MODELAREA RELIEFULUI PRIN PROCESE DE EROZIUNE

MODELAREA RELIEFULUI PRIN PROCESE DE EROZIUNE

Functie de natura fortei de impact procesele de eroziune imbraca aspecte specifice, astfel incat, se separa: eroziunea eoliana, eroziunea apei, sub diferitele ei aspecte (fluviatila, marina, glaciara) si eroziunea biologica. Cand vorbim de una sau de alta dintre tipurile de eroziune, se are in vedere forta dominanta intr-o regiune sau alta, ceilalti factori avand un rol secundar.

1 Eroziunea eoliana

Etimologia cuvantului "eolian" provine din limba greaca de la zeul vantului "Eol" sugerandu-se astfel impresia si mai ales impactul pe care acest fenomen il are asupra omului si a societatii umane, in general.

Intensitatea vantului se manifesta cu putere in regiuni cum sunt:

zonele tropicale, cum sunt alizeele din Oceanul Indian;

zonele de coasta marine si oceanice;

zonele muntoase pe culmile inalte si culoarele de vale;

zonele desertice.

Eroziunea vantului, denumita si coraziune, apare in urma deplasarii maselor de aer, desprinderea particulelor facandu-se datorita fortei de impact. Fenomenul este amplificat de particulele luate in suspensie, de obicei granule de cuart, care supun suprafata rocilor unui impact sistematic, ce poate fi asemanat operatiei de sablaj, adica un jet de aer incarcat cu nisip, practicat in industrie pentru curatarea pieselor de metal.

Reactia sistemului roca este diferit fata de forta vantului, aceasta depinzand de duritatea rocilor si implicit de structura lor petrografica. In acest fel, iau nastere diverse forme de relief sau poate crea diverse aspecte in care efectul vantului este evident. Aceste forme sunt intalnite in mare parte, in regiunile desertice, litorale, dar si in regiunile muntoase pe zonele plate ale culmilor muntoase.

Curentul puternic de aer are efectul de spulberare si de sortare a granulelor de nisip (deflatie) mai fine si ramanerea pe loc a elementelor mai grosiere, care nu pot fi antrenate in suspensie. In acest fel, se formeaza pavajul de pietre sau de deflatie, in care elemente grosiere de dimensiuni mari raman in relief. Acest tip de relief este numit in Sahara hamade (Gr. Posea et. al.1978).

In conditiile unor suprafete plane formate din elemente grosiere, acoperite cu un strat subtire de nisip, maturate si slefuite continuu de vant iau un aspect lustruit si sunt acoperite cu o coaja subtire de oxizi de fier si mangan, aspect denumit luciul sau patina desertului. In cazul unor suprafete, de asemenea plane, in care nisipul este bine indesat formeaza pavajul de deflatie, denumite reg in Sahara si giber plains in Australia.

Coraziunea se manifesta si prin particule de dimensiuni mai mari, care sunt tarate indeosebi pe suprafetele plane, si lasa santuri paralele cu directia vantului. In terenurile argiloase sau marnoase santurile au marginile dantelate, denumite yardanguri (din limba turcmena) descrise pentru prima data in Asia Centrala.

In campurile de pietre de tipul hamadelor granulele sunt slefuite pe trei fatete avand forma unui tetraedru, denumite dreikanter sau pietre cu fatete.

In cazul regiunilor cu forme de relief pozitive, alcatuite din alternante de roci cu duritate diferita, actiunea vantului imbraca forme sculpturale cum sunt: crestele, ciupercile, babele sau sfincsi. Eroziunea este mai intensa spre baza datorita incarcaturii mai mari in material abraziv in suspensie.

Uneori eroziunea la baza formelor este atat de mare incat aceasta ramane intr-un echilibru instabil fiind denumita piatra balansoare sau oscilanta.

In peretii abrupti de roca, reactia diferita a roci la actiunea vantului, formeaza mici structuri alveolare, care dau aspect de fagure. Forma lor se datoreaza curentilor turbionari si vartejurilor care au ca impact sfredelirea diferentiata a rocii.

In regiunile desertice sau platouri inalte apar macroforme de relief depresionare cum sunt:

fuldji, adancituri de forma ovala, ce seamana cu amprenta unei copite de cal de dimensiuni uriase;

vadi, sunt culoare alungite, care se intind pe distante de ordinul kilometrilor asemenea albiilor raurilor. Au forma asimetrica, versantul ce sta in calea vantului este abrupt in timp ce celalalt are o panta mai redusa si permite unele acumulari de nisip;

depresiunile de coraziune si deflatie se formeaza pe interfluviile plate (hamade) sculptate in roci granitice si granulare de tipul gresiilor. Largirea depresiunii se produce prin subminarea gresiilor dure de deasupra care stau pe roci mai friabile de tipul nisipurilor, argilelor sau marnelor.

2 Eroziunea fluviatila

Eroziunea fluviatila include actiunea tuturor organismelor hidrologice, in care apa curge liber la suprafata scoartei terestre sub efectul fortei gravitationale.

Forta eroziva apei este direct proportionala cu gravitatia, adica panta de curgere si volumul de apa. Aceasta se manifesta prin siroire, torenti, paraie, rauri si fluvii, fiecare organism hidrologic avand o anumita specificitate, dar si caracteristici comune in erodarea scoartei terestre.

Eroziunea fluviatila actioneaza cu o dinamica intensa asupra paturii de alterare si se combina cu alti factori in cazul rocilor din constitutia scoartei terestre. Ca si in cazul fortei eoliene, eroziunea fluviatila este mult amplificata de granulele aflate in suspensie, care prin lovire, frecare slabesc treptat coeziunea rocilor si le desface in fragmente de diferite dimensiuni.

Eroziunea este facilitata si de alti factori, indeosebi, cei de dezagregare mecanica si de alterare chimica, ce produc, de asemenea, slabirea rezistentei rocilor. Prin urmare, eroziunea fluviatila este un proces complex, care depinde de mai multi factori, insa rolul dominant il are forta hidraulica a apei ce determina evolutia versantilor, vailor si albiilor.

Curgerea apei in albii are loc in conditii laminare, cand liniile de curent sunt mai mult sau mai putin paralele, viteza diminuata, cantitatea de material luat in suspensie este mica si implicit forta hidraulica este redusa.

Atunci cand apa curge turbulent, viteza de curgere este mare, liniile de curent au o structura complicata, cu formarea de turbioane si vartejuri, cantitatea de material in suspensie este mare si forta de eroziune creste spectaculos.

Curgerea laminara sau turbulenta in lungul unui organism hidrologic trebuie analizata in cel putin trei situatii:

la debite minime, din perioadele secetoase cand domina curgerea laminara si forta erozionala este mult diminuata sau chiar este nula;

la debite medii, curgerea turbulenta are loc pe tronsoanele albiei cu panta mai mare sau are loc o ingustare a sectiunii de curgere; in aceleasi conditii ale debitului regimul laminar se inregistreaza pe tronsoanele cu panta de curgere mica sau cu sectiuni de curgere mare;

la debite maxime, ce coincid cu precipitatii abundente si de scurta durata, curgerea se produce turbulent, in cea mai mare parte dezvoltandu-se forte erozionale deosebit de mari.

In rezumat, se poate spune ca procesul de eroziune are loc atat cat forta apei este mai mare decat suma fortelor de frecare, de rezistenta la curgere si de transport. Fortele de rezistenta la curgere sunt date de frecarea dintre particulele (frecare interna) transportate si din vascozitatea apei, precum si de frecarea fata de fundul si malurile albiei.

Important pentru intelegerea eroziunii fluviatile il are si mecanismul de curgere a apei in sectiunea albiei. Astfel, viteza de curgere are valori diferite in planul sectiunii, cu maxime in zona axiala si cu minime spre maluri. Prin urmare, forta erozionala este maxima in zona de ax a albiei, in conditiile in care aceasta are un traseu rectiliniu.

Eroziunea fluviatila se manifesta prin siroire, eroziunea torentilor, raurilor si fluviilor.

Siroirea reprezinta un stadiu intermediar intre momentul caderii picaturii de ploaie pe suprafata terestra pana la constituirea organismelor torentiale. Actioneaza indeosebi asupra indepartarii paturii de alterare din zonele de versant cu energie gravitationala mediu-mare. Procesul de eroziune este initiat de energia de impact a picaturii de ploaie, organizarea unor panze difuze de apa care sunt directionate pe linia de cea mai mare panta, unde se constituie in organisme liniare sub forma unor siroaie si suvoaie. In acest fel, granulele sunt desprinse din matricea terenului si treptat se ajunge la niste forma de eroziune care la inceput au aspectul unor santulete de pana la cativa centimetri patrati in sectiune, iar ulterior evolueaza la excavatii liniare de cativa metri in sectiune.

In ordinea cresterii dimensiunilor sectiunii de curgere, formele de eroziune in urma siroirii sunt: rigola, ravena si ogasul.

Rigola reprezinta cea mai simpla forma rezultata din siroire, avand aspectul unui sant a carui latime este ceva mai mare decat adancimea. Ordinul de marime a dimensiunilor este de cativa centimetri. Acestea se grupeaza dupa directii paralele, care la randul lor sunt perpendiculare pe curbele de nivel. Sunt formatiuni de relief instabile care-si schimba configuratia de la o ploaie la alta. In intervalele fara precipitatii sunt distruse usor prin redistribuirea materialului in suprafata, cresterea vegetatiei sau activitatii antropice. In final grupurile de rigole se unesc formand o retea mai complexa care alimenteaza un canal mai stabil.

Ravena constituie o rigola mai evoluata, care devine mai stabila in timp si este de dimensiuni mai mari. Forma santului este sub forma literei V care poate evolua la forma literei U. aceasta se dezvolta pe cativa zeci de metri lungime, si impreuna cu rigolele apar pe formatiuni argiloase in bazinele de obarsie a vailor.

Ogasul este o forma a eroziunii de dimensiuni si mai mari decat precedentele forme, extinzandu-se liniar pe zeci si chiar sute de metri. Forma sectiunii este de V sau U, iar dimensiunile sunt de ordinul 1-2 metri. Afecteaza, de asemenea, patura de alterare de natura argiloasa a versantului sau roci de tipul argilelor si marnelor.

Cele trei forme ale siroirii pot coexista in structura unui versant, acestea fiind ierarhizate de la rigole in sectorul amonte (aproape de creasta) al versantului, pana la ogas in sectorul de aval. In frecvente situatii formele de siroire apar in bazinul de receptie al organismelor torentiale.

3. Eroziunea torentiala

Torentii sunt organisme hidrologice cu debite nepermanente in care se concentreaza scurgerea prin forme de siroire intr-un singur curent. Astfel de organisme se formeaza in versantii abrupti din bazinul de receptie al raurilor, avand un traseu rectiliniu, perpendicular pe curba de nivel, si debusand in cursul de apa cu nivel al debitului permanent.

Caracteristica dominanta a unui torent este ca el actioneaza in perioadele cu precipitatii abundente, cand apa se scurge cu viteza foarte mare. De aceea, acest tip de scurgere a fost denumit scurgere torentiala. Forta torentilor este data de cantitatea mare de apa pe care o concentreaza si de viteza scurgerii, de unde si capacitatea substantiala in dezvoltarea proceselor de eroziune. Astfel isi creeaza o vale ingusta si adanca in forma literei V, orientata in lungul liniei de cea mai mare panta.

Torentii sectioneaza relativ usor patura de alterare, determinand instabilitati in versant si se incastreaza adanc in roca de baza. Intr-o prima faza cand albia este accentuata domina eroziunea pe verticala cu caracter regresiv, adica dinspre aval spre amonte. Pe masura avansarii eroziunii intr-o faza ulterioara, panta se reduce mult, tinzand spre un echilibru. In acest stadiu eroziunea pe verticala se diminueaza si actioneaza eroziunea laterala, astfel incat, albia ia forma de U.

4. Eroziunea raurilor

Spre deosebire de torenti raurile au debit permanent si isi croiesc albia pe distante de zeci sute si chiar mii de kilometri. In final, apa scursa pe albia raurilor ajunge in mari si oceane unde nivelul apei reprezinta altitudinea de "0" si corespunde suprafetei geoidului de referinta, care descrie forma Pamantului.

Forta erozionala se manifesta atunci cand are o valoare pozitiva, adica o valoare superioara fortelor de frecare laterala si de fund, precum si forta necesara transportului de material solid.

Pe de alta, parte aceasta este direct proportionala cu forta gravitationala, adica cu panta de curgere si implicit cu viteza de curgere a apei. Pe de alta parte, viteza este direct proportionala cu debitul si invers proportionala cu sectiunea de curgere.

Intr-o relatie simpla forta apei este direct proportionala cu debitul si patratul vitezei sau cu sectiunea si cubul vitezei de curgere.

In sinteza se pot scrie relatiile:

panta sau gradientul de curgere:

J=

viteza de curgere dupa formula lui Chezy:

Curgerea apei in regim laminar are loc la viteze mai mici, iar in cazul regimului turbulent viteza apei creste foarte mult. Prin urmare, in lungul unei albii regimul de scurgere poate fi variabil, fie din variatia pantei, fie din variatia sectiunii de curgere.

Regimul turbulent de curgere se manifesta in miscarea apei prin diferite forme: in spirala, in turbioane si in valuri. Statistic in lungul albiei domina curgerea turbulenta.

