Geografia Cuaternarului_prez Curs_marian Ene

7/28/2019 Geografia Cuaternarului_prez Curs_marian Ene

1/283

GEOGRAFIA

CUATERNARULUI

Tutore curs:

Conf. univ. dr.Marian ENE


2/283

DEFINIREA

TEMPORALI

STRUCTURALA

CUATERNARULUI


3/283

o rcire climatic major n urm cu circa 2 mil. ani

acumulri imense de ghea

fenomen repetabil de-a lungul istoriei geologice

fenomen cu importan deosebit n definitivareastructurii fizico-geografice a Terrei

fenomenul glaciarmanifestat direct sau indirect lanivelul Terrei

alternanele de faze consecine asupra componentelorde mediu

Cuaternarulapariia OMULUI


4/283

CUM A EVOLUAT

PMNTUL PNACUM?


5/283

PMNTUL GENEZ I EVOLUIE14-13 miliarde aniBig Bang-ul:ntr-o nanosecund (10-9 secunde) a rezultat un

Univers cu diametrul de sute de milioane de km


6/283

PMNTUL GENEZ I EVOLUIE

12-10 miliarde aniFormarea primelor galaxii cu stelen interior. Rol - gravitaia


7/283

PMNTUL GENEZ I EVOLUIE4,65 miliarde aniA luat natere Sistemul Solarntr-unul din braele galaxiei Calea Lactee,

cu proto-Soarelen centrul sunconjurat de protoplanete, planetoizi

4,6 miliarde ani Se formeaz sistemul de planete ca urmare a procesului de acreie:rezult patru planete telurice (Mercur, Venus, Pmnt, Marte) i patru planetege mari dimensiuni (Jupiter, Saturn, Uranus i Neptun) alctuite din elementeuoare.


8/283


9/283


10/283

4,63,8 miliarde ani (Hadean)Pmntulevolueaz de la stadiul de protoplanet la cel deplanet.


11/283

4,5 miliarde aniPmntul este lovit de un planetoid. Se formeaz Luna.


12/283


13/283


14/283


15/283


16/283


17/283


18/283


19/283


20/283


21/283


22/283


23/283


24/283

Era PROTEROZOIC 2 5 0 57 miliarde ani


25/283

Era PROTEROZOIC2,50,57 miliarde ani.


26/283


27/283


28/283


29/283


30/283


31/283


32/283


33/283


34/283


35/283

PALEOZOIC: 570 245 mil. ani (era pdurilor luxuriante de ferigi arborescente; era


36/283

( p g ;trilobiilor)


37/283


38/283

Orogeneza caledonian (450-400 mil. ani); Orogeneza hercinic (300-250 mil. ani)


39/283

g ( ) g ( )


40/283


41/283


42/283


43/283


44/283


45/283


46/283


47/283


48/283


49/283


50/283


51/283


52/283


53/283


54/283


55/283


56/283


57/283


58/283


59/283


60/283


61/283


62/283


63/283


64/283


65/283


66/283


67/283


68/283


69/283


70/283


71/283


72/283

GlaciaiuneaGondwanian (310-270 mil. ani)


73/283


74/283


75/283


76/283

MEZOZOIC: 24565 mil. ani(era reptilelor gigant)


77/283


78/283

Evenimente geostructurale i tectonice domin fenomenele dedistensie i cele de compresie


79/283

distensie i cele de compresie

TRIASIC


80/283


81/283

PLEOCLIMA


82/283


83/283


84/283


85/283

PlateosaurusCoelophysis


86/283

Phytosaur

Aetosaur

Desmatosuchus

Placerias


87/283


88/283


89/283


90/283


91/283


92/283

Conifere i cycadele


93/283


94/283


95/283


96/283


97/283

Amoniii


98/283

Crocodiliforme


99/283


100/283


101/283


102/283


103/283


104/283

Kentrosaurus


105/283


106/283


107/283


108/283

Juramaia sinensis


109/283


110/283


111/283


112/283


113/283


114/283


115/283


116/283


117/283


118/283


119/283


120/283


121/283


122/283


123/283


124/283


125/283


126/283


127/283

NEOZOIC: 65 mil. ani - actual(era mamiferelor i a apariiei hominidelor)


