CAPITOLUL 12

S I S T E M U L M O R F O G E N E T I C G L A C I A R (SMG)

Noţiuni generale. Modul de formare a gheţii. Limita zăpezilor perene şi limita glaciaţiei. Clasificarea gheţarilor. Clasificarea gheţarilor pe baza criteriului morfologic. Calotele glaciare. Cîmpurile glaciare. Cupolele glaciare. Gheţarii de evacuare. Gheţarii de circ şi de vale. Clasificarea gheţarilor. Balanţa de masă a gheţarilor. Mişcarea gheţarilor. Deformările interne. Alunecarea bazală. Viteza de deplasare a gheţarilor. Morfologia gheţarilor. Relieful glaciar. Procesele de eroziune glaciară. Materialul morenaic. Forme de eroziune glaciară. Forme asociate curgerii neconstrânse a gheţii. Forme asociate curgerii constrânse a gheţii. Forme asociate acţiunii conjugate a proceselor glaciare şi periglaciare. Relieful de acumulare glaciară. Procesele de acumulare. Formele de acumulare. Relieful de eroziune şi acumulare fluvio-glaciară Cauzele glaciaţiilor.

« Este un ţinut golaş, păstrând eroziuni adânci lăsate de o imensă cantitate de gheaţă de mai bine de 1 km

grosime, care altădată şi-a exercitat presiunile colosale asupra stâncii, silind-o să cedeze. Implacabilă şi de nestăvilit, gheaţa s-a revărsat în afară, strivind munţi, umplând lacuri cu sfărâmături de pietre şi pământ

rupte din munţi, tăind pe câmpii înclinate văi imense, dintre care unele de vreo 100 km lungime. Cicatricele săpate de gheaţă sunt încă adânci, rănile nu s-au vindecat niciodată.

Este o regiune fără fruntarii, căci ochiul nu-i poate cuprinde marginile. Pare că se întinde dincolo de

limitele cunoscute ale acestei planete. Ameninţătoare, imuabilă, cufundată în propria-i dezolare, a apărut atât de jalnică primilor albi care au pus piciorul pe acolo, încât, înspăimântaţi şi smeriţi, i-au zis Pământul

Sterp »

In nordul îndepărtat, Farley Mowat, 1959

12.1. Noţiuni generale Pe aproximativ 10 % din suprafaţa Terrei, temperatura aerului este mult prea scăzută pentru

o activitate normală a râurilor, apa fiind totuşi prezentă, în stare solidă, sub formă de gheţari. Trăsăturile distincte ale reliefului glaciar rezultat în urma proceselor de eroziune, transport şi acumulare glaciară dau posibilitatea recunoaşterii relativ uşoare a acestuia, chiar după ce gheţarii s-au topit. Aşa se face că pe baza morfologiei actuale, s-a putut stabili, cu mare exactitate, distribuţia în trecut a gheţarilor montani şi a calotelor glaciare de mari dimensiuni. Se apreciază că în urmă cu 2-3 milioane de ani, gheţarii erau extinşi pe aproape o treime din suprafaţa globului.

317

În Cuaternar, pe continentul european, calota glaciară feno-scandinavă a ocupat, în mai multe reprize, o suprafaţă de circa 35 % din cea totală, coborând până la 45°33'' latitudine în est, iar în vest până aproximativ la nord de linia care uneşte Cracovia cu Londra. Fazele glaciare au primit denumiri locale în fiecare ţară, cele mai des folosite fiind însă, nomenclaturile germane şi poloneze. În ordine cronologică, în vestul Europei, au primit următoarele denumiri: Elster, Saale (cu două stadii: Warthe şi Drenthe), Weichsel (Vistula), de la numele râurilor ce străbat depozitele unde ele au fost definite. În partea estică a Europei acestora le corespund glaciaţiile Lihvino (Oka), Nipru şi Valdai. Fazele glaciare amintite sunt separate de interglaciare, caracterizate de mici transgresiuni marine (de exemplu, în vestul Europei sunt cunoscute sub denumire de Cromerian, Holsteinian, Eemian). În Germania de Nord calota glaciară a avut dezvoltarea maximă în urmă cu 20 000 ani. În urma topirii ei s-au format şiruri succesive de morene la Brandemburg, Frankfurt etc. Gheţarii s-au retras spre nord, unde o uşoară avansare a glaciaţiunii a lăsat dovadă morenele de la Salpausselka, datate 10 300 ani BP. Mult timp s-a crezut că extinderea calotei glaciare din Europa de Nord a fost limitată doar la nivelul uscatului continental. Însă, aceasta se dezvolta spre nord, în mediul oceanic, până la nivelul rupturii de pantă a platoului continental (până la aproximativ – 200 m). În timpul maximului glaciar calota nord-europeană se lega cu inlandsis-ul nord-american printr-o punte grosă de banchize. Calota nord-americană acoperea toată Canada şi nordul S.U.A. În decursul maximului său, ajungea în est până la latitudinea New York-ului (cu dezvoltarea unui lob imens la sud de Marile Lacuri, până către St. Louis), iar spre vest s-a prelungit la nivelul oraşului Seattle. Literatura glaciologică americană admite existenţa a patru glaciaţiuni pe teritoriul Americii de Nord: Nebraska (cea mai veche, cu cea mai mică răspândire); Kansas (cea mai extinsă în lobul Mississippi); Illinois (a depăşit-o pe precedenta doar la sud de lacul Michigan); Wisconsin (ultima glaciaţiune cu dezvoltarea cea mai puternică).

Gheţarii montani din Europa au coborât până la altitudini de 200 – 800 m în Alpi (limbile gheţarilor ajungeau până în Piemontul italian, la sud şi Piemontul bavarez, la nord), de asemenea, prezenţa acestora semnalându-se şi în munţii Pirinei, Jura, Vosgi, Masivul Central Francez, Carpaţi. Culmile înalte ale Carpaţilor au permis instalarea gheţarilor, ale căror urme se întâlnesc şi astăzi în Munţii Rodnei, Maramureşului, în Bucegi şi în toate celelalte masive ale Carpaţilor Meridionali ale căror altitudini depăşesc 2000 m. Cercetările asupra gheţarilor şi a morfologiei glaciare din Alpi au condus la publicarea a numeroase studii, în care concepţiile monoglaciare şi pluriglaciare au fost susţinute sau infirmate.

Pentru prima dată o descriere a depozitelor morenaice vechi, construite de gheţarii din Alpi a fost făcută de De Saussure (1794), acesta fiind un adept al teoriei monoglaciare, urmat apoi de Lory (1864), Mortillet (1883), Boule (1896). Pluralitatea glaciaţiilor din Alpi a fost demonstrată de A. Penck şi Brückner, în sinteza lor Die Alpen im Eizeitalter (Alpii în decursul timpurilor glaciare) (1901 – 1909). Autorii respectivi au dezvoltat conceptele de complexe şi serii glaciare. Complexul glaciar este constituit dintr-o morenă terminală care se desfăşoară într-un con, dând naştere la un nivel fluvio-glaciar, ce constituie un câmp glaciar. Complexele glaciare pot să se reunească pentru a forma o serie glaciară şi un câmp glaciar de ansamblu. În timpul perioadelor glaciare se formează serii glaciare tăiate de văi care se individualizează în timpul perioadelor interglaciare. Pe baza acestor principii, în regiunea Memmingen, de la nord de Alpi, pe platoul suabo-bavarez (Iller – Riss), autorii au identificat patru câmpuri glaciare de ansamblu, care corespund la patru nivele glaciare aluviale ce diferă prin altitudine, pante, compoziţie petrografică şi soluri de alterare. Aceste observaţii au permis descrierea a 4 glaciaţiuni, denumite, în ordine cronologică crescândă Würm, Riss, Mindel, Günz, de la numele unor râuri din nordul Alpilor. Celor 4 glaciaţiuni aveau să li se adauge altele două: Donau şi Biber, ca urmare a studiilor întreprinse de Eberl (1928,1930) şi Schaefer (1953).

Cele mai puternice şi mai evidente efecte asupra peisajului actual s-au datorat glaciaţiei cuaternare, motiv pentru care s-a considerat oportună o prezentare succintă a acesteia; însă, în istoria Terrei mai sunt cunoscute încă cel puţin patru glaciaţii, ale căror urme sunt din ce în ce mai bine conservate, cu cât sunt mai recente. Cea mai veche glaciaţie s-a desfăşurat în urmă cu 2 500 –

318

2 300 milioane de ani (glaciaţia Huroniană din Proterozoicul Inferior), existenţa acesteia fiind demonstrată de prezenţa unor morene fosile (tillite) din nordul Americii de Nord, sud-estul Africii, vestul Australiei, India Centrală. O altă glaciaţie, ale cărei depozite, reprezentate tot prin tillite, au o răspândire mult mai largă, s-a desfăşurat în urmă cu 950 – 615 milioane de ani (Proterozoicul superior). Aceasta este considerată glaciaţia cea mai grandioasă care a avut loc vreodată pe Terra şi a afectat regiuni întinse din Eurasia, America de Nord şi de Sud, Africa, Australia şi, probabil, Antarctica. Glaciaţiile următoare s-au dezvoltat cu 580-570 milioane de ani în urmă (Eocambrian) şi, respectiv, acum 450 – 440 milioane de ani (Ordovician, mai ales în Africa). Acum 300 – 280 milioane de ani s-a desfăşurat glaciaţia cunoscută sub denumirea de Gondwana, după numele continentului sudic, alcătuit, în acea perioadă, din America de Sud, Africa, India şi Antarctica.

În prezent, gheţarii ocupă 16,24 milioane km2, ceea ce reprezintă, după cum s-a precizat anterior, 10 % din suprafaţa uscatului terestru. În condiţiile climatice actuale, gheţarii (al căror număr a fost estimat între 70 000 şi 200 000) sunt răspândiţi pe glob la diferite altitudini, din zonele polare până la Ecuator. În zonele polare gheţarii ajung să acopere, în întregime, relieful, cu o mantie având grosimi de mii de metri şi deţin aproximativ 99 % din suprafaţa ocupată de gheţari (de altfel, Antarctica şi Groenlanda sunt singurele regiuni acoperite cu mari calote glaciare). Spre Ecuator ocupă numai unele suprafeţe restrânse la circurile glaciare, situate în cei mai înalţi munţi. Dintre regiunile montane în care se găsesc gheţari se pot enumera: Munţii Stâncoşi, Munţii Anzi, Alpii Scandinavi, Munţii Alpi, Mun ţii Caucaz, Podişul Pamir, Munţii Hindukuş, Alpii Noii Zeelande, Kilimandjaro, Ruwenzori etc.

Tabel 12.1. Repartiţia gheţarilor pe glob (Bălteanu, 1982)

Nr. crt. Continentul/regiunea Suprafaţa

(km²) A. EUROPA 118 000 1 Svalbard 58 000 2 Novaia Zemlia 24 300 3 Franz Josef 13 700 4 Islanda 12 170 5 Scandinavia 6 200 6 Alpi 3 600 7 Pirinei 30 B. ASIA 132 725 8 Himalaya 33 250 9 Karakoram 17 800 10 Severnaia Zemlea 17 500 11 Pamir 10 200 12 Tianshan-Alai 10 175 13 Caucaz 1 800 14 Alte regiuni 42 000 C. AFRICA 20 D. AMERICA DE NORD 2 068 900 15 Groenlanda (calota şi gheţarii locali) 1 833 900 16 Arh. Nord-canadian 155 000 17 Regiunea continentală 80 000 E. AMERICA DE SUD 25 000 F. OCEANIA 1 015 18 Noua Zeelandă 1000 19 Noua Guinee 15 G. ANTARTICA 13 900 000

SUPRAFATA TOTALÃ 16 245 660

319

12.2. Modul de formare a gheţii Formarea gheţarilor este condiţionată de existenţa obligatorie a două elemente climatice

principale: temperaturi medii coborâte şi o anumită cantitate de precipitaţii . Există regiuni unde temperaturile foarte coborâte ar putea permite formarea gheţarilor (de exemplu, în nordul Asiei), însă precipitaţiile sunt insuficiente pentru apariţia şi alimentarea maselor glaciare.Valorile negative ale temperaturii contribuie la menţinerea aproape permanentă a apei în stare solidă, sub formă de zăpadă, firn (névé) şi gheaţă. Trecerea de la o formă la alta are loc în urma unui fenomen complex de diageneză (totalitatea transformărilor fizice, chimice, de structură şi textură suferite de zăpadă, firn şi gheaţă, în anumite condiţii de temperatură, presiune etc.).

Zăpada, cea mai importantă sursă de provenienţă a gheţii, prezintă proprietăţi diferite în funcţie de condiţiile fizico-geografice.Valorile medii ale densităţii zăpezii sunt cuprinse între 0,1 – 0,6 (Tricart, Cailleux, 1962), însă cele ale zăpezii proaspete şi uscată pot să ajungă până la 0,9. Proprietăţile mecanice ale zăpezii sunt influenţate foarte mult de condiţiile de temperatură. Astfel, la temperaturi scăzute, zăpada prezintă proprietăţi elastice, pentru ca în jur de 0° C să se comporte ca un corp vâscos. Transformarea zăpezii în firn (névé) şi gheaţă are loc continuu, fără limite tranşante. De asemenea, diageneza zăpezii prezintă trăsături specifice în strânsă concordanţă cu mediul climatic în care se produce. În zonele polare, pe fondul temperaturilor negative, zăpezile uscate se transformă direct în firn şi, respectiv, gheaţă, însă procesul de diageneză, care se desfăşoară sub acţiunea presiunii şi însumează cicluri de câţiva zeci de ani, este foarte lent. În regiunile subpolare apar perioade scurte de încălzire, în timp ce în ţinuturile alpine din zonele temperate şi din cele tropicale, în timpul verii se produc încălziri puternice, la care se adaugă şi variaţiile termice diurne. În timpul perioadelor de încălzire o mare cantitate de zăpadă se topeşte, astfel că apa rezultată se va infiltra şi va reîngheţa spre adâncime. În urma procesului de reîngheţ se degajă o anumită cantitate de căldură care va contribui la ridicarea temperaturii până aproape de punctul de topire, favorizând astfel, formarea unei zăpezi foarte umede, care evoluează repede în firn şi, respectiv, gheaţă.

Firnul este format dintr-o zăpadă puternic consolidată. Definiţia firnului format în domeniul glaciar montan al regiunilor temperate este foarte simplă, şi anume: firnul este zăpada din iernile precedente care nu s-a topit în cursul verii. În aceste regiuni, precum şi în cele tropicale, rolul primordial în procesul de diageneză al zăpezii îl deţine amplitudinea diurnă a temperaturilor (s-a constatat că variaţiile anuale ale temperaturiii sunt cu totul nesemnificative). De exemplu, în munţii înalţi din Peru şi nordul statului Chile, la peste 5300 m altitudine, temperatura se menţine mereu sub 0° C, ceea ce permite acumularea zăpezii. Insolaţia puternică din unele zile de vară duce la topirea superficială a zăpezii şi infiltrarea apei în adâncime, uneori până la stratul de firn, unde îngheaţă favorizând o diageneză rapidă în sensul zăpadă - firn – gheaţă. În domeniul glaciar polar datorită faptului că procesul de diageneză este foarte lent, zăpada, înainte de a se transforma în firn, persistă mai mulţi ani, ceea ce explică grosimea mare a păturii de zăpadă (şi firn) care acoperă gheţarii polari. În concluzie, se admite că firnul este o zăpadă consolidată cu o densitate egală sau mai mare de 0,6 (gheaţa are o densitate cuprinsă între 0,8 – 0,9, diferenţele fiind date de proporţia de aer şi praf în gheaţa respectivă). Timpul necesar transformării firn-ului în gheaţă este, de asemenea, variabil în funcţie de condiţiile climatice. Pentru Alpi se avansează un interval cuprins între 25 – 40 ani, în timp ce pentru Groenlanda această diageneză necesită 150 – 200 de ani.

Creşterea densităţii în seria zăpadă – firn – gheaţă duce la o rearanjare a reţelei cristaline care are ca rezultat expulzarea treptată a aerului şi o mărire a granulelor iniţiale. În firn, aerul deţine încă proporţii importante, ocupând spaţiile dintre granulele care abia se ating. În gheaţă aerul se mai găseşte doar în unele incluziuni (bule) şi are presiuni de 3 – 5 atm (uneori până la 20 atm). Cercetarea compoziţiei aerului din incluziunile respective poate să ofere indicii importante asupra atmosferei din timpul formării gheţii.

