CAPITOLUL 9

M E T E O R I Z A R E A CA S I S T E M M O R F O G E N E TI C (MSM)

Terminologie. Definiţii. Repere geomorfologice de abordare. Dezvoltarea conceptului de meteorizare. Interfaţa suprafaţa terestrã-atmosferã. Procese de meteorizare. Meteorizare mecanică sau fizică. Meteorizare chimică. Biometeorizare. Rata meteorizării. Scoarţa de meteorizare. Duricrustele.

« Râurile sunt nişte şanţuri prin care curg ruinele continentelor. Prafurile, nisipurile, pietrişurile şi soluţiile transportate de râuri sunt „ruinele” produse prin meteorizare »

Leopold, Wolman şi Miller (1964)

9.1.Terminologie. Definiţii. Repere geomorfologice de abordare

Meteorizarea ca proces morfogenetic reprezintã rãspunsul ireversibil al rocilor şi mineralelor (aflate în echilibru în interiorul scoarţei) la contactul cu atmosfera, hidrosfera şi biosfera, rãspuns concretizat prin distrugerea unor caracteristici fizico-chimice ale rocilor in situ şi formarea unor depozite cu proprietãţi noi, precum şi a unei morfologii distincte. În aceastã formã termenul este preluat din limba francezã (méteorisation) şi-i corespunde în limba englezã cuvântul "weathering" care, în traducere liberã înseamnã: mãcinarea rocilor în loc sub acţiunea vremii. Toate aceste procese sunt cuprinse şi în sintagma "alterarea rocilor", iar în funcţie de gradul de distrugere sau al intervenţiei unor agenţi, în desfãşurarea procesului se disting: alterare fizicã (dezagregare), alterare chimicã sau alterare s.s. şi alterare biochimicã.

În literatura noastrã sintagma "alterarea rocilor" este folositã cel mai adesea, exclusiv pentru a denumi procesele de alterare chimicã. Dar în literatura geomorfologicã a ultimelor douã decenii a câştigat teren noţiunea de meteorizare (Posea şi colab., 1971; Mac, 1986; Bãcãuanu, 1988) pe care şi noi o considerãm comprehensivã.

Nu lipsit de importanţã este şi faptul cã asemenea denumirilor date diferitelor procese morfogenetice, noţiunea exprimã clar şi natura agentului implicat în aceastã mare categorie de procese aflate deopotrivã în atenţia pedologiei, geochimiei, geologiei, sedimentologiei, ş.a. De

188

aceea, o abordare a evaluãrii fenomenului din perspectiva geomorfologiei trebuie sã aibã în vedere câteva repere distincte pe care le enunţãm în continuare.

a) Existã o relaţie puternicã între procesele fizice şi chimice care caracterizeazã meteorizarea. Meteorizarea chimicã nu este posibilã în afara producerii stressului fizic, dupã cum, de exemplu dilatarea (expansiunea termicã a rocilor) este de neconceput în absenţa unor procese chimice, biochimice sau biomecanice. În consecinţã, pentru geomorfologi este esenţialã definirea categoriei dominante de meteorizare.

b) Geomorfologii nu au în vedere cunoaşterea proceselor, chimia alterãrii sau mecanica dezagregãrii lor, ci evaluarea în timp a unor asemenea procese sub aspectul participãrii lor la morfogenezã. Ei se ocupã de chimia şi fizica materialelor provenite prin procese de meteorizare numai în mãsura în care produsele de alterare constituie indicii asupra unor elemente de mediu, sub care au avut loc procesele şi oferã cheia de cunoaştere a cronologiei denudaţiei. Prin urmare, atenţia geomorfologilor trebuie orientatã în direcţia cunoaşterii urmãtorilor indicatori:

- caracteristicile produselor de meteorizare care oferã imaginea condiţiilor denudaţionale; - rata meteorizãrii pe areale şi în funcţie de diferiţii factori de control ai proceselor; - viteza modificãrii geometriei reliefului; - structura materialului de meteorizare, ca proprietate ce influenţeazã stabilitatea formelor

generate prin meteorizare şi circulaţia apei; - morfologia specificã meteorizãrii in situ;

Foto 9.1. Meteorizarea zidurilor preistorice Chimu din Peru (foto L.Wells, 1984)

c) Meteorizarea este descrisã, de regulã, ca "rupere spre ascendenţã", fragmentare a rocii in

situ, care poate merge, în ultimã instanţã, pânã la schimbãri în reţeaua cristalinã. Dar pe geomorfologi trebuie sã-i intereseze cunoaşterea faptului cã toate, sau aproape toate mişcãrile materialuilui nou produs apar în câmp gravitaţional, concretizat ca o componentã în josul pantei. Deci ei trebuie sã facã distincţie între mecanismele alterãrii şi ale mişcãrilor în masã. Iatã douã exemple:

-creşterea în volum a feldspaţilor prin transformarea lor în minerale argiloase, ca rezultat al alterãrii, este greu de disociat de creşterea în volum datoritã proceselor de creep;

189

-desprinderea şi cãderea unei secţiuni dintr-un abrupt este evident un fenomen de meteorizare specificã, dar pânã la acest moment a fost un întreg lanţ de procese, inclusiv de naturã chimicã.

Subliniem în mod deosebit aceste aspecte, întrucât nu puţine sunt cazurile când se prezintã multe ipostaze ale morfogenezei prin procese de mişcare în masã ca fiind meteorizare s.s. Este adevãrat cã meteorizarea iniţiazã ansamblul proceselor de morfosculpturã. În acest sens, este deosebit de sugestivã aprecierea lui Leopold, Wolman şi Miller (1964) că: " râurile sunt nişte şanţuri prin care curg ruinele (ruins) continentale". Praful, nisipul, pietrişul şi soluţiile transportate de râuri sunt resturile (ruinele) produse în cea mai mare parte de meteorizare.

În cele mai multe locuri roca în loc este ascunsã de o cuverturã de sol. Tocmai datoritã unui asemenea tablou, o parte din geomorfologi considerã meteorizarea ca o fazã pregãtitoare, premergãtoare morfosculpturii. Se vehiculeazã chiar expresia "procese pregãtitoare sau de preparare". Fãrã a minimaliza locul meteorizãrii în lanţul proceselor de morfosculpturã şi, în ultimã instanţã, în circuitul sedimentelor şi circuitul geochimic, ca geomorfologi trebuie sã identificãm, sã caracterizãm şi sã evaluãm meteorizarea ca proces morfogenetic distinct de celelalte procese de modelare a reliefului, dar pentru care ea poate fi consideratã catalizatorul impactului lor cu litologia.

d) Folosind termenul de meteorizare, în accepţia geomorfologicã devine clarã diferenţa dintre procesele de alterare şi diagenezã. Diageneza este un proces restrâns la mediul de sedimentare unde sedimentele sunt îngropate şi consolidate prin presiune şi la o anumitã temperaturã, fiind eliminate apa şi aerul. În acelaşi timp, noţiunea de meteorizare exclude alterarea rocilor şi mineralelor prin reacţii hidrotermale dar, axiomatic, include formarea mineralelor argiloase în procesele de pedogenezã.

9.2. Dezvoltarea conceptului de meteorizare Prima referire scrisã asupra meteorizãrii ca fenomen de distrugere a rocilor se gãseşte în

"Discursurile fraţilor puritãţii" , scrieri arabe din sec. X. Din pãcate, pânã în sec. XIX, ideea nu a suscitat interes, iar conceptul de meteorizare s-a dezvoltat începând din acest secol, în paralel cu alte ramuri ale ştiinţelor Pãmântului. Se spune cã declanşarea interesului pentru cunoaşterea acestui fenomen a fost marcatã într-una din celebrele dispute de la Societatea geologicã din Londra, din 1830, între "denudaţionişti" conduşi de Sir Charles Lyell şi un grup de geologi care insistau asupra rolului ce revine "eroziunii subaeriene" în modelarea reliefului. Douã intervenţii au fost definitorii: a lui J.Yates, în lucrarea "Remarci asupra depozitelor aluviale" (1830-1831) şi a lui J.Philips, în raportul "Asupra câtorva efecte ale atmosferei în determinarea suprafeţei clãdirilor şi rocilor".

Primul geolog a afirmat, între altele, cã "procesele de dezagregare" nu depind de acţiunea apelor curgãtoare, dar cã materialele rezultate prin acest proces de dezagregare alimenteazã formarea aluviunilor; de asemenea, cã procese cum ar fi "frigul şi oxidarea au de departe cele mai importante efecte" în fragmentarea rocilor.