Viteza de curgere a apei variaza si in planul sectiunii albiei, fiind mai mare in zona centrala si mai mica in partile laterale si de fund. Vitezele mai mici de datoreaza frecarilor de maluri si patul albiei, valorile depinzand de natura rocii in care este incastrata albia sau de granulometria aluviunilor.

Din structura curgerii apei in albie eroziunea fluviatila este de doua tipuri: eroziunea liniara sau de fund si eroziunea laterala.

Eroziunea liniara sau de fund domina atata timp cat panta are valori mari. Apa impreuna cu materialul solid in suspensie desprind particula cu particula masa rocii de fund, astfel incat, eroziunea se dezvolta in adancime. La rocile solubile se adauga procesul de dizolvare, care mareste viteza de eroziune.

Functie de structura curgerii apei eroziunea poate lua diferite aspecte. Astfel, in cazul formarii unor turbioane, datorita miscarii giratorii iau nastere excavatii adanci mai mult sau mai putin rotunde, denumite marmite. Prin formarea mai multor marmite, acestea treptat cresc in dimensiuni astfel incat se intersecteaza si in final duc la o adancire a albiei.

Efectul de tarare a aluviunilor grosiere pe fundul albiei este de etiaj longitudinal, proces destul de frecvent si care accelereaza eroziunea in adancime.

Eroziunea liniara actioneaza diferentiat atat in profil longitudinal, cat si transversal, datorita structuri si texturii rocilor pe care le strabate.

Astfel, in profil transversal, profilul versantilor este compus dintr-o linie franta, panta fiecarui segment exprimand tipul de roca. Astfel, rocile mai dure au pante mai accentuate in comparatie cu rocile mai moi (fig.).

In profil longitudinal, la trecerea de la o roca dura la o roca cu rezistenta mai mica, pot apare sariturile de apa, iar la scara mai mare cascadele. In majoritatea cazurilor cascadele sunt marcate de un accident tectonic major (faliile), care pune in contact roca dura, spre amonte si roca moale, spre aval. In acest caz, saritura cascadei este initiala, fiind data de saritura faliei (fig.).

Avansarea eroziunii regresive spre amonte indeosebi in bazinul de receptie al raurilor poate determina procesul de captare a altui rau aflat la o altitudine superioara. Captarea are loc prin deplasarea cumpenei apelor spre raul care este captat. Captarea poate avea loc si in cazul in care exista un rau la o cota superioara cu un traseu mai mult sau mai putin perpendicular pe bazinul de receptie al raului captator.

Rezultatul eroziunii liniare este formarea talvegului si albiei minore, care prin evolutia in adancime modeleaza versantii unei vai.

Albia majora a unui rau este formata in urma viiturilor, cand volumul de apa este foarte mare si apar si procese de depunere a aluviunilor.

Eroziunea laterala actioneaza odata cu diminuarea pantei cand si eroziunea liniara scade ca forta si chiar este anulata. Datorita frecarilor de mal apa curge sub forma unor mici turbioane al caror ax de rotatie este mai mult sau mai putin vertical, astfel incat submineaza treptat malul. Astfel, in cadrul unui versant se creeaza o nisa, care avanseaza lateral si determina ruperea rocilor de deasupra. Astfel, se creeaza un nou profil al versantului, care prin procese succesive avanseaza lateral si mareste latimea albiei. In cazul versantilor inclinati eroziunea laterala, in frecvente cazuri, constituie factor de instabilitate, indeosebi, a paturii de alterare. Acelasi fenomen poate apare si in cazul versantilor alcatuiti din roci cu un grad avansat de fisurare si de alterare. Astfel de fenomene sunt frecvente in regiunile muntoase si deluroase, cum se intampla in perimetru flisului si avanfosei interne a Carpatilor.

Prin avansarea eroziunii laterale, mai ales la iesirea din munte, are loc ingemanarea albiilor si se creeaza, astfel, depresiunile de contact.

In regiunea de munte eroziunea laterala poate sculpta vai largi in forma de "U" avand aspect de culoare largi cu versanti abrupti, aproape verticali.

Instalarea eroziunii laterale depinde, in mare masura, de structura geologica si tectonica a regiunii.

Astfel, eroziunea laterala apare si pe tronsoane in care albia a atins un nivel de roci dure, unde eroziunea liniara de fund este mult diminuata, chiar daca panta de curgere a apei este inca mare. Ea devine foarte intensa atunci cand versantii vaii sunt alcatuiti din roci moi, sau friabile iar raul curge pe un pat de roci dure si insolubile.

Un caz particular al eroziunii laterale il constituie curgerea apei printr-o structura monoclinala paralela cu directia stratelor. In acest caz profilul transversal al vaii este asimetric, cu un versant mai abrupt creat pe capetele de strat si un versant cu panta mai lina data de inclinarea suprafetei de strat. Este cazul unui monoclin format dintr-o alternanta de roci moi si roci dure. Combinarea structurii geologice sub forma unui monoclin cu eroziunea de fund si laterala are ca rezultat formarea unui relief structural format dintr-un sistem de cueste.

O cuesta se grefeaza pe suprafata de stratificatie a unui strat dur, in care inclinarea versantului este egala cu inclinarea stratului. Astfel, rezulta suprafata structurala sau spinarea cuestei. Pe capatul de strat se formeaza abruptul cuestei care are o panta accentuata si sectioneaza succesiunea stratelor componente ale monoclinului.

Eroziunea laterala se manifesta spre abruptul cuestei in conditia in care eroziunea raului a atins suprafata unui strat mai dur si formeaza versantul opus cu panta mai lina.

Vaile formate intr-o asemenea conjunctura geologica se numesc vai subsecvente. In cazul in care eroziunea de fund este mult diminuata datorita atingerii unui strat dur, vaile se extind mult lateral, formand depresiuni subsecvente (fig.). Pe masura ce vaile subsecvente evolueaza in versantul abrupt se formeaza afluenti, frecvent cu caracter torential.

Eroziunea laterala se manifesta in cazul in care au loc miscari de subsidenta (coborare) a unor sectoare ale scoartei terestre. Acestea au condus la dezvoltarea eroziunii laterale spre unul din maluri ceea ce a determinat treptat schimbarea orientarii traseului albiei. O astfel de situatie a avut loc in Campia Romana de est si nord-est, unde prin subsidenta acestui sector s-a produs schimbarea orientarii cursurilor de apa la vest de Dambovita, cum sunt: Ialomita, Buzau, Dunare.

Eroziunea laterala se poate manifesta cel putin intr-o prima faza, atunci cand un curs de apa intalneste un corp de roci dure. In aceasta situatie se dezvolta eroziunea laterala si are loc o schimbare de curs. Corpul de roci din calea raului poate fi de natura magmatica, un complex de roci dure aduse la suprafata de o falie transversala cursului, de o cuta anticlinala, care are in ax, de asemenea un strat dur de grosime mare.

Eroziunea laterala se manifesta pe sectoarele de rau unde s-a atins o stare de echilibru. In acest caz viteza apei scade mult si implicit eroziunea liniara, ceea ce permite formarea turbioanelor laterale (cu axa de rotatie mai mult sau mai putin verticala). Rezultatul unei asemenea fenomen este aparitia meandrelor, care sunt bucle mai mult sau mai putin largi, ce arata tendinta de deplasare laterala a albiei raului.. Meandrele se pot grupa in doua categorii: meandre divagante (ratacitoare, libere, de campie aluviala) si meandre incatusate.

Meandrele divagante apar in cursul inferior al unui rau, si pot evolua la meandre compuse. Meandrele compuse sunt bucle foarte largi in structura carora apar bucle mai mici. Meandrele divagante isi schimba continuu pozitia, de unde si denumirea lor.

Mendrele incatusate apar in cursul mediu si superior al unui rau, unde substratul este format din roci dure si relativ omogene. Daca meandrele divagante isi schimba continuu pozitia, cele incatusate sunt stabile si cu o evolutie lenta. Meandrele incatusate sunt de doua tipuri: de vale si de rau. Meandrele de vale se dezvolta pe trasee ale albiei mostenite de la un ciclu de evolutie anterior, de unde si stabilitatea lor in timp. Meandrele de rau evolueaza continuu, dezvoltandu-se pe trasee noi si in general nu se suprapun vechilor meandre. Ele semnifica o instabilitate a albiei data de miscarile tectonice si schimbarile frecvente ale climei.

5. Eroziunea glaciara si periglaciara

Apa in stare solida, adica sub forma de gheata, dispune de o forta erozionala impresionanta, din care rezulta fragmente de roci din toata gama de dimensiuni. Acumularea acestor fragmente sub influenta unor factori ce tin de atmosfera sau/si de hidrosfera a creat depozite geologice de la cativa metri la zeci de metri grosime.

Pe suprafata globului apele in stare solida formeaza ghetarii montani si ghetarii de calota.

Eroziunea glaciara se manifesta in cadru ghetarilor montani, eroziunea de calota era o rata scazuta sau chiar lipseste.

Existenta ghetii depinde de mentinerea unei temperaturi scazute, astfel incat zapada depusa de la un an la altul sa se transforme in gheata. In conditiile climatologice actuale distributia masei de gheata depinde de pozitia latitudinala si altitudinala. De aceea masa de gheata este cuprinsa in ghetarii montani si in ghetarii de calota situati in jurul polilor geografici.

In timp geologic masa de gheata a variat foarte mult datorita scaderii temperaturii medii globale, cand s-au instalat perioadele glaciare. Din datele de cercetare rezulta ca perioadele mai reci din trecutul geologic al Pamantului se caracterizeaza printr-o temperatura medie globala de 12s. Pe parcursul unei perioade reci temperatura scade la 7-9s cand se instaleaza glaciatiunile propriu-zise (fig.).

Cauzele glaciatiunilor.In trecutul geologic al Pamantului au existat cateva perioade cu climat rece in timpul carora au avut loc mai multe glaciatiuni, cand o mare parte din suprafata terestra era acoperita de gheata, uneori atingand aproape tropicele!!

(fig.) Se observa ca perioadele reci s-au derulat la intervale de timp variabile, iar temperatura medie anuala a Pamantului a fost diferita. De asemenea perioadele reci au cuprins intervale de timp variabile, de la zeci de milioane de ani la cateva milioane de ani. Pe de alta parte, prin volumul sedimentelor glaciare se poate deduce ca intensitatea eroziunii glaciare a fost diferita.

Spre exemplu, perioada glaciara din intervalul Proterozoic superior - Ordovician a creat sedimente cu grosimi de cca. 12.000 metri in scutul Canadian.

In decursul timpului s-au emis mai multe ipoteze privind cauzele aparitiei glaciatiunilor, acestea fiind clasificate in : cosmice, si terestre.

Cauzele cosmice cuprind pozitia Pamantului in raport cu a Soarelui si cantitatea de caldura primita de acesta.

Pozitia Pamantului fata de Soare depinde de inclinarea elipticii fata de ecuatorul ceresc, si implicit a axei Pamantului.

Inca din prima jumatate a secolului al XX-lea sarbul Mlatin Milancovič publica monografia "Teoria matematica a fenomenelor termice cauzate de radiatia solara" pe baza careia se explica marile schimbari climatice in trecutul geologic al Pamantului. In esenta aceasta teorie, in trecutul geologic al Pamantului, au avut loc perioade glaciare si interglaciare datorita modificarii ciclice a configuratiei orbitei Pamantului. Aceasta determina o distributie latitudinala diferentiata a radiatiei solare pe suprafata Pamantului. Schimbarea pozitiei Pamantului fata de Soare este datorata variatiei fortei gravitationale, variatie data fie de Soare si celelalte planete, fie de energii care strabat sistemul solar.

Astfel, se constata ca are loc o schimbare a eclipticii de la o elipsa la cerc. Aceasta schimbare de forma are loc in cicluri care au o durata medie de cca. 800.000 ani si de 13.000. Excentricitatile elipticii afecteaza clima pe Pamant pentru ca atunci cand ecliptica este mai circulata cantitatea de caldura primita de la Soare este mai mare si implicit clima mai calda. La o forma de elipsa, fenomenul este invers.

De asemenea, se constata ca inclinarea eclipticii fata de ecuatorul ceresc si implicit a axei Pamantului, variaza in timp cu valori de la 22,1s la 24,5s (in prezent este de 23,5s), cu o ciclicitate de cca. 40.000 ani. Aceasta are ca efect distributia de radiatie solara la latitudini mari in emisfera expusa Soarelui, in timp ce in cealalta clima se raceste datorita unghiului mic de incidenta a fluxului de caldura solara.

O alta cauza posibila de modificare a climei este precesia echinoctiilor si solstitiilor, prin care se schimba pozitia afeliului si periheliului. Pamantul ocupa aceeasi pozitie a echinoctiilor sau solstitiilor cu o periodicitate de 19.000-23.000 ani. Atunci cand este afeliu (pozitia cea mai departata de soare) verile sunt mai reci si permite persistenta ghetii de la un an la altul. Daca afeliul este atins in timpul iernii, cum este in prezent, verile sunt mai calde si nu permite acumularea ghetii de la un an la altul.

Instalarea unei perioade mai reci depinde si de activitatea solara, exista o variatie a acesteia si in timp.

Din observatiile asupra corpurilor ceresti asemanatoare Soarelui, s-a constatat o schimbare de culoare de la albastru spre rosu. In primul caz, semnifica o activitate de fuziune nucleara mai intensa, iar al doilea caz, o diminuare a activitatii, implicit un flux de caldura mai mic.

O activitate solara mult diminuata poate constituii un factor de instalare a unei glaciatiuni. Inca nu exista o explicatie a acestui comportament ciclic, dar intuitiv trebuie pus pe seama unor corpuri energetice din structura Universului.

Dintre cauzele terestre semnificative sunt cele geologice, intre care vulcanismul ocupa locul cei mai important. Se stie ca in evolutia unui orogen au loc mai multe faze de tectogeneza insotite de magmatism si vulcanism, care se succed la intervale de timp variabile.

Prin urmare, ca si in cazul Soarelui, in evolutia Pamantului exista o variatie a fluxului termic intern. In perioadele de activitate vulcanica maxima o mare cantitate de pulberi si compusi gazosi ajung in atmosfera unde obtureaza caldura solara si determina o racire a climei pe glob.

Explicatia cauzelor glaciatiunilor trebuie cautata in mecanismul de functionare a sistemului Pamant, a sistemului solar si a Universului, in general.

In schimbarile de pozitie si forma a ecliptici trebuie avut in vedere existenta unor campuri gravitationale, chiar daca nu sunt evidente prin mijloacele de observare actuale. Dupa calculul fizicienilor, universul observabil reprezinta doar 4%, restul constituind materia neagra, vidul sau eterul, in conceptia vechilor astronomi. Aceasta trebuie sa fie compusa din particule nucleare si alte forme de energie.

Din teoria lui Newton se poate calcula satisfacator traiectoria unei planete, satelit, etc. in jurul unei stele, cum este Soarele. Insa, daca intalneste o alta masa si deci un alt camp gravitational, traiectoria planetei, satelitului, etc. este imposibil de calculat.

Intrebarea este, cum apar asemenea corpuri de energie invizibile?

Universul material observabil este descris de teoria atractiei universale a lui Newton si de teoria relativitatii a lui Einstein. Totusi, Einstein prevede existenta unei mase necunoscute pentru ca Universul sa-si pastreze echilibrul. Altfel, acesta ar sfarsi in neant dupa calculele lui Stephen Hawking de la Universitatea Cambridge, Anglia.

Pe de alta parte microcosmosul este descris de fizica cuantica a lui Max Planck fara nicio legatura cu teoria relativitatii si mai putin cu teoria atractiei universale. Era nevoie de o noua teorie care sa faca legatura intre mecanica cuantica si teoria relativitatii.

In anii 70 apare teoria corzilor (strings theory) sau teoria stringurilor, care descrie Universul prin corzi de dimensiuni mici (sub dimensiunea Planck 10^-33 h), care vibreaza la energii foarte inalte.

Energia vibranta este sub forma unor sfori cu capetele deschise sau inchise care se desfasoara sub forme geometrice greu de imaginat. Aceasta teorie descrie un spatiu format din 11 dimensiuni care includ cele 4 dimensiuni spatio-temporare cunoscute, 6 dimensiuni infasurate si una care le contine pe toate celelalte 10.

Teoria corzilor cuprinde cinci modele, care in final au fost reunite in teoria M - teoria membranei. Astfel, corzile de energie vibreaza intr-o membrana cu 11 dimensiuni ce poate fi modelul Universului nostru. Forma Universului este un spatiul foarte ingust, extins la infinit.

Membrana vibranta poate fi modelul Universului nostru. Interactiunea dintre doua membrane, cea de a doua fiind un Univers paralel, duce la marea explozie initiala, Big Bang din care se naste o noua lume. Teoria corzilor are un fundament matematic extrem de sofisticat. Unul din promotorii si teoreticienii teoriei corzilor este Brian Green profesor de matematica si fizica la universitatea Columbia din Statele Unite ale Americii.

Teoria corzilor fundamenteaza, ipotetic starea fizica a Universului in primele fractiuni de secunda dupa Big Bang, dar si radiatia de energie remanenta care poate se regaseste in materia neagra.

Aceasta teorie nu este inca dovedita experimental, totusi, Brian Green recunoaste ca aceasta creeaza un domeniu de cercetare care poate dura zeci de ani. Pentru aceasta a fost creat superacceleratorul de hadroni, in Muntii Alpi la 90-100 metri adancime al CERN Geneva.

Aceasta isi va incepe experimentele in septembrie 2008, chiar in momentul cand scriu aceste randuri. Aceste experimente poate ne vor permite detectarea supercorzilor remanente care strabat Universul si ne vor face sa intelegem modificarile orbitei Pamantului, variatiile de camp termic al Soarelui si Pamantului, a gravitatiei, etc.

Sa ne imaginam ca putem detecta supercorzile de energie care strabat Universul si ca o asemenea regiune va fi traversata de Sistemul Solar. In aceste conditii poate este de asteptat o crestere de camp gravitational al Soarelui, si deci o contractie a acestuia. Acest camp va reverbera spre Pamant si celelalte planete care poate induce schimbari ale formei orbitei si a campurilor lor gravitationale.

O contractie a Pamantului va determina o incalzire a lui si o crestere a fluxului intern de caldura. Aceasta ar insemna o intensificare a dinamicii interne a Pamantului, cu tot ceea ce inseamna asta: circulatia curentilor de convectie din nucleul extern si mantaua superioara, miscarea placilor tectonice, paroxism al activitatii magmatice si vulcanice. Cu alte cuvinte s-ar putea prevede fazele de tectogeneza si toate efectele ale sistemului Pamant.

Aceeasi teorie M ar putea sa ne faca sa intelegem starea fizica a nucleului si ca energia de aici este in stransa legatura cu variatia campului gravitational si magnetic din spatiul sistemului solar. O dovada deja exista prin observarea vulcanismului activ al satelitului Io (eruptii de sulf), al planetei Jupiter. Campul gravitational mare al planetei Jupiter mentine o dinamica activa a nucleului satelitului ce determina aparitia eruptiilor de sulf. Aceasta inseamna ca planetele aflate intr-o anumita pozitie fata de Soare isi mentin o stare energetica care determina vulcanismul.

Asadar, cauzele glaciatiunii sunt mult mai profunde, iar intelegerea lor creeaza posibilitatea emiterii unor prognoze privind evolutia climei si a Pamantului, in general.

Formarea ghetii. Gheata se formeaza din zapada acumulata an de an, care nu a fost topita in anotimpul calduros. Astfel, zapada iernii precedente, care nu s-a topit in timpul iernii, se consolideaza printr-un proces diagenetic si atinge densitati de cca. 0,6 kg/cm³. acest tip de zapada consolidata se numeste nevé sau firn.

Diageneza zapezii si transformarea ei in gheata parcurge mai multe etape. Intr-o prima etapa zapada este supusa insolatiei din care rezulta apa care se infiltreaza si ocupa porii intergranulari si recristalizeaza. In acest fel este eliminat aerul din pori si determina cresterea granulelor. Cresterea granulelor are loc si prin condensarea vaporilor rezultati din sublimarea ghetii, insa rata de crestere este lenta si intr-o proportie redusa. Pe masura cresterii ghetarului in grosime, datorita cresterii presiunii are loc o rearanjare prin deformare plastica (tasare) ceea ce desavarseste procesul de eliminare a aerului. Insa continutul de gaze nu este eliminat in totalitate, astfel incat astazi se poate analiza compozitia chimica si izotopii unor elemente. Astfel, se poate reconstituii conditiile de paleomediu din timpul glaciatiunii. Analiza impuritatilor, de asemenea, creeaza posibilitatea determinarii varstei, a activitatilor vulcanice si implicit a perioadelor paroxismale de vulcanism, etc.

Morfologia ghetarilor. Ghetarii se instaleaza in zone depresionare preexistente a suprafetei terestre, create fie prin eroziune fluviatila, deformare structurala, eroziune glaciara si periglaciara. De aceea, cuveta sau circul glaciar poate avea diferite forme.

In structura ghetarului se separa: zona de ablatie si fruntea.

Zona de alimentare sau de acumulare formeaza partea superioara a ghetarului cu aspect de platou, sau de cuveta. Frecvent pe platoul glaciar apar aleatoriu raspandite varfuri stancoase denumite nunatak-uri. Cand zona inconjuratoare este formata din versanti abrupti principala sursa de alimentare sunt avalansele. In cazul unor versanti slab inclinati alimentarea se face predominant din precipitatii. Zona de acumulare mai poate fi numita si camp de firm (neve), unde zapada se transforma in gheata prin tasare si recristalizare.

La capatul dinspre aval al zonei de alimentare exista o zona de tranzitie spre zona de ablatie marcata de numeroase crevase ce dau aspectul unei cascade de gheata.

Zona de ablatie sau de topire formeaza partea dinspre aval a ghetarului, unde predomina procesele de topire a ghetii. Aceasta se suprapune limbii glaciare ce ocupa firul vaii, uneori pe lungimi apreciabile. Constituie corpul principal al ghetarului.

Fruntea ghetarului formeaza profilul uneori dantelat al limitei dinspre aval al ghetarului la contactul cu suprafata terestre sau marina. Prin urmare se separa fruntea terestra, in cazul ghetarilor montani si fruntea marina, in cazul ghetarilor de calota.

Pozitia fruntii ghetarului variaza in timp functie de bilantul glaciar. La un bilant negativ, fruntea ghetarului se retrage spre amonte, iar la un bilant pozitiv, fruntea ghetarului inainteaza spre aval.

Fruntea terestra are o panta relativ slaba, cu aspect tesit si acoperita cu grohotis, in cazul in care ghetarul se retrage. La un bilant glaciar pozitiv, fruntea terestra are un aspect abrupt. In timp datorita curgerii si aparitiei crevaselor, din masa ghetarului se desprind volume de dimensiuni mari denumite seracuri.

Fruntea marina marcheaza contactul cu domeniul marin, fiind supusa permanent actiunii valurilor si mareelor. Astfel, abruptul fruntii este subminat prin formarea unor nise, care in final duc la fisurarea masei de gheata. Astfel, se desprind mase mari de gheata care plutesc in deriva denumite iceberguri.

In partea din amonte a zonei de alimentare apare o fisura datorita neaderentei ghetii la peretele de roca denumit rimaye. In perioadele calde acesta creeaza posibilitatea canalizarii apei care formeaza uneori grote la contactul gheata-roca.

Dinamica si morfologia eroziunii glaciare. Factorii care controleaza eroziunea glaciara in spatiul montan sunt energia gravitationala si natura rocii de substrat a ghetarului. Marimea energiei gravitationale depinde de masa ghetarului si panta de curgere, din care rolul mai important il are masa.

Actiunii propriu-zise a masei de gheata se adauga forta de eroziune a torentilor subglaciari, care se formeaza la contactul dintre gheata si roca de substrat. Un rol important in actiunea ghetarului il are si eroziunea glaciara, care aduce fragmente de roci desprinse din versanti si sunt inglobate in mase de gheata.

Dinamica eroziunii glaciare depinde in mare masura de duritatea si gradul de fisurare a rocii din substrat. Cu cat duritatea este mai mare, cu atat eroziunea glaciara avanseaza cu viteza mai mare. Insa trebuie avut in vedere gradul de fisurare al rocii, chiar daca aceasta are o duritate mare. In grad de fisurare ridicat poate compensa duritatea mare a rocii, iar eroziunea poate pastra o viteza cu valoare mare.

Datorita caracteristicilor fizice a ghetii acesta se comporta ca un corp plastic. Astfel, in partea centrala viteza de curgere a ghetii este mai mare fata de margini, unde intervin fortele de frecare fata de peretii vaii glaciare.

Prin urmare actiunea ghetii este similara apei, cu deosebirea ca aceasta se comporta ca un lichid foarte vascos, cu un comportament plastic (fig.).

Mecanismul eroziunii glaciare, denumita si exharatiune, consta in razuirea sau rabotarea rocii din baza si peretii laterali ai vaii, astfel incat rezulta o suprafata neteda sau geluita. La aceasta se adauga actiunea fragmentelor de roca din masa ghetarului, care produc o scrijelire a suprafetei rocii rezultand santuri paralele de diferite dimensiuni.

Forma majora care rezulta in urma eroziunii glaciare este circul si valea glaciara. Circul glaciar se suprapune zonei de alimentare a ghetarului. Valea glaciara corespunde zonei de curgere a ghetarului, avand fundul plat si peretii aproape verticali, sub forma literei "U".

In cadrul acesteia apar microforme de relief ca urmare a actiunii diferentiate a eroziunii glaciare sub forma unor praguri, chiuvete si bazinete destul de largi si adanci, functie de intensitatea eroziunii glaciare si eroziunii torentilor subglaciari.

Amonte de pragurile transversale vaii apar chiuvetele sau bazinetele, datorita grosimii mari a ghetii acumulate.

Un aspect particular al vaii glaciare este fiordul, care se formeaza la o margine continentala acoperita de ghetari de calota sau de ghetari montani. Odata ci disparitia calotei si implicit cu ridicare nivelului Oceanului Planetar aceasta este inundata de apa. Dau marginii continentale un aspect dantelat, cum este marginea vestica a Scandinaviei.

Un prim prag transversal apare la limita dintre zona de alimentare si zona de curgere, sau dintre circul glaciar si valea glaciara, avand cea mai inalta pozitie altitudinala. De la acest prim prag, celelalte dinspre aval apartin vaii glaciare insotite de chiuvete sau bazinete unde datorita grosimii ghetii acestea se adancesc sub presiunea imensa si actiunii in contrapanta a eroziunii. Cel mai mare bazinet sau chiuveta se situeaza spre partea frontala a ghetarului de unde si denumirea de bazinet sau chiuveta terminala. Marimea acesteia se datoreaza proceselor ce au loc in partea frontala a ghetarului, adica inaintarea sau retragerea periodica a ghetarului. In perioadele de retragere in bazinetul terminal se instaleaza lacuri glaciare alimentate de torentii subglaciari si de topirea superficiala a ghetii.

Valea glaciara este tapetata cu striatiuni de diferite marimi mai mult sau mai putin paralele. Fundul de vale este pavat cu forme de relief convexe, sub forma spinarilor de berbec (roches moutounées) (fig.).

Eroziunea glaciara de calota desi cu o rata mica in raport cu eroziunea glaciara, totusi creeaza forme de relief specifice.

Astfel, baza ghetarului are o oarecare inclinare (dupa structuri monoclinale, in general) spre o margine marina sau lacustra si creeaza o suprafata relativ neteda denumita field. Ca si in cazul vailor glaciare si in cadrul fieldurilor se intalnesc microforme de relief, cum sunt striatiunile, suprafetele slefuite, roci valurite de tipul roches moutounees, stanci izolate similare nunatak-urilor, denumite in acest caz monadnock-uri. Specific fieldurilor glaciare sunt blocurile eratice, fragmente de roci de dimensiuni mari, care sunt transportate la distante de ordinul sutelor de kilometri fata de roca sursa.

Eroziunea periglaciara se manifesta in tinuturile neacoperite de gheata din spatiul montan si din regiunile situate la latitudini mari. Prin urmare, aceasta actioneaza intr-un climat rece la tranzitia dintre cel polar si cel temperat si in climatul temperat alpin (la altitudini mai mari decat limita padurilor).

Principalii factori ai eroziunii glaciare sunt inghet-dezghetul si actiunea zapezii, pe de o parte si gradul de gelivitate al rocii, pe de alta parte.

Totalitatea proceselor de inghet-dezghet alternativ se numeste gelivatie.

Apa prin inghet isi mareste volumul cu cca. 9-10 % si dezvolta presiunii impresionante apreciate la valori de peste 100 kg/cmm².

Apa patrunde pe sistemul de fisuri ale rocilor, in momentul inghetului exercita presiuni enorme asupra rocii care accelereaza gradul de fisurare. In acest fel se ajunge la dezagregarea rocii in fragmente de dimensiuni diferite cu forma neregulata si colturoasa. Ca urmare a actiunii de inghet-dezghet rezulta un relief agresiv cu pereti abrupti pana la verticali si cu aspect dantelat. In versantii formati dintr-o alternata de roci dure si roci gelive, cum sunt argilele si marnele, sau roci necoezive de natura nisipurilor iau nastere terase de munti sau "trepte si umeri de altiplanatie".

Gelivatia actioneaza intens si asupra paturii de alterare, mai ales in conditiile prezentei fractiunii argiloase in compozitia acesteia. Aceasta se manifesta in adancime functie de regiunea climatica. Astfel, in regiunea polara poate atinge adancimi de 150-300 metri in insula Spitzberg si 600 metri in Siberia. In acest caz se formeaza pergilisolul care este un depozit argilo-malos sau aluviuni ce pe masura, ce se acumuleaza ingheata.

In zonele de versant procesele de eroziune a paturii de alterare actioneaza prin solifluxiune, nivatie, fluvio-periglaciatie, etc.

Solifluxiunea inseamna alunecarea paturii superficiale, a paturii de alterare dezghetata de insolatie pe substratul inghetat. In acest mod se formeaza terasele si alunecarile de solifluxiune pe versantii cu inclinari sub 15s. Fenomenul se poate extinde pe suprafete mari, astfel incat versantii sunt afectati in intregime de solifluxiune (versant de solifluxiune).

Alte forme de eroziune a ghetii din patura de alterare sunt penele de gheata, care uneori se unesc in forme poligonale. Gheata se instaleaza in fisuri dispuse pentagonal sau hexagonal umplute cu material grosier. Pe masura umplerii fisurilor si actiunii inghetului intervalul dintre fisuri se bombeaza. Sunt specifice permafrostului si lanturilor montane inalte din zonele temperate.

O alta forma de manifestare a degradarii solului prin inghet sunt movilele inierbate (marghile). Acestea se formeaza prin inghetarea apei intr-un material nisipos-argilos sub forma unor lentile exprimate in suprafata prin ridicari convexe inierbate. Ating dimensiuni de 1 metru iar dupa cativa ani se sparg, iar materialul rezultat este antrenat pe panta de gravitatie si alti agenti de transport.

Un asemenea proces dar la dimensiuni gigantice are loc si in permafrost, pe suprafetele plane unde sunt denumite "pingo". In acest caz prin spargerea movilei se formeaza un pseudocrater. In cazul in care exista apa subterana si se gaseste la adancimi mici, prin cresterea grosimii ghetii se creeaza presiuni hidrostatice mari, care determina formarea unor jeturi de apa si noroi. De aici si denumirea de hidrovulcani.

Un rol important in eroziunea periglaciara il are zapada si zapada transformata in neve sau firn. Cu actiunea cea mai dinamica si cu forta distructiva mare sunt avalansele, care pot rupe fragmente de roca din versanti si formeaza la baza acestora diverse glacisuri de grohotis.

Pe versantii cu inclinare accentuata se formeaza "culoare de avalanse", care au lungimi de sute de metri, iar la partea superioara au o nisa de plecare de forma semiconica.

Acumularea zapezii in inflexiuni ale suprafetei terestre creeaza treptat microdepresiuni, la a caror formare contribuie si alte procese, denumite nise nivale, de forma alungita, ovala sau semicirculare. Conditia este ca zapada sa persiste de la un an la altul.

Persistenta zapezilor uneori multianual in bazinele de receptie ale torentilor, determina actiunea a o serie de procese, cum sunt: solifluxiunea, siroirea ce conduce la formarea palniilor nivale. Uneori acestea evolueaza la circuri nivale din care pornesc fragmente de vai in forma de "U".

Actiunea ghetii si zapezii in regiunile periglaciare este destul de complexa si contribuie intr-o proportie insemnata la eroziunea si degradarea scoartei terestre.

6. Eroziunea marina

Este denumita si abraziune, si este exercitata prin forta de impact a valurilor asupra tarmurilor continentale si insulare. Forta de impact a valurilor este de pana la 30.000 kg/cm², aceasta variind de la o zona la alta. Ca exemplu de regiuni cu valuri puternice sunt Coastele Scotiei, tarmul francez al Marii Manecii, Marea Chinei, tarmurile Australiei. Tarmul de est al Marii Manecii, tarm de tip faleza cu inaltime de 20-30 metri s-a retras spre continent cu o rata de 3-4 metri pe an, liniile de aparare germane din cel de al doilea razboi mondial se situau la 200-250 metri fata de tarm. In prezent acestea au disparut, iar ramasite ale lor pot fi gasite pe Coasta de Opal.

La acestea se adauga actiunea chimica a apei marine prin dizolvare, hidrolizare, etc. asupra rocilor. Pe de alta parte eroziunea marina depinde si de duritatea si gradul de solubilitate a rocilor, de morfologia tarmului marin si de structura geologica si tectonica a acestuia.

In cazul tarmurilor inalte de tip faleza alcatuite din roci omogene, in locul de impact al valurilor si prin miscarea de du-te-vino, se creeaza o nisa care submineaza stabilitatea zonei de deasupra. In cazul oceanelor se pot forma atat nise corespunzatoare nivelului de flux cat si de reflux (fig.).

In cazul tarmului cu plaja, eroziunea marina avanseaza prin frecare, ce se accentueaza prin antrenarea in suspensie a unor fractiuni de dimensiunile nisipului sau chiar mai mari. Cu toate acestea aparitia fortelor de frecare micsoreaza energia de impact, astfel incat eroziunea avanseaza mai lent.

Tinte ale abraziunii sunt formatiunile recifale din zona de self, care sunt sub influenta energiei valurilor. In aceeasi situatie sunt conurile vulcanice bazaltice formate in zona de expansiune a oceanelor si care migreaza prin deriva catre margini. Partea superioara a conului vulcanic este retezata de miscarea valurilor, rezultand o forma de relief pe care H. Hess a denumit-o guyot.

Configuratia tarmurilor depinde de natura rocii, structura geologica si tectonica. Existenta unor roci solubile cum ar fi calcarele sau roci detritice cu ciment calcaros permite avansarea eroziunii mai repede, formand golfurile.

Solubilitatea diferentiata a rocilor tarmului creeaza golfuri adanci ce avanseaza mult in interiorul uscatului (exemplu este paleogolful din regiunea Ile Bas-Boulounnais, in dreptul portului Boulogne) care a functional din Triasic pana in Pliocen. Golful s-a deschis dupa orogeneza hercinica prin eroziunea falezelor formate din serii carbonatice de calcare si dolomite ale Devonianului si Carboniferului. In acest golf s-au depus succesiv cu unele intermitente, in conditii de margine continentala o stiva groasa de sedimente pe intervalul Triasic-Pliocen. Formarea golfului dupa Carbonifer a fost favorizat si de structura tectonica, formatiuni paleozoice fiind cuprinse intr-un larg sinclinal.

Avansarea eroziunii marine depinde de inclinarea stratelor. In cazul stratelor cu pozitie discordanta (stratele inclina spre continent) eroziunea avanseaza mai repede in raport cu stratele cu pozitie concordanta si formate din acelasi tip de roca.

In cazul in care directia stratelor este perpendiculara si inclina intr-un sens sau altul, iar roca este omogena, configuratia tarmului este uniforma.

O asemenea situatie este intalnita la nord de Pas-de-Callais, pe tarmul francez al Marii Manecii amintit anterior. Acesta este constituit de marne si argile albian-cenomaniene bogate in silexuri de tipul opalurilor, structura ce a permis o viteza de eroziune mare.

Configuratia tarmurilor depinde de structura tectonica si gradul de fisurare a rocilor. In cazul structurilor sinclinale perpendiculare pe linia de tarm, caz in care in ax sunt roci de varsta mai noua si in consecinta mai putin dure, atunci eroziunea marina avanseaza mai rapid si determina deschiderea unui golf. In cazul straturilor anticlinale, cu aceeasi directie perpendiculara pe linia tarmului, cu roci mai vechi si mai dure in ax, atunci tarmul are configuratia unui cap.

O situatia similara are loc in cazul alternantei de grabene si horsturi, mai mult sau mai putin perpendiculare pe linia de tarm. In cazul grabenelor marea poate eroda adanc spre continent pe o zona ingusta, iar in cazul horsturilor eroziunea avanseaza mai incet, se formeaza capuri (fig.).

La scara globala se poate separa tarmuri de tip atlantic, ude structurile tectonice sunt mai mult perpendiculare pe linia de tarm, si tarm de tip pacific, cu structuri paralele cu linia de tarm.

Se poate vorbi si de tarm de tip indian, unde stratele geologice au o pozitie orizontala si ritmul de eroziune este relativ uniform. Linia de tarm se modifica fie la miscarile pe verticala ale continentului sau la variatia nivelului eustatic al oceanului. In acest caz ritmul eroziunii poate varia in timp, functie de duritatea roci la nivelul caruia actioneaza energia valurilor.

7. Eroziunea biologica

Actiunea eroziva a organismelor este in cea mai mare parte de natura biochimica, mai ales a microorganismelor. Insa pe masura cresterii dimensiunilor corpului se face resimtita si actiunea mecanica de dislocare a rocilor. Aceasta are loc indeosebi cand resursa minerala este luata in circuitul metabolic sau in cazul construirii habitatului.

Se cunosc organisme care sapa roca pentru lacasul de habitat, cum este cazul unor lamelibranhiate si gasteropode care traiesc in apropierea tarmului. Sunt specii de animale care isi construiesc habitatul in subteran si evacueaza materialul mineral.

Plantatiile arboricole, de asemenea contribuie la dislocarea rocilor prin patrunderea radacinilor pe sistemul de fisuri. Presiunea exercitata asupra peretilor fisurilor pe masura cresterii plantei duce in final la dislocarea rocilor. Nu se poate vorbi de relief create de eroziunea biologica.

Se cunosc specii de termite in Africa aduc de la adancimi de zeci de metri fragmente de roci la suprafata scoartei terestre, unde construiesc musuroaie gigant. Analiza materialului din musuroaie a evidentiat continut de aur, ceea ce inseamna ca sursa acestuia se situeaza undeva la adancime.

In ultimele secole, omul exercita actiuni de dislocare a rocilor pentru exploatare de resurse minerale si roci, cum sunt lucrarile miniere subterane si de suprafata (cariere). Mai ales, in cazul carierelor se creeaza forme depresionare destul de adanci cu ocazia exploatarii carbunilor, minerale utile (cupru, aur, argint), constructiei de drumuri si cai ferate, canale de navigatie, etc. Astfel, se poate vorbi de un relief antropic, ca urmare a activitatilor umane.