RELIEFUL FLUVIAL

RELIEFUL FLUVIAL

1. Formele de relief fluvial

Principalele forme de relief rezultate din activitatea predominanta a raurilor sunt vaile, definite ca forme negative, inguste si prelungi, cu profil longitudinal domol, inclinat intr-o singura directie si cu aspect general liniar sinuos. La randul lor vaile cuprind albia minora, albia majora (element morfologic care uneori poate lipsi) si versantii. Notiunea de interfluviu se refera la spatiul dintre doua rauri, inclusiv la versanti si chiar o parte din albie, de aceea cei mai multi autori sunt de parere ca acest termen trebuie sa-si reduca sfera de cuprindere doar la spatiul dintre versantii celor doua vai; adica la suprafetele dintre inflexiunile de la partea superioara a versantilor sau dintre terasele superioare. In mod obisnuit, la un rau pot fi distinse urmatoarele debite si nivele: de etiaj (media nivelelor minime), medii si maxime sau de viitura. Fiecaruia dintre ele, ii corespunde cate un tip de albie, cele mai mici fiind incorporate celor mai mari. Canalul de etiaj oscileaza in cadrul albiei minore, mersul sau coincizand de obicei cu firul apei sau talvegul (linia celor mai mari adancimi si viteze sau linia care uneste punctele cele mai coborate din lungul patului raului). Albia minora ia nastere prin oscilarile laterale ale canalului de etiaj, dar mai ales prin eroziunea apelor din timpul nivelelor mari. Albia majora rezulta din meandrarile si deplasarile laterale ale albiei propriu-zise (minore).

4.1. Albiile minore si microrelieful lor

Cea mai generala definitie a unei albii poate fi urmatoarea: o concavitate alungita in suprafata terenului asigurand curgerea naturala cu suprafata libera a apei provenita din ploi, topirea zapezii si ghetii sau din drenaj subteran. Albia unui rau se autoformeaza, morfologia ei rezultand din antrenarea, transportul si depunerea sedimentelor erodate. Indiferent de conditiile de mediu, anumite trasaturi morfologice raman stabile, chiar daca albia nu este un fenomen static. Aceasta arata, inainte de toate, posibilitatile albiilor de a se ajusta la conditiile de mediu, la variatia factorilor de control. Initierea formarii albiilor este un proces foarte complicat. Se considera insa ca momentul se situeaza la trecerea de la scurgerea lamelara pe versanti la curgerea turbulenta, concentrata, moment care, dupa o serie de specialisti se situeaza la numere Reynolds de 1500 - 6000 si depinde de panta versantului, de intensitatea curgerii s.a. Dupa acest moment al initierii, pe toata lungimea sa albia este guvernata de aceleasi legi.

4.1.1. Clasificarea albiilor de rau

A) Dupa forma in profil transversal cercetarile pe o mare populatie de sectiuni de albie au evidentiat cca doua tipuri de forme cu o mare stabilitate:

- forma parabolica larga pentru albii cu perimetrul din nisipuri omogene necoezive, factorul forma calculat ca raport intre suprafata sectiunii transversale si suprafata sectiunii unei parabole a fost determinat ca avand valori intre 0,5 - 1;

- forma rectangulara, trapezoidala pentru albiile cu perimetrul din depozite argilo-prafoase cu mare coezivitate. Variatia factorului forma, calculat ca raport intre suprafata sectiunii transversale si suprafata sectiunii unui trapez sau dreptunghi inscris sectiunii, este intre 0,5 - 0,9, dar poate ajunge si la 1,0 (cazul albiilor unor rauri din India).

B) Dupa forma in plan, o prima clasificare, cu o foarte larga circulatie este cea propusa de catre Leopold, Wolman, Miller (1964), care au distins trei tipuri principale: albii rectilinii, albii sinuoase si albii impletite. Clasificarile propuse ulterior s-au raportat in principal la trei categorii, continuandu-se identificarea si descrierea de elemente morfogenetice, sedimentologice sau hidraulice care se reflecta intr-un fel sau altul la una din cele trei categorii. Alta clasificare pleaca tot de la configuratia in plan si apartine lui Brice (1975). El distinge albii sinuoase, impletite si anastomozate (fig. 5).

Clasificarea cea mai larg utilizata atat in geomorfologie, cat si in ingineria albiilor a fost propusa de Schumm (1985). Autorul respectiv distinge 5 grupe de rauri care ilustreaza schimbari ce s-ar putea produce in configuratia albiilor daca unul dintre factorii de control (tipul de debit solid, viteza curgerii, puterea raului) ar suferi schimbari (fig. 6). Acestor schimbari le corespund modificari in morfologie, in special in ce priveste raportul adancime/latime, gradientul s.a.

Fig. 5. Clasificarea albiilor de rau

(Brice, 1975)

Fig. 6. Clasificarea albiilor bazata pe tipul de aluviuni in asociatie cu stabilitatea albiilor

(Schumm, 1981).

In concluzie, aproape fara exceptie clasificarile albiilor au ca referinta configuratia lor in plan, alte aspecte fiind subsecvente acesteia. De aceea, analiza tipurilor de albie avand ca reper configuratia in plan este esentiala in cunoasterea dinamicii proceselor fluviale si a morfologiei generate de ele. Aceste cazuri de baza sunt: albii drepte (rectiliniare), albii sinuoase (meandrate) si albii impletite.

a) Albii rectilinii

Leopold si Wolman (1957) spuneau ca asemenea albii in natura sunt atat de rare incat aproape ca nici nu exista. Mai concret, rareori exista un segment de albie dreapta mai lung decat marimea ce defineste un sector mai lung decat de cca 10 ori latimea albiei. Astfel se poate spune ca albia dreapta este o stare temporara in comparatie cu alte tipuri, ca de exemplu albia meandrata care este o expresie a evolutiei unei albii spre cea mai posibila stare morfologica.

Conventional se considera albii rectilinii albiile cu indice de sinuozitate (raportul dintre lungimea desfasurata a raului, intre doua puncte, si distanta liniara dintre acestea) < 1,1 (Schumm, 1977; Richards, 1982). In morfologia patului acestui tip de albie sunt aceleasi caracteristici pe care le intalnim si la celelalte tipuri de albie.

Se apreciaza ca in albiile rectilinii nu exista energie in plus peste cea care este necesara transportului debitului lichid si curgerii frecarii, energie care sa fie folosita pentru a schimba directia curgerii prin eroziunea malurilor si migrarea albiilor.

b) Albii meandrate

Denumirea de meandru este folosita pentru denumirea sectoarelor de rauri sinuoase, cel putin din sec. XVII de catre Targiani-Toyzette (cf. Hickin, 1977) si provine de la hidronimul grecesc - maiandros, care in traducere libera inseamna fluviu din Caris celebru prin sinuozitatile sale. Un rau este considerat meandrat daca indicele de sinuozitate este mai mare de 1,5 (Leopold si Wolman, 1957) sau 1,3 (Chang, 1979). De aceea notiunea mai comprehensiva este de albii sinuoase si nu cea de albii meandrate. Totusi aceasta din urma este preferata.

b₁) Morfometria meandrelor

In analiza unui curs de apa sinuos unitatea morfometrica de baza este bucla de albie sau bucla de meandru sau pur si simplu bucla. Forma in plan a unei bucle poate fi concretizata prin urmatoarele elemente (redate si in fig. 7.): lungimea buclei (c) ce corespunde lungimii corzii buclei; inaltimea buclei (h), masurata pe linia perpendiculara dusa in centrul corzii, pana la intersectia cu axa albiei (la ape medii) si corespunde cu axa buclei; raza medie a buclei (r), adica raza arcului de cerc in care se inscrie bucla; aplatizarea buclei, definita ca raport intre lungimea si inaltimea buclei (c/h); sinuozitatea buclei, ca raport intre lungimea albiei masurata pe cursul raului intre punctele de intersectie a corzii si lungimea corzii, orientarea buclei, data de azimutul axei buclei si reda directia de migrare a buclei; apexul buclei, este punctul de intersectie intre inaltimea buclei si malul concav; punctul de inflexiune este locul pe axa albiei (denumita si centroida de legatura intre doua bucle.