320

12.3. Limita zăpezilor perene şi limita glaciaţiei În atmosferă, la orice latitudine, există posibilitatea formării fulgilor de zăpadă însă

altitudinea de apariţie diferă de la o zonă la alta. La nivelul solului ajung numai dacă stratele de aer pe care le străbat au temperaturi sub 0°C. În zonele polare această condiţie este întrunită tot timpul anului, chiar de la nivelul mării, însă odată cu apropierea de Ecuator se micşorează durata de timp în care este posibilă depunerea zăpezii şi aceasta numai la altitudini din ce în ce mai mari. Dacă în regiunile polare zăpada persistă tot timpul anului, în regiunile temperate are un caracter sezonier. Linia care separă terenurile acoperite de zăpadă de cele neacoperite poartă denumirea de linie a zăpezilor şi prezintă mari fluctuaţii sezoniere, anuale şi multianuale. Regiunile în care zăpezile căzute în timpul iernii nu se mai topesc în întregime, ci persistă de la un an la altul (în apropiere de Poli şi la anumite altitudini) sunt separate de cele acoperite numai temporar de zăpadă prin linia zăpezilor perene. Această linie este situată la nivelul mării în regiunile polare, de unde urcă treptat spre Ecuator, la peste 5000 m (în Puna de Atacama ajunge la 6 300 m, reprezintând cea mai ridicată limită de pe Glob). Poziţia liniei zăpezilor perene este în funcţie de cantitatea de precipitaţii solide, de temperatura aerului, de expoziţia reliefului etc. În mod obişnuit, această linie este mai coborâtă în regiunile maritime, bogate în precipitaţii şi mai înalţată spre interiorul continentelor, spre care ariditatea se accentuează. În Munţii Alpi – unde gheţarii acoperă o suprafaţă de 3 600 km2 - linia zăpezilor perene se află la 3 600 m în sud, şi la 3 100 m în nord. Gheţarii se formează la altitudini mai mari decât linia zăpezilor perene. În acest sens, chiar s-a propus termenul de nivel de glaciaţie, care reprezintă altitudinea critică necesară apariţiei gheţarilor. Această altitudine este influenţată de expoziţia versanţilor, dar şi de particularităţile topografice locale care pot să favorizeze acumularea zăpezii şi transformarea ei în gheaţă. De obicei, limbile gheţarilor coboară sub linia zăpezilor perene, unde are loc procesul de ablaţie (reducerea masei gheţarului prin topire, evaporare şi distrugere mecanică).

12.4. Clasificarea gheţarilor Clasificarea gheţarilor este recunoscută de majoritatea glaciologilor ca fiind o problemă

foarte dificilă. Ahlmann (1948) propune o clasificare a gheţarilor având la bază trei tipuri de criterii: morfologic, dinamic şi termic.

12.4.1. Clasificarea gheţarilor pe baza criteriului morfologic Criteriul morfologic pune accentul pe condiţiile fizico-geografice în care se dezvoltă gheţarul

şi pe dimensiunile acestuia. Această clasificare este cea mai utilizată şi cuprinde două tipuri principale de gheţari: gheţarii de vale şi calotele glaciare. În afară de aceste două categorii, foarte familiare, Ahlmann a separat şi câteva forme intermediare. Flint (1971) clasifică gheţarii în trei tipuri de bază (gheţari de circ, gheţari de vale şi calote glaciare) şi în două tipuri intermediare (gheţari de piemont şi calote montane). Având în vedere extinderea gheţarilor şi trăsăturile lor morfologice fundamentale, un grup de specialişti a elaborat, sub egida UNESCO, o clasificare mai detaliată, care are avantajul că poate fi lărgită în funcţie de scopul investigaţiilor. Conform acestei clasificări, gheţarii sunt separaţi în şase tipuri (fig.12.1.): (i) calote glaciare; (ii) câmpuri glaciare; (iii) cupole glaciare; (iv) gheţari de evacuare sau limbi de gheaţă; (v) gheţari de vale; (vi) gheţari de circ.

12.4.1.1. Calotele glaciare Cunoscute şi sub denumirea de inlandsis (care, în traducere, înseamnă "gheaţă din interiorul

continentului") acestea constituie o masă imensă de gheaţă, de talie continentală, care acoperă aproape în întregime relieful subglaciar. În prezent există două calote glaciare - în Antarctica şi

321

Groenlanda - dar, în trecutul geologic, calote asemănătoare acopereau nordul Europei, Asiei şi Americii de Nord.

Fig. 12.1. Reprezentarea schematică a principalelor tipuri de gheţari (Allen, 1970).

a) Calota antarctică

constituie cel mai mare gheţar existent pe planeta noastră, acoperind în proporţie de 80 % continentul sudic (suprafaţa totală fiind apreciată la 13 975 000 km2). Calota de gheaţă prezintă mai multe boltiri sub forma unor domuri uriaşe, mai înalte în estul continentului şi mai coborâte în vest.

Fig. 12.2. Calota antarctică; (A) în plan; (B) schiţă tridimensională (Chorley et al., 1985).

Fig. 12.3 . Inlandsis-ul groelandez. Secţiune transversală prin partea centrală, pe direcţia V-E: relieful este

exagerat (Flint, 1971).

322

Grosimea medie a gheţii este de 200 - 300 m, iar cea maximă atinge 4 200 m. Volumul acestei mase uriaşe de gheaţă este evaluat a fi între 24 000 000 - 28 000 000 km3, ceea ce reprezintă circa 90 % din volumul total al gheţii existente pe Terra. Acest volum echivalează cu cantitatea totală de precipitaţii căzută pe întregul glob în circa 60 de ani (Bălteanu, 1982). Datorită presiunii exercitate de către gheaţă, relieful a coborât cu aproximativ cu 500 - 600 m. Totuşi, prin grosimea mare a calotei glaciare, Antarctica este continentul cu cea mai mare înălţime medie de pe glob (2263 m). Calota glaciară antarctică are aspectul unui platou înalt de 3000 - 4000 m în estul părţii centrale şi de 1 500 - 2 000 m în vestul acesteia. De sub masa de gheaţă apar, izolat, creste montane şi vârfuri piramidale (nunatak-uri). Spre margini, forma calotei devine convexă, coborând cu pantă lină spre ţărmuri, de unde se prelungeşte, în continuare, prin platforme de gheaţă plutitoare (gheţari de şelf) sau se termină pe uscat, în aşa-numitele oaze (suprafeţe izolate de apariţie a rocilor de sub mantia de gheaţă, caracterizate prin prezenţa unui relief ruiniform, datorat proceselor intense de dezagregare). Din cele peste 40 de platforme de gheaţă din jurul continentului antarctic, mai cunoscuţi sunt gheţarii de şelf Ross, Fichner, Shacleton, Larsen etc.

b) Calota groelandeză ocupă o suprafaţă de 1726400 km2 (ceea ce face să se situeze pe locul doi, după mărime) reprezentând 4/5 din suprafaţa celei mai mari insule a planetei noastre. Aceasta este formată din două boltiri uriaşe de gheaţă, sub forma unor domuri aplatizate, care ajung în nord la 3 200 m, iar în sud la 2 760 m. Gheaţa are cele mai mari grosimi (peste 3000 m) în partea nordică a insulei, unde acoperă un relief mai plat, cu depresiuni care coboară cu 400 m sub nivelul mării. În sud, calota glaciară are o grosime de numai 800 m, acoperind un relief montan accidentat, cu altitudinea de 1 000 m (Tricart, Cailleux, cit. Bălteanu, 1982). Privit în ansamblu, inlandsis-ul groenlandez are forma unei lentile biconvexe, cu un volum total de 2 700 km3. Din calota groelandeză se desprind radiar numeroşi gheţari de evacuare, care se deplasează cu viteze diferite spre ocean (între 1-6 km/an). Ajungând la nivelul mării, din aceşti gheţari se rup bucăţi imense de gheaţă (proces denumit velaj sau calving - engleză) care sunt apoi antrenate de vânturi şi curenţii marini (iceberg-uri).

12.4.1.2. Câmpurile glaciare Reprezintă întinderi de gheaţă care mulează suprafaţa terenului, fără a reuşi să mascheze

denivelările reliefului. În funcţie de conformaţia substratului, grosimea gheţii poate ajunge la 200 - 500 m. Numeroase insule situate în ţinuturile arctice sunt acoperite în întregime de câmpuri glaciare. Pot fi citate, astfel, insulele Svalbard (unde există trei câmpuri glaciare care se dispun sub forma unei mantii asupra reliefului domol, cu altitudini cuprinse între 600 şi 900 m), unele insule din arhipelagurile Franz Josef, Novaia Zemlea şi Severnaia Zemlea etc. Linia de echilibru a gheţii din aceste insule este situată între 200 şi 600 m, dar în unele locuri coboară şi la nivelul mării, deoarece sunt sub influenţa ciclonilor formaţi în nordul Oceanului Atlantic. Două dintre cele mai întinse câmpuri glaciare se întâlnesc în Patagonia, fiind cunoscute sub numele de Hielo Patagonico Nord (4 400 km2) şi Hielo Patagonico Sud (13 500 km2).

12.4.1.3. Cupolele glaciare (ice dom) Au forma unor domuri larg boltite ocupând unele platouri montane de pe care gheaţa se

scurge radiar, prin intermediul gheţarilor de evacuare. Distribuţia acestora este în strânsă legătură cu existenţa unor regiuni caracterizate printr-o alimentare abundentă cu zăpadă şi prin prezenţa unor condiţii geomorfologice adecvate pentru acumularea ei. Un exemplu clasic de cupolă glaciară îl reprezintă gheţarul Jostedalsbreen din Norvegia, care de altfel este şi cel mai mare gheţar de pe continentul european (având o suprafaţă de 486 km2). Din cupola situată la altitudinea de 1 980 m, se desprind divergent circa 20 de gheţari de evacuare, dintre care unii coboară spre 400 - 500 m. În Islanda, se găsesc mai multe cupole glaciare, printre care cea mai întinsă este Vatnajökull, cu o suprafaţă de 8 400 km2. Asemenea cupole glaciare sunt localizate şi în insulele Franz Josef şi

323

Severnaia Zemlea, unde linia de echilibru a gheţarilor este situată între 2 000 şi 600 m (Smith, 1974, cit. Bălteanu, 1982). Alte cupole glaciare sunt localizate în Arhipelagul Canadian (Insula Ţara Baffin - două cupole, fiecare a câte 6 000 km2 şi altele mai mici; Insula Ellesmere - trei cupole care totalizează aproximativ 62 000 km2).

Uneori cupolele glaciare se formează în craterele unor vulcani stinşi, cele mai cunoscute exemple fiind gheţarii din craterele vulcanilor Chimborazo (6 310 m altitudine) şi Cotopaxi (6 005 m altitudine) din America Centrală (Lliboutry, 1965, cit. Bălteanu, 1982).

12.4.1.4. Gheţarii de evacuare sau de racord Sunt cei care se detaşează în cuprinsul calotelor, câmpurilor sau al domurilor glaciare prin

viteze mai mari de deplasare decât a gheţii din jur. Aceste râuri de gheaţă nu au un bazin de alimentare bine conturat, fiind greu de deosebit de restul masei de gheaţă. Formarea acestora este pusă în legătură cu proprietăţile plastice ale gheţii, care tinde să se deplaseze diferenţiat sub propria ei greutate. Conformaţia substratului are, de asemenea, un rol important în apariţia gheţarilor de evacuare, în sensul că majoritatea acestora ocupă arii depresionare.

12.4.1.5. Gheţarii de circ şi de vale Sunt larg răspândiţi în cadrul principalelelor lanţuri montane şi depind direct de conformaţia

reliefului şi de modul în care se desfăşoară transformarea zăpezii în gheaţă. a) Gheţarii de circ includ gheţarii dezvoltaţi în cadrul căldărilor glaciare, în craterele

vulcanilor stinşi sau în nişele sculptate în versanţii munţilor. Aceşti gheţari sunt bine reprezentaţi în Pirinei, la altitudini de peste 3 000 m, fiind numiţi şi gheţari de tip pirineian.

b) În cazul gheţarilor de vale, gheaţa formată în circurile glaciare se scurge în lungul unor văi şi exercită o acţiune puternică de eroziune şi şlefuiere a rocilor. Gheţarii de vale cei mai bine studiaţi sunt în Munţii Alpi (printre cei mai cunoscuţi fiind Mer de Glace, Hintereisferner, Aletsch ş.a.) care se formează în mai multe circuri alăturate şi poartă denumirea de gheţari de tip alpin. O altă caracteristică a gheţarilor de vale este lipsa de aderenţă la versanţii stâncoşi din jur unde, datorită şi diferenţelor termice, rămâne o zonă de separaţie între gheaţă şi rocă ce poartă numele de rimaye.

Gheţarii din Himalaya se aseamănă cu cei din Alpi, dar ei sunt compuşi din mai mulţi gheţari secundari care confluează într-unul principal (gheţari de tip himalayan). Dimensiunile gheţarilor himalayeni sunt mult mai impresionante decât ale gheţarilor alpini, limba lor depăşind uneori 50 km. În Munţii Himalaya - unde gheţarii ocupă suprafeţe întinse datorită altitudinilor mari şi a precipitaţiilor bogate - activitatea intensă a gheţarilor favorizată de valorile crescute ale acumulărilor, pantele mari, precum şi de dimensiunile acestora, contribuie la transportul unor importante cantităţi de materiale până în zona pădurilor. Cei mai mari gheţari din aceşti munţi sunt Zemu, a cărui limbă măsoară 31 km, şi Rangbu, de 19 km. Gheţari de tip himalayan se întâlnesc şi în Pamir (Fedcenko, lung de 71 km), în Munţii Karakorum (Baltura, 58 km şi Biafo, 68 km) ale căror limbi coboară până la 2 800 - 3 500 m, mult sub limita zăpezilor perene. În Scandinavia sunt localizaţi circa 1 500 de gheţari de circ şi de vale cu dimensiuni variate, de la câteva sute de km2 la mai puţin de 1 km2. Studiile întreprinse pe aceşti gheţari au scos în evidenţă o tendinţă actuală de retragere a acestora. Alaska găzduieşte numeroşi gheţari, dintre care mulţi coboară chiar până la nivelul oceanului. Printre aceştia, gheţarul Malaspina (3 800 km2) corespunde unui tip aparte, cunoscut sub numele de gheţar de piemont. Aceşti gheţari sunt caracteristici regiunilor cu alimentare bogată în zăpadă. Gheaţa care se formează într-o serie de circuri situate la partea superioară a masivelor montane se scurge pe o serie de văi care se unesc apoi la baza muntelui sub forma unei trene arcuite. Un caz aparte îl constituie gheţarii de tip turkestan, întâlniţi în regiunea Munţilor Tianşan, la care gheaţa se acumulează în depresiuni tectonice adânci, fără scurgere, alimentarea făcându-se prin avalanşele declanşate pe versanţi.

324

Deşi nu deţin decât 0,015 % din suprafaţa totală ocupată cu gheaţă a Terrei, gheţarii din regiunile tropicale şi ecuatoriale prezintă o mare varietate de forme. Lanţurile montane din Africa adăpostesc gheţari de circ şi de vale de mici dimensiuni (de exemplu, gheţarul din craterul vulcanului Kibo, cel din craterul vulcanului Kenya, din masivul Ruwenzori etc.).

Foto 12.1. Gheţari alaskieni de vale (sus). Gheţarul Malaspina de tip piemont (dreapta) (imagini preluate de pe site-ul Virtual Geomorphology)

În sectorul ecuatorial şi tropical al Anzilor, pe teritoriul Americii de Sud şi Centrale, linia de

echilibru se găseşte la altitudini de peste 4 500 m. Astfel, în Peru gheţarii sunt suspendaţi în circuri glaciare situate la circa 5 000 m altitudine absolută. În apropierea Ecuatorului, pe teritoriul Columbiei, ca urmare a unei alimentări mai abundente cu zăpadă, gheţarii de vale coboară până spre altitudini de 4 500 m. În Noua Zeelandă gheţarii ocupă circa 1 000 km2 şi sunt caracterizaţi printr-o dinamică foarte accentuată, datorită precipitaţiilor abundente şi a unor variaţii sezoniere accentuate ale temperaturii.Stratul de gheaţă care acoperă Oceanul Artic şi mările din jurul Antarcticii provine, spre deosebire de gheţarii de pe continente formaţi prin metamorfozarea zăpezii, din îngheţul apei de mare şi poartă denumire de banchiză de gheaţă. Apa mării îngheaţă la temperatura de - 1,9°C, datorită salinităţii de 35 ‰, această gheaţă fiind mult mai fragilă decât cea formată pe uscat. Oceanul Artic este acoperit în întregime de o banchiză de gheaţă compactă, cu o grosime de 3 - 4 m. Cea mai mare parte a banchizei din jurul Antarcticii, are un caracter sezonier şi grosimi mai reduse. Iarna, banchiza antarctică se extinde în oceanele din jur, pe o distanţă de 1 200 - 1 600 km. Sub acţiunea valurilor şi a vânturilor, banchiza este afectată de o deplasare permanentă. Vara, spre periferie, banchiza se topeşte treptat sau se rupe în bucăţi uriaşe, denumite iceberg-uri, care plutesc duse de vânturi în largul oceanului.