128/283

CRETACIC

Evenimente geostructurale i tectonice


129/283


130/283


131/283


132/283


133/283


134/283


135/283


136/283


137/283


138/283


139/283


140/283


141/283


142/283

Paleocen


143/283


144/283

Purgatorius


145/283


146/283


147/283

Oligocen


148/283


149/283


150/283


151/283

Pliocen


152/283


153/283


154/283


155/283

DEFINIREA

TEMPORAL


156/283

TEMPORALI

STRUCTURALA

CUATERNARULUI

o rcire climatic major n urm cu circa 2 mil. ani

acumulri imense de ghea


157/283

fenomen repetabil de-a lungul istoriei geologice

fenomen cu importan deosebit n definitivareastructurii fizico-geografice a Terrei

fenomenul glaciarmanifestat direct sau indirect lanivelul Terrei

alternanele de faze consecine asupra componentelor

de mediuCuaternarulapariia OMULUI


158/283


159/283

fluctuaii ale formaiunilor vegetale i animale

fluctuaiile au generat migraiii chiar extincii

diferene glaciar / interglaciar5 grade (oceane), 10 grade (continente)


160/283

g g g ( ), g ( )

migrarea latitudinal a principalelor zone geografice

semne de umanizare a Australopitecilor

desprinderea de dependena de natur acum circa 7.000 ani

dup ultima retragere a calotelordefinitivarea structurii, zonalitiii

etajrii mediului i peisajului geografic actual

CUATERNARUL este definit ca intervalul de timp caracterizat prindesvrirea evoluiei hominidelor i perfecionarea industriilor umane, prinmanifestarea celor mai ntinse calote glaciare i prin definitivarea structural iregional a mediilor naturale. Ca timp, reprezint cam 3% din durata Neozoicului


161/283

g p, pi numai aproximativ 0,04% din durata istoriei evoluieiPmntului (tabelul 1.1.).

1823 W. Buckland, n lucrarea Reliquiae Diluvianae, folosete pentru definirea depozitelorsuperficiale termenii: DILUVIU pietriuricorespunztoarePotopului, ALLUVIUM - mlurileiturba ce acoperpietriurile; convingndu-se de prezenaghearilorn Anglia,n anul 1838 renun laaceti termeni biblici;

1829 J. Desnoyers separn Bazinul Parisului depozite mai noi dectTeriarul (ele includeauns i depozite care s au dovedit ulterior a fi neogene);


162/283

nsi depozite care s-au dovedit ulterior a fi neogene);1833 H. Reboulinclude n depozitele mai noi dect cele teriare acele formaiuni care conin

resturi de fauniflorncnvia;1837 K. SchimperiL . Agassiz, nlucrri separate, acceptexistena unei EPOCI GLACIARE nGermania i, respectiv,nElveia;

1839 Ch. Lyell, apropiat clasificrii paleontologice, introduce termenul de PLEISTOCEN, pentrudepozitele care conin mai mult de 70% specii de molute reprezentaten fauna actual;

1846 Ed. Forbesconsiderc pleistocenul, interpretat paleontologic de Ch. Lyell, ar fi echivalentcu Epoca glaciar, dovedit stratigrafic i morfologic de K. Schimper i L. Agassiz, iar timpulpostglaciar este definit ca RECENT;

1846 H.B. Gein itzintroduce pentru prima dat termenul de CUATERNAR, dar cu rang de er,pentru a denumi timpul cnd s-au depus formaiunilePostteriare separate de J. Desnoyers;

1867P. Gervai sfolosete termenul de HOLOCENn locul celui de RECENT (Aluvium);1885CongresulInternaionalde Geologie de la Berl inatribuie Cuaternarului valoarea de perioad

n cadrul erei Neozoice istabilete ca subdiviziuni ale acestuia Pleistocenul i Holocenul; nu definete

clar limita dintre Neogen i Cuaternar;1910 M . Ginoux definete etajul marin CALABRIAN, pe baza stratotipului de la Le Castella,caracterizat prin apariia unei faune cu forme boreale, printre care i Arctica (Cyprina) islandica;

1948CongresulInternaionalde Geologie de la L ondraadopt ca stratotip profilul de la Le Castellai propune ca limita dintre Neogen i Cuaternar s fie plasat la baza etajului marin Calabrian;

1977Al X-lea Congres INQUA de la Birminghama adoptat drept stratotip al limitei dintre Neogeni Cuaternar profilul cu depozite ifaunmarin de la Vrica, situat la 16 Km nord-est de Le Castella.

