RELIEFUL EOLIAN ŞI MARIN

13.1. RELIEFUL EOLIAN

13.1.1.Noţiuni generale

Activitatea eoliană este efectivă numai în arealele lipsite complet de covor vegetativ şi materialul de suprafaţă este numai ocazional umed. Cele mai importante asemenea zone sunt regiunile aride ale lumii, dar şi zonele de ţărmuri, terenurile nude (în special unde măsurile de protecţie a solului sunt slabe) şi în câmpiile fluviale cu albii în migrare, în special în jurul marginilor gheţarilor şi calotelor glaciare. În asemenea medii procesele eoliane pot juca un rol important în evoluţia reliefului, iar în marile deşerturi ale lumii vântul este cel mai important agent geomorfologic.

Deoarece cea mai importantă parte a reliefului creat de vânt se află în deşerturile fierbinţi ale lumii, ne vom ocupa în mod special de acestea. Formele eoliene care se formează în mediile costiere sau periglaciare sunt abordate la capitolele respective.

13.1.2. Relieful de eroziune eoliană

13.1.2.1. Eroziunea eoliană (deflaţia şi coraziunea)

Eroziunea eoliană se caracterizează prin două principale procese: deflaţia şi coraziunea.

Deflaţia este acţiunea de spulberare şi sortare a particulelor de la suprafaţa terenurilor cauzată de vânt. Deşerturile fierbinţi ale lumii sunt o sursă majoră de praf atmosferic. Se estimează că între 130 şi 800 megatone de material este spulberat anual de pe continente prin deflaţie, iar Sahara contribuie singură cu 60 - 200 megatone de praf. Deflaţia este un proces concentrat spaţial şi temporar. Chiar în regiunile aride el este restrâns la zone de favorabilitate. O mare parte din materialul deflat în fiecare an este transportat în timpul marilor furtuni de praf care de obicei ţin câteva zile.

Coraziunea sau abraziunea eoliană este acţiunea de lovire a rocilor sau ale altor suprafeţe de particulele transportate de vânt. Ea se resimte mai ales în vecinătatea solului, deoarece încărcătura de nisip este aici maximă. La peste 2 m de suprafaţă coraziunea devenind aproape nulă.

13.1.2.2. Forme de eroziune eolianăA) Forme de eroziune datorate deflaţieiDeşi eroziunea eoliană poate fi activă pe câmpiile aluviale

şi pe plaje, formele de eroziune sunt rareori păstrate în asemenea medii din cauza distrugerii lor de către acţiunea fluvială sau a valurilor. Numai în regiunile aride unde alţi agenţi erozionali sunt mai puţin importanţi, formele de eroziune eoliană sunt abundente.

O mare parte a deşerturilor este acoperită de aşa-numitul pavaj de deflaţie, format din elemente de rocă mai grosiere care depăşesc competenţa vântului şi rămân astfel pe loc (fig. 13.1).

2

Fig. 13.1. Formarea pavajului de deflaţie.

Asemenea întinderi spulberate de vânt poartă în Sahara numele de reg iar în Australia numele de giber plains. Cele mai tipice ocupă vechi câmpii fluviale acoperite cu o pătură subţire de nisipuri grosiere sau pietrişuri, care cu timpul sunt lustruite şi acoperite de o pojghiţă superficială de oxizi de fier sau magneziu (patină deşertică).

Tot în categoria pavajelor de deflaţie pot fi încadrate şi unele forme oarecum asemănătoare reg-urilor, cum ar fi: sai-urile din deşertul Tarin, care corespund unor câmpii

piemontane formate din pietrişuri grosiere, lustruite de vânt şi din care materialul fin a fost spulberat;

hamadele din Sahara, vechi suprafeţe de eroziune sau platouri structurale de pe care deflaţia spulberă cuvertura de sfărâmături fine, rămănând doar un pavaj de pietriş grosier;

serir - urile din platourile calcaroare ale deşertului Libiei.B) Forme de eroziune datorate coraziuniiB1) Microforme O trăsătură caracteristică suprafeţei deşerturilor de piatră

este prezenţa unor pietre numite ventifacte, care variază în dimensiune de la pietriş la blocuri. Ventifactele au două caracteristici comune: prima, suprafaţa lor este faţetată şi, a doua, acestea sunt şlefuite. Bucăţile de rocă, prea grele pentru a

3

fi mişcate de vânt, sunt polizate pe direcţia vântului în unghiuri de 30 - 60o.

Ventifactele pot avea o faţetă, două sau mai multe. O categorie obişnuită în Sahara are trei faţete şi se numeşte dreikanter (din cuvîntul german: trei feţe). Coraziunea a mai multor faţete ar indica faptul că au existat mai multe direcţii ale vântului. Or, studiile experimentale au arătat că ventifactele pot fi formate în principal de vânturile unidirecţionale. În acest caz coraziunea are loc simultan pe toate feţele, pe măsură ce particulele de praf sunt transportate în vârtejuri în direcţia curgerii. Ventifactele sunt apoi rostogolite într-o nouă poziţie şi procesul de şlefuire are loc pe altă faţetă.

B2) Mezoforme În această categorie sunt o varietate de forme canelurate şi

microdepresiuni cu dimensiuni de zeci până la sute de metri. Cele mai caracteristice sunt yardangurile, nişte şănţuleţe

alungite în direcţia vântului, cu curbe aerodinamice, despărţite de creste instabile. Adâncimea acestora este sub 10 m, de regulă, 2 - 3 m, iar lungimea lor de 100 m şi chiar peste. Păstrarea în relief a crestelor se datoreşte mai ales fixării argilei de către smocurile de iarbă şi tufele rare. Yardangurile sunt frecvente în argilele uscate, deoarece rezistenţa lor la acţiunea abrazivă a grăunţelor de nisip este mică. Sunt tipice în pustiurile din Asia Centrală. Asemenea şănţuleţe se întâlnesc şi pe crestele din gips din deşertul Libiei (unde se numesc djef-djef) sau în vestul Egiptului în granite şi cuarţite extrem de rezistente.

Similare yardangurilor ca scară de mărime sunt o serie de microdepresiuni, formate în regiuni deşertice cu relief de mică altitudine. Acestea au o varietate de nume locale dar

4

toate s-au format ca microdepresiuni de deflaţie. Ele variază de la mai puţin de 1 m adîncime şi câţiva metri lăţime, până la forme mari care gradat trec spre macroforme de eroziune eoliană. Evoluţia microdepresiunilor de deflaţie este influenţată de acei factori care controlează procesul de deflaţie, în special condiţiile locale date de conţinutul de umezeală a stratului erodat sau prezenţa vegetaţie.

Coraziunea şi deflaţia în asociaţie cu dezagregarea atacă cu precădere straturile de roci friabile, formaţiunile mai dure rămânând tot mai proeminente. Apar astfel creste, ciuperci eoliene, stâlpi. Când baza ciupercilor este subţiată şi apoi ruptă, partea superioară rămâne câtva timp sub forma unor pietre oscilante.B3) Macroforme Existenţa unor mari bazine în cadrul deşerturilor au fost

făcute cunoscute de primii exploratori ai acestor regiuni, dar extinderea şi regularitatea desfăşurării lor au fost apreciate odată cu tehnicile satelitare. Bazinele sunt forme de relief de la câţiva metri adâncime şi peste 100 m lăţime. Exemple sunt pans-urile din Africa de Sud, forme depresionare mari, cu adâncimi de peste 100 m şi lăţimi de peste 100 km. Depresiunile mai mici sunt formate datorită deflaţiei locale, orientată în lungul liniilor de drenaj, în timp ce altele sunt localizate între dune. Cele mai cunoscute forme de acest tip sunt fuldji, vadi şi depresiunile de coraziune şi deflaţie. Fuldji sunt adâncituri de formă ovală ce seamănă cu urma

uriaşă a unei copite de cal. În pustiul Arabiei aceste excavaţii sunt mai adâncite în partea frontală (concavă), situată în direcţia vântului.

5

Vadi sunt culoare alungite care se întind pe o lungime de câţiva kilometri, amintind albiile unor râuri. Prin acţiunea de coraziune şi deflaţie, versantul care stă în calea vînturilor dominante este mai abrupt, în timp ce în partea opusă are o pantă domoală, permiţând chiar unele acumulări incipiente de nisip.

Depresiunile de coraziune şi deflaţie sunt bazine depresionare foarte mari mult mai complexe ca origine. Unele par să fie de origine tectonică, dar deflaţia este cea care le menţine ca formă depresionară. Cea mai remarcabilă concentrare de mari bazine depresionare se află în Egipt unde acoperă mai mult de 70 000 km2 şi au o adâncime medie de 250 m. Aici se află depresiunea Qattara, cel mai adânc bazin, care atinge o adâncime de 134 m sub nivelul mării şi un volum de 3200 km3.

13.1.3. Relieful de acumulare eoliană

Cele mai importante forme de relief asociate cu procesele eoliene sunt cele de acumulare, mari aglomerări de nisip şi praf pe care vântul le-a smuls sau le-a spulberat. Majoritatea acumulărilor eoliene se suprapun pe amplasamentul unor pânze aluviale depuse în perioadele pluviale ale Cuaternarului. Ele ocupă mari zone numite mări de nisip (sau erg-uri în Sahara), caracterizate prin asamblaje de forme care dau suprafeţei terenului aspectul asemănător undelor. Cercetările au arătat că există o ierarhie a formelor de acumulare eoliană pe clase de dimeniuni ce constă din riduri, dune şi megadune sau draa.

Ridurile

6

Ridurile variază în amplitudine de la 0,1 cm la 100 cm şi sunt spaţiate de regulă la 20 m. Ele sunt asimetrice în secţiune transversală, cu pante în jur de 10o pe faţa expusă vântului şi de 30 - 35o pe faţa de sub vânt. După modelul lui Bagnold (1941), ele se dezvoltă pornind de la neregularităţi foarte mici pe suprafaţa nisipului printr-o combinaţie de creep de suprafaţă (târâre) şi saltaţie.

DuneleDintre toate formele de relief caracteristice deşerturilor,

dunele au primit cea mai importantă atenţie din partea oamenilor de ştiinţă. Pentru ca o dună să se formeze trebuie mai întâi să se acumuleze o cantitate de nisip.

Aceasta se adună acolo unde viteza vântului se reduce, fie datorită neregularităţii terenului, fie instabilităţii primare a dinamicii aerului. Dunele ating un profil caracteristic de echilibru care poate fi împărţit în trei componente: panta de eroziune sau panta dinspre vânt, creasta şi panta de acumulare sau panta de sub vânt. Nisipul erodat de pe panta dinspre vânt se acumulează pe panta de sub vânt, astfel că dunele se mişcă în direcţia vînturilor dominante. Ratele de deplasare a dunelor depind de tipul şi dimensiunea dunelor şi de frecvenţa şi forţa vînturilor. Tipice sunt rate de 10 - 20 m/an.

Fig. 13.3. Formarea dunelor longitudinale (Nelson, 2001)

7

Înălţimea dunelor creşte până ce se stabilizează de-a lungul unei forme de echilibru. Cele mai multe dune variază în înălţime de la sub 3 m la peste 100 m, în rare cazuri au fost observate dune şi peste 500 m. Megadunele sunt similare în secţiune transversală dunelor, dar ele sunt complicate datorită prezenţei dunelor supraimpuse.

Fig. 13.4. Formarea dunelor transversale (Nelson, 2001).

Dunele se împart în două mari categorii: dunele libere, care sunt în funcţie directă de viteza vânturilor şi dunele constrânse, care sunt împiedicate de diferite obstacole să se dezvolte (vegetaţie, bariere topografice etc).

13.1.3.2.1. Dunele libere

8

Dunele cu o singură orientare a pantei de acumulare (panta de sub vânt) sunt asociate cu vânturile unidirecţionale. Axele lor sunt orientate normal faţă de vântul dominant, de aceea mai sunt grupate în categoria formelor transversale. Dunele simple, drepte, paralele sunt numite dune trasversale,

apoi dune cu creste barcanoide, alcătuite din dune asemănătoare barcanelor, unite de-a lungul unor aliniamente şi barcane simple.

Formele extrem de alungite cu două, mai multe sau mai puţine pante de acumulare aflate în sensuri opuse sunt numite dune liniare (sau longitudinale). În contrast cu dunele transversale, transportul de nisip este paralel la linia de creastă. Nu există o unitate de opinii privind originea dunelor liniare, dar cei mai mulţi cercetători consideră că ele se dezvoltă acolo unde există două vânturi dominante convergente oblic. Dunele liniare pot atinge lungimi de zeci de kilometri şi ele se pot uni formând joncţiuni în formă de Y.

Foto. 13.5. Barcană (Stimac, 2001).

9

Dunele cu mai multe pante de acumulare orientate în direcţii diferite au o formă aproximativ piramidală, dar cu braţe alungite adesea neregulate. Aceste forme care sunt atribuite vânturilor puternice ce bat din mai multe direcţii diferite în timpul unui ciclu anual au o varietate de nume, dar de obicei ele sunt numite dune sub formă de stea. Alte acumulări de nisip în care se includ pânzele de nisip, şiruri de nisip, dunele dom nu prezintă pante abrupte de sub vânt şi pot atinge dimensiuni impresionante.

În plus la aceste tipuri de bază sunt dunele compuse ce cuprind două sau mai multe tipuri de bază care se unesc şi se supraimpun. Ulterior, un tip de dună devine dominant şi se poate forma, de exemplu, o megabarcană. Dunele complexe reprezintă mai multe dune asociate din diferite tipuri de dune de bază. De exemplu, dunele stelare se pot asocia frecvent cu dunele liniare, iar barcanele ocupă depresiunile dintre ele.

Fig. 13.6. Formarea dunelor stea (Nelson,

2001).

10

13.1.3.2.2. Dune constrânseO altă varietate de dune sunt în relaţie cu vegetaţia,

barierele topografice sau localizarea surselor de nisip. Varietăţi de asemenea dune sunt prezentate în fig. 13.7. În acumulările de nisip care au fost stabilizate de vegetaţie, o serie de perturbări care îndepărtează vegetaţia duc la formarea unor microdepresiuni de tip cratere (blowout). Acestea au formă circulară sau eliptică, de obicei de numai câţiva metri şi s-au format prin deflaţia nisipului (fig. 13.7 A).

Fig. 13.7. Tipuri de dune constranse (Summerfield, 1991)

Dacă deflaţia este intensă, depresiunile devin mai mari, asemănătoare dunelor parabolice, dar cu orientare inversă faţă de vântul dominant (fig. 13.7 B). Lunetele se

formează pe suprafaţa pans-urilor, depresiunilor lacustre sărăturate şi de-a lungul lagunelor mareice (fig. 13.7 C) şi sunt alcătuite din particule de argilă şi sare. Periodic sărurile şi

11

argilele uscate sunt transportate până întâlnesc vegetaţie. Tufişurile izolate şi pâlcuri de vegetaţie în deşert generează acumulări de nisip care sunt cunoscute sub numele de dune - crâng sau nebka (fig. 13.7 D). Aceste situaţii se întâlnesc nu numai în deşerturi, ci şi în ţinuturile temeperate, de-a lungul ţărmurilor unde mişcarea nisipurilor întâlneşte vegetaţie.

Topografia poate afecta curgerea aerului prin reducerea vitezei vântului şi crearea de vârtejuri. Situaţii de acest tip sunt ilustrate în fig. 13.7 E şi F, formându-se dune în faţa obstacolului sau dune sub vânt. Când vântul întâlneşte o pantă abruptă, înaltă se poate forma un mare şi puternic vârtej, care generează aşa-numitele dune ecou, adiacente abruptului. Ele se extind uneori pe mai mulţi kilometri. Forme uriaşe de peste 400 m înălţime au fost întâlnite în Algeria.

13.2. RELIEFUL MARIN

13.2.1.Mediul costier

Pe orice hartă a globului pământesc se poate observa, cu uşurinţă, că apa mărilor şi oceanelor ocupă ce mai mare parte din suprafaţa terestră. Din suprafaţa totală a Terrei, de 510 mil. km2, apa ocupă circa 361 mil. km2 sau 70,8 %, iar uscatul 149 mil. km2 sau 29,2 %. În cadrul bazinelor oceanice şi marine se pot distinge mai multe regiuni morfohidrografice: regiunea litorală (sau costieră), platforma continentală, povârnişul continental (fig. 13.8.) şi regiunea abisală.

Principalul agent de modelare a regiunilor costiere este reprezentat de apa mărilor şi oceanelor, prin formele specifice de mişcare: valuri, maree şi curenţi. În afara

12

acestora, în schimbarea fizionomiei zonelor litorale contribuie şi unele procese fizice, chimice şi biologice, determinate de alţi agenţi, dar care au însă un rol secundar.

13.2.3. Procese de eroziune (abraziune)

Eroziunea rocilor in situ care intră în alcătuirea regiunilor costiere este provocată, în principal, de acţiunea combinată a trei tipuri de procese, şi anume: procese mecanice datorate valurilor şi curenţilor, fizico-chimice (de meteorizaţie) şi procese determinate de acţiuni biologice. Acestora li se adaugă, în funcţie de climatul specific anumitor regiuni costiere şi procese de deplasare în masă, fluviale, glaciare şi eoliene etc.

Modul de acţiune al valurilor şi curenţilor asupra ţărmului se realizează sub diverse forme: şocul (izbirea), compresia aerului din cavităţi cu dezvoltarea unei anumite presiuni hidrostatice, aspirarea, "bombardarea" cu pietriş şi nisip etc., rezultatul final constituindu-l eroziunea zonei litorale, fenomen cunoscut sub denumirea de abraziune marină. Eficacitatea erozivă a valurilor este sporită prin antrenarea nisipului şi a pietrişului care sunt aruncate cu putere asupra ţărmurilor exercitând un fel de "mitraliere" a rocilor (Tufescu, 1966).

13.2.4. Relieful de abraziune

13.2.4.1. Falezele

Falezele reprezintă abrupturi care marchează contactul între uscat şi mare, fiind create de acţiunea mării în asociaţie cu procesele subaeriene. În cazul falezelor, procesele de eroziune

13

le predomină pe cele de acumulare iar capacitatea de transport a valurilor şi curenţilor depăşeşte aportul de materiale. Înălţimea (de la câţiva metri până la sute de metri) şi înclinarea acestora variază în funcţie de relieful major pe seama căruia se dezvoltă şi de natura rocilor constituiente Faleza cu baza submersă în apa adâncă, datorită fie ridicării

nivelului apelor, fie coborârii uscatului, într-un ritm suficient de intens pentru a nu se mai putea forma plaja sau platforma de abraziune la picioarele acesteia, poartă denumirea de faleză plonjantă ( plunging cliffs ). Astfel de faleze sunt reprezentate de către abrupturi de falii, mase vulcanice, văi glaciare inundate care, după cum am mai amintit, suferă o eroziune minimă prin acţiunea valurilor tocmai datorită adâncimii mari a apei de la baza acestora, astfel încât valurile nu deferlează, fiind reflectate cu pierderi mici de energie.

Însă, la baza falezelor propriu-zise, apa are adâncimi mici care favorizează spargerea valurilor, rezultatul fiind apariţia firidelor, mai mult sau mai puţin dezvoltate, (surplombe, nişe de abraziune) datorate eroziunii bazale şi care conduc la prăbuşirea stratelor de deasupra. Firide bine dezvoltate sunt caracteristice regiunilor costiere situate în zona tropicelor, acestea datorându-se mai degrabă meteorizaţiei la nivelul stratului de apă, decât abraziunii marine. Slaba dezvoltare a firidelor de la baza falezelor situate dincolo de tropice este pusă pe seama ecartului mare de înălţime al mareelor datorită căruia atacul valurilor nu este concentrat pe o suprafaţă restrânsă.

Etapele de evoluţie a falezelor (şi de extindere a platformelor de abraziune) pot fi sintetizate astfel: adâncire la bază,

14

prăbuşire, transferul materialelor, adâncirea în noul abrupt al falezei.

De asemenea, forma falezelor grefate pe roci rezistente depinde de prezenţa aşa-numitor "planuri de slăbiciune" (stratificaţie, sisteme de fisuri şi fracturi) care sunt "exploatate" de către procesele de eroziune conducând la apariţia unor cavităţi, arcuri naturale (portaluri), grote de vânt (blowholes) etc.

Prin retragerea falezelor înalte se ajunge la decapitarea liniilor de drenaj fluviale, formându-se văile suspendate (hanging valley). Pe rocile slab consolidate, cu unghiuri ale pragului de

stabilitate reduse, falezele în adevăratul sens al cuvântului se formează mai greu, chiar dacă acţiunea valurilor este agresivă.

Posea et al. (1970) le clasifica astfel,: faleze funcţionale sau în retragere; faleze nonfuncţionale (care pot fi stabilizate sau ajunse la echilibru şi moarte sau suspendate) (fig.13.13.).

Fig. 13.13. Tipuri de faleze: (a) funcţională; (b) stabilizată; (c) moartă; (d) falsă (tectonică)

15

(Posea et al., 1970).

În afară de aceste tipuri, se mai disting faleze false şi anume ţărmuri abrupte a căror formă nu este legată direct de acţiunea mării, ci de litologie, structură, tectonică; în cadrul acestora, cele tectonice sunt uşor de recunoscut datorită lipsei platformei de abraziune (fig. 13.13.).

13.2.4.2. Platformele de abraziune

Platformele de abraziune reprezintă părţi ale platformelor continentale modelate de apele marine, a căror dezvoltare este direct legată de retragerea falezelor. Acestea au o suprafaţă aproape netedă, uşor convexă, slab înclinată (în mod obişnuit în jur de 1°) având limita dinspre mare fie tranşantă (taluz abrupt în apa adâncă), fie se continuă lin până la aproximativ 10 m sub nivelul apei. Pe întinsul lor se suprapun adesea resturi ale falezei aflate în retragere (arcuri, coloane, martori mai duri scoşi în evidenţă prin eroziune selectivă etc.) sau acumulări de materiale (fie din faleze, fie aduse de râuri).

La ţărmurile cu maree mici, platformele cu o pantă mică nu se pot lărgi mai mult de aproximativ 500 m, din cauză că partea submersă poate fi sub baza valurilor, astfel încât abraziunea nu se mai produce. Acolo unde ecartul de variaţie al mareelor este de cca. 5 m, platformele nu pot să se extindă mai mult de 800 m. Platforme cu au o lăţime mai mare decât aceasta pot apărea numai printr-o submersie progresivă sau au o istorie foarte complexă a eroziunii, mai multe procese aducându-şi aportul la formarea lor. În această categorie se încadrează strandflat-urile de pe coastele Norvegiei,

16

Groenlandei, Insulei Spitzbergen. Strandflat-urile depăşesc uneori 64 km lăţime, în condiţiile în care multe zone în care se dezvoltă acestea suferă încă ridicări izostatice. Este clar că ele nu s-au format numai în perioada actuală (postglaciar). Ipoteza formării acestora include eroziunea glaciară, meteorizaţia periglaciară puternică, abraziunea marină şi transportul de către valuri şi curenţi a materialelor, pe parcursul mai multor perioade glaciare cu creşteri şi descreşteri ale nivelului mării.

13.2.5. Formele de acumulare

13.2.5.1. Plajele

Plajele reprezintă acumulări de nisip şi/sau pietriş amestecate cu resturi de cochilii, care însoţesc îndeosebi ţărmurile joase, cu ape puţin adânci, având o dezvoltare mai mare în zonele adăpostite. Se pot forma şi la baza unor faleze continuate cu platforme de abraziune slab înclinate însă, în acest caz au aspectul unor fâşii înguste paralele cu ţărmul.

Profilul plajei nu este static, ci suferă anumite schimbări în timp, cele mai semnificative dintre acestea fiind înregistrate pe ţărmurile situate la latitudini medii, acolo unde valurile de furtună au o frecvenţă mai mare, înregistrându-se un ciclu anual de eroziune şi unul de acumulare. Astfel, în sezonul de vară, datorită predominării valurilor de hulă (swell waves) are loc o fază de construcţie a plajei, cu dezvoltarea bermei aproape de nivelul maxim al jetului de resacă. Materialele folosite la construcţia bermei provin, în mare parte, din distrugerea barelor submerse. În timpul iernii, pe de o parte,

17

valurile de furtună retează sau distrug complet berma, materialele erodate fiind transportate şi depozitate în bare submerse spre larg, de unde vor fi returnate părţii înalte a plajei vara viitoare. Din această cauză, adesea se face referire la un profil de vară sau al valurilor de hulă (summer sau swell profile), caracterizat prin absenţa barelor submerse şi prezenţa unor berme extinse, şi un profil de iarnă sau al valurilor de furtună (winter sau storm profile), la care bermele dispar sau sunt puternic erodate, în schimb apărând o serie de bare submerse (fig. 13.16.). De aici să nu se înţelegă că profilele de vară sau de iarnă apar strict în sezoanele respective.

Fig. 13.16. Profilele de hulă şi de furtună ale plajelor (Chorley et

al., 1985).

Microformele specifice plajei se remarcă printr-o mare mobilitate, o anumită ritmicitate şi au, în general, înălţimi de până la 1 m iar lungimile pot depăşi, în unele cazuri, 100 km. Între aceste microforme se pot enumera festoanele (crescent-shape identations), cornurile de plajă (beach cusps), ripplemark-urile de valuri (wave ripple), brazdele litorale (sand waves) etc. Festoanele reprezintă mici ondulări (până la

18

câţiva decimetri), simetrice (la adâncimi mari) sau asimetrice (la adâncimi reduse). Cornurile de plajă sunt festoane de dimensiuni mult mai mari, sub formă de cupă de lingură răsturnată, dezvoltate la partea superioară a feţei plajei. Cu toate că pot să apară pe plajele alcătuite din materiale cu diferite granulometrii, cel mai adesea se dezvoltă în cazul prezenţei mixturii pietriş-nisip.

Ripplemark-urile de valuri şi brazdele litorale (acestea din urmă cu dimensiuni mai mari) sunt ondulări sau riduri submerse, create fie datorită oscilaţiilor valurilor, fie curenţilor litorali.

13.2.5.2. Cordoanele litorale

Cordoanele litorale reprezintă forme de acumulare, cu aspect foarte variat, desfăşurate în cadrul plajelor submarine. După formă şi poziţie, se deosebesc: insule-barieră sau cordoane litorale libere, săgeţi, perisipuri, tombolo, bare etc.

A). Insulele-barieră

Insulele barieră (denumite şi plaje barieră - barrier beach; cordoane barieră - barrier bar; cordon litoral liber - offshore bar; lido*) sunt acumulări de nisip alungite, nealipite la uscat, separate de acesta, pe aproape toată lungimea, de o lagună (lagoon). Dimensiunile insulelor-barieră sunt extrem de variate: de la câţiva metri la peste 1 km în lăţime, lungimea de la câteva sute de metri până la peste 100 km, iar înălţimea fiind, de obicei, sub 6 m (acolo unde se dezvoltă un sistem * Lido reprezintă termenul italian pentru cordoane de nisip, având corespondent poulier (franceză), nehrung (germană), barrier beach sau barrier island (engleză).

19

important de dune pot să depăşească 100 m înălţime). Se estimează că insulele-barieră se dezvoltă pe circa 13 % din lungimea totală a ţărmurilor lumii, care s-ar cifra la 261 700 km (King, 1972), însă au o densitate mai mare în mediile caracterizate prin valuri cu o energie redusă, un ecart de variaţie al mareelor mic şi o înclinare slabă. De exemplu, o largă răspândire a insulelor-barieră se întâlneşte în regiunile costiere ale S.U.A. de la Oceanul Atlantic şi Golful Mexic (unde după Dolan et al., 1980, ar exista circa 282 de astfel de forme), pe ţărmurile sudice ale Mării Baltice, pe cele sud-estice ale Australiei, în nord-vestul Mării Adriatice, estul Indiei etc.

Fig. 13.17. Reprezentarea schematică a principalelor

trăsături geomorfologice ale unei insule-barieră (Ritter, 1986).

B) Săgeţile litorale, perisipurile şi promontoriile lobate

20

Săgeţile litorale (spits, barrier spits - engleză; fléche, épi = franceză; haken = germană) sunt forme de acumulare marină, înguste şi foarte alungite, care au unul din capete fixat de ţărm sau de o insulă. Săgeţile litorale apar acolo unde deriva litorală joacă rolul predominant în sistem, aceasta asigurând intrările de materiale în zonele cu ape liniştite în care acumularea poate avea loc. Ca urmare a acestui fapt, săgeţile se extind continuu în direcţia derivei litorale, cu excepţia cazurilor când alte mişcări ale apei se interferează proceselor de construcţie. În această situaţie săgeţile sunt de obicei arcuite spre uscat la extremităţile lor, caz în care poartă numele de săgeţi litorale recurbate (recurved spits sau hook). În generarea formelor recurbate două cauze pot fi considerate ca foarte importante. Prima, constă din refractarea valurilor în jurul extremităţilor şi în consecinţă deplasarea spre uscat prin intermediul derivei litorale a materialelor din acel punct (fig. 13.18.).

Fig.13.18. Recurbarea săgeţilor litorale prin refractarea

valurilor în jurul extremităţilor (Strahler, 1992).

21

Fig. 13.19. Recurbarea săgeţilor litorale datorită acţiunii combinate a valurilor care se propagă din direcţii diferite

(Selby, 1985).

Prin unirea săgeţilor situate de o parte şi de alta a unui golf sau prin dezvoltarea continuă într-un singur sens se formează un cordon litoral cunoscut sub numele de perisip sau grind (baymouth bar). Diferenţa dintre săgeţi şi perisipuri constă în faptul că primele au posibilitatea să se extindă în larg, în timp ce ultimele închid spaţiul dintre două promontorii, transformându-l în lagună. Unele lagune păstrează încă legătura cu marea prin intermediul portiţelor (de exemplu, Gura Portiţei dintre grindurile Chituc şi Perişoru care închid laguna Razim), iar altele sunt barate complet. În ultimul caz, laguna va evolua trecând succesiv prin mai multe faze: lac cu plaje, mlaştină şi câmpie joasă. Prin bararea gurii de vărsare a unui râu se formează un liman (de exemplu, Techirghiol, Tatlageac, Mangalia, complet izolate de mare, şi limanurile Nistrului şi Niprului care, uneori, poate comunica cu marea printr-o portiţă. Această portiţă este de dimensiuni mai mari atunci când râul are un debit semnificativ. Sunt şi situaţii în care golful este transformat în lagună, iar văile râurilor care se varsă în el se termină prin limanuri.

Fig. 13.20. Tombolo dublu (Strahler, 1992).

22

Un astfel de caz apare şi la complexul Razim, care se prelungeşte spre interior prin câteva limanuri mici: Agighiol, Babadag şi Ceamurlia. În cazul cordoanelor ce fac legătura între ţărm şi o insulă din apropiere acestea se numesc tombolo şi pot fi simple, duble, triple (fig.13.20.).

Fig.13.21. Cordon litoral în vârf de lance (cuspate bar) (Strahler, 1992).

Când există două direcţii de deplasare a nisipului şi are loc creşterea în acelaşi timp a două săgeţi oblice, ia naştere un cordon litoral în vârf de lance ( cuspate bar ), ce închide în interior o lagună de formă triunghiulară (fig.13.21.). Dacă depunerea nisipului continuă, construind noi porţiuni de plaje, se formează un mare promontoriu lobat ( cuspate foreland ), cu o formă triunghiulară în plan şi al cărui apex se află în larg. Promontoriile lobate se prezintă sub forma unor succesiuni de creste de plajă (beach ridges), separate de zone

23

mai joase mlăştinoase. Prin acţiunea vântului, crestele de plajă se pot transforma în dune de nisip.

13.2.5.3. Câmpiile litorale tidale, marşele şi mangrovele

Câmpiile tidale mlăştinoase (mud flats sau tidal flats) reprezintă mari forme de acumulare, alcătuite din materiale fine (nisip fin, argilă, mâl), care apar, de obicei, prin colmatarea lagunelor sau a estuarelor.

La formarea câmpiilor tidale rolul principal este jucat, firesc, de către curenţii mareici; acţiunea acestora are efecte multiple asupra ţărmurilor. În primul rând, curenţii care circulă cu viteze mari în ambele sensuri ale canalelor mareice, exercită o puternică acţiune de eroziune asupra acestora, reuşind să le menţină deschise, în ciuda curentului litoral care tinde să le închidă. Materialele fine, provenite din eroziunea falezelor, din aluviunile râurilor sau din mâlul acumulat pe fundul apei şi perturbat de acţiunea valurilor, sunt purtate în suspensie de către curenţii mareici. În momentul amestecării apei dulci cu apa sărată, particulele coloidale se aglomerează în mici agregate (prin procesul de floculaţie), după care se depun pe fundul golfurilor, lagunelor şi estuarelor, provocând prin acumularea lor treptată colmatarea acestora. În mod obişnuit, aceste depozite conţin mari cantităţi de materie organică. Prin colmatarea totală a ariilor de acumulare se formează o câmpie tidală mlăştinoasă, care în timpul refluxului apare ca o întindere nudă de argilă şi mâl, fiind reinundată la flux. Plantele tolerante la sare (halofite - de exemplu, Spartina) se aliniază iniţial pe locul unor colonii, cum ar fi cele de alge, şi prin sistemul de rădăcini fixează mâlul şi înlesnesc acumulările viitoare, astfel încât anumite părţi ale câmpiei litorale se pot

24

ridica până aproximativ la nivelul mareei înalte. În acest fel ia naştere o câmpie litorală mlăştinoasă sărată sau marşă sărată (saltmarsh), iar în regiunile tropicale, mangrovele mlăştinoase (mangrove swamp). În cazul în care apar amândouă, mangrovele sunt, de obicei, concentrate pe marginea mai joasă dinspre mare a câmpiilor tidale de maree înalte. Marşele sărate pot fi îndiguite, drenate şi utilizate pentru agricultură, asemenea terenuri întâlnindu-se frecvent în Olanda (poldere) sau în sud-estul Angliei (fenlands).

13.4.5. Recifii coraligeni

Recifii constituie formaţiuni calcaroase, emerse sau submerse, de natură biogenă, construite de organisme bentonice care trăiesc obişnuit în colonii şi care secretă un schelet realizat din carbonatul de calciu extras din apa mării. La construirea recifilor contribuie, cu precădere, hexacoralierii, unele foraminifere, unele lamelibranhiate şi gasteropode etc., precum şi unele plante (alge calcaroase) ce se adăpostesc în reţeaua scheletică creată de corali. Pe măsură ce unii corali mor, peste scheletele acestora se formează alte colonii, şi astfel ia naştere un calcar coraligen puternic cimentat, alcătuit din acumularea de schelete.

Deoarece dezvoltarea coralilor se face numai în anumite condiţii de mediu, distribuţia recifilor coraligeni este limitată la zona cuprinsă între cele două tropice (fig.13.23.), sau mai precis între 30° latitudine nordică şi 25° latitudine sudică. Condiţiile de mediu propice dezvoltării coralilor trebuie să fie caracterizate obligatoriu de următoarele elemente: o temperatură minimă a apei mării în jur de 18° C, cu un optim

25

cuprins între 25° - 29° C; ape cu o adâncime de maxim 60 - 90 m (limită până la care poate pătrunde lumina), cu un maxim al dezvoltării în jur de 20 - 30 m; o salinitate normală a apei; apa nu trebuie să conţină materiale detritice în suspensie (numărul mic al recifilor din Oceanul Atlantic este explicat prin existenţa unor mari cantităţi de materiale aduse de marile sisteme fluviale), să fie bine aerată pentru a permite creşterea lor viguroasă şi ca urmare coralii prosperă în zonele expuse valurilor ce vin din larg; prezenţa unui substrat dur pe care coralii să se fixeze etc.

Fig. 13.23. Distribuţia globală a recifilor coraligeni şi a

numărului de specii generatoare a acestor forme de acumulare (Summerfield, 1997).

26

Fig. 13.24. Recifi litorali şi recifi barieră (Strahler, 1992).

În funcţie de formă şi poziţie pot fi identificate trei tipuri majore de recifi coraligeni: (i) recifi franj sau litorali (fringing reefs); (ii) recifi barieră (barrier reefs); (iii) atoli (atolls).

Recifii franj sau litorali, care sunt şi cei mai răspândiţi, se dezvoltă direct pe platforma continentală, atingând lăţimea maximă în faţa promontoriilor, unde acţiunea valurilor este foarte intensă, apa curată şi bine aerisită (fig.13.24.). De obicei, recifii litorali nu se dezvoltă în zonele de vărsare ale fluviilor, din cauza marii încărcături de materiale deversate în mare. Aceştia pot atinge lăţimi cuprinse între 0,4 - 2,5 km, în funcţie de perioada de dezvoltare precedentă.

Recifi barieră sunt separaţi de ţărmul propriu-zis printr-o lagună cu lăţimi variabile, obişnuit între 2,5 km şi 20 km, însă pot să ajungă până la 100 km (de exemplu, în cazul Marii Bariere din NE Australiei). Laguna are fundul plat şi este puţin adâncă (20 - 80 m), unele prezentând numeroase construcţii coraligene de forma unor coloane, create de coralii adaptaţi la condiţiile oferite de aceste medii adăpostite. Reciful poate avea lăţimi cuprinse între 5 - 1000 m, în timp ce lungimile pot ajunge la sute de km (de exemplu, Marele Recif din NE Australiei are o lungime de 2 400 km). Uneori în recifii barieră apar deschideri (portiţe; pass, în engleză) înguste prin care surplusul de apă rezultat din deferlarea valurilor se reîntoarce

27

în mare. Adesea portiţele apar în faţa deltelor ca un rezultat al influenţei aluviunilor asupra dezvoltării coralilor (fig.13.24.).

Atolii sunt recifi coraligeni de formă aproape circulară, care închid în interior o lagună (lagoon). În cazul atolilor mari, unele sectoare au fost clădite prin acţiunea valurilor şi a vântului, formându-se lanţuri de insule scunde, legate prin recifi. O secţiune transversală printr-un atol arată că laguna este puţin adâncă, iar pantele exterioare ale acestuia sunt abrupte, coborând adesea până la sute şi chiar mii de metri adâncime (fig.13.25.).

Fig. 13.25. Profil transversal printr-un atol (Ross, 1976).

13.2.6. Tipuri de ţărmuri

Conform clasificării lui Johnson (1919) se pot deosebi ţărmuri de submersiune, de emersiune, neutre şi mixte (cele care îmbină formele ţărmurilor de submersiune cu cele ale ţărmurilor de emersiune), fiecare cu mai multe tipuri şi subtipuri (de exemplu, înalte şi joase).

13.2.6.1.Ţărmurile de submersiune

Acestea s-au format prin invazia apei asupra uscatului, ca urmare a unor mişcări de subsidenţă sau a creşterii nivelului

28

Oceanului Planetar. Majoritatea ţărmurilor actuale, înalte sau joase, sunt de submersiune, deoarece prin topirea şi retragerea gheţarilor würmieni s-a produs o transgresiune a mărilor ca urmare a ridicării nivelului acestora.

13.2.6.1.1. Ţărmurile de submersiune joase

Ţărmurile de submersiune joase cuprind următoarele tipuri mai reprezentative: cu estuare, cu limane, aralic, finlandez şi cubanez.

a) Ţărmul cu estuare (sau de tip Maryland) se dezvoltă la marginea unor cîmpii litorale, străbătute de râuri ce se varsă în mări puternic afectate de maree şi ale căror şelf este destul de îngust. Curenţii mareici preiau şi transportă în larg aluviunile râurilor, în plus prin eroziune lărgesc mult albiile în zona de debuşare, tranformându-le în estuare, care au forma unor pâlnii. Acest tip de ţărmuri se întâlneşte în vestul Franţei (Garonne, Loira, Sena), sud-estul Angliei, nordul Europei (Elba, Peciora), nordul Siberiei (Obi, Enisei), pe litoralul atlantic al Americii de Nord (Maryland) etc. (fig.13.41.).

29

Fig. 13.41. Ţărm cu estuare (Robinson, 1970) Fig. 13.42. Ţărm cu limane (Josan, 1986)

b) Ţărmul cu limane se formează prin submersiunea unor câmpii litorale şi pătrunderea apelor marine pe gurile râurilor pe care le lărgesc, dându-le înfăţişarea unor golfuri mici şi înguste. Deoarece în aceste zone curenţii mareici sunt cu totul nesemnificativi, în schimb deriva de coastă este foarte activă, aceste văi sunt închise, spre mare, de cordoane litorale şi transformate în limane. Aşa este cazul ţărmului nord-vestic şi cel românesc al Mării Negre (limanele Niprului, Bugului, Nistrului, respectiv, Taşaul, Techirghiol, Tatlageac, Mangalia etc.) (fig.13.42.).

c) Ţărmul de tip aralic la care submersiunea a afectat unele suprafeţe cu relief de dune şi prin urmare partea superioară a acestor formaţiuni s-a transformat în insule şi peninsule de mici dimensiuni, ale căror contururi sunt destul de

puternic modificate în timpul furtunilor. Datorită acestui fenomen, caracteristica generală a acestui tip de ţărm este prezenţa unui număr foarte mare de insuliţe înconjurate de ape puţin adânci. Dezvoltarea tipică se întâlneşte în jurul Mării Aral (fig.13.43.).

Fig.13.43. Ţărmul de tip aralic (Posea et al., 1970)

30

d) Ţărmul de tip finlandez (sau cu skjärs - denumire suedeză pentru câmpiile glaciare litorale care se prezintă sub forma unui amestec de insule, canale, bălţi etc.) se aseamănă într-o oarecare măsură cu cel aralic, însă în acest caz apele au invadat marginile unor câmpii glaciare cu microrelief de morene şi stânci şlefuite, care s-au transformat în insule şi promontorii separate de canale şi golfuri cu ape puţin adânci (fig.13.44.).Ţărmuri de acest tip se întâlnesc în lungul litoralului Mării Baltice, la marginea mărilor din jurul Oceanului Artic, în nord-estul S.U.A. (Noua Anglie) şi în alte regiuni cu relief glaciar submers.

Fig. 13.44. Ţărmul de tip finlandez (Posea et al., 1970)

13.2.6.1.2. Ţărmurile înalte de submersiune

31

Ţărmurile înalte de submersiune corespund unor zone muntoase sau deluroase al căror profil abrupt se continuă subacvatic fie prin platforme de abraziune înguste, fie prin

pante accentuate. Majoritatea ţărmurilor înalte de submersiune păstrează încă trăsăturile iniţiale, formele derivate marine fiind reduse, iar aspectul lor de amănunt este influenţat de structură, tectonică, eroziunea fluvială şi glaciară. Cele mai caracteristice sunt ţărmurile de tip dalmatic, anatolian, cu riass, cu fiorduri, tectonice etc.

a) Ţărmul de tip dalmatic (cunoscute şi sub denumirea de ţărm cu structură longitudinală sau ţărm de tip pacific) se formează atunci când o regiune muntoasă tânără, cu culmi orientate paralel cu ţărmul, este supusă unor mişcări de subsidenţă uşoară, sau atunci când nivelul general al mării creşte. Prin submersiune, văile şi depresiunile (corespunzătoare sinclinalelor) se transformă în golfuri înguste şi canale, iar culmile (corespunzătoare anticlinalelor) în insule şi peninsule înalte, dispuse longitudinal (fig.13.45.). Acestea sunt caracteristice coastei dalmatice (la Marea Adriatică), extremităţii sudice a statului Chile, vestului Americii de Nord (în dreptul Columbiei Britanice, al Golfului Californiei) şi în multe alte sectoare din lungul munţilor Cordilieri şi Anzi. Ca subtipuri se pot menţiona ţărmul de tip albanez, cu o structură oblică impusă de orientarea culmilor muntoase şi cel de tip appalaşian cu promontorii în dreptul benzilor de roci rezistente paralele cu litoralul şi golfuri la

32

nivelul inflexiunilor axiale dezvoltate pe un substrat mai puţin rezistent. Fig. 13.45. Ţărm dalmatic (Posea et al., 1970)

b) Ţărmul de tip anatolian (sau ţărm cu structură transversală, ţărm de tip atlantic, ţărm cu anse* ) este prezent în locurile unde linia de ţărm intersectează perpendicular principalele linii structurale (cute, falii etc.). Caracteristice sunt golfurile foarte largi, arcuite (corespunzătoare sinclinalelor, unor compartimente coborâte, pe linii de falii perpendiculare pe ţărm sau benzilor de roci cu rezistenţă mai slabă), despărţite de promontorii şi insule (corespunzătoare anticlinalelor, unor compartimente înălţate, pe linii de falii perpendiculare pe ţărm sau benzilor de roci rezistente). Aceste ţărmuri se întâlnesc în partea vestică a Podişului Anatoliei, în cea sudică a Pen. Peloponez, în nord-vestul Scoţiei şi al Irlandei, pe coasta atlantică a Marocului etc.

Fig. 13.46. Ţărm de tip riass (Posea et al., 1970)

c) Ţărmul de tip riass** se caracterizează prin prezenţa unor golfuri ramificate, axate pe cursurile inferioare ale râurilor, separate de promontorii mult mai late care reprezintă vechi interfluvii (fig.13.46.). Fazele de formare ale

ţărmurilor de tip riass pot fi rezumate astfel: după o perioadă de dezvoltare normală a văilor urmează o fază de reîntinerire a lor

* Anse = golf mic, rotunjit, format pe un sinclinal perpendicular cu ţărmul** Riass = golfuri înguste şi ramificate din nord-vestul Spaniei care au luat naştere în urma adâncirii unor văi în masive vechi reînălţate, invadate apoi de mare.

33

datorită reînălţării regiunii respective sau coborârii nivelului mării. În urma ultimei transgresiuni (Flandriană) aceste văi au fost invadate de apele mării şi transformate în golfuri mici. Prin evoluţie se ajunge la modelarea promontoriilor şi apariţia cordoanelor de nisip sau pietriş, ce închid golfurile, transformându-le în lagune. Acest tip de ţărm este dezvoltat în peninsula Bretagne, în nordul Spaniei (Galicia - de unde şi denumirea de ţărm de tip galician), în sud-vestul Marii Britanii. În Provence (sudul Franţei), ţărmul este sculptat în roci calcaroase cu văi în chei şi depresiuni carstice transformate în golfuri, denumite cala sau calanques (de unde şi ţărm cu calanques sau cu calanco). Pe ţărmurile Mării Roşii se întâlneşte o varietate de riass, numite aici şermuri sau şurum, care constă din golfuri lungi, înguste şi adânci la intrare, meandrate, mărginite în faţă de construcţii coraligene.

d) Ţărmul cu fiorduri (sau de tip norvegian) este specific regiunilor litorale înalte afectate de gheţarii pleistoceni care au transformat vechile văi fluviale în văi glaciare. Ridicarea nivelului mării odată cu dispariţia gheţarilor a dus la inundarea unei mari părţi a acestor văi, formându-se golfuri adânci şi extrem de ramificate (fig.13.47.). Ţărmurile cu fiorduri sunt răspândite la latitudini mari şi însumează circa 30 000 km (după A. Penk din Posea et al., 1970). Cele mai extinse se găsesc în America de Sud (Patagonia, Ţara de Foc, Chile), însă cele mai cunoscute sunt cele din Norvegia. Zone în care îşi fac apariţia ţărmurile cu fiorduri se mai întâlnesc în Islanda, Irlanda, Scoţia (unde se numesc firths şi sunt axate pe linii de fracturi), vestul Groenlandei, Alaska, nordul Labradorului, Noua Zeelandă, unele locuri din Antarctica etc.

34

e) Ţărmul tectonic este caracterizat de prezenţa unor abrupturi, peninsule şi golfuri corespunzătoare planurilor de falie, horsturilor şi grabenelor. În faţa acestora se pot întâlni insule şi strâtori cu aceeaşi origine, ca de exemplu în Marea Mediterană (Corsica şi Sardinia, unele din ţărmurile Greciei etc.), în California, Noua Zeelandă etc (fig.13.48.).

Fig.13.48. Ţărm tectonic (Strahler,

1992) Fig. 13.47. Ţărm cu fiorduri (Robinson, 1970)

13.5.2. Ţărmurile de emersiune

Acestea iau naştere atât în condiţiile unor mişcări tectonice pozitive sau de coborâre a nivelului general al mării, cât şi în urma unei evoluţii normale îndelungate. Linia apei vine acum în contact cu ceea ce odinioară forma panta reliefului submarin. Deasupra noii linii de ţărm apare o nouă fâşie litorală emersă.

13.5.2.1. Ţărmurile de emersiune joase

35

Ţărmurile de emersiune joase apar în condiţiile în care o platformă continentală cu o suprafaţă relativ netedă şi o înclinare slabă este emersă formându-se o câmpie litorală cu atribute asemănătoare, mărginită de un ţărm simplu şi uniform. În această categorie se încadrează ţărmurile cu cordoane litorale, cu lagune, cu lande, cu marşe, cu watt, cu delte, cu mangrove etc. a) Ţărmul cu cordoane litorale (sau ţărm de tip mexican,

ţărm cu lido) este specific regiunilor cu platforme de abraziune extinse şi cu ape puţin adânci, cu un aport fluvial abundent. Este cel mai răspândit tip de ţărm, frecvenţa cea mai mare având-o acolo unde mareele lipsesc sau unde au o amplitudine redusă. Prin înlănţuirea

şi alăturarea cordoanelor de nisip se formează plaje relativ înguste, dar cu lungimi considerabile. De exemplu, cordoanele-plajă din vestul şi nord-vestul Golfului Mexic se menţin pe o lungime de circa 2500 km. Reprezentative pentru acest tip de ţărmuri sunt multe sectoare din jurul Mării Baltice, din nord-vestul Mării Adriatice, din nord-vestul Mării Negre, din estul şi nord-estul Indiei etc.

b) Ţărmul cu lagune ia naştere prin izolarea parţială sau totală a unor golfuri de către cordoane litorale, de aceea este asociat adesea cu cel de tip lido sau mexican. În acest fel, fostele golfuri se transformă în lagune, de obicei alungite în lungul ţărmului (fig.13.49), în anumite situaţii falezele din spatele lor devenind inactive. Aşa s-a întâmplat şi cu unele dintre golfurile Mării Negre, cel mai concludent caz pentru noi constituindu-l complexul lagunar Razim. Pe glob însă cel mai

36

tipic exemplu de ţărm cu lagune este în Golful Mexic, unde alternează cu alte categorii (cu limane, cordoane litorale, cu marşe etc.).

c) Ţărmul cu lande este caracterizat de prezenţa unor câmpii joase, nisipoase, adesea cu un microrelief de dune, pe întinsul căreia pot să apară lacuri litorale datorită acumulărilor intense din jurul lagunelor. După aspectul general al ţărmului cu lande tipic, dezvoltat în jurul Golfului Biscaya, unde cordonul litoral, acoperit cu dune de nisip, închide un şir de lagune legate între ele, care comunică cu marea numai pe la extremitatea sudică şi în partea centrală, poate fi considerat un subtip al celui precedent.

d) Ţărmul cu marşe se deosebeşte de cel cu lande prin faptul că lacurile de pe cuprinsul câmpiiilor joase au fost colmatate şi transformate în mlaştini.

Fig. 13.50. Ţărm de tip watt (Posea et al., 1970).

e) Ţărmul de tip watt se formează în zonele cu platforme litorale întinse şi de mică adâncime, unde refluxul şi refluxul nu reuşesc să transfere întreaga cantitate de aluviuni adusă de râuri. Ca urmare, în aceste regiuni se vor forma numeroase acumulări litorale sub formă de bancuri de nisip, cordoane,

37

mici insule care în timpul fluxului sunt acoperite cu apă, iar la reflux devin emerse.

Odată cu colmatarea canalelor şi a consolidării cordoanelor, întreaga suprafaţă devine emersă alipindu-se câmpiilor litorale (fig.13.50.). Aceste ţărmuri sunt frecvente în sudul Mării Nordului şi al Mării Baltice (între gurile de vărsare ale Rinului şi Elbei, sectoare de ţărm din Olanda, Germania, Danemarca etc.).

13.5.2.2. Ţărmurile înalte de emersiune

Sunt mai puţin răspândite şi au, în general, aspectul unor faleze constituite din roci sedimentare mai puţin rezistente la eroziune, adesea stratificate, la baza cărora se formează plaje înguste dar de lungimi apreciabile. Un exemplu în acest sens îl reprezintă ţărmul românesc situat la sud de Capul Midia (ţărm cu faleză de loess), cu un aspect liniar sau cu uşoare sinuozităţi, la care însă plajele sunt mai extinse. În anumite zone morfologia reliefului submarin se caracterizează prin versanţi abrupţi. În aceste regiuni ţărmurile de emersiune se deosebesc de cele din arealul câmpiilor de şelf prin faptul că apa prezintă adâncimi mari chiar lângă ţărm. Uneori fâşia litorală poate avea un aspect montan până foarte aproape de ţărm. Acest subtip poate fi definit ca fiind un ţărm de emersiune cu pante puternic înclinate (steeply sloping shoreline of emergence). Falezele moarte rămase la diferite nivele deasupra mării indică faptul că emersiunea a avut loc în etape (Strahler, 1992) (fig.13.51).

38

Fig.13.51. Ţărm emers înalt (Strahler, 1973)

13.5.3. Ţărmurile neutre

Se poate vorbi de un ţărm neutru atunci când nivelul mării a staţionat mai mult timp, putându-se distinge două situaţii: (i) staţionarea nivelului mării un timp mai îndelungat a favorizat o anumită atenuare a sinuozităţilor, promontoriile fiind puternic erodate şi unite între ele prin cordoane, în spatele cărora se găsesc lagune şi (ii) atunci când ţărmul s-a format prin acumularea de depozite ce ajung deasupra apei. În acest din urmă caz, în funcţie de agenţii care transportă materialele în mare şi de natura depozitelor se pot deosebi ţărmuri cu conuri aluviale, ţărmuri deltaice, ţărmuri vulcanice, ţărmuri coraligene etc. (fig.13.52.A, B, C, D).

Fig.13.52. Ţărmuri neutre: (A) Ţărm deltaic; (B) Ţărm cu conuri aluviale; (C) Ţărm vulcanic; (D) Ţărm coraligen (Strahler, 1973)

39

40