

de 2-3 m, profilul transversal are forma literei V, dar cu malurile puternic înclinate.

• La gura ravenelor se află materialele transportate de curentul de apă şi depuse sub forma unui con.

• Evoluţia ravenei se produce până când profilul longitudinal se apropie de profilul de echilibru.

• În final se ajunge la stabilizarea ravenei şi acoperirea ei cu vegetaţie.

Torenţii

• sunt cursuri temporare de apă formate pe versanţii puternic înclinaţi în urma ploilor torenţiale sau a topirii bruşte a zăpezii.

• Torenţii acţionează asupra scoarţei terestre prin eroziune, transport şi sedimentare. Eroziunea torenţială se manifestă în adâncime, regresiv şi lateral.

• Transportul torenţial se realizează prin târâre, rostogolire şi suspensie

• La un organism torenţial se disting trei părţi: – bazinul de recepţie– canalul de scurgere – conul de dejecţie.

Bazinul de recepţie

• Reprezintă teritoriul de pe care torentul îşi adună apa.

• Limita bazinului de recepţie se modifică de la o ploaie la alta prin acţiunea regresivă a ogaşelor şi ravenelor.

• În bazinul de recepţie se găsesc rigole, ogaşe şi ravene ce converg spre punctul cel mai coborât al bazinului de recepţie.

Canalul de scurgere

• are aspectul unui jgheab îngust care începe de la locul de întâlnire a apelor colectate din bazinul de recepţie şi se continuă până unde panta terenului scade foarte mult, iar materialele sunt sedimentate.

Conul de dejecţie

• Este partea terminală a organismului torenţial unde materialele transportate de torent sunt dispuse sub forma unui semicon teşit.

• Mărimea conului de dejecţie depinde de suprafaţa bazinului de recepţie şi de capacitatea de transport a torentului.

• Conul de dejecţie se caracterizează prin prin dpunerea materialelor grosiere la partea superioară iar a materialelor fine în partea inferioară şi stratificaţie încrucişată a sedimentelor.

Actiunea geologica a apelor curgatoare

• Apele curgatoare sub forma de paraie, rauri si fluvii, alcatuiesc reteaua hidrografica

• Actiuneea lor geologica depinde de viteza si debitul cursului de apa si se exercita prin eroziune, transport si sedimentare.

• In general eroziunea dominină în cursul superior al râului, transportul în cursul mijlociu şi depunerea în cursul inferior

• Eroziunea fluviatilă are loc în lungul albiei minore a patului râului pe trei direcţii dominante, vertical, lateral şi regresiv

• Eroziunea verticală generează cursul unui râu

• Talvegul – reprezintă linia care uneşte punctele cele mai adânci de pe fundul patului unui râu

• Profilul longitudinal – reprezintă linia care uneşte izvorul cu vărsarea şi apare ca rezultat al influenţei mai multor factori– Debitul de apă– Structura geologică– Poziţia nivelului de bază– Panta niţială– Timpul

Elementele unei văi fluviatile

• Albia minoră – este reprezentată de porţiunea râului sau canalul ocupat permanent cu apă

• Albia majoră – este reprezentată de suprafaţa ocupată de ape numai periodic în timpul viiturilor

Albie in forma de V Albie in forma de U

Versanţii

• Reprezintă suprafeţele externe, marginale ale văilor, depresiunilor şi interfluviilor

• Elementele unui versant sunt:– Fruntea sau lungimea– Lăţimea – Înălţimea– Panta– Muchea care face legătura între versant şi interfluviu– Piciorul versantului sau baza de eroziune

Alunecări şi prăbuşiri de teren • Din categoria deplasărilor de teren, alunecările constituie

fenomenele cele mai răspândite în ţara noastră. Ele se produc când forţele de alunecare reprezentate de greutatea masei de pământ şi presiunea apei subterane sunt mai mari decât forţele de rezistenţă (coeziunea şi frecarea interioară şi subpresiunea hidrodinamică).

• Factorul principal care declanşează alunecarea de teren este gravitaţia, în anumite condiţii, determinăte de caracteristicile rocilor, acţiunea apei (de infiltraţie, subterană sau pluviatilă), relief; în special de panta terenului, precum şi a altor factori cum ar fi variaţiile de temperatură, vânt şi presiune atmosferică, vibraţiile naturale, activitatea omului.

• Declanşarea alunecărilor pe versanţi cu potenţial de alunecare şi activarea alunecărilor stabilizate se datorează în principal modificării regimului hidrostatic şi hidrogeologic (despăduriri, terasare, schimbarea modului de folosinţă, etc.) şi perturbării echilibrului de versant în special prin erodarea bazei acestuia.

Caracteristicile alunecărilor de terenTip Grad de stabilitate Caracterizare

Alunecări în brazde - stabilizate - semistabilizate- active

- Alunecare superficială, terenul având aspect de brazde

Alunecări în valuri - stabilizate- semistabilizate- active

- Alunecare superficială, terenul având aspect ondulat, valurile fiind perpendiculare pe direcţia de alunecare

Alunecări în trepte (pseudoterase)

- stabilizate- semistabilizate - active

- Alunecare profundă, cu aspect de trepte largi

Alunecări cu movile (monticoli şi glimee)

- stabilizate- semistabilizate - active

- Alunecare cu individualizarea unor inflexiuni de relief pozitive (monticoli) şi negative (glimee)

Alunecări curgătoare - semistabilizate- active

- Alunecare liniară, în care materialul curge ca o masă vâscoasă, sub forma unei limbi

Prăbuşiri de mal - stabilizate- semistabilizate- active

- Desprinderea şi prăbuşirea unui strat deasupra unei linii de ruptură

Dintre numeroasele particularităţi ale acestor terenuri, pentru cultura speciilor pomicole prezintă interes caracteristicile de modelare a suprafeţei versantului (în brazde, lenticulare, monticulare, în terase, în valuri, etc.), precum şi adâncimea planului de alunecare ce poate fi situat superficial (1m), până la foarte adânc ( 15 m).