Limita inferioar a Cuaternarului.Dac la sfritul secolului al XIX-lea locul Cuaternarului, ca a treia perioad aNeozoicului (Paleogen, Neogen, Cuaternar), fusese deja stabilit, n continuare

discuiile se concentreaz asupra stabilirii limitei dintre Neogen i Cuaternari,

i li it d t i C t l i D li it i f i C t l i d


163/283

implicit, a duratei Cuaternarului.Dar limita inferioar a Cuaternarului, doar pe

baza cunotineloracumulate pn la mijlocul secolului al XX-lea, s-a dovedit a

fi mult mai dificil de precizat pentru c:

la nivelul Cuaternarului ponderea cea mai mare o dein depozitele

continentale, care nu asigur pstrarea resturilor fosile, sau sunt lipsite de

asemenea documente paleontologice, fapt pentru care posibilitile

stratigrafice icorelrile interregionale au fost reduse;

depozitele continentale mai vechi, glaciare i interglaciare, au fost de

cele mai multe ori deranjate i amestecate cu formaiuni mai recente;

depozitele marine cuaternare sunt mai puin rspndite n domeniuluscatului, majoritatea lorrmnndncn bazinele marine i oceanice;

migrarea faunei marine i terestre a ngreunat stabilirea unor stratotipuri

edificatoare, iar, pe de alt parte, multe din speciile care au trit n Neogen

persist i n timpul Cuaternarului

Pentru a defini limita inferioar a Cuaternarului s-au folosit cinci criteriiindependente: paleofaunistice, paleobotanice, paleoclimatice,

paleomagnetice i antropologice.


164/283

Criter i i le paleofaunisticeau fcut apel la cele mai vechispecii de clim rece care auaprut n fauna marin icontinental. n ceea ce privetefauna marin, cele mai bune

informaii au fost furnizate dedepozitele celor mai vechi terase

marine situate pe coastele

peninsulei Calabria i insuleiSicilia din sudul Italiei, unde au

fost puseneviden profilele dela Le Castella, Vrica, Santa

Maria di Cantanzaro iFicarrazi (fig. 1.1.).


165/283


166/283


167/283

Stratigrafia depozitelor cuaternare

marine din Italia (dup G. Ruggieri ,R. Sprovier i, 1977; G. Ruggieri , 1979)


168/283

Limita dintre Neogen i Cuaternar este evideniat de extinciatreptat a mastodonilor(Anancus

arvernensis, Zygolophodon bersoni) i de apariia primelor elefantide (Archidiskodon

meridionalis), crora li se asociaz specii de rinoceri (Dicerorhinus merki), caii de tip arhaic

(Equus stenonius), cmila (Paracamelus alutensis), .a. De asemenea, unele specii de roztoare

au avut o evoluie foarte rapid n Pleistocenul inferior, cum este, de exemplu, genul


169/283

Allophaiomysn Europa de Vest.

Criter i i le paleobotanice,bazate pe analizele sporo-polinice, au evideniat schimbrieseniale n componena vegetaiei, legate, bineneles, de cele climatice. Pentru continentuleuropean s-a constatat c trecerea spre Cuaternar a fost marcat de dispariia arborilor termofili i

de predominana plantelor ierboase, n regiunile nordice, i de apariia elementelor stepice, n

regiunile mediteraneene.


170/283

regiunile mediteraneene.