Cât îl priveşte pe John Philips, el a circumscris mai clar definirea şi mai ales rolul meteorizãrii, precizând deopotrivã importanţa proceselor chimice şi mecanice, numai cã disocierea efectului lor este foarte dificilã. El a evidenţiat rolul elementelor gazoase din atmosferã în procesul de meteorizare şi a afirmat cã imunitatea la acest proces poate fi asiguratã prin îngroparea structurilor în pãmânt perfect uscat. A exemplificat conservarea sculpturii "St. Mary's Abbey" din York, dezgropatã din fundaţia Muzeului din Yorkshire. În acelaşi raport s-au mai fãcut şi alte aprecieri de mare valoare ştiinţificã cum ar fi cele asupra: efectului adãpostirii în cazul pereţilor verticali, expuşi mai repede desprinderii de blocuri de piatrã ca în naturã; efectului fluctuaţiilor de cãldurã şi umiditate (pereţii expuşi spre vest şi nord suferã mai multe asemenea variaţii); efectului compoziţiei inegale a rocilor, inclusiv natura aranjãrii particulelor; exploatãrii suprafeţei rocilor sub influenţa atmosferei şi a aranjãrii interne a particulelor; puterii gerului, în legãturã cu alţi agenţi, în primul rând apa. Mai precizãm cã autorul, deşi a evaluat aspecte de fond ale fenomenului de

190

meteorizare, nu a folosit termenul ca atare. Dupã momentul Societãţii geologice din Londra (1830-1831)a fost momentul Gilbert (1877) care, prin apariţia faimoasei lucrãri "Geologia Munţilor Henry", a consacrat înţelesul geomorfologic al conceptului de care ne ocupãm.

Astfel, deşi Gilbert (1877) nu s-a ocupat în detaliu de meteorizare, dar a remarcat cu claritate câteva aspecte cu valabilitate şi astãzi în geomorfologie. Citãm: "în ordinea naturalã a modelãrii reliefului se disting trei categorii generale de procese: 1) meteorizarea, 2) transportul şi 3) coroziunea. Rocile de la suprafaţã se dezintegreazã prin meteorizare. Materialul astfel detaşat este transportat de râuri spre ocean şi alte bazine. În tranzit acest material se corodeazã cu materialul din albie şi alte materiale". Viziunea cã în schema generalã a modelãrii subaeriene a reliefului, alterarea are rolul de a "pregãti" celelalte procese este fãrã echivoc.El a formulat şi alte aprecieri la care studii de specialitate de mai târziu nu au putut sã nu se raporteze, fiind consacrat pionieratul acestui ilustru geolog.

Dupã contribuţiile lui Gilbert, un aport la clarificarea rolului mediului în meteorizare l-a adus şcoala mineralogicã din Franţa. Vom cita din lucrarea lui Broeck (1881 cf. Yatsu, 1988); "aceste fenomene de dezintegrare şi alterare sunt produse de agenţi atmosferici. Sub influenţa lor rocile se exfoliazã, se fisureazã; unele elemente se modificã sau se dizolvã la contactul cu apa; altele se oxideazã la contactul cu aerul; agenţii destructivi pãtrund în fisurile rocilor odatã cu apa de infiltra ţie care prin îngheţare dislocã puţin câte puţin pãrţile intacte ale rocii. Toate aceste cauze reunite, precum şi altele cum ar fi de exemplu acţiunea corozivã a rãdãcinilor plantelor, multiplicate printr-un factor de o putere nelimitatã şi anume timpul, produc efecte uluitoare a cãror universalitate de-abia începe a fi apreciatã".

Sfârşitul sec. XIX este marcat în domeniu de cartea lui Merrill (1897): "Rocile, meteorizarea rocilor şi solurile" care a consacrat o discuţie exhaustivã, pe bazã de analize de teren şi laborator de o mare fineţe, punând bazele cunoaşterii meteorizãrii diferenţiate, în raport cu stadiul procesului, cu natura acestuia, cu constituienţii rocilor, cu textura, culoarea, configuraţia suprafeţei, temperatura, umiditatea, natura climatului ş.a.

Secolul XX, prin progresele în toate ştiinţele şi în mod deosebit al tehnologiilor de investigare al bazelor conceptuale, a adus noi elemente de sprijin în dezvoltarea conceptului de meteorizare, inclusiv pe planul reconstituirii imaginilor asupra unor paleolandşafturi. Descoperirea de cãtre Roentgen (1895) a razelor "X" şi a naturii acestora de cãtre Lane (1912) a declanşat o adevãratã revoluţie în cercetãrile de mineralogie şi cristalografie, anii 1930-1931 fiind consideraţi foarte importanţi prin lucrãrile lui Jackson şi West, Ross şi Kerr, Gruner ş.a.

Dupã al doilea rãzboi mondial tehnicile de investigaţie din ce în ce mai sofisticate şi eficiente, au câştigat teren şi în acest câmp de cercetare, dar, atenţie, aproape exclusiv pentru studiul proceselor în sine şi nu în perspectiva geomorfologicã, de maniera la care ne-am referit. Oricum, lãrgirea orizontului de cunoaştere a fost beneficã şi pentru geomorfologie.

9.3. Interfaţa suprafaţa terestrã-atmosferã Într-un capitol precedent am arãtat cã dinamica şi evoluţia reliefului sunt controlate, într-o

foarte mare mãsurã, de bugetul energiei solare şi ciclul hidrologic, doi factori cãrora li se subordoneazã direct sau indirect, majoritatea covârşitoare a acţiunilor agenţilor exogeni, inclusiv cei de naturã bioticã. Totuşi pentru înţelegerea unei faze, aproape cvasiprezentã în morfosculpturã, respectiv faza de impact a atmosferei, hidrosferei şi biosferei cu litologia, ca factor endogen, sunt necesare câteva precizãri şi anume:

-impactul nu se realizeazã concret pe o suprafaţã, în sensul definiţiei date în geometrie, ci pe o anumitã grosime a rocilor, pânã la care se propagã influenţele exogene capabile sã afecteze echilibrul în care se aflã rocile în raport cu alcãtuirea şi structura litosferei. Pe aceastã grosime diferenţiatã, în primul rând în funcţie de marile zone climatice, au loc intense procese implicate în circuitul geochimic s.s. şi circuitul nutrienţilor. Asemenea circuite sau segmente de circuite au ca principale surse primare, pe de o parte, elemente din atmosferã (este adevãrat într-o micã mãsurã

191

dar de mare importanţã), pe de altã parte, elemente ale rocii şi solului. În plus, intervine activitatea biologicã. În ultimã instanţã, relaţiile dintre ele relevã o însemnatã buclã a circuitului mineralelor, cu efecte directe sau indirecte în morfogenezã;

Tabel 9.1. Ciclul biologic ce implicã solul şi litiera în diferite biomase (Chorley et al., 1985)

Biom

Total biomasã

(kg/ha/an)

Elemente minerale în

biomasã (kg/ha/an)

Producţia primarã netã (kg/ha/an)

Acumulare minerală netã

(kg/ha/an)

Cãderea totalã de litierã

(kg/ha/an)

Minerale intrate în

litierã (kg/ha/an)

Pãduri tropicale 517000 11081 34200 2029 27500 1540 Pãduri sub-tropicale 410000 5283 24500 993 21300 795

Pãduri fag Europa Centralã

370000 4196 13000 492 9000 352

Savana uscatã (India) 26800 978 7300 310 7200 312 Taigaua nordicã 260000 970 7000 118 5000 100

Semi-versanţi (Rusia) 4300 185 1220 59 1200 59 Tundra arcticã 5000 159 1000 38 1000 37

Deşert aspru (Rusia) 1400 143 610 84 700 84

-precipitaţiile din atmosferã sunt chimic active, datoritã poluãrii, precum şi din cauza

faptului cã unele molecule de apã se disociazã în ioni de H+ şi OH- prin dizolvarea CO2 şi pentru cã apa dizolvã sãruri marine pe care le deplaseazã în atmosferã prin evaporaţie. De o mare eficacitate sunt ionii de H+, datoritã dimensiunii lor extrem de mici, dar cu o mare încãrcãturã electricã. Logaritmul zecimal negativ al activitãţii acestor ioni într-o soluţie apoasã dã pH = log(H+) a cãrui valoare ≅7 aproximeazã soluţii neutre, <7 soluţii acide şi >7 soluţii bazice;

-solul şi rocile sunt afectate de impactul cu atmosfera, creându-se soluţiile care asigurã traficul unor elemente chimice şi se asociazã cu descompunerile biomasei (tabel 9.1).

Tabel 9.2. Timpul de circulaţie (ani) a calciului (Jordan, 1972).

Climat Biom Sol Lemnul arborilor Coronament arbori Litiera

Pãdure tropicalã-munte (Porto Rico)

3 6,4 0,9 0,2

Tropical Pãdure tropicalã foarte umedã

(Ghana) 8,2 6,8 1,5 0,2

Pãdure stejar amestec (Belgia)

118,2 12,6 0,4 0,9

Pãdure pin scoţian (UK)

11,2 6,1 0,8 3,4 Temperat

Pin Douglas (Statul Washington)

57,4 20,2 5,5 10,2

Taiga Spruce (Rusia) 7,6 18,3 3,2 13,6

Ciclul biologic implicând solul şi litiera, în condiţiile diferitelor tipuri de biomasã, exprimã

cel mai clar complexitatea proceselor de interfaţã scoarţã-atmosferã. Acestea din urmã ne permit sã evaluãm ascensiunea mineralelor din rocã şi sol în plante, cãderea frunzelor şi transformarea lor mineralã. De exemplu existã o discrepanţã între cantitatea mineralelor ridicate în plante şi reîntoarcerea lor prin cãderea frunzelor. În unele ecosisteme tropicale se realizeazã un ciclu aproape închis al nutrienţilor, cu un declin rapid al materiei organice ajunse la sol.

Circuitul unor elemente poate constitui de asemenea un indiciu al vitezei şi activitãţii proceselor în interfaţa suprafaţa terestrã-atmosferã. Vom lua ca exemplu variaţia timpului de stocare în principalele climate a Ca++ în sol, arbori (tulpinã, coronament) şi litierã. S-a observat

192

astfel cã: în sol acest timp variazã între 3 ani în zona tropicalã şi 108 ani în regiunea temperatã; în trunchiul arborilor între 6,4 ani, la tropice şi 18-20 ani în regiunea temperatã şi de taiga; în litierã de la 0,2 ani la tropice, la 10,2-13,6 ani în zona temperatã şi respectiv taiga (tabel 9.2).

Dacã adãugãm la aceastã activitate şi acţiunea foarte intensã a microorganismelor şi a faunei, vom avea o imagine greu de cuprins asupra a ceea ce înseamnã interfaţa la care ne referim. Eficienţa reacţiilor depinde de: rata de flotare (mişcare, drenaj) a soluţiilor în sol; timpul de reacţie al mineralelor; timpul de rezidenţã a apei în sol ş.a. În unele cazuri, consumul de minerale al plantelor este atât de mare, încât ele participã direct, chiar în acest mod, la denudare. De exemplu, pãdurile tropicale consumã cca 800 kg/ha/an silice, fapt care determinã, în cazul reliefului bazaltic (alcãtuit 49% din acest mineral) coborârea acestuia cu aproximativ 60 mm/1000 ani numai printr-un astfel de consum de minerale.

9.4. Procese de meteorizare Pe principiile identificãrii dominanţei forţelor care acţioneazã asupra rocii, al dominanţei

categoriilor de procese implicate (fizice, chimice, biochimice), al gradului de evoluţie, în care se aflã dinamica produselor de meteorizare ş.a., se disting trei forme principale ale acestui fenomen şi anume:

-meteorizarea mecanicã (dezagregarea sau meteorizarea fizicã); -meteorizarea chimicã (alterarea chimicã); -biometeorizarea (alterarea prin acţiunea organismelor). În final toate acestea conduc sau determinã tendinţe de transformare a rocilor şi mineralelor

care ating anumiţi parametri (grosime, grad de transformare faţã de rocile iniţiale, texturã şi altele, funcţie de condiţiile de mediu) în "scut" de protecţie a rocilor in situ faţã de acţiunea agenţilor exogeni. Totodatã, prin "degajare" şi acumulare de depozite, se creazã morfologii specifice.

9. 4. 1. Meteorizarea mecanicã sau fizicã (dezagregarea) Dezagregarea reprezintã procesul de distrugere şi fãrâmiţare a rocilor in situ, fãrã a afecta

structura mineralogicã sau chimicã a acestora, deşi unele schimbãri, care se aflã la originea iniţierii procesului, sunt inerente. Rolul principal în dezagregare revine unor forţe tensionale fizice care au loc în apropierea suprafeţei scoarţei, forţe diferenţiate în raport cu caracteristicile de bazã ale rocilor şi cu modul în care intervin componentele exogene în declanşarea şi desfãşurarea proceselor de dezagregare şi distrugere a rocilor. Principalele caracteristici ale rocilor care influenţeazã meteorizarea fizicã şi de care trebuie sã ţinem cont în evaluarea fenomenului sunt:

a) de naturã mecanicã, respectiv densitatea, porozitatea, rezistenţa la rupere, rezistenţa la compresiune, rezistenţa la întindere, modulul de elasticitate, modulul de rigiditate ş.a.

b) de naturã reologicã, respectiv ale proprietãţilor de deformare şi curgere a rocilor, proprietãţi care au expresie de manifestare pânã la nivelul cristalelor rocii şi, în consecinţã, au rol fundamental în faza de iniţiere a proceselor de dezagregare;

c) cedarea la "obosealã" a rocilor, în sensul cã acţiunea majoritãţii agenţilor exogeni are un caracter mai mult sau mai puţin ciclic (de exemplu, variaţia temperaturii, umiditãţii, îngheţ-dezgheţul, ciclul biologic etc.). Amplitudinea şi numãrul ciclurilor acestor variaţii ale stressului prin factori externi determinã o anumitã obosealã a rocilor. Încã din 1860 inginerul german August Wöhler, a determinat o curbã, intitulatã curba S-N, de variaţie a oboselii rocilor, ca expresie a relaţiilor dintre amplitudinea stressului maxim aplicat (S) şi numãrul de cicluri (N). Convenţional, pe curbã care este exponenţialã, au fost separate douã regiuni de obosealã: ciclul mic sau ciclul inferior, corespunzãtor unor valori mari ale stressului maxim aplicat şi ciclul mare sau ciclul superior corespunzãtor unor valori mici ale stressului (fig.9.1). Limita între cele douã regiuni este trasatã la 103-104 numãr de cicluri şi corespunde fizic domeniului în care apare mai întâi deformarea plasticã şi apoi deformarea elasticã.

193

Fig. 9.1. Curba S - N de oboseală a rocilor (Wöhler, 1997)

d) stressul de coroziune reprezintã acţiunea simultanã a coroziunii şi a forţei aplicate,

respectiv coroziunea datoritã lovirii şi segregãrii unor elemente constituente ale rocii pe nivele de impuritate. În asemenea condiţii apare fisurarea, care induce schimbãri esenţiale în cinetica proceselor de dezagregare şi în distribuţia stressului aplicat rocii.

Dacã raportãm fenomenul de meteorizare mecanicã sau dezagregare la modalitãţile în care intervine acţiunea unor agenţi definitorii în desfãşurarea procesului distrugerii, se pot distinge urmãtoarele tipuri principale de dezagregare:

-datoritã schimbãrii de fazã, -datoritã hidratãrii şi altor reacţii chimice, -datoritã stressului termic, -datoritã descãrcãrii de sarcinã geologicã (presiune geologicã), -datoritã stressului biotic, -datoritã stressului antropic. În condiţii naturale, procesele care conduc la meteorizarea rocilor au loc la un mare grad de

concurenţã. Cu toate acestea, analiza lor trebuie fãcutã pe categorii de dominanţã, categorii de stress sau de forţã care au o mai mare pondere.

9.4.1.1. Dezagregarea datoritã schimbãrilor de fazã Schimbarea apei din faza lichidã în faza solidã, precum şi procesul invers, dar şi cristalizarea

sãrurilor din soluţii sunt considerate fenomene de schimbare de fazã. Ele au implicaţii de mare importanţã în dezagregarea rocilor. În context se disting procese de dezagregare datoritã îngheţului şi datoritã cristalizãrii sãrurilor.

a) Dezagregarea prin îngheţ Este fenomenul de distrugere şi mãcinare a rocii datoritã îngheţului apei libere din porii şi

din crãpãturile rocilor. Factorul fundamental este mãrirea volumului apei prin îngheţ cu cca 9 % respectiv, 1cm3 de apã, prin îngheţare, capãtã un volum de 1,051 cm3, iar presiunile ajung între 2000-6000 kg/cm2, dilatarea maximã producându-se la aproximativ 2050 atmosfere. Teoretic, presiunea maximã pe care o exercitã apa prin îngheţare este de cca 2100 kg/cm2 la -22 oC.

194

Presiunea criostaticã asociatã cu mãrirea volumului, la care se adaugã şi faptul cã îngheţul se produce dinspre exterior, conduc la creşterea fisurilor în care se aflã apa. În consecinţã, prin repetarea fenomenului se ajunge la desfacerea de fragmente de rocã prin îngheţarea apei.

Foto 9.2. Îngrămădire de blocuri formate prin procesul de dezagregare (Wells, 2000).

Se spune, de obicei, cã procesul se datoreazã îngheţ-dezgheţului, dar faza activã este de fapt îngheţul, iar el este caracteristic regiunilor cu climat rece, respectiv regiunile situate dincolo de izoterma anualã de 0oC. Pentru denumirea acestui proces de dezagregare s-au propus de-a lungul timpului mai mulţi termeni, dintre aceştia o largã circulaţie cãpãtând-o termenul de gelifracţie care defineşte fragmentarea rocii prin îngheţ. Un asemenea fenomen a fost descris pentru prima datã în 1742 de Middelton din Fortul Price of Wales (nordul Canadei), iar primul studiu de mare autoritate aparţine lui Brigdman (1912). De atunci, cercetãrile de teren şi experienţele de laborator, care în ultimul sfert de veac, au devenit tot mai numeroase, au condus la cunoaşterea multor aspecte de mare subtilitate legate de acest proces. De o mare importanţã rãmâne contribuţia lui Taber (1929) asupra rolului deosebit ce revine nu atât mãririi volumului apei prin îngheţare, ci mai ales creşterii cristalelor de gheaţã. Cercetãrile ce au urmat, au demonstrat pe deplin aceasta şi au evidenţiat cã prin îngheţ, între porii din rocã ia naştere o ţesãturã de microfisuri, apa capilarã fiind şi ea implicatã deopotrivã. S-a definit astfel "efectul Taber-Everett", care aratã cã excesul de presiune creat prin îngheţarea apei din macroporii de razã R la care se adaugã presiunea de referinţã a suplimentului de apã din capilarele de razã r , este proporţional cu (1/r - 1/R).

Dezagregarea prin gelifracţie formeazã unul dintre cele mai spectaculoase peisaje din pustiurile reci şi are o mare eficienţã morfogeneticã (foto 9.2).

b) Dezagregarea datoritã cristalizãrii sãrurilor Trecerea sãrurilor din soluţie în stare de cristale este tot o schimbare de fazã şi acest fenomen

conduce la dezagregare prin conjugarea a trei tipuri de stress: -datoritã creşterii cristalelor în soluţie; -datoritã stressului termic, generat de cristalizarea unor sãruri în spaţii limitate; -datoritã hidratãrii (refacerea reţelei cristaline a apei) Teoria presiunii în roci, datoritã cristalizãrii sãrurilor din soluţii a fost dezvoltatã în mod

special de Correns (1949), care a ajuns sã impunã o relaţie de evaluare, cu o înaltã acurateţe, a presiunii de cristalizare (P):

P = RT / Vsolid ln(C / Cs)

195

în care R = constanta gazului, T = temperatura, Vsolid = volumul substanţei în stare cristalizatã, C = concentraţia în sãruri, Cs = concentraţia la saturaţie. Se considerã condiţie de suprasaturare la valoarea C/Cs = 2. Relaţia se poate aplica la toate tipurile de sãruri şi permite evaluarea corectã a condiţiilor de alterare prin cristalizare. Fenomenul are o rãspândire şi eficacitate geomorfologicã deosebite în regiunile aride şi semiaride, în care circulaţia ascensionalã a soluţiilor este foarte activã, iar presiunile de cristalizare ajung la peste 3000 atm. Eflorescenţele de sãruri pe diferite terenuri sunt o ilustrare indubitabilã a acestui tip de meteorizare. Procesul este prezent şi în condiţiile morfogenetice ce caracterizeazã teritoriul nostru, cu deosebire în Câmpia Românã, Câmpia Transilvaniei şi Câmpia Moldovei.

9.4.1.2. Dezagregarea datoritã hidratãrii şi a altor reacţii (chimice) Termenul de hidratare este înţeles şi folosit în maniere diferite, uneori, pur şi simplu, pentru

a denumi umezirea rocilor. În chimie accepţia noţiunii este mai restrictivã şi înseamnã un tip special de dizolvare când solventul este în apã. Absorbţia apei pe suprafaţa uscatului sau în solide este, de asemenea, hidratare, iar antonimul este deshidratare.

a) Hidratarea (ca transformare) a anhidritelor în hidraţi Câteva sãruri mai comune sunt uşor hidratate şi deshidratate, în raport cu schimbãrile

umiditãţii relative şi a temperaturii. Absorbţia apei şi includerea ei ca parte în structura de cristalizare a sãrii duce la creşterea volumului acesteia, fapt care evident determinã exercitarea unei presiuni asupra pereţilor porilor din rocã. Geomorfologul german Mortensen (1933) studiind hidratarea ca proces de dezagregare a propus pentru calculul presiunii de hidratare (P) în atmosferã urmãtoarea ecuaţie:

P = RT/V ln(P1 / P2)

în care T = temperatura absolutã (oK), V = volumul molar al apei de cristalizare (ml), R = constanta gazului, P1 = presiunea vaporilor apei la temperatura T (mm Hg), P2 = presiunea de disociere a hidratului la temperatura T (mm Hg). S-au propus şi alte relaţii de calcul, încât în prezent, existã posibilitatea unei evaluãri corecte a fenomenului, în raport cu tipul de hidraţi şi condiţiile de mediu, în special cu privire la umiditate şi temperaturã. Spre exemplu, presiunea de hidratare a anhidritului în gips poate ajunge la maximum 2800 atm. la 0 oK şi umiditate relativã de 100 % (Winkler, 1975).

Hidratarea diferitelor sãruri de sulf şi magneziu exercitã presiuni mult mai mici. În regiunile aride cea mai comunã este hidratarea sulfaţilor de sodiu, (thenarditul, mirabilitul) care are loc foarte repede. Dar şi în afara regiunilor aride au loc asemenea procese, aşa cum s-a observat de mult timp în tunelurile din Alpii Elveţiei.

b) Gonflarea mineralelor argiloase Procesul este familiar în geologia tehnicã, ca definind proprietatea unor minerale argiloase,

care prin înmuiere gonfleazã. În felul acesta ele conduc la dezagregarea rocilor în care sunt incluse. Problema "solurilor expansive" a fost recunoscutã de specialişti abia în 1930, iar din 1938 este luatã în consideraţie şi de cãtre serviciul de amenajãri al S.U.A. În Japonia este cunoscut sub denumirea de "hidro-expansiune" a argilelor, noţiune introdusã de Hukutami, în 1925.

Mineralul care manifestã cel mai pregnant proprietatea de gonflare este montmorillonitul sau smectitul. Aceastã argilã are o structurã specialã, caracteristica ei fiind dispoziţia stratificatã a anionilor şi cationilor în reţeaua cristalinã. Moleculele de apã pãtrund în lungul suprafeţelor care despart pachetele de strate ale structurii cristaline. Întrucât fiecare pachet conţine în ambele pãrţi

196

ioni în stratele exterioare şi prin urmare pachetele se suprapun unul peste altul prin straturile care poartã sarcini egale, este normal cã prin pãtrunderea apei aceste pachete sunt depãrtate cu uşurinţã.

S-au stabilit trei tipuri de asociere argilã-apã în cazul gonflãrii montmorillonitului: hidratarea cationilor intercalaţi; hidratarea suprafeţelor expuse de argilã şi efectul osmotic. Primele douã tipuri sunt întâlnite când conţinutul de apã este redus. Alte minerale argiloase la care se manifestã asemenea fenomene sunt: vermiculitul, cloritul ş.a. Cercetãri de laborator au arãtat cã şi alte roci au proprietatea de expandare prin absorbţia apei, de exemplu, ardezia, marna, tuful, milonitul, serpentina alteratã, fapt important de reţinut întrucât ne explicãm mai bine un fenomen complementar şi anume acela de ridicare (heaving) a suprafeţelor unor terenuri.

c) Presiunea exercitatã prin alte reacţii chimice În procesul dezintegrãrii rocilor sunt desigur implicate variate reacţii fizico-chimice, care se

considerã cã pot produce stress de naturã sã determine dezintegrarea mecanicã: -osmoza se evidenţiazã bine la rocile semipermeabile, deşi trebuie privitã ca o componentã

minorã de generare a stressului în roci dupã cum afirmã Yatsu; -circulaţia soluţiilor coloidale în sol (Thornbury, 1969) ele putând "smulge" din pereţii

porilor prin care circulã, mici particule la fiecare înmuiere a solului, ceea ce la uscare schimbã bilanţul tensiunilor în rocã;

-reacţiile în rocile alcali-carbonate care duc la deteriorarea structurii rocilor (cazul unor dolomite)

-dolomitizarea unor argile, ceea ce provoacã expansiunea în volum a rocii; -prezenţa piritelor în roci, datoritã oxidãrii prin bacterii autotrofe, pot fi surse de ioni de sulf,

care în reacţie cu calciul din apã cristalizeazã în gips. 9.4.1.3. Dezagregarea mecanicã datoritã stressului termic Stressul indus prin efectele temperaturii asupra rocilor este denumit stress termic sau stress

solar. Existã douã categorii de stress termic: generat brusc, de exemplu în cazul incendiului unei pãduri, caz în care poartã denumirea de şoc termic şi datoritã ciclurilor termice la care sunt supuse suprafeţele rocilor în aceastã situaţie purtând denumirea de stress termic de obosealã sau obosealã termicã. În ambele cazuri, conductivitatea termicã a rocilor, termoelasticitatea precum şi alte caracteristici sunt esenţiale pentru definirea proceselor care au loc datoritã variaţiilor de temperaturã.

a) Mult timp s-a considerat cã insolaţia are un efect distrugãtor destul de puternic asupra rocilor, prezenţa câmpurilor de produse de dezagregare din deşerturile aride fiind puse pe seama acestui factor. Cercetãri detaliate, inclusiv simulãri privind teoria fracturilor, pun sub rezervã o asemenea afirmaţie. Spre exemplu, s-a constatat cã o variaţie diurnã de 110oC a temperaturii suprafeţei rocii, dupã 214 ani nu determinã nici o modificare, iar Blackwelder (1925, 1933) şi Griggs (1936) au arãtat cã în cazul granitului nici dupã 1000 de ani nu se poate iniţia o dezagregare, o mãcinare, o fisurare termicã a acestuia. La rândul lui, Roth (1965) a afirmat categoric, cã schimbãrile de temperaturã în exclusivitate sunt neimportante în dezagregarea rocilor. Cercetãri de dupã 1960 au impus o revedere de principiu în abordarea rolului insolaţiei. Astfel, Ollier şi Tuddenham (1960) şi apoi Ollier (1963) studiind dezagregarea rocilor, presupusã ca rezultat al insolaţiei, din zona centralã a Australiei, au arãtat asocierea procesului de fisurare termicã cu prezenţa unor pete (dirt) cu expansiunea termicã a unor sãruri.

Unii cercetãtori înclinã sã acorde o mare importanţã intervenţiei apei al cãrei rol de reactiv în mediul deşertic este recunoscut. Centrul de geomorfologie de la Caen (Franţa) a iniţiat un ciclu de experienţe special pentru a lãmuri rolul variaţiilor de temperaturã în fisurarea şi dezagregarea rocilor. S-a mers pânã la 25000 de cicluri şi rezultatele nu au fost încurajatoare pentru a valida rolul exclusiv al insolaţiei. Aceasta în timp ce în mediul natural, locurile umbrite sunt mai favorabile

197

stressului termic, generând fisuri şi exfolieri. Cert este cã o serie de proprietãţi cum sunt porozitatea, microporozitatea, albedoul, capacitatea de absorbţie a umiditãţii, gradientul intern de temperaturã, induc o dezagregare diferenţiatã.

Foto 9.3. Obieliscuri cu hieroglife din Egipt: în imaginea din stânga, hieroglifele sunt mai puţin meteorizate,

în timp ce în imaginea din dreapta acestea sunt puternic meteorizate (D.Heron, 1999) b) În ce priveşte şocul termic datorat incendiilor pãdurilor, existã puncte de vedere diferite.

Teste fãcute la începutul secolului XX (Tarr, 1915) au arãtat cã granitul nealterat începe sã-şi piardã forţa de compresiune la temperaturi de 900 oC, iar Högbom (1916) a observat cã incendiile produc o rotunjire a colţurilor blocurilor de piatrã.

Observaţii şi experienţe ulterioare au permis totuşi sã se acrediteze ideea cã şocurile termice de tipul incendiilor pãdurilor, produc exfolieri ale rocilor, de formã sferoidalã, accelereazã eroziunea solurilor, "curãţã" rocile de o parte alteratã anterior. Cãldura degajatã prin explozia bombei atomice de la Hiroşima a produs exfolieri ale rocilor din zonã sau din zidurile clãdirilor.

9.4.1.4. Dezagregarea rocilor datoritã descãrcãrii geologice (stressul geologic)

Într-o lucrare din 1904 realizatã în urma unei vizite în Sierra Nevada, Gilbert a propus ca

explicaţie pentru exfolierea şi formarea de domuri în roci granitice, teoria dilatãrii prin descãrcare de sarcinã. El a arãtat cã granitele derivã din rãcirea magmei la adâncime, fiind îngropate sub roci mai vechi din care cauzã sunt supuse la compresiune, echilibratã de tendinţa internã de expansiune. Din cauza eroziunii care a îndepãrtat rocile vechi de deasupra, componenta stressului intern expansiv are prioritate şi se formeazã structuri mai mult sau mai puţin paralele cu suprafaţa. Aceste articulaţii sunt susceptibile de a fi suprafeţe de exfoliere. Fenomenul fusese observat şi menţionat încã din 1865 de Witney, care s-a referit la faptul cã structurile concentrice ale secţiunilor într-un asemenea domeniu se datoreazã contracţiei materialului în timpul rãcirii şi solidificãrii.

198

Teoria lui Gilbert a fost preluatã pe larg de geomorfologi, dar cercetãri de detaliu s-au fãcut abia în ultimii 20-25 de ani, datorate mai ales ingineriei, când s-au impus expresiile "eliberare de stress" folositã mai cu seamã în literatura geomorfologicã şi cea de "stress rezidual". Prin eroziune are loc o eliberare de stress, ceea ce în concepţia lui Keislinger (1958) înseamnã "relaxarea rocii". El a observat fenomenul cu ocazia realizãrii unor tunele sau a unor detunãri în masive de roci. Doi geologi norvegieni, Bjerrum şi Jorstad (1968), au vãzut în aceasta şi cauza declanşãrii unor alunecãri de teren. În plus ei au adãugat la rolul stressului rezidual intern şi importanţa pe care o are presiunea apei în desfãşurarea procesului. Dintre procesele geomorfologice în care se considerã cã intervine stressul rezidual, cu efecte mai reprezentative în morfogeneza datoratã dezagregãrilor, se detaşeazã douã categorii: detunarea naturalã (pocnirea) rocilor şi exfolierea rocilor.

a) Pocnirea rocilor reprezintã o desprindere bruscã a fragmentelor de rocã, însoţitã de un zgomot ce apare imediat dupã deschiderea unei excavaţii. Fenomenul este frecvent în cariere şi în cavitãţile din tunelele de minã. El creşte în frecvenţã şi severitate odatã cu adâncimea, în special în cazul excavaţiilor situate la o adâncime de 700 m şi mai mare (Wahlstrom, 1973). La adâncimi mari cauza pocnirii rocilor se considerã a fi perturbarea stressului tectonic şi gravitaţional.

La sãparea tunelului Kan'etsu din Japonia (28 iulie 1980-9 mai 1981) lung de 10,9 km, lucrãtorii au înregistrat 1085 de asemenea pocnituri, cele mai frecvente fiind la cca 2,5 ore dupã detonare, numãrul lor crescând cu încã o treime dupã 10 ore (Inoma, 1980). Dar pocniturile şi "plesniturile" de roci pot fi întâlnite, mai cu seamã, în deşerturile fierbinţi iar cauza lor se considerã a fi stressul rezidual. Trebuie însã sã consemnãm cã dacã multe aspecte ale mecanicii acestui proces sunt cunoscute pânã la o subtilitate de natura identificãrii prioritãţii zgomotului înaintea desprinderii (Terzaghi şi Richard, 1952; Tanaka şi Nishidu, 1971, ş.a.) asupra cauzelor lui planeazã mai multe necunoscute.

b) Stratificarea şi exfolierea - în procesele de morfogenezã, în dezagregare, se întâlnesc destul de frecvent, douã situaţii distincte care conduc la distrugerea rocilor sau structurilor in situ: "stratificarea" (sheeting) şi exfolierea. Ambele, se considerã cã sunt în legãturã cu un anumit sistem de articulare a materialului, care, doar parţial, poate fi raportat la forţe tectonice.

Stratificarea, ca fenomen implicat în dezagregare, s-a constatat cã este de douã categorii: orizontalã şi a doua aproximativ dar nu perfect, paralelã cu suprafaţa terenului. Mecanismul formãrii fiecãrei categorii, dupã unii cercetãtori, trebuie cãutat în afara conceptului de stress rezidual al reliefului (Yatsu, 1988). Stratificarea orizontalã este cauzatã de enormul câmp de stress al scoarţei terestre care iniţiazã fisuri orizontale dar explicaţia nu se detaşeazã net de conceptul de stress rezidual al reliefului.

Fig. 9.2. Secţiune transversalã într-o vale de localizare a unui baraj, 30 km nord de Hiroşima. Liniile punctate reprezintã stratificarea idealizatã conform cu topografia, iar liniile groase aratã înclinarea planurilor structurale observate pe pereţii excavaţiilor orizontale (Yatsu, 1988).

199

Stratificarea conformã cu topografia este şi mai dificil de explicat pentru cã existã relief şi conform şi neconform cu structura. Se spune în acest caz şi reciproca: forma morfologicã poate controla structura? Rãspunsul este "da". Dintre cercetãrile care au condus la o astfel de opinie menţionãm pe cele realizate de Hoshikawa şi Mighara (1974) şi apoi Hashikawa (1985) pentru amplasamentul unui baraj de lângã Hiroşima. Autorii au fãcut o hartã cu structurile schematice ale stratificãrii (fig.9.2) pentru a analiza relaţiile acesteia cu topografia terenului.

Ei au explicat originea acestui fenomen în felul urmãtor: lângã suprafaţa versantului axele principale ale stressului maxim sunt considerabil paralele suprafeţei topografice, în timp ce la adâncime unde influenţa formei versantului devine neeficientã, aceste axe sunt orientate vertical. Axele stressului minim sunt normale spre suprafaţa versantului şi devin forţe de tracţiune (tensile) lângã baza acestuia. În felul acesta, este posibil ca stressul minim principal sã acţioneze ca efort de deformare în direcţia normalã a suprafeţei versantului şi sã cauzeze despicarea, crãparea (spliting) paralelã cu suprafaţa. Existã prin urmare un control topografic al fenomenului de unde concluzia cã forma suprafeţei terenului produce structura în timp (Yatsu, 1988).

În ce priveşte exfolierea, dicţionarele de geologie o definesc ca un proces prin care straturi sau plãci subţiri de rocã se desfac concentric, prin ruperi succesive fiind transformate în aşchii/bucãţi din suprafaţa expusã a rocii nude. Evident folosirea acestui termen trebuie sã aibã în vedere scara de manifestare a fenomenului. Cauzele principale sunt: de ordin gravitaţional, stressul rezidual şi stressul termic. În raport cu aceste cauze, Bradley (1963), a separat trei categorii de exfoliere:

-exfoliere termicã care se produce în condiţiile încãlzirii puternice a rocilor; -exfoliere chimicã, care apare datoritã schimbãrii compoziţiei chimice şi duritãţii care duc la

creşterea volumului; -exfoliere fizicã comunã corpurilor cristaline dezagregate.

