GEOGRAFIA CUATERNARULUI

Tutore curs:

Conf. univ. dr. Marian ENE

DEFINIREA TEMPORALĂ

ŞI STRUCTURALĂ

A CUATERNARULUI

o răcire climatică majoră în urmă cu circa 2 mil. ani

acumulări imense de gheaţă

fenomen repetabil de-a lungul istoriei geologice

fenomen cu importanţă deosebită în definitivarea structurii fizico-geografice a Terrei

fenomenul glaciar – manifestat direct sau indirect la nivelul Terrei

alternanţele de faze – consecinţe asupra componentelor de mediu

Cuaternarul – apariţia OMULUI

Principalele evenimente din timpul Cuaternarului şi importanţa lor în definirea structurală şi

regională a spaţiului geografic actual răcirea generală a climei: instalarea glaciaţiunii; modificarea regională a florei şi faunei; schimbări în circulaţia maselor de aer; schimbări în circulaţia curenţilor oceanici.

Suprafaţa afectată de gheaţă – circa 50 mil kmp (1/3 din suprafaţa uscatului)

dezvoltare preponderentă în emisfera boreală;

fluctuaţiile (extinderi, retrageri) impun dezechilibre morfoclimatice succesive

fenomenele glaciare – desfăşurări “rapide”

glaciaţiunile cuaternare – bogate în consecinţe (o treime din relieful actual al Terrei modelat direct de gheţari, restul afectat indirect)

înmagazinarea apei în calote – scădere glacio-eustatică a nivelul oceanului, exondarea platformelor continentale şi extinderea uscatului cu circa 25 mil. kmp

oscilaţiile – formarea teraselor fluviatile şi a teraselor marine

transferul de apă în şi dinspre ocean – mişcări izostatice pe mari suprafeţe ale uscatului (Scandinavia, arh. arctice şi antarctice, nordul Canadei ş.a.)

fluctuaţii ale formaţiunilor vegetale şi animale

fluctuaţiile au generat migraţii şi chiar extincţii

diferenţe glaciar / interglaciar – 5 grade (oceane), 10 grade (continente)

migrarea latitudinală a principalelor zone geografice

semne de umanizare a Australopitecilor

desprinderea de dependenţa de natură acum circa 7.000 ani

după ultima retragere a calotelor – definitivarea structurii, zonalităţii şi etajării mediului şi peisajului geografic actual

CUATERNARUL este definit ca intervalul de timp caracterizat prin desăvârşirea evoluţiei hominidelor şi perfecţionarea industriilor umane, prin manifestarea celor mai întinse calote glaciare şi prin definitivarea structurală şi regională a mediilor naturale. Ca timp, reprezintă cam 3% din durata Neozoicului şi numai aproximativ 0,04% din durata istoriei evoluţiei Pământului (tabelul 1.1.).

1823 ─ W. Buckland, în lucrarea “Reliquiae Diluvianae”, foloseşte pentru definirea depozitelor superficiale termenii: DILUVIU ─ pietrişuri corespunzătoare “Potopului”, ALLUVIUM - mâlurile şi turba ce acoperă pietrişurile; convingându-se de prezenţa gheţarilor în Anglia, în anul 1838 renunţă la aceşti termeni biblici;

1829 ─ J. Desnoyers separă în Bazinul Parisului “depozite mai noi decât Terţiarul” (ele includeau însă şi depozite care s-au dovedit ulterior a fi neogene);

1833 ─ H. Reboul include în “depozitele mai noi decât cele terţiare ”acele formaţiuni care conţin resturi de faună şi floră încă în viaţă;

1837 ─ K. Schimper şi L. Agassiz, în lucrări separate, acceptă existenţa unei EPOCI GLACIARE în Germania şi, respectiv, în Elveţia;

1839 ─ Ch. Lyell, apropiat clasificării paleontologice, introduce termenul de PLEISTOCEN, pentru depozitele care conţin mai mult de 70% specii de moluşte reprezentate în fauna actuală;

1846 ─ Ed. Forbes consideră că pleistocenul, interpretat paleontologic de Ch. Lyell, ar fi echivalent cu “Epoca glaciară”, dovedită stratigrafic şi morfologic de K. Schimper şi L. Agassiz, iar timpul postglaciar este definit ca RECENT;

1846 ─ H.B. Geinitz introduce pentru prima dată termenul de CUATERNAR, dar cu rang de eră, pentru a denumi timpul când s-au depus formaţiunile Postterţiare separate de J. Desnoyers;

1867 ─ P. Gervais foloseşte termenul de HOLOCEN în locul celui de RECENT (Aluvium);1885 ─ Congresul Internaţional de Geologie de la Berlin atribuie Cuaternarului valoarea de perioadă

în cadrul erei Neozoice şi stabileşte ca subdiviziuni ale acestuia Pleistocenul şi Holocenul; nu defineşte clar limita dintre Neogen şi Cuaternar;

1910 ─ M. Ginoux defineşte etajul marin CALABRIAN, pe baza stratotipului de la Le Castella, caracterizat prin apariţia unei faune cu forme boreale, printre care şi Arctica (Cyprina) islandica;

1948 ─ Congresul Internaţional de Geologie de la Londra adoptă ca stratotip profilul de la Le Castella şi propune ca limita dintre Neogen şi Cuaternar să fie plasată la baza etajului marin Calabrian;

1977 ─ Al X-lea Congres INQUA de la Birmingham a adoptat drept stratotip al limitei dintre Neogen şi Cuaternar profilul cu depozite şi faună marină de la Vrica, situat la 16 Km nord-est de Le Castella.

Limita inferioară a Cuaternarului. Dacă la sfârşitul secolului al XIX-lea locul Cuaternarului, ca a treia perioadă a Neozoicului (Paleogen, Neogen, Cuaternar), fusese deja stabilit, în continuare discuţiile se concentrează asupra stabilirii limitei dintre Neogen şi Cuaternar şi, implicit, a duratei Cuaternarului. Dar limita inferioară a Cuaternarului, doar pe baza cunoştinţelor acumulate până la mijlocul secolului al XX-lea, s-a dovedit a fi mult mai dificil de precizat pentru că:

        la nivelul Cuaternarului ponderea cea mai mare o deţin depozitele continentale, care nu asigură păstrarea resturilor fosile, sau sunt lipsite de asemenea “documente“ paleontologice, fapt pentru care posibilităţile stratigrafice şi corelările interregionale au fost reduse;

        depozitele continentale mai vechi, glaciare şi interglaciare, au fost de cele mai multe ori deranjate şi amestecate cu formaţiuni mai recente;

        depozitele marine cuaternare sunt mai puţin răspândite în domeniul uscatului, majoritatea lor rămânând încă în bazinele marine şi oceanice;

        migrarea faunei marine şi terestre a îngreunat stabilirea unor stratotipuri edificatoare, iar, pe de altă parte, multe din speciile care au trăit în Neogen persistă şi în timpul Cuaternarului.

Pentru a defini limita inferioară a Cuaternarului s-au folosit cinci criterii independente: paleofaunistice, paleobotanice, paleoclimatice, paleomagnetice şi antropologice.

Criteriile paleofaunistice au făcut apel la cele mai vechi specii de climă rece care au apărut în fauna marină şi continentală. În ceea ce priveşte fauna marină, cele mai bune informaţii au fost furnizate de depozitele celor mai vechi terase marine situate pe coastele peninsulei Calabria şi insulei Sicilia din sudul Italiei, unde au fost puse în evidenţă profilele de la Le Castella, Vrica, Santa Maria di Cantanzaro şi Ficarrazi (fig. 1.1.).

După îndelungate studii geomorfologice, biostratigrafice şi sporo-polinice, completate cu datări izotopice şi paleomagnetice, profilul de la Vrica a fost ales ca stratotip al limitei Neogen – Cuaternar, el definind mai bine cel mai vechi etaj al pleistocenului marin. E vorba de o secvenţă groasă de 306 m, constituită din argile silto-marnoase cu intercalaţii de mai multe niveluri cu sapropel, câteva orizonturi nisipoase şi un nivel de cenuşă vulcanică (fig.1.2.), în care îşi fac apariţia primele specii de moluşte şi foraminifere de climă rece ce au pătruns din Oceanul Atlantic în Marea Mediterana.

Limita Neogen-Cuaternar în stratotipul de la Vrica (după E.Aquirre, G. Pasini, 1984). 1. nivel de cenuşă vulcanică; 2. orizont nisipos; 3. nivel sapropelic; 4. argile silto-marnoase.

Stratigrafia depozitelor cuaternare marine din Italia (după G. Ruggieri, R. Sprovieri, 1977; G. Ruggieri, 1979)

Limita dintre Neogen şi Cuaternar este evidenţiată de extincţia treptată a mastodonţilor (Anancus arvernensis, Zygolophodon bersoni) şi de apariţia primelor elefantide (Archidiskodon meridionalis), cărora li se asociază specii de rinoceri (Dicerorhinus merki), caii de tip arhaic (Equus stenonius), cămila (Paracamelus alutensis), ş.a. De asemenea, unele specii de rozătoare au avut o evoluţie foarte rapidă în Pleistocenul inferior, cum este, de exemplu, genul Allophaiomys în Europa de Vest.

Criteriile paleobotanice, bazate pe analizele sporo-polinice, au evidenţiat schimbări esenţiale în componenţa vegetaţiei, legate, bineînţeles, de cele climatice. Pentru continentul european s-a constatat că trecerea spre Cuaternar a fost marcată de dispariţia arborilor termofili şi de predominanţa plantelor ierboase, în regiunile nordice, şi de apariţia elementelor stepice, în regiunile mediteraneene.

