RELIEFUL EOLIAN SI MARIN

RELIEFUL EOLIAN SI MARIN

1. RELIEFUL EOLIAN

1.1.Notiuni generale

Activitatea eoliana este efectiva numai in arealele lipsite complet de covor vegetativ si materialul de suprafata este numai ocazional umed. Cele mai importante asemenea zone sunt regiunile aride ale lumii, dar si zonele de tarmuri, terenurile nude (in special unde masurile de protectie a solului sunt slabe) si in campiile fluviale cu albii in migrare, in special in jurul marginilor ghetarilor si calotelor glaciare. In asemenea medii procesele eoliane pot juca un rol important in evolutia reliefului, iar in marile deserturi ale lumii vantul este cel mai important agent geomorfologic.

Deoarece cea mai importanta parte a reliefului creat de vant se afla in deserturile fierbinti ale lumii, ne vom ocupa in mod special de acestea. Formele eoliene care se formeaza in mediile costiere sau periglaciare sunt abordate la capitolele respective.

1.2. Relieful de eroziune eoliana

1.2.1. Eroziunea eoliana (deflatia si coraziunea)

Eroziunea eoliana se caracterizeaza prin doua principale procese: deflatia si coraziunea.

Deflatia este actiunea de spulberare si sortare a particulelor de la suprafata terenurilor cauzata de vant. Deserturile fierbinti ale lumii sunt o sursa majora de praf atmosferic. Se estimeaza ca intre 130 si 800 megatone de material este spulberat anual de pe continente prin deflatie, iar Sahara contribuie singura cu 60 - 200 megatone de praf. Deflatia este un proces concentrat spatial si temporar. Chiar in regiunile aride el este restrans la zone de favorabilitate. O mare parte din materialul deflat in fiecare an este transportat in timpul marilor furtuni de praf care de obicei tin cateva zile.

Coraziunea sau abraziunea eoliana este actiunea de lovire a rocilor sau ale altor suprafete de particulele transportate de vant. Ea se resimte mai ales in vecinatatea solului, deoarece incarcatura de nisip este aici maxima. La peste 2 m de suprafata coraziunea devenind aproape nula.

1.2.2. Forme de eroziune eoliana

A) Forme de eroziune datorate deflatiei

Desi eroziunea eoliana poate fi activa pe campiile aluviale si pe plaje, formele de eroziune sunt rareori pastrate in asemenea medii din cauza distrugerii lor de catre actiunea fluviala sau a valurilor. Numai in regiunile aride unde alti agenti erozionali sunt mai putin importanti, formele de eroziune eoliana sunt abundente.

O mare parte a deserturilor este acoperita de asa-numitul pavaj de deflatie, format din elemente de roca mai grosiere care depasesc competenta vantului si raman astfel pe loc (fig. 1).

Fig. 1. Formarea pavajului de deflatie.

Asemenea intinderi spulberate de vant poarta in Sahara numele de reg iar in Australia numele de giber plains. Cele mai tipice ocupa vechi campii fluviale acoperite cu o patura subtire de nisipuri grosiere sau pietrisuri, care cu timpul sunt lustruite si acoperite de o pojghita superficiala de oxizi de fier sau magneziu (patina desertica).

Tot in categoria pavajelor de deflatie pot fi incadrate si unele forme oarecum asemanatoare reg-urilor, cum ar fi:

sai-urile din desertul Tarin, care corespund unor campii piemontane formate din pietrisuri grosiere, lustruite de vant si din care materialul fin a fost spulberat;

hamadele din Sahara, vechi suprafete de eroziune sau platouri structurale de pe care deflatia spulbera cuvertura de sfaramaturi fine, ramanand doar un pavaj de pietris grosier;

serir - urile din platourile calcaroare ale desertului Libiei.

B) Forme de eroziune datorate coraziunii

B₁) Microforme

O trasatura caracteristica suprafetei deserturilor de piatra este prezenta unor pietre numite ventifacte, care variaza in dimensiune de la pietris la blocuri. Ventifactele au doua caracteristici comune: prima, suprafata lor este fatetata si, a doua, acestea sunt slefuite. Bucatile de roca, prea grele pentru a fi miscate de vant, sunt polizate pe directia vantului in unghiuri de 30 - 60^o.

Ventifactele pot avea o fateta, doua sau mai multe. O categorie obisnuita in Sahara are trei fatete si se numeste dreikanter (din cuvintul german: trei fete). Coraziunea a mai multor fatete ar indica faptul ca au existat mai multe directii ale vantului. Or, studiile experimentale au aratat ca ventifactele pot fi formate in principal de vanturile unidirectionale. In acest caz coraziunea are loc simultan pe toate fetele, pe masura ce particulele de praf sunt transportate in vartejuri in directia curgerii. Ventifactele sunt apoi rostogolite intr-o noua pozitie si procesul de slefuire are loc pe alta fateta.

B₂) Mezoforme

In aceasta categorie sunt o varietate de forme canelurate si microdepresiuni cu dimensiuni de zeci pana la sute de metri.

Cele mai caracteristice sunt yardangurile, niste santulete alungite in directia vantului, cu curbe aerodinamice, despartite de creste instabile. Adancimea acestora este sub 10 m, de regula, 2 - 3 m, iar lungimea lor de 100 m si chiar peste. Pastrarea in relief a crestelor se datoreste mai ales fixarii argilei de catre smocurile de iarba si tufele rare. Yardangurile sunt frecvente in argilele uscate, deoarece rezistenta lor la actiunea abraziva a grauntelor de nisip este mica. Sunt tipice in pustiurile din Asia Centrala. Asemenea santulete se intalnesc si pe crestele din gips din desertul Libiei (unde se numesc djef-djef) sau in vestul Egiptului in granite si cuartite extrem de rezistente.

Similare yardangurilor ca scara de marime sunt o serie de microdepresiuni, formate in regiuni desertice cu relief de mica altitudine. Acestea au o varietate de nume locale dar toate s-au format ca microdepresiuni de deflatie. Ele variaza de la mai putin de 1 m adincime si cativa metri latime, pana la forme mari care gradat trec spre macroforme de eroziune eoliana. Evolutia microdepresiunilor de deflatie este influentata de acei factori care controleaza procesul de deflatie, in special conditiile locale date de continutul de umezeala a stratului erodat sau prezenta vegetatie.

Coraziunea si deflatia in asociatie cu dezagregarea ataca cu precadere straturile de roci friabile, formatiunile mai dure ramanand tot mai proeminente. Apar astfel creste, ciuperci eoliene, stalpi. Cand baza ciupercilor este subtiata si apoi rupta, partea superioara ramane catva timp sub forma unor pietre oscilante.

B₃) Macroforme

Existenta unor mari bazine in cadrul deserturilor au fost facute cunoscute de primii exploratori ai acestor regiuni, dar extinderea si regularitatea desfasurarii lor au fost apreciate odata cu tehnicile satelitare. Bazinele sunt forme de relief de la cativa metri adancime si peste 100 m latime. Exemple sunt pans-urile din Africa de Sud, forme depresionare mari, cu adancimi de peste 100 m si latimi de peste 100 km. Depresiunile mai mici sunt formate datorita deflatiei locale, orientata in lungul liniilor de drenaj, in timp ce altele sunt localizate intre dune. Cele mai cunoscute forme de acest tip sunt fuldji, vadi si depresiunile de coraziune si deflatie.

Fuldji sunt adancituri de forma ovala ce seamana cu urma uriasa a unei copite de cal. In pustiul Arabiei aceste excavatii sunt mai adancite in partea frontala (concava), situata in directia vantului.

Vadi sunt culoare alungite care se intind pe o lungime de cativa kilometri, amintind albiile unor rauri. Prin actiunea de coraziune si deflatie, versantul care sta in calea vinturilor dominante este mai abrupt, in timp ce in partea opusa are o panta domoala, permitand chiar unele acumulari incipiente de nisip.

Depresiunile de coraziune si deflatie sunt bazine depresionare foarte mari mult mai complexe ca origine. Unele par sa fie de origine tectonica, dar deflatia este cea care le mentine ca forma depresionara. Cea mai remarcabila concentrare de mari bazine depresionare se afla in Egipt unde acopera mai mult de 70 000 km² si au o adancime medie de 250 m. Aici se afla depresiunea Qattara, cel mai adanc bazin, care atinge o adancime de 134 m sub nivelul marii si un volum de 3200 km³.

1.3. Relieful de acumulare eoliana

Cele mai importante forme de relief asociate cu procesele eoliene sunt cele de acumulare, mari aglomerari de nisip si praf pe care vantul le-a smuls sau le-a spulberat. Majoritatea acumularilor eoliene se suprapun pe amplasamentul unor panze aluviale depuse in perioadele pluviale ale Cuaternarului. Ele ocupa mari zone numite mari de nisip (sau erg-uri in Sahara), caracterizate prin asamblaje de forme care dau suprafetei terenului aspectul asemanator undelor. Cercetarile au aratat ca exista o ierarhie a formelor de acumulare eoliana pe clase de dimeniuni ce consta din riduri, dune si megadune sau draa.

Ridurile

Ridurile variaza in amplitudine de la 0,1 cm la 100 cm si sunt spatiate de regula la 20 m. Ele sunt asimetrice in sectiune transversala, cu pante in jur de 10^o pe fata expusa vantului si de 30 - 35^o pe fata de sub vant. Dupa modelul lui Bagnold (1941), ele se dezvolta pornind de la neregularitati foarte mici pe suprafata nisipului printr-o combinatie de creep de suprafata (tarare) si saltatie.

Dunele

Dintre toate formele de relief caracteristice deserturilor, dunele au primit cea mai importanta atentie din partea oamenilor de stiinta. Pentru ca o duna sa se formeze trebuie mai intai sa se acumuleze o cantitate de nisip.

Aceasta se aduna acolo unde viteza vantului se reduce, fie datorita neregularitatii terenului, fie instabilitatii primare a dinamicii aerului. Dunele ating un profil caracteristic de echilibru care poate fi impartit in trei componente: panta de eroziune sau panta dinspre vant, creasta si panta de acumulare sau panta de sub vant. Nisipul erodat de pe panta dinspre vant se acumuleaza pe panta de sub vant, astfel ca dunele se misca in directia vinturilor dominante. Ratele de deplasare a dunelor depind de tipul si dimensiunea dunelor si de frecventa si forta vinturilor. Tipice sunt rate de 10 - 20 m/an.

Fig. 3. Formarea dunelor longitudinale (Nelson, 2001)

Inaltimea dunelor creste pana ce se stabilizeaza de-a lungul unei forme de echilibru. Cele mai multe dune variaza in inaltime de la sub 3 m la peste 100 m, in rare cazuri au fost observate dune si peste 500 m. Megadunele sunt similare in sectiune transversala dunelor, dar ele sunt complicate datorita prezentei dunelor supraimpuse.

Fig. 4. Formarea dunelor transversale (Nelson, 2001).

Dunele se impart in doua mari categorii: dunele libere, care sunt in functie directa de viteza vanturilor si dunele constranse, care sunt impiedicate de diferite obstacole sa se dezvolte (vegetatie, bariere topografice etc).

1.3.2.1. Dunele libere

Dunele cu o singura orientare a pantei de acumulare (panta de sub vant) sunt asociate cu vanturile unidirectionale. Axele lor sunt orientate normal fata de vantul dominant, de aceea mai sunt grupate in categoria formelor transversale.

Dunele simple, drepte, paralele sunt numite dune trasversale, apoi dune cu creste barcanoide, alcatuite din dune asemanatoare barcanelor, unite de-a lungul unor aliniamente si barcane simple.

Formele extrem de alungite cu doua, mai multe sau mai putine pante de acumulare aflate in sensuri opuse sunt numite dune liniare (sau longitudinale). In contrast cu dunele transversale, transportul de nisip este paralel la linia de creasta. Nu exista o unitate de opinii privind originea dunelor liniare, dar cei mai multi cercetatori considera ca ele se dezvolta acolo unde exista doua vanturi dominante convergente oblic. Dunele liniare pot atinge lungimi de zeci de kilometri si ele se pot uni formand jonctiuni in forma de Y.

Foto. 5. Barcana (Stimac, 2001).

Dunele cu mai multe pante de acumulare orientate in directii diferite au o forma aproximativ piramidala, dar cu brate alungite adesea neregulate. Aceste forme care sunt atribuite vanturilor puternice ce bat din mai multe directii diferite in timpul unui ciclu anual au o varietate de nume, dar de obicei ele sunt numite dune sub forma de stea. Alte acumulari de nisip in care se includ panzele de nisip, siruri de nisip, dunele dom nu prezinta pante abrupte de sub vant si pot atinge dimensiuni impresionante.

In plus la aceste tipuri de baza sunt dunele compuse ce cuprind doua sau mai multe tipuri de baza care se unesc si se supraimpun. Ulterior, un tip de duna devine dominant si se poate forma, de exemplu, o megabarcana. Dunele complexe reprezinta mai multe dune asociate din diferite tipuri de dune de baza. De exemplu, dunele stelare se pot asocia frecvent cu dunele liniare, iar barcanele ocupa depresiunile dintre ele.

Fig. 6. Formarea dunelor stea (Nelson, 2001).

1.3.2.2. Dune constranse

O alta varietate de dune sunt in relatie cu vegetatia, barierele topografice sau localizarea surselor de nisip. Varietati de asemenea dune sunt prezentate in fig. 7. In acumularile de nisip care au fost stabilizate de vegetatie, o serie de perturbari care indeparteaza vegetatia duc la formarea unor microdepresiuni de tip cratere (blowout). Acestea au forma circulara sau eliptica, de obicei de numai cativa metri si s-au format prin deflatia nisipului (fig. 7 A).

Fig. 7. Tipuri de dune constranse (Summerfield, 1991)

Daca deflatia este intensa, depresiunile devin mai mari, asemanatoare dunelor parabolice, dar cu orientare inversa fata de vantul dominant (fig. 7 B). Lunetele se formeaza pe suprafata pans-urilor, depresiunilor lacustre saraturate si de-a lungul lagunelor mareice (fig. 7 C) si sunt alcatuite din particule de argila si sare. Periodic sarurile si argilele uscate sunt transportate pana intalnesc vegetatie. Tufisurile izolate si palcuri de vegetatie in desert genereaza acumulari de nisip care sunt cunoscute sub numele de dune - crang sau nebka (fig. 7 D). Aceste situatii se intalnesc nu numai in deserturi, ci si in tinuturile temeperate, de-a lungul tarmurilor unde miscarea nisipurilor intalneste vegetatie.

Topografia poate afecta curgerea aerului prin reducerea vitezei vantului si crearea de vartejuri. Situatii de acest tip sunt ilustrate in fig. 7 E si F, formandu-se dune in fata obstacolului sau dune sub vant. Cand vantul intalneste o panta abrupta, inalta se poate forma un mare si puternic vartej, care genereaza asa-numitele dune ecou, adiacente abruptului. Ele se extind uneori pe mai multi kilometri. Forme uriase de peste 400 m inaltime au fost intalnite in Algeria.

2. RELIEFUL MARIN

2.1.Mediul costier

Pe orice harta a globului pamantesc se poate observa, cu usurinta, ca apa marilor si oceanelor ocupa ce mai mare parte din suprafata terestra. Din suprafata totala a Terrei, de 510 mil. km², apa ocupa circa 361 mil. km² sau 70,8 %, iar uscatul 149 mil. km² sau 29,2 %. In cadrul bazinelor oceanice si marine se pot distinge mai multe regiuni morfohidrografice: regiunea litorala (sau costiera), platforma continentala, povarnisul continental (fig. 8.) si regiunea abisala.

Principalul agent de modelare a regiunilor costiere este reprezentat de apa marilor si oceanelor, prin formele specifice de miscare: valuri, maree si curenti. In afara acestora, in schimbarea fizionomiei zonelor litorale contribuie si unele procese fizice, chimice si biologice, determinate de alti agenti, dar care au insa un rol secundar.

Procese de eroziune (abraziune)

Eroziunea rocilor in situ care intra in alcatuirea regiunilor costiere este provocata, in principal, de actiunea combinata a trei tipuri de procese, si anume: procese mecanice datorate valurilor si curentilor, fizico-chimice (de meteorizatie) si procese determinate de actiuni biologice. Acestora li se adauga, in functie de climatul specific anumitor regiuni costiere si procese de deplasare in masa, fluviale, glaciare si eoliene etc.

Modul de actiune al valurilor si curentilor asupra tarmului se realizeaza sub diverse forme: socul (izbirea), compresia aerului din cavitati cu dezvoltarea unei anumite presiuni hidrostatice, aspirarea, 'bombardarea' cu pietris si nisip etc., rezultatul final constituindu-l eroziunea zonei litorale, fenomen cunoscut sub denumirea de abraziune marina. Eficacitatea eroziva a valurilor este sporita prin antrenarea nisipului si a pietrisului care sunt aruncate cu putere asupra tarmurilor exercitand un fel de 'mitraliere' a rocilor (Tufescu, 1966).

2.4. Relieful de abraziune

Falezele

Falezele reprezinta abrupturi care marcheaza contactul intre uscat si mare, fiind create de actiunea marii in asociatie cu procesele subaeriene. In cazul falezelor, procesele de eroziune le predomina pe cele de acumulare iar capacitatea de transport a valurilor si curentilor depaseste aportul de materiale. Inaltimea (de la cativa metri pana la sute de metri) si inclinarea acestora variaza in functie de relieful major pe seama caruia se dezvolta si de natura rocilor constituiente

Faleza cu baza submersa in apa adanca, datorita fie ridicarii nivelului apelor, fie coborarii uscatului, intr-un ritm suficient de intens pentru a nu se mai putea forma plaja sau platforma de abraziune la picioarele acesteia, poarta denumirea de faleza plonjanta (plunging cliffs). Astfel de faleze sunt reprezentate de catre abrupturi de falii, mase vulcanice, vai glaciare inundate care, dupa cum am mai amintit, sufera o eroziune minima prin actiunea valurilor tocmai datorita adancimii mari a apei de la baza acestora, astfel incat valurile nu deferleaza, fiind reflectate cu pierderi mici de energie.

Insa, la baza falezelor propriu-zise, apa are adancimi mici care favorizeaza spargerea valurilor, rezultatul fiind aparitia firidelor, mai mult sau mai putin dezvoltate, (surplombe, nise de abraziune) datorate eroziunii bazale si care conduc la prabusirea stratelor de deasupra. Firide bine dezvoltate sunt caracteristice regiunilor costiere situate in zona tropicelor, acestea datorandu-se mai degraba meteorizatiei la nivelul stratului de apa, decat abraziunii marine. Slaba dezvoltare a firidelor de la baza falezelor situate dincolo de tropice este pusa pe seama ecartului mare de inaltime al mareelor datorita caruia atacul valurilor nu este concentrat pe o suprafata restransa.

Etapele de evolutie a falezelor (si de extindere a platformelor de abraziune) pot fi sintetizate astfel: adancire la baza, prabusire, transferul materialelor, adancirea in noul abrupt al falezei.

De asemenea, forma falezelor grefate pe roci rezistente depinde de prezenta asa-numitor 'planuri de slabiciune' (stratificatie, sisteme de fisuri si fracturi) care sunt 'exploatate' de catre procesele de eroziune conducand la aparitia unor cavitati, arcuri naturale (portaluri), grote de vant (blowholes) etc.

Prin retragerea falezelor inalte se ajunge la decapitarea liniilor de drenaj fluviale, formandu-se vaile suspendate (hanging valley).

Pe rocile slab consolidate, cu unghiuri ale pragului de stabilitate reduse, falezele in adevaratul sens al cuvantului se formeaza mai greu, chiar daca actiunea valurilor este agresiva.

Posea et al. (1970) le clasifica astfel,: faleze functionale sau in retragere; faleze nonfunctionale (care pot fi stabilizate sau ajunse la echilibru si moarte sau suspendate) (fig.).

Fig. Tipuri de faleze: (a) functionala; (b) stabilizata; (c) moarta; (d) falsa (tectonica)

(Posea et al., 1970).

In afara de aceste tipuri, se mai disting faleze false si anume tarmuri abrupte a caror forma nu este legata direct de actiunea marii, ci de litologie, structura, tectonica; in cadrul acestora, cele tectonice sunt usor de recunoscut datorita lipsei platformei de abraziune (fig. ).

Platformele de abraziune

Platformele de abraziune reprezinta parti ale platformelor continentale modelate de apele marine, a caror dezvoltare este direct legata de retragerea falezelor. Acestea au o suprafata aproape neteda, usor convexa, slab inclinata (in mod obisnuit in jur de 1) avand limita dinspre mare fie transanta (taluz abrupt in apa adanca), fie se continua lin pana la aproximativ 10 m sub nivelul apei. Pe intinsul lor se suprapun adesea resturi ale falezei aflate in retragere (arcuri, coloane, martori mai duri scosi in evidenta prin eroziune selectiva etc.) sau acumulari de materiale (fie din faleze, fie aduse de rauri).

La tarmurile cu maree mici, platformele cu o panta mica nu se pot largi mai mult de aproximativ 500 m, din cauza ca partea submersa poate fi sub baza valurilor, astfel incat abraziunea nu se mai produce. Acolo unde ecartul de variatie al mareelor este de cca. 5 m, platformele nu pot sa se extinda mai mult de 800 m. Platforme cu au o latime mai mare decat aceasta pot aparea numai printr-o submersie progresiva sau au o istorie foarte complexa a eroziunii, mai multe procese aducandu-si aportul la formarea lor. In aceasta categorie se incadreaza strandflat-urile de pe coastele Norvegiei, Groenlandei, Insulei Spitzbergen. Strandflat-urile depasesc uneori 64 km latime, in conditiile in care multe zone in care se dezvolta acestea sufera inca ridicari izostatice. Este clar ca ele nu s-au format numai in perioada actuala (postglaciar). Ipoteza formarii acestora include eroziunea glaciara, meteorizatia periglaciara puternica, abraziunea marina si transportul de catre valuri si curenti a materialelor, pe parcursul mai multor perioade glaciare cu cresteri si descresteri ale nivelului marii.

2.5. Formele de acumulare

Plajele

Plajele reprezinta acumulari de nisip si/sau pietris amestecate cu resturi de cochilii, care insotesc indeosebi tarmurile joase, cu ape putin adanci, avand o dezvoltare mai mare in zonele adapostite. Se pot forma si la baza unor faleze continuate cu platforme de abraziune slab inclinate insa, in acest caz au aspectul unor fasii inguste paralele cu tarmul.

Profilul plajei nu este static, ci sufera anumite schimbari in timp, cele mai semnificative dintre acestea fiind inregistrate pe tarmurile situate la latitudini medii, acolo unde valurile de furtuna au o frecventa mai mare, inregistrandu-se un ciclu anual de eroziune si unul de acumulare. Astfel, in sezonul de vara, datorita predominarii valurilor de hula (swell waves) are loc o faza de constructie a plajei, cu dezvoltarea bermei aproape de nivelul maxim al jetului de resaca. Materialele folosite la constructia bermei provin, in mare parte, din distrugerea barelor submerse. In timpul iernii, pe de o parte, valurile de furtuna reteaza sau distrug complet berma, materialele erodate fiind transportate si depozitate in bare submerse spre larg, de unde vor fi returnate partii inalte a plajei vara viitoare. Din aceasta cauza, adesea se face referire la un profil de vara sau al valurilor de hula (summer sau swell profile), caracterizat prin absenta barelor submerse si prezenta unor berme extinse, si un profil de iarna sau al valurilor de furtuna (winter sau storm profile), la care bermele dispar sau sunt puternic erodate, in schimb aparand o serie de bare submerse (fig. 16.). De aici sa nu se intelega ca profilele de vara sau de iarna apar strict in sezoanele respective.

Fig. 16. Profilele de hula si de furtuna ale plajelor (Chorley et al., 1985).

Microformele specifice plajei se remarca printr-o mare mobilitate, o anumita ritmicitate si au, in general, inaltimi de pana la 1 m iar lungimile pot depasi, in unele cazuri, 100 km. Intre aceste microforme se pot enumera festoanele (crescent-shape identations), cornurile de plaja (beach cusps), ripplemark-urile de valuri (wave ripple), brazdele litorale (sand waves) etc. Festoanele reprezinta mici ondulari (pana la cativa decimetri), simetrice (la adancimi mari) sau asimetrice (la adancimi reduse). Cornurile de plaja sunt festoane de dimensiuni mult mai mari, sub forma de cupa de lingura rasturnata, dezvoltate la partea superioara a fetei plajei. Cu toate ca pot sa apara pe plajele alcatuite din materiale cu diferite granulometrii, cel mai adesea se dezvolta in cazul prezentei mixturii pietris-nisip.

Ripplemark-urile de valuri si brazdele litorale (acestea din urma cu dimensiuni mai mari) sunt ondulari sau riduri submerse, create fie datorita oscilatiilor valurilor, fie curentilor litorali.

Cordoanele litorale

Cordoanele litorale reprezinta forme de acumulare, cu aspect foarte variat, desfasurate in cadrul plajelor submarine. Dupa forma si pozitie, se deosebesc: insule-bariera sau cordoane litorale libere, sageti, perisipuri, tombolo, bare etc.

A). Insulele-bariera

Insulele bariera (denumite si plaje bariera - barrier beach; cordoane bariera - barrier bar; cordon litoral liber - offshore bar; lido*) sunt acumulari de nisip alungite, nealipite la uscat, separate de acesta, pe aproape toata lungimea, de o laguna (lagoon). Dimensiunile insulelor-bariera sunt extrem de variate: de la cativa metri la peste 1 km in latime, lungimea de la cateva sute de metri pana la peste 100 km, iar inaltimea fiind, de obicei, sub 6 m (acolo unde se dezvolta un sistem important de dune pot sa depaseasca 100 m inaltime). Se estimeaza ca insulele-bariera se dezvolta pe circa 13 % din lungimea totala a tarmurilor lumii, care s-ar cifra la 261 700 km (King, 1972), insa au o densitate mai mare in mediile caracterizate prin valuri cu o energie redusa, un ecart de variatie al mareelor mic si o inclinare slaba. De exemplu, o larga raspandire a insulelor-bariera se intalneste in regiunile costiere ale S.U.A. de la Oceanul Atlantic si Golful Mexic (unde dupa Dolan et al., 1980, ar exista circa 282 de astfel de forme), pe tarmurile sudice ale Marii Baltice, pe cele sud-estice ale Australiei, in nord-vestul Marii Adriatice, estul Indiei etc.

Fig. 17. Reprezentarea schematica a principalelor trasaturi geomorfologice ale unei insule-bariera (Ritter, 1986).

B) Sagetile litorale, perisipurile si promontoriile lobate

Sagetile litorale (spits, barrier spits - engleza;     flche, pi = franceza; haken = germana) sunt forme de acumulare marina, inguste si foarte alungite, care au unul din capete fixat de tarm sau de o insula. Sagetile litorale apar acolo unde deriva litorala joaca rolul predominant in sistem, aceasta asigurand intrarile de materiale in zonele cu ape linistite in care acumularea poate avea loc. Ca urmare a acestui fapt, sagetile se extind continuu in directia derivei litorale, cu exceptia cazurilor cand alte miscari ale apei se interfereaza proceselor de constructie. In aceasta situatie sagetile sunt de obicei arcuite spre uscat la extremitatile lor, caz in care poarta numele de sageti litorale recurbate (recurved spits sau hook). In generarea formelor recurbate doua cauze pot fi considerate ca foarte importante. Prima, consta din refractarea valurilor in jurul extremitatilor si in consecinta deplasarea spre uscat prin intermediul derivei litorale a materialelor din acel punct (fig. 18.).

Fig.18. Recurbarea sagetilor litorale prin refractarea valurilor in jurul extremitatilor (Strahler, 1992).

Fig. 19. Recurbarea sagetilor litorale datorita actiunii combinate a valurilor care se propaga din directii diferite (Selby, 1985).

Prin unirea sagetilor situate de o parte si de alta a unui golf sau prin dezvoltarea continua intr-un singur sens se formeaza un cordon litoral cunoscut sub numele de perisip sau grind (baymouth bar).

Diferenta dintre sageti si perisipuri consta in faptul ca primele au posibilitatea sa se extinda in larg, in timp ce ultimele inchid spatiul dintre doua promontorii, transformandu-l in laguna. Unele lagune pastreaza inca legatura cu marea prin intermediul portitelor (de exemplu, Gura Portitei dintre grindurile Chituc si Perisoru care inchid laguna Razim), iar altele sunt barate complet. In ultimul caz, laguna va evolua trecand succesiv prin mai multe faze: lac cu plaje, mlastina si campie joasa. Prin bararea gurii de varsare a unui rau se formeaza un liman (de exemplu, Techirghiol, Tatlageac, Mangalia, complet izolate de mare, si limanurile Nistrului si Niprului care, uneori, poate comunica cu marea printr-o portita. Aceasta portita este de dimensiuni mai mari atunci cand raul are un debit semnificativ. Sunt si situatii in care golful este transformat in laguna, iar vaile raurilor care se varsa in el se termina prin limanuri.

Fig. 20. Tombolo dublu (Strahler, 1992).

Un astfel de caz apare si la complexul Razim, care se prelungeste spre interior prin cateva limanuri mici: Agighiol, Babadag si Ceamurlia.

In cazul cordoanelor ce fac legatura intre tarm si o insula din apropiere acestea se numesc tombolo si pot fi simple, duble, triple (fig.20.).

Fig.21. Cordon litoral in varf de lance (cuspate bar) (Strahler, 1992).

Cand exista doua directii de deplasare a nisipului si are loc cresterea in acelasi timp a doua sageti oblice, ia nastere un cordon litoral in varf de lance (cuspate bar), ce inchide in interior o laguna de forma triunghiulara (fig.21.). Daca depunerea nisipului continua, construind noi portiuni de plaje, se formeaza un mare promontoriu lobat (cuspate foreland), cu o forma triunghiulara in plan si al carui apex se afla in larg. Promontoriile lobate se prezinta sub forma unor succesiuni de creste de plaja (beach ridges), separate de zone mai joase mlastinoase. Prin actiunea vantului, crestele de plaja se pot transforma in dune de nisip.

Campiile litorale tidale, marsele si mangrovele

Campiile tidale mlastinoase (mud flats sau tidal flats) reprezinta mari forme de acumulare, alcatuite din materiale fine (nisip fin, argila, mal), care apar, de obicei, prin colmatarea lagunelor sau a estuarelor.

La formarea campiilor tidale rolul principal este jucat, firesc, de catre curentii mareici; actiunea acestora are efecte multiple asupra tarmurilor. In primul rand, curentii care circula cu viteze mari in ambele sensuri ale canalelor mareice, exercita o puternica actiune de eroziune asupra acestora, reusind sa le mentina deschise, in ciuda curentului litoral care tinde sa le inchida. Materialele fine, provenite din eroziunea falezelor, din aluviunile raurilor sau din malul acumulat pe fundul apei si perturbat de actiunea valurilor, sunt purtate in suspensie de catre curentii mareici. In momentul amestecarii apei dulci cu apa sarata, particulele coloidale se aglomereaza in mici agregate (prin procesul de floculatie), dupa care se depun pe fundul golfurilor, lagunelor si estuarelor, provocand prin acumularea lor treptata colmatarea acestora. In mod obisnuit, aceste depozite contin mari cantitati de materie organica. Prin colmatarea totala a ariilor de acumulare se formeaza o campie tidala mlastinoasa, care in timpul refluxului apare ca o intindere nuda de argila si mal, fiind reinundata la flux. Plantele tolerante la sare (halofite - de exemplu, Spartina) se aliniaza initial pe locul unor colonii, cum ar fi cele de alge, si prin sistemul de radacini fixeaza malul si inlesnesc acumularile viitoare, astfel incat anumite parti ale campiei litorale se pot ridica pana aproximativ la nivelul mareei inalte. In acest fel ia nastere o campie litorala mlastinoasa sarata sau marsa sarata (saltmarsh), iar in regiunile tropicale, mangrovele mlastinoase (mangrove swamp). In cazul in care apar amandoua, mangrovele sunt, de obicei, concentrate pe marginea mai joasa dinspre mare a campiilor tidale de maree inalte.

Marsele sarate pot fi indiguite, drenate si utilizate pentru agricultura, asemenea terenuri intalnindu-se frecvent in Olanda (poldere) sau in sud-estul Angliei (fenlands).

4.5. Recifii coraligeni

Recifii constituie formatiuni calcaroase, emerse sau submerse, de natura biogena, construite de organisme bentonice care traiesc obisnuit in colonii si care secreta un schelet realizat din carbonatul de calciu extras din apa marii. La construirea recifilor contribuie, cu precadere, hexacoralierii, unele foraminifere, unele lamelibranhiate si gasteropode etc., precum si unele plante (alge calcaroase) ce se adapostesc in reteaua scheletica creata de corali. Pe masura ce unii corali mor, peste scheletele acestora se formeaza alte colonii, si astfel ia nastere un calcar coraligen puternic cimentat, alcatuit din acumularea de schelete.

Deoarece dezvoltarea coralilor se face numai in anumite conditii de mediu, distributia recifilor coraligeni este limitata la zona cuprinsa intre cele doua tropice (fig.23.), sau mai precis intre 30 latitudine nordica si 25 latitudine sudica. Conditiile de mediu propice dezvoltarii coralilor trebuie sa fie caracterizate obligatoriu de urmatoarele elemente: o temperatura minima a apei marii in jur de 18 C, cu un optim cuprins intre 25 - 29 C; ape cu o adancime de maxim 60 - 90 m (limita pana la care poate patrunde lumina), cu un maxim al dezvoltarii in jur de 20 - 30 m; o salinitate normala a apei; apa nu trebuie sa contina materiale detritice in suspensie (numarul mic al recifilor din Oceanul Atlantic este explicat prin existenta unor mari cantitati de materiale aduse de marile sisteme fluviale), sa fie bine aerata pentru a permite cresterea lor viguroasa si ca urmare coralii prospera in zonele expuse valurilor ce vin din larg; prezenta unui substrat dur pe care coralii sa se fixeze etc.

Fig. 23. Distributia globala a recifilor coraligeni si a numarului de specii generatoare a acestor forme de acumulare (Summerfield, 1997).

Fig. 24. Recifi litorali si recifi bariera

(Strahler, 1992).

In functie de forma si pozitie pot fi identificate trei tipuri majore de recifi coraligeni: (i) recifi franj sau litorali (fringing reefs); (ii) recifi bariera (barrier reefs); (iii) atoli (atolls).

Recifii franj sau litorali, care sunt si cei mai raspanditi, se dezvolta direct pe platforma continentala, atingand latimea maxima in fata promontoriilor, unde actiunea valurilor este foarte intensa, apa curata si bine aerisita (fig.24.). De obicei, recifii litorali nu se dezvolta in zonele de varsare ale fluviilor, din cauza marii incarcaturi de materiale deversate in mare. Acestia pot atinge latimi cuprinse intre 0,4 - 2,5 km, in functie de perioada de dezvoltare precedenta.

Recifi bariera sunt separati de tarmul propriu-zis printr-o laguna cu latimi variabile, obisnuit intre 2,5 km si 20 km, insa pot sa ajunga pana la 100 km (de exemplu, in cazul Marii Bariere din NE Australiei). Laguna are fundul plat si este putin adanca (20 - 80 m), unele prezentand numeroase constructii coraligene de forma unor coloane, create de coralii adaptati la conditiile oferite de aceste medii adapostite. Reciful poate avea latimi cuprinse intre 5 - 1000 m, in timp ce lungimile pot ajunge la sute de km (de exemplu, Marele Recif din NE Australiei are o lungime de 2 400 km). Uneori in recifii bariera apar deschideri (portite; pass, in engleza) inguste prin care surplusul de apa rezultat din deferlarea valurilor se reintoarce in mare. Adesea portitele apar in fata deltelor ca un rezultat al influentei aluviunilor asupra dezvoltarii coralilor (fig.24.).

Atolii sunt recifi coraligeni de forma aproape circulara, care inchid in interior o laguna (lagoon). In cazul atolilor mari, unele sectoare au fost cladite prin actiunea valurilor si a vantului, formandu-se lanturi de insule scunde, legate prin recifi. O sectiune transversala printr-un atol arata ca laguna este putin adanca, iar pantele exterioare ale acestuia sunt abrupte, coborand adesea pana la sute si chiar mii de metri adancime (fig.25.).

Fig. 25. Profil transversal printr-un atol (Ross, 1976).

2.6. Tipuri de tarmuri

Conform clasificarii lui Johnson (1919) se pot deosebi tarmuri de submersiune, de emersiune, neutre si mixte (cele care imbina formele tarmurilor de submersiune cu cele ale tarmurilor de emersiune), fiecare cu mai multe tipuri si subtipuri (de exemplu, inalte si joase).

Tarmurile de submersiune

Acestea s-au format prin invazia apei asupra uscatului, ca urmare a unor miscari de subsidenta sau a cresterii nivelului Oceanului Planetar. Majoritatea tarmurilor actuale, inalte sau joase, sunt de submersiune, deoarece prin topirea si retragerea ghetarilor wrmieni s-a produs o transgresiune a marilor ca urmare a ridicarii nivelului acestora.

2.6.1.1. Tarmurile de submersiune joase

Tarmurile de submersiune joase cuprind urmatoarele tipuri mai reprezentative: cu estuare, cu limane, aralic, finlandez si cubanez.

a) Tarmul cu estuare (sau de tip Maryland) se dezvolta la marginea unor cimpii litorale, strabatute de rauri ce se varsa in mari puternic afectate de maree si ale caror self este destul de ingust. Curentii mareici preiau si transporta in larg aluviunile raurilor, in plus prin eroziune largesc mult albiile in zona de debusare, tranformandu-le in estuare, care au forma unor palnii. Acest tip de tarmuri se intalneste in vestul Frantei (Garonne, Loira, Sena), sud-estul Angliei, nordul Europei (Elba, Peciora), nordul Siberiei (Obi, Enisei), pe litoralul atlantic al Americii de Nord (Maryland) etc. (fig.41.).

Fig. 41. Tarm cu estuare (Robinson, 1970)    Fig. 42. Tarm cu limane (Josan, 1986)

b) Tarmul cu limane se formeaza prin submersiunea unor campii litorale si patrunderea apelor marine pe gurile raurilor pe care le largesc, dandu-le infatisarea unor golfuri mici si inguste. Deoarece in aceste zone curentii mareici sunt cu totul nesemnificativi, in schimb deriva de coasta este foarte activa, aceste vai sunt inchise, spre mare, de cordoane litorale si transformate in limane. Asa este cazul tarmului nord-vestic si cel romanesc al Marii Negre (limanele Niprului, Bugului, Nistrului, respectiv, Tasaul, Techirghiol, Tatlageac, Mangalia etc.) (fig.42.).

c) Tarmul de tip aralic la care submersiunea a afectat unele suprafete cu relief de dune si prin urmare partea superioara a acestor formatiuni s-a transformat in insule si peninsule de mici dimensiuni, ale caror contururi sunt destul de puternic modificate in timpul furtunilor. Datorita acestui fenomen, caracteristica generala a acestui tip de tarm este prezenta unui numar foarte mare de insulite inconjurate de ape putin adanci. Dezvoltarea tipica se intalneste in jurul Marii Aral (fig.43.).

Fig.43. Tarmul de tip aralic (Posea et al., 1970)

d) Tarmul de tip finlandez (sau cu skjrs - denumire suedeza pentru campiile glaciare litorale care se prezinta sub forma unui amestec de insule, canale, balti etc.) se aseamana intr-o oarecare masura cu cel aralic, insa in acest caz apele au invadat marginile unor campii glaciare cu microrelief de morene si stanci slefuite, care s-au transformat in insule si promontorii separate de canale si golfuri cu ape putin adanci (fig.44.).Tarmuri de acest tip se intalnesc in lungul litoralului Marii Baltice, la marginea marilor din jurul Oceanului Artic, in nord-estul S.U.A. (Noua Anglie) si in alte regiuni cu relief glaciar submers.

Fig. 44. Tarmul de tip finlandez (Posea et al., 1970)

2.6.1.2. Tarmurile inalte de submersiune

Tarmurile inalte de submersiune corespund unor zone muntoase sau deluroase al caror profil abrupt se continua subacvatic fie prin platforme de abraziune inguste, fie prin pante accentuate. Majoritatea tarmurilor inalte de submersiune pastreaza inca trasaturile initiale, formele derivate marine fiind reduse, iar aspectul lor de amanunt este influentat de structura, tectonica, eroziunea fluviala si glaciara. Cele mai caracteristice sunt tarmurile de tip dalmatic, anatolian, cu riass, cu fiorduri, tectonice etc.

a) Tarmul de tip dalmatic (cunoscute si sub denumirea de tarm cu structura longitudinala sau tarm de tip pacific) se formeaza atunci cand o regiune muntoasa tanara, cu culmi orientate paralel cu tarmul, este supusa unor miscari de subsidenta usoara, sau atunci cand nivelul general al marii creste. Prin submersiune, vaile si depresiunile (corespunzatoare sinclinalelor) se transforma in golfuri inguste si canale, iar culmile (corespunzatoare anticlinalelor) in insule si peninsule inalte, dispuse longitudinal (fig.45.). Acestea sunt caracteristice coastei dalmatice (la Marea Adriatica), extremitatii sudice a statului Chile, vestului Americii de Nord (in dreptul Columbiei Britanice, al Golfului Californiei) si in multe alte sectoare din lungul muntilor Cordilieri si Anzi. Ca subtipuri se pot mentiona tarmul de tip albanez, cu o structura oblica impusa de orientarea culmilor muntoase si cel de tip appalasian cu promontorii in dreptul benzilor de roci rezistente paralele cu litoralul si golfuri la nivelul inflexiunilor axiale dezvoltate pe un substrat mai putin rezistent. Fig. 45. Tarm dalmatic (Posea et al., 1970)   

b) Tarmul de tip anatolian (sau tarm cu structura transversala, tarm de tip atlantic, tarm cu anse* ) este prezent in locurile unde linia de tarm intersecteaza perpendicular principalele linii structurale (cute, falii etc.). Caracteristice sunt golfurile foarte largi, arcuite (corespunzatoare sinclinalelor, unor compartimente coborate, pe linii de falii perpendiculare pe tarm sau benzilor de roci cu rezistenta mai slaba), despartite de promontorii si insule (corespunzatoare anticlinalelor, unor compartimente inaltate, pe linii de falii perpendiculare pe tarm sau benzilor de roci rezistente). Aceste tarmuri se intalnesc in partea vestica a Podisului Anatoliei, in cea sudica a Pen. Peloponez, in nord-vestul Scotiei si al Irlandei, pe coasta atlantica a Marocului etc.

Fig. 46. Tarm de tip riass (Posea et al., 1970)

c) Tarmul de tip riass** se caracterizeaza prin prezenta unor golfuri ramificate, axate pe cursurile inferioare ale raurilor, separate de promontorii mult mai late care reprezinta vechi interfluvii (fig.46.). Fazele de formare ale tarmurilor de tip riass pot fi rezumate astfel: dupa o perioada de dezvoltare normala a vailor urmeaza o faza de reintinerire a lor datorita reinaltarii regiunii respective sau coborarii nivelului marii. In urma ultimei transgresiuni (Flandriana) aceste vai au fost invadate de apele marii si transformate in golfuri mici. Prin evolutie se ajunge la modelarea promontoriilor si aparitia cordoanelor de nisip sau pietris, ce inchid golfurile, transformandu-le in lagune. Acest tip de tarm este dezvoltat in peninsula Bretagne, in nordul Spaniei (Galicia - de unde si denumirea de tarm de tip galician), in sud-vestul Marii Britanii. In Provence (sudul Frantei), tarmul este sculptat in roci calcaroase cu vai in chei si depresiuni carstice transformate in golfuri, denumite cala sau calanques (de unde si tarm cu calanques sau cu calanco). Pe tarmurile Marii Rosii se intalneste o varietate de riass, numite aici sermuri sau surum, care consta din golfuri lungi, inguste si adanci la intrare, meandrate, marginite in fata de constructii coraligene.

d) Tarmul cu fiorduri (sau de tip norvegian) este specific regiunilor litorale inalte afectate de ghetarii pleistoceni care au transformat vechile vai fluviale in vai glaciare. Ridicarea nivelului marii odata cu disparitia ghetarilor a dus la inundarea unei mari parti a acestor vai, formandu-se golfuri adanci si extrem de ramificate (fig.47.). Tarmurile cu fiorduri sunt raspandite la latitudini mari si insumeaza circa 30 000 km (dupa A. Penk din Posea et al., 1970). Cele mai extinse se gasesc in America de Sud (Patagonia, Tara de Foc, Chile), insa cele mai cunoscute sunt cele din Norvegia. Zone in care isi fac aparitia tarmurile cu fiorduri se mai intalnesc in Islanda, Irlanda, Scotia (unde se numesc firths si sunt axate pe linii de fracturi), vestul Groenlandei, Alaska, nordul Labradorului, Noua Zeelanda, unele locuri din Antarctica etc.

e) Tarmul tectonic este caracterizat de prezenta unor abrupturi, peninsule si golfuri corespunzatoare planurilor de falie, horsturilor si grabenelor. In fata acestora se pot intalni insule si stratori cu aceeasi origine, ca de exemplu in Marea Mediterana (Corsica si Sardinia, unele din tarmurile Greciei etc.), in California, Noua Zeelanda etc (fig.48.).

Fig.48. Tarm tectonic (Strahler, 1992)

Fig. 47. Tarm cu fiorduri (Robinson, 1970)

Tarmurile de emersiune

Acestea iau nastere atat in conditiile unor miscari tectonice pozitive sau de coborare a nivelului general al marii, cat si in urma unei evolutii normale indelungate. Linia apei vine acum in contact cu ceea ce odinioara forma panta reliefului submarin. Deasupra noii linii de tarm apare o noua fasie litorala emersa.

5.2.1. Tarmurile de emersiune joase

Tarmurile de emersiune joase apar in conditiile in care o platforma continentala cu o suprafata relativ neteda si o inclinare slaba este emersa formandu-se o campie litorala cu atribute asemanatoare, marginita de un tarm simplu si uniform. In aceasta categorie se incadreaza tarmurile cu cordoane litorale, cu lagune, cu lande, cu marse, cu watt, cu delte, cu mangrove etc.

a) Tarmul cu cordoane litorale (sau tarm de tip mexican, tarm cu lido) este specific regiunilor cu platforme de abraziune extinse si cu ape putin adanci, cu un aport fluvial abundent. Este cel mai raspandit tip de tarm, frecventa cea mai mare avand-o acolo unde mareele lipsesc sau unde au o amplitudine redusa. Prin inlantuirea si alaturarea cordoanelor de nisip se formeaza plaje relativ inguste, dar cu lungimi considerabile. De exemplu, cordoanele-plaja din vestul si nord-vestul Golfului Mexic se mentin pe o lungime de circa 2500 km. Reprezentative pentru acest tip de tarmuri sunt multe sectoare din jurul Marii Baltice, din nord-vestul Marii Adriatice, din nord-vestul Marii Negre, din estul si nord-estul Indiei etc.

b) Tarmul cu lagune ia nastere prin izolarea partiala sau totala a unor golfuri de catre cordoane litorale, de aceea este asociat adesea cu cel de tip lido sau mexican. In acest fel, fostele golfuri se transforma in lagune, de obicei alungite in lungul tarmului (fig.49), in anumite situatii falezele din spatele lor devenind inactive. Asa s-a intamplat si cu unele dintre golfurile Marii Negre, cel mai concludent caz pentru noi constituindu-l complexul lagunar Razim. Pe glob insa cel mai tipic exemplu de tarm cu lagune este in Golful Mexic, unde alterneaza cu alte categorii (cu limane, cordoane litorale, cu marse etc.).

c) Tarmul cu lande este caracterizat de prezenta unor campii joase, nisipoase, adesea cu un microrelief de dune, pe intinsul careia pot sa apara lacuri litorale datorita acumularilor intense din jurul lagunelor. Dupa aspectul general al tarmului cu lande tipic, dezvoltat in jurul Golfului Biscaya, unde cordonul litoral, acoperit cu dune de nisip, inchide un sir de lagune legate intre ele, care comunica cu marea numai pe la extremitatea sudica si in partea centrala, poate fi considerat un subtip al celui precedent.

d) Tarmul cu marse se deosebeste de cel cu lande prin faptul ca lacurile de pe cuprinsul campiiilor joase au fost colmatate si transformate in mlastini.

Fig. 50. Tarm de tip watt (Posea et al., 1970).

e) Tarmul de tip watt se formeaza in zonele cu platforme litorale intinse si de mica adancime, unde refluxul si refluxul nu reusesc sa transfere intreaga cantitate de aluviuni adusa de rauri. Ca urmare, in aceste regiuni se vor forma numeroase acumulari litorale sub forma de bancuri de nisip, cordoane, mici insule care in timpul fluxului sunt acoperite cu apa, iar la reflux devin emerse.

Odata cu colmatarea canalelor si a consolidarii cordoanelor, intreaga suprafata devine emersa alipindu-se campiilor litorale (fig.50.). Aceste tarmuri sunt frecvente in sudul Marii Nordului si al Marii Baltice (intre gurile de varsare ale Rinului si Elbei, sectoare de tarm din Olanda, Germania, Danemarca etc.).

5.2.2. Tarmurile inalte de emersiune

Sunt mai putin raspandite si au, in general, aspectul unor faleze constituite din roci sedimentare mai putin rezistente la eroziune, adesea stratificate, la baza carora se formeaza plaje inguste dar de lungimi apreciabile. Un exemplu in acest sens il reprezinta tarmul romanesc situat la sud de Capul Midia (tarm cu faleza de loess), cu un aspect liniar sau cu usoare sinuozitati, la care insa plajele sunt mai extinse. In anumite zone morfologia reliefului submarin se caracterizeaza prin versanti abrupti. In aceste regiuni tarmurile de emersiune se deosebesc de cele din arealul campiilor de self prin faptul ca apa prezinta adancimi mari chiar langa tarm. Uneori fasia litorala poate avea un aspect montan pana foarte aproape de tarm. Acest subtip poate fi definit ca fiind un tarm de emersiune cu pante puternic inclinate (steeply sloping shoreline of emergence). Falezele moarte ramase la diferite nivele deasupra marii indica faptul ca emersiunea a avut loc in etape (Strahler, 1992) (fig.51).

Fig.51. Tarm emers inalt (Strahler, 1973)

Tarmurile neutre

Se poate vorbi de un tarm neutru atunci cand nivelul marii a stationat mai mult timp, putandu-se distinge doua situatii: (i) stationarea nivelului marii un timp mai indelungat a favorizat o anumita atenuare a sinuozitatilor, promontoriile fiind puternic erodate si unite intre ele prin cordoane, in spatele carora se gasesc lagune si (ii) atunci cand tarmul s-a format prin acumularea de depozite ce ajung deasupra apei. In acest din urma caz, in functie de agentii care transporta materialele in mare si de natura depozitelor se pot deosebi tarmuri cu conuri aluviale, tarmuri deltaice, tarmuri vulcanice, tarmuri coraligene etc. (fig.52.A, B, C, D).

Fig.52. Tarmuri neutre: (A) Tarm deltaic; (B) Tarm cu conuri aluviale; (C) Tarm vulcanic; (D) Tarm coraligen (Strahler, 1973)