9.4.2. Meteorizarea chimicã

Meteorizarea chimică reprezintã procesul de distrugere şi fãrâmiţare a rocilor in situ cu afectarea structurii mineralogice sau chimice a acestora; procesele chimice conduc la formarea de compuşi în soluţie şi crearea de noi produse minerale. Pentru înţelegerea corectã a rolului meteorizãrii chimice în morfogenezã, considerãm necesarã cunoaşterea, fie şi succint, a urmãtoarelor aspecte cu privire la:

-agenţii chimici de meteorizare (apa, acizii) -susceptibilitatea mineralelor şi rocilor la alterare -procesele de meteorizare chimicã -expresia morfoclimaticã a meteorizãrii chimice -principalele produse ale meteorizãrii chimice

9.4.2.1. Agenţii de alterare chimicã

În lanţul cauzal al morfogenezei prin meteorizare chimicã, categoria agenţilor se interpune

între categoria factorilor şi categoria proceselor. Datoritã unor relaţii mutuale între cele trei categorii (factor, agent, proces) o diferenţiere clarã între ei nu este posibilã totdeauna. Sã reţinem însã cã agenţii nu numai cã iniţiazã şi conduc procesul, dar constituie şi mediul de transfer al produselor de alterare. În cazul de faţã principalii agenţi sunt: apa, unii acizi şi ploile acide.

a) Apa reprezintã fãrã îndoialã, substanţa cea mai familiarã pentru meteorizarea chimicã. Se poate spune chiar, cã toate procesele apar în legãturã cu apa. De aceea, câteva sublinieri sunt oportune.

Apa purã are formula H2O; distanţa internucleară O-H este de 0,9584 Å, iar unghiul de legãturã H-O-H are valoarea de 104.54o. Apa are proprietatea de a se disocia

200

H2O ↔ H+ + OH-

Când apei i se adaugã o cantitate micã de acid, concentraţia ionilor de hidrogen creşte, iar concentraţia ionilor de hidroxid (OH) scade, dar nu pânã la zero. Concentraţia de H+ exprimã pH-ul, care este logaritmul negativ al acestei concentraţii. Acesta la rândul lui dã informaţii asupra mediului care poate fi acid (pH<7) sau bazic (pH>7). Tipul soluţiilor, conform pH-ului, determinã direcţia de alterare chimicã. Punctul de îngheţare al apei este de 0 oC, iar punctul de fierbere este de 100 oC. Constanta dielectricã este foarte mare, proprietate care alãturi de faptul cã moleculele apei tind sã se combine cu ionii pentru a forma hidraţi, fac ca apa sã aibã o mare putere de dizolvare a sãrurilor. Prin stabilizarea ionilor dizolvaţi are loc procesul de hidratare şi formarea hidraţilor. Apa este cel mai rãspândit electrolit din naturã.

b) Acizii implicaţi în procese de meteorizare chimicã. Formal, separarea în acizi şi baze a fãcut-o Arhenius (1887) definind acizii ca fiind acele substanţe în a cãror soluţie apa conţine exces de ioni de hidrogen, iar bazele ca fiind substanţele în a cãror soluţie apa conţine exces de ioni de hidroxid. Potrivit teoriei lui Lawry-Bronstad (1923) acidul este un "proton donator" iar baza un "proton acceptor".

HCl = H+ + Cl-

HCl, este acid. Fiecare acid îşi are baza conjugatã lui şi invers. În relaţia scrisă anterior, Cl- este baza conjugata a acidului. În reacţiile chimice de alterare sau interacţiunea solidelor (minerale şi roci) cu apa, cel mai frecvent constituient acid este CO2 care formeazã cu apa acidul carbonic (H2CO3). In prezent, concentraţia medie de CO2 in atmosferă este de 390 ppm şi se apreciază că a crescut cu 70 ppm în ultimul deceniu. O creştere însemnată a volumului CO2 a început la mijlocul secolului XIX. Încorporat în picăturile de ploaie, CO2 începe drumul activ spre procesele de alterare. Cât priveşte acizii sulfurici şi nitrici în natură, primii înregistrează o fază de creştere datorită evacuărilor industriale în atmosferă, în cazul SO2 sau pulberilor de tipul sulfidelor minerale şi depozitelor de mină. De asemenea, pe roci vulcanice se formeazã acidul clorhidric şi acidul sulfuric. Ca agenţi de alterare chimicã, cei mai importanţi acizi sunt acidul carbonic, acidul sulfuric şi acidul nitric.

c) Ploile acide constituie un agent cu acţiune din ce în ce mai importantã în alterarea rocilor. Studiile de pânã acum au estimat cã cca 65% din aciditatea ploilor se datoreazã acidului sulfuric, apoi 30% acidului nitric şi sub 5% acidului clorhidric. Ploile acide sunt expresia perturbãrii ciclurilor hidrogeochimice (Stum et al., 1983). În nord-estul S.U.A. şi în Europa de vest depunerile derivate din substanţe acide, datoritã unor asemenea ploi, ajung la 1-5 kmol/ha/an (în principal H+, SO2

-, NH4+)

9.4.2.2. Susceptibilitatea mineralelor şi rocilor la alterare chimicã

Evident cã nu toate rocile sau mineralele care le alcãtuiesc au aceeaşi susceptibilitate la

alterarea chimicã. Se considerã cã o mãsurã în acest sens o poate oferi energia de legãturã (kcal/mol) între oxigen şi urmãtorii cationi: K+299; Na+ 322; H+ 516; Ca+ 839; Mg2+ 912; Fe2+ 919; Al 2+ 1793; Al4+ 1878; S2

4+ 3110-3142. În context, o scarã a susceptibilitãţii mineralelor la alterare, de la cele mai vulnerabile, la cele

mai puţin vulanerabile a fi supuse procesului, cu o eficienţã geomorfologicã mai mare, sunt: olivina, augitul, hornblenda, biotitul, ortoclazul, muscovitul, cuarţul. În general mineralele bazate pe legãturi siliciu-oxigen sunt mai rezistente la meteorizarea chimicã. Dar susceptibilitatea acestor minerale depinde de legãturile unor cationi (K+, Na+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, Al3+) între structurile silicaţilor tetraedrici. De aceea, pentru cã la cuarţ aceste tetraedre sunt perfect angrenate, alterarea chimicã este extrem de redusã. Pentru cele mai comune minerale, Reiche (1950) a stabilit o scarã relativã a potenţialului de alterare. Se disting trei grupe principale, începând de la cele mai

201

susceptibile, silicaţii (care au în cap de coloanã olivina), argile, şi cele mai rezistente, aşa numitele rezidii metalice: gipsit, goethit, oxizi de fier (cf. Chorley et al.,1985) (tabel 9.3).

În legãturã cu susceptibilitatea la alterare se impune şi observaţia cã în desfãşurarea procesului şi evident, transformarea mineralelor, pânã la formarea argilelor şi rezidiilor metalice, sunt foarte importante urmãtoarele condiţii:

Tabel 9.3. Indici potenţiali de meteorizare(cf. Chorley et al.,1985)

Grupa Mineralul Indici potenţiali de meteorizare

Olivină 54 Serpentină - Augit (piroxeni) 39 Hornblendă (amfibol) 36 Nefelină (foid) 25 Anortit (plagioclaz calcic) 25 Biotit (mica) 22 Albit(plagioclaz sodic) 13 Ortoclază 12 Cuarţ 0

Silicaţi

Muscovit (mica) -10.7 Montmorilonit (Na sau Ca) Ilit Vermiculit Clorit

Argile

Kaolinit -67

Reziduuri metalice Boemit Bauxită Gipsit

-100

- 300

- natura mineralelor iniţiale intrate în procesul de alteraţie, cele mai importante surse fiind

feldspaţii, iar ilitul şi kaolinitul au cel mai adesea aceastã origine sub acţiunea alcalinã, în timp ce montmorillonitul rezultã din alterarea mineralelor feromagneziene

- timpul de flotare al mineralelor, care la rândul lui depinde de climat, de tipul de drenare în sol, aceasta fiind la rându-i funcţie de compoziţia solului şi cantitatea de apã din sol.

- compoziţia apei din sol. - cantitatea de apă care face contactul cu suprafaţa meteorizată. 9.4.2.3. Procesele de meteorizare chimicã Mecanismele de alterare chimicã reprezintã asocierea urmãtoarelor tipuri de reacţii chimice:

solubilitatea, oxidarea, carbonatarea, chelaţia. a) Solubilitatea unui mineral sau a unei roci este raportatã la prezenţa apei disociate în ioni

de H+ şi OH-, disociere exprimatã prin valoarea pH-ului. Procesul principal are loc astfel: ionii de hidrogen sunt mai mici, au o foarte mare energie electricã şi pãtrund uşor în reţeaua mineralelor dislocând cationi care, combinându-se cu ionul de hidroxid, formeazã soluţiile şi floteazã mineralul din structura rocii. O asemenea reacţie mai poartã denumirea şi de hidrolizã. Cel mai uşor de înlocuit sunt ionii de K+, Na+, Ca2+, Mg2+.. Solubilitatea silicei este practic neinfluenţatã de pH.

b) Oxidarea ca proces subsecvent hidratãrii nu este altceva decât pãtrunderea apei în reţeaua mineralelor. Oxidarea apare când mineralele pierd ionii de oxigen în soluţie, fiind determinatã de accesibilitatea oxigenului liber şi depinde de potenţialul redox, care este nivelul pH.

c) Carbonatarea implicã evident, acţiunea mediului carbonic asupra cloritului, feldspaţilor, şi este un stadiu de deteriorare a acestora.

d) Chelaţia este punctul final al alterãrii rocilor, respectiv, extragerea ionilor metalici din minerale: este procesul cel mai complex şi permite ca plantele sã absoarbã aceşti ioni iar dupã

202

descompunerea materiei organice se creazã agenţi chelatici contribuind astfel la desãvârşirea procesului de alterare.

9.4.2.4. Expresia morfoclimaticã a meteorizãrii chimice Dintre elementele de mediu, cu efecte deosebite în dinamica proceselor de meteorizare

chimicã se detaşeazã ca importante apa şi temperatura. S-a constatat cã la o creştere a temperaturii cu 10 oC se dubleazã rata reacţiilor. Prin combinarea celor doi factori, apa şi temperatura, constatãm deosebiri regionale de influenţã climaticã în ce priveşte alterarea. Concret fenomenul este controlat de nivelul de solubilitate (valoarea de saturare a soluţiei), viteza de solubilitate şi rata flotãrii soluţiilor.

-În regiunile aride, cantitatea redusã de apã disponibilã pentru alterare face ca apa sã se întoarcã spre suprafaţã prin capilaritate, însoţitã de evaporaţie şi sãrãcire în materie organicã, coborând foarte mult rata alterãrii chimice.

-În climatul umed, dar cu un bun drenaj al terenurilor, cu o vegetaţie abundentã, adâncimea alterãrii creşte, la câteva zeci de metri (30-40) iar procesul se desfãşoarã cel mai frecvent pânã la formarea de kaolinit.

-În climatul rece, temperaturile foarte scãzute reduc considerabil posibilitãţile de alterare.

Foto. 9.4. Formarea de concreţiuni feruginoase în scoarţa de meteorizare (Wells, 2000).

9.4.2.5. Produşi de meteorizare chimicã Procesele de alterare chimicã genereazã trei categorii de produşi: soluţii, argile şi minerale

reziduale. - Soluţiile de calciu, potasiu, magneziu, sodiu, stronţiu etc. şi împreunã cu câteva silicate (în

regiunile tropicale) sunt duse în lacuri şi mãri unde se reprecipitã formând: calcare, dolomite, evaporite şi alte roci de precipitare chimicã;

- Argilele sunt complexe de alumino-silicate derivate din alterarea feldspaţilor şi mineralelor feromagneziene;

- Mineralele reziduale, în mare, siliciul, felspaţii nealteraţi şi mica, sunt cuprinse de regulã în gresii şi alte roci clastice sedimentare.

Cu toate cã distrugerea fizico-chimicã continuã şi în timpul transportului sedimentelor, cercetãrile au arãtat cã în cazul deplasãrilor pe distanţe foarte lungi, 90 % din schimbãri se datoreazã sortãrii precum şi transportãrii diferenţiate şi nu alterãrii.

203

9.4.3. Biometeorizarea Acţiunea organismelor vii are caracter chimic şi fizic şi este cunoscută sub numele de

meteorizare biologică sau biometeorizare. Organismele inferioare, de regulă, exercită un proces chimic, în timp ce organismele superioare dezvoltă mai ales o acţiune fizică.

Foto 9.5. Exemplu de biometeorizare (rădăcinile arborelului a dislocat roca pe planul de stratificare) (foto D. Heron, 1999)

Materia organică acţionează în aproape toate zonele de meteorizare pentru a produce un set complex de procese biochimice care includ schimbul bazei cationice, chelaţie, soluţie şi producerea de acizi organici. Prin aceste mijloace, ratele de meteorizare cresc de zece ori prin contribuţia acizilor organici slabi (acetic sau aspartic) şi de peste 100 ori prin contribuţia acizilor organici puternici (citric sau tartaric). Un rol important îl au bacteriile autotrofe, algele şi în general microorganismele. Prin energia de care dau dovadă în dezvoltarea proceselor vitale, organismele produc schimburi imense de substanţe la suprafaţa scoarţei. Cea mai importantă contribuţie a organismelor o au în formarea solurilor. Acestea nu iau naştere decât în urma descompunerii materiei în scoarţa afânată şi prin sinteza masei minerale cu cea organică.

9.5. Rata meteorizării Pentru geomorfologi, rata meteorizării este raportată la cantitatea materialului generat de

meteorizare şi mişcat din locul în care a avut loc procesul şi rata distrugerii rocii in situ prin meteorizare. În acest sens se pot identifica două situaţii aflate în contrast:

- meteorizarea limitată si - transportul limitat al produselor de meteorizare. Limitarea meteorizării se face acolo unde procesele de transport ale produselor de

meteorizare (căderi de pe pereţii verticali sau prin spălări de suprafaţă, procese de mişcare în masă, acţiunea vântului, acţiunea apei) sunt mai rapide decât procesele de meteorizare. În acest caz, suprafaţa terenului va fi nudă şi sub controlul strict al litologiei. Asupra meteorizării pot fi făcute măsurători pentru determinarea ratei acestui proces, care, raportate la rata transportului, ne oferă posibilitatea estimării corecte, dacă este sau nu o limitare a meteorizării.

Limitarea transportului este în cazul în care rata meteorizării este mai mare decât rata transportului. Într-o astfel de situaţie, materialul de meteorizare se poate acumula pe grosimi mari, generând (în condiţii de pante favorabile proceselor gravitaţionale) mişcări în masă.

204

Relaţiile dintre rata meteorizării şi rata transportului sunt neliniare şi arată că la un moment dat, rata meteorizării diminuiază foarte mult ca urmare a reducerii transportului. Este o scădere exponenţială, cel puţin a dezagregării pur mecanice.

Câteva exemple pentru cele două situaţii pot fi sugestive: a) pentru situaţia că meteorizarea este limitată s-au putut evalua următoarele rate medii de

meteorizare (în mm/an) între 0,051 – 0,108 mm/an pentru calcarele din Yorkshire; 0,01 – 0,2 mm/an pentru granite din Marea Piramidă, Egipt; 0,00105 mm/an pentru granitele în condiţiile Norvegiei.

b) pentru situaţii când transportul produselor de meteorizare este limitat s-au determinat următoarele rate de denudaţie prin meteorizare: 58 mm/100 ani pe andezite din Papua Noua Guinee; 20 mm/1000 ani pe calcarele din Alpii Austriei; 1,32 mm/an pe calcare din Ucraina ş.a.

9.6. Scoarţa de meteorizare Procesele chimice asociate cu dezagregarea fizică a rocii in situ se combină pentru a produce

o manta de meteorizare care, dacă este diferenţiat în orizonturi identificabile, constituie un profil de meteorizare. Interfaţa între materialul meteorizat şi roca nemeteorizată este cunoscut sub numele de front de meteorizare. Grosimea mantalei de meteorizare într-un anumit punct reprezintă un bilanţ între rata meteorizării rocii şi rata îndepărtării materialului meteorizat prin intermediul agenţilor denudaţionali. Adâncimile meteorizării pot depăşi 100 m şi în mod excepţional pot atinge 300 m.

Profile de meteorizare adânci sunt larg răspândite în zona umedă intertropicală unde temperaturile mari şi precipitaţiile abundente crează condiţii în care potenţialul pentru meteorizare chimică este mare. Caracteristicile fizice ale profilelor meteorizate depind de tipul de rocă şi de proprietăţile ei structurale şi mineralogice, precum şi de intensitatea şi natura proceselor de meteorizare chimică. Aceasta înregistrează o anumită structură, care poate fi generalizată conform cu fig. 9.3.

Fig. 9.3. Caracteristici majore ale profilelor meteorizate (Selby, 1993)

Astfel, profilele scoarţei de meteorizare adânci şi complete se împart în trei zone: a) Solum cu orizonturi distincte, evoluat prin combinarea proceselor de meteorizare cu cele

induse de plante şi care se formează la suprafaţă. Procesul de formare a solumului, numit şi pedogeneză, are strânsă legătură cu procesele geomorfologice, mai ales în domeniul versanţilor.

b) Saprolitul care este produsul dintre meteorizarea chimică a materiei minerale de sub solum. În general, dar nu exclusiv, se formează într-un mediu de oxidare. Solumul şi saprolitul formează împreună regolitul. Saprolitul se formează in situ prin meteorizare chimică care crează

205

minerale argiloase secundare şi sesquioxizi (Al2O3, Fe2O3) din minerale primare precum cuarţ, feldpsaţi, filosilicaţi, piroxeni, amfiboli. Asemenea minerale şi, în special, cuarţul şi feldspaţii, se află în primul rând în rocile magmatice şi metamorfice. Gresiile constau în primul rând din granule de cuarţ şi silice; rocile marnoase sunt alcătuite, în principal, din minerale argiloase, iar calcarele din carbonaţi.

c) Zona de tranziţie de la roca meteorizată la cea nemeteorizată. Sub pânza freatică alterarea poate avea loc într-un mediu de reducere prin hidroliză şi penetrează până la adâncimi considerabile. Multe profile de meteorizare adânci pe suprafeţe continentale stabile s-au format în perioade lungi de timp, cum ar fi în Australia unde sunt de vârstă mezozică şi au început să se formeze înainte de divizarea Gondwanei.

Foto 9.6. Profile de scoarţă de meteorizare cu orizonturi de sol la partea superioară (cu amabilitatea

autorilor site-ului Virtual Geomorphology, 2000). Profilele de meteorizare sunt neregulate ca adâncime şi poate lipsi una sau mai multe din

orizonturile de meteorizare. Relaţia între adâncimea profilelor de meteorizare şi formele de relief asociate sunt exemplificate pentru diferite roci ale subtratului: şisturi, granite, cuaţite şi roci vulcanice.

Contactul între roca in situ şi scorta de meteorizare exprimă patru categorii distincte (fig 9.4):

- de tranziţie, în care domeniile de meteorizare sunt adânci şi nediferenţiate, ceea ce se întâmplă, de regulă cu rocile omogene ca structură, textură, susceptibilitate la alterare, iar diferenţele de alterare se evidenţiază doar la nivelul alcătuirii mineralogice;

- contact tranşant, unde există o pătură de tranziţie de câţiva mm, între roca în loc şi mantaua de debris. Acest contact este denumit şi “front de metorizaţie”. El poate fi generat de elemente structurale ale rocii, alcătuire mineralogică, de regulă, contacte litologice, dar şi prin variaţii de

206

condiţii de meteorizaţie. Adâncimea ei poate fi de la câţiva cm la peste 90 m (ex. în Columbia, în Anzi);

- contact gradat, este dat de o creştere gradată a mărimii produselor de meteorizare, mai mari spre bază şi din ce în ce mai fine spre suprafaţă. Acest tip de contact se realizează în cazul rocilor uniforme (de ex., argilele);

- contact neregulat, care variază ca adâncime de la câţiva cm, la peste 100 m. El mulează un relief care se formează subiacent scorţei de alterare. Are loc acolo unde caracteristicile susceptibilităţii rocii in situ la meteorizare şi gradul de fisurare variază spaţial foarte mult. Acest tip de contact se întâlneşte deseori pe roci granitice, unde se formează acele vârfuri reziduale denumite tors-uri sau mezolite.

Fig. 9.4. Contactul scoarţă de meteorizare - roca in situ pentru diferite configuraţii de meteorizare (Chorley et al., 1985).

Fig. 9.5. Diagramă schematică privind structura scoarţei de alterare în diferite climate (Strakhov, 1967)

Grosimea scoarţei de meteorizare variază în funcţie de condiţiile climatice la nivel regional

şi planetar, iar local, în funcţie de situaţia topografică şi de drenaj. Ea exprimă în ultimă instanţă o

207

relaţie de bilanţ între adâncirea la care se realizează echilibru între rata de meteorizare şi rata de transport. În profilul general, de la poli spre ecuator, arată că în zona tundrei, grosimile scoarţei de meteorizare sunt foarte mici (sub 5 m), în medie 1 - 3 m şi sunt doar gelifracte; în regiunea temperată baza ei coboară, în medie, la cca 10 m; în zonele de semi-deşert şi deşert este (cu puţine excepţii) sub 1 m, pentru ca în zona pădurilor tropicale să fie în medie 30 - 40 m şi uneori peste 100 m (fig 9.5 ).Variaţiile punctuale arată următoarele situaţii pe granite: până la 300 m în Australia (New South Wales); 100 m în Cehia; 50 m în Nigeria; 40 m în vestul Australiei; sub 30 m în Georgia (SUA) şi peste 100 m în Brazilia. După cum se observă în fig. 9.6, există o corelaţie strânsă între regiunile climatice majore şi zonele de meteorizare ; corespondenţa este mai redusă în zonele montane unde factorul relief devine factor predominant în controlul meteorizării.

Fig. 9.6. Distribuţia globală a zonelor majore de meteorizare (modificată de Summerfield, 1992 după Strakhov, 1967).

9.7. Duricrustele Duricrustele sunt strate dure formate în scoarţa de meteorizare sau la suprafaţa acesteia ca o

consecinţă a acumulării de anumite componente prin înlocuirea sau cimentarea rocii preexistente.

208

Cele mai importante componente în formarea duricrustelor sunt oxizii şi hidroxizii de fier şi aluminiu, silice, carbonat de calciu şi gips. Aceste cruste dure se formează, de regulă, în climatele tropicale, subtropicale sau temperate.

Duricrustele sunt importante nu numai prin originea lor, ci şi prin rolul în formarea şi evoluţia unor forme de relief. Ele pot atinge grosimi de peste 50 m, deşi cele de 1 – 10 m sunt cele mai obişnuite.

Foto 9.7. Crustă bogată în oxizi de fier (fericrete) evidenţiată prin eroziune diferenţială în profilul de meteorizare (cu amabilitatea autorilor site-ului Virtual Geomorphology, 2000).

Există mai multe tipuri de cruste dure. Astfel, crustele bogate în oxizi de fier se numesc

fericrete şi sunt importante în climatele umede tropicale şi subtropicale, dar şi în unele zone temperate ale Australiei. Tot în acelaşi climat se formează alcretele, crustele bogate în oxizi de aluminiu. Pentru depozitele de meteorizare bogate în oxizi de fier şi aluminiu se mai foloseşte şi termenul de laterite, iar termenul bauxită se referă la depozitele care conţin concentraţii extractabile de aluminiu. Duricrustele silicioase se numesc silcrete şi sunt alcătuite în proporţie de peste 95% din SiO2 şi se formează atât în climatele umede cât şi în cele aride tropicale. Ele sunt întâlnite în partea centrală a Australiei şi părţi ale Africii sudice şi nordice. Calcretele au un conţinut de CaCo3 în jur de 80% şi repartiţia lor coincide cu zonele de precipitaţii între 200 şi 600 mm, deci în zonele semiaride. Crustele de gips sau gipscrete se formează în regiunile cu precipitaţii medii anuale sub 250 mm, deci regiuni foarte aride, prin acumularea gipsului în proporţie de peste 95%.

Duricrustele sunt mai dure şi mult mai rezistente la eroziune decât materialele aflate dedesubt. În consecinţă ele opun rezistenţă la procesele denudaţionale, favorizând inversiuni de relief, înălţimi care la partea superioară păstrează resturi din suprafaţa dură. Fragmentele de duricrustă rămân, astfel, la suprafaţă şi realizează un rol protectiv pe o lungă perioadă de timp. Acesta este cazul giber plain care acoperă zonele centrale din Australia şi care constă din blocuri de silcrete împrăştiate la suprafaţă.

Rezumat Meteorizarea ca proces morfogenetic reprezintã rãspunsul ireversibil al rocilor şi mineralelor

(aflate în echilibru în interiorul scoarţei) la contactul cu atmosfera, hidrosfera şi biosfera, rãspuns concretizat prin distrugerea unor caracteristici fizico-chimice ale rocilor in situ şi formarea unor depozite cu proprietãţi noi, precum şi a unei morfologii distincte. În aceastã formã termenul este preluat din limba francezã (méteorisation) şi-i corespunde în limba englezã cuvântul "weathering" care, în traducere liberã înseamnã: mãcinarea rocilor în loc sub acţiunea vremii.

209

Pe principiile identificãrii dominanţei forţelor care acţioneazã asupra rocii, al dominanţei categoriilor de procese implicate (fizice, chimice, biochimice), al gradului de evoluţie, în care se aflã dinamica produselor de meteorizare ş.a., se disting trei forme principale ale acestui fenomen şi anume: meteorizarea mecanicã (dezagregarea sau meteorizarea fizicã care reprezintă procesul de distrugere şi fãrâmiţare a rocilor in situ, fãrã a afecta structura mineralogicã sau chimicã a acestora); meteorizarea chimicã (alterarea chimicã este procesul de descompunere a rocilor in situ cu afectarea structurii mineralogice sau chimice a acestora, cu formarea de compuşi în soluţie şi de noi produse minerale); biometeorizarea (alterarea prin acţiunea organismelor).

În final toate acestea conduc sau determinã tendinţe de transformare a rocilor şi mineralelor care ating anumiţi parametri (grosime, grad de transformare faţã de rocile iniţiale, texturã şi altele, funcţie de condiţiile de mediu) în "scut" de protecţie a rocilor in situ faţã de acţiunea agenţilor exogeni.

Bibliografie selectivă

GERRARD, A.J. (1988), Rock and Landforms, Unwin Hyman, London. OLLIER, C. (1984), Weathering, Longman, London. MAC, I., Geomorfologie dinamică, Editura Academiei, Bucureşti. POSEA, G., GRIGORE, M., POPESCU, N., IELENICZ, M. (1976), Geomorfologie, Ed. didactică

şi pedagogică, Bucureşti. SELBY, M.J. (1993), Hillslope materials and processes, Oxford Univ. Press, Oxford. STRACHOV, N.M. (1967), Principles of Lithogenesis, Oliver & Boyd, Edingburg. SUMMERFILED, M. (1988), Global tectonics and landform development, Progress in Physical

Geography, 12. WHALLEY, W.B., MCGREEVY, J.P. (1985), Weathering, Progress in Physical geography, 9. WHALLEY, W.B., MCGREEVY, J.P. (1987), Weathering, Progress in Physical geography,11. WHALLEY, W.B., MCGREEVY, J.P. (1987), Weathering, Progress in Physical geography,12. YATSU, E. (1966), Rock control in geomorphology, Sozosha, Tokyo. YATSU, E. (1988), The nature of weathering. An Introduction, Soszosha, Tokyo. *** Virtual Geomorphology, site-ul Asociaţiei Geomorfologilor din Polonia, Universitatea Poznan.