Cri ter i i le paleocl imaticeadoptate pentru stabilirea limitei inferioare a Cuaternarului aun vedere rcirea sever a climei care a impus formarea, n cele dou emisfere, a unor imensecalote de ghea. Argumentele principale aduse se refereau, n principal, la modificareaasociaiilor floristice i faunistice, mai ales a molutelori foraminiferelor. Lmuriri importante

n acest sens au fost posibile prin folosirea metodei izotopilor de O18/O16, care au permis


171/283

determinarea temperaturilor apelor oceanice la diferite nivele stratigrafice ale Neogenului i

Cuaternarului. C. Emil iani, T. MayedaiR. Sell i(1961), analiznd profilul de la Le Castella, audemonstrat o rcire general a apelor de suprafa, de la 23-25C n Pliocenul trziu pn la15C n etajul Calabrian. Dar majoritatea cercettorilor arat c la limita Neogen-Cuaternar,acceptat la 2 milioane de ani, nu s-a manifestat o schimbare important de clim, faptdemonstrat i de studiile asupra evoluieiglaciaiunii, care au evideniatc fenomenul glaciar nueste strict limitat la Cuaternar pentru c:c mari calote de ghea aunceputsaparnc din Miocenul superior, acum 5 - 6 milioanede ani, n emisfera sudic, i din Pliocen, acum 3,5 milioane de ani, n emisfera nordic, iarcalotele glaciare arctice au depit cu 1/3 - 1/2 dimensiunile atinse n Pleistocenul superiorncdin timpul Pliocenului trziu, cu 2,6 - 2 milioane de aninurm(J.N. ShackletoniP.J. Kennett,1975);

c glaciaiunile din Sierra Nevada (S.U.A.) i din Islanda aunceput acum 3,2 - 2,7 milioaneani, iar cea din Anzi a fost datati ea la peste 2 milioane de ani (A.L . Frakes, 1979);c cea mai veche glaciaiunealpin, Biber, corespunztoare ca vrst etajului Pretiglian dinnord-vestul Europei, a fost stabilit la 3 - 2,5 milioane de ani (A.W. Berggren i A.J. VanCouvering, 1979).

Criteriile paleomagnetice, de fapt cronologiabazat pe schimbrile polaritii

paleomagnetice, nu aduc argumente n plus

referitoare la discuiile privind limita inferioar


172/283

p

a Cuaternarului, ci doarajut la plasarea n timp

a evenimentelor invocate n aceastproblem.

D.J. HaysiA.W. Berggren (1971) considerc

fenomenele de apariie sau de dispariie a

anumitor specii, care servesc drept baz pentru

determinarea limitei Neogen-Cuaternar, se leagde episodul paleomagnetic Olduvai ce s-a

desfurat n intervalul 1,9 - 1,67 milioane de

ani din timpul epocii Matuyama. Dei aceast

prere pare s fie acceptat de majoritatea

cuaternaritilor,existnsipreri care mping

nceputul Cuaternarului pn ctre sfritul

episodului Kaen (2,43 milioane ani) din epoca

paleomagnetic Gauss.

Criteriile paleoantropologice pornesc de la ideea c principala caracteristic aCuaternarului a fost consideratapariia omului, iar limita inferioar a acestei perioade

era pusnlegtur cu prezena primelor hominide.


173/283

CronologiaCuaternarului


174/283

O precizie mai mare n

definirea cronologiei

Cuaternarului prin vrste

absolute au introdus-o

determinrile prin metode

radiometrice, precum i

corelrile cu scara

polaritii paleomagnetice

(tabel 1 3 )

METODE


175/283

DECERCETARE

A

PALEOMEDIULUICUATERNAR


176/283


177/283


178/283


179/283


180/283

Formaiunile glaciare, alctuite din materiale detritice, sunt ns aproapecomplet lipsite de fosile. Astfel, aplicarea metodelor clasice alebiostratigrafiei, bazate pe evoluia faunelor i florelor, devine foartedificil pentru studiul depozitelor cuaternare, chiari numai pentru faptul


181/283

cn perioade att de scurtepuine specii noi au disprut.