Fig. 9. Principalele componente ale geometriei unui meandru (Leopold et al., 1964 ; Selby, 1985)

Doua bucle in succesiune formeaza un meandru. In context, la elementele de morfometrie proprii buclelor se mai adauga si: lungimea de unda ( l ) care este distanta masurata in linie dreapta intre capetele celor doua bucle; amplitudinea meandrelor (A) este distanta masurata perpendicular pe lungimea meandru, intre apexurile celor doua bucle sau pe centroida, ea ne ofera o imagine asupra fisiei active de meandrare.

Delimitarea fiecarei bucle se face pe baza razei de curbura, avandu-se in vedere faptul ca arcele adiacente sunt legate de acestea prin segmente de linii drepte. Pentru ca un segment de albie sa fie bucla de meandru, coarda acesteia trebuie sa depaseasca raza si sa nu fie mai mare de 7 ori latimea albiei. Buclele pot apare individual si nu neaparat in formatiuni de meandru. In acest caz se disting bucle simple simetrice (au numai un segment de curbura constanta); bucle simple asimetrice au doar segmente cu o curbura constanta dar lungimea corzii uneia este mai mare decat raza; bucle compuse.

b₂) Tipuri de meandre

In ce priveste tipologia meandrelor se fac diferentieri in raport cu: morfologia generala a vailor si fundului vailor, cu conditiile litologice, cu modul sau stadiul de evolutie; cu succesiunea in spatiu.

In raport cu morfologia de ansamblu a vailor si fundului vailor se disting: meandre de rau (sunt de regula adancite in aluvionar sau complexul teraselor inferioare, considerate sub 20 m inaltime) si meandre de vale, considerate a fi cele ale albiei majore, avand un traseu mai mult sau mai putin sinuos, insa cu o surprinzatoare regularitate a sinuozitatii. Este o meandrare care se continua din perioade geologice ale formarii vailor (meandrele Bistritei, Prutului, Colorado etc).

In raport cu modul de evolutie meandrarea si deci meandrele, pot fi: libere, limitate si fortate.

Meandrarea libera este caracteristica albiilor aluviale in cursurile inferioare, dar mai ales albiilor marilor rauri, care parcurg toate fazele de evolutie, de la initierea meandrarii pana la autocaptare, trecandu-se prin faza meanderelor prezente de tip gat de lebada.

Meandrarea limitata este asemanatoare precedentei dar din cauza latimii reduse a vaii procesul nu se poate dezvolta in toata amploareaa. Limitarea poate fi de la neregularitatile unui mal, la o distorsiune aproape integrala a unei bucle, dar poate fi si din cauza faptului ca lungimea medie a meandrului liber este mai mica decat amplitudinea acestuia; este cazul albiilor subadaptate.

Meandrarea fortata este determinata de situatii cand malurile albiei nu sunt usor erodate iar procesele geomorfologice se dezvolta preponderent pe adancime.

b₅) Migrarea meandrelor

Pentru cunoaste fenomenul de migrare a meandrelor este nevoie de definirea unor notiuni si anume :

- migrarea meandrelor este fenomenul de deplasare in plan orizontal al meandrelor, indiferent de directie (amonte, aval, lateral);

- fasie de meandrare este spatiul inclus intre tangentele la exteriorul buclelor de meandrare;

- meandre parasite sunt bucle de meandre despartite de cursul raului, prin autocaptare, transformate temporar in lacuri de albie majora ;

- popina (gradiste) reprezinta suprafata cuprinsa in bucla unui meandru, de regula se foloseste pentru buclele aflate aproape de faza de autocaptare. Legatura popinei cu restul luncii raului se face printr-o portiune ingusta, numita pedunculul meandrului.

Un fenomen distinct in migrarea meandrelor si care exprima, in fapt, procesul de ajustare a lungimii si pantei raului, este strapungerea meandrelor sau autocaptarea. De regula, fenomenul se produce in timpul viiturilor. Intrucat autocaptarea inseamna, in primul rand, reducerea lungimii unor sectoare de rau, a atras atentia specialistilor in amenajarea fluviilor pentru navigatie, pentru a induce asemenea strapungeri. Este clasicul caz de la noi din tara privind strapungerea marelui M de pe bratul Sulina (intre 1859 - 1902). Exista doua tipuri de autocaptari: prin strangulare si autocaptare prin repezis. Prima se dezvolta prin accentuarea datorita eroziunii a doua curburi opuse ale unei bucle de meandru pana cand pedunculul este strapuns (fig. 8 A), a doua apare, de regula la inundatii succesive cand raul isi dezvolta un repezis pentru a-si revarsa apele (fig. 8 B).

Fig. 8. Tipuri de autocaptare a meandrelor: A, prin strapungere; B, prin repezis (Walters, 1975).

c) Albii impletite si anastomozate

Denumirea de albii despletite care circula in literatura de la noi este improprie. Corect este albie impletita, ceea ce, asa cum se arata in dictionarul geologic (1962, cf. Smith, 1973) inseamna un rau care curge prin mai multe albii care se despart si se reunesc, asemanandu-se cu suvitele unei funii, cauza diviziunii fiind obstructia prin depunerea de aluviuni de catre rau. Un tip special de albii impletite, deosebite insa prin caracteristicile morfodinamice il constituie albiile anastomozate, definite in prima parte a capitolului si care se remarca prin pante mai mici, o mai mare stabilitate, coezivitatea malurilor, transport predominant in suspensie si brate divizate de insule acoperite cu vegetatie. De regula cele doua tipuri de albii sunt analizate impreuna.

Pentru calculul indicelui de impletire Brice (1964) propune relatia :

I_imp - 2(suma lungimii bratelor si/sau ostroavelor pe un sector)

lungimea sectorului masurat pe mijlocul albiei

In formarea albiilor impletite sunt necesare urmatoarele conditii (cf. Fahnestack,1963): maluri usor erodabile; variatie rapida si mare a debitului lichid; cresterea pantei; debit solid abundent; incompetenta locala a curgerii.

Din punct de vedere morfologic albiile impletite sunt dominate de formatiunile cunoscute sub numele de ostroave. Acestea sunt forme de pat de albie ce au lungime de acelasi ordin de marime cu latimea albiei si inaltimi de acelasi ordin cu adancimea medie a scurgerii ce le genereaza.

In ce priveste depozitele de albie, raurile impletite sunt mari depozite de aluviuni cu structuri rudimentare, cu puternice variatii granulometrice de la praf - argila la bolovanisuri. Ostroavele formate din nisipuri sunt caracteristice unor rauri ca Brahmaputra, Huanhe s.a.

4.1.2. Morfologia si dinamica malurilor unei albii

Albiile desi sunt forme de relief (reprezinta o concavitate) nu sunt cum s-a considerat mult timp numai forme de eroziune, ci forme de eroziune si acumulare. Cand un mal se eroade, cel opus, situat mai in aval se construieste, se inalta prin sedimentare. Primul este mal concav sau de eroziune, al doilea, mal convex sau de acumulare. Acestea sunt cele doua tipuri principale de mal, pe care le intalnim la albiile aluviale si impreuna dau imaginea unitara faptului ca raul este un agent care distruge si construieste in acelasi timp.

a) Maluri concave

Asa cum arata si denumirea, la aceste maluri, suprafata morfologica expusa spre rau, descrie o concavitate indiferent de marimea ei, concavitate care se masoara in grade ale arcului de cerc pe care se inscrie cresterea maxima. De asemenea, prin definitie sunt maluri de eroziune, ceea ce nu inseamna ca procesele de acumulare lipsesc cu desavarsire. Formarea malurilor concave se face in doua moduri: prin eroziune in sensul strict al definitiei procesului si prin cedarea malurilor.

In ceea ce priveste rata de eroziune a malurilor concave evaluarile pot fi facute prin masuratori direct in teren, prin diferite metode si in primul rand prin ridicari topografice repetate ale unor aliniamente fixe, fie prin masuratori pe harti topografice si aerofotograme care redau situatii in perioade de timp diferite. Astfel s-au identificat la marile rauri rate pana la 800 m/an, cazul Brahmaputrei.

b) Maluri convexe

Malurile convexe sunt formatiuni morfologice elementare de acumulare a depozitelor si reprezinta principalele elemente de constructie si dezvoltare a sesurilor de acumulare, a campiilor de inundare din care apoi se detaseaza terasele. De aceea se mai numesc si maluri de acumulare sau maluri de acretie laterala.