Criteriile paleoclimatice adoptate pentru stabilirea limitei inferioare a Cuaternarului au în vedere răcirea severă a climei care a impus formarea, în cele două emisfere, a unor imense calote de gheaţă. Argumentele principale aduse se refereau, în principal, la modificarea asociaţiilor floristice şi faunistice, mai ales a moluştelor şi foraminiferelor. Lămuriri importante în acest sens au fost posibile prin folosirea metodei izotopilor de O18/O16, care au permis determinarea temperaturilor apelor oceanice la diferite nivele stratigrafice ale Neogenului şi Cuaternarului. C. Emiliani, T. Mayeda şi R. Selli (1961), analizând profilul de la Le Castella, au demonstrat o răcire generală a apelor de suprafaţă, de la 23-25C în Pliocenul târziu până la 15C în etajul Calabrian. Dar majoritatea cercetătorilor arată că la limita Neogen-Cuaternar, acceptată la 2 milioane de ani, nu s-a manifestat o schimbare importantă de climă, fapt demonstrat şi de studiile asupra evoluţiei glaciaţiunii, care au evidenţiat că fenomenul glaciar nu este strict limitat la Cuaternar pentru că:       mari calote de gheaţă au început să apară încă din Miocenul superior, acum 5 - 6 milioane de ani, în emisfera sudică, şi din Pliocen, acum 3,5 milioane de ani, în emisfera nordică, iar calotele glaciare arctice au depăşit cu 1/3 - 1/2 dimensiunile atinse în Pleistocenul superior încă din timpul Pliocenului târziu, cu 2,6 - 2 milioane de ani în urmă (J.N. Shackleton şi P.J. Kennett, 1975);       glaciaţiunile din Sierra Nevada (S.U.A.) şi din Islanda au început acum 3,2 - 2,7 milioane ani, iar cea din Anzi a fost datată şi ea la peste 2 milioane de ani (A.L. Frakes, 1979);       cea mai veche glaciaţiune alpină, Biber, corespunzătoare ca vârstă etajului Pretiglian din nord-vestul Europei, a fost stabilită la 3 - 2,5 milioane de ani (A.W. Berggren şi A.J. Van Couvering, 1979).

Criteriile paleomagnetice, de fapt cronologia bazată pe schimbările polarităţii paleomagnetice, nu aduc argumente în plus referitoare la discuţiile privind limita inferioară a Cuaternarului, ci doar ajută la plasarea în timp a evenimentelor invocate în această problemă. D.J. Hays şi A.W. Berggren (1971) consideră că fenomenele de apariţie sau de dispariţie a anumitor specii, care servesc drept bază pentru determinarea limitei Neogen-Cuaternar, se leagă de episodul paleomagnetic Olduvai ce s-a desfăşurat în intervalul 1,9 - 1,67 milioane de ani din timpul epocii Matuyama. Deşi această părere pare să fie acceptată de majoritatea cuaternariştilor, există însă şi păreri care împing începutul Cuaternarului până către sfârşitul episodului Kaen (2,43 milioane ani) din epoca paleomagnetică Gauss.

Criteriile paleoantropologice pornesc de la ideea că principala caracteristică a Cuaternarului a fost considerată apariţia omului, iar limita inferioară a acestei perioade era pusă în legătură cu prezenţa primelor hominide.

O precizie mai mare în definirea cronologiei Cuaternarului prin vârste absolute au introdus-o determinările prin metode radiometrice, precum şi corelările cu scara polarităţii paleomagnetice (tabel 1.3.).

Cronologia Cuaternarului

METODE DE

CERCETARE A

PALEOMEDIULUI CUATERNAR

Cuaternarul intră sub incidenţa de cercetare a mai multor ştiinţe ─ geologie, paleontologie, geomorfologie ş.a., motiv pentru care şi metodele de cercetare sunt multiple, diferenţiate după scop.

Metoda lito-biostratigrafică. Folosind fenomenul ireversibil al evoluţiei biologice metoda este frecvent folosită în ordonarea succesiunilor stratigrafice ale depozitelor marine, lacustre şi continentale. Se încearcă stabilirea unor litofaciesuri şi stratotipuri (straturi care conţin o asociaţie unică de fosile) prin care să se facă posibilă paralelizarea unor formaţiuni care s-au depus în aceleaşi condiţii de sedimentare (medii de sedimentare). De asemenea, stabilirea tipurilor de depozite în funcţie de geneza lor (glaciare, fluvioglaciare, eoliene, lacustre, fluviatile, de mlaştină etc.) necesită şi tehnici foarte diverse de studiere a formaţiunilor cuaternare ─ mineralogice, granulometrice, rularea, şlefuirea şi strierea galeţilor şi grăunţilor de nisip etc. Prin asemenea investigaţii au fost evidenţiate caracterele litologice şi mineralogice ale morenelor, stabilindu-se sursa lor de provenienţă şi direcţia de deplasare a gheţarilor.

Pe baza principiului superpoziţiei orizonturilor litofaciale şi biostratigrafice a fost posibilă stabilirea unei cronologii relative a formaţiunilor şi principalelor evenimente din timpul Cuaternarului

Formaţiunile glaciare, alcătuite din materiale detritice, sunt însă aproape complet lipsite de fosile. Astfel, aplicarea metodelor clasice ale biostratigrafiei, bazate pe evoluţia faunelor şi florelor, devine foarte dificilă pentru studiul depozitelor cuaternare, chiar şi numai pentru faptul că în perioade atât de scurte puţine specii noi au dispărut.

Metode geomorfologice. Au avut şi au încă un loc important în descifrarea şi cunoaşterea reliefului şi depozitelor cuaternare, în stabilirea dinamicii gheţarilor, a relaţiilor dintre oscilaţiile gheţarilor şi reliefurile fluviatile şi marine. Prin cartarea şi explicarea genetică a tuturor formelor de relief create de agenţii de modelare care au activat în timpul Cuaternarului (gheaţă, zăpadă, îngheţ, apă curgătoare, vânt ş.a.) geomorfologii au dat imaginea spaţială şi foarte diversificată a reliefului cuaternar. Prin asemenea metode au fost puse în evidenţă: extinderea gheţarilor în raport cu morenele, legătura dintre formele acumulative şi erozive şi retragerea sau înaintarea gheţarilor, raportul dintre terasele fluviatile şi terasele marine şi legătura acestora cu fluctuaţiile gheţarilor şi oscilaţiile eustatice.

       A. Penck şi Ed. Brückner (1909) stabilesc, pe baza relaţiilor geomorfologice şi stratigrafice dintre morenele, depozitele fluvio-glaciare şi terasele fluviatile din Alpi prima cronologie a glaciaţiunii alpine. Cele patru glaciaţiuni succesive ─ Günz, Mindel, Riss, Würm ─ rezultă din existenţa celor patru serii de pietrişuri şi terase existente pe marginea nordică a Alpilor şi afluenţilor principali de la izvoarele Dunării. Terasele şi pietrişurile corespund fazelor aluvionare din timpul glaciaţiunilor, iar formarea văilor şi tăierea frunţilor de terasă corespund interglaciarelor. A.Penck a urmărit în amonte cele patru serii de pietrişuri de terasă şi a observat trecerea lor în morene cu grade diferite de alterare: terasele superioare trec în morene mai vechi, mai alterate, günziene şi mindeliene, iar cele inferioare în morene mai recente, rissiene şi würmiene  

Trecerea depozitelor de terasă în depozite morenice (după Penck şi Brückner, 1909)

ALU VIUNI D E TERASĂ

M O RENE TERM INALE

G unz M indel R issW urm

M indel

G unzR iss

W urm

800

700

m

Adâncire (tăierea fruntii de terasă) = regresiune = glaciar 1-DONAU; 2-GUNZ; 3-MINDEL; 4-RISS; 5-W URMAcumulare = transgresiune = interglaciar

5

SIC ILIAN 90-100 m (DO N AU-G U NZ)

M ILA ZZIAN 55-60 m (G U NZ-M IND EL)TY RRH ENIAN 30-40 m (M IN DEL-R ISS )

M O NA STIR IAN 15-20 m (R ISS-W U RM )

1 2

34

       Ch.Dépèret (1923) propune o clasificare a teraselor marine din bazinul Mediteranei şi racordarea acestora cu terasele fluviatile, în raport cu glacio-eustatismul şi glaciaţiunile cuaternare (acumulare = transgresiune= interglaciar). Prin aceasta se completează sistemul de corelare geomorfologic şi geocronologic între sistemele de modelare glaciar, fluviatil şi marin.

Cronologia teraselor marine din bazinul Mediteranei (după Dépèret, 1923)

Metoda varvelor (argilelor rubanate). Fundamentată de geologul Gerald de Geer şi prezentată la Congresul Internaţional de Geologie din 1910 de la Stockholm, constă în numărarea stratelor diferenţiate granulometric şi coloristic depuse în lacurile şi depresiunile proglaciare. Vara, când apele provenite din topirea gheţarului sunt abundente, se acumulează un orizont predominant detritic (nisipuri), mai gros şi mai deschis la culoare. În schimb, toamna şi iarna, când aporturile detritice sunt mult sau complet reduse, în depresiunile şi lacurile proglaciare se decantează argile, mâluri şi materiale organice, ce formează un orizont mai subţire şi mai închis la culoare. O pereche alcătuită din două secvenţe sedimentare, de vară şi de iarnă, constituie o varvă (fig.2.4.). Prin numărarea stratelor anuale (varvelor) G. de Geer (1912) face primele datări de vârstă absolută a sedimentelor proglaciare (geocronologia varvelor), prin această metodă stabilindu-se cu multă precizie fazele de retragere ale ultimei calote glaciare scandinave (fig.2.5.), apoi a celei din jurul Marilor Lacuri (America de Nord), Patagonia etc.

iarnăvară varvă

(1 an)

FINI-GLACIAR

GOTHI-GLACIAR

DANI-GLACIAR

GERMANI-GLACIAR

SCARA SUEDEZĂ

6 000

8 000

10 000

12 000

14 000

16 000

18 000

ani(a.H r.)

BIPARTITIA CALOTEI

SALPAUSSELKA III

SANKT-PETERSBURG

LANGELAND

POMERANIA

FRANCKFURT

BRANDENBURG

Alcătuirea unei varvedin două secvenţe sedimentare         

 

Cronologia retragerii

ultimei calote glaciare scandinave

Metoda a fost pusă la punct de geologul suedez Lenard von Post care, în anul 1916, la o întrunire a naturaliştilor scandinavi, prezintă prima diagramă polinică rezultată în urma unor studii stratigrafice. Metoda, cea mai importantă în cunoaşterea evoluţiilor mediilor vegetale, permite stabilirea unui cadru cronologic mai exact, bazat şi pe evoluţia climatelor, doar pentru timpurile Tardiglaciarului şi Postglaciarului.La început a fost folosită cronologia paleobotanică (Preboreal, Boreal, Atlantic, Subboreal, Subatlantic) propusă de A. Blytt (1876), la care s-au adăugat ulterior zonele palinocronologice, numerotate de la I la X, ale lui F. Firbas (1946) (fig.).

Z

one

s tra

tigra

f ice

Zone palino-cronologice

Vârsta B .P.

Ponderea re la tivă a vegetatiei

PO

STG

LAC

IAR

sau

HO

LOC

EN

TAR

DIG

LAC

IAR

SUB

ATLA

NTI

CSU

BB

OR

EAL

ATLA

NTI

CB

OR

EAL

PRE-

BO

REA

L

DRYAS

ALLEROD

DRYAS

BOLLING

DRYAS

X

IX

VIII

VII

VI

V

IV

III

II

Ic

Ib

Ia

O P

T I

M

C L

I M

A T

I C

1 O

OO

2 00

03

000

4 00

05

000

6 00

07

000

8 00

09

000

10 0

0011

000

12 0

0013

000

14 0

00

F ag

S te jar

P in

Metoda sporo-polinică. Are în vedere aprecierea cantitativ-statistică a grăunţilor fosili de spori şi polen conservaţi în formaţiunile sedimentare, cu precădere turbă, cărbune, mâl, argilă. Prin stabilirea frecvenţei diverselor specii de arbori de la care au provenit sporii şi polenul se reconstituie spectrul asociaţiilor vegetale dintr-un anumit teritoriu, pe baza cărora pot fi deduse condiţiile climatice care au existat în timpul acumulării orizontului sedimentar.

Cronologia Tardiglaciarului şi Holocenului fixată pe baza evoluţiei vegetaţiei

Metoda radiometrică. Este cea mai bună metodă pentru determinarea vârstei absolute a unui eşantion mineral sau organic, având la bază timpul de înjumătăţire a izotopilor radioactivi. A fost inventată de fizicianul american W.F. Libby (1949), care a folosit izotopul radioactiv C14, provenit din reacţia neutronilor produşi de reacţiile cosmice cu izotopul de azot (N14). Izotopul de C14 este absorbit din atmosferă de corpurile organice şi se păstrează în cantitate constantă până la moartea acestora, după care începe să se dezintegreze cu o perioadă de înjumătăţire de 5.730±40 ani. Măsurarea conţinutului rezidual în C14 dintr-un corp organic permite calcularea vârstei sale. Datorită perioadei scurte de înjumătăţire metoda radiometrică ce foloseşte ca izotop C14 poate fi folosită pentru dotări până la vârste de 50 – 60.000 ani (tabel 2.2.). 

147146146147

Pentru stabilirea unor vârste mai mari se folosesc alte elemente radioactive a căror dezintegrare radioactivă este lentă. Majoritate rocilor conţin cantităţi minuscule de elemente radioactive cum sunt uraniu (U243), potasiu (K40), thoriu (Th230), rubiniu (Ru), care prin dezintegrare gradată pot forma alte elemente. Cunoscându-se ritmul acestei dezintegrări se poate calcula vârsta rocilor prin măsurarea cantităţii de elemente radiogenice, secundare, prezente azi în asemenea roci.

Prin metode radiometrice au fost datate multe orizonturi sedimentare cuaternare, reuşindu-se o mai bună cronologie şi corelare regională a acestora. Prin convenţie, dată de referinţă zero, prezentul, a fost fixată la anul 1950, şi în mod obişnuit valorile care exprimă vârsta respectivă sunt urmate de iniţialele B.P. (lb. engleză: before prezent = faţă de prezent; de exemplu 73.500±150 B.P.).

Metoda izotopilor de oxigen. Având în vedere rezultatele excelente pe care le-a dat este tot mai mult folosită pentru determinarea paleotemperaturilor apelor marine din diferite timpuri geologice, dar mai ales în timpul Cuaternarului.

Oxigenul se găseşte în natură sub forma a trei izotopi stabili ─ O16 (99,76%), O17 (0,04%) şi O18 (0,20%), varietăţi identice din punct de vedere chimic, dar cu greutăţi atomice diferite.

Chimistul american H. Urey (1947) a constatat că abundenţa relativă a izotopilor de O18 şi O16 înmagazinaţi în CO3Ca din cochiliile foraminiferelor depinde în mare măsură de temperatura apei marine, păstrând proporţia din timpul formării acestora, iar proporţia (O18/O16) variază indirect cu creşterea temperaturii apei (fig. 2.7.). Stabilindu-se relaţia dintre proporţia de O18/O16 şi temperatura apei marine actuale se pot calcula temperaturile apelor oceanice din trecutul geologic prin măsurarea proporţiei de O18/O16 conservat în CO3Ca din cochiliile foraminiferelor fosile. Compoziţiile izotopice determinate sunt exprimate prin δO18 (‰): 30

25

20

15

10

5

0-3 -2 -1 0 1 2

C

1818

Descreşterea abundenţei relative a O18 odată cu creşterea temperaturii apei (după Urey, 1951)

În urma determinărilor făcute pe carotele extrase de pe fundul Oceanului Atlantic, C. Emiliani (1955), apoi J.N. Shackleton şi N. Opdyke (1973) au realizat curba variaţiei O18 şi a paleotemperaturilor apelor marine în ultimii 800.000 ani, identificând 23 stadii climatice (numerotate de la 1 la 23), dintre care 11 sunt reci, şi au făcut unele aprecieri:       stadiile 1-18 corespund epocii paleomagnetice Brunhes;       stadiile 2,3,4, şi 5 corespund ultimei glaciaţiuni (inclusiv substadiile 5a, 5b, 5c şi 5d);       substadiul 5e aparţine ultimului interglaciar;      în epoca paleomagnetică Brunhes au avut loc 8 glaciaţiuni: 18, 16, 14, 12, 10, 8, 6 plus ultima glaciaţiune;       succesiunea alternativă evidentă glaciar-interglaciar a apărut în ultimii 800.000 ani.

Vârsta 10

ani B.P.GLACIAR INTERGLACIAR

Stad

ii clim

atice

Term

inale

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

12

3

4

5

6

7

8

9

1 0

1 1

1 2

1 3

1 4

1 5

1 6

1 7

1 8

1 92 0

2 1

2 2

2 3

0

-128

-251

-347

-440

-592

-750

O 18

3

-0,5 -1,0 -1,5 -2,0

Curba paleotemperaturilor cu stadiile paleoclimatice şi terminalele glaciare (după Shackleton şi Opdyke,1973).

Metoda paleomagnetică. Frecvent folosită în reconstituirile paleogeografice, se poate aplica atât în rocile vulcanice, cât şi în cele sedimentare.Pentru orice timp dat, câmpul magnetic poate fi definit prin trei parametri:       declinaţia (D), unghiul dintre nordul magnetic şi nordul geografic;       înclinaţia sau dip (I), înclinaţia faţă de orizontală a unui ac suspendat, liber, şi care variază de la 0° la ecuatorul magnetic la 90° la polul magnetic;       intensitatea (F) sau puterea câmpului, care este de 1,5 ori mai puternică la ecuator faţă de cea de la poli.

Rocile care conţin minerale de fier devin magnetice în cazul în care topiturile magmatice şi lavele cu temperaturi peste 1 000°C (la aceste temperaturi ridicate proprietăţile magnetice sunt distruse) s-au solidificat sub 600°C. La aceste temperaturi particulele minerale de fier, pe care le conţin rocile sunt magnetizate şi orientate în direcţia câmpului magnetic dominant al Pământului.

Rocile sedimentare sunt formate şi din particule ce conţin minerale de fier, deja magnetizate, care provin din erodarea rocilor preexistente. Depuse în lacuri, mări şi oceane aceste particule magnetice se reorientează şi se cimentează, odată cu roca, în direcţia câmpului magnetic existent în timpul sedimentării.

Această magnetizare remanentă, conservată în rocile vulcanice sau sedimentare, nu mai este afectată de schimbările ulterioare ale câmpului magnetic, fapt pentru care ele înregistrează direcţia câmpului magnetic al Pământului din timpul în care s-au format. În consecinţă, ambele tipuri de roci, vulcanice şi sedimentare, pot conţine o magnetizare remanentă care reflectă direcţia polului magnetic din timpul când s-a format roca.

Pe baza studiilor detaliate ale paleomagnetismului rocilor a putut fi reconstituită migrarea polului geomagnetic în decursul trecutului geologic, dar mai ales în timpul Cuaternarului (fig.), faţă de care V. Bucha (1976) leagă şi o parte din evenimentele climatice din emisfera nordică.

14

13

11 1233-37

25

26

22

2

06

8

10

15

3828-32

4

0180

0

90 E

90 V

0

Schimbarea poziţiei nordului magnetic în ultimii 38.000 ani (după Bucha, 1976)

Există şi un alt aspect, foarte important, care a rezultat din studiul paleomagnetismului rocilor, şi anume că în decursul timpului, câmpul magnetic al Pământului a suferit modificări, iar emanaţia remanentă poate fi normală (la fel cu cea actuală) sau inversă. Cercetările au arătat că inversarea polilor magnetici are loc în câteva mii de ani, iar polaritatea normală sau inversă este apoi menţinută pentru perioade ce variază între 100 000 ani şi 50 milioane ani.Folosind rocile vulcanice, inclusiv cele situate de o parte şi de alta a riftului medio-atlantic, a fost întocmită scara schimbărilor de polaritate ale câmpului magnetic al Pământului (A. Cox, R. Dolli şi G. Dalrymple, 1963, 1965) pentru cel puţin patru milioane de ani (fig.2.10.). Timpul când câmpul magnetic a avut aceeaşi polaritate corespunde unei epoci (Gilbert, Gauss, Matuyama, Brünhes), iar diferitele schimbări de polaritate de durată mai mică din interiorul acestora corespund unor evenimente (Olduvai, Jaramillo etc.).

Evenim ente EpociPola ritateam agnetică

Jaram ilo

O lduva i

K aenaM am m eouth

GIL

BE

RT

GA

US

SM

ATU

YAM

AB

RU

NH

ES

Vârstam il. an i

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

N O R M A LĂ

IN V ER S Ă

BR

UN

HE

S

GIL

BE

RT

GA

US

S

MAT

UYA

MA

BR

UN

HE

S

R IFT

polaritate norm a lă po laritate inversă

N N N N

S S S S

GIL

BE

RT

GA

US

S

MAT

UYA

MA

A

B

A. Scara polarităţii geomagnetice; B. Epocile paleomagnetismului de o parte şi alta a riftului medio-atlantic

Tefrocronologia (lb. greacă: tephros = cenuşă). Este o metodă utilizată în studiul depozitelor cuaternare atât pentru stabilirea stratigrafiei, cât şi pentru datarea acestora. Cenuşile vulcanice (cu conţinut mineralogic şi chimic asemănător) intercalate în formaţiunile cuaternare constituie orizonturi reper ce pot fi clar identificate (sub raport chimic şi mineralogic), dar şi bine datate (prin metode radiometrice). Astfel, în toate turbăriile Patagoniei stratele de cenuşă vulcanică sunt datate la 10.000, 6.700, 2.300 şi 1.000 ani B.P. Depunerea lor a fost însoţită de mari incendii ale pădurii (ce au permis studii dendocronologice succesive), care au avut, fără îndoială, un mare rol în preistoria regiunii (A. Auer, 1960).

Această metodă a fost folosită şi în orizontalizarea şi datarea formaţiunilor cu resturi de hominide din Africa de Sud şi Africa de Est.

Dendrocronologia (lb. greacă: dendron = arbore). Metoda, care a fost pusă la punct de către A.E. Douglas (1920) în S.U.A., se bazează pe studiul inelelor de creştere ale arborilor ce au o mare longevitate. De exemplu Pinus aristata şi Sequoia gigantea în S.U.A, sau stejarul în Europa, care au permis datări de la 9.000 la 5.000 ani B.P. Fiecare inel anual este format din celule lemnoase mai mari, ce cresc primăvara, şi din celule mai mici, corespunzătoare anotimpurilor de vară şi toamnă. Verile mai umede produc inele de creştere mai groase, pe când verile secetoase micşorează mult dimensiunea acestora. Lăţimea inelelor de creştere este condiţionată în America de Nord de precipitaţii, iar în Scandinavia de temperaturile estivale. Metoda este folosită pentru datarea unor depozite cuaternare recente (istorice), dar mai ales pentru reconstituirea condiţiilor de mediu din timpul creşterii copacilor respectivi. Corelându-se inelele de creştere ale copacilor dintr-o succesiune stratigrafică din vestul S.U.A., s-a reuşit realizarea unei dendrocronologii ce se întinde peste aproape tot Holocenul.

Metodele arheologice. Sunt folosite pentru estimarea vârstei relative a formaţiunilor cuaternare, luându-se ca reper orizonturile care conţin culturi materiale ale căror caracteristici arată apartenenţa la o anumită epocă de dezvoltare a acestora.

STRATI-GRAFIE

EPOCI Culturimateriale

HO

LOC

EN

PO

STG

LAC

IAR

WU

RM

R-W

S U

P

E

R

I O

R

M E

D I

U

RIS

S

M

E

D

I

U

M-R

MIN

DE

LG

-MG

UN

ZD

-G

I N

F E

R I

O R

P

L

E

I

S

T

O

C

E

N

EPO C AISTO R IC Ă

E P OCAM ET.