Metode geomorfologice. Au avut i au nc un loc important n descifrarea icunoaterea reliefului i depozitelor cuaternare, n stabilirea dinamicii ghearilor, a relaiilordintre oscilaiileghearilori reliefurile fluviatile i marine. Prin cartarea i explicarea genetic atuturor formelor de relief create de agenii de modelare care au activat n timpul Cuaternarului(ghea,zpad,nghe,apcurgtoare,vnt.a.) geomorfologii au dat imaginea spaiali foarte


182/283

diversificat a reliefului cuaternar. Prin asemenea metode au fost puse n eviden: extinderea

ghearilorn raport cu morenele, legtura dintre formele acumulative i erozive i retragerea saunaintareaghearilor, raportul dintre terasele fluviatile i terasele marine i legtura acestora cufluctuaiileghearilorioscilaiile eustatice.

c A. Penck iEd. Brckner (1909) stabilesc, pe baza relaiilor geomorfologice istratigrafice dintre morenele, depozitele fluvio-glaciare i terasele fluviatile din Alpi primacronologie a glaciaiunii alpine. Cele patru glaciaiuni succesiveGnz, Mindel, Riss, Wrmrezult din existena celor patru serii de pietriurii terase existente pe marginea nordic aAlpilor i afluenilor principali de la izvoarele Dunrii. Terasele ipietriurile corespundfazelor aluvionare din timpul glaciaiunilor iar formarea vilor i tierea frunilor de teras


183/283

fazelor aluvionare din timpul glaciaiunilor, iar formarea vilor i tierea frunilorde terascorespund interglaciarelor.A.Pencka urmritn amonte cele patru serii de pietriuri de terasi a observat trecerea lor n morene cu grade diferite de alterare: terasele superioare trec nmorene mai vechi, mai alterate, gnziene i mindeliene, iar cele inferioare n morene mairecente, rissiene iwrmiene

Trecerea depozitelor de teras n depozite morenice(dupPenck i Brckner, 1909)

A L U V IU N I D E T E R A S

M O R E N E T E R M I N A LE

G u n z M i n d e lR i s s

W u r m

M i n d e l

G u n z

R i s s

W u r m

8 0 0

7 0 0

m

c Ch.Dpret (1923) propune o clasificare a teraselor marine din

bazinul Mediteranei i racordarea acestora cu terasele fluviatile, n raportcu glacio-eustatismul i glaciaiunile cuaternare (acumulare =


184/283

A d n c i r e (t ie r e a f ru n t i i d e t e r a s ) = r e g r e s iu n e = g l a c i a r 1 - D O N A U ; 2 - G U N Z ; 3 -M I N D E L ; 4 - R I S S ; 5 - W U R M

A c u m u l a r e = tr a n s g r e s i u n e = i n t e r g l a c ia r

5

S I C IL IA N 9 0 -1 0 0 m (D O N A U - G U N Z )

M I L A Z Z IA N 5 5 -6 0 m (G U N Z - M IN D E L )

T Y R R H E N I A N 3 0 -4 0 m (M I N D E L - R IS S )

M O N A S T I R IA N 1 5 -2 0 m (R I S S -W U R M )

1 2

3

4

cu glacio eustatismul i glaciaiunile cuaternare (acumulare

transgresiune= interglaciar). Prin aceasta se completeaz sistemul decorelare geomorfologic i geocronologic ntre sistemele de modelareglaciar, fluviatil i marin.

Cronologia teraselor marine din bazinul Mediteranei(dupDpret, 1923)

Metoda varvelor (argilelor rubanate).Fundamentat de geologulGerald de Geeriprezentat la Congresul Internaional de Geologie din 1910 de la Stockholm, const nnumrarea stratelor difereniate granulometric i coloristic depuse n lacurile i depresiunileproglaciare. Vara, cnd apele provenite din topirea ghearului sunt abundente, se acumuleaz unorizont predominant detritic (nisipuri), mai gros i mai deschis la culoare. n schimb, toamna ii d il d i i l l d d i il i l il


185/283

iarna, cnd aporturile detritice sunt mult sau complet reduse, n depresiunile i lacurile

proglaciare se decanteaz argile, mlurii materiale organice, ce formeaz un orizont mai subirei mai nchis la culoare. O pereche alctuit din dousecvene sedimentare, de vari de iarn,constituie o varv (fig.2.4.). Prin numrarea stratelor anuale (varvelor) G. de Geer (1912) faceprimele datri de vrst absolut a sedimentelor proglaciare (geocronologia varvelor), prinaceast metod stabilindu-se cu mult precizie fazele de retragere ale ultimei calote glaciarescandinave (fig.2.5.), apoi a celei din jurul Marilor Lacuri (America de Nord), Patagonia etc.