Datorita mai ales stadiilor de evolutie, pana la includerea lor in structura generala a albiei majore sau sesului de inundatie, terminologia privind acest mal este foarte diversa incat unele precizari sunt necesare. Astfel, in inginerie se folosesc pentru asemenea maluri in formare, termeni ca: bare aluvionare, iar in geomorfologie se foloseste termenul renie. In dictionarul geomorfologic (Bacauanu, Donisa, Harjoaba, 1974) renia este definita portiunea convexa din meandrul unui rau, joasa, acoperita cu nisip, reprezinta o zona de acumulare a aluviunilor (p. 97). Pentru stadii avansate de evolutie, cand acestea se integreaza sesului sau campiei aluvionare se foloseste denumirea de scroll, pe care noi am preluat-o in limba romana in forma renii involute, pentru stadiul incipient am retinut denumirea de renie simpla. Definitiile pentru fiecare dintre ele sunt urmatoarele :

Fig. Planul (A) si sectiunea transversala a structurilor sedimentare a unei renii (B) (Nanson, 1980).

4.1.3. Morfologia si dinamica patului albiei

Spre deosebire de alte morfologii fluviale, morfologia patului albiei are o foarte mare mobilitate si cu putine exceptii este efemera. Aceasta si explica folosirea adesea a expresiei formatiuni de albie in locul celei de morfologie de albie. Oricum, un lucru este cert si anume pentru clasificarea acestora se folosesc deopotriva criterii hidraulice avand ca reper regimul curgerii (inferior, mediu si superior) si criterii geomorfologice, avand in vedere timpul de formare si conservare a diferitelor tipuri morfologice. Bineinteles, acestora in anumite situatii li se adauga criterii sedimentologice.

Clasificarea potrivit careia vom ordona aducerea in discutie a morfologiei are la baza criteriul timpului (ca durata de formare si conservare). Distingem astfel doua principale categorii : a) morfologie efemera si b) morfologie perena.

a) Morfologia efemera (fig. 11) este o categorie distincta care se formeaza in timpul unei viituri, pentru ca la urmatoarea sa fie complet modificata. Din punct de vedere genetic si in consecinta si morfologic are multe trasaturi comune cu cea morfologica creata de vant si chiar unele denumiri sunt comune, ceea ce nu trebuie sa surprinda intrucat, se stie, si apa si aerul formeaza domeniul fluidelor; de asemenea asa se explica caracterul ondulatoriu al morfologiei aluvionare din patul albiei, caracterizate printr-o forma, care in sectiune longitudinala este un triunghi asimetric, iar sectiunea transversala cel mai adesea este simetrica. Este forma tipica a celei mai comune formatiuni de albie, numita ripple sau riduri din intreaga familie de subtipuri.

b) Morfologia perena (vaduri, adancuri si repezisuri)

In profilul longitudinal al oricarui rau, patul albiei pentru orice sector a carui lungime depaseste de cel putin 10 -12 ori lungimea albiei, prezinta o succesiune de vaduri (riffle) si adancuri (pools) (denumita si meandrare verticala).

Desi la prima vedere cele doua notiuni: vad si adanc, nu pun probleme de acceptie terminologica, unele precizari le gasim necesare pentru a nu se face confuzii de preluare a unor termeni. Ne vom referi doar la situatia din literatura de specialitate din tara noastra.

Concret, sunt utilizate cuvintele adancitura (pools) si prag (riffles) (Posea et al., 1970) sau adanc si prag (Chiriac et al., 1980). In concluzie, definirea celor doua morfologii de baza implica luarea in considerare a topografiei, a depozitelor de debit tarat, adancimii apei regimului vitezelor, tipului proceselor (curatire, depunere) s.a.:

vad este acea portiune de microrelief pozitiva din patul albiei in care adancimea apei este mai mica, viteza curentului este mai mare, iar materialul de albie este mai grosier;

adanc este acea portiune de microrelief negativa din patului albiei in care adancimea apei este mai mare, vitezele mai mici si granulometria depozitelor de albie mai redusa.

cele doua morfologii se succed implacabil in lungul unei albii de rau.

Fig. 12. Diagrame aratand relatia intre meandrarea in plan (A) si meandrarea verticala (B)(stanga); Succesiunea vad - adanc in albii cu pat de pietris (dreapta) (Church et al., 1982).

Mai trebuie sa retinem ca aceasta morfologie nu este caracteristica, asa cum se credea, albiilor meandrate, aluviale, ci tuturor categoriilor de albii, inclusiv in roca in loc.

4.2. Geneza si morfologia albiilor majore

Albia majora reprezinta 'un teren relativ neted ce margineste un rau si care este inundat in timpul apelor mari' (Wolman, Leopold, 1957), sau 'o suprafata aluviala adiacenta la o albie, care este frecvent inundata' (Chorley, Schumm si Suggden, 1984). Din aceste definitii retinem ca principala caracteristica a albiei majore inundabilitatea frecventa. De aici si termenul de  campie de inundatie   (flood plain). Valsan (1915) arata ca in limba romana exista un cuvint precis care se refera la acest tip de campie si anume lunca, al carei inteles este mai vast decat cel al campiei inundabile, deoarece cuprinde si zone neinundabile. Lunca reprezinta o zona in cuprinsul careia sectiunea eroziva a raurilor a fost inlocuita recent printr-o actiune de acumulare. Aceasta nu inseamna ca raul si-a incetat actiunea eroziva, ci ca depozitele si formele de relief ce alcatuiesc lunca sunt rezultatul, in cea mai mare parte, a proceselor de acumulare.

Preluand termenul propus de Valsan, Cotet (1957) defineste lunca, 'o vale majora care, in functie de latimea ei, cuprinde terase locale cu inaltimi de la 3 la 5 m, balti, meandre parasite, belciuge s.a.', si se individualizeaza prin doua principale forme de relief: albia minora si albia majora. Posea et al. (1976) arata ca albia majora este mai mult o notiune hidrologica, si anume, 'acea portiune a vaii care este afectata de apa curgatoare numai la viituri', pe cand 'lunca cuprinde si portiuni neinundabile si se dezvolta odata cu profilul de echilibru al raului'.

Legat de folosirea termenului este si discutia asupra delimitarii spatiului cuprins in definitia celor doua notiuni. Se arata, de exemplu, ca albia majora este limitata de abruptul teraselor de 1 - 2 m, in timp ce lunca (sau sesul) cuprinde si terasele mai inalte de 3-5 m, pina la contactul cu versantii sau abruptul teraselor inalte (Martiniuc et al., 1962). Aceasta delimitare este valabila pentru vaile in care s-au detasat asa-numitele terase de lunca sau terase holocene.

Fig.     13. A. Diagrama de definitie a geometriei albiei majore. B. Exemplificare pentru albia majora a raului Jiu.

In ce ne priveste, definim drept 'albie majora' zona relativ neteda, adiacenta albiei minore, formata in ultima perioada a timpului geologic (ultimul Glaciar - Holocen) prin dominarea proceselor de acretie verticala si acretie laterala, delimitata de abrupturi marginale (uneori chiar direct de versanti de regula frunti de terasa, ce se dezvolta de o parte si de alta a vaii si care reprezinta 'obstacole' in calea migrarii laterale a raului (fig. 13).

In profil transversal, albiile majore sunt suprainaltate in aria fasiei active, ca urmare a ratelor de agradare mult mai mari in aceasta zona. In cazul arterelor hidrografice mari, profilul transversal poate fi impartit in mai multe fasii, dispuse paralel cu albia minora. Langa rau se desfasoara fasia grindurilor longitudinale, ce corespunda fasiei de albie activa (fig. 16); urmeaza o fasie mai lata si mai joasa cu numeroase depresiuni lacustre mlastinoase; la exterior apar una-doua trepte (terase de lunca) cu inaltimi de cel mult cativa metri, de cele mai multe ori parazitate de coluvii si proluvii. La raurile mici, in special cele cu abundenta de materiale venite de pe versanti, profilul albiei majore capata o panta ce scade de la exterior spre albia minora.

Analizele depozitelor de albie majora ale raurilor din mediul temperat permit gruparea acestora in doua mari complexe (fig. 14.):

- un complex de pietrisuri cu bolovanis, situat in general in patul vaii aluviale;

- un complex de depozite mai fine, situate in partea superioara a albiei majore

Seria pietrisurilor ce colmateaza partile cele mai coborate ale patului vailor se caracterizeaza prin stratificatie incrucisata tabulara, cu o foarte slaba sortare a depozitelor. Caracterul acestor depozite sugereaza ca au fost acumulate la debite mari si in contextul unui tip de albie impletita. Caracteristici asemanatoare ale aluvierii seriei de prundisuri si bolovanisuri au fost descrise si pentru vaile est-carpatice, indeosebi Bistrita si Moldova (Donisa si Martiniuc, 1980). Deoarece intensitatea si durata apelor revarsate precum si debitul solid sunt diferite, si structura depozitelor aluvionare va fi destul de heterogena (din punct de vedere petrografic, granulometric etc.). In general, aceasta este incrucisata, cu strate lentiliforme mai fine, dispuse peste altele mai grosiere sau invers.In ansamblu, spre baza aluviului de albie majora predomina materialele mai grosiere, in comparatie cu cele de suprafata. Ca si in cazul depozitelor de albie minora si aici micsorarea calibrului aluviunilor spre suprafata se datoreste atenuarii si echilibrarii treptate a profilului longitudinal al raurilor. In faza initiala de formare a albiilor, viteza apei era mai mare si, in consecinta, raurile aveau posibilitatea sa transporte si sa depuna materiale de calibru mai mare, decat mai tarziu cand patul lor s-a inaltat reducandu-se astfel panta. La raurile de munte aluviunile fine pot sa lipseasca, intreaga suprafata fiind constituita aproape numai din pietrisuri si bolovanisuri. In schimb, in cazul raurilor care strabat doar regiuni constituite din argile, marne si nisipuri (Jijia, Baseu) este greu sa se deosebeasca un aluviu de albie minora si altul de albie majora datorita slabei diferentieri a faciesului petrografic.

Fig. 14. Structura albiei majore

Grosimea depozitelor de albie majora prezinta in general o crestere in lungul raului, proportionala cu cresterea geometriei albiei majore. Inca o dovada ca albiile majore au o evolutie care, si din acest punct de vedere, poate fi pusa in legatura cu albia minora a raurilor. Un exemplu ilustrativ in acest sens este suprainaltarea concomitenta a suprafetei albiei majore cu suprainaltarea patului albiilor minore. Inregistrarile pe fluviul Nil, cele mai indelungate de pana acum asupra unui rau din lume, arata ca atat patul albiei cat si albia majora s-au agradat cu o rata de 0,9-1,2 m/1000 a.

5. Vaile raurilor

Formarea vailor este legata de actiunea retelei hidrografice, dar evolutia ulterioara, in profil longitudinal si transversal este supusa influentelor unui mare numar de factori. De aceea, cu toate ca sunt usor de recunoscut, vaile au forme si dimensiuni diferite: de la cateva sute de metri, la mii de kilometri lungime si latimi care pot depasi 100 km (exemplul vaii Amazonului cu o lungime de 6000 km si peste 150 km latime, spre varsare).

Principalii factori care conditioneaza particularitatile morfologice ale vailor sunt: roca (prin gradul sau de duritate, masivitate, sistuozitate, permeabilitate etc.); structura geologica cu diversele sale forme (tabulara, monoclinala, cutata, faliata); clima variata de la o zona geografica la alta si care conditioneaza direct sau indirect modelarea reliefului; miscarile tectonice, positive sau negative, care contribuie fie la incatusarea si adancirea raurilor, ori la formarea teraselor, fie la estomparea versantilor si la aluvierea vailor.

5.1. Clasificarea vailor

Una dintre cele mai importante clasificari ale vailor este cea dupa forma profilului transversal. Astfel, vaile sunt simetrice - adica cu versanti inclinati aproximativ la fel fata de o perpendiculara ce ar cadea pe axul lor - si asimetrice.

a) Vaile simetrice se caracterizeaza printr-un profil transversal ingust, asa cum sunt cele in chei, in canion si defileele, sau printr-un profil transversal larg.

Vaile in chei sunt inguste, cu versanti prapastiosi, puternic inclinati si foarte apropiati la baza, unde se dezvolta o albie minora cu multe neregularitati de talveg. Formarea lor este conditionata de prezenta unor roci dure (calcare, gresii), precum si de manifestarea unor miscari tectonice pozitive. Cheile impresioneaza atat prin forma si adancimea lor, care poate atinge mai multe sute de metri, cat si prin pitorescul detaliilor morfologice. Exemplu: cheile Bicazului, cheile Hasdatelor (Turzii), ale Dambovitei, Nerei s.a. In unele locuri sunt cunoscute si sub numele de clisuri, cum sunt sectoarele inguste ale Cheilor Dunarii.

Vaile in canion sunt, de asemenea, inguste si adanci cu versanti verticali sau cu trepte restranse, dar au fundul mai plat pe care se schiteaza o albie majora. Formarea lor presupune existenta unor podisuri cu roci rezistente la eroziune, cu structura mai mult sau mai putin orizontala si un climat semiarid. Exemplul cel mai cunoscut este canionul fluviului Colorado din vestul SUA, lung de 800 km si adanc de peste 1500 m si cu o mare diversitate de microforme laterale (terasete, surplombe, proeminente piramidale, contururi din cele mai bizare). Vai in canion de dimensiuni reduse se intalnesc in cuprinsul unor platouri vulcanice sau calcaroase din Brazilia, Columbia, Etiopia, India etc. Intr-o forma mai putin tipica de pseudocanioane ele se dezvolta si in regiunile constituite din paturi groase de loess - roca ce favorizeaza formarea unor versanti verticali -, cum este cazul in China, Ucraina, Dobrogea de Sud.

Defileele sunt portiuni de vale adanca si ingusta, incadrate, in amonte si avale, de sectoare mai largi. Ele se formeaza acolo unde raurile traverseaza un lant muntos, o culme sau o regiune de podis inalt, constituita din roci mai dure. In cuprinsul defileelor mari se intalnesc adesea mai multe ingustari si largiri alternative, ca in Defileul Dunarii, Defileul Oltului Turnu Rosu - Cozia (de pe Olt), Toplita-Deda (de pe Mures).

Vaile simetrice cu profil transversal larg sunt vai modelate in roci moi, relativ omogene sau sub forma de paturi orizontale. Ele se dezvolta indeosebi in regiunile de podisuri si campii caracterizate de conditii uniforme de modelare a versantilor.

b) Vaile asimetrice sunt cele mai numeroase si se caracterizeaza prin inclinarea diferita a versantilor. Cauzele asimetriei sunt de natura geologica, climatica, datorata eroziunii laterale ale raurilor in buclele de meandru ce vin in contact direct cu versantul s.a. Vaile asimetrice de natura structurala sunt cele mai cunoscute. Acestea sunt vaile subsecvente in regiunile cu strate monoclinale.

Dupa raporturile cu structura geologica se pot deosebi vaile tipice structurilor monoclinale si anume: consecvente (cataclinale), subsecvente (ortoclinale), obsecvente (anaclinale) si reconsecvente (resecvente).

In regiunile de orogen vaile se pot clasifica dupa directia lor fata de structurile geologice si geomorfologice principale, in: longitudinale (Valea Cernei, Tarcaului), transversale (defileele Dunarii, Oltului, Bistritei etc.) si diagonale (valea Bistritei in aval de Toance). Adaptarile sau neadaptarile la structura includ, de asemenea, vaile sinclinale, anticlinale, de butoniera, iar structurilor faliate le sunt proprii vaile de falii si cele de graben. Tot in legatura cu structura si miscarile scoartei sunt definite vaile epigenetice (supraimpuse) si cele antecedente.

6. Captarile fluviale

Captarile fluviale sunt procese de remaniere a retelei hidrografice, caracterizate prin patrunderea unui rau in albia altei ape curgatoare vecine, decapitarea de partea din amonte si includerea acesteia in propriul bazin hidrografic. Aceste procese au avut loc in toate perioadele geologice si in toate zonele geografice ale Globului, dar cele mai frecvente se produc in regiunile cu o mare densitatea a retelei hidrografice. Cauzele principale care determina producerea captarilor fluviale sunt exprimate printr-o puternica eroziune regresiva.

a) Elementele morfologice ale unei captari fluviale sunt: raul captator - raul agresiv care reuseste sa patrunda intr-un bazin vecin si sa-i rapeasca o parte din cursul si din afluentii sai; rau captat - cel detasat de sistemul din care a facut parte si incorporat la bazinul captatorului; raul decapitat - parte dintr-o artera hidrografica (vale), situata in aval de locul captarii, careia i s-a rapit o parte din bazin.

Modul in care s-a produs o captare se poate reconstitui dupa urmatoarele elemente: cotul, defileul si saua de captare; caracteristicile vaii decapitate (profil longitudinal, raportul rau-vale, comparatia aluviului de lunca si a eventualelor terase cu elemente similare din bazinul captat etc).

Cotul de captare este specific doar captarilor laterale si apare in punctul unde raul captator a patruns in albia celui ce a fost decapitat, schimbandu-i directia.

Defileul de captare reprezinta un sector de vale cu albia adancita, care incepe din punctul in care s-a produs captarea, marcat printr-un prag (rupere de profil) si se extinde treptat catre amonte. Aparitia sa este legata de faptul ca raul captat, ale carui procese de albie erau determinate de caracteristicile bazinului decapitat, este obligat acum de a-si pune de acord linia profilului de echilibru cu noul nivel de baza sau cu noile conditii proprii captatorului.

Saua (inseuarea) de captare este o forma concava de relief, situata in fata cotului si a defileului, respectiv la obarsia actuala a vaii decapitate. Ea reprezinta locul pe unde trecea raul captat inainte de remanierea retelei hidrografice. Acum apare suspendata fata de albia adancita a raului captat, dar se inscrie normal in cadrul vaii decapitate. De foarte multe ori, inseuarea aceasta este acoperita cu aluviuni asemanatoare celor din lungul raului decapitat si care nu se aseamana cu substratul geologic.

Valea decapitata este situata in prelungirea celei captate, legatura dintre acestea facandu-se prin inseuarea amintita. Se constata o disproportie accentuata intre cursul actual de apa si largimea vaii. Spre saua de captare, valea este adesea lipsita de scurgere, prezentand caracteristicile unei vai relicte (moarta, abandonata, subadaptata).

b) Tipuri de captari Exista diferite moduri de a clasifica aceste fenomene. Asa, de exemplu, dupa perspectiva de a se produce sau dupa vechimea lor, captarile pot fi previzibile (se vor produce intr-un viitor departat), iminente, in curs de producere (o parte din ape se scurg deja prin panze subterane), recente, vechi, demonstrabile (se pastreaza bine cursurile abandonate), sugerate de modul de dispunere al vailor sau de unele aluviuni vechi (Baulig, 1950). Clasificarea cea mai obisnuita si care o dezvoltam mai jos, se face dupa forma de producere a captarii si cauzele ce o provoaca. Pe aceasta linie o prima impartire este aceea in captari de suprafata si captari subterane (carstice). Captarile de suprafata sunt de trei feluri: laterale, frontale si prin deversare.

Captarea laterala formeaza tipul cel mai specific, cel ce se observa deosebit de clar si care pastreaz bine urmele fenomenului respectiv. Intre doua rauri vecine, unul din ele, datorita unor conditii favorabile, se adanceste mai repede. Afluentii sai, incep sa exercite, spre izvoare, o actiune de eroziune regresiva mai puternica, ceea ce duce la inaintarea acestora, peste cumpana de ape, in bazinul vecin. Captarea se produce in momentul cand raul care inainteaza regresiv, a patruns chiar in albia raului alaturat. Apele acestuia din .urma, cautand sa se scurga pe linia de cea mai mare panta, se indreapt catre aceasta noua vale care are un talveg mult mai inclinat. Captarea se face brusc, intregul bazin situat in amonte de captare este incorporat raului captator (fig. 15). Cumpana apelor, care pana la captare se deplasa foarte lent, a executat o deplasare brusca. Pe locul captarii, din unirea celor doua rauri, rezulta o arcuitura numita cot de captare. Portiunea de vale ramasa fara apa este cunoscuta sub denumirea de vale moarta sau vale subadaptata.

Fig. 15. Exemplu de captare laterala (imagine preluata de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Un caz special de captare laterala este asa numita captare de meandru. Aceasta se produce prin dezvoltarea laterala sau spre avale a unui meandru care, intalnind la un moment dat un altul, al propriei vai sau al unei vai vecine, poate sa dea nastere unei captari. In functie de raul captat ea poate fi de doua feluri: autocaptare, cand se produce asupra unui meandru al ace1uiasi rau (v. fig. 12.1) si captare laterala de meandru (captare prin tangenta), cand este captat un rau vecin.

Captarea frontala constituie un caz particular al captarii laterale. E vorba de doua rauri care izvorasc din aceeasi regiune, dar care curg in directii absolut opuse; cel ce are profilul longitudinal cu panta imediata mai mare (respectiv nivelul de baza local este mai jos) va impinge bazinul sau superior, in mod lent, peste bazinul celuilalt. In cele mai multe cazuri, captarea frontala este de fapt o inlantuire de mici captari laterale.

Captarea prin deversare nu este o captare in adevaratul inteles al cuvantului, ci e vorba de iesirea unui rau din albia sa si dirijarea catre o albie vecina maj joasa. Cauza acestei devieri nu este eroziunea regresiva ci, din contra, aluvierea maxima a propriei albii. Aceasta duce la inaltarea lenta a patului de curgere, care la randul sau face posibila revarsarea apelor peste diguri si cautarea unei regiuni mai joase pentru curgere. Acest tip de captare a fost descris ca proces de avulzie in formarea albiilor majore.

Captarile subterane sunt specifice regiunilor carstice. Dupa pozitia punctului de captare ele pot fi de doua feluri: la suprafata si subterane. Primele sunt captari care prind ape curgatoare de suprafata si le indreapta spre interior (sorburi); secundele se produc intre rauri subterane. In ambele cazuri, procesul principal care duce la captari il constituie actiunea de dizolvare a apei, exercitata pe anumite crapaturi, dirijate catre suprafata; pe acestea se creaza apoi puturi sau pesteri verticale, iar cele care se vor deschide in albia unui rau, il capteaza.

7. Terasele fluviale

O serie de cauze, mai ales climatice si tectonice, pot scoate raul din profilul de echilibru, obligandu-l ca, pe distante mai mari sau mai mici, sa se adanceasca puternic in interiorul albiei majore. Aceasta din urma va deveni tot mai neinundabila, ramanand cu timpul total suspendata fata de noua albie si capatand forma de treapta. Fosta lunca s-a transformat in terasa. Definita mai riguros, terasa este o forma de relief cu aspect de treapta, foarte alungita, desfasurata fragmentar in lungul unei vai si care la origine a functionat ca una din albiile majore ale raului (fig. 16).

7.1.Elementele morfologice si structurale ale teraselor

Terasa se compune din doua elemente principale: podul si fruntea. Podu1 are aspect general plat si este rest al albiei majore. Fruntea reprezinta planul inclinat care face racordud intre pod si albia majora recenta sau cu podul altei terase inferioare. Afara de aceste elemente principale, la o terasa se mai gasesc si doua linii caracteristice: muchea terasei, linia de-a lungul careia se face unirea dintre pod si frunte si tatana, linia prin care podul se leaga cu forma imediat superioara (fig. 12.2).

Din punct de vedere structural, podul terasei este format dintr-un pat de roci in situ, retezat aproape orizontal; urmeaza un strat de aluviuni care contine mult pietris rulat si care in mod obisnuit poarta numele de pietris de terasa; deasupra, se separa uneori un orizont de luturi fine aluviale. Afara de aceste orizonturi specifice, peste podul de terasa si in mod special la tatana, se suprapun ulterior materialele provenite de pe panta, coluvii sau conuri aluviale; in acest caz se spune ca podul terasei este parazitat. Peste acest complex se afla solul actual (fig. 12.3 A). In anumite regiuni stratul aluvial, caracteristic, mai suporta si orizonturi de soluri fosile, alternand cu loessuri, lehmuri, sau chiar cu un alt orizont aluvial. Numarul acestora, luate pentru fiecare terasa, poate fi de la unu pina la 4-5 si chiar mai multe. Alteori terasa poate fi lipsita complet de patura aluviala si, atunci, ea se numeste terasa in roca, spre deosebire de prima care este o terasa cu aluviuni sau aluviata. Un caz special il formeaza terasele sculptate in aluviuni si cele aluvionare (fig. 17. C).

Fig.     16. Elementele unei terase:    Fig. 17 Structura teraselor: A - terasa aluviala;

P - pod; F - fruntea; M - muchea; T - tatana B - terasa in roca; C - terasa in aluviuni

In mod obisnuit terasa se formeaza prin doua faze: in prima se dezvolta albia majora care va deveni terasa, iar in a doua raul se adanceste, retezand lunca, sub forma de treapta. Rezulta ca cea mai importanta, pentru formarea treptei, este faza a doua. De asemenea, reiese ca prima faza nu trebuie sa se caracterizeze prin acumulare, ci numai prin conditiile necesare formarii unei albii majore. Terasa este deci, inainte de toate, o forma rezultata din dominarea ritmica a eroziunii laterale cu cea in adancime si nu o forma de acumulare.

7.2.Cauzele formarii teraselor

Dupa cum s-a aratat, orice actiune care impune unui rau cu albie majora (ajuns la profil de echilibru) sa-si intensifice eroziunea in adancime, in tendinta de a crea o noua albie, mai joasa, duce la formarea de terase. Aceste cauze pot fi: schimbari ale sistemului morfoclimatic, miscari eustatice, miscari ale scoartei. La toate acestea reamintim o conditie aproape generala, aceea ca raul sa transporte relativ multe aluviuni grosiere.

a) Cauzele climatice sunt, pentru anumite perioade si regiuni, cele mai importante in formarea de terase. Schimbarea climei duce la schimbarea sistemului morfogenetic, care modifica raportul debit lichid - incarcatura in aluviuni si impune cu necesitate un nou profil de echilibru, deci o noua albie majora (incatusata in cea veche). Pentru zona temperata actuala si cele din imediata sa vecinatate (periglaciara si mediteraneeana), Cuaternarul a oferit o gama de variatii climatice deosebit de favorabila formarii teraselor. In legatura cu formarea teraselor climatice in timpul Cuaternarului s au emis doua ipoteze diametral opuse: a) in timpul perioadelor reci debitul apelor curgatoare crestea, eroziunea in suprafata si mai ales cea in adancime erau foarte intense, aceasta din cauza ca vegetatia lipsea si nu proteja versantii; albiile majore se largeau prin retragerea versantilor, dar in acelasi timp se si acumulau materiale. In interglaciar, vegetatia se dezvolta in bazinul versant, astfel ca debitul apelor scadea, aportul de materiale de pe versant scadea si el, ca urmare raurile s-au adancit, taind frunti de terasa. Actiunea de largire si aluvionare a luncii in timpul perioadelor reci se propaga dinspre amonte spre avale, unde se si intensifica datorita aportului crescut de aluviuni (adica, invers felului cum se transmite eroziunea regresiva sau chiar aluvionarea regresiva, impuse de oscilatii1e nivelului de baza). Acest proces de formare a teraselor de 'tip climatic' este opus celui de nivel de baza (taierea fruntii aici se face in glaciar) si se petrece mai ales in bazinele medii si superioare ale raurilor care se varsa in mare. Inspre avale intervin influentele nivelului de baza care modifica treptat timpul de taiere al terasei; b) impotmolirea albiilor avea loc in perioadele interglaciare, iar adancirea si taierea fruntilor in perioadele reci sau in perioadele de tranzitie (fazele anaglaciare, trecerea de la interglaciar la glaciar si fazele cataglaciare, trecerea de la glaciar la interglaciar) care ar fi, dupa unii, explicatii mult mai veridice. Este clar ca in aceasta problema inca nu s-a spus ultimul cuvant, desi toata lumea este de acord asupra rolului important al variatiei conditiilor climatice.

b) Cauzele eustatice, reprezentate prin coborarea nivelului oceanic, duc la marirea eroziunii pe rauri si deci la taierea de terase. Oscilatiile nivelului oceanic au fost puse in legatura cu glaciatiunile care blocand o mare cantitate de apa, ar impune scaderi ale nivelului de baza cu pana la minus 100 m. In interglaciar au avut loc ridicari de nivel. Teoretic, in timpul glaciatiunilor s-ar taia terase, in interglaciare s-ar acumula poduri.

Daca o ridicare generala a nivelului apelor Oceanului Planetar corespunde cu o intensificare a proceselor de aluvionare a albiilor - cel putin din cuprinsul marilor campii de nivel de baza -, eustatismul negativ determina accelerarea eroziunii in vederea realizarii unui nou profil de echilibru, corespunzator cu noua situatie creata. In ambele cazuri procesele vor incepe de la varsare spre amonte. De aceea si terasele eustatice din lungul vailor vor fi divergente spre aval si convergente spre amonte (altitudinea lor relativa va fi mai mare in apropierea nivelului de baza si tot mai reduse apre amonte, pana la contopirea lor cu luncile inca nesectionate).

c) Miscarile neotectonice cu caracter oscilatoriu favorizeaza si ele realizarea unor echilibre si dezechilibre in activitatea raurilor. Cele epirogenetice negative sau de subsidenta accelereaza agradarea (aluvionarea) unor albii, pe cand cele cu sens pozitiv sunt insotite de reactivarea eroziunii. Deoareace aceste miscari afecteaza, de obicei, suprafete mai restranse, si terasele pe care le genereaza vor avea doar o repartitie regionala. In plus, ele se deosebesc de cele eustatice prin aspectul profilului longitudinal (la nivelul podului) si prin variatia altitudinilor. Astfel, ridicarile epirogenetice care afecteaza mai mult bazinele superioare si mijlocii ale unor rauri pot da nastere la terase divergente spre amonte si convergente spre aval. In sectoarele cu ridicari orogenetice sau anumite ridicari locale (ca cele din Subcarpati sau din zona cutelor diapire) traversate de rauri, profilul longitudinal al teraselor capata o forma convexa asemanatoare, cu convergente in ambele sensuri. Raurile care se indreapta spre zonele de subsidenta vor fi insotite de terase convergente in acelasi sens, iar cele care trec dincolo de aceste arii de coborare vor fi divergente spre aval. Stabilitatea tectonica a unor regiuni (ex. Podisul Moldovei) se va reflecta si in existenta unui paralelism accentuat intre albiile actuale si podurile teraselor cu diferite altitudini.

12.3.3. Tipurile de terase.

Tipizarea teraselor rezulta, cu precadere, din modul cum s-au desfasurat procesele genetice ale acestor forme. In clasificare se iau in considerare si o serie de elemente morfologice si structurale cum ar fi: structura, forma, traseul in profil longitudinal si transversale.

a) Sub aspect genetic, terasele pot fi: eustatice, climatice, neotectonice si mixte.

b) Dupa raspandirea geografica, care, de fapt nu poate fi separata de cauzele care le-au generat putem avea terase planetare (eustatice), regionale (tectonice) si locale. Terasele locale se extind pe distante reduse si pot fi de etiaj, de meandru, de baraj si fluvio-glaciare. Cele de baraj se taie in campia aluviala formata in spatele unui obstacol, ce a impus o aluvionare indelungata. Terasele fluvio-glaciare iau nastere in conurile si campiile aluvionare din fata ghetarilor. In cadrul celor locale pot fi incluse si pseudoterasele sau terasele false. Terasele false sunt trepte care seamana, ca aspect si pozitie, cu terasele nivelate de rau, dar genetic reprezinta alte forme; ele pot fi frunti de alunecari stabilizate, prabusiri, dar mai ales conuri de dejectie ale raurilor afluente si glacisuri laterale retezate de rau in momentul cand acesta executa deplasari meandrate spre malul respectiv.

c) In functie de structura, terasele se impart in: terase in roca, aluviate, si acumulative sau aluvionare. Terasele in roca pot fi sculptate in formatiuni dure (gresii, calcare, conglomerate) sau in depozite friabile mai vechi (aluviale, proluviale etc., ca in Piemontul Getic sau in depresiunile intramontane). Terasele aluviate sunt sculptate aproape in intregime in roci mai vechi dar care sunt acoperite totusi de un strat subtire de aluviuni. Terasele aluvionare pot fi aluvionare principale (treapta cea mai inalta) si secundare sau terase retezate in aluviuni; in acest ultim caz pot aparea terase rezemate si terase imbucate. Terasele rezemate presupun sectionarea aluviului pana la roca de baza, urmata de o faza de agradare, in care noile depuneri se reazama pe aluviunile mai vechoi din spatele lor. Repetarea acestor procese contribuie la formarea mai multor asemenea trepte, care au insa aceeasi baza (talpa vaii). Terasele imbucate apar si se dezvolta tot pe seama unor importante complexe aluvionare in care raul isi sapa si isi inalta succesiv mai multe albii. Acestea sunt insa de dimensiuni tot mai reduse si nu ating niciodata talpa vaii. In sectiune apar ca niste semicercuri tot mai mici asezate unul in altul (fig. 18.).

d) Dupa desfasurarea in profil longitudinal terasele se clasifica in: convergente spre amonte (eustatice - cand a oscilat nivelul de baza), convergente spre avale (miscari tectonice sau chiar oscilatii climatice), para1e1e (apar, astfel, mai ales cand sunt privite pe sectoare sau unitati morfostructurale), terase in foarfeca (cand a oscilat nivelul de baza si bazinul mediu si superior al raului); in ultimul caz terasele mai vechi pot fi ingropate, spre varsare, de aluviunile teraselor mai noi - terase ingropate. In fine, mai exista: terase deformate puternic, local, de catre tectonica ulterioara formarii lor, si terase dedublate datorite unor miscari locale sau altor cauze (mai ales spre conf1uente) care fac ca podul unei terase sa se subdivida la un moment dat.

12.3.4. Altitudinea teraselor

Aceasta se indica atit prin cifre absolute, dar mai ales relative. Altitudinea relativa se masoara de la nivelul luncii actuale pina la partea superioara a pietrisului de terasa. In mod obisnuit, aceasta altitudine variaza in lungul vaii, putand merge de la cativa metri pana la zeci de metri, pentru o aceeasi terasa. Cel mai des, se fixeaza ca altitudine a terasei portiunile unde ea are maximum de dezvoltare si unde, de obicei are si cele mai mari inaltimi relative medii. Prima scara

Fig. 18. Terase rezemate si imbucate

de altitudini a fost conceputa de Depret (cit. Posea et al., 1976): 90-100 m, 55-60 m, 35-40 m, 15-20 m. El lega aceasta scara de cele patru glaciatiuni. Ulterior, cercetarile, pe diferite rauri, au indicat si alte altitudini dintre care mentionam, mai frecvente, pentru tara noastra: 5-7 m, 8-15 m, 20 m, 30-35 m, 50-55 m, 75-80 m, 90-110 m, 150 m, 210 m, 260 m; ultimele trei nivele sunt mai rar intilnite.

12.3.5. Numerotarea si dispunerea teraselor

Din cauza slabei pastrari a teraselor mai vechi, pana la disparitia lor totala, se obisnuieste ca numerotarea acestor forme sa se faca in ordine inversa aparitiei lor. Astfel, se noteaza cu T1 terasa care este cea noua si in general si cea mai joasa. Incercarile de a aplica o numerotare inversa au intampinat greutati atunci cand cercetarile au depistat urme si mai vechi decat terasa ce fusese definita ca T1 (cea mai veche).

12.3.6. Determinarea varstei teraselor

Cunoastexea vechimii unei terase este necesara pentru reconstituirea evolutiei vaii sau a unei regiuni. Mai mult decat alte forme, terasele constituie trepte bine precizate pe scara evolutiei morfologice a unui teritoriu si de aceea indicarea varstei lor se impune cu necesitate. Principalele metode pentru determinarea varstei teraselor sunt :

- Metoda paleontologica se bazeaza pe fosilele indicatoare din aluviunile terasei. Asemenea fosile sunt insa extrem de rare.

- Metoda analizelor de polen este mai precisa, iar sansele depistarii acestuia sunt mai mari; se gaseste mai des in stratele turboase intercalate pietrisurilor.

- Metoda arheologica porneste de la datarea unor urme vechi ale culturii materiale umane; trebuie procedat cu prudenta, deoarece asemenea urme, ca si cele paleontologice, pot fi remaniate.

- Metoda orizonturilor de loessuri si soluri fosi1e, depuse deasupra pietrisului de terasa a fost intrebuintata la noi mai ales de Bratescu. Ea se bazeaza pe principiul ca in glaciar se depune un strat de loess, iar in interg1aciar se forma cate un sol; o terasa cu cat este mai veche cu atat va avea mai mu1te orizonturi de loessuri si soluri fosile si invers.

- Metoda compararii altitudinilor relative, aplicata cu prudenta indicata mai sus, se foloseste pentru regiuni apropiate, in cadrul carora varsta anumitor terase a fost determinata pe alte cai.

- Metoda analizei materialului aluvionar consta in urmarirea fiecarui strat aluvial din urmatoarele puncte de vedere: petrografic, granulometric, stratigrafic, indice de rulare si de aplatisare. Toate acestea se fac in tot lungul terasei, tinandu-se cont de confluente, defilee, distanta de transport.

Metoda radiometrica foloseste mai ales izotopii carbonului C¹⁴.

8. Sistemul geomorfologic de acumulare fluviala. Depuneri terminale

Exista o mare diversitate de forme de acest tip, de la micile conuri aluviale create la gurile vailor de ordinul I si II (sistem Strahler), piemonturi, fan-delte si pana la deltele clasice ale fluviilor mari, acestea din urma alcatuite in special din materiale fine si foarte fine. De fapt, punctul terminus al sistemului fluvial de eroziune - transport - sedimentare este conul submarin, dezvoltat la baza taluzurilor continentale unde se mai resimte inca influenta fluviala din momentele de viitura, prin sedimentarea curentilor turbiditici si a materialelor hemipelagice.

8.2. Piemonturile

Piemonturile reprezinta o suprafata plana cu inclinare 1 - 7⁰, situata la periferia muntelui, formata prin acumularea de depozite aluviale. Este specific regiunii temperate si mediteraneene. Deci, genetic nu este similara cu notiunea de piedmont, dar ca pozitie si morfologie poate fi considerat astfel. In Romania a fost folosit prima data de Mihailescu (1930).

Notiunea are inteles morfologic, cat si genetic. Primul sens se refera la 'poa1a' sau 'piciorul' muntelui (piedmont) sau la zona situata imediat in fata sa, cu conditia ca aceasta sa fie o unitate joasa de tranzitie catre campie propriu-zisa. Sensul genetic are in vedere si procesul dominant acumulativ, prin care s-a creat aceasta forma de relief, respectiv depunerile masive de aluviuni la contactul brusc dintre un lant muntos in ridicare si unitatea neteda din fata. De altfel, este de remarcat ca piemontul nu constituie o unitate sau tip de relief 'initial' (cum e muntele si campia), ci este o forma construita ulterior din necesitatea unei tranzitii a profilului de scurgare peste asemenea contacte bruste. Construirea sa se face atat in detrimentul unei parti din campie, pe care o fosilizeaza, dar mai ales in detrimentul muntelui de unde sunt erodate aluviunile si pe rama caruia piemontul inainteaza uneori, reducandu-i spatiul.

In sens geomorfologic, notiunea de piemont a fost consacrata pentru a desemna o suprafata plana cu inclinare generala intre 1 - 7⁰, situata la periferia ariilor muntoase, fara a se face referinta la geneza si alcatuirea litologica sau raporturi cu un anumit tip de roca.

Pedimentul este o notiune introdusa de Mc Gee (1897) care inseamna o suprafata plana stancoasa cu roca la zi, cu inclinare de 1 - 7⁰, situata la periferia ariei montane, din zonele aride si semi-aride, modelata pe roci dure (granite, sisturi cristaline etc). El se poate extinde pe mai multi kilometri latime intre bordura montana si periferia campiei de acumulare (denumita "bajada"), formata la randul ei din acumularea materialelor spalate prin "sheet flood" (scurgere in panza) de pe pediment. Este specific zonei morfogenetice aride si semi-aride. In acest caz, asa cum a aratat Johnson (1932), pedimentul plus bajada formeaza pediplena.

Glacis este o notiune preluata de francezi din limbajul militar, folosit pentru a denumi parte din fata usor inclinata a bermei unui transeu. A fost consacrata in geomorfologie de Dresch (1957) pentru suprafetele plane cu inclinare 1 - 7⁰, distingand glacisuri de eroziune, care spre deosebire de pedimente se formeaza pe roci sedimentare, si glacis de acumulare, se formeaza la contactul unghiurilor colinare cu campia sau la contactul versantilor cu terasele si fundul vailor. In Romania termenul de glacis aluvial a fost folosit intre primii de St. Mateescu (1927).

La noi in tara exista o serie de termeni care se refera mai ales la sensul morfologic al notiunii de piemont, cum ar fi : poala de munte, plai, picior de munte.

Piemonturile apar in toata splendoarea lor la poala lanturilor muntoase tinere, fie ca forme active sau in constructie, fie ca forme in distrugere dar care se pastreaza inca bine sau in petice. Asa este cazul lantului Alpino-Carpato-Himalaian sau al Cordilierilor americani. In mod deosebit se citeaza piemonturile de pe latura sudica a Himalaiei si piemonturile mediteraneene ale Alpilor, cum ar fi zona denumita chiar Piemont, din nordul Italiei, construita de afluentii raului Po. Din aceste exemple rezulta doua conditii esentiale pentru aparitia piemonturilor, si anume: existenta unei bruste si mari denivelari intre o zona muntoasa inalta si un regim hidrologic propice acumularilor masive.

In formarea piemonturilor Posea et al (1976) disting urmatoarele faze:

A) Evolutia ascendenta

a) Prima faza evolutiva este aceea a dezvoltarii unor mari conuri acumulative. Ele ar putea fi numite si conuri piemontane, spre a le deosebi de cele obisnuite care nu evolueaza spre piemont. Inclirnarea pantei este in functie de debit si de incarcatura-calibru. Suprafata conurilor este surprinzator de neteda, deoarece aici incarcatura si debitul se regleaza intr-o descrestere uniforma, neexistand aport al afluentilor sau de versant.

b) In faza urmatoare, conurile ajung la ingemanare si se construieste un glacis aluvial. Acesta din urma se poate plasa, ca pozitie, imediat sub abruptul muntelui.

c) Cand glacisul acumulativ ia proportii care trec aproximativ peste 1 km, avem de a face cu piemontul propriu-zis. Este vorba de o campie usor inclinata peste care se extind paturi aluviale, in care conurile de dejectie se evazeaza, incat aproape nu se mai disting. Se cunosc panze de pietrisuri etalate pe 10-50 km departare fata de frontul muntelui, ceea ce denota puterea de transport a sheet-flood-ului.

d) La asemenea extinderi piemontul devine, in fapt, o campie piemontana care se construieste, in cea mai mare parte, fosilizand campia anterioara. Pantele sale sunt foarte reduse, adesea sub 0,5 m/km; in Piemontul Cotmeana au fost masurate inclinari de numai 3-8 mm/km. Conurile isi pastreaza uneori individualitatea, rezultata din cantitatea diferita de aluviuni pe care o aduce fiecare rau montan ale caror bazine difera mult intre ele. Dar, conurile raurilor mari migreaza continuu. Stadiul de piemont sau de campie piemontana, in care raurile raspandesc cantitati imense de pietrisuri fine, argile si nisipuri, se poate observa in bazinul lui Po, in Campia Gangelui, a Indusului etc., iar pentru trecut poate fi citat si Piemontul Getic. Piemontul si campia piemontana constituie forma ultima, de maxima dezvoltare, in evolutia ascendenta a acestui tip de relief.

Hidrografia piemontului are un aspect specific atat ca dispunere si evolutie cat si ca actiune morfologica. Este o retea putin densa, curge la suprafata, malurile insesi fiind construite din propriile aluviuni. Albiile se colmateaza relativ repede si de aceea cursurile se vor schimba des prin divagari, deversari, captari. Difluentele sunt caracteristice. Vaile au in general apa putina, seaca cu usurinta, se umfla in schimb in timpul averselor.

Structura piemontului rezulta din procesele de depunere si din cele care actioneaza ulterior. Este varba de a1uviuni, incepind cu pietrisuri de diferite dimensiuni, amestecate cu nisipuri si paturi sau lentile de argila. Structura este deci incrucisata. Pietrisurile sunt relativ rulate sau slab rulate, multe au aspect aplatizat, adesea intalnindu-se chiar blocuri imense colturoase. Marimea materialelor scade din amunte spre avale; panze de pietrisuri marunte se pot intalni pana la foarte mari distante de frontul muntelui. La periferia piemontului domina nisipul si argila.

B) Evolutia descendenta a piemonturilor duce la fragmentarea si apoi la distrugerea piemontului, in legatura cu care pot fi remarcate o serie de faze, dar care nu apar cu obligativitate la orice piemont.

a) Faza de platouri piemontane sau faza desprinderii piemontului de munte este prima ce poate fi observata, dupa ce piemontul a incetat sa se mai construiasca din plin. Ea incepe o data cu primele tendinte de adancire ale retelei hidrografice, care coboara din munte. Adancirea se face mai ales in partea superioara, pornind de la contactul cu muntele. Aici are loc o eroziune liniara, dar si laterala in formatiunile piemontane, sculptandu-se terase. Cu materialele erodate, raurile construiesc, in avale, noi poale piemontane, executand totodata si puternic devieri laterale. Un exemplu il constituie Piemontul Candesti, spre valea Dimbovitei. La contactul cu muntele apar inseuari si o serie de bazinete ce dau, in ansaanblu, un uluc depresionar. Acesta detaseaza piemontul de muntele care 1-a nascut. In rest, intre vaile longitudinale adancite, dar foarte rare, se pastreaza adevarate platouri sau "mesas" piemontane; foarte bine se mentin acelea care in interiorul lor au si duricruste specifice climatelor semiaride. Se pot cita, pe langa cele din Texas, platourile de la poala Alpilor italieni, platourile cu aluviuni de tip ranas din Spania si Portugalia, apoi cele din din India sau chiar in Piemontul Getic.

b) Faza de fragmentare longitudinala sau faza de doaburi se realizeaza prin adancirea puternica in piemont a retelei coborate din munte. Aceasta faza este impusa de miscarile de ridicare ce afecteaza piemontul. Ea tine, teoretic, pana cand raurile ating baza acumularilor piemontane. Intre rauri raman niste interfluvii largi, denumite in campia Indo-gangetica doaburi sau mesopotamii. Pe masura ce vaile se largesc, precum si pe masura ce in piemont se naste o retea proprie de vai, interfluviile se ingusteaza tinzand spre formarea unor creste, denumite serres in piemonturile pireniene, ridel in Bavaria, coline sau muscele la noi. Aceste creste nu sunt paralele, ci apar mai mult ca niste digitatii, din cauza retelei hidrografice.

c) Faza fragmentarii transversale incepe o data cu aparitia de afluenti laterali cu obarsia in piemont. Interfluviile longitudinale sunt tot mai fragmentate (transversal, oblic sau digitat). Piemontul se transforma tot mai mult intr-o unitate deluroasa.

d) Faza fragmentarii totale sau a martorilor piemontani se realizeaza atunci cand vaile si bazinetele de eroziune s-au instalat adanc pe locul piemontului. Versantii interfluviilor se intretaie sub vechiul nivel piemontan, pietrisurile au fost indepartate. Din loc in loc, in conditii cu totul favorabile, din vechea panza piemontana se mai pastreaza unele resturi sub forma de petice. Ele pot avea forme de: inseuari cu pietrisuri groase, interfluvii inguste cu pietrisuri diseminate pe suprafata lor. Acestea pot servi uneori la reconstituirea vechilor conuri piemontane.