F IE RB R O N Z

NEO LITICP

A

L

E

O

L

I

T

I

C

I

N

F

E

R

I

O

RSU

PER

IOR

C

L

A

C

T

O

N

I

A

NM

O U

S T

E R

I A

NTA

RD

E-

NO

ISIA

NA

B B

E V

I L

L I

A N

SO

LUTR

EA

N

AU

RIG

NA

CIA

NC

ULT

UR

A D

E P

RU

ND

(pe

bble

cut

ure

””)

L A

V O

I S

I A

N

A C

H E

U L

E I

A N

VADASTR AH AM A NG IA

1900

800

500

180

128

10

5

0P

VR

STA

Â(A

ni x

10

B.P

)3

Valoarea stratigrafică este mai puţin precisă deoarece în regiuni diferite evoluţia culturii materiale nu s-a realizat în acelaşi timp, începând mai devreme sau încheindu-se mai târziu. Totuşi, pe baza dezvoltării culturilor materiale din diferite regiuni ale lumii a rezultat scara cronologică arheologică (tabel 2.3.), fixarea în timp a resturilor materiale făcându-se prin metode radiometrice, sporopolinice şi biostratigrafice.

Metode pedologice. Se bazează pe analiza succesiunii orizonturilor de paleosoluri (corespunzătoare interglaciarelor sau interstadialelor) şi loessuri (glaciare sau stadiale), contribuind la cunoaşterea asociaţiilor climatice şi la orizontarea stratigrafică a Pleistocenului, îndeosebi a celui superior. Identificarea în cadrul acestor complexe stratigrafice a structurilor periglaciare (pene, involuţii) permite şi mai mult fixarea condiţiilor climatice şi a proceselor criogene care s-au succedat în timpul Pleistocenului, la periferia calotelor glaciare, adică în regiunile periglaciare. Corelate cu analizele sporopolinice (care stabilesc asociaţiile vegetale din timpul formării solurilor fosile), cu stadiile paleotemperaturilor rezultate din variaţia izotopilor de oxigen şi cu evenimentele paleomagnetice, s-a reuşit în ultima vreme stabilirea unor subdiviziuni cronostratigrafice regionale ale loessului şi paleosolurilor

E U R O P A

ALPI EUROPADE NV

EURO PACENTRALĂ

(Ungaria)

EUROPA DE EST

(Câmpia Rusă)

ASIACENTRALĂ(Tadjikistan)

CHINA(Luochuan)

HO LO C E N SO L R EC E NT SO L R ECEN T

LO E S S1 P K LO E S SU L

M A LA NLO E S S

II P K 1. S O L

LO E S S LO E S S

III P K 2. S O L

LO E S S LO E S S

IV P K 3. S O L

LO E S S LO E S S

V P K 4. S O L

LO E SS LO E S S

VI P K 5. S O L

LO E S S LO ES S

VII P K

LO E S S

VIII P K

LO E S S

IX P K

IX a

LO E S S

IX b

LO E S S

X P K

LO ES S22

21

2019

1817

1615

1413

12

11

10

9

8

7

6

5

abcd

e

4

3

2

1

729

440

297

251

195

128

13

SCA

RA

STR

ATIG

RA

FIC

Ă

H O LO -C EN HO LO C E N S O L R EC E NT

H1 H U M U SH2 H U M U S

L O E S S

L O E S S

M E ND E SU PE R.M F1 - M f2

B AS A HA R C D UB LUBD1 - B d2L O E S S

D EN EK A M P(STILLFRIE D B)

12

BA SA H A RC INF.BA

L O E S SM E N DE INF.

M B 1 -M b2

L O E S S

PA K SP he

EE M IA N

WA RTH E

TR E E NE

DR E NTH E LO E SS , N IS IP

SO L ALU V IA LD E P ĂD UR E

STRAT

DE

NIS IP

P d1

Pd2

L O E S S

PAK

S IN

F.

L O E S S

O R IZO N TU LPLATO VIA N

O R IZO N TU LM IK HA ILO V KA N

O R IZO N TU LM O R O ZO V K A N

O RIZO N TU LO K AN IAN

O R IZO N TU L

LIKH V IN IA N

O R IZO N TU LN IP R IAN

O R IZO N TU LO D IN ŢO V IAN

O R IZO N TU LM O SK O V IA N

O R IZO NTULM IKU LIN IA N

INFE

RIO

RM

ED

IU

SO LULBRIANS K

SU

PE

RIO

R

OR

IZO

NTU

L S

UP

ER

IOR

VA

LDA

IAN

SA

ALE

HO

LSTE

INIA

NC

RO

ME

RIA

N

ELS

TER

M E NA P IAN

W

U

R

M

W U R MR IS S -

GUNZ

GU

NZ

- MIN

DE

LMIN

DEL

MIN

DE

L-R

ISS

R I

S S

III

II

I

II

I-II

IP

L

E I

S

T

O

C

E N

M

E

D

I U

B

R

U

N

H

E

S

ALLE RO D..

BO LLIN G..

Subdiviziuni cronostratigrafice regionale ale loessului şi paleosolurilor

MULŢUMESC PENTRU ATENŢIE!

Conf. univ. dr. Marian ENE