Drenajul teritoriului

• Drenajul – reprezintă pierderea de apă din sol prin scurgeri şi poate fi:

• drenaj extern – scurgerea apei la suprafaţa terenurilor înclinate;

• drenaj intern – scurgerea apei prin sol în profunzime, acesta depinzând de permeabilitatea solului;

• drenaj global – totalul pierderilor prin scurgerea la suprafaţa solurilor şi în profunzime.

Formele de relief create de eroziune

• Formele de eroziune sunt numeroase, au dimensiuni variabile şi se înscriu într-un proces evolutiv care începe cu albia în care se află apa râului (forma cea mai nouă) şi valea (forma cea mai veche şi care le înglobează pe toate)

• 1. ALBIA MINORĂ – reprezintă spaţiul prin care se realizează scurgerea apei râului la nivele medii

– Patul albiei încadrat de maluri nu este uniform, sectorul cel mai jos care se află în vecinătatea malului abrupt, poartă numele de talveg şi este rezultatul eroziunii lineare şi regresive

– În albie există:• praguri determinate de prezenţa unor roci dure

• Praguri acumulative în spatele unor stânci prăbuşite

• Forme de acumulare (ostrove, plaje etc.) care au dimensiuni variabile unle sunt emerse iar altele submerse (bancuri de nisip, pietriş, etc)

Forme de relief în albia minoră şi majoră

Meandrele

• Rar albile au un aspect linear, frecvent acestea au un aspect ondulat cu bucle dezvoltate spre stânga sau spre dreapta – meandre

• Evoluţia meandrelor – dezvoltarea spre aval şi lateral a meandrelor succesive conduce la îngustarea spaţiului dintre ele, în timp devine atât de mic încât la viituri poate fi rupt, apa trecând dintr-un meandru din amonte în altul în aval.

• Urmare a acestui proces numit autocaptare sau îndepărtarea cursului de apă sunt un nou curs secţionat în gâtul meandrului, un curs părăsit sau meandru părăsit în lungul căruia se păstrează ochiuri de apă, sectoare cu exces de umiditate, vegetaţie hidrofilă, o insulă numită popină sau grădişte

Tipuri de meandre

• Meandre divagate sau libere aparţin râurilor care străbat regiuni de câmpie, depresiuni întinse unde panta generală a reliefului este redusă (ex. Meandrele Siretului)

• Meandre compuse – apare o dublă meandrare adică pe fondul unor bucle mai mici se înscriu traseele unor bucle mari – acestea sunt condiţionate de perioadele diferite ale precipiatiilor (ex. Râuri mici din Câmpia Transilvaniei)

• Meandre încătuşate sunt ondulări care cuprind albia cât şi porţiuni din vale, dezvoltându-se nu numai în plan, ci şi pe verticală (ex. în reg. muntoase Defileul Jiului, Oltului), de podiş (Lăpuş, Covurlui)

• Meandre de vale sau moştenite - realizarea se produce prin ridicarea lentă a regiunii după ce râul a ajuns la profil de echilibru

• Meandre de râu sau autogene – reprezintă o evoluţie a ulterioară a meandrelor de vale în regiunile unde rocile nu opun rezistenţă prea mare la eroziunea laterală.

Tipuri de meandre

ALBIA MAJORĂ(Lunca)

• Teritoriul pe care il ocupă apele la debite mari sau viituri• Luncile au dimensiuni mari în zona de câmpie şi podiş şi reduse sau lipsă în

zonele montane• În decursul unui râu luncile au dimensiuni, alcătuire şi morfologie variate.

Sunt situaţii complexe la râurile care traversează regiuni montane (Olt, Jiu, Mureş, Dunărea)

• Morfologia luncii – în cuprinsul ei există forme de relief pozitive şi negative:– Grindurile– Popinele – Conurile de aluviuni– Trepte de luncă– Diguri– Meandre părăsite (belciuge)– Cursuri părăsite– Microdeoresiuni– Canale de drenaj – Studiul luncilor are o dublă însemnătate ele reprezintă o treaptă de relief

care reflectă un stadiu din evoluţia văii şi practică (sunt terenuri ce pot căpata utilizări pentru exploatări forestiere, expl. Nisipului, argilei, etc.)