12.4.2. Clasificarea gheţarilor pe baza criteriului dinamic Acest criteriu are la bază observaţiile asupra activităţii gheţarilor, în acest sens separându-se

trei mari grupe: gheţari activi, gheţari pasivi şi gheţari morţi. Fiecare dintre aceste tipuri este strâns legat de bilanţul de masă al gheţii (acumulare şi pierdere prin ablaţie), precum şi de proprietăţile termice. Gheţarii activi sunt caracterizaţi printr-o mişcare continuă a gheţii dinspre zonele de acumulare spre cea de ablaţie. Surplusul de gheaţă părăseşte zona de acumulare, iar accentuarea pantei duce la apariţia unui prag glaciar, punct în care viteza de curgere creşte, apărând o cascadă de gheaţă (ice fall). Pentru gheţarii pasivi viteza de deplasare este minimă. În cadrul gheţarilor morţi se includ aceia care au încetat să mai fie alimentaţi şi să se mai deplaseze.

325

12.4.3. Clasificarea gheţarilor pe baza criteriului termic A treia categorie de clasificări, şi anume, cea care are la bază criteriul termic, ia în

consideraţie, în primul rând, temperatura gheţii. Căldura din interiorul gheţarului provine din trei surse: radiaţia solară, radiaţia terestră (căldura geotermică) şi cea de fricţiune rezultată în urma mişcărilor interne şi a alunecărilor bazale. Pe baza temperaturilor generate de aceste surse de căldură se pot distinge gheţari reci sau polari, care au tot timpul temperatura sub punctul de topire la presiune şi gheţari calzi sau temperaţi la care întreaga masă de gheaţă se află aproape de punctul de topire sub presiune. Se utilizează punctul de topire sub presiune deoarece temperatura la care apa îngheaţă descreşte odată cu creşterea presiunii, cu o rată de aproximativ 1°C la 140 bari (de exemplu, pentru calota din Antarctica, la o adâncime de 2164 m - Byrd Station - punctul de topire este la – 1.6°C). În cazul gheţarilor calzi sau temperaţi, apa rezultată în urma topirii zăpezii, firn-ului şi a gheţii deţine o proporţie însemnată în interiorul masei de gheaţă, pătrunzând uneori până la contactul cu patul de alunecare. O caracteristică importantă a gheţarilor temperaţi este aceea că temperatura de la bază este mai coborâtă decât cea de la suprafaţă. Caldura geotermică care ajunge la baza gheţarilor temperaţi nu este răspândită mult în interior, dar cu siguranţă topeşte o anumită cantitate de gheaţă. Această căldură, la care se adaugă cea rezultată în urma fricţiunii cu roca in situ duce la formarea unui film de apă, la baza gheţarului, cu grosimi de 1 – 2 mm, de unde şi denumire de gheţari cu bază umedă (wet-base glaciers). Toate acestea contribuie la creşterea vitezei de mişcare şi a forţei de eroziune, în general, mult mai mari decât în cazul celorlalte tipuri de gheţari. Temperatura de la baza gheţarilor reci sau polari este mai ridicată decât cea de la suprafaţă. De exemplu, în urma studiilor efectuate la Camp Century (calota groelandeză) s-a arătat că temperatura gheţii la adâncimea de 10 m este de – 24° C, foarte apropiată de media anuală a temperaturii aerului. Temperatura minimă, - 24,6°C a fost înregistrată la 154 m, pentru ca la baza gheţii să fie – 13°C (la o adâncime de 1387 m). Din acest exemplu rezultă că temperatura întregii mase a gheaţă se află sub punctul de topire la presiune. Gheţarii reci au fost împărţiţi la rândul lor în două tipuri, şi anume: subpolari şi polari. Diferenţa dintre aceştia constă în faptul că în cazul celor subpolari, temperaturile mai ridicate din timpul scurtei veri de la aceste latitudini, permit

topirea gheţii de suprafaţă pe o grosime cuprinsă între 10 - 20 m, situaţie care nu se produce şi în cazul celor polari. Gheţarii reci sau polari se mai numesc gheţari cu bază uscată din cauză că gheaţa bazală este "sudată" puternic (îngheţată) de roca in situ, mişcarea având loc numai sub forma curgerilor plastice interne. Datorită acestui fapt, gheţarii reci produc o eroziune minimă asupra substratului. Temperatura gheţii de suprafaţă în mediul polar este foarte scăzută aceasta fiind în concordanţă cu cea a aerului. Din această cauză topirile la suprafaţa gheţarilor sunt neglijabile, de altfel întreaga masă de gheaţă având temperaturi sub 0°C.

Fig. 12.4. Profilul temperaturii gheţii: (a) gheţari cu bază

caldă; (b) gheţari cu bază rece (White et al., 1987)

Deseori distincţia dintre gheţarii cu bază caldă sau rece este mai greu de făcut pentru că aceştia nu pot fi incluşi în întregime într-o categorie sau alta. Aceste situaţii pot varia de la sezon la sezon, cu caracteristici polare iarna şi temperate în unele veri. Foarte mulţi gheţari au areale cu condiţii temperate sau polare în funcţie de condiţiile climatice locale şi de presiunea exercitată de masa de gheaţă într-un anumit punct. În general, gheţarii cu bază caldă apar în zonele temperate sau

326

acolo unde grosimea gheţii este foarte mare. În schimb, baza rece apare în condiţiile mediului polar şi a unui strat subţire de gheaţă. Cei mai mulţi dintre gheţarii temperaţi au baza caldă dar aceasta poate apărea şi datorită unor condiţii particulare din unele zone ale calotelor glaciare polare.

12.5. Balanţa de masă a gheţarilor Comportamentul gheţarilor este legat de balanţa de masă sau bugetul glaciar. Balanţa de

masă este dată de procesele de acumulare şi de ablaţie care au loc în arealul unui gheţar într-un anumit interval de timp. Aşadar, masa unui gheţar este variabilă în timp datorită căderilor de zăpadă, ploilor sau a altor surse de apă care îngheaţă la suprafaţa gheţarului şi a avalanşelor, pe de o parte, topirii gheţii, evaporării, eroziunii eoliene, sublimării (conversia directă a gheţii în vapori) şi desprinderii iceberg-urilor sau a altor blocuri din masa gheţarului, pe de altă parte. Pierderile prin topirea apei în interiorul sau la baza gheţarului sunt, în general, nesemnificative faţă de volumul de la suprafaţă, de aceea sunt neglijate în studiile de buget.

Pentru analiza balanţei de masă este utilizat bugetul anual (sau balanţa anuală) calculat pentru un interval de timp cuprins între două momente succesive în care procesul de ablaţie deţine valoarea maximă. În mod obişnuit, valoarea maximă a ablaţiei se atinge la sfârşitul sezonului de vară, însă cele două maxime nu se produc exact în aceeaşi zi, de aceea bugetul anual nu cuprinde neapărat 365 de zile. Masa totală adăugată sau pierdută de un gheţar în acest interval de timp poartă denumirea de acumulare totală anuală, respectiv, ablaţie totală anuală. Rezultatul diferenţei acestor două valori îl reprezintă acumularea anuală netă, respectiv, ablaţia anuală netă, în funcţie de evoluţia gheţarului. Balanţa netă specifică este dată de acumularea anuală netă sau ablaţia anuală netă într-un anumit punct al gheţarului, iar prin cumularea valorilor obţinute la toate punctele de măsurătoare se poate estima balanţa totală de masă. Balanţa de masă este pozitivă atunci când procesele de acumulare a zăpezii au o pondere mai mare decât cele de ablaţie şi este negativă atunci când situaţia este inversă (fig. 12.5). În aceste situaţii are loc creşterea masei gheţarului datorată proceselor de acumulare sau reducerea masei acestuia ca urmare a proceselor de ablaţie.

Rezultatele numeroaselor măsurători arată că procesele de acumulare şi de ablaţie pot să apară în orice zonă a unui gheţar, însă balanţa pozitivă (acumularea netă) este caracteristică sectoarelor superioare, iar balanta negativă (ablaţia netă) celor inferioare. Astfel, în cuprinsul gheţarilor se conturează două zone distincte: o zonă de acumulare, în sectorul superior şi o zonă de ablaţie spre fruntea gheţarului (fig. 12.5.).

Fig. 12.5. Diagramă

idealizată în care se prezintă localizarea zonei de acumulare, a celei de ablaţie şi a liniei de echilibru, în cadrul unui gheţar (Summerfield, 1997).

Aceste două zone sunt

separate de linia de echilibru de-a lungul căreia volumul anual al acumulării este egal cu cel al ablaţiei (balanţa de masă este egală cu 0). Atunci când bugetul net este perfect echilibrat (balanţa de masă totală este egală cu 0) nu are loc expansiunea sau retragerea gheţarului astfel încât extremităţile rămân staţionare.

327

S-a observat însă că pentru o perioadă mai lungă de timp această stare de echilibru este arareori menţinută, fruntea şi marginile gheţarilor având unele fluctuaţii (avansări şi retrageri), de obicei, constante. Gheţarii cu o balanţa de masă pozitivă se caracterizează printr-o activitate intensă, iar fruntea acestora este, în general, cu o pantă destul de mare. În schimb, existenţa unui buget negativ are drept consecinţă o anumită recesiune a frunţii gheţarului, de obicei, cu o pantă mult mai mică decât cea a gheţarilor cu balanţă pozitivă (fig. 12.6).

Fig. 12.6. Balanţa de masă

pentru: (A) calote continentale; (B) gheţari de şelf; (C) gheţari de vale. Alunecarea bazală apare în cazurile A. şi C. înregistrând valoarea maximă în apropierea liniei de echilibru (Chorley et al., 1985).

Balanţa de masă este, în

foarte multe cazuri, reflectată de poziţia şi tipul sistemului de morene. De asemenea, bugetul total are efecte directe şi asupra activităţii interne a gheţarului respectiv. Acumulările importante din sectoarele superioare ale unor gheţari au ca rezultat creşterea vitezei de curgere spre zona de ablaţie; în general, gheţarii temperaţi înregistrează valori mari ale acumulării şi ale ablaţiei şi în consecinţă viteze mari de curgere. În contrast cu aceştia sunt gheţarii

polari, care pot fi consideraţi mai degrabă pasivi, şi pentru care se înregistrează, în mod obişnuit, valori mici ale acumulării şi ale ablaţiei cu efect direct asupra vitezelor mici ale curgerilor interne.

12.6. Mişcarea gheţarilor Pentru a înţelege mai bine dinamica gheţii trebuie făcută precizarea că aceasta are un

comportament particular, în unele privinţe asemănător cu al sării. La gheaţă se întrepătrund proprietăţi ale corpurilor vâscoase şi ale celor plastice. Totdeauna corpurile vâscoase care sunt supuse unor forţe externe îşi păstrează forma un timp limitat apoi ele tind să se întindă. Dimpotrivă, corpurile plastice îşi conservă forma căpătată sub influenţa unei forţe exterioare, din care cauză ele se pot modela. Vâscozitatea gheţii variază între 1012 şi 1015 poise (sarea are o vâscozitate de1017 poise), în funcţie de temperatură (fiind mai ridicată la temperaturi scăzute) şi starea cristalină. Astfel, la - 23°C este de 2,5 ori mai mare decât la - 3°C. Se apreciază că valoarea ridicată a

328

vâscozităţii la temperaturi scăzute joacă un rol de seamă în procesul curgerilor interne ale calotelor glaciare.

Cu mai multe sute de ani în urmă, locuitorii din zonele limitrofe gheţarilor din Alpi au observat că aceştia se deplasează, însă măsurători sistematice asupra ratelor de mişcare au fost făcute abia începând cu secolul al-XVIII-lea. Prima explicaţie ştiinţifică cu privire la deplasarea gheţarilor aparţine lui Forbes (1843) care a arătat că răspunsul gheţii la efort (stress = rezultantă a forţelor care acţionează într-un anumit punct al unui corp, la o solicitare exterioară) este mult mai evident decât la alte substanţe plastice. În majoritatea tratatelor de specialitate deplasarea gheţarilor este pusă pe seama a două tipuri de procese: deformări interne (internal deformation) şi alunecări bazale (basal sliding). Alţi autori au separat un al treilea proces - deformarea patului (bed deformation) - responsabil în mişcarea gheţarilor în anumite situaţii (existenţa unui substrat format din roci neconsolidate) (fig.12.7.). Importanţa relativă a acestor trei tipuri principale de procese în deplasarea gheţarilor variază în funcţie de tipul acestuia: prin alunecare bazală se realizează peste 90 % din deplasarea gheţarilor cu bază caldă, în timp ce pentru cei cu baza rece, acest proces este aproape nesemnificativ.

Fig. 12.7. Procesele implicate în

mişcarea gheţarilor (Chorley et al., 1985)

Pentru aceştia din urmă, procesele de deformare internă au rolul primordial în producerea deplasării, deoarece în orice punct din interiorul gheţarului poate apărea un efort ca rezultat al grosimii stratului de gheaţă. Acest efort poate fi împărţit în două componenete: presiunea hidrostatică şi tensiunea de forfecare (shear stress =

solicitarea unui corp de către două forţe care acţionează în acelaşi plan şi în sensuri opuse). Presiunea hidrostatică este raportată la grosimea stratului de gheaţă şi acţionează egal în toate direcţiile, în timp ce tensiunea de forfecare este raportată atât la grosimea masei de gheaţă, cât şi la panta suprafeţei gheţarului. Tensiunile de forfecare înalte se produc la baza maselor de gheaţă cu grosime şi pantă mare, iar cele cu o valoare mai redusă apar acolo unde stratul de gheaţă este subţire şi are o pantă mică. În practică, gheaţa se deformează la o tensiune de forfecare relativ mică ce variază de la valori puţin peste 0 bari, în cazul maselor de gheaţă orizontale, până la 1,5 bari (150 kPa, 1bar = 100 kPa) atunci când stratul de gheaţă are grosimi şi pante mari.

12.6.1. Deformările interne La scară redusă, principalul mod de manifestare a deformărilor interne, este dat de mişcarea

prin alunecare (slip-page) a cristalelor de gheaţă unele faţă de altele şi în interiorul acestora, proces denumit creep. Rata de deformare a gheţii sau rata de solicitare (strain rate = rata proceselor prin care în interiorul unui corp solid deformabil se produc tensiuni şi deformaţii sub acţiunea forţelor exterioare) a fost studiată, odată cu începutul secolului al - XIX - lea, pe baza mai multor modele, iar toate aceste rezultate au fost cuprinse în aşa-numita lege Glen (Glen, 1955). Prin relaţia dată de Glen se demonstrează că rata de deformare este extrem de sensitivă la schimbările tensiunii de forfecare; de exemplu, la o dublare a acestei tensiuni rata de deformare creşte de 8 ori. De

329

asemenea, se arată că rata de deformare trebuie raportată şi la temperatura gheţii, deoarece la o reducere a temperaturii de la - 10°C la - 25°C, deformările scad de 5 ori. Aplicarea legii Glen permite o bună cunoaştere a comportării gheţarilor, în sensul că explică de ce deformările importante au loc în stratul bazal al masei de gheaţă, unde tensiunea de forfecare are valorile cele mai mari. Tot legea Glen oferă amănunte importante în ceea ce priveşte mişcarea din interiorul gheţarilor cu bază rece care se află în imposibilitatea de a aluneca.

La scară mare, mecanismele deformării interne sunt reprezentate prin cutări şi încălecări (folding and thrusting). Cutele pot fi adesea observate pe pereţii abrupturile de la marginea gheţarilor sau chiar la suprafaţa acestora. Acestea apar ca un rezultat al vitezelor diferite de curgere înregistrate în anumite sectoare sub influenţa variaţiilor "debitelor" de gheaţă sau a rezistenţei opuse de patul de alunecare. În anumite situaţii creep-ul nu se poate ajusta (adapta) suficient la tensiunile din interiorul masei de gheaţă şi ca urmare apar o serie de cute. În zonele cu tensiuni longitudinale, ca de exemplu cascadele de gheaţă, pot apărea deplasări sub forma alunecărilor rotaţionale care deţin o pondere importantă în mişcarea gheţarilor. În zonele de compresiune pot apărea supraîncălecări. Asemenea planuri de încălecare pot fi observate, de asemenea, pe pereţii abrupturilor marginale ale gheţii, ai crevaselor sau ai tunelurilor create de apa de topire. Distribuţia longitudinală a zonelor cu distensiuni şi compresiuni a fost exemplificată pentru prima dată de Nye (1952) şi este redată în fig. 12.8.

Fig. 12.8. Curgerea la compresiune şi

de distensiune (Nye, 1952) Curgerea la compresiune

(compressive flow) prin alunecare planară şi creep diferenţial se produce ascendent, iar în cazul curgerii de distensiune (extending flow) mişcarea este descendentă. La scara întregului gheţar, curgerea la compresiune apare acolo unde grosimea gheţii descreşte spre avale - în zona de ablaţie - iar curgerea de distensiune acolo unde grosimea creşte spre avale - zona de

acumulare. Curgerea la compresiune care tinde să apară în zonele de ablaţie şi în particular în apropierea frunţii, constituie o importantă cale de ridicare a materialelor de la baza gheţarului spre suprafaţa acestuia. La scară mică, curgerea la compresiune şi de distensiune apare în funcţie de topografia substratului. De exemplu, curgerea de distensiune apare unde panta patului creşte înspre avale, iar cea la compresiune acolo unde panta se reduce, cum ar fi zonele din amonte ale unor praguri.

12.6.2. Alunecarea bazală (bazal sliding) Alunecarea bazală implică trei mecanisme majore. Primul mecanism este reprezentat de

alunecarea gheţii în condiţiile existenţei unui strat foarte subţire (de ordinul milimetrilor) de apă interpus între aceasta şi patul de alunecare. Stratul de apă reduce frecarea dintre gheaţă şi pat iar aceasta are drept urmare creşterea vitezei de deplasare a gheţarului

Al doilea mecanism, cunoscut sub denumirea de creep de reîngheţ (regelation creep) are implicaţii asupra mişcării gheţarilor cu bază caldă atunci când apar mici neregularităţi (obstacole)

330

pe suprafaţa patului. La trecerea peste un obstacol, în amonte de acesta, datorită presiunilor mari care apar, gheaţa se apropie de punctul de topire sub presiune, favorizând topirea. Apa provenită prin topire se scurge prin părţile laterale ale obstacolului, în avale de care reîngheaţă, deoarece presiunea este mai mică.

Procesul este mult mai eficient atunci când căldura latentă rezultată prin reîngheţ poate fi transferată dinspre partea din avale a obstacolului spre cea din amonte, contribuind astfel la noi topiri ale gheţii. Asemenea transfer se realizează în condiţii de eficienţă maximă atunci când obstacolele sunt mai mici de 10 cm. S-a observat că în condiţiile existenţei unor obstacole mai mari de un metru, deplasarea gheţii se datorează unui al treilea mecanism, denumit creep bazal amplificat (enhaced basal creep). Creşterea tensiunilor în partea din amonte a obstacolului va avea drept consecinţă deformarea gheţii, care va fi cu atât mai puternică cu cât mărimea neregularităţii

va fi mai mare. Acest fapt va permite gheţii, a cărei temperatură trebuie să fie mai scăzută decât cea necesară topirilor sub presiune, să curgă în jurul obstacolului (fig. 12.9).

Fig. 12.9. Influenţa obstacolelor asupra curgerii gheţii: (A). mecanismul creep-ului bazal intensificat (în plan); tensiunile mari din partea dinspre amonte a obstacolului cauzează deformări puternice şi curgerea gheţii în jurul acestor neregularităţi; (B). mecanismul topirii la presiune; topirea se produce în partea dinspre amonte a obstacolului, iar reîngheţul în avale de acesta. (Chorley et al., 1985)

Pe lângă deformările interne şi alunecarea bazală alt proces implicat în deplasarea gheţarilor este reprezentat de deformarea patului (bed deformation). În condiţiile prezenţei unor roci neconsolidate în alcătuirea patului, peste 90 % din mişcarea bazală a gheţii se produce prin deformarea acestuia. Acest proces apare acolo unde presiunea apei interstiţiale din porii acestor roci este foarte mare, contribuind astfel la reducerea tensiunilor de forfecare suficient pentru ca patul să fie deformat sub greutatea gheţii de deasupra. Prin urmare, procesul în cauză are o acţiune eficientă restrânsă, şi anume la gheţarii cu bază caldă care se deplasează peste sedimente deformabile.

12.7. Viteza de deplasare a gheţarilor Măsurătorile efectuate pentru un număr foarte mare de gheţari arată că pentru întreaga masă

de gheaţă vitezele de deplasare sunt cuprinse între 3 şi 300 m/an, însă există şi anumite sectoare (de exemplu, cascadele de gheaţă) pentru care s-au înregistrat viteze de 1 - 2 km/an. Pentru fiecare gheţar în parte, viteza de deplasare variază în timp şi spaţiu. Privind profilele verticale din fig. 12.10. A şi B se observă că viteza maximă se înregistrează la suprafaţă şi descreşte spre baza gheţarului. Acest fapt pare puţin paradoxal ştiindu-se că majoritatea deplasărilor se produc în stratele bazale unde forţa de forfecare este maximă. Orice strat imaginar de gheaţă nu se deplasează numai ca un rezultat al forţei de forfecare de la acel nivel ci numai dacă pătura de dedesubt se mişcă.

331

Fig. 12.10. Reprezentare schematică a

variaţiilor pe verticală şi orizontală a vitezelor de deplasare în cazul gheţarilor de vale: (A) gheţar neafectat de alunecări bazale; (B) gheţar la care alunecările bazale sunt semnificative (izoliniile intersectează fundul văii); (C) secţiune orizontală la suprafaţa unui gheţar ale cărui margini nu alunecă pe pereţii văii; (D) secţiune orizontală la suprafaţa unui gheţar ale cărui margini înregistrează o alunecare semnificativă la contactul cu pereţii văii (Summerfield, 1997).

Astfel, viteza de deplasare de la fiecare nivel reprezintă o cumulare a celor de la bază până în

punctul respectiv. În plan transversal vitezele de deplasare scad spre marginile gheţarului datorită apariţiei frecării între masa de gheaţă şi pereţii văii (fig. 12.10. C şi D). Ratele mici de deplasare sunt caracteristice gheţarilor la care mişcarea se realizează, în principal, datorită deformărilor interne (de exemplu, gheţarul cu bază rece Meserve din Antartica are o viteză de deplasare de 3-4 m/an în zona liniei de echilibru), iar cele mari pentru cei la care procesele de alunecare bazală însumează peste 90% (de exemplu, gheţarul Franz Josef, din Noua Zeelandă, înregistrează viteze de peste 300 m/an).

S-a observat că viteza de deplasare a gheţarilor nu este constantă în timp. Saltul de la viteza normală la cea accelerată are loc destul de repede. Argumentarea acestor variaţii se bazează pe existenţa a două tipuri de alunecări bazale: normale şi rapide. De exemplu, în cazul gheţarilor de evacuare (outlet glacier) desprinşi din calotele glaciare, aportul de gheaţă este arhisuficient pentru a menţine o viteză de deplasare ridicată, în timp ce pentru foarte mulţi gheţari, zonele de acumulare furnizează, într-un anumit interval, un volum suficient întreţinerii doar a unei curgeri la viteze normale. Pentru aceşti din urmă gheţari, periodic, pot apărea surplusuri în aportul de gheaţă, ceea ce va favoriza trecerea de la un regim normal de curgere la unul rapid. Variaţiile înregistrate în deplasarea gheţarilor apar ca un răspuns la alterarea balanţei de masă datorită modificării condiţiilor meteorologice. Răcirea climatului are drept consecinţă o intensificare a acumulării care contribuie la creşterea grosimii gheţii, rezultatul final fiind o viteză de deplasare mult mai mare. Încălzirea duce la creşterea ablaţiei cu urmări asupra reducerii masei de gheaţă şi a vitezei, până când se ajunge la un nou profil de echilibru. Aceste schimbări ale balanţei de masă pot fi transmise în avale sub forma undelor cinematice. Deplasarea masei de gheaţă sub forma undelor cinematice reprezintă un fenomen foarte complex, în explicarea căruia trebuie invocate şi unele aspecte ale topografiei patului de alunecare al gheţarului. În zonele în care patul de alunecare prezintă anumite proeminenţe, gheaţa se va deplasa mult mai rapid, deoarece tensiunea de forfecare bazală este crescută, astfel încât viteza de mişcare, sub formă de unde cinematice a gheţii groase din aceste areale va fi de 2 până la 5 ori mai mare decât a celei din jur.

Cele mai spectaculoase variaţii temporale înregistrate în deplasarea gheţarilor sunt reprezentate de aşa-numitele unde glaciare (glacier surges). Aceste evenimente, în timpul cărora

332

viteza de deplasare a gheţii creşte de 10 – 100 ori faţa de valorile normale, au fost înregistrate la un număr foarte mare de gheţari (numai în America de Nord au fost identificaţi 204 gheţari la care s-au manifestat asemenea oscilaţii). Deşi procesul este foarte răspândit, gheţarii care înregistrează un astfel de comportament au puţine caracteristici în comun. La unii gheţari s-a observat că astfel de unde apar cu o anumită regularitate ciclică (periodicitate fiind de 15 – 100 ani sau mai mult), iar la alţii sunt imprevizibile. Undele glaciare se manifestă la o gamă foarte largă de gheţari: de la cei cu baza caldă, până la cei cu baza rece. În toate situaţiile apar acolo unde pragul de instabilitate este depăşit (o acumulare mult mai mare decât ablaţia) astfel încât viteza de deplasare a gheţii din zona de acumulare spre cea de ablaţie creşte rapid. În asemenea condiţii fruntea gheţarului avansează cu o rată foarte mare (cazul gheţarului Bruárjökull, din Islanda, a cărui frunte a avut o avansare de 45 km, cu o rată de 5 m/h) sau efectul se limitează doar la creşterea grosimii masei de gheaţă din amonte de frunte (cazul multor gheţari din America de Nord).

Deoarece mecanismul de desfăşurare a acestui proces rămâne încă puţin cunoscut, s-a încercat o punere în legătură a mai multor factori care ar putea contribui la declanşarea sa. Astfel, sunt invocaţi unii factori externi, precum cutremurele sau creşterea precipitaţiilor, însă regularitatea de apariţie a acestor unde la majoritatea gheţarilor ca şi cantităţile oarecum similare de gheaţă deplasate la fiecare ciclu sugerează, mai degrabă, influenţa unor elemente interne. În acest sens alţi specialişti argumentează apariţia acestui fenomen prin creşterea cantităţii de apă de la baza masei de gheaţă (ca urmare a schimbărilor în sistemul hidric subglaciar) care duce la accelerarea alunecărilor bazale. Acest fenomen poate iniţia un feedback pozitiv prin faptul că odată cu creşterea alunecărilor bazale iniţiale, cantitatea de apă topită sporeşte ca urmare a unui aflux mai mare de căldură eliberată prin frecare şi, în consecinţă, o rată mai mare a mişcărilor bazale.

12. 8. Morfologia gheţarilor

Cele mai evidente forme ale suprafeţei unui gheţar sunt crevasele. Acestea sunt fracturi, de

diferite dimensiuni, apărute în masa gheţarului în momentul apariţiei unui dezechilibru în profil longitudinal. Concret, crevasele apar atunci când asupra masei de gheaţă se exercită presiunile tot mai crescute ca urmare a vitezelor diferite de deplasare a gheţii de pe margine faţă de cea centrală sau atunci când este obligată să traverseze unele neregularităţi ale substratului. Adâncimea crevaselor este în medie de 15 - 20 m, rar depăşesc 30 m, peste această limită reînchizându-se sub efectul plasticităţii gheţii. Crevasele sunt grupate în reţele transversale, longitudinale şi radiare, însă în anumite situaţii au o dispunere haotică, fiind cunoscute sub denumirea de seracuri după numele unui sortiment de brânză produs în arealul Alpilor.

Foto 12.2. Crevase longitudinale şi

transversale în masa gheţarului (imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

O altă formă o constituie benzile Forbes reprezentate de strate de gheaţă de culori diferite (mai deschise şi mai închise) care apar, de obicei, la baza cascadelor de gheaţă. În cazul în care viteza de deplasare a gheţii este mai mare în partea mediană, aceste benzi sunt arcuite spre aval. Grosimea totală a fiecărei perechi de benzi de culoare închisă-deschisă corespunde cu distanţa parcursă de gheţar într-un an. Benzile închise apar în timpul verii când apa de topire antrenează

333

materiale detritice fine, iar cele deschise la culoare se formează iarna prin încorporarea zăpezii în gheaţă la trecerea peste cascada de gheaţă.

Pe suprafaţa calotelor glaciare din Antarctica şi Groenlanda pot fi observate adesea diferite forme eoliene, cunoscute sub denumirea de sastrugi. Acestea sunt formate din zăpadă compactă şi sunt orientate în sensul direcţiei vânturilor dominante.

În zona de ablaţie morfologia gheţarului suportă o întreagă gamă de forme create de apa provenită prin topirea gheţii (cursuri de apă supraglaciare şi subglaciare, grote, tuneluri, goluri, mori glaciare denumite astfel datorită zgomotul produs de căderea apei de la suprafaţa gheţarului în unele crevase, la baza cărora se formează o microdepresiune etc.).

12.9. Relieful glaciar

12.9.1. Procesele de eroziune glaciară

Eroziunea glaciară este realizată prin intermediul a două procese majore: exaraţia (uzura

glaciară, la care se poate adăuga şi procesul de detersie, adică cel de şlefuire) şi detracţia (dislocarea şi antrenarea în mişcare a unor blocuri).

Exaraţia implică scrijelirea, scobirea şi şlefuirea rocii patului de către gheaţa curată sau de către materialele incorporate pe marginile şi la baza gheţarului (aceste materiale pot avea diferite dimensiuni, de la blocuri până la particule fine, de obicei sub 0,1 mm, acestea din urmă fiind cunoscute sub denumirea de făină de gheţar). Atunci când acţiunea de exaraţie este exercitată de către gheaţa curată sau care conţine numai particule fine, pe suprafaţa rocilor substratului apar areale şlefuite sau zgârieturi denumite striaţii , care urmează sensul general al mişcării gheţii (în unele cazuri prezintă intersecţii datorate schimbărilor de direcţie).

Foto 12.3 şi 12.4. Roci polizate prin detersia gheţarului,

cu striaţii şi bloc eratic (J. Mueller, R. Schmidt).

12.9.2. Materialul morenaic

Înainte de tratarea câtorva probleme legate de antrenarea şi transportul materialelor detritice de către gheaţa în mişcare trebuie făcute unele precizări în legătură cu terminologia utilizată. În literatura anglo-saxonă, pentru materialul transportat de gheţari, dar nedepus încă, se foloseşte termenul de glacial debris sau rock debris şi nici într-un caz cel de morenă. În dicţionarele geomorfologice româneşti termenul de morenă este definit ca reprezentând "masa de material

334

detritic transportat de gheţari şi depus acolo unde se topeşte gheaţa" (Băcăuanu et al., 1974), sau "totalitatea aluviunilor glaciare pe cale de a fi transportate sau care sunt deja depuse" (Posea et al., 1986). Pentru a nu mai exista nici o confuzie în privinţa denumirii materialelor transportate de către gheţari noi vom utiliza termenul de material morenaic în locul celui de morenă. Procesele de eroziune exercitate de către masa de gheaţă se pot desfăşura cu o mai mare amploare numai dacă materialul erodat este antrenat de gheaţa în mişcare (fig. 12.11).

Fig. 12.11. Ilustrare schematică a

drumului parcurs de materialele morenaice transportate de către un gheţar de vale (Summerfield, 1997)

Dimensiunile materialului morenaic pot varia de la cele ale particulelor fine până la blocuri imense. După poziţia în raport cu masa de gheaţă materialele morenaice pot fi: subglaciare (sau de fund) care se găsesc la contactul gheaţă-roca in situ; supraglaciare (sau de suprafaţă) care provin în urma dizlocărilor de pe pereţii văii glaciare; intraglaciare (sau interne).

În mod obişnuit, materialul morenaic supraglaciar este mai abundent în văile şi circurile glaciare şi absent peste marile calote continentale. Acesta poate fi transportat pe suprafaţa gheţarului până în zona de ablaţie, însă în apropierea liniei de echilibru va fi acoperit progresiv prin aportul de gheaţă permanent din amonte. Odată acoperit se transformă în material morenaic intraglaciar care va fi transportat către fruntea gheţarului. În acelaşi timp, materialul morenaic intraglaciar se poate deplasa spre suprafaţă, în zona de ablaţie, prin canalele de evacuare a apei topite sau se poate deplasa către baza gheţarului unde este incorporat materialului morenaic subglaciar. Deplasarea de-a lungul liniilor de alunecare din zonele de curgere la compresiune tinde să transforme materialul morenaic subglaciar în intraglaciar, iar în sectoarele joase din zona de ablaţie, în supraglaciar. La anumiţi gheţari, materialul morenaic intraglaciar este distribuit uniform pe toată grosimea masei de gheaţă, iar la alţii este concentrat numai în anumite benzi, separate de o gheaţă relativ curată. Fiecare bandă se desfăşoară paralel cu liniile de curgere şi cele mai multe sunt formate probabil prin îngheţarea materialului morenaic subglaciar anterior deplasării spre suprafaţa gheţarului. Sub gheaţa caldă, datorită topirilor bazale, materialul morenaic subglaciar este mai abundent şi prin reîngheţ poate fi ataşat bazei gheţii sub forma unor benzi foarte subţiri, deoarece şi stratul de reîngheţ este de numai câţiva centimetri grosime. În locurile în care patul de alunecare prezintă ruperi de pantă semnificative, în masa de gheaţă apar numeroase fracturi în care se vor acumula materiale morenaice intraglaciare.

12.9.3. Formele de eroziune glaciară Eroziunea glaciară are drept rezultat o gamă foarte largă de forme, în funcţie de extensiunea

gheţii, de regimul termic al gheţarilor, de cantitatea şi calitatea materialului morenaic subglaciar, de caracteristicile patului, de perioada de activitate a gheţarului, de formele de relief preexistente etc. Din multitudinea de clasificări ale formelor de eroziune glaciară ne-am oprit la una folosită destul de frecvent în ultimul timp, conform căreia acestea pot fi împărţite în trei categorii: forme asociate curgerii neconstrînse a gheţii ; forme asociate curgerii gheţii în cadrul văilor ; forme create ca urmare a conjugării acţiunii proceselor glaciare şi periglaciare (tabel 12.2).

335

12.9.3.1. Forme asociate curgerii neconstrânse a gheţii

Curgerea neconstrânsă a gheţii este caracteristică tuturor tipurilor de calote (însă unele dintre formele de eroziune rezultate în urma acestui tip de deplasare a gheţii apar şi în văile glaciare). De altfel, activitatea erozională dedesuptul acestor mase de gheaţă este, cel mai probabil, restrânsă la zonele cu gheaţă bazală caldă în care apare o gamă variată de forme pozitive sau negative.

În categoria celor pozitive pot fi incluse : - spinările de balenă (whalebacks), forme de înălţimi mici, netezite prin eroziune pe toate

laturile, cu o lungime de cîteva sute de metri; - drumlinurile în rocă (rock drumlins) asemănătoare unor coline alungite în direcţia

deplasării gheţii, cu o înălţime cuprinsă între 5 - 50 m şi al căror raport lungime - lăţime este de 4:1;

-interfluvii sau creste ascuţite, cu lungimi de mai mulţi kilometri. Formele asimetrice pozitive, orientate parţial pe liniile de curent sunt cunoscute sub

denumirea de roche moutonnée (spinări de berbec, roci mutonate). Atunci când sunt de dimensiuni mai mari poartă denumirea de flyggberg-uri. Aceste semne de eroziune glaciară apar adesea pe spinările de rocă rezistentă la eroziune, la care latura dinspre care se deplasează gheaţa (latura dinspre amonte - stoss) este rotunjită şi netezită prezentând o suprafaţă cu striaţii şi şanţuri. Latura dinspre avale (lee) este mai neregulată şi mai abruptă decât cea din amonte datorită faptului că gheaţa a smuls blocurile fisurate (fig. 12.12.).

Formele negative includ: - canelurile (grooves) şi -bazinele în rocă (rock basins).

Tabel 12.2. Formele de relief rezultate în urma eroziunii glaciare (Summerfield, 1997)

Procesul dominant

Morfologii asociate Dimensiuni liniare

0,01 m 0,1 m 1 m 10 m 100 m 1 km 10 km 100 km 1000 km 10000 km

Pozitive, pe direcţia liniilor

de curent

Spinări de balenă Pinteni, creste (Whalebacks) pe direcţia liniilor de curent Drumlinuri în rocă (Rock drumlins)

Curgerea neconstrânsă a

gheţii

Pozitive, parţial pe direcţia liniilor de

curent

Roci mutonate Flyggberg-uri (Roche moutonnées) (Flyggbergs)

Negative, pe direcţia liniilor

de curent

Striaţii Scobituri (Striations) (Grooves)

Negative, parţial pe

direcţia liniilor de curent

Excavaţii în rocă (Rock basins)

Curgerea constrânsă a

gheţii

Negative, pe direcţia liniilor

de curent

Troguri (Trougs)

Interacţiunea proceselor glaciare

Negative

Circuri (Cirques)

cu cele periglaciare

Pozitive

Custuri (Arêtes) Hornuri (Horns) Nunatak-uri

336

Fig. 12.12. Forme tip roches

moutonnée ideale. (A). în plan; (B). în profil; (C). model stereografic cu distribuţia principalelor zone de eroziune din cadrul formelor tip roches moutonnée întâlnite în Finlanda (Chorley et al., 1985).

Atunci când materialele morenaice subglaciare sunt de dimensiuni mai mari, locul striaţiilor este luat de o serie de caneluri (şănţuleţe) orientate pe direcţia de curgere a gheţii, care în mod normal au adâncimi de 1 - 2 m şi lungimi de 50 - 110 m. În anumite condiţii favorabile pot să atingă dimensiuni mult mai mari. De exemplu, în valea râului Mackenzie au fost descrise caneluri cu adâncimi de până la 30 m, lăţimi în jur 100 m şi lungimi de mai mulţi km. Bazinele în rocă sunt excavaţiile de mari dimensiuni (de la câţiva metri până la sute de km în lăţime) ocupate adesea de către lacuri. Originea glaciară a acestor bazine este sugerată nu numai de către abraziunea specifică cât şi de fenomenul de subsăpare sub nivelul regional de bază al reţelei hidrografice. De asemenea, s-a observat că multe dintre aceste bazine sunt orientate de-a lungul sistemelor de fracturi.

Foto 12.5 şi 12.6. Exemple de roche

moutonnee cu striaţii (D. Heron).

337

Formelor asociate curgerii neconstrânse a gheţii li se pot adăuga şi fjeld-urile (sau fjell-uri, fjäll - uri) care reprezintă suprafeţe întinse cu roci dure din zona montană modelate de către gheţarii de platou sau calotele glaciare. Acestea apar ca o alternanţă de spinări mutonate şi zone depresionare, mlăştinoase sau cu turbării. Fjeld-urile din Canada, Scandinavia, Karelia, Pen. Kola, Uralul de nord, Siberia de est etc., au pe suprafaţa lor porţiuni mai înalte asemănătoare monadnock-urilor, care au funcţionat în timpul acoperirii cu gheaţă ca nunatak-uri.

Foto 12.7. Field cu spinări de roci

(nunatakuri) care stăpung masa de gheaţă. (R. Schmidt).

12.9.3.2. Formele asociate curgerii constrânse a gheţii Atunci când curgerea gheţii este concentrată pe un traseu bine delimitat, acesta se lărgeşte şi

se adânceşte atâta timp cât gheţarul este activ, astfel încât după dispariţia gheţii rămâne o vale adâncă, cu pereţii abrupţi al cărei profil longitudinal este relativ drept şi cu numeroase ruperi de pantă, iar cel transversal este în formă de U. O asemenea vale este cunoscută sub denumirea de uluc sau trog glaciar (glacial trough). Majoritatea trogurilor glaciare corespund unor văi modelate de râuri înainte de instalarea gheţarilor (fig. 12.13.). Există şi cazuri în care gheaţa provenită din calotele de platou se scurge pe versanţi dând naştere la troguri pur glaciare.

Foto 12.8. Vale glaciară (trog) cu

profil în forma literei U (imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Fig. 12.13. Modelul transformării

văilor montane în troguri glaciare: (A) valea montană în formă de V; (B) invadarea văilor montane de către gheţari; (C) eroziunea exercitată de gheţar asupra versanţilor văii şi a fundului de vale; (D) zonele "moarte" (în care deplasarea şi forţele de forfecare sunt neglijabile, trecute cu negru pe desen) dispar, întrgul versant al văii fiind modelat de către gheţar; (E) după dispariţia gheţarului rămâne o vale glaciară în formă de U ( Ritter, 1982)

338

Eroziunea exercitată de gheţarii afluenţi se materializează, de asemenea, prin troguri în formă de U, dar cu o secţiune mai mică; baza acestor văi este situată cu mult deasupra fundului văii glaciare principale şi de aceea au fost numite troguri suspendate (hangings troughs).

Râurile care ocupă ulterior trogurile sapă rapid mici văi în formă de V, iar în zona unde se realizează confluenţa între gheţarul principal şi afluenţii săi apar o serie de cascade. Pintenii interfluviali care înainte de instalarea gheţarului ajungeau până la nivelul albiei principale, au fost retezaţi prin eroziune glaciară, fiind cunoscuţi sub numele de pinteni retezaţi (truncated spurs). Când pe acelaşi uluc glaciar s-au instalat două generaţii de gheţari (sau mai multe), ultimul, dacă are dimensiuni mai mici, îşi va "construi" un nou trog în cadrul celui anterior, contactul dintre acestea fiind marcat de o serie de umeri asemănători teraselor fluviale în rocă, cunoscuţi chiar sub denumirea de umeri glaciari sau replata.

Foto 12.9. Trog glaciar cu replata (imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

În funcţie de tipul gheţarului care le-a creat se disting trei categorii de troguri glaciare: (i) troguri alpine sunt săpate de către gheţarii de vale a căror zonă principală de acumulare se

află localizată în cadrul circurilor din regiunile montane. Datorită proceselor de subsăpare glaciară profilul longitudinal al trogurilor alpine se prezintă sub aspectul unor alternanţe de praguri (rock bars- engleză; verrou - franceză; zăvor - denumire dată pragului care separă circul de valea glaciară) şi cuvete sau bazinete (rock basins - engleză; bassin de surcreusement - franceză) (fig. 12.14.). Dacă patul de curgere al gheţii prezenta anterior instalării gheţarului anumite neregularităţi, de forma unor mici depresiuni, atunci acestea vor fi cu precădere supuse eroziunii (şi mai ales sub gheaţa caldă) datorită tensiunilor de forfecare bazale înalte asociate creşterii continue a masei de gheaţă.

Foto 12.10. Vale glaciară suspendată (imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology)

. Fig. 12.14. Praguri în patul văii

glaciare (profil longitudinal) (Grigore, 1965, din Posea, 1970).

339

Astfel, adâncirea cuvetelor din spatele pragurilor glaciare se datorează unui mecanism de feedback pozitiv: pe măsura adâncirii are loc o creştere a grosimii masei de gheaţă ceea ce favorizează o mai intensă acţiune de eroziune în contrapantă (această situaţie este în contrast cu cea întâlnită în sistemele fluviale, la care ajustarea formelor de albie în condiţiile schimbărilor de pantă, viteză, adâncime are loc printr-un mecanism de feedback negativ). Cele mai mari bazinete, cu o formă alungită, se dezvoltă în partea inferioară a văii (de unde denumirea de bazinete terminale) datorită fluctuaţiilor sezoniere (retragere şi înaintare) ale frunţii gheţarului. După dispariţia gheţarului aceste cuvete se umplu cu apă, formând lacuri (tăuri, iar în engleză tarns sau finger lakes, acesta din urmă, mai ales pentru lacurile apărute în bazinetele marginale, cum ar fi, de exemplu, Garda, Como, Leman, Lacul celor patru Cantoane etc.);

(ii) troguri islandice sunt formate de către gheţarii de evacuare desprinşi din calotele

glaciare sau gheţarii de platou care se constituie în sursă de aprovizionare cu gheaţă. Trogurile islandice au, de obicei, o pantă abruptă în zona de obârşie şi un gradient mai mic al patului de alunecare spre avale. Zona de subsăpare maximă din cadrul trogurilor islandice, care apare în imediata apropiere a obârşiei (acolo unde se desprinde din calotă), este mai greu de explicat însă, majoritatea specialiştilor o argumentează prin existenţa în acest sector, a gheţii cu bază caldă care favorizează o eroziune mult mai intensă decât acolo unde baza gheţii este rece.

Foto 12.11. Fiorduri norvegiene (imagine

Landsat preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Dacă baza trogurilor islandice cu deschidere spre mare se află sub nivelul acesteia, concomitent cu retragerea frunţii gheţarului pătrunde apa, dând naştere unui "estuar" îngust, denumit fiord. Acestea pot lua naştere fie prin eroziunea glaciară la o anumită adâncime sub nivelul mării, fie prin submersia ţărmurilor. Cele mai răspândite sunt cele din prima categorie, deoarece gheaţa are o densitate mare, astfel încât, deşi pluteşte, între 75 % şi 90 % din masa ei se află sub nivelul apei (Strahler, 1973). Ca urmare, un gheţar cu grosimi de câteva sute de metri are posibilitatea de săpare la adâncimi considerabile sub nivelul mării. Fiordurile pot să pătrundă adânc în interiorul uscaturilor (de exemplu, Sognefjord are 160 km) având numeroase ramificaţii, după cum în unele cazuri pot avea forma unei cuvete adânci de subsăpare (peste 1200 m la Sognefjord), închisă la contactul cu marea de un prag submers. Fiordurile sunt răspândite pe coastele de vest ale celor două Americi, în Peninsula Labrador, în Groenlanda, Islanda, Norvegia, în Noua Zeelandă (Insula de Sud), între 50° - 70° latitudine nordică şi sudică;

(iii) troguri deschise care iau naştere pe cumpenele ce despart masele de gheaţă din

componenţa calotelor glaciare sau continentale, în urma eroziunii exercitate de către râurile de gheaţă. Sunt denumite astfel, deoarece sunt deschise la ambele capete. Spre deosebire de celelalte două tipuri, profilul longitudinal al trogurilor deschise are punctul de maximă denivelare în partea mediană.

340

12.9.3.3. Formele rezultate în urma acţiunii conjugate a proceselor glaciare şi a celor periglaciare

Circurile glaciare (căldare sau zănoagă - română; cirque - franceză, corries - scoţiană, kar

- germană, botn - norvegiană, nish - suedeză, cwms - galeză, hoyo sau circo - spaniolă). Termenul de circ glaciar a fost introdus în literatura geomorfologică de Ramsey (1860) pentru a desemna depresiunile semicirculare sau semieliptice formate pe versanţi sau la obârşia văilor montane, ca un rezultat al interacţiunii dintre procesele periglaciare şi cele glaciare (însă termenul de circ a fost folosit pentru prima dată de Charpentier (1823) pentru a face referire la bazinele de formă semicirculară din Pirinei). Circurile glaciare pot avea diametre de la câteva sute de metri până la mai mulţi km, fiind înconjurate de pereţi abrupţi cu înălţimi care ating adesea sute de metri.

Foto 12.12. Circ glaciar (imagine

preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Fig. 12.13. Vf. Alaska cu un microcirc

glaciar(imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Dimensiunile şi aspectul circurilor reflectă tipul de rocă în care au fost săpate, poziţia şi

structura stratelor, relieful preexistent, condiţiile climatice care condiţionează la rândul lor numărul şi intensitatea fazelor glaciare succedate etc. Astfel, în funcţie de structura geologică se pot deosebi circuri consecvente, subsecvente, obsecvente etc. (de exemplu, acolo unde au fost atacate capetele de strate ale unei structuri monoclinale, circurile sunt asimetrice, cu pereţi foarte abrupţi şi înalţi).

Fig. 12.15. Principalele stadii în

dezvoltarea circurilor glaciare: (A) nivaţia pe sub stratul de firn; (B) apariţia nişei de nivaţie; (C) stadiul de circ glaciar. (Ritter, 1982)

De asemenea, s-a observat că cele mai numeroase şi mai bine dezvoltate circuri glaciare apar

fie pe versanţii umbriţi, cu expunere nordică şi nord-vestică în munţii din emisfera nordică şi pe

341

versanţii orientaţi spre sud, în emisfera sudică, fie acolo unde vânturile contribuie la acumularea unor mari cantităţi de zăpadă în aceste depresiuni (de obicei cele două situaţii se suprapun). În regiunile în care s-au succedat mai multe faze glaciare de intensităţi diferite, se dezvoltă circurile în trepte, cu umeri bine marcaţi pe pereţi încât dau impresia unor circuri îmbucate.

În formarea circurilor glaciare se pot distinge mai multe stadii de evoluţie. Stadiul iniţial presupune acumularea unor mari cantităţi de zăpadă, prin intermediul vântului şi al avalanşelor, în micile excavaţii de la obârşia văilor sau de pe versanţi, în unele accidente structurale etc., amplasate deasupra sau în apropierea liniei zăpezilor perene. Zăpada acumulată an de an se transformă prin diageneză în firn (névé) (fig. 12.15.). În timpul sezonului cu temperaturi mai ridicate, apa rezultată din topirea zăpezii şi a firn-ului pătrunde în fisurile rocilor substratului, unde îngheaţă pe parcursul nopţii. Repetarea acestui ciclu îngheţ-dezgheţ produce o dezagregarea a rocilor de la baza şi de pe marginile masei de firn, gelifractele fiind transportate în partea din avale

a excavaţiei prin procese de creep (fie pe sub masa de firn, fie la suprafaţa acestuia prin procesul de snow-creep) sau prin intermediul apei de topire. Prin aceste procese excavaţiile iniţiale se adâncesc şi se lărgesc continuu formându-se un circ de nivaţie de formă semicirculară, delimitat la partea inferioară de o potcoavă nivală (protalus rampart - engleză, bourrelet de pont de neige - franceză). Lărgirea şi adâncirea continuă a circurilor de nivaţie favorizează creşterea grosimii firn-ului care se transformă treptat în gheaţă.

Fig. 12.16. Dezvoltarea formelor de relief

asociate glaciaţiilor alpine: (A) eroziune fluvială înainte de instalarea gheţarilor; (B) acumulări incipiente de zăpadă şi gheaţă; (C) dezvoltarea reţelei de văi glaciare; (D) după retragerea gheţarilor apar o serie de noi forme de relief, printre care circuri, custuri, pinteni retezaţi, troguri suspendate ( Flint, 1971)

Forma concavă a circului determină alunecarea rotaţională a masei de gheaţă, astfel încât

acesta începe să capete rolul principal în eroziunea depresiunii şi de aceea denumirea de circ glaciar pornind de la acest stadiu de evoluţie. În cele mai multe cazuri gheaţa trece de pragul din avale al circului, canalizându-se pe o fostă vale fluvială sau va crea, prin procese specifice, un nou uluc. Atunci când circul glaciar atinge o anumită dimensiune în deplasarea gheţii mult mai importante devin deformările interne decât alunecările rotaţionale. Rata eroziunii în circurile glaciare este diferită în funcţie de caracteristicile substratului geologic şi de condiţiile climatice. Astfel, în regiunile polare şi subpolare, unde procesul erozional dominant este reprezentat de detracţie, rata eroziunii în circuri este estimată la 7 - 76 mm/ 1000 de ani (Anderson, 1978), iar pentru regiunile temperate, unde exaraţia (abraziunea) este mult mai importantă sunt citate valori cuprinse între 95 - 165 mm/1000 ani (Reheis, 1975).

342

Un rol important în dezvoltarea circurilor precum şi în deplasarea gheţii în interiorul acestora îi este atribuit acelei deschideri verticale interpuse, în partea din amonte, între peretele de rocă şi masa de gheaţă, cunoscută sub denumirea de rimaye (sau bergschrund). Johnson (1904) argumenta rolul jucat de rimaye (denumind-o ipoteza bergschrund-urilor) în procesul de retragere al pereţilor circurilor astfel: apa rezultată în urma topirii zăpezii şi a firn-ului se "canalizează" pe acestă deschizătură şi pătrunde în fisurile rocilor unde îngheaţă provocând dezagregarea acestora după o anumită succesiunea a ciclurilor îngheţ-dezgheţ. Ipoteza bergschrund-urilor este recunoscută de unii cercetători şi contestată de alţii datorită faptului că măsurătorile fluctuaţiilor de temperatură din rimaye s-au dovedit a nu fi chiar aşa de mari pentru a putea produce o gelifracţie intensă.

Foto 12.14. Matter-

horn, Munţii Alpi.

Fig. 12.17. Principalele forme de relief create de gheţarii montani (Selby, 1985)

De aceea, cei care contestă această ipoteză propun nu un singur mecanism responsabil de

retragerea pereţilor circurilor, ci o combinaţie între gelifracţie şi dezagregare prin hidratare. Indiferent de procesele care produc eroziunea pereţilor, circurile evoluează "muşcând" progresiv din suprafeţele situate în amonte. În stadiul iniţial (cel al circurilor simple, înainte de a se ajunge la îngemănarea lor când se formează circurile compuse sau complexe) marginile părţii superioare a pereţilor circurilor au un aspect foarte neregulat, zimţat, de unde denumirea de topografie tip biscuit (biscuit board topography). Într-un stadiu de evoluţie mai avansat, prin intersecţia a doi pereţi de circ se formează o custură (arête sau karling) reprezentând o creastă alpină ascuţită şi fierăstruită. Custurile se pot forma şi în lungul culmilor care despart două troguri glaciare (fig. 12.17.). Prin acţiunea proceselor crionivale, în cadrul custurilor sunt sculptate ace, vârfuri cu aspect piramidal, lame sau muchii ascuţite şi zimţate etc. La intersecţia foarte apropiată a două circuri opuse, masa de gheaţă din interiorul circului situat la o altitudine mai mare poate să treacă în celălalt formându-se o şa de transfluenţă (col). Acolo unde se intersectează mai multe creste alpine apar piscuri piramidale denumite horn-uri, cum ar fi, de exemplu, Matterhorn (în Munţii Făgăraş

343

deseori poartă numele de strungă). Fostele circuri glaciare adăpostesc deseori lacuri glaciare, denumite popular: tăuri, zănoage, ochiuri etc.

O schematizare a principalelor stadii de evoluţie a formelor de eroziune glaciară datorate gheţarilor montani, create prin acţiunea combinată a curgerii constrânse a gheţii cu cea rezultată din interacţiunea proceselor glaciare şi periglaciare este prezentă în fig. 12.15.

12.10. Relieful de acumulare glaciară Înainte de a ne referi la procesele şi formele de acumulare glaciară trebuie făcută o distincţie

între materialele depozitate de către gheţari şi formele de relief date de către acestea.

Tabel 12.3. Principalele caracteristici ale till-urilor (Summerfield, 1997)

1. Sortare slabă - materialele componente se încadrează unui număr mare de clase granulometrice, adesea cu claste de mărimea blocurilor prinse într-o matrice fină, argiloasă.

2. Lipsa stratificaţiei - în general, nu are loc o schimbarea progresivă a granulometriei odată cu creşterea grosimii depozitelor, cu excepţia celor care au suferit o anumită modificare datorită apelor provenite din topirea gheţii.

3. O compoziţie petrografică foarte variată - în special acolo unde aceste depozite sunt opera marilor calote glaciare care au transportat materiale din arii sursă separate de distanţe mari.

4. Faţetele particulelor componente prezintă adesea striaţii sau alte urme ale eroziunii glaciare.

5. O orientarea preferenţială a particulelor.

6. O anumită compactare datorită presiunilor din timpul depozitării.

7. Roca in situ de la baza depozitelor prezintă urme ale eroziunii glaciare.

8. Particulele componenete sunt, în general, colţuroase, la care se adaugă cele şlefuite pe anumite faţete.

Depozitele slab sortate şi aproape neconsolidate din nordul Europei erau puse, înainte de

apariţia teoriei glaciaţiei elaborate de Agassiz (1840), pe seama potopului biblic din timpul lui Noe. În Germania mult timp chiar s-a folosit termenul de diluvium pentru a desemna aceste depozite. În Anglia pentru acelaşi tip de depozite se utilizează termenul de drift, care, iniţial, era atribuit tot materialelor care se presupunea că au fost depuse în timpul potopului biblic. În anul 1830, Lyell a emis chiar o teorie a driftului, prin care explica răspândirea unor blocuri uriaşe de stâncă în câmpii (care sunt, de fapt, blocuri eratice transportate de către gheţari). După acceptarea teoriei lui Agassiz s-a încetăţenit treptat (mai ales în literatura anglo-saxonă), termenul de drift glaciar care denumeşte totalitatea materialelor transportate şi depuse de către gheţari sau în asociaţie cu râurile (pe scurt, depozitele glaciare şi cele fluvio-glaciare). Formele de relief rezultate în urma depunerii acestor materiale poartă denumirea de morene şi în marea majoritate a tratatelor de specialitate se atrage atenţia asupra terminologiei utilizate în desemnarea depozitelor (drift) şi a formelor (morenă) pentru a nu se crea confuzii.

Drift-urile se subîmpart în drift-uri glaciare nestratificate sau till -uri (denumite şi boulder clay de către unii specialişti britanici în acord cu alcătuirea acestora), care cuprind materialele depuse direct de gheţari fără o contribuţie fluvială (tabel 12.3.) şi drift-uri glaciare stratificate sau depozite fluvio-glaciare la a căror acumulare finală au contribuit atât procesele glaciare cât şi cele fluviale.

12.10.1. Procesele de acumulare Acumularea glaciară implică un număr foarte mare de procese şi de aceea clasificarea

acestora poate fi uneori arbitrară. Unele confuzii apar şi datorită faptului că pentru a descrie acelaşi proces s-au folosit diferiţi termeni. Pentru prezentarea succintă a proceselor de acumulare glaciară

344

am adoptat clasificarea dată de Summerfield (1997) care le grupează în funcţie de zona de acţiune (suprafaţă, bază şi marginile gheţarului). Trebuie făcută însă o precizare: materialele depozitate în oricare din cele trei situaţii pot fi reantrenate şi redepozitate în zone mai îndepărtate faţă de cele unde s-a produs acumularea iniţială, astfel încât este greu de reconstituit cărui proces i se datorează. În cazul depozitelor subglaciare au fost identificate trei procese majore care contribuie la formarea acestora. Topirea subglaciară (undermelt) favorizează depozitarea materialelor prinse în stratul bazal al masei de gheaţă care prin creşterea temperaturii se topeşte "eliberând" astfel materialul morenaic. Topirile apar fie datorită căldurii geotermice, fie celei eliberate în urma frecărilor dintre masa de gheaţă şi substrat sau creşterii presiunilor în jurul unor obstacole. Al doilea proces, denumit placaj bazal (basal lodgement) contribuie la formarea till -urilor de placaj (lodgement till) constituite din materialele detritice sudate de gheaţa bazală care se deplasează în lungul planurilor de forfecare. Forţele de frecare care apar la deplasarea masei de gheaţă peste substrat conduc la placarea materialelor morenaice, element cu element sau în bloc. Aceste materiale mobile, sudate în dezordine pe suportul de gheaţă pot atinge câţiva metri cubi şi au, în general, axa mare orientată în direcţia de deplasare a gheţii. Procesul de placaj bazal apare acolo unde forţa de frecare dintre patul de alunecare şi particulele aflate în mişcare este mare ceea ce contribuie la o încetinire a transportului şi la o "implantare" a materialelor în masa de gheaţă. Curgerea bazală (basal flowage) constituie cel de al treilea proces care contribuie la formarea depozitelor subglaciare, dar care însă, are şi un rol erozional însemnat. Prin acest proces se realizează fie o acumulare a materialelor neconsolidate în concavităţile de la baza masei de gheaţă, fie materialul este transportat şi depus paralel cu direcţia de deplasare a gheţii.

Acumularea supraglaciară (de suprafaţă) se realizează prin două procese principale: topire de suprafaţă şi curgere. Primul proces se referă la depunerea materialelor ca urmare a topirilor de la suprafaţa masei de gheaţă şi este cel mai activ în partea frontală a gheţarilor calzi, acolo unde într-o singură vară se poate produce topirea (ablaţia) pe o grosime ce depăşeşte uneori 20 m. Curgerea supraglaciară contribuie la transportul şi depozitarea materialelor aflate la partea superioară a masei de gheaţă fiind, de asemenea, mult mai eficace în zona de ablaţie a gheţarilor. Deplasarea materialelor se realizează fie sub forma creep-ului sau prin intermediul apei.

Acumularea în zona marginală a gheţarilor reprezintă rezultatul mai multor procese. Prin mecanismele prezentate în capitolul 12.9.2. şi conform fig. 12.18., particulele de la baza masei de gheaţă migrează spre marginile acesteia (în poziţii intraglaciare sau supraglaciare), situaţie în care se pot forma acumulări importante prin "descărcarea" materialelor ca urmare a recesiunii gheţarului. În condiţiile avansării gheţarilor, materialele aflate în faţa acestora vor fi împinse şi vor fi depozitate acolo unde înaintarea masei de gheaţă se opreşte.

12.10.2. Formele de acumulare Marea majoritate a acumulărilor glaciare au o formă tridimensională purtând denumirea

generalizată de morene. S-a constatat însă, că puţine morene sunt formate în întregime din till-uri, în alcătuirea lor intrând şi depozite stratificate care sunt opera apelor de topire sau chiar "sâmburi" aparţinând rocii in situ. O altă caracteristică importantă a morenelor este reprezentată de durata relativ scurtă de existenţă în forma iniţială, în comparaţie cu alte forme de relief. Multe morene incorporează în prima fază sâmburi de gheaţă care prin topire duc la modificarea formei de început. De asemenea, morenele pot fi distruse sau modificate de activitatea apelor provenite din topirea gheţurilor şi zăpezilor, iar în cazul celor subglaciare (de fund) modificările survin în urma acţiunilor de avansare sau retragere a gheţarilor.

În literatura de specialitate, morenele au fost clasificate în funcţie de mai multe criterii, dintre toate acestea cel mai elocvent pare a fi cel care ia în consideraţie raportul cu direcţia de curgere a gheţii. În conformitate cu acest criteriu pot fi distinse trei tipuri majore:

morene orientate paralel pe direcţia de curgere; morene transversale pe direcţia de curgere;

345

morene fără o orientare anume faţă de direcţia de curgere a gheţii (tabelul 12.4. şi fig. 12.18.).

Fig. 12.18. Principalele tipuri de morene (Chorley et al., 1985).

Tabel 12.4. Clasificarea principalelor tipuri de morene (Summerfield, 1997)

Paralele pe direcţia de curgere a gheţi

Transversale pe direcţia de curgere a gheţii

Fără o orientare preferenţială

Forme subglaciare Forme subglaciare Forme subglaciare Morene de fund tip drumlin sau

canelate Morene dendritice sau Rogen Morenă de fund joasă

Drumlin-uri şi coline tip drumlin

Morene tip plintă sau De Geer

Morenă de fund sub formă de movile

Coline tip crag-and-tail Morene subglaciare încălecate

Morene subacvative

Forme de acumulare marginale Forme de acumulare frontale Forme de acumulare de suprafaţă

Morene mediale şi frontale

Morene terminale

Morenă interlobară şi tip kame

Morene de împingere Morene de dezagregare

Morene de încălecare a gheţii Kame şi morene deltaice

12.10.2.1. Formele de acumulare paralele pe direcţia de curgere a gheţii Morenele orientate aproape paralel cu direcţia de curgere a gheţii se pot forma atât în condiţii

subglaciare, cât şi sau supraglaciare, precum şi pe marginile masei de gheaţă. Între morenele laterale, terminale şi mediale suprafaţa rămasă în urma topirii gheţurilor este,

în general, acoperită cu un strat de till-uri glaciare cunoscut sub denumirea de morenă de fund. Aceasta se prezintă sub forma unui relief şters, fără proeminenţe topografice putând fi uşor recunoscută. Totuşi, în unele situaţii, morenele de fund pot avea grosimi mari, acoperind în întregime relieful preexistent instalării glaciaţiei. Atunci când morena de fund are grosimi mari şi este uniform răspândită dă naştere unor întinse câmpuri de till-uri (till sheet), însă numai acolo

346

unde relieful anterior este destul de plat. În zonele cu relief intens fragmentat contururile formelor preexistente se menţin. În condiţiile curgerii gheţii peste morenele de fund, acestea se transformă într-o succesiune de forme paralele de tip canelură cu înălţimi de 10 m şi lungimi de 1 km sau în cazuri excepţionale pot să atingă 25 m înălţime şi 20 km lungime. În funcţie de modul principal de apariţie a acestor forme se poate face o distincţie între morenele de fund canelate (fluted ground moraine) (fig. 12.18.), la care canelurarea (modelarea) s-a făcut în stratul de till glaciar şi morene de fund tip drumlin (drumlinized ground moraine) ale căror coame sunt deasupra nivelului general al depozitelor glaciare, reprezentând una dintre cele mai clare forme de relief construcţional. În privinţa formării morenelor canelate s-au emis numeroase ipoteze, marea majoritate având ca punct de plecare existenţa unor obstacole în cadrul patului de alunecare.

Fig. 12.19. Modul de formare al principalelor tipuri de forme de acumulare glaciară; (a) drumlin-uri; (b) cozi de cometă; (c) morene canelate; (d) morene Rogen; (e) morene De Geer.

Între cele mai studiate forme de morene subglaciare se numără drumlin-urile. Acestea se

prezintă sub forma unor coline paralele, alungite pe direcţia de curgere a gheţii, rotunjite şi netede, semănând cu cupa unei linguri răsturnate (fig. 12.19. şi fig. 12.20.). Apar de regulă în grupuri până la câteva sute, formând aşa-numitele câmpuri de drumlinuri, în spatele morenelor terminale. Au între 1 - 2 km lungime, 400 - 600 m lăţime şi 5 - 50 m înălţime. Raportul lungime-lăţime este cuprins, în general, între 2 şi 3,5. Unele sunt formate în întregime din till glaciar în care predomină

argila, iar altele conţin şi "sâmburi" de rocă sau drift-uri mai vechi stratificate sau nu.

Foto. 12.15. Drumlinuri în permafrost

(imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

347

În ciuda faptului că drumlinurile au fost intens cercetate, până în prezent nu s-a ajuns la o explicaţie unanim recunoscută în privinţa formării acestora. Existenţa sâmburilor de rocă in situ la un număr mare de drumlinuri a condus la ideea că acestea s-ar fi format în jurul obstacolelor. Însă nu toate drumlinurile au în componenţa lor fragmente de roca in situ, ceea ce face ca ipoteza anterioară să nu fie pe deplin plauzibilă. Concentrarea drumlinurilor în anumite zone confirmă faptul că acumularea iniţială a materialelor este influenţaţă de anumite condiţii locale. Dintre aceste condiţii se pare că variaţiile locale în rugozitatea patului de alunecare sunt printre cele mai semnificative. Unde apar anumite neregularităţi ale patului, materialul morenaic subglaciar începe să se depună. De asemenea, existenţa unor blocuri de rocă sau a unor protuziuni ale patului favorizează colectarea materialelor în partea din amonte după care acestea vor fi transportat şi depuse în partea dinspre avale unde presiunile sunt mai reduse.

Fig. 12.20. Câteva tipuri de drumlin-uri din Finlanda (Gluckert, 1973)

Stadiul iniţial al formării

acestui tip de acumulare corespunde unei forme intermediare între drumlinurile în rocă şi roches moutonnées, pe deoparte şi drumlinuri propriu-zise, pe de altă parte, denumite crag-and-taile (obstacol cu trenă, cozi de cometă) care constau dintr-o trenă de materiale glaciare depuse în parte dinspre avale a rocilor obstacol de pe patul de alunecare.

Morenele formate pe suprafaţa gheţarilor sau pe

marginile acestora au şanse mult mai mici de a se menţine în forma iniţială. În această categorie pot fi incluse morenele laterale, formate prin acumularea materialelor la contactul masei de gheaţă cu pereţii văii şi morenele mediane sau centrale care iau naştere prin contopirea celor laterale în urma confluenţei a doi gheţari.

12.10.2.2. Formele de acumulare transversale pe direcţia de curgere a gheţii Marea majoritate a morenelor orientate transversal faţă de direcţia de curgere a gheţii au luat

naştere în partea frontală a maselor de gheaţă. Dintre acestea cele mai spectaculoase sunt morenele terminale sau frontale (terminal sau end moraine = border moraine) care marchează maximul extensiunii gheţarilor dintr-o anumită regiune (fig. 12.21. şi 12.22.). De obicei, după dispariţia gheţii, morena terminală apare ca un aliniament de coline vălurite şi mici depresiuni = sölle (acestea din urmă cantonând adesea lacuri) creându-se o morfologie specifică cunoscută sub denumirea de knob and kettle topography (topografie de coline şi depresiuni). Morenele terminale tind să aibă o configuraţie arcuită, convexitatea curburii fiind îndreptată în sensul de deplasare al gheţii, ceea ce indică faptul că aceasta a înaintat sub forma unor lobi, fiecare cu un front curb. În zona de întâlnire a doi lobi, prin reunirea morenelor într-un singur aliniament cu curbură inversă se

348

formează morena interlobară (fig.12.21.). În timpul retragerii maselor de gheaţă, frontul acestora înregistrează câteva momente staţionare care se înscriu în relief sub forma unor fâşii morenaice paralele şi similare cu morenele terminale, dar de dimensiuni mai mici, discontinue purtând denumirea de morene recesionale. Forma şi mărimea morenelor terminale este în strânsă interdependenţă cu cantitatea de materiale transportate, cu bugetul de masă şi cu volumul de apă provenită din topire care circulă în sistem. Astfel, morenele terminale construite de marile calote glaciare pot să atingă peste 100 de m înălţime şi să se întindă pe mai multe zeci de kilometri în lungime, pe când cele ale gheţarilor de vale sunt masive şi mai înalte (uneori peste 300 m) datorită vitezelor de curgere, încărcăturii de materiale şi a bugetului total mult mai mari.

Fig. 12.21. Forme de relief dezvoltate la periferia calotelor glaciare (Thornbury, 1969).

În general, acestea sunt alcătuite dintr-un amestec de materiale transportate în condiţii subglaciare sau intraglaciare cu cele de origine fluvio-glaciară şi lacustră. De asemenea, formarea lor este realizată prin acţiunea combinată a mai multor procese (descărcarea, topirile de suprafaţă şi sub presiune, curgeri etc.).

Referitor la relieful morenei frontale trebuie menţionat faptul că în morfologia actuală a Finlandei acesta se păstrează destul de bine, lanţurile de morene fiind denumite aici Salpauselka. Mai evidente sunt Salpauselka I şi II, iar cel de-al treilea val, care apare mai la nord, apare mai puţin pregnant în morfologia actuală. Şirul de Salpauselka apare astăzi sub forma unor dealuri şi coline izolate, dispuse unele în continuarea celorlalte. Aceste culmi deluroase au înălţimi medii de 60-80 m, lăţimi de câţiva kilometri şi lungimi de ordinul sutelor de kilometri. Profilul transversal al acestora este asimetric, în sensul că versantul dispre gheţar este mai abrupt, iar cel opus mai

349

prelung şi mai domol. Între Salpauselka se dezvoltă culoare depresionare cunoscute sub denumirea de pradoline (în poloneză - pradoliny; în germană - urstromtäler). Pradolinele au fundul plat, străbătute iniţial de râuri orientate perpendicular pe direcţia de deplasare a gheţii care apoi au fost captate parţial sau integral astfel încât numai local, cursurile de apă se dezvoltă pe traiectul depresiunii. Adesea, în cadrul morenei frontale sunt răspândite blocuri mari de rocă, transportate de gheţari de la mari distanţe (dovadă stă alcătuirea petrografică a acestora, total diferită de cea a rocilor din apropiere) şi care sunt cunoscute sub numele de blocuri eratice.

Foto 12.16. Bloc eratic (imagine

preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Cel mai mare bloc eratic cunoscut până în prezent se află în localitatea Stiemitten – Germania şi are o lungime de cca 4 km, lăţimea de 2 km şi o grosime de 7-20 m.

Fig.12.22. Morene terminale (f) şi morene de dezintegrare (g) (Selby, 1985).

Morenele de împingere (push moraines) constituie un alt tip de acumulare care se dezvoltă de-a lungul părţii frontale a maselor de gheaţă. Acestea iau naşterea prin împingerea materialelor glaciare sau a celor de altă origine, din faţa frontului gheţarilor datorită procesului de avansare pe care le înregistrează masa de gheaţă. Morenele de împingere pot atinge dimensiuni apreciabile; peste 100 m înălţime şi peste 30 de km lungime. Acţiunea de împingere exercitată de către gheaţă favorizează apariţia unor încălecări complexe şi a unor sisteme de cute în cadrul depozitelor angrenate. Acest fapt se reflectă în aspectul lor asimetric şi anume versantul distal (din faţă) fiind

350

mult mai abrupt decât cel situat la contactul cu fosta masă de gheaţă, care este mai prelung şi mai domol. Morenele de împingere apar sub forma unor grupuri de creste paralele sau aproape paralele, întregul ansamblu având o formă arcuită în plan (fig.12.23.).

Marea majoritate a proceselor care acţionează în frontul maselor de gheaţă contribuie şi la formarea unor morene subglaciare. În această categorie pot fi incluse acele creste transversale largi, cunoscute sub denumirea de morene dendritice (ribbed moraines - în literatura americană) sau Rogen (Rogen moraines - în literatura europeană, de la numele lacului Rogen-Suedia, unde sunt bine dezvoltate) (fig. 12.19, şi 12.24.), care apar sub forma unor şiruri de coline disparate, cu înălţimi de 10 - 30 m şi lungimi de peste un km.

Fig. 12.23. Forma în plan a morenelor de

împingere (Fairbridge, 1968)

Distanţa dintre aceste şiruri de coline este

cuprinsă, de obicei, între 100 - 300 m. În plan au o formă arcuită, cu partea concavă orientată invers direcţiei de deplasare a masei de gheaţă. Acest tip de morene se formează, probabil, prin forfecări şi încălecări în spatele frontului glaciar, de obicei în depresiunile largi ale vechilor câmpuri de till-uri sau în văile cu caracter local săpate în roca in situ. Morenele Rogen se asociază adesea cu cele canelate şi cu drumlinurile, având de multe ori partea superioară "drumlinizată", de aceea mulţi specialişti afirmă că ar avea o origine comună. Se presupune că morenele Rogen sunt rezultatul interacţiunii dintre materialul morenaic bazal, presiunea apei din pori şi temperatura gheţii, ele dezvoltându-se acolo unde, la nivelul patului de alunecare, există variaţii transversale ale tensiunilor.

Fig. 12.24. Forma în plan a morenelor Rogen (Fairbridge, 1968)

În interiorul zonei marginale, locurile de acumulare se schimbă periodic dând naştere la creste, coline şi depresiuni de diferite mărimi. Crestele dispuse

în şiruri paralele cu frontul masei de gheaţă sunt, de obicei, de dimensiuni mici şi alcătuite din till-uri (fig. 12.24). Acest tip de morene poartă diferite denumiri: morene de vale transversale (cross-valley moraines), morene tip plintă (washboard moraines) sau creste morenaice (moraine ridge), morene De Geer (De Geer moraines), iar în legătură cu modul de formare a acestora s-au emis numeroase ipoteze (fig.12.19. şi 12.25.).

Fig. 12.25. Forma în plan a morenelor De Geer

(Fairbridge, 1968)

351

12.10.2.3. Forme de acumulare fără o orientare preferenţială Anumite tipuri de morene nu au o orientare preferenţială în funcţie de direcţia de deplasare a

gheţii şi nici nu sunt caracterizate de creste distincte. Morena de fund poate apărea fie sub forma unor câmpuri de till-uri, care uneori pot fi uşor ondulate, fie este dispusă sub aspect de movile răspândite haotic (chaotic hummocky terrain) cu înălţimi care depăşesc 100 m. Uneori morenele capătă aspectul unor benzi în care sunt amestecate fără nici o regularitate formele colinare cu cele depresionare, lipsite complet de creste liniare. Morenele de acest tip sunt cunoscute sub denumirea de morene de dezintegrare, au înălţimi de peste 70 m, fiind formate din till-uri supraglaciare în partea cea mai joasă a zonei de ablaţie (fig. 12.19.).

Acolo unde din marginile stagnante ale unor mase de gheaţă se rup blocuri de diferite dimensiuni care sunt acoperite cu till-uri de ablaţie se crează un relief specific denumit în literatură relief de gheaţă moartă (dead-ice topography) şi anume cel cu un aspect haotic, cu morene de dezintegrare.

12.11. Relieful de eroziune şi acumulare fluvio-glaciară 12.11.1. Formele de eroziune fluvio-glaciară Este binecunoscut faptul că marea majoritate a cursurilor formate din apele de topire au o

mare încărcătură solidă şi o mare capacitate de eroziune. Debitul solid în suspensie poate să atingă concentraţii de peste 3000 mg/l. Culoarea caracteristică alb-cenuşie este dată de prezenţa în abundenţă a sedimentelor fine rezultate în urma eroziunii glaciare. De asemenea, se apreciază că pe 25 % - 90 % din debitul solid total este reprezentat de cel târât. Vitezele mari de curgere (8-15 m/s), încărcăturile solide destul de însemnate (în suspensie, debit târât şi în soluţie) fac ca râurile de la marginile maselor de gheaţă să se constituie într-un agent erozional foarte important.

Microformele de eroziune cuprind diferite tipuri de concavităţi netezite (marmite sau pot-hole), săpate în roca in situ, fie numai de către apa de topire sau au o origine mixtă, fluvio-glaciară. Acestea sunt cunoscute sub denumirea generică de forme-p ( p-forms = plastically sculptured forms). Depresiunile alungite sub formă de semilună care au peste 5 m lăţime şi sunt săpate în roci cristaline rezistente la eroziune sunt cunoscute sub denumirea de sichelwannen.

Macroformele de eroziune fluvio-glaciară sunt reprezentate de către albiile de scurgere a apei de topire. Acestea pot să depăşească 100 m adâncime şi să se desfăşoare pe mai multe zeci de km. Albiile fluvio-glaciare pot avea forme diferite, grupate în două mari categorii: albii subglaciare, pentru care gheaţa joacă rolul principal şi albii marginale şi submarginale aproximativ paralele cu marginile masei de gheaţă. Albiile subglaciare sunt, în general, paralele cu direcţia de deplasare a gheţii şi au un profil longitudinal, de cele mai multe ori, convex.

12.11.2. Formele de acumulare fluvio-glaciară Materialele transportate de către apa provenită din topirea gheţii pot fi depuse în perimetrul

de acţiune al masei de gheaţă sau în faţa frontului acesteia, areal cunoscut sub denumirea de mediu proglaciar. Astfel, unul dintre criteriile de clasificare a formelor de acumulare fluvio-glaciară ia în considerare poziţia acestora faţă de masa de gheaţă (tabel 12.5.). Multe din formele de acumulare care iau naştere la contactul cu gheaţa, şi mai ales în cazul gheţarilor activi, au o existenţă efemeră datorită variaţiilor mari ale debitelor lichide cât şi a potenţialului de reîncorporare în interiorul masei de gheaţă prin reîngheţ, a materialelor depozitate. Formele proglaciare rezistă mult mai bine în timp, mai ales acolo unde masa de gheaţă se află în retragere.

Mecanismele de depozitare prin intermediul apei provenite din topirea gheţii sunt similare cu cele din sistemul fluvial obişnuit, cu menţiunea că acumularea în interiorul masei de gheaţă se face la presiuni hidrostatice foarte ridicate, atunci când apa circulă prin tunele sub sau intraglaciare.

352

Acumularea materialelor transportate de către apele de topire se poate face în condiţii subglaciare, intraglaciare, supraglaciare sau de-a lungul marginilor masei de gheaţă (fig. 12.26). Terminologia utilizată pentru a denumi formele de acumulare fluvio-glaciară este foarte diversă şi de aceea apar o serie de confuzii. Din spectrul foarte larg al formelor de acumulare fluvio-glaciare ne vom opri la câteva categorii mai importante.

Öesar-urile (åsar, eskers, ås, ös, harju) sunt forme înguste, sinuoase, de acumulare fluvio-glaciară, cu aspectul unui rambleu, uneori cu ramificaţii (biöesar-uri), a căror orientare este conformă cu deplasarea gheţarilor (fig.12.26.).

Foto 12.17. Esker (Strahler, Strahler,

1999).

Ele sunt alcătuite din nisipuri, pietrişuri, blocuri, argile, ajungând până la 200 m în înălţime, 3 km lăţime şi la peste 100 km lungime. Öesar-urile s-au format prin umplerea cu materiale morenaice a canalelor şi tunelelor sub şi intraglaciare, sau prin umplerea unor canale de suprafaţă, care prin topirea masei de gheaţă s-au aşezat pe suprafaţa terestră, indiferent de morfologia ei. Din această cauză, între distribuţia spaţială a öe, öesar-urile intersectează interfluvii, lacuri, văi etc.

Foto 12.18. Moulin Kame, Wisconsin

(imagine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Kames-urile reprezintă forme pozitive de relief, alungite şi plate la partea superioară sau cu

aspect de movile care au înălţimi obişnuite până la 5 - 60 m, diametre ce rar depăşesc 1 km şi versanţi cu pante de 25 - 35 grade. Acestea s-au format prin acumularea materialelor în cuvete lacustre cantonate pe suprafaţa gheţarilor sau între două mase de gheaţă, în mod obişnuit în apropierea morenei frontale. Prin topirea gheţii aceste depozite fluvio-lacustre s-au suprapus reliefului subglaciar reprezentat în primul rând de morenele de fund. Sunt alcătuite din nisipuri, argile, pietriş rulat şi chiar materiale mai grosiere cu o stratificaţie torenţială. Deltele construite de către cursurile de apă care debuşau în lacurile supraglaciare sau marginale, prezentau iniţial la partea superioară un aspect neted corespunzător nivelului fostului lac, iar acum apar ca nişte forme curioase, izolate, denumite kame deltaice.

Structura acestor depozite glacio-lacustre este în general rubanată, cu alternanţe de culoare - închisă sau deschisă - denumite de varve. Fiecare varvă individuală, se consideră că reprezintă depunerile dintr-un an - fâşia mai groasă, de culoare deschisă, fiind alcătuită din depuneri de

353

anotimp cald, cu textură mai grosieră, iar fâşia mai subţire de culoare închisă fiind compusă din argilă fină, care se depune iarna, când lacul este acoperit cu un strat de gheaţă.

Depunerile rămase între o masă de gheaţă stagnantă şi versantul unei văi constituie terase de kame, ale căror frunţi abrupte sunt versanţii de contact cu gheaţa. La partea superioară a kames-urilor sau chiar pe versanţii acestora pot să apară mici depresiuni (kettle-holes) produse prin topirea blocurilor reziduale de gheaţă (fig. 12.27.). În mod obişnuit, aceste depresiuni au o formă circulară, lăţimi de până la 2 km şi adâncimi mai mici de 8 m (sunt şi cazuri când ajung la 50 m adâncime şi 13 km în diametru). Un astfel de peisaj este cunoscut în literatura de specialitate sub denumirea de kettle-and-kame topography (asocierea micilor depresiuni cu formele pozitive - kames).

Tabel 12.5. Clasificarea formelor de acumulare fluvio-glaciară (Summerfield, 1997)

Sedimentele dominante

Mediul de depunere

Forma generală

Poziţia în funcţie de masa de gheaţă

Termenul genetic

Acumulări la contactul cu gheaţa Creastă

Marginală Subglaciară

Esker

Nisip şi

Fluvial Colină Intraglaciară Supraglaciară

Kame Complex de kame

pietriş Suprafaţă cu depresiuni

Marginală Kettled sandur

Acumulări proglaciare Nisip şi pietriş Fluvial

Suprafaţă aproape

Proglaciară Sandur

Praf şi argilă plană Proglaciară/ Câmpie lacustră Nisip şi pietriş Lacustru Terase, creste marginală Plajă

Argilă nisipoasă şi pietriş

Terasă

Kame deltaice

Fig. 12.26. Modelul dezvoltării

formelor şi al depozitelor fluvio-glaciare: (A) faza de topire a gheţarului1; (B) după dispariţia gheţarului (Summerfield, 1997).

354

Acumularea fluvio-glaciară este mai puternică în zona proglaciară ca urmare a reducerii puterii de transport a cursurilor de apă şi datorită prezenţei într-un număr mult mai mare a lacurilor la marginea maselor de gheaţă. La periferia morenei terminale cursurile de apă construiesc succesiv conuri aluviale, glacisuri proluviale şi chiar câmpii piemontane, denumite sandur, sandre (plural, sandar) sau câmpii fluvio-glaciare (uneori se face distincţia între sandre-le care iau naştere la periferia gheţarilor de vale = valley sandar şi cele de la marginea marilor calote = plain sandar sau outwash plaine) (fig. 12.21.). Pe suprafaţa acestor câmpii, râurile îşi construiesc terase, coborând nivelul pânzei freatice, contribuind astfel la antrenarea de către vânt a particulelelor fine, uscate care sunt depuse la mari distanţe, formând câmpiile de loess. În cadrul câmpiilor de sandre apar adesea forme depresionare, de formă circulară, ovală sau neregulată, cu diametre până la 200-300 m şi adâncimi până la 20 m, cunoscute sub denumirea de sölle sau zolii (fig. 12.21.).

Fig. 12.27. Diferite tipuri de

gheaţă moartă şi depresiunile închise corespondente (kettle) (Flint, 1971).

În regiunile din sudul Marilor Lacuri aceste depresiuni sunt foarte numeroase şi de

dimensiuni mari, de unde şi numele de câmpie cu gropi (pitted plain). Sub aspect genetic unele zoliile pot fi depresiuni de evorsiune, altele se nasc prin procese termocarstice (prin topirea gheţii moarte), iar altele pot fi antropice.

12.12. Cauzele glaciaţiilor În privinţa cauzelor care contribuie la apariţia sau la retragerea periodică a glaciaţiilor au fost

emise numeroase ipoteze controversate. Aceste ipoteze pot fi grupate în două categorii, în funcţie de factorii primordiali pe care pun accentul: ipoteze care iau în consideraţie cauze existente pe Pământ şi ipoteze care pun accentul pe cauze extraterestre (cosmice).

12.12.1. Cauze terestre Între cauzele terestre care favorizează formarea şi extinderea calotelor glaciare pot fi

menţionate erupţiile vulcanice, translaţia continentelor, apariţia lanţurilor montane, deplasarea Golfstreamului, existenţa pragului nord-atlantic Thompson-Nansen, dezintegrarea substanţelor radioactive şi interacţiuni exogene între criosferă, atmosferă şi ocean:

(i) încă din 1784, Benjamin Franklin a susţinut că erupţiile vulcanice produc o scădere generală a temperaturii pe glob prin efectul de ecranare pe care pulberile vulcanice îl au faţă de radiaţia solară. Însă, majoritatea specialiştilor afirmă că erupţiile vulcanice provoacă numai fluctuaţii ale învelişului de gheaţă, fără a avea capacitatea de a declanşa o nouă perioadă glaciară;

(ii) în conformitate cu teoria tectonicii globale, unii autori consideră că deplasarea continentelor în regiunile polare favorizează răcirea climatului prin faptul că pe suprafaţa lor se acumulează zăpezi perene care se transformă treptat în gheaţă. Astfel, perindarea continentelor prin regiunile polare permite instalarea succesivă a gheţarilor în cadrul lor;

(iii) teoria înălţării zonelor de orogen formulată în 1910 de Ramsey şi completată ulterior de Haug consideră că datorită mişcărilor alternative de înălţare şi coborâre, regiunile muntoase se situează când deasupra, când dedesubtul limitei zăpezilor perene. Mişcărilor descendente le corespund perioadele interglaciare atunci când are loc topirea parţială sau integrală a gheţarilor. Mişcările ascendente influenţează circulaţia atmosferică în sensul favorizării acumulărilor de

355

zăpadă, care cu timpul se transformă în gheaţă. Woldstedt (1954) afirmă că înălţarea zonelor de orogen reprezintă o "stare de pregătire" a perioadelor glaciare;

(iv) dezvoltarea glaciaţiei în Europa ar fi fost facilitată de deplasarea Curentului Golfului spre partea central-nordică a Oceanului Atlantic. Această ipoteză este controversată, datorită faptului că gheţarii s-au instalat în Spitzbergen şi Groenlanda, insule aflate sub influenţa aceluiaşi curent;

(v) în legătură cu existenţa pragului nord-atlantic Thompson-Nansen, care se întinde între Insulele Britanice şi Groenlanda, se presupune că, în timpul glaciaţiilor se ridica împiedicând aportul de apă caldă în Marea Nordului şi în regiunile situate la nord de aceasta. Datorită acestui fapt, temperaturile medii anuale descreşteau continuu, favorizând instalarea gheţarilor. Majoritatea specialiştilor afirmă însă că este greu de presupus că acest prag a oscilat atât de mult (circa 600 m) pe verticală, pentru ca să funcţioneze când ca o barieră (în timpul glaciaţiilor), când ca o mare deschisă (în timpul perioadelor interglaciare);

(vi) Joly (1923) şi Wagner (1940) avansează ipoteza radioactivităţii prin care arată că, la circa 30-50 milioane ani apar, periodic, faze de orogeneză, datorate dezintegrării substanţelor radioactive. În timpul orogenezei, căldura acumulată în decursul unei lungi perioade, este distribuită în scoarţa Pământului; ulterior prin disiparea acestei călduri, substratul răcit al zonelor montane, alături de altitudinea acestora, contribuie la apariţia perioadelor glaciare;

(vii) ipoteza autovariaţiei consideră că în interacţiunea ocean - atmosferă - criosferă (învelişul de gheaţă şi zăpadă) există transferuri reciproce de energie, care, peste un anumit prag, pot determina extinderea sau retragerea gheţarilor. Astfel, extinderea suprafeţelor acoperite cu zăpadă determină reflectarea puternică a radiaţiei solare şi scăderea temperaturii cu 1,3 - 1,9° C, contribuind direct la avansarea gheţarilor.

În concluzie, se poate afirma că aceste ipoteze nu explică apariţia marilor glaciaţii, ci oferă doar unele scenarii locale sau zonale prin care ar fi fost posibilă dezvoltarea sau retragerea gheţarilor.

12.12.2. Cauze cosmice (extraterestre) La rândul lor, ipotezele referitoare la cauzele extraterestre ale apariţiei glaciaţiilor au fost

grupate în trei categorii: ipoteze bazate pe variabilitatea radiaţiei solare; pătrunderea sistemului solar într-un nor de pulberi galactice; modificarea parametrilor geometrici ai orbitei terestre:

(i) se consideră că schimbările puternice ale radiaţiei solare produc modificări climatice evidente, capabile să determine apariţia perioadelor glaciare. Prezenţa unor perioade cu pete solare influenţează temperatura, distribuţia presiunii atmosferice şi circulaţia pe suprafaţa globului. În perioada de manifestare a petelor solare se produc oscilaţii importante de radiaţie în zona spectrală ultravioletă, maximul solar se intensifică, circulaţia ciclonică se deplasează spre sud, în dauna presiunii subtropicale ceea ce contribuie la instalarea unor fenomene tipice perioadelor glaciare. Se presupune că dacă perioadele de activitate maximă a petelor solare se conjugă cu cele de înălţare a munţilor şi platourilor, atunci se formează gheţari şi calote continentale;

(ii) între ipotezele cosmice care susţin apariţia gheţarilor datorită unor factori din afara spaţiului solar se află şi aceea conform căreia glaciaţiile s-ar declanşa atunci când sistemul nostru pătrunde într-un nor de pulberi galactici care "umbresc" Soarele pentru o anumită perioadă. Astfel, are loc o ecranarea a Pământului, însoţită de o scădere accentuată a temperaturii;

(iii) una dintre ipotezele care câştigă tot mai mulţi adepţi este cea formulată de Milancović (1941), conform căreia modificările climatice care provoacă alternanţa fazelor glaciare şi interglaciare sunt datorate schimbării parametrilor geometrici ai orbitei terestre, care modifică distribuţia latitudinală şi sezonieră a radiaţiei solare. Hays, Imbrie şi Shackleton (1976) au reluat această teorie şi au arătat că modificările cele mai importante în paleoclima terestră au avut o periodicitate de 23 000, 42 000 şi 100 000 ani. Aceste intervale corespund precesiunii, oblicităţii şi

356

excentricităţii orbitei Pământului în raport cu Soarele, ceea ce determină o repartiţie inegală a radiaţiei solare. Rezumat

Gheţarii ocupă 16,24 milioane km2, ceea ce reprezintă, după cum s-a precizat anterior, 10 % din suprafaţa uscatului terestru. În condiţiile climatice actuale, gheţarii (al căror număr a fost estimat între 70 000 şi 200 000) sunt răspândiţi pe glob la diferite altitudini, din zonele polare până la Ecuator. Formarea gheţarilor este condiţionată de existenţa obligatorie a două elemente climatice principale: temperaturi medii coborâte şi o anumită cantitate de precipitaţii . Valorile negative ale temperaturii contribuie la menţinerea aproape permanentă a apei în stare solidă, sub formă de zăpadă, firn (névé) şi gheaţă. Cea mai utilizată clasificare a gheţarilor pune accentul pe condiţiile fizico-geografice în care se dezvoltă gheţarul şi pe dimensiunile acestuia (criteriul morfologic). Astfel se disting: (i) calote glaciare; (ii) câmpuri glaciare; (iii) cupole glaciare; (iv) gheţari de evacuare sau limbi de gheaţă; (v) gheţari de vale; (vi) gheţari de circ. Comportamentul gheţarilor este legat de balanţa de masă sau bugetul glaciar. Balanţa de masă este dată de procesele de acumulare (căderi de zăpadă, ploi sau a altor surse de apă care îngheaţă la suprafaţa gheţarului şi a avalanşelor) şi de ablaţie (topirea gheţii, evaporare, eroziune eoliană, sublimare şi desprinderea iceberg-urilor sau a altor blocuri din masa gheţarului) care au loc în arealul unui gheţar într-un anumit interval de timp. Vitezele de deplasare ale gheţarilor sunt cuprinse între 3 şi 300 m/an, însă există şi anumite sectoare (de exemplu, cascadele de gheaţă) pentru care s-au înregistrat viteze de 1 - 2 km/an.

Eroziunea glaciară este realizată prin intermediul a două procese majore: exaraţia (uzura glaciară, la care se poate adăuga şi procesul de detersie, adică cel de şlefuire) şi detracţia (dislocarea şi antrenarea în mişcare a unor blocuri). Formele de eroziune glaciară sunt: forme asociate curgerii neconstrînse a gheţii easte caracteristică tuturor tipurilor de calote (spinările de balenă, drumlinurile în rocă, creste ascuţie, roci mutonate, caneluri, bazine în rocă, field-uri, nunatak-uri.) ; forme asociate curgerii constrînse a gheţii are loc atunci când curgerea gheţii este concentrată pe un traseu bine delimitat, astfel încât după dispariţia gheţii rămâne o vale adâncă, cu pereţii abrupţi al cărei profil longitudinal este relativ drept şi cu numeroase ruperi de pantă, iar cel transversal este în formă de U. O asemenea vale este cunoscută sub denumirea de uluc sau trog glaciar. forme rezultate în urma acţiunii conjugate a proceselor glaciare şi periglaciare (circurile, custurile, şeile de transfluenţă, hornurile).

Relieful de acumulare glaciară este reprezentat de morene care sunt paralele cu direcţia curgerii (morene de fund), transversale pe direcţia curgerii (morene terminale) şi fără o orientare preferenţială. Relieful fluvio-glaciar este reprezentat în special prin formele de acumulare (oesar, kame, sandre).

Bibliografie selectivă BĂCAUANU, V. (1989), Geomorfologie, Editura Universităţii “Al. I. Cuza” Iaşi. BĂLTEANU, D. (1982), Învelişul de gheaţă al Pământului, Editura şt. şi enciclopedică. BLOOM, A.L. (1978), Geomorphology, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey. CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985), Geomorphology, Methuen, London. COTEŢ, P. (1969), Geomorfologie cu elemente de geologie, Ed. didactică şi pedagogică, Bucureşti. EVANS, I. (1974), The geomorphometry and asymmetry of glaciated mountains,University of

Cambridge. FLINT, R.F. (1971), Glacial and Quaternary Geology, Wiley, New York. GRECU, FLOARE (1997), Gheaţa şi gheţarii, Editura tehnică, Bucureşti.

357

LLIBOUTRY, L. (1965), Traité de glaciologie, Paris, Mason, vol.2 NICULESCU, GH., NEDELCU, E., IANCU, SILVIA (1960) – Nouvelle, contribution a l’étude de

la morphologie glaciare des Carpates roumaines, in Recueil d’étude géogr., Edit. Academiei, Bucureşti.

NICULESCU, GH. (1965), Masivul Godeanu. Studiu geomorfologic. Editura Academiei, Bucureşti.

POSEA, G., GRIGORE, M., POPESCU, N., IELENICZ, M. (1976), Geomorfologie, Ed. didactică şi pedagogică, Bucureşti.

PRICE, R.J. (1973), Glacial and Fluvioglacial Landforms, Oliver and Boyd, Edingburg. STRAHLER, A., STRAHLER, A. (1999), Introducing Physical Geography, Wiley, New York. SÎRCU, I. (1964) – Câteva precizări în legătură cu glaciaţia cuaternară din Carpaţii Orientali

româneşti, Natura, geol. – geogr., an XIV, nr. 3. SÎRCU, I. (1979), Munţii Rodnei. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti. SUGDEN, D.E., JOHN, B.S. (1976), Glaciers and Landscape. A Geomorphological Approach,

London, Arnold. SUMMERFIELD, M. (1992), Global Geomorphology, Longman. URDEA, P. (1993), Consideraţii asupra manifestării glaciaţiei cuaternare în Munţii Retezat, St. şi

cercet. Geografie, t. XL ***The Virtual Geomorphology (1995-2001), pagini web de Z. Zwolinski, Univ. Poznan.