CAPITOLUL 6

V U L C A N I S M U L S I R E L I E F U L V U L C A N I C

Vulcanismul ca proces morfogenetic si buclă a feedback-ului manta - scoarţă. Clasificarea rocilor vulcanice. Fenomene şi corpuri intrusive. Fenomene efuzive. Vulcanii. Produsele activităţii vulcanice. Sistematica morfolgiei vulcanice. Tipuri de erupţii. Vulcanismul în morfogeneza timpurie a Pământului. Morfologia vulcanilor. Relieful vulcanic. Aparatul vulcanic Modelarea externă a aparatelor vulcanice. Răspândirea vulcanismului pe glob. Procese şi forme pseudovulcanice. Mişcările seismice.

Cu cât este mai completă schema mentală ce explică raţional un sistem de forme de relief, cu atât mai clar poate percepe ochiul fizic trăsăturile reale ale suprafeţei pământului

W.M. Davis (1894

Prin vulcanism se înţelege totalitatea fenomenelor şi manifestaţiilor rezultate în urma

străpungerii scoarţei de către topiturile magmatice sau gazele provenite din zone profunde. Când aceste topituri nu-şi pot deschide drum către suprafaţă ele sunt injectate în stratele superficiale ale scoarţei, unde prin consolidare, formează mase vulcanice intrusive. Dacă magmele pătrund pe fisuri deschise, sunt expulzate la suprafaţă unde formează conuri vulcanice. In consecinţă, procesele magmatice generează structurile eruptive, care sunt de două feluri: intrunsive şi efuzive (extrusive), strâns legate între ele (a se vedea şi raportul pe verticală din fig. 6.2).

Diferitele tipuri de roci vulcanice asociate cu forma extrusivă şi intrusivă a activităţii vulcanice şi cu tipurile magmei din care ele provin, joacă un rol important în influenţarea formelor de relief create. Pentru înţelegerea genezei şi evoluţiei formelor de relief asociate cu vulcanismul şi activitatea vulcanică intrusivă, este necesar să prezentăm câteva proprietăţi cheie ale rocilor vulcanice. Fig. 6.1 prezintă o clasificare simplă a rocilor vulcanice bazate pe compoziţia lor minerală şi chimică şi pe

48

diferenţe în granulometrie şi textură. Rocile vulcanice se clasifică pe baza proporţiei de siliciu (SiO2) pe care ele îl conţin. Rocile acide au mai mult de 66% SiO2, rocile intermediare între 52% şi 66%, rocile bazice între 45% şi 52% şi rocile ultrabazice mai puţin de 45%. Proporţia de siliciu este aproximativ în legătură cu abundenţa relativă a mineralelor feldspatice deschise la culoare (cuarţ şi feldspat) şi mineralelor mafice închise la culoare (silicaţi bogaţi în magneziu şi fier). Granulometria rocilor vulcanice este puternic influenţată de rata în care ele s-au răcit când s-au format şi nu este surprinzător că rocile vulcanice intrusive au o textură mai grosieră decât rocile vulcanice extrusive.

6.1. Fenomene şi corpuri intrusive Masivele magmatice intrusive se găsesc sub forma batolitelor, stock-urilor, lacolitelor şi

filoanelor (fig. 6.2). Acestea sunt legate de volumul magmei şi de locul acesteia în raport cu rocile înconjurătoare. O dată cu pătrunderea acestora în stratele sedimentare, magmele exercită asupra rocilor înconjurătoare o serie de schimbări datorită temperaturilor ridicate şi a proceselor de degazeificare, cunoscute sub numele de metamorfism de contact.

1) Batolitele sunt acumulări masive de materie magmatică din interiorul scoarţei Pământului şi care nu ajung la suprafaţă decât în urma scoaterii lor prin eroziune de către agenţii externi, cum este cazul masivelor granitice din Parâng, Retezat etc. Denumirea de batolit vine de la bathos = adâncime şi lithos = piatră. Batolitul reprezintă forma principală de zăcământ a rocilor intrusive (granite, granodiorite etc.), cu aspect de masive imense, alungite şi înrădăcinate în adâncul scoarţei Pământului şi de aceea unii geologi sunt tentaţi să creadă că batolitul ar reprezenta chiar vatra magmatică iniţială.

Masivele magmatice (stock-uri), întregite de apofize, protuberanţe şi alte corpuri plutonice secundare sunt legate şi alimentate de batolite, asigurând tranziţia spre corpurile subvulcanice din etajul superior. Prin eroziunea puternică a scoarţei ele pot fi dezgolite şi puse în evidenţă datorită compoziţiei petrografice, aşa cum este cazul banatitelor (roci granodioritice) de la Dognecea, Bocşa Montană din Munţii Poiana Ruscăi, Munţii Drocei etc

Fig.6.2. Raportul dintre

structurile eruptive de adâncime şi de

suprafaţă (Robinson,

1969).

2) Lacolitele, neck-uri, dyke-uri, sills-uri, considerate corpuri subvulcanice - se formează mai aproape de suprafaţă, între corpurile plutonice şi cele vulcanice, având şanse mari de a fi exhumate

49

datorită eroziunii şi de a se impune în relief. Astfel, lacolitele, prin forma lor lenticulară, legate prin canale de rezervorul magmatic de profunzime, pot provoca bombări ale stratelor de deasupra sau cupole şi alte forme masive ca Munţii Henry din SUA, Masivul Boemiei, Munţii Bârgăului (Heniul Mare), masivul sienitic de la Ditrău ş.a.

3) Neck-urile şi dyke-urile sunt forme intrusive discordante reprezentând umplutura coşurilor vulcanice (neck-uri) sau a unor crăpături ale scorţei (dyke-uri). Originea lor magmatică le conferă caracteristici deosebite faţă de zonele înconjurătoare formate din roci metamorfice şi sedimentare. In urma unei evoluţii mai îndelungate a acestor regiuni, eroziunea selectivă poate face ca unele corpuri intrusive cilindrice de tipul neck-urilor să ajungă la suprafaţă şi să genereze forme pozitive de relief, aşa cum sunt vârfuri din Munţii Oaş, Gutâi, Bârgău sau Detunatele din Munţii Apuseni, iar vechile injecţii din lungul unor crăpături, mai mult sau mai puţin verticale, să se înscrie în morfologie prin creste (creasta principală a Munţilor Bistriţei). Aceste componente ale vulcanismului intrusiv se asociază cu filoane-strat (sill-uri) care favorizează apariţia unor mici platouri înalte de tip mesas şi diverse alte corpuri filoniene. Ele pot persista ca forme de relief mult timp după ce forma vulcanică a fost erodată. Un exemplu deseori citat în literatura de specialitate este Turnul Diavolului din Wyoming (SUA), un neck vulcanic alcătuit din roci bazaltice cu desprindere columnară (fig. 6.3).

Fig. 6.3. Turnul Diavolului, Wyoming, un neck vulcanic cu vizibile desprinderi columnare ale bazaltelor (Thornbury, 1969).

6.2. Fenomene efuzive. Vulcanii.

Vulcanii sunt forme geologico-geomorfologice create în urma apariţiei la suprafaţă a magmei - care în acest caz poartă denumirea de lavă - precum şi a altor produse eruptive (gaze şi ape fierbinţi, piroclastite). Aceste fenomene, lente sau explozive, însoţite adesea de cutremure, dislocaţii locale etc, au drept consecinţă formarea unor edificii morfologice ale căror particularităţi reflectă modul de desfăşurare a activităţii vulcanice. Este vorba de suprastructura unor “aparate” complexe constituite, de obicei, din rezervorul magmatic (vatra), coşul vulcanic (canalul de alimentare), conul şi craterul.

Astfel de elemente caracterizează erupţiile centrale, pentru că există şi situaţii când emisiile de lave au loc în lungul unor falii (erupţii liniare) ca cele din Islanda, sau erupţii areale care contribuie la formarea unor platouri întinse.

Efuziunile împrăştie la suprafaţă o gamă variată de materiale, numite produse vulcanice. Din totalitatea proiecţiilor gazoase (fumarole, solfatare, mofete, nori arzători), a celor sub formă de izvoare fierbinţi sau gheizeri, ori sub formă solidă (cenuşe, scorii, lapili, bombe vulcanice etc.). Cea mai mare

50

importanţă o prezintă scurgerile de lave. Aceste topituri de silicaţi se caracterizează prin temperaturi ce pot depăşi 1200oC şi printr-o fluiditate determinată de compoziţia lor chimică. Din acest punct de vedere se deosebesc lave bazice şi lave acide. Cele din prima categorie au conţinut mic de bioxid de siliciu (4o – 52%), sunt fluide şi curg sub formă de torenţi ori pânze ce pot atinge viteze de câţiva km/oră. Erupţiile sunt liniştite, iar lavele ajung la distanţe mari de locurile de emisie, dând naştere la conuri larg boltite (conuri-scut), platouri întinse şi alte forme domoale cum sunt cele ale vulcanilor Mauna Loa şi Kilauea din Hawai, Hecla şi Laki din Islanda etc. Lavele acide, bogate în siliciu (peste 66%) şi gaze sunt vâscoase, se deplasează încet, solidificându-se în apropierea punctului de erupţie, uneori chiar în interiorul coşului vulcanic. Ele sunt proprii vulcanilor cu activitate explozivă şi contribuie la apariţia unor conuri mai proeminente (Etna, Vezuviu etc), emisiile de lavă asociindu-se şi cu alte produse vulcanice. Cercetările de specialitate au stabilit că în regiunile orogenice lavele consolidate sunt reprezentate, în principal, prin andezite; în regiunile cratonizate predomină bazaltele, iar în domeniul oceanic caracterele bazice sunt şi mai accentuate.

6.2.1. Produsele activităţii vulcanice Produsele vulcanice atestă stadiul şi caracterul activităţii unui vulcan şi sunt următoarele:

izvoarele fierbinţi, gheizerii, proiecţiile gazoase, proiecţiile solide şi curgerile de lavă. - Izvoarele fierbinţi reprezintă ultimul stadiu al degajării de căldură de către magma din

adâncime, care mai emană încă gaze şi vapori de apă supraîncălziţi. În drumul lor, vaporii de apă se răcesc (ape juvenile) şi ies la suprafaţă ca izvoare termale. Migrând către suprafaţă, apa juvenilă întâlneşte şi pânză de apă vadoasă, pe care le încălzeşte şi le readuce la zi. În ascensiunea lor, apele supraîncălzite dizolvă siliciul din rocile înconjurătoare, îl transportă sub formă de bioxid de siliciu şi îl depun, în parte, la gura izvorului. Apar cruste minerale, cu trepte de opal sau calcedonie, peste care apele izvorului formează mici cascade.

-Gheizerii sunt izvoare tâşnitoare, fierbinţi şi intermitente, cunoscuţi în parcul Yellowstone din

SUA, în insula nordică a Noii Zeelande şi în Kamceatka. Formarea gheizerilor este pusă pe seama apelor vadoase, infiltrate pe fisuri până la anumite adâncimi unde sunt încălzite până la fierbere de către căldura de origine vulcanică. Când presiunea de la baza fisurii depăşeşte presiunea exercitată de coloana de apă de deasupra, aceasta este expulzată cu mare putere către suprafaţă. Apa gheizerilor formează un precipitat de silice hidratată, cunoscut sub numele de gheizerit.

- Proiecţiile gazoaze sunt formate din vapori de apă, bioxid de carbon, oxid de carbon, azotat,

hidrogen, hidrogen sulfurat, acid clorhidric etc. În funcţie de procentaj, ansamblul gazelor degajate pot fi împărţite în: fumarole, solfatare, mofete.

-Proiecţiile solide cunoscute şi sub numele de piroclastite se compun din cenuşă, scorii etc.

Cenuşa vulcanică reprezintă materialul pulverulent până la nisipos expulzat în atmosferă la înălţimi de sute şi mii de metri. Ea este depusă la distanţe foarte mari de locul erupţiei. Piatra ponce provine din lava incadescentă smulsă din craterul vulcanic şi răcită în atmosferă. Are o porozitate foarte mare. Scoriile (zgura) prezintă un aspect vacuolar. Lapiliile sunt materiale mici (2 mm - 2 cm) rupte din lavă deja consolidată. Bombele vulcanice sunt bucăţi mai mari smulse din lava topită ce se răceşte în atmosferă şi care, din cauza rotaţiei helicoidale, capătă aspecte fusiforme.

-Curgerile de lavă sunt topituri magmatice ajunse la suprafaţă şi, după compoziţia chimică şi

mineralogică, pot fi: bazice (au conţinut de silice sub 50%, sunt fluide şi dau în general roci bazaltice) şi acide (au conţinut de silice peste 70%, sunt vâscoase, mai uşoare şi se consolidează mai repede).

51

Comportarea lavei odată eruptă este semnificativ afectată de vâscozitatea ei, adică de rezistenţa la curgere. Aceasta la rândul ei este în legătură cu alcătuirea şi temperatura lavei. Lavele acide, cum sunt acelea alcătuite din riolit, care sunt derivate din magmă cu mare conţinut de siliciu, sunt cele mai vâscoase şi în general erup la temperaturile cele mai joase.

Erupţiile de lavă duc la formarea unor diverse tipuri de forme de suprafaţă, depinzând de compoziţie, vâscozitate şi conţinut de gaz. Crusta subţire, elastică şi lucioasă, sub care curgerea continuă mult timp, până la solidificarea totală poartă denumirea de suprafaţă dermolitică (pahoehoe în Hawai). Uneori ele capătă aspecte de dale de lavă, lave cordate, acumulări de blocuri în jurul unor mici coşuri (pustule), umflături ale crustei datorită degazeificării lavei dedesubt, aa (denumire hawaiană pentru suprafeţele clastolitice formate din lava cu blocuri provenite din fragmentarea crustei) etc. Fisurile de contracţie apărute în urma răcirii lavei pot determina separaţii columnare cum sunt cele din curgerile bazaltice din Islanda sau din corpurile subvulcanice ale Detunatelor ori din Munţii Gurghiului.

6.2.2. Tipurile de erupţii Erupţiile vulcanice sunt eliberări rapide de enorme cantităţi de energie. O erupţie violentă tipică

a unui vulcan individual are o energie între 1012 şi 1015 J. Aceasta în comparaţie cu energia de 1016 J produsă de o bombă cu hidrogen de 1000 tone. Dar erupţiile mari implică cantităţi mult mai mari de energie. De exemplu, erupţia din 1980 a Muntelui St. Helens, Washington a fost echivalentă cu 30 de bombe cu hidrogen de o megatonă, iar erupţia catastrofică a lui Laki din Islanda în 1783 a fost estimată ca având o energie de 1020 J (echivalentul a 10 000 de bombe cu hidrogen de o megatonă).

Natura şi specificul erupţiilor condiţionează structura edificiilor vulcanice. Erupţiile pot fi de trei tipuri principale, fiecare asociat cu o formă anumită a erupţiilor: exhalativă (gaz), efuzivă (lavă) şi explozivă (tephra). Toată activitatea vulcanică implică explozia unei anumite cantităţi de gaz, dar formele construcţionale se datorează erupţiei de lavă sau tephra. Cu toate acestea, gazul este crucial în mecanismele actuale care controlează tipul de activitate eruptivă care are loc.

Au fost făcute încercări variate pentru a categorisi tipurile de activitate vulcanică pe baza naturii materialului erupt şi violenţa evenimentelor eruptive. O caracterizare analitică a tipurilor de vulcani este următoarea:

-islandic, caracterizează vulcanii cu erupţii lini ştite de lave bazice, foarte fluide, ce se revarsă în

lungul unor fracturi ale scoarţei. Activitatea este aproape permanentă. Deşi lavele acestea curg sub formă de torenţi ori de pânze ce înaintează, uneori, zeci de kilometri, din loc în loc se formează conuri mici ale căror altitudini rar depăşesc 100 – 150 m. Astfel, în Islanda, în urma erupţiei fisurale din 1783, pe lângă întinsele curgeri bazaltice, de-a lungul liniei Laki, de cca 25 km s-au format peste 100 conuri mici de cenuşă şi zgură. Întreaga structură a insulei cu grosimi însumate ale produselor bazaltice de 5 – 10 km, cu conuri aplatizate, cu numeroase dyke-uri se datoreşte de fapt, poziţiei sale pe traseul riftului atlantic.

-hawaian se caracterizează tot prin revărsări bogate şi lini ştite de lave foarte bazice care provin

însă dintr-un crater central şi acoperă suprafeţe imense. In acest caz craterul are forma unei căldări, cu pereţii verticali sau în trepte şi cu lărgimi ce depăşesc 20-30 km (“lac de lavă”). In jurul său prin acumularea îndelungată de lave, ia naştere o cupolă masivă, uriaşă, cu pante de 5-10º care justifică numele de vulcan-scut. Interferenţa în timp şi spaţiu a acestor forme poate contribui la edificarea unor structuri vulcanice de maximă importanţă, cum sunt cele din Hawai. Principalul vulcan în activitate din insula Hawai este Mauna Loa, cu o înălţime de 4162 m şi cu un diametru de 400 km la nivelul ţărmului, se continuă şi sub nivelul Ocanului Pacific (fig. 6.6). Altitudinea sa totală este de cca 9000 m.

52

În afară de vulcanii din Hawai, în acelaşi tip se încadrează cei din lungul riftului atlantic (din insulele Azore, Ascension, Sfânta Elena, Tristan da Cuhna etc).

-strombolian se caracterizează prin erupţii explozive, ritmice de lave bazice obişnuite, cu multe

gaze, cu proiecţii de bombe şi scorii, însă cu foarte puţină cenuşă. Astfel, în jurul unor cratere centrale cu dimensiuni reduse se formează nişte conuri proeminente constituite din alternanţe de lave şi pături de sfărâmături grosiere, cu înclinări de 36 – 40o. Reprezentativ este vulcanul Stromboli (926 m) din insulele Lipari care, datorită erupţiilor sale vizibile de la mari distanţe (100-150 km), cunoscute încă din antichitate, a fost supranumit “Farul Mediteranei”. Din aceeaşi categorie face parte şi vulcanul Avainskaia Slopka din Kamceatka, iar Athanasiu (1945) este de părere că astfel de erupţii au existat în Miocen şi la noi în zona Munţilor Căliman.

-vulcanian şi vezuvian prezintă erupţii violente, însoţite sau precedate de cutremure. Din crater

se înalţă coloane de gaze şi cenuşe ce capătă aspect umbeliform la partea superioară (3000 – 4000 m). Nu lipsesc nici descărcările electrice, ploile de cenuşă etc. Lavele acide, vâscoase se pot consolida pe coş, formând dopuri care explică exploziile puternice şi cantităţile mari de materiale piroclastice din structura conurilor vulcanice. Tipic este Vulcano din insulele Lipari. Tot aici se încadrează şi Vezuviu (1279 m), care în 79 e.n. a avut una dintre cele mai extraordinare erupţii, îngropând sub produsele sale oraşele Pompei, Stabiae şi Herculanum, - apoi Etna (Sicilia) cu un con ce atinge înălţimea de 3340 m – cu diametrul bazei de 45 km şi un crater larg de 450 m, unii vulcani din Kamceatka ş.a. Erupţiile şi acumulările de lavă, prăbuşirile şi lărgirile craterelor simple ale multor vulcani fac ca în locul acestor cratere să apară nişte veritabile depresiuni numite caldeire. Ele se pot forma printr-o simplă manifestare (caldeiră monogenă) sau prin asocierea mai multor puncte de erupţie (caldeiră poligenă). Succesiunea unor erupţii poate da naştere la mici conuri noi, dispuse în imediata apropiere a craterului, formând astfel o caldeiră inelară, aşa cum este cazul la Vezuviu, unde între marginea caldeirei (Monte Soma) şi conul nou (Monte Nuovo) s-a schiţat un culoar numit “Atrio del Cavallo”(fig. 6.7).

-peleean, se caracterizează printr-o lavă foarte vâscoasă, ce se întăreşte pe coş, fiind împinsă spre suprafaţă de presiunea gazelor, până ce apare sub forma unui dom sau ac vulcanic. Presiunea gazelor acumulate determină explozii violente, cu proiecţii laterale de nori arzători. Curgerile de lavă sunt foarte reduse. O astfel de erupţie a fost înregistrată în insula Martinica la vulcanul Mont Pelée (1597 m) în 1902; semnele prevestitoare au început în 1899 prin emanaţii însemnate de fumarole. Câteva zile înainte de erupţie au avut loc cutremure puternice care au rupt cablurile telefonice submarine. A urmat ridicarea unui “ac vulcanic” înalt de 476 m şi cu grosime de 100 m. În masa acestui stâlp enorm au apărut apoi crăpături laterale prin care au fost evacuate gaze şi vapori de apă supraîncălziţi (+700oC), încărcaţi cu cenuşă. Din cauza densităţii mari, aceste produse s-au rostogolit pe versanţi sub forma unor avalanşe (“nori arzători”) cu o viteză de peste 100 km/h, distrugând total oraşul St. Pie, cu întreaga sa populaţie de 30 000 locuitori. Din cauza vâscozităţii mari, suprafaţa lavei se solidifică imediat, formând o crustă ce obturează punctul de erupţie. Erupţii de acest tip au dat naştere unor domuri vulcanice din Masivul Central Francez (Puy de Dome), iar mai recent s-au produs în Guatemala, Kamceatka, în Noile Hebride (Pacific).

- krakatauan se caracterizează prin lavă foarte vâscoasă, acidă şi bogată în gaze. Aceasta se întăreşte înainte de a ajunge la gura coşului, determinând explozii puternice care, uneori, aruncă în aer o mare parte a conului vulcanic sau chiar întregul edificiu. Are ca reprezentant principal vulcanul Krakatau localizat între Java şi Sumatra a cărei erupţie în 1883 s-a resimţit pe tot globul. Particulele fine de cenuşă şi praf au fost ridicate până la 70 km şi au înconjurat Pământul, iar în locul insulei, cu o înălţime de 800 m s-a format o groapă enormă cu adâncimi de 360 m sub nivelul mării. Cea mai mare parte din insulă a fost aruncată în aer. Zgomotul produs de explozie s-a auzit la 3400 km distanţă. Caracteristici asemănătoare au şi vulcanii Tambora (Arh. Sundelor), Katamai (Alaska), Taravera (Noua Zeelandă) etc.

123

Fig. 6.7. Caldeira inelară a vulcanului Vezuviu.

- vulcanii de tip maare se manifestă prin explozii scurte, provocate de decomprimarea gazelor

provenite din topituri magmatice şi acumulate în părţile superioare ale scoarţei. Proiecţiile constituite exclusiv din sfărâmături, fără lavă şi cenuşă, contribuie la formarea unor diatreme (canale de străpungere umplute cu sfărâmături) şi a unor cratere sub formă de pâlnii, ocupate ulterior de lacuri, fără conuri vulcanice. Deşi istoria consemnează puţine erupţii de acest fel (ex. Sirane în Japonia, 1882; Nilahue, Chile, 1955), forme mai vechi de maare sunt cele din zona Eifel (Germania) de unde provine şi numele lor - , în Platoul Central Francez, nordul Angliei, Mexic, Africa de Sud.

- erupţii submarine sunt prezente în lungul marilor rifturi şi a altor fracturi importante ale scoarţei. Se caracterizează prin lave bazice şi ultrabazice ce generează importante curgeri submarine cu proeminenţe rotunjite, cu separaţii columnare hexagonale. Deşi erupţiile care au loc la adâncimi mai mari de 200 m nu se reflectă la suprafaţa oceanului, ele creează o morfologie impunătoare. Acumularea îndelungată şi consolidarea lavelor bazaltice conduc la apariţia unor proeminenţe cu înălţimi de mii de metri şi a lanţurilor vulcanice impresioante, corespunzătoare dorsalelor mediane ce străbat oceanele. Unele aparate submerse au partea superioară retezată (nivelată) de dinamica apelor, prezentându-se sub forma unor platouri şi conuri tip guyot, altele depăşesc suprafaţa oceanului, constituind insule şi arhipelaguri vulcanice. Formarea acestora este în plină evoluţie, fapt demonstrat, între altele, şi de unele insule vulcanice apărute recent în Arhipelagul Azore (1956 – 1957), în lungul coastelor Japoniei (1973) etc.

6.3. Relieful vulcanic 6.3.1. Aparatul vulcanic Materialele expulzate prin erupţii se depun în jurul punctului de emisie, constituind un aparat

vulcanic, alcătuit din următoarele elemente: coş, crater şi con (fig. 6.8). Coşul vulcanic reprezintă orificiul de evacuare a materialelor expulzate. Craterul reprezintă prelungirea externă, lărgită a coşului. Conul vulcanic este edificiul propriu-zis, privit mai ales sub aspectul său exterior. Reprezintă o formă de acumulare a cărei morfologie depinde iniţial de tipul activităţii vulcanice, iar apoi de evoluţia subaeriană a eroziunii. Vulcanii sunt variabili în morfologie şi de aceea dificil de a fi clasificaţi în mod satisfăcător. Dimensiunea este un criteriu important de clasificare, deoarece cantităţi mai mari de lavă

124

sau tephra nu produc forme vulcanice similare, dar produc dimensiuni mai mari. Astfel, se poate spune că vulcanii au capacitate morfologică ce reprezintă dimensiunea maximă atinsă de un anumit tip de erupţie. De exemplu, conurile de cenuşă care sunt compuse în întregime din tephra sunt structural prea friabile pentru a atinge dimensiuni mari. În consecinţă, toţi vulcanii mari sunt alcătuiţi din lavă, sau amestec de lavă şi tephra. Această noţiune a capacităţii morfologice este definită în tabelul 6.2 şi fig. 6.9 în care principalele tipuri de morfologii vulcanice sunt clasificate şi ilustrate.

Fig. 6.8. Elementele componente ale unui vulcan tipic cu rezervor de magma, cos, con si crater, dyke (D), con lateral (L), curgere de lava (F), con de cenusa îngropat ( C ), sill (S) (Chorley et al., 1985).

6.3.2. Modelarea externă a aparatelor vulcanice O dată cu stingerea vulcanului, procesele de eroziune devin predominante, ele fiind dirijate de

sistemul pantelor caracteristice vulcanilor (convergente şi divergente) şi de structura lor iniţială. Primele cursuri de apă se instalează pe şanţurile iniţiale generate de către lahare (torenţii de noroi

vulcanic) şi avalanşele uscate. Apare o reţea hidrografică radiară divergentă pe con şi alta radiară convergentă pe crater (fig. 6.10, 6.11). La baza conului, râurile sunt colecate de o reţea inelară, iar în crater se formează lacul de crater. Văile adânci care fragmentează radiar conul se numesc barrancos (denumire folosită în insulele Azore). Interfluviile de formă triunghiulară care urcă în pantă crescândă către vârful conului sunt numite planeze. In partea superioară, după o evoluţie îndelungată ele se transformă în creste. Prin eroziune regresivă, barrancosurile pătrund în interiorul craterului şi drenează lacul. Dirijarea reţelei convergente din interiorul craterului către un nivel de bază exterior, coborât, intensifică eroziunea, fapt care duce la lărgirea craterului şi la transformarea lui într-o caldeiră de eroziune.

125

Fig. 6.11. Vedere spre vest a vulcanului Fuji, prezentând un sistem de torenţi (din Virtual Geomorphology, Netscape).

Accentuarea generală a eroziunii duce la îndepărtarea rapidă a rocilor mai moi. Rezistă până la urmă numai coşurile şi filoanele vulcanice, formate din lavă dură, care sunt puse în evidenţă prin eroziunea diferenţială. Astfel, vechile forme negative (coşuri, crăpături) se transformă în pozitive; se produc inversiuni de relief, materializate prin: neck-uri, dyke-uri şi sill-uri.

Fig. 6.11. A. Reţea hidrografică pe un con vulcanic; B. Fragmentarea unui con vulcanic prin barrancosuri şi

planeze (Posea et al., 1976).

Fig. 6.12. Shiprock, New Mexico, un neck vulcanic (Scott, 1992).

Neck-ul este un stâlp de rocă dură (lavă sau piroclastite cimentate), ce corespunde unei intruziuni de lavă consolidată într-un coş vulcanic sau pe o fisură cu o secţiune relativ rotundă (fig. 6.12).

Dyke-ul este un perete sau un zid impunător ce provine din injectarea lavelor pe o spărtură longitudinală a conului.

126

Sill-ul provine prin dezvelirea lavelor injectate pe planurile de stratificaţie ale conului. El apare sub forma unor pereţi circulari, care închid o depresiune inelară, un crater fals, rezultat în urma degradării rocilor mai puţin rezistente.

Secţionarea capetelor filoanelor-strat dă naştere la cueste ( de exemplu, în masivul Heniu, în Călimani). Acestea sunt completate de numeroase forme reziduale cu aspect de coloane, stâlpi, piramide, ciuperci ş.a. (de exemplu, cei Doisprezece Apostoli din Munţii Călimani).

Platourile primare sau derivate de lavă bazică sunt şi ele modelate intens, în raport de condiţiile climatice în care se găsesc. Alterarea şi dezagregarea din regiunile aride crează întinse câmpuri de blocuri, iar eroziunea fluvială din zonele umede sapă văi cu aspect de canion şi adesea cu caracter epigenetic. Secţionarea unor pături subţiri de lavă şi deschiderea unor formaţiuni subiacente mai friabile, favorizează o retragere mai accentuată a versanţilor încât din platoruile întinse mai rămân doar sectoare izolate, bine conturate, cunoscute sub numele de mesas.

6.3.3. Evoluţia generală a reliefului vulcanic Modelarea subaeriană a reliefului creat de activitatea vulcanică, ca şi toate celelalte procese şi

forme de relief, poartă şi ele pecetea factorului timp (fig. 6.13). În această ordine de idei se poate considera că şi relieful vulcanic are un ciclu de modelare descendentă.

Astfel, faza de tinereţe a acestuia se

caracterizează printr-o bună conservare a morfologiei constructive: conuri proeminente şi cratere neştirbite, adesea cu lacuri, cum este Ciumatu Mare (1294 m) cu Lacul Sf. Ana, la care se adaugă numeroase barrancos-uri. Faza de maturitate este definită de cratere parţial distruse şi transformate în bazine de recepţie ale unor artere hidrografice şi prin planeze, mai dezvoltate către baza conurilor vulcanice, continuate de culmi relativ înguste spre partea superioară. Aşa este cazul Masivului Călimani al cărui crater, mult lărgit prin procese denudative, este ocupat de bazinul superior al râului Neagra Şarului, apoi, al Munţilor Gurghiului cu mai multe cratere ştirbite, ca cel de lângă vârful Saca (1776 m) drenat de pârâul Secuiului, precum şi al Munţilor Harghita.

Fig. 6.13. Patru stadii în eroziunea unui stratovulcanic: vulcan intact; stadiul de planeze, vulcan rezidual, resturi vulcanice cu neck-uri vulcanice şi dyke-uri (Ollier, 1969).

Faza de bătrâneţe este reprezentată prin distrugerea accentuată a conurilor vulcanice şi apariţia unor inversiuni de relief de tipul neck-urilor şi dyke-urilor, ori al unor mici platouri de tip sills cum sunt cele din cuprinsul munţilor Oaş, Gutâi, Ţibleş, Bârgău sau Detunatele din Munţii Apuseni etc. În felul acesta se poate ajunge la distrugerea totală a aparatelor vulcanice, în urma cărora poate rămâne doar o reţea hidrografică radiar-divergentă, colectată adesea de râurile care au marcat periferia fostelor conuri.

48

6.4. Răspândirea vulcanilor pe glob Este condiţionată de procesele care au loc în zonele de expansiune şi în cele de subducţie de la

marginea plăcilor principale ale scoarţei terestre ori de prezenţa unor puncte fierbinţi (hot-spots) din diferite regiuni ale globului Vulcanismul din lungul dorsalelor medio-oceanice este generat de magmele bazaltice din mantaua superioară, antrenate spre suprafaţă de curenţii subcrustali de convecţie. În această categorie se înscriu vulcanii din insula Jan Mayen (cel mai nordic din lume) situat in Groenlanda, apoi Islanda cu cca 100 vulcani, arhipelagul Azore (cel mai important Pico Alto, 2600 m), insula Ascension, Sf. Elena (vulcanul Diana Peak al cărui con se ridică de la 4000 m adâncime, în afară fiind de 853 m); Tristan da Cuhna, s.a.

In lungul zonelor de acreţie din Oceanul Indian sunt mai puţin vulcani, deoarece mare parte a acestor dorsale nu au rifturi. In schimb sunt numeroşi vulcani în lungul marelui rift est-african, pe o lungime de 6500 km. Reprezentativ este Kilimandjaro, 5895 m cu trei conuri concentrice - Kenya, 5199 m, Maru, 4567 m, Elgon, 4322 m.

Vulcanismul zonelor de subducţie are cea mai largă răspândire pe glob, concentrând cca 350

vulcani activi (62%) dintre care 2/3 formează “cercul de foc al Pacificului”. Vulcanii se aliniază atât pe marginea continentelor, cât şi în arcurile insulare, au erupţii de lave andezitice şi dacitice, cenuşe, gaze, piroclastite, uneori foarte violente asociate cu mare seismicitate. Astfel, în lungul ţărmurilor estice ale Asiei vulcanismul foarte activ este prezent începând din pen. Kamceatka cu peste 40 vulcani importanţi, cărora li se asociază peste 100 de gheizere şi izvoare fierbinţi. Reprezentativ este vulcanul Kliucev (4750 m). Mai spre sud în insulele Kurile sunt vreo 50 de vulcani activi, apoi în Japonia unde sunt peste 30 vulcani cu activitate actuală şi peste 40 cu activitate recentă. Exemplu este vulcanul andezitic Bandai - san (1819) care a erupt violent în 1888 după o linişte de 1000 ani; muntele sfânt Fujiyama (3776 m) şi Aso-san (1592 m) cu o caldeiră a cărei circumferinţă are 114 km. Vulcanismul se continuă în insula Taiwan, insulele Filipine, nordul Australiei; se continuă în insulele indoneziene cu binecunoscuţii vulcani Tambora, 2851 m (Insula Sumbawa), Agung, 3142 m (Insula Bali), Insula Djava cu 100 de vulcani, din care 30 activi, Krakatau cu cea mai puternică erupţie din timpurile istorice.

In nordul Oceanului Pacific, arcul de foc se continuă spre est în ins. Aleutine. Vulcanismul, apoi, este o caracteristică esenţială a Munţilor Cordilieri şi Anzi din lungul ţărmurilor vestice ale Americii. Intre cei mai cunoscuţi sunt vulcanii din Alaska (Wranghel, 4268 m), în partea central-vestică a Americii de Nord, în lungul Munţilor Cascadelor se aliniază cca 15 vulcani activi; în Mexic şi America Centrală, în vecinătatea ţărmului oceanic se concentrează cca 100 de vulcani de mari dimensiuni, din care 40 în plină activitate, cu aparate de tip stratovulcanic. Astfel, în Mexic se găseşte Popocateptl, 5452 m, Pico de Orizaba, 5747 m, Ixtacci Kuat, 5326 m. Un caz aparte este Paricutin (2771 m) cu o dezvoltare spectaculoasă - a apărut în 1945 într-un lan de porumb, îngropând treptat sub cenuşe, lave şi piroclastice mii de hectare, conul înălţându-se în primul an cu 450 m.

În America de Sud se găsesc cei mai mulţi vulcani cu înăţimi de 5000 - 6000 m: Chimborazo, 6272 m în Ecuador, Acongagua, 6959 m - cel mai înalt vârf vulcanic din lume, în Chile.

O altă zonă de subducţie însoţită de fose oceanice adânci şi totodată de vulcanism se află în partea central-vestică a Atlanticului, respectiv, în arcurile insulare ale Antilelor ce închid Marea Caraibilor.

Un loc apartea îl ocupă provincia vulcanică din Europa Meridională şi Asia de sud vest, deosebit de complicată din punct de vedere al structurii litosferei. Aici se găsesc vulcanii Vezuviu (1279 m),

49

Etna (3340 m), Stromboli şi Vulcano. Spre est se găsesc vulcanii stinşi Ararat (5165 m) în Podişul Anatoliei, Elbrus (5633 m) în Caucaz.

Tot unor procese de paleosubducţie se datoreşte şi formarea lanţului vulcanic ce se desfăşoară pe cca 300 km în partea vestică a Carpaţilor Orientali.

6.5. Procese şi forme pseudovulcanice In natură se întâlnesc unele fenomene sau forme de relief similare celor vulcanice, dar care sunt

provocate de alte cauze. In această categorie se includ craterele meteorice şi vulcanii noroioşi. Întrucât asupra craterelor meteorice am dicutat la capitolul de geomorfologie planetară, vom aduce în discuţie doar problema vulcanilor noroioşi. Aceştia se formează în regiunile cu emanaţii de gaze proprii activităţilor postvulcanice, care, în drumul lor spre suprafaţă întâlnesc strate acvifere şi roci argiloase. Uneori este vorba de gaze provenite din descompunerea unor substanţe organice (metan) aşa cum este cazul în unele lunci şi zone mlăştinoase.

Sub influenţa gazelor şi a apelor ascensionale, argilele şi marnele de la suprafaţă, bogate în săruri solubile se transformă într-o pastă noroioasă. Acolo unde aceasta ajunge la nivelul solului se formează un mic “ochi glodos” din care se degajă apă mâloasă şi bule de gaz. Cu timpul, noroiul se depune în jurul ochiului formând un mic con. Astfel de situaţii se întâlnesc în Italia, în Crimeea, Islanda, America Centrală.

La noi în ţară cei mai reprezentativi vulcani noroioşi sunt în regiunea subcarpatică a Buzăului, la Pâclele Mari şi Pâclele Mici, unde au înălţimi între 0.5 şi 2,5 m.

Fig. 6.16. Vulcanii noroioşi de la Pâclele

Mari, Buzău (colecţia www.Dumitrescu.com, 1999)

6.6. Mişcările seismice Reprezintă o altă categorie de fenomene naturale legate de descărcările de energie intratelurică şi

de contactele tectonice dintre diferite plăci şi microplăci. În consecinţă, ele se asociază adesea cu manifestările vulcanice sau pseaudovulcanice.

Dintre consecinţele geomorfologice ale seismelor menţionăm apariţia unor crăpături şi denivelări ale scoarţei, deschiderea sau reactivarea unor falii, declanşarea unor mari deplasări de teren etc. Literatura dre specialitate este foarte bogată în exemple. Astfel, cutremurul din California (1906), cu o

50

magnitudine de 7,9 pe scara Richter a dat naştere la numeroase dislocaţii paralele cu linia de fractură San Andreas, care s-au întins pe cca 300 km. Deplasările orizontale din unele sectoare au fost de 4 – 6 m, iar crăpăturile din jurul oraşului San Francisco au atins lărgimi până la 20 m. Un alt cutremur, din Pamir (1911) a produs surparea unui munte, cu o dislocare de cca 2,5 miliarde m.c. materiale stâncoase ce au acoperit un sat şi au barat valea unui râu. În câţiva ani în spatele acestui baraj natural s-a format un lac lung de 53 km şi adânc de 284 m. Pe ţărmurile Japoniei, în zona Golfului Sagami de la sud de Yokohama, un cutremur din 1923 a produs ridicări şi coborâri de 250 – 300 m faţă de situaţia anterioară, fără a mai vorbi de piederile de vieţi omeneşti şi de bunuri materiale. De asemenea, cutremurele violente din ultimile decenii, cum au fost cele din Alaska (1964), Chile (1965), Peru (1970), Nicaragua (1972), Guatemala (1976), Turcia (1999) au provocat importante deplasări orizontale şi mari alunecări de teren.

Şi la noi în ţară cutremurele de amploarea celor din 10 XI 1940 ori din 4 III 1977, pe lângă alte urmări catastrofale, au provocat multe crăpături ale solului, alunecări, reactivări ale unor deluvii mai vechi şi alte modificări ale versanţilor şi albiilor de râu din zona subcarpatică, între care şi cele de la Zăbala şi Dumitreşti (Vrancea), Albeşti-Bădila (Buzău), Slon (Prahova) ş.a. Uneori seismele provoacă doar deranjamente structurale ori modificări ale drenajului subteran al apei, ale condiţiilor de stabilitate etc., care contribuie la declanşarea unor procese geomorfologice ulterioare. Aşa, de exemplu, seismul din 4 martie 1977 a provocat căderi de pietre, rostogoliri, alunecări întârziate în bazinele văilor Lupului, Purcăreaţa, deplasări în masă şi reactivări de vulcani noroioşi în bazinul râului Turburea ori în apropierea satului Ursoaia – toate în Subcarpaţii Buzăului (Bălteanu, 1983).

Bibliografie selectivă

BĂCĂUANU, V. (1989), Geomorfologie, Editura Universităţii “Al. I. Cuza” Iaşi. CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985), Geomorphology, Methuen, London. OLLIER, C.D. (1969), Volcanoes, Canberra, Australian National Univ. Press. NAUM, T., GRIGORE, M. (1974), Geomorfologie, Ed. Did. Ped., Bucureşti. POSEA, G., GRIGORE, M., POPESCU, N., IELENICZ, M., Geomorfologie, Ed. Didactică şi

pedagogică, Bucureşti. RĂDULESCU, D. (1976), Vulcanii astăzi şi în trecutul geologic, Editura tehnică, Bucureşti. RITTMAN, A. (1962), Volcanoes and their activity, New York, Wiley. SCOTT, R. (1993), Physical Geography, West Publishing Co., New York. SHORT, N.M., BLAIR, R.W. (editori) (1986), Geomorphology from Space, NASA SP-486,

Washington. STRAHLER, A.H., STRAHLER, A.N. (1992), Modern Physical Geography, New York, Wiley. *** Fuji Volcano, in Virtual Geomorphology, Netscape.