Terase • Sunt trepte în lungul văilor la altitudini relative faţă de albie ce variază

între 4-5 m şi 180 m care la origine au fost lunci, rămânând suspendate în urma adâncirii în ele a râurilor

• Numărul variază în funcţie de relief şi de generaţia de văi) ex. Olt -8 terase, Olteţ -5 terase iar pe afluenţii acestuia 1-3 terase

• Este compusă din d. p.d.v. morfologic în: – podul terasei – reprezintă o luncă veche– fruntea terasei – rezultă prin adâncirea albiei râuluiLinia care îmbină cele două părţi se numeşte muchia teraseiStructural:

- terase aluviale la care se separă un strat de aluviuni cu o grosime de 1-5 m şi roca în loc, între ele fiind vechiul pat al albiei- terase în rocă în care lipsesc aluviunile, podul terasei corespunzând patului albiei-terase aluvionare – ce au pânză groasă de aluviuni, în care ulterior râul s-a adâncit

Vârsta teraselor• Se stabileşte prin diferite metode, dar rezultatele au un

anumit grad de relativitate– Cel mai simplu se apreciază în funcţie de poziţia uneia în raport

de cealaltă (o terasă mai veche decât cea inferioară şi mai nouă decât cea superioară)

– Prin metoda numărului de loessuri (acumulate într-un climat rece, glaciar) şi de fosile (formate în climat temperat interglaciar) situate peste depozitul de aluviuni, aprecierea se apropie mai mult de realitate (terasa exista în momentul acumulării primului loess; dacă sunt trei orizonturi de loess ce pot fi corelate cu wurm3, wurm2, wurm1 atunci vârsta tăierii frunţii poate fi legată de prewurm).

– Interpretarea spectrelor de polen extrase din lentile de argilă din depozitul de aluviuni

– Datarea paleontologică este cea mai apropiată de realitate cu condiţia ca fosilele sa nu reprezinte elemente remaniate. Prin ea se stabileşte vârsta depozitului

Tipurile de terase

– 1. după desfăşurarea în profil longitudinal al văii terasele pot fi:

• paralele cu talvegul (cele de natură climatică)• convergente în aval• convergente în amonte• în foarfecă

– 2. după desfăşurarea în profil transversal sunt terase bilaterale, monolaterale şi în evantai

– 3. după structură: aluviale, aluvionare– 4. după geneză: terase de natură eustatică,

climatică, neotectornică

Înălţimea, numerotarea şi racordarea teraselor

• Înălţimea se apreciază prin altitudinea relativă, valoare care se calculează prin raportarea nivelului superior al depozitului de aluviuni la nivelul luncii

• Numerotarea teraselor se face plecând de la cea inferioară (terasa I) la cea cu înălţimea cea mai ridicată din lungul râului (ex. Terasa a VIII). Uneori se folosesc valorile de altitudine (t3-5m, t10m, t25m, etc.)

• Racordarea teraselor este o operaţiune care presupune identificarea tuturor fragmentelor de terasă din lungul unui râu şi de pe afluenţi, cartarea lor pe hărţi, întocmirea fişelor (alt., tipul de aluviuni, grosimea acestora, vârsta fragmentelor etc.)

•

Tipuri de terase

Versanţii• Reprezintă suprafeţe înclinate din alcătuirea reliefului. Au origine diferită dar în

majoritatea situaţiilor sunt legaţi de adâncirea râurilor, torenţilor.

• Tipuri de versanţi:

1. Versanţii de vale –sunt suprafeţe create prin acţiunea de adâncire a râurilor, torenţilor. Cei care aparţin văilor înguste şi recente se află imediat deasupra albiei ceea ce face ca influenţa râului asupra evoluţiei lor să fie activă (erodarea, bazei versanţilor conduce la subminare, alunecări etc.). Aceşti versanţi constituie primul component, deci cel mai vechi în alcătuirea văii. Au lungime mare, înclinări variate, o formă (convexă, concavă, dreaptă etc.) care se modifică continuu, dar în ritmuri diferite în funcţie de o multitudine de factori între care:

• Rocile (în cele cu cu rezistenţă mare calcare, granite au pantă accentuată sunt drepţi sau convexi; la cei formaţi din roci moi –argile, marne – pantele sunt slabe şi frecvent concave

• Structura geologică (versanţi cu pantă accentuată şi în trepte atunci cand secţionează capetele de strat şi versanţi cu pantă redusă cand coincid cu suprafaţa stratelor.

• Unitatea de relief străbătută de un râu (în munţi sunt lungi şi au pante mai mari, în câmpie sunt scurţi, drepţi şi cu înclinări variate în funcţie de rocă

• Stadiu de evoluţie a văii (drepţi la începutul evoluţiei, complexi ulterior) etc.

2. Versanţii de interfluviu – alcătuiesc pantele înclinate care fac racordul între platourile interfluviilor sau linia de creastă cu diferite trepte ale culmilor secundare

3. Versanţii impuşi de acţiunea agenţilor interni. Mişcările tectonice şi vulcanismul sunt cele care determină în timp versanţi cu caracteristici specifice

4. Versanţi maritimi. Sunt în strânsă dependenţă de acţiunea apei mării, oceanelor. Se separă versanţi în lungul ţărmului înalt (impus iniţial de tectonică, vulcanism, alcătuire litologică şi accentuat de abraziune) şi versanţi submerşi între suprafeţe cvasiorizontale.

La scară locală se adaugă şi versanţi glaciari creaţi prin eroziunea gheţarilor în circurile şi văile glaciare), antropici (cei rezultaţi prin secţionarea unor culmi pentru canale maritime, de natură petrografică (în loess, calcare, argilă, etc)

Glacisurile şi pedimentele• La baza versanţilor, şi a unor pante accentuate (ex. frunţi de terasă) prin

retragerea acestora, rezultând o suprafaţă slab înclinată care se interpune între două forme de relief pe seama cărora se va extinde.

• Glacisurile şi pedimentele sunt frecvente aproape in orice regiune morfoclimatică dar care cunosc amploare în cele aride şi semiaride calde sau reci, iar diversitate ca marime şi geneză în regiunile temperate. În regiunile aride şi semiaride ele rezultă în principal prin acţiunea de eroziune în surafaţă realizată pe versanţi de către pânzele de apă încărcate cu materiale (dezagregate anterior) în timpul averselor.

• În regiunile temperate rezultă mai multe forme care pot fi grupate în:– glacisuri de acumulare (se formează la baza pantelor cu înclinare

mare), – glacisuri de eroziune – glacisuri coluviale, proluviale, coluvio-preluviale, deluviale

Evoluţia versantului

VĂILE• Sunt forme de relief negative rezultate preponderent prin acţiunea apelor

curgătoare• Principalele tipuri de văi• După fizionomie:

– văi simetrice (ex. Cele dezvoltate în structura orizontală sau în aceeaşi rocă-calcare, loess)

– văi asimetrice (văi formate în structură monoclinală, văi la care râul suferă în timp o puternică deplasare spre un versant datorită fie influenţei unui centru de subsidenţă activ ex. Argeşul în aval de Piteşti, fie împingerii exercitate de un număr mare de afluenţi cu debit mare (Siretul împins spre est de Suceava, Moldova, Bistriţa)

– La văile cu desfăşurare mare sunt utilizaţi termenii de chei (văi înguste create în calcare), defilee, canioane

– După stadiul de evoluţie: văi tinere, văi mature, văi în stadiu de bătrâneţe, văi policiclice

– După relief: văi în munţi, văi în cămpie, văi în dealuri– După structura geologică: monoclinale, discordante, epigenice,

faliate, văi în loess, văi carstice

TIPURI DE VĂI

Forme de relief create prin acumulare

• Conurile aluviale –rezultă prin acumulări continue de pânze de aluviuni la viituri

• Delte continentale – conuri aluviale foarte mari, dar cu înălţime mică dezvoltate la ieşirea din câmpii sau în depresiuni (ex. Buzău, Prahova, Putna)

• Glacisuri aluviale – sunt forme de relief de racord între dealuri, munţi şi depresiuni sau câmpii rezultate din îmbinarea, suprapunerea laterală a mai multor conuri aluviale construite de râuri

• Piemonturile sunt câmpii extinse (zeci, sute de km., rezultate la contactul relativ brusc dintre o unitate înaltă (munţi) şi una joasă, netedă (depresiune întinsă) prin acumularea unor mase imense de aluviuni cărate de către o reţea densă de pâraie şi râuri (Depresiunea Braşovului)

EVOLUŢIA PIEMONTURILOR

Gheţarii şi relieful generat

• Tipuri de gheţari:– Gheţari montani – sunt cantonaţi în bazinele de recepţie, pe văile

şi uneori pe platourile aflate în munţi foarte înalţi indiferent de latitudine

• Gheţari alpini (de vale) – au dimensiuni mari (zeci km) Mtii Alpi – determină forme de eroziune circ, vale, praguri, etc. dar şi de acumulare morene

• Gheţari de circ – au dimensiuni mici Mţii Pirinei• Gheţari de tip himalayan sunt întâlniţi în Himalaya• Gheţari de tip kilimandjaro s-au dezvoltat în craterele unor vulcani

stinşi (Kenia şi Tanzania)• Gheţari de piemont (Alaska)• Gheţari mixti de platou şi vale (Norvegia, Scoţia etc)

– Gheţari de calotă- acoperă suprafeţele continentale foarte mari sub forma unor platoşe de gheaţă cu grosimi de la câteva sute de m la mii de m (ex. Gheţarul antartic –grosimea maximă 4776m, gheţarul groenlandez – maxim 3000m, gheţarul islandez caracteristic insulelor cu activităţi vulcanice care sunt situate la latitudini polare.

Relieful de eroziune specific gheţarilor montani

• Circurile glaciare sunt excavaţii în care se acumulează zăpada ce se transformă în gheaţă. Se pot situa la obârşia unor văi alpine sau în diferite nişe suspendate pe versanţii circurilor mari sau deasupra unor pereţi abrupţi din lungul văilor. După topirea gheţarilor din circuri, în spatele pragului sau a diferitelor mase de grohotiş prin acumularea apei rezultă lacuri numite zănoage

• Văile glaciare există doar la gheţari cu dimensiuni mari la care gheaţa din circuri înaintează pe văile create anterior prin eroziune lineară.

• Platorile glaciare se întâlnesc în munţii înalţi care păstrează petece de suprafeţe de nivelare periglaciare. După topirea gheţii pe platou rămân mici excavaţii cu ochiuri de apă

• Custurile sunt interfluvii de tip ascuţit (creste zimţate cu versanţi abrupţi) care separă circurile şi uneori văile glaciare

• Şeile de transfluenţă – reprezintă sectoare joase la nivelul interfluviilor ce separă gheţarii cu volum mare şi prin care gheaţa trece de la unul la celălalt (sunt frecvenţi în himalaya)

• Spinările de berbeci sunt proeminenţe formate din roci dure situate frecvent pe pragurile glaciare care au suferit o rotunjire determinată de masa de gheaţă care le acoperă.

• Striurile glaciare – se păstrează pe roci dure sub forma unor şentulete mai mult sau mai putin paralel

Relieful de eroziune creat de gheţarii de calotă

• Fieldul (câmpii de eroziune) constituie forma de relief cu dimensiunile cele mai mari. La origine a reprezentat o suprafaţă cvasiorizontală (câmpie, podiş, munţi nivelaţi) pe care s-a dezvoltat calota glaciară.

• Nanatakurile sunt vârfuri de munţi care s-au situat deasupra calotei glaciare şi care au suferit pe de-o parte atacul avalanşelor şi îngheţ-dezgheţ

• Striurile au rezultat în acelaşi mod ca şi la gheţarii montani numai că identificarea lor în prezent este mai dificilă într-cât după topirea calotei au suferit transformări sau au fost acoperite de depozite, soluri şi vegetaţie.

• Văile glaciare sunt frecvente în regiunile înalte, muntoase cu care calota intra in contact sau la marginea muntilor si podisurilor de la exteriorul calotei glaciare.

Modelarea glaciară a unei regiuni montane

Relieful de acumulare• Morene laterale• Morene interne• Morene de fund• Osaruri (eskere)-mase de pietriş şi nisip• Kamesurile – coline cu formă rotunjită alcătuite din

depozite de sip şi argilă• Blocurile eratice – sunt mase de rocă cu dimensiuni foarte

mari care s-au prăbuşit peste masa de gheaţă• Pradolinele – reprezintă culoare largi desfăşurate între

aliniamentele de morene frontale fiind paralele pe zeci şi sute de km cu acestea

• Sandrele sunt câmpii piemontane dezvoltate la exteriorul calotelor glaciare, au rezultat prin depunerea conurilor de pietrişuri şi nisipuri

• Zoliile sunt microdepresiuni în câmpiile glaciare sau fluvioglaciare rezultate prin tasarea materialelor ce acopereau blocuri de gheaţă izolate

Relief litoral

Tipuri de ţărm

Mişcările verticale ale scoarţei terestre

• Se manifestă pe întreaga suprafaţă a scoarţei terestre atât în domeniile continentale cât şi în cle maritime şi determină înălţarea lanşurilor muntoase cutate ca ş a unor platouri cu structură tabulară precum şi coborârea treptată şi îndelungată a unor sectoare ale scoarţei terestre însoţite de acumularea unor sedimente

• Mişcările oscilatorii sunt mişcări verticale de ridicale sau coborâre a scoarţei terestre care au avut loc pe suprafeţe întinse al căror rezultat a fost formarea podişurilor, platourilor sau a depresiunilor submarine– Ex. Mişcările de scufundare pe direcţia Galaţi- Focşani au făcut

ca râurile Ialomiţa şi călmăşui sa-şi schimbe directia de curgere de la NS spre E în cursul mijlociu şi NE în cursul inferior

• În urma mişcărilor de subidenţă s-au format Câmpia Tisei şi Câmpia Română

Mişcări verticale

• Se produc în stratele cu roci dure şi sunt reprezentate de falii, decroşări şi fracturi de adâncime

• 1. FALIILE sunt dislocaţii rupturale însoţite de deplasarea relativă pe vericală a compartimentelor formate

• Ex. M. Apuseni, Banat, Podişul Mehedinţi, Culoarul Rucăr – Bran, etc.

Tipuri de falii

Planul falieiBuzele faliei

Săritura faliei

• Dintre structurile regiunilor faliate cele mai importante sunt horsturile şi grabenele

• Horstul reprezintă compartimentul ridicat al scoarţei terestre delimitat de două sau mai multe falii (ex. M. Preluca, Mezeş, Rodnei, Dobrogea de Nord)

• Grabenul reprezintă zona de scufundare cu contur circular, poligonal prinsă într-un sistem de falii (Depr. Bârsei, Tg. Secuiesc, Haţeg etc.)

Forme majore de relief ale reliefului continental

Relieful montan•Din punct de vedere genetic relieful montan apare sub forma de masive de natură orogenetică, epirogenică sau vulcanică•Muntii de natura orogenica sunt cunoscuti si ca munti de incretire sau tipici si sunt cei mai frecveni de pe suprafata Pamantului•Muntii de natura epirogenetica sau muntii bloc cu aspectul unei creste asimetrice cu versant abrupt corespunyator planului de falie de-a lungul caruia blocul s-a inaltat si n versant mai putin inclinat ce reflecta intr-o anumita masura suprafaţa iniţială

–Ex. Masivul Rodnei, delimitat în partea nordică de abruptul faliei Dragoş Vodă de cca 1000 mMunţii vulcanici rezulta din acumulari de produse eruptive Călimani-Gurghiu-Harghita

Relieful de podiş

• Podisurile sau platourile unt acele portiuni ale scoartei terestre cu suprafata aproape plana sau larg si sor vălurită însoţită de versanţi fragmentati şi văi adânci

• Sub raport genetic se deosebesc două tipuri principale de podisuri: podisuri tipice si peneplene transformate in podis

• Podisurile tipice sau propriu-zise sunt cele cu structură orizontală şi corespund unui bloc al scoartei terestre înălţat prin mişcări epirogenice.– Ex. Podişul Transilvaniei care în raport cu arcul carpatic area

aspectul unei depresiuni intercarpatice cu relief deluros şi culmi rotunjite sau netede şi Podişul Moldovenesc care apare ca o regiune deluroasă cu interfluvii largi şi plate

Peneplenele transformate în podiş apar în zonele de orogen peneplenizate şi apoi înălţate. Aceste tipuri de podisuri au o structura si o evolutie mai complicata decat cea a podisurilor tipice

Relieful ce câmpie

• Ca forme de relief câmpiile sunt regiuni ale scoartei terestre cu altitudini absolute şi relative mici, cu energii de relief reduse si cu aspect de suprafete plane intinse

• Sub aspect genetic pot fi:– Câmpii aluvionare;– Câmpii structurale;– Câmpii sculpturale.

Câmpiile aluvionare sau acumulative

• Sunt porţiuni ale scoartei terestre care datorita unor miscari tectonice negative au determinat scufundarea acestor portiuni si apoi sedimentarea lor cu material erodat din regiunile mai inalte, transportat si depus de ape

• Pot fi câmpii litorale sau marine (tectonice şi eustatice) si continentale (acumulative simple si acumulative de origine tectonica)

Campii litorale tectonice

• Se caracterizeaza prin suprafete ce coboara in panta domola catre mare si sunt alcatuite din depoyite din ce in ce mai noi pe masura apropierii de tarm. Ele au luat nastere prin exondarea platformei continentale sub influenta unor miscari epirogenetice (de natura tectonica

Câmpii litorale eustatice

• Se formează prin miscari eustatice de coborare a nivelului apelor marine ca rezultat al unor miscari epirogenice negative ale platformei oceanice sau a glaciatiunilor care au dus la scaderea nivelului oceanului planetar cu 50 pana la 100 de m fata de cel actual.

• Aceste câmpii apar la periferia câmpiilor de origine tectonica si numai in regiunile unde panta fundului submarin este redusa.– Ex. Câmpia din N. Europei ce incepe de la Calais şi

se continua in Belgia, Olanda, Danemarca, Germania, polonia şi tarile baltice (Estonia, Letonia, Lituania)

Câmpiile continentale

• Sunt de origine tectonică şi au rezultat din depunerea unor sedimente în regiunile scufundate, datorită miscarilor tectonice negative

• Ele pot fi câmpii acumulative simple care la rândul lor pot fi câmpii lacustre rezultate din colmatarea unor bazine lacustre, câmpii aluviale rezultate prin acoperirea cu depozite aluviale fluviatile şi câmpii acumulative de origine tectonică. Toate depresiunile de baraj vulcanic din tara noastra (Giurgeu, Ciuc) ca si depresiunile intarcarpatice sunt oste bazine lacustre transformate prin colmatare în câmpii intramontane.

Câmpii fluviatile de revarsare

• Rezultă prin asocierea formelor de acumulare elemnare (ostrove, conuri de dejectie, depozite de confluenta) prin suprapunerea acestora in cadrul văilor fluviatile. Aceste câmpii apar de-a lungul văilor fluviatile mari din regiunile montane si deluroase si sunt formate din prundişuri.

Câmpii de colmatare

• 1. Câmpii intramontane se formează prin aluvionarea depresiunilor intramonatne sau de baraj vulcanic. Depozitele lacustre colmatate unt foarte groase şi ele au un continuat sa se acumuleze si dupa disparitia lacurilor, mai ales la periferia bayinului unde s-au format conuri de dejectie si s-au acumulat materiale mai fine

• 2. Câmpii piemontane iau nastere ca rezultat al acumularii depozitelor fluviale la zona de contact dintre doua unitati morfologice deosebite ca altitudine si panta (munte-deal, deal – câmpie, etc). Ele sunt alcătuite din conuri de dejectie suprapuse cu grosimi mari de sute de m.

• Ex. De câmpie piemontană este <piemontul Getic modificat prin eroziunea apelor curgătoare

• 3. câmpiile de nivel de bază sunt formate din delte juxtapuse care pătrund de-a lungul văilor continentale. Ea a luat nastere prin colmatarea unui fost golf marin ce avansa în întinsul Câmpiei Române. În general întreaga câmpie a Dunării este o câmpie de colmatare în cadrul unei depresiuni tectonice transgresată de apele mării.

• 4. câmpiile de subsidenţă sunt câmpii acumulative cu depozite tasate şi ondulate în timpul depunerii aluviunilor în depresiunile intarmontane, în zonele piemontane sau a câmpiilor de nivel de bază. Grosimea depozitelor pot ajunge la sute de m. Ex. Câmpia dintre Siret şi Argeş

• 5. Câmpiile fluvio-glaciare denumite si Sandre se formează la periferi morenelor terminale unde apar mari suprafeţe nisipoase usor inclinate ex Campia Germano-poloneze acoperita cu dune de nisip

Câmpii structurale

• Au ca suport o placă de roci dure de pe care eroziunea a înlăturat depozitele friabile şi ele se pot frma atât în regiunile cu structură monoclinală cât şi în regiunile cutate, pe flancurile nticlinallor si sinclinalelor.

Câmpii sculpturale (de eroziune)

• Sunt câmpii rezultate prin procesele de eroziune si pot fi marine, glaciare şi fluviatile. Din aceasta categorie fac parte platformele de eroziune din Carpati Gornivita, Râul Şes şi Borăscu

Depresiunile

• Sunt forme negative care apar ca rezultat al miscarilor tectonice, al proceselor vulcanice sa a celor de eroziune.

• Depresiunile tectonice au luat nastere prin scufundarea unor compartimente întregi ale scoartei in lungul unor linii de falii. ex,. Depresiunea Transilvaniei scufundată la sfarsitul cretacicului

• Depresiunile de eroziune sunt rezultatul actiunii agentilor externi

• Depresiuni de baraj vulcanic reprezinta un spatiu inchis ex Depresiunea Giurgeului si Ciuc

• Vaile - sunt forme de relief negative rezulatte ca urmare a actiunii de eroziune a unui factor sau mai multi.

• Versantii sunt forme de relief cu suprafete inclinate

• Interfluviile reprezintă spatiile situate între văii având caracter de forme pozitive. Evolutia lor depinde de eroziunea pe verticala si laterala şi a proceslor de pe versanti

CARSTUL DIN ROMÂNIA Pe teritoriul României rocile carstice ocupă 49

527 km2 adică 20,85 % din suprafaţa ţării (V. Sencu, 1968).

În această categorie de roci au fost cuprinse, pe lângă calcare, dolomite şi calcare cristaline, sarea şi gipsul (acestea fiind rocile pe care se dezvoltă carstul propriu-zis şi care deţin 4700 km2, adică 2 % din suprafaţa ţării) precum şi o serie de roci clastice (gresii şi conglomerate cu ciment calcaros) , aglomerate vulcanice şi depozite loessoide, ce ocupă 44 700 km2.

• Deoarece dintre rocile carbonatice calcarele şi dolomitele mezozoice favorizează, prin gradul lor ridicat de puritate (peste 85-95 % CaCO3), dezvoltarea unui relief carstic „tipic” în care este prezentă întreaga gamă de forme exo- şi endocarstice.

• Ele totalizează 2912 km2 (63,27%) fiind inegal răspândite în cadrul unităţilor de relief: 1762 km2 în Munţii Banatului şi Apuseni, 626 km2 în Carpaţii Meridionali, 237 km2 în Meridionali şi 267 km2 în Dobrogea.

• În funcţie de întinderea arealului calcaros şi de factorii care influenţează procesul de carstificare formele rezultate, atât cele de suprafaţă cât şi cele de adâncime, prezintă o mare diversitate de la o unitate de relief la alta şi chiar în cadrul aceleaşi unităţi.

• În geneza formelor carstice intervin o serie de factori care influenţează derularea procesului de dizolvare şi care pot fi grupaţi în trei categorii, fiecare cu mai mulţi componenţi: – factorul geologic (litologia, tectonica şi grosimea stratelor), – factorul chimic (precipitaţii, temperatură, agresivitatea apei)– factorul fizic (morfologia şi morfometria), la care se adaugă timpul ca

element esenţial în formarea carstului.

Exocarstul

• Caracteristica regiunilor carstice este dată de un peisaj aparte, caracterizat prin dezorganizarea reţelei hidrografice până la dispariţia cursurilor de apă de suprafaţă, apariţia drenajelor subterane marcate de ponoare şi izbucuri şi dezvoltarea unor forme de disoluţie depresionare, concave, cu dimensiuni ce merg de la ordinul milimetrilor la cel al kilometrilor.

• Lapiezurile reprezintă forme de disoluţie de tipul şanţurilor separate de creste mai mult sau mai puţin late sau de tipul unor excavaţii cu aspect de mici bazine eliptice sau circulare. Ele se formează atât pe calcarul nud cât şi sub învelişul de sol, putându-se deosebi forme individuale sau grupări cunoscute sub denumirea de câmpuri de lapiezuri.

• Din numeroasele încercări de clasificare a lapiezurilor din România amintim pe cele mai importante: Viehmann (1964) utilizează criteriul genetic (lapiezuri torenţiale, eoliene, litorale, glaciare, fosile şi subterane); Bleahu (1982) clasifică lapiezurile în funcţie de locul în care s-au format: lapiezuri libere, lapiezuri semiîngropate şi lapiezuri îngropate, fiecare cu mai multe subtipuri; Onac (2000)

• utilizează criteriul morfogenetic şi deosebeşte trei categorii: lapiezuri liniare, lapiezuri circulare şi lapiezuri mixte, fiecare cu mai multe subtipuri.

• Lapiezurile sunt întâlnite în toate regiunile carstice din ţara noastră. Se remarcă, prin varietate şi extindere câmpurile de lapiezurile de la Ponoarele (Podişul Mehedinţi), cele din Munţii Mehedinţi, Munţii Bihor, Munţii Pădurea Craiului, Munţii Vâlcan, Munţii Locvei şi Aninei.

• Dolinele - depresiuni circulare sau ovale închise, cu dimensiuni de la câţiva metri la peste 1000 m, sunt formele carstice elementare cele mai răspândite. Clasificarea acestor forme vizează fie criteriul morfologic: doline conice, cu fundul plat, în cupă, cilindrice (Bleahu, 1982) fie cel genetic: doline de dizolvare, doline de prăbuşire şi doline de tasare (Onac, 2000). – Pot să apară izolat dar de cele mai multe ori formează câmpuri

de doline cum sunt cele din platourile carstice Vaşcău (Munţii Codru Moma), Zece Hotare (Munţii Pădurea Craiului), Colonovăţ şi Mărculeşti (Munţii Aninei). În multe cazuri ele sunt înşirate de-a lungul unor linii tectonice, cum este cazul Munţilor Mehedinţi unde apare o astfel de succesiune de doline, uvale şi depresiuni carstice deschise.

– În cadrul acestui complex carstic se remarcă macrodolinele Crovu Medvedului (1000m diametru şi 170m adâncime) şi Crovu Mare (500m diametru şi 150m adâncime) ca fiind cele mai mari doline din carstul românesc (Sencu, 1983).

• Uvalele, depresiuni carstice închise, de dimensiuni mari, cu forme neregulate şi cu fundul inegal, lipsite de ape curgătoare, reprezintă – dimensional şi genetic – treapta imediat superioară dolinelor. Sunt destul de des întâlnite în carstul românesc: în arealul carstic Giuvala (Culoarul Bran – Rucăr), în Munţii Pădurea Craiului, Bihor, Mehedinţi, Aninei, etc.

• Poliile sunt formele exocarstice cu cea mai mare dimensiune. Sunt depresiuni închise săpate integral în calcare, au fundul plat şi pot prezenta humuri, au o reţea hidrografică proprie, apa fiind de provenienţă carstică. În perioadele ploioase se pot forma lacuri temporare prin inundarea poliilor.

• În geomorfologia românească acest termen a fost folosit de multe ori în mod abuziv fiind considerate polii o serie de depresiuni carstice care nu prezentau caracterele unei polii. Singurele forme din ţara noastră care se încadrează total definiţiei de polie sunt polia Poiana Ponor din Munţii Bihor şi polia Zăton din Podişul Mehedinţi (polie de bordură).

• Depresiunile carstice deschise sunt forme intermediare între uvale, polii şi carstoplene, având dimensiuni de ordinul sutelor de metri şi de cel mult 1-2 km (Bleahu, 1982). Sunt foarte des întâlnite în carstul românesc şi multe dintre ele au fost catalogate greşit ca fiind polii. Cele mai reprezentative sunt depresiunile Ciumerna (Munţii Trascăului), Brătcoaia (Munţii Codru Moma), Brădet (Munţii Aninei), Beletina (Munţii Mehedinţi).

• Văile carstice prezintă funcţionalităţi hidrologice diferite şi o serie de caractere morfologice comune (îngustime, versanţi abrupţi, de cele mai multe ori verticali sau surplombaţi) forma caracteristică fiind cea de chei, defilee şi canioane.

• În funcţie de rolul jucat de aceste văi în drenajul arealului carstic ele se clasifică astfel: – văi transversale (Cheile Bicazului, Cheile Turzii, Cheile

Râmeţilor, Cheile Olteţului, Cheile Nerei, etc.); – văi oarbe (valea Cetăţilor, pârâul Ursului din Munţii Bihor,

Topolniţa şi Ponorăţ din Podişul Mehedinţi); – văile în fund de sac (Şura Mare şi Cioclovina din Munţii Şureanu,

Galbena din Munţii Bihor, Bigăr şi Jitin din Munţii Aninei); – văile cu trepte antitetice (valea Gârda şi valea Ocoale din Munţii

Bihor); – văile seci (valea Sohodol-Albioara din Munţii Pădurea Craiului,

„padinile” din Piatra Craiului şi „foerogile” din Munţii Mehedinţi, etc.) (Bleahu, 1982).

Endocarstul

• este bine reprezentat fiind cartate în prezent peste 12000 de peşteri şi avene. Majoritatea sunt dezvoltate în calcare şi dolomite (98,49%) şi doar puţine în alte tipuri de roci (1,51%).

• Inventarierea acestor peşteri este organizată la nivel naţional prin realizarea în cadrul Institutului de Speologie „Emil Racoviţă” a Cadastrului sistematic al peşterilor din România (Goran, 1982) care cuprindea în anul apariţiei sale 6816 peşteri.

• Distribuţia pe unităţi de relief a acestor goluri subterane este neuniformă: 47,2% în Carpaţii Meridionali, 37,27% în Munţii Apuseni şi 14,5% în Carpaţii Orientali.

• Gradul de carstificare poate fi surprins mai exact analizându-se o serie de indici speometrici: densitatea golurilor carstice (număr de peşteri/suprafaţă carstificabilă):

• 2,32 peşteri/km2 în Munţii Apuseni• 1,92 peşteri/km2 în Carpaţii Meridionali • 1,22 peşteri/km2 în Carpaţii Orientali • 0,09 peşteri/km2 în Dobrogea. • Şi în ce priveşte densitatea reţelei subterane (lungimea

galeriilor/suprafaţa carstificabilă) valorile variază destul de mult:– 260,6 m/km2 în Munţii Apuseni– 155,8 m/km2 în Meridionali– 76,1 m/km2 în Orientali– 5,9 m/km2 în Dobrogea. Bazinul superior al Someşului Cald se remarcă prin valoarea cea mai mare din

România a densităţii reţelei subterane: 1400 m de galerii/km2.

• Cele mai lungi peşteri din ţară sunt:• Peştera Vântului (Munţii Pădurea Craiului) cu 48,5 km,• Peştera Humpleu-Poieniţa (39 km)• Peştera Hodobana (22 km) ambele din Munţii Bihor• Peştera Topolniţa (Podişul Mehedinţi) cu 20,5 km şi Peştera

Valea Rea din Munţii Bihor cu 18,5 km.

• Cele mai adânci cavităţi din România sunt: Avenul din Grind (Piatra Craiului) cu –540m; Peştera Tăuşoare (Munţii Rodnei) cu –356m; Sistemul Poieniţa-Humpleu (Munţii Bihor) cu –347m; Avenul Stanu Foncii (Munţii Pădurea Craiului) cu –339m şi Avenul Jghiabul lui Zalion (Munţii Rodnei) cu –298,5m (Onac, 2000).