i a r n

v a r v a r v ( 1 a n )

F I N I -

G L A C I A R

G O T H I -

G L A C I A R

D A N I -

G L A C I A R

G E R M A N I -

G L A C I A R

S C A R A

S U E D E Z

6 0 0 0

8 0 0 0

1 0 0 0 0

1 2 0 0 0

1 4 0 0 0

1 6 0 0 0

1 8 0 0 0

a n i(a.Hr . )

B I P A R T I T IA C A L O T E I

S A L P A U S S E L K AII

I

S A N K T - P E T E R S B U R G

L A N G E L A N D

P O M E R A N I A

F R A N C K F U R T

B R A N D E N B U R G

Alctuirea unei varve

din dousecvene sedimentare

Cronologia retragerii

ultimei calote glaciare scandinave


186/283


187/283


188/283


189/283

Zo

n

e

stra

tig

ra

fice

Z o n e p a l i n o -

c r o n o l o g i c e

V rs ta

B.P.

P ond erea re la t i v

a v e g e t a t ie i

EN

SUB

ATLAN

TIC X

IX

1

O

O

O

2

000

F a g

Metoda sporo-polinic. Are n vedere apreciereacantitativ-statistic a grunilor fosili de spori i polen conservain formaiunile sedimentare, cu precdere turb, crbune, ml,argil. Prin stabilirea frecvenei diverselor specii de arbori de lacare au provenit sporii i polenul se reconstituie spectrulasociaiilor egetale dintr n an mit teritori pe ba a crora pot fi


190/283

Metoda a fost pus la punct de geologul suedez Lenard von Postcare, n anul 1916, la o ntrunire a naturalitilor scandinavi,prezint prima diagrampolinic rezultat n urma unor studiistratigrafice. Metoda, cea mai important n cunoaterea

evoluiilor mediilor vegetale, permite stabilirea unui cadrucronologic mai exact, bazat i pe evoluia climatelor, doar pentrutimpurile Tardiglaciarului i Postglaciarului.La nceput a fost folosit cronologia paleobotanic (Preboreal,Boreal, Atlantic, Subboreal, Subatlantic) propus de A. Blytt(1876), la care s-au adugat ulterior zonele palinocronologice,numerotate de la I la X, ale luiF. Firbas (1946) (fig.).

PO

STGL

AC

IAR

sau

H

OL

O

C

TAR

D

IG

LAC

IAR

S

SU

BBO

REAL

A

TLANTIC

B

O

R

EAL

PRE-

BO

R

EAL

D R Y A S

A L L E R O D

D R Y A S

B O L L I N G

D R Y A S

VI I I

V II

V I

V

IV

II I

II

Ic

Ib

Ia

O

PT

IM

C

LI

M

ATI

C

2

30

00

4

000

5

000

6

000

7

000

8

000

9

000

10

000

11

000

12

000

13

000

14

000

S t e j a r

P i n

asociaiilorvegetale dintr-un anumit teritoriu, pe baza crora pot fi

deduse condiiile climatice care au existat n timpul acumulriiorizontului sedimentar.

Cronologia Tardiglaciarului i Holocenului fixat pe baza evoluiei vegetaiei


191/283

Metoda radiometric. Este cea mai bun metod pentru determinarea vrsteiabsolute a unui eantion mineral sau organic, avnd la baz timpul de njumtire aizotopilor radioactivi. A fost inventat de fizicianul americanW.F. Libby (1949), care afolosit izotopul radioactiv C14, provenit din reacia neutronilorprodui de reaciilecosmice cu izotopul de azot (N14). Izotopul de C14 este absorbit din atmosfer de

14

7

14

6

14

6

14

7


192/283

corpurile organice i sepstreazn cantitate constantpn la moartea acestora, dupcare ncepe s se dezintegreze cu o perioad de njumtire de 5.73040 ani.Msurareaconinutului rezidual n C14 dintr-un corp organic permite calcularea vrsteisale. Datorit perioadei scurte de njumtire metoda radiometric ce folosete caizotop C14 poