RELIEFUL GLACIAR SI PERIGLACIAR - Activitatea modelatoare a ghetarilor

RELIeFUL GLACIAR SI PERIGLACIAR

1. RELIEFUL GLACIAR

1.1. Notiuni generale

Pe aproximativ 10 % din suprafata Terrei, temperatura aerului este mult prea scazuta pentru o activitate normala a raurilor, apa fiind totusi prezenta, in stare solida, sub forma de ghetari. Trasaturile distincte ale reliefului glaciar rezultat in urma proceselor de eroziune, transport si acumulare glaciara dau posibilitatea recunoasterii relativ usoare a acestuia, chiar dupa ce ghetarii s-au topit. Asa se face ca pe baza morfologiei actuale, s-a putut stabili, cu mare exactitate, distributia in trecut a ghetarilor montani si a calotelor glaciare de mari dimensiuni. Se apreciaza ca in urma cu 2-3 milioane de ani, ghetarii erau extinsi pe aproape o treime din suprafata globului.

In Cuaternar, pe continentul european, calota glaciara feno-scandinava a ocupat, in mai multe reprize, o suprafata de circa 35 % din cea totala, coborand pana la 4533^'' latitudine in est, iar in vest pana aproximativ la nord de linia care uneste Cracovia cu Londra. Fazele glaciare au primit denumiri locale in fiecare tara, cele mai des folosite fiind insa, nomenclaturile germane si poloneze. In ordine cronologica, in vestul Europei, au primit urmatoarele denumiri: Elster, Saale (cu doua stadii: Warthe si Drenthe), Weichsel (Vistula), de la numele raurilor ce strabat depozitele unde ele au fost definite. In partea estica a Europei acestora le corespund glaciatiile Lihvino (Oka), Nipru si Valdai. Fazele glaciare amintite sunt separate de interglaciare, caracterizate de mici transgresiuni marine (de exemplu, in vestul Europei sunt cunoscute sub denumire de Cromerian, Holsteinian, Eemian). In Germania de Nord calota glaciara a avut dezvoltarea maxima in urma cu 20 000 ani. In urma topirii ei s-au format siruri succesive de morene la Brandemburg, Frankfurt etc. Ghetarii s-au retras spre nord, unde o usoara avansare a glaciatiunii a lasat dovada morenele de la Salpausselka, datate 10 300 ani BP. Calota nord-americana acoperea toata Canada si nordul S.U.A. In decursul maximului sau, ajungea in est pana la latitudinea New York-ului (cu dezvoltarea unui lob imens la sud de Marile Lacuri, pana catre St. Louis), iar spre vest s-a prelungit la nivelul orasului Seattle. Literatura glaciologica americana admite existenta a patru glaciatiuni pe teritoriul Americii de Nord: Nebraska (cea mai veche, cu cea mai mica raspandire); Kansas (cea mai extinsa in lobul Mississippi); Illinois (a depasit-o pe precedenta doar la sud de lacul Michigan); Wisconsin (ultima glaciatiune cu dezvoltarea cea mai puternica).

Ghetarii montani din Europa au coborat pana la altitudini de 200 - 800 m in Alpi (limbile ghetarilor ajungeau pana in Piemontul italian, la sud si Piemontul bavarez, la nord), de asemenea, prezenta acestora semnalandu-se si in muntii Pirinei, Jura, Vosgi, Masivul Central Francez, Carpati. Culmile inalte ale Carpatilor au permis instalarea ghetarilor, ale caror urme se intalnesc si astazi in Muntii Rodnei, Maramuresului, in Bucegi si in toate celelalte masive ale Carpatilor Meridionali ale caror altitudini depasesc 2000 m. Cercetarile asupra ghetarilor si a morfologiei glaciare din Alpi au condus la publicarea a numeroase studii, in care conceptiile monoglaciare si pluriglaciare au fost sustinute sau infirmate. Pentru prima data o descriere a depozitelor morenaice vechi, construite de ghetarii din Alpi a fost facuta de De Saussure (1794), acesta fiind un adept al teoriei monoglaciare, urmat apoi de Lory (1864), Mortillet (1883), Boule (1896). Pluralitatea glaciatiilor din Alpi a fost demonstrata de A. Penck si Brckner, in sinteza lor Die Alpen im Eizeitalter (Alpii in decursul timpurilor glaciare) (1901 - 1909). Autorii respectivi au identificat patru campuri glaciare de ansamblu, care corespund la patru nivele glaciare aluviale ce difera prin altitudine, pante, compozitie petrografica si soluri de alterare. Aceste observatii au permis descrierea a 4 glaciatiuni, denumite, in ordine cronologica crescanda Wrm, Riss, Mindel, Gnz, de la numele unor rauri din nordul Alpilor. Celor 4 glaciatiuni aveau sa li se adauge altele doua: Donau si Biber, ca urmare a studiilor intreprinse de Eberl (1928,1930) si Schaefer (1953).

In prezent, ghetarii ocupa 16,24 milioane km², ceea ce reprezinta, dupa cum s-a precizat anterior, 10 % din suprafata uscatului terestru. In conditiile climatice actuale, ghetarii (al caror numar a fost estimat intre 70 000 si 200 000) sunt raspanditi pe glob la diferite altitudini, din zonele polare pana la Ecuator. In zonele polare ghetarii ajung sa acopere, in intregime, relieful, cu o mantie avand grosimi de mii de metri si detin aproximativ 99 % din suprafata ocupata de ghetari (de altfel, Antarctica si Groenlanda sunt singurele regiuni acoperite cu mari calote glaciare). Spre Ecuator ocupa numai unele suprafete restranse la circurile glaciare, situate in cei mai inalti munti. Dintre regiunile montane in care se gasesc ghetari se pot enumera: Muntii Stancosi, Muntii Anzi, Alpii Scandinavi, Muntii Alpi, Muntii Caucaz, Podisul Pamir, Muntii Hindukus, Alpii Noii Zeelande, Kilimandjaro, Ruwenzori etc.

Formarea ghetarilor este conditionata de existenta obligatorie a doua elemente climatice principale: temperaturi medii coborate si o anumita cantitate de precipitatii. Exista regiuni unde temperaturile foarte coborate ar putea permite formarea ghetarilor (de exemplu, in nordul Asiei), insa precipitatiile sunt insuficiente pentru aparitia si alimentarea maselor glaciare.Valorile negative ale temperaturii contribuie la mentinerea aproape permanenta a apei in stare solida, sub forma de zapada, firn (nv) a firnul este zapada din iernile precedente care nu s-a topit in cursul verii si gheata. Trecerea de la o forma la alta are loc in urma unui fenomen complex de diageneza (totalitatea transformarilor fizice, chimice, de structura si textura suferite de zapada, firn si gheata, in anumite conditii de temperatura, presiune etc.).

2. Activitatea modelatoare a ghetarilor

Ca urmare a unui bilant glaciar pozitiv (adica a unor acumulari ce depasesc pierderile prin topire) si a unor procese de suprapunere si de compactizare a stratelor de zapada, de troienire, de acumulare prin avalanse, se realizeaza mase importante de gheata care, in contradictie cu prioritatile casante ale ghetii subtiri, se comporta ca niste roci plastice sau ca un fluid foarte vascos. De aceea, pe masura formarii, ea se pune in miscare, actionand totodata asupra terenului pe care se muleaza.

Viteza de deplasare depinde de grosimea masei de gheata, de inclinarea suprafetei pe care aceasta s-a format si de configuratia reliefului preexistent. S-a calculat astfel ca in momentul in care grosimea unor depozite de gheata depaseste 60-65 m (dupa alti autori chiar la 30 m) incepe deplasarea lor, daca terenul are macar o inclinare de 1s. Pe suprafetele cu pante in jur de 45s, gheata se pune in miscare cand grosimea este in jur de 1-2 m. Acest proces de deplasare este legat direct de plasticitatea ghetii, de posibilitatile sale de a lua forma canalului sau inflexiunilor de relief pe care se scurge. O alta caracteristica a sa este lipsa de aderenta la versantii stancosi din jur unde, datorita si diferentelor termice, ramane o crapatura remarcabila ce poarta numele de rimaye

.In functie de particularitatile morfologice si climatice, limbile de gheata pot cobora pe vai mult mai jos decat limita generala a zapezilor. Daca in sectorul lor superior, aceasta isi pastreaza si chiar isi amplifica dimensiunile printr-un proces continuu de alimentare, in jumatatea inferioara se reduc treptat ca urmare a ablatiei (topirii), pana cand bilantul glaciar este egal cu zero si gheata nu se mai poate acumula. Viteza de deplasare a ghetarilor variaza de la cativa centimetri, la cateva zeci de metri/24 ore, osciland in jur 700-1300 m/an in Himalaia, 12-14 km/an in Alpi, 20-24 km/an in Alaska si Groenlanda. Aceasta, ca si presiunea ghetii asupra substratului, este strans legata de procesul de eroziune (exaratie), de dislocare si antrenarea in miscare a unor blocuri (detractie) si de slefuire a "albiei" pe care o ocupa (detersie).

Forta de eroziune este amplificata de cantitatea si calibrul rocilor in corporate in masa de gheata, sub forma de morene. Presiunea ghetii incarcata cu astfel de materiale se exercita aproape deopotriva asupra fundului si a flancurilor albiei ghetarului. De aceea profilul transversal al unei vai glaciare are forma literei U (cu versantii verticali si fundul concav).

Si modelarea albiilor in directie longitudinala inregistreaza deosebiri mari fata de cea fluviala. Daca in cazul raurilor, eroziunea este direct proportionala cu viteza apei, la ghetari situatia este inversa. Pe suprafetele slab inclinate si chiar in spatele unor praguri si forme cu contrapante, ghetarul se deplaseaza incet, dar masa lui compacta exercita o presiune mare asupra albiei si o eroziune puternica, pana in momentul in care sectorul respectiv este depasit si panta se accentueaza. Cresterea inclinarii profilului longitudinal face ca miscarea ghetarului sa sporeasca. Din aceasta cauza, in corpul sau se produc tensiuni de intindere materializate in frecvente crapaturi transversale (crevase), iar presiunea ghetii astfel compartimentata asupra scoartei si, respectiv, procesele de slefuire sunt mai slabe.

In concluzie, eroziunea ghetarilor este invers proportionala cu viteza lor de deplasare, caracterizandu-se prin asa-numitul proces de subsapare (de adancire a sectoarelor mai slab inclinate) si prin formarea unui profil longitudinal cu portiuni concave (excavatii) separate de altele convexe, adica cu pante si contrapante.

3. Tipuri principale de ghetari

Se disting trei tipuri principale de ghetari :

a.- calotele glaciare sau ghetarii continentali formeaza mari structuri de acumulare a ghetii, de dimensiuni, care conventional depasesc cca 50.000 km². Cele mai elocvente sunt gheturile Antarcticii, cu inaltimi (grosime) pana la peste 4000 m in estul Antarcticii, iar cei mai mici ghetari de tip calota (continentali) apar in Canada-Arctica, Islanda si Norvegia;

b.- ghetari alpini cu cele doua tipuri: ghetari de vale si de circ sunt o categorie controlata de topografiile in care curg, spre deosebire de calote sau panzele de gheta a caror curgere nu este influentata de topografie. Acesti ghetari sunt caracteristici muntilor inalti, dar si mutilor josi din regiunile polare, depinde de linia zapezilor perene. In Carpatii Romanesti s-au format astfel de ghetari in Pleistocen.

c.- ghetari de self, considerati ca un subtip din categoria de ghetari continentali sau calota, ei floteaza pe apa si este pierdut controlul curgerii lor asupra topografiei, iar gheta se poate raspandi liber. Unii dintre acesti ghetari pot atinge dimensiunea suprafetei Frantei, asa cum sunt ghetarii Ross, Ronne, Filchner, din Antarctica.

3.1. Relieful ghetarilor montani

3.1.1. Formele de eroziune glaciara montana

Circurile glaciare se contureaza sub forma unor excavatii sau arii depresionare avand in linii generale un aspect semicircular, semieliptic sau semioval, incadrate de versanti abrupti in interiorul carora se afla cantonat ghetarul. Ele sunt cunoscute la noi sub numele de caldari sau zanoage. Circurile glaciare sunt marginite, lateral si spre amonte, de abrupturi puternice si au fundul concav. Ele pot fi izolate, cu diametre de cativa zeci de metri, sau asociate in complexe de circuri cu largimi de ordinul sutelor de metri. Formarea acestora se datoreste acumularilor de zapada din anumite portiuni negative ale versantilor, transformarii zapezii in firn, presiunii si actiunii sculpturale exercitate de catre gheata compacta.

Fig.13. Principalele forme de relief create de ghetarii montani (Selby, 1985)

Dupa forma si caracteristicile morfologice de detaliu, circurile glaciare sau caldarile glaciare pot fi: simple (nise, palnii) sau in trepte, etajate, compuse (ingemanate). Raporturile lor cu structura au fost concretizate in circurile de tip consecvente, subsecvent si obsecvent.

Dupa topirea ghetii ele pot fi ocupate de lacuri sau tauri cum sunt de exemplu Podragu, Capra, Balea din Muntii Fagaras, Iezerul din Parang, Bucura si Zanoaga din Retezat. Partea dinspre aval a circurilor este inchisa si separata de valea glaciara printr-un prag sculptat in rocile in situ, numit zavor (verrou, rock- bar). Pe aceasta spinare transversala, care asigura acumularea apei in spatele sau, se pot suprapune si alte materiale morenaice. Cand zavorul este sectionat, apele din circ si din sectoarele adiacente se scurg, formand repezisuri si cascade.

Crestele alpine, inguste si zimtate, din regiunile montane afectate de ghetarii actuali sau pleistoceni, se datoresc extinderii continue a eroziunii regresive din circurile de pe versantii opusi, pana la intersectia lor. In acest caz, modelarea glaciara este intregita de procese crionivale, incat in lungul crestelor ascutite - cunoscute la noi sub numele de custuri (de exemplu, Custura Bucurei) - se individualizeaza varfuri piramidale, muchii ascutite (lame), stalpi, coloane, ace, inseuari de transfluenta glaciara etc. La intersectia circurilor din jurul unor masive inalte mai izolate, silueta lor se reduce treptat pana la individualizarea unor varfuri piramidale proeminente, numite horn-uri, cel mai reprezentativ fiind Matterhorn din Alpii Elvetiei.

Vaile glaciare numite si trogh-uri, sunt sculptate de limbile de gheata si au aspectul unor adancituri rotunde si alungite, cu profile transversale in forma de 'U' si cu profile longitudinale cu praguri si chiuvete de subsapare. Se mai intalnesc si 'vai glaciare compuse', care indica prezenta a doua sau mai multe generatii suprapuse, de dimensiuni tot mai reduse. Cu alte cuvinte. intr-o vale glaciara larga s-a instalat o limba de gheata mai ingusta ce si-a adancit o noua albie. Contactul dintre acestea este marcat printr-o serie de umeri care ne amintesc de terasele in roca ale vailor fluviale numite chiar 'umeri glaciari' (replata).

O alta caracteristica importanta a vailor glaciare este aceea ca vaile secundare, modelate de limbi mici de gheata, raman suspendate cu zeci si chiar sute de metri fata de albiile ghetarilor principali. Ca urmare a profilului longitudinal ondulat, dupa topirea limbilor de gheata, in unele excavatii se formeaza lacuri de vale glaciara (de exemplu, Florica, Viorica, Ana, Lia - din Muntii Retezat s.a.). Cu timpul chiuvetele de subsapare se colmateaza, vaile capata albii in trepte, iar raurile care le dreneaza prezinta frecvente cascade si repezisuri situate in dreptul fostelor praguri.

Daca arterele hidrografice instalate in vaile glaciare sunt suficient de puternice si durata activitatii lor destul de mare, prin modelarea fluviala vaile pot capata albii inguste cu aspect de chei.

In lungul vailor glaciare, dupa ce limba de gheata s-a topit, pe peretii stancosi se pot vedea diferite striatii si chiar santulete scrijelate de catre rocile colturoase ce au fost incorporate ghetarului in miscare. Din cauza dimensiunilor reduse, cu adancimi milimetrice sau centrimetrice, ele sunt usor distruse de procesele de alterare si dezagregare. De asemenea rocile dure din cuprinsul pragurilor, ca si alte blocuri din circurile glaciare sau din lungul albiilor ghetarilor sunt puternic slefuite, capatand contururi rotunjite sau ovale de spinari de berbec (roches moutonn es).

3.1.2. Formele de acumulare glaciara

Provin din materiale transportate de catre masele de gheata, sub forma de morene laterale, mediane, interne, de fund, frontale etc. si depuse atunci cand ghetarii se topesc. In acest caz atat materialele solide incorporate in masa de gheata ori antrenate in jurul acesteia, cit si formele de relief pe care le genereaza prin depunere se numesc tot morene. Unii autori vorbesc de morene mobile si morene fixate.

Forma si dimensiunile materialelor morenice sunt dintre cele mai variate - de la particule fine, nisipoase (faina de ghetar), pana la bolovani si blocuri stancoase. Trasatura comuna a acestora este insa forma lor colturoasa; rotunjirea intervine doar in cazul fragmentelor de roci antrenate de cursurile de apa subglaciale sau fluvioglaciare. Cele mai impunatoare si mai expresive forme de relief morenic sunt valurile semicirculare sau amfiteatrele morenice de la partea terminala a limbilor de gheata (morenele frontale). In spatele lor, dupa topirea ghetii, se contureaza importante depresiuni terminale. Imediat ce s-au stabilizat si chiar concomitent cu formarea lor, au loc si procese de modelare periglaciara si fluviala care le transforma treptat in complexe de relief fluvio-glaciar. In fata unor asemenea aliniamente de coline semicirculare se dezvolta importante glacisuri piemontane cum sunt cele din nordul Italiei sau din Bavaria, iar depresiunile terminale se pot transforma in lacuri (ex. Maggiore, Como, Garda, Geneva).

Si asociatiile secundare, reprezentate prin inaintari si retrageri care au loc pe fondul general al restrangerii ghetarilor, pot genera diferite valuri de morene, situate de-a lungul unor vai glaciare pleistocene sau actuale. In acelasi timp morenele marginale mobile de suprafata se pot transforma in mici forme de relief, cu aspect de diguri sau de ramblee orientate in sensul deplasarii limbii ghetarului (morene laterale), iar cele mediane interne si de fund se pot opri, in parte, in unele nise secundare de pe fundul vaii glaciare sau acolo unde le-a surprins procesul de ablatie.

4. Ghetarii de calota si activitatea lor morfogenetica

4.1. Forme sculpturale

Sunt reprezentate prin fjeld-uri, fiorduri, nunatak-uri, roci valurite, trepte si praguri striate, bazine de subsapare etc.

Cele mai reprezentatice forme sunt fjeld-uri create prin procesele de exaratie ale ghetarilor de calota sau de platou. Ele seprezinta sub forma unor suprafete inalte, slab accidentate, situate la partea superioara a unor masive muntoase. In cuprinsul lor se dezvolta si alte forme subordonate ca de ex. valurari si proeminente cu contururi slefuite (roches moutonnees); mici depresiuni ocupate de lacuri, mlastini si turbarii formate prin procese de tasare si subsapare; martori proeminenti de eroziune glaciara de tipul mumatak-urilor in jurul carora se formeaza, uneori, si trepte de exaratie care reflecta variatia masei de gheata, respectiv, a conditiilor climatice. Pe suprafata stancilor slefuite sau a paturilor relicte de roci dure se pot recunoaste diverse striatii si alveole din care au fost desprinse si antrenate blocuri de diferite marimi, la care se asociaza procesesi forme periglaciare sau de alta natura, impuse de modelarea actuala.

Fjeld-uri intinse, insotite de intregul ansamblu de microforme reliecte de exaratie se intalnesc in tarile scandinave, Pensinsula Kola, nordul Canadei, nordul Siberiei de Est.

Fiordurile reprezinta vechi vai glaciare fasonate de limbile de gheata (icestream-uri) ce se desprindeau si coborau din calotele de pe suprafetele inalte, vai care dupa topirea ghetarilor au fost invadate de apele marine. In consecinta fiodurile au profile transversale cu pereti abrupti si fundurile rotunjite, iar in lungul lor se gasesc numeroase praguri care alterneaza cu chiuvete adanci de subsapare. La partea terminala a acestor golfuri sinuoase, uneori ramificate, cu lungimi de sute de kilometri s-au format impiortante acumulari de morene. In postglaciar, odata cu ridicarea generala a marilor si oceanelor, acestea au fost acoperite de apa, fiind puse totusi in evidenta de ghirlande si aliniamente de mici insule. In fata fiordurilor norvegiene, aceste amfiteatre morenaice,acum submerse, formeaza niste praguri care permit patrunderea in interior doar a apelor superficiale mai calde aduse se Curentul Atlanticului de Nord.

4.2. Formele de acumulare

Sunt reprezentate de: morenele de fund si morenele frontale.

Morenele de fund, constituite din materiale eterogene cu grosimi variabile, acopera teritorii foarte largi, cu aspect de campii usor valurate pe cuprinsul carora se individualizeaza blocuri eratice, drumlin-uri, kames-uri, esker-uri.

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

- blocurile eratice sunt fragmente mari de roci dure desprinse, transportate si depusede ghetari in regiuni cu alte particularitati geologice decat ale celor de origine. Ex. blocuri granitice aduse de ghetarii pleistoceni din regiunile feno-scandice si depuse pe suprafetele Campiei Germano-Polone.

- drumlin-urile sunt niste coline morenaice orientate in sensul miscarii calotei de gheata, cu lungimi ce variaza intre 200 si 1000 m, latimi de 100 - 200 m si inaltimice ajung pana la 40-50m. Au aspect de coline, cu o usoara asimetrie in profil longitudinal. sunt separate de culoare si cuvete ocupate de lacuri si mlastini. Sunt alcatuite din blocuri si fragmente grosiere de roci colturoase.

- eskers-urile sunt tot coline morenaice, asemanatoare unor ramblee mai proeminente, cu orientare conforma cu deplasarea ghetarilor. Sunt asemanatoare drumlinurilor, dar se deosebesc de acestea prin aceea ca sunt mai izolate unele de altele. Sunt constituite din nisipuri si pietrisuri bine rulate cu stratificatie torentiala, transportate de cursurile de apa subglaciar sau interglaciare (origine fluvio-glaciara).

- kames-urile sunt forme cu aspect de movile sau de mici platouri joase, cu inaltimi obisnuite pana la 5- - 60 m, diametre ce rar depasesc 1 km si versanti cu pante de 25 - 35s. Sunt alcatuite din nisipuri si nisipuri argiloase stratificate, care initial s-au depus in lacurile formate in cuvetele de pe suprafata calotei glaciare. Prin topirea ghetii aceste depozite fluvio-lacustre s-au suprapus reliefului subglacial reprezentat in primul rand de morenele de fund.

Morenele frontale, cea de a doua categorie importanta a depozitelor ghetarilor de calota, se datoresc actiunii de razuire si transport, marcand limita (marginea) inaintarii masei de gheata in diferite faze si stadii glaciare. Astfel de morene frontale care se prezinta sub forma a doua siruri importante, distantate la 20-25 km, poarta numele de salpauselka (in Finlanda si Karelia).

Depresiunile dintre morenele frontale se numesc pradoline, prezente pe campiile Germaniei, Poloniei, Finlandei.

Campiile fluvio-glaciare. Apele provenite din ablatia ghetarilor continentali antreneaza particule nisipoase si chiar prundisuri marunte pe care le etaleaza sub forma unor conuri aluviale foarte intinse si plate in fata frontului glaciar. Aceste acumulari lenticulare cu inlatimi doar de cativa metri peste nivelul suprafetelor din jur se numesc sandre. Prin contopirea lor iau nastere campiile de sandre sau fluvio-glaciare.

Pe intinsul acestor campii se intalnesc niste microdepresiuni ale caror forme si diomensiuni ne amintesc de doline, dar care se numesc zolii. Geneza acestora este in legatura cu existenta unor blocuri de gheata fosila in substrat, acoperita de depunei morenaice si care ulterior s-a topit.

13. Sistemul morfogenetic periglaciar

Termenul de periglaciar a fost propus in 1909 de geologul polonez Walery Łozinsky pentru a caracteriza mediul in care au loc transformarile rocilor in vecinatatea ghetarilor pleistoceni din Carpati. In prezent, notiunea a capatat un continut mai complex si se intelege acel mediu natural in care actiunea proceselor de inghet-dezghet este dominanta; prin urmare, acel mediu caracterizat prin temperaturi scazute (negative). Cei mai multi autori inclina sa considere ca acest mediu se suprapune domeniului inghetului vesnic (sau permafrostului, termen asupra caruia vom reveni). De aceea, expresia domeniului inghetului vesnic este folosita adesea in locul celei de periglaciar. Trebuie precizat faptul ca, limita inferioara, din punct de vedere al regimului termic, pentru dezvoltarea proceselor periglaciare este considerata izoterma anuala de + 3 C, limita pana la care se pot produce solifluxiunile. In concluzie, notiunea de periglaciar, introdusa pentru a indica pozitional arealul cu procese specifice climatului de la periferia calotelor glaciare, a fost largit ulterior si aplicat si altor regiuni cu conditii climatice similare, uneori pana la distante de 2000 - 3000 km de marginea gheturilor vesnice (Siberia), pe masura identificarii suprafetelor cu inghet vesnic (permafrost).

In limba romana, expresia de inghet vesnic este o traducere a cuvantului din limba engleza permafrost pe care Muller l-a introdus in 1943 ca o abreviere pentru expresia permanently frozen; de asemenea poate fi considerat o preluare a termenului francez perglisol care, tradus cuvant cu cuvant, inseamna sol inghetat permanent. Termenul consacrat de literatura stiintifica este insa cel de permafrost, pe care il vom utiliza si noi, referindu-ne la inghetul vesnic sau solul inghetat peren.

Prin urmare, permafrostul, asa cum rezulta din dictionarul termenilor consacrati, este definit pur si simplu ca o conditie termica a solului, a depozitelor in general, dupa cum urmeaza: "o aparitie naturala de material care are o temperatura medie anuala mai mica de 0 C cel putin doi ani consecutiv' (Brown si Kupsch, 1974). Partial sau in intregime, continutul de umezeala al solului poate fi inghetat, ceea ce depinde insa si de natura chimica a apei, de presiune, de forta capilara a rocilor etc.

Se considera ca baza permafrostului este adancimea la care temperatura creste (datorita caldurii interne a Pamantului) pana la depasirea punctului de inghet de la suprafata.

Partea superioara a permafrostului supusa anual fenomenelor de inghet-dezghet, cunoscuta sub denumirea de strat activ sau molisol (sol moale), are o grosime de 1 - 3 m sau mai mult (fig. 16.). In masa permafrostului pot aparea areale neinghetate denumite zone talik. Aceste 'buzunare' cu apa neinghetata apar fie datorita caldurii latente rezultate in urma trecerii apei din stare lichida in stare solida, fie presiunii criostatice provenita ca efect al cresterii volumului apei inghetate.

13.1. Procesele periglaciare

A) Actiunea inghet-dezghetului unul dintre cele mai frecvente procese din zonele periglaciare este inghet - dezghetul, prin care se ajunge la distrugerea retelei de minerale ce formeaza structura rocilor compacte, transformandu le in fragmente din ce in ce mai mici. Aceasta depinde si de intensitatea gerului, precum si de structura rocii, natura cimentului etc. De obicei, rocile masive puternic cimentate reflecta mai bine acest proces. Procesul complex de actiune a inghet - dezghetului in dezagregarea rocilor se numeste gelifractie, iar materialele de dezagregare rezultate se numesc gelifracte. In masivele muntoase care au fost sau sunt in zona de inghet vesnic, astfel de formatiuni ocupa intinse suprafate de versanti si formeaza asa-numitele campuri de blocuri, iar pe pantele abrupte, adevarate curgeri de pietre, de unde denumirea de rauri de pietre.

Fenomenul geomorfologic cel mai important determinat de aceste procese il constituie retragerea versantilor (in sensul deplasarii abrupturilor spre partea superioara a versantilor) pana la intersectia versantilor opusi ai unei culmi muntoase, situatie cand culmea ia pentru inceput aspectul unei creste ascutite, apoi se transforma intr-un aliniament de inaltimi izolate cu aspect de relief ruiniform (turnuri, stanci bizare etc.).

Cercetarile efectuate in diferite parti ale globului asupra retragerii abrupturilor de gelifractie arata un ritm de distrugere de pana la 0,7 - 1 mm/an, iar valoarea medie se estimeaza la 0,3 - 0,6 mm/an.

B) Procese de crioturbatie in domeniul periglaciar, procesele de crioturbatie sunt responsabile de cele mai importante si complexe morfologii tipice acestor regiuni. Crioturbatia (grecescul cryos- rece, latinul turbare - deranjare) este ansamblul deranjamentelor si deplasarilor materiei ce au loc in sol, scoarta de meteorizare sau in roci neconsolidate sub efectul inghet-dezghetului. Procesele de crioturbatie includ elevatia periglaciara si impingerea laterala, fisurarea datorita inghetului, gelicreep-ul, gelifluxiunile etc., actiunea acestora ducand la aparitia terenurilor cu desene periglaciare sau terenuri structurate (patterned ground), a cutarilor regulate (involutii, plicatii), a lobilor de gelifluxiune etc.

a) Elevatia periglaciara (frost-heaving) si impingere laterala periglaciara (frost thrusting) sunt doua tipuri de procese care se refera la miscarea pe verticala (frost-heaving) sau pe orizontala (frost thrusting) a particulelor minerale ca urmarea a inghetului din sol (si in principal a formarii ghetii de segregatie). Predominant este procesul de elevatie periglaciara (frost-heaving) in care domina miscarea pe verticala a particulelor minerale supuse presiunii criostatice, cum mai este denumita presiunea generata de inghet; deplasarea se face fie pe planuri de inghet, determinate de migrarea apei, fie pe planuri create de diferentele de densitate a materialelor supuse inghetului. In general, se evidentiaza bine cand fragmentele de roca de dimensiuni mai mari sunt prinse intr-o matrice fina. Aceasta permite o mai usoara deplasare a fragmentelor grosiere, care pot atinge dimensiunile unor bolovani, si o redresare a lor cu axa mare pe verticala. Acest fenomen constituie explicatia a numeroase cazuri de 'scoatere' din sol a unor piloni de poduri construite in zonele permafrostului. Adesea, in numeroasele deschideri din terenurile care au fost supuse inghetului din zona permafrostului, dar care astazi nu se mai afla in astfel de conditii, pot fi identificate deformari tipice ale depozitelor, ce descriu linii curbe ale traseului liniilor de stratificatii. Acestea sunt denumite involutii si se formeaza in procesul genezei ghetii de segregatie, ca efect al presiunii stratului de gheata de la partea superioara a molisolului (stratul activ) si a permafrostului.

b) Procese de fisurare datorate inghetului (frost cracking) - prin acest proces la suprafata terenurilor apar o serie de deschideri (crapaturi) datorate contractiei termice la temperaturi mai mici decat cele de inghet. Se considera ca aparitia retelelor de fracturi poligonale se datoreaza, in principal, acestui proces, cu toate ca forme similare se pot forma si ca urmare a altor procese. Poligoanele de fisuri datorate inghetului au, in mod obisnuit, latimi de 5 - 30 m observandu-se ca distanta caracteristica dintre acestea este de 2 - 3 ori adancimea fisurii.

c) Gelicreep-ul (frost-creep) - la fel ca si celelalte tipuri de creep, reprezinta procesul de deplasare lenta si individuala a particulelor ca rezultat al schimbarilor de volum de la nivelul solului si sub influenta gravitatiei. Se deosebeste de celelalte tipuri de creep prin faptul ca inghet-dezghetul este responsabil de aparitia ciclurilor contractie-dilatare. Initial, particulele individuale de sol sunt 'ridicate' perpendicular pe suprafata terenului. In timpul dezghetului acestea sunt afectate numai de gravitatie si au o miscare pe un traseu aproximativ paralel cu panta versantului. Odata cu aparitia inghetului, datorita fenomenului de contractie, particulele pot sa se deplaseze pe o directie verticala, de sens contrar primei, de unde si denumirea de miscare retrograda.

d) Solifluxiunea - termenul de solifluxiune a fost folosit pentru prima data pentru a descrie deplasarea lenta a partii superficiale a unui sol supraumezit. Deoarece in definirea acestui proces nu exista si elemente de restrictie climatica s-a propus termenul de gelifluxiune (Bauling, 1957) care se refera la deplasarea solului pe un substrat inghetat. Procesul de solifluxiune este mult mai activ in zona inghetului peren, deoarece apa rezultata prin dezghetarea stratului activ nu poate patrunde dincolo de limita superioara a permafrostului. In timpul verii solul este supraumezit ceea ce face sa se comporte ca un fluid vascos. In asemenea conditii materialele pot sa se deplaseze chiar pe pante mai mici de 1, dar miscarea maxima se inregistreaza pe pante cuprinse intre 5 - 20 (peste aceasta valoare a pantei solul se dreneaza mult mai repede).

C) Nivatia (actiunea zapezii)

Nivatia constituie un proces complex caracteristic zonelor cu inghet vesnic si, indeosebi, ariilor montane si are loc ca o 'actiune totala' exercitata de zapada si firn, de la eroziunea mecanica, la cea chimica, apoi la transport si acumulare, toate cu efecte foarte importante in morfologia terenurilor. Printre cele mai importante procese geomorfologice pe care le realizeaza zapada se numara actiunea de 'conducere' a formarii abrupturilor de gelivatie si procesul de transport prin intermediul avalanselor. Actiunea de transport a zapezii este cel mai bine reliefata de avalanse. Acestea sunt procese mecanice care apar pe versantii inzapeziti, de regula la obarsia unor torenti unde s-au acumulat importante cantitati de zapada. De altfel, ca si torentii, au o zona de alimentare sau de plecare (un bazin de receptie), apoi un culoar central de deplasare si o zona de debusare sau de imprastiere. Conditiile favorabile de formare sunt: un strat gros de zapada pe marginea superioara a unui abrupt, un plan de alunecare pe o crusta inghetata de zapada din perioadele anterioare sau, in unele situatii, imbibarea cu apa si cresterea greutatii zapezii in urma topirilor ori a ploilor care produc un dezechilibru.

Volumul de zapada pus in miscare poate fi enorm, din care cauza are efecte dezastruoase pentru paduri, cai de comunicatii sau alte constructii.

2.2. Forme de relief periglaciare

2.2.1. Desene periglaciare (patterned ground)

Regiunile periglaciare sunt adesea caracterizate de prezenta aranjamentelor specifice a materialelor la suprafata terenurilor sub forme geometrice distincte. Acestea sunt cunoscute, in general, sub denumirea de desene sau figuri periglaciare (patterned ground) si includ forme de tipul poligoanelor, cercurilor, benzilor etc. In literatura geomorfologica romaneasca toate aceste forme sunt reunite sub denumirea de soluri poligonale.

Poligoanele. Se dezvolta, in general, pe suprafete netede, aproape orizontale. Poligoanele sortate sunt conturate de segmente drepte, alcatuite din pietre, care inconjoara partea centrala formata din materiale mai fine. Diametrul poligoanelor variaza de la cativa centimetri pana la peste 10 m si apar mai mult grupate decat individuale. Dimensiunile pietrelor care marcheaza limitele cresc direct cu marimea poligoanelor si descresc cu adancimea.

Poligoanele nesortate se diferentiaza de cele sortate prin urmatoarele elemente: (i) acestea nu mai sunt delimitate de fragmente de roca, ci de o retea de fisuri care imprejmuiesc o zona centrala bombata. Uneori, datorita presiunii exercitate de gheata din aceste fisuri, marginile poligoanelor sunt mai ridicate decat partea centrala; (ii) dimensiunile sunt considerabil mai mari decat a tipurilor sortate, adesea depasind 100 m in diametru; (iii) pot sa apara si pe versanti cu o inclinare de pana la 31. Poligoanele nesortate sunt adesea asociate cu retelele de pene de gheata. Poligoanele de pietre apar mai ales in arealul permafrostului sau cu un sezon rece extrem de aspru, unde alternanta inghet-dezghet a provocat deplasari diferentiale ale particulelor, scotand la suprafata pe cele mai grosiere si deplasandu-le prin triere spre periferia poligoanelor de sol.

Cercurile. Cercurile sortate au o bordura din pietre de forma circulara, iar diametrul acestora poate fi de la cativa centimetri pana la mai multi metri. Ca si in cazul poligoanelor, marimea fragmentelor de roca este in stransa corelatie cu dimensiunea cercului si descreste cu adancimea. Spre deosebire de poligoane, cercurile pot aparea grupate sau singulare. Cercurile nesortate se caracterizeaza prin absenta de la periferie a materialelor grosiere, acestea fiind delimitate, adesea, de vegetatie care inconjoara partea centrala, alcatuita din materiale mai fine. Apar izolate sau grupate si au dimensiuni tipice intre 0,5 - 3 m. Se intalnesc atat in zonele polare cat si in cele alpine, prezenta acestora nefiind limitata doar la arealul permafrostului. Urdea (2000) prezinta un caz exceptional de cerc de pietre pe platoul situat la sud de Vf. Valereasa, Retezat. Cu un diametru de 18 - 20 m, inelul este format din gelifracte dispuse oarecum haotic, dar majoritatea pe cant, care inchid in interior o suprafata inierbata de 4,3 m diametru.

Retele periglaciare (nets). Termenul de 'retea' (nets) a fost introdus de Washburn (1956) pentru a denumi acele grupuri de desene priglaciare ale caror 'ochiuri' nu sunt nici circulare, nici poligonale. Apar, in general, pe suprafete aproape orizontale. Retelele sortate constituie tipuri intermediare ale cercurilor si poligoanelor sortate si au o bordura formata din elemente mai grosiere care inconjoara materiale mai fine. De asemenea, retelele nesortate apar ca forme intermediare intre cercurile si poligoanele nesortate (nu au periferia alcatuita din pietre).

Un tip particular de retea nesortata cu 'ochiuri' sub forma unor movile acoperite de vegetatie il constituie musuroaiele inierbate (earth hummocks - engleza; thufur - islandeza, marghile - romana). In studiul realizat de Urdea (2000) pentru Muntii Retezat se arata ca aceste microforme apar pe suprafete plane sau usor inclinate (maximum 10 - 12), in general la peste 1800 m. Dimensiunile lor ating 40 - 50 cm inaltime si 60 - 90 cm in diametru, avand forma unor calote circulare sau usor eliptice, acoperite cu Sphagnum, Polytrichum, Carex curvula, Nardus stricta, Festuca supina si mai rar Vaccinium.

Terasetele, treptele (steps). Terasetele sortate (terasete imprejmuite de pietre - stone-banked terraces; ghirlande de pietre - stone garlands) au forma unor trepte, cu o sortare crescanda a pietrelor care inconjoara materialele mai fine, inspre marginea din avale. Acestea apar, de regula, grupate. De obicei, au latimi de 1 - 3 m, cu contururi paralele intre ele, iar lungimea inspre avale in jur de 10 m. In partea dinspre avale a acestor terasete grosimea materialelor grosiere de la periferie este mult mai mare formand adevarate taluzuri de forma convexa (fig. 22.a.). Terasetele nesortate (turf-banked terraces) sunt, de asemenea, de forma unor trepte, insa nu mai au marginile inconjurate de pietre ci de vegetatie (fig. 22.c.).

Benzile (stripes). Sunt aliniamente de pietre, vegetatie sau soluri pe versanti cu o inclinare mai mare decat in cazul celorlalte forme. Tipurile sortate (solurile striate) sunt de forma unor benzi de pietre separate de fasii cu materiale mai fine sau de vegetatie.

2.2.2. Forme periglaciare asociate permafrostului

A) Penele de gheata

Originea penelor de gheata este foarte controversata, dar se pare ca cei mai multi adepti ii are teoria contractiei termice. Pe scurt, potrivit acestei teorii procesul se desfasoara astfel: in zona permafrostului, in iernile reci cand si stratul activ ingheata, datorita contractiei provocate de ger se formeaza fisuri (crapaturi) cu largimi pana la 2 - 3 cm si pe o adancime, de asemenea, nu prea mare, de cativa cm; acestea sunt fisuri de tensiune.

In timpul dezghetului stratului activ, aceste fisuri din permafrost sunt umplute cu apa, care la ivirea gerului ingheata, iar solul inghetat, contractat, nu mai revine la loc, spatiul respectiv fiind ocupat de gheata. Mai mult, iarna urmatoare se reinnoieste tensiunea provocata de inghet, fisurile din iarna precedenta se 'redeschid' si se creeaza astfel conditiile pentru marirea volumului 'vanei' de gheata ce a umplut fisura primara, caci la noul dezghet al stratului activ (molisolului) se adauga apa in crapatura deja marita datorita fortelor tensionale ale contractiei; procesul continua atata timp cat permafrostul este in echilibru.

Penele de gheata nu apar izolat. De regula se formeaza retele de poligoane de pene de gheata (ice-wedge polygons) cu diametrul de la cativa cm (cand dimensiunile penelor sunt mici) la cativa zeci de metri; in Canada, Alaska si Iakutia s-au intalnit poligoane cu diametrul de peste 40 m.

La noi in tara, in conditiile ultimei glaciatii din Cuaternar, s-au format pene periglaciare care au avut la origine asa-numitele pene de gheata. Ele nu au avut amploarea din regiunile nordice actuale, dar au ajuns la grosimi de 50 - 60 cm si adancimi de peste 1 m. O retea foarte deasa de pene de gheata a fost in partea de sud si sud-est a tarii, retea dedusa din depozitele de umplutura ale unor asemenea pene ce s-au format in baza ultimului strat de loess. La Costinesti, se poate observa in faleza o retea de micropoligoane formata din depozite ce au mulat vechile pene de gheata. Din cauza ca dimensiunile penelor de gheata sunt mici, ele au fost denumite si franjuri periglaciare.

Regiunile cele mai propice formarii penelor de gheata la noi in tara au fost depresiunile intracarpatice (indeosebi cele datorate lantului vulcanic Caliman-Harghita, Depresiunea Maramures, Depresiunea Brasov etc.), unde inversiunile de temperatura au determinat ierni foarte geroase si in conditiile climatului periglaciar, cand intreg teritoriul Romaniei era inclus in arealul izotermelor anuale negative.

B) Pingo

Pingo sunt movile de forma conica, mai mult sau mai putin asimetrice, cu o baza circulara sau ovala, avand diametrul de mai multe sute de metri si o inaltime ce ajunge la 50 - 60 m, uneori chiar mai mult. Termenul de pingo (ceea ce in limba eschimosilor inseamna forma conica) a fost introdus pentru prima data de Porsild in 1938, dupa care a fost larg utilizat in literatura occidentala. In literatura rusa se utilizeaza mai des termeni precum naledii, bugors, bolguniak sau hidrolacoliti cu dimensiuni mult mai reduse). Din punct de vedere genetic se deosebesc doua tipuri de pingo: in sistem inchis sau tip Mackenzie, corespund zonelor de agradare a permafrostului continuu, slab drenate si deci cu un exces de umiditate; in sistem deschis sau est-groelandez asociat cu degradarea permafrostului discontinuu.

C) Palsas-urile

Termenul de palsas a fost introdus in literatura stiintifica dupa 1910 pentru a indica formele pozitive (sub forma de movile circulare sau alungite) aparute in turbarii, ca urmare a dezvoltarii in sol a ghetii de segregatie. Insa, asemenea forme au fost observate si in regiunile lipsite de un strat de turba sau cu unul foarte subtire, de aceea se pot deosebi palsas minerale si organice. In concluzie, palsas-urile, care apar indeosebi in regiunile cu permafrost discontinuu, se diferentiaza de pingo prin prezenta cuverturii organice si a ghetii de segregatie in sol.

D) Termocarstul

Prin notiunea de termocarst, introdusa in 1932 de Ermolaev, se inteleg acele procese de formare, prin surpare sau coborarea suprafetei terenului, in general, a unor excavatii, ca efect al schimbarilor termice din sol sau al topirii ghetii de la partea superioara a permafrostului. In linii mari, este vorba de depresiunile ce se formeaza prin topirea ghetii din sol. Cele mai frecvente forme de termocarst au ca punct de plecare topirea retelei de pene de gheata. Fenomenul se produce atat pe suprafete plane relativ orizontale, dar si pe versantii care au o inclinare mai redusa; pe versanti insa, rolul principal in declansarea producerii carstului termic il are denudatia, care duce la o permanenta deplasare in adancime a stratului activ, in sensul ca eroziunea partii superioare este compensata prin coborarea bazei sau a suprafetei de contact cu permafrostul. Unii specialisti vorbesc chiar de 'vai termocarstice' pe versanti, procese produse in principal prin alunecarea ghetii din sol.

Pe suprafetele relativ plane se formeaza uneori depresiuni denumite termodepresiuni, umplute, in marea lor majoritate, cu apa in acest caz purtand numele de termolacuri sau lacurile de topire (thaw lakes). Acestea sunt cele mai raspandite 'rezultate' ale termocarstului si unele dintre cele mai caracteristice forme din mediul periglaciar. Cele mai multe au mai putin de 5 m adincime si o latime care depaseste rar 2 km. Originea acestor lacuri este pusa in legatura cu topirea permafrostului care contine un volum de gheata mult mai mare decat volumul porilor din sol. Prin topire se produce subsidenta depozitelor cu aparitia unor depresiuni mici care sunt umplute de apa. Aceste forme apar mai ales in regiunile cu un drenaj foarte slab si au o existenta de numai cateva sute de ani, pentru ca se colmateaza repede, dupa care sunt acoperite cu turba. Termonisele (thaw slumps) reprezinta cavitati de forma semicirculara (pe versanti sunt orientate spre avale), aparute ca urmare a dezvelirii maselor de gheata care sunt supuse apoi dezghetului. Expunerea maselor de gheata se realizeaza prin eroziunea laterala a raurilor sau in urma miscarilor in masa declansate pe versanti. In timpul verii datorita dezghetului se produce o supraumezire a materialele care acopera masa de gheata propice aparitiei deplasari de tipul curgerilor de noroi sau solifluxiuni. Prin topirea acestor samburi de gheata se formeaza termonisele ale caror abrupturi de obarsie pot depasi uneori 8 m inaltime, si avand o rata de retragere, in unele cazuri, de peste 7 m/an.

Termocircurile (thermocirques) sunt forme la scara mare ale termoniselor care apar atunci cand in procesul de retragere a versantilor sunt intersectate pene de gheata. Prin topirea poligoanelor de pene de gheata poate aparea o retea de canale liniare sau poligonale (vai) care inconjoara o inaltime centrala.

Termodepresiunile de dimensiuni mai mari (3 - 40 m adancime si 100 m - 150 km latime) sunt denumite alas-uri. Acestea sunt forme complexe care apar ca urmare a schimbarilor climatice sau a producerii unor importante modificari la suprafata terenurilor cum ar fi, de exemplu, incendiile de mari proportii. Perturbarea conditiilor de mediu are drept rezultat degradarea permafrostului, proces care contribuie la coborarea suprafetei terenului, aparitia lacurilor si pingo.

Intr-o faza incipienta a degradarii permafrostului apar o serie de movile acoperite cu vegetatie denumite baidjarakh-uri, inconjurate de portiuni mai joase care corespund penelor de gheata din sol. O eventuala fuzionare a alas-urilor individuale duce la formarea vailor tip alas care pot sa atinga mai multi kilometri lungime. Formele de acest tip sunt caracteristice, mai ales, pentru Iakutia centrala unde conditiile particulare sunt foarte favorabile dezvoltarii alas-urilor. Se estimeaza ca in Pleistocen pe circa 40 - 50 % din suprafata acestei regiuni peisajul cu alas-urile era predominant.

2.2.3. Forme periglaciare asociate proceselor de versant

Spre deosebire de desenele periglaciare (poligoane, cercuri etc.) care constituie, in primul rand, rezultatul procesului de inghet, formele care urmeaza sa fie tratate in acest capitol, apar acolo unde predomina procesele de transport. Asta nu inseamna ca actiunea inghetului este absenta. Dimpotriva, procesele de inghet-dezghet constituie 'preludiul' necesar declansarii miscarilor in masa si, probabil, aceste doua categorii de procese actioneaza simultan la realizarea formelor finale.

A) Formele datorate gelifluxiunilor

Includ terasetele, lobii, 'raurile' si panzele de solifluxiune. Aceasta mare varietate de forme, rezultate in urma proceselor de gelifluxiune, se datoreaza diferentelor texturale, umezeala si de panta ale versatilor pe care apar. Panzele de gelifluxiune (gelifluction sheets) apar sub forma unor suprafete aproape netede, cu o panta redusa (sub 10), avand fruntea sub forma unei trepte mai putin evidente decat in cazul teraselor de solifluxiune (gelifluction benches) la care atinge 20 - 100 cm inaltime. Terasetele se prezinta ca trepte cu lungimi de cativa zeci de metri si latimi de 1 - 1,5 m, rezultate in urma proceselor de gelifluxiune pe versanti cu o inclinare sub 15. Pe versantii cu o panta mai mare (10 - 20) caracteristici sunt lobii de gelifluxiune (gelifluction lobes), sub aspectul unor limbi alungite de materiale, cu o latime cuprinsa intre 30 - 50 m. Pentru formele mult mai alungite se utilizeaza denumirea de 'rauri' de gelifluxiune (gelifluction streams) a caror frunte, ca si in cazul lobilor, au o inaltime cuprinsa intre 1 - 6 m, fiind supusa adesea proceselor de eroziune. Depozitele de gelifluxiune sunt, in general, slab sortate, insa in anumite situatii se poate observa si o stratificatie incipienta. Clastele angulare sunt, in mod obisnuit, orientate cu axa mare paralel cu directia miscarii.

B) Campurile de blocuri

In majoritatea tratatelor de specialitate, formele de acumulare ale gelifractelor sunt reunite sub denumirea de campuri de blocuri (blockfields, in engleza; felsenmeer, in germana), cu toate ca termenul original se refera strict la suprafetele slab inclinate pentru care miscarile in masa sunt nesemnificative. Autorii respectivi (Washburn, 1973; Ritter, 1982, Summerfield, 1997) considera ca indiferent de pozitia acestor depozite (pe versanti, la baza acestora sau pe suprafetele relativ plane) sau de faptul ca sunt ori nu afectate de procesele de miscare in masa se poate utiliza denumirea generica de campuri de blocuri.

Gelifractele rezultate prin dezagregarea rocilor in urma actiunii inghet-dezghetului sunt antrenate in miscari cu viteze diferite, in functie de panta terenurilor. Astfel, deplasarile pot fi lente, 'piatra cu piatra', fenomen cunoscut sub denumirea de rock-creep sau pot fi violente, prin rostogolire, insa tot 'piatra cu piatra'. Rezultatul final al acestor procese de deplasare se concretizeaza printr-o mare varietate de forme de acumulare pe versanti sau la baza acestora, cunoscute sub denumirea de versanti de blocuri, rauri de pietre, campuri de blocuri, conuri sau trene de grohotis, panze de grohotis etc.

Atunci cand versantii sunt acoperiti in proportie de cel putin 50 % cu blocuri colturoase cu dimensiuni cuprinse intre 1 si 3 m (sau chiar mai mari), se vorbeste de asa-numitii versanti de blocuri (block slopes). In cazul raurilor sau torentilor de pietre, materialele dezagregate se concentreaza de-a lungul unor aliniamente longitudinale sau jgheaburi umplute in totalitate, fiind caracteristice, la fel ca si prima categorie, versantilor mai putin inclinati (5 - 6). In unele situatii, ca urmarea a densitatii crescute a raurilor de pietre, versantul capata aspectul unor panglici de gelifracte, dispuse aproape paralel. Deplasarea gelifractelor este datorata in cea mai mare parte proceselor de gelifluxiune si creep, dovada acestor miscari fiind data de orientarea blocurilor cu axa mare spre avale. Fragmentele de roca, de mari dimensiuni, care se deplaseaza lent si intermitent pe versantii cu o inclinare redusa, poarta denumirea de blocuri glisante. Acumularile de fragmente colturoase de roci de la baza versantilor poarta denumirea de grohotisuri. Marimea acestor depozite, ca si a elementelor constituiente, depinde de caracteristicile petrografica si structurale ale ariei sursa, de conditiile climatice care conditioneaza intensitatea ciclurilor gelive etc. Fragmentele de roca sunt dispuse in functie de forma si volumul lor, de conditiile initiale (in primul rand topografia) si ulterioare acumularii acestora (de exemplu, pot fi afectate de o gelifractie secundara, de procesele de nivatie, de scurgere etc.). De regula, blocurile cele mai mari sunt dispuse la partea inferioara a acumularilor, iar cele mai fine spre partea superioara si mai ales catre partea centrala ca urmare a proceselor de fragmentare si resortare ulterioare. Blocurile cele mai mari se afla situate la o anumita distanta fata de masa principala. In adancime, granulometria depozitelor devine din ce in ce mai fina datorita proceselor de dezagregarea in situ a fragmentelor mari si a antrenarii particulelor mici de catre apa de infiltratie. Se pot distinge trei tipuri principale de acumulari de grohotis; o masa neuniforma de gelifracte, acolo unde procesul este la inceput sau are o mai mica intensitate; conuri de grohotis situate la capatul unor jgheaburi de canalizare a fragmentelor de roca; trene continui de astfel de conuri denumite taluzuri de grohotis. Cele mai insemnate acumulari de grohotisuri se intalnesc in vechile zone periglaciare unde, alaturi de cele pleistocene fixate de sol si vegetatie, apar si grohotisuri actuale, mobile.

C) Ghetarii de pietre (rock glaciers)

Reprezinta acumulari de fragmente de roca colturoasa (care pot depasi diametre de 3 m), in amestec cu gheata si zapada si se aseamana ca forma cu ghetarii de mici dimensiuni. In mod obisnuit, ghetarii de pietre se pot clasifica in functie de doua criterii: dupa aspectul in plan se disting ghetari de pietre sub forma de limba si de tip lobat; prezenta sau absenta ghetii in interiorul masei de gelifracte permite separarea in doua grupe: ghetari de pietre activi si inactivi (fosili).

Ghetarii de pietre sub forma de limba sunt dispusi pe vai, ale caror obarsii sunt reprezentate de fostele circuri glaciare, de unde si forma externa asemanatoare cu a ghetarilor de vale propriu-zisi. In schimb, cei de forma lobata sunt mult mai scurti, dar cu o extindere mai mare in suprafata si se dezvolta pe versantii care prezinta abrupturi furnizoare de materiale in partea superioara. Ghetarii de pietre din prima categorie au lungimi de la cateva sute de metri pana la peste 1 km, iar latimile variaza in functie de cele ale vaii pe care se canalizeaza (mai ales in partea superioara, pentru ca in partea inferioara se rasfira pe mai multe zeci de metri). Ghetarii de pietre activi se intalnesc in regiunile polare si subpolare precum si in muntii inalti de la latitudini medii. Ghetarii de pietre inactivi sau fosili au o raspandire mare in actualele regiuni temperate care au functionat in trecut ca zone periglaciare (de exemplu, in Carpati au functionat in Pleistocen intre 1500 - 1800 m altitudine). In tara noastra, cercetari detaliate asupra acestui fenomen au fost realizate de Urdea (2000) in Muntii Retezat, unde au fost identificati 93 de ghetari de pietre.

D) Depozitele de versant stratificate

Sunt rezultatul conjugarii actiunii proceselor de gelifractie, gelifluxiune, fluvio-denudationale (curgere in suprafata, siroire) si uneori a celor eoliene. In aceasta categorie se includ grzes-lites-urile si depozitele de versant ritmic stratificate (litage periodique).

Grzes-lites-urile sau rostogolirile ordonate apar la baza versantilor cu inclinare mica, fiind formate dintr-o succesiune de strate mai fine cu unele mai grosiere, cel mai adesea cimentate (pentru stratele mai grosiere fractiunile mai mici de 0,5 mm detin o pondere foarte mica). Grosimea unui astfel de strat variaza de la cativa centimetri la 20 - 25 cm, variatiile aparand dinspre partea din amonte inspre cea din aval. Aria sursa a materialelor componente ale grzes-lites-urilor o constituie, in majoritatea cazurilor, substraturile calcaroase (de aceea, cele mai tipice forme sunt alcatuite din nisipuri calcaroase), insa si o intreaga alta gama de roci pot sta la originea particulelor care alcatuiesc aceste depozite, cum ar fi: roci vulcanice (Groenlanda si Anzii Chilieni), gnaise si micasisturi (Anzii Venezuelei, Germania), sisturi cristaline (Masivul Central Francez, Tara Galilor) etc. In ceea ce priveste geneza acestor depozite, cel mai adesea, sunt invocate doua ipoteze: (i) ipoteza crionivala - conform careia punerea in loc a stratelor succesive (cicloteme) se datoreaza siroirilor pe un substrat inghetat care apar dupa topirea zapezii. Alternanta de strate cu granulometrie mai fina sau mai grosiera constituie rezultatul aportului diferentiat; (ii) ipoteza actiunii conjugate a proceselor de gelifluxiune si a celor de scurgere - benzile cu materiale mai fine sunt opera gelifluxiunilor care apar dupa dezghetul partii superficiale ale solului. Partea superioara a stratelor cu o granulometrie mai fina poate fi imbogatita cu materiale argiloase prin siroire. Stratele mai grosiere se formeaza prin spalarea si evacuarea de catre apele de siroire a particulelor cele mai mici de la partea superioara a benzilor mai fine.

Depozitele de versant ritmic stratificate (litage periodique) se deosebesc de grzes-lites- uri prin faptul ca sunt mult mai grosiere si necimentate. Iau nastere la baza versantilor vailor in conditiile unui permafrost foarte aproape de suprafata, situatie in care materialele recent acumulate sunt protejate impotriva indepartarii totale prin ablatie. Formarea acestor depozite este pusa pe seama gelifluxiunilor, a scurgerilor in suprafata si a vantului. In multe cazuri apar ca adevarate glacisuri de acumulare, alcatuite din strate etajate cu o regularitate mai mare sau mai mica.

D) Forme crionivale.

La baza abrupturilor se acumuleaza intotdeauna mai multa zapada care se mentine un timp mai indelungat; aceasta, prin inghetare, se comporta ca o suprafata de gheata veritabila care inlesneste alunecarea gelifractelor care se desprind din abrupt ca urmare a variatiilor de temperatura.

Fig. 28. Nisa nivala (Hamelin, Cook, 1967)

Gelifractele se acumuleaza la prima schimbare de panta unde covorul de zapada este discontinuu si se formeaza un 'val' de depozite, asemenea unor morene glaciare. Suprafata aflata sub zapada ramane practic neutra din punct de vedere al dinamicii si intre abruptul de gelifractie si acumularea de grohotisuri se formeaza o excavatie asimetrica (versantul dinspre abrupt este mai lung), constituind o forma denumita nisa de nivatie (scochina) (fig. 28.).

Grohotisurile acumulate la partea inferioara a nisei nivale au forma unor adevarate arcuri de cerc, care, vazute in plan, se aseamana cu niste potcoave, de unde si denumirea de potcoave nivale (morene nivale). Intr-o faza avansata de evolutie a acumularilor de grohotis si de stagnare multianuala a zapezii, are loc si o deplasare a masei depozitelor sub efectul miscarii zapezii prin asa-numitul fenomen de deplasare lenta sau snow-creep.

Terasele de crioplanatie si criopedimentele

Terasele de crioplanatie (cunoscute sub denumirea de terase de altiplanatie sau terase goletz) sunt suprafete cu inclinari mici (cateva grade) care apar pe culmile montane sau la partea superioara a versantilor ca urmare a retragerii abrupturilor, in principal, datorita proceselor de inghet-dezghet.

Fig. 13. Stadiile de dezvoltare a teraselor de crioplanatie in roci rezistente la eroziune: (A) - suprafata initiala; (B) - formarea niselor de nivatie; (C) - initierea formarii teraselor de crioplanatie; (D) - stadiul de maturitate in dezvolarea teraselor de crioplanatie; (E) - stadiul initial de formare a suprafetelor de crioplanatie; (F) - martori de eroziune pe suprafetele de crioplanatie. Sagetile indica sensul de modificare al suprafetelor (Summerfield, 1997).

Criopedimentele sunt forme similare dar, care se dezvolta la baza versantilor. In aparitia acestor forme un rol de baza il joaca petrografia si structura depozitelor constituiente ale versantilor, prin faptul ca cele mai tipice terase se dezvolta acolo unde apar alternante de roci cu grad de gelivitate diferit sau in zonele in care stratele sunt aproape orizontale. Podurile acestor terase pot avea latimi de la 10 m la 2 km, in unele cazuri chiar peste 10 km.

Frontul sau taluzul are inaltimi de pana la peste 70 m si o inclinare de 30 sau mai mult acolo unde sunt acoperite cu gelifracte si aproape de 90 unde este expusa roca in situ. Terasele pot fi acoperite de o cuvertura groasa de gelifracte sau pe suprafata lor pot sa apara cercuri, poligoane de pietre etc. In evolutia acestor forme se pot distinge mai multe stadii.

Conform modelului prezentat in aceasta figura, dezvoltarea teraselor de crioplanatie incepe prin aparitia unor nise de nivatie sau a unor mici trepte asociate zonelor de acumulare a zapezii. Procesele de nivatie in combinatie cu cele de inghet-dezghet contribuie la retragerea abrupturilor niselor, materialele rezultate fiind transportate de la baza acestora prin intermediul gelifluxiunilor si a scurgerilor in suprafata. Retragerea continua a abrupturilor pe toate laturile va duce la detasarea unor martori de eroziune, pe fondul unor suprafete slab inclinate. Criopedimentele se dezvolta, probabil, prin aceleasi mecanisme, cu exceptia ca in acest caz scurgerea in suprafata detine un rol mult mai mare in transportul gelifractelor decat gelifluxiunile. Un model asemanator prezinta si Ichim (1973) in Muntii Calimani, in zona platourilor Ratitis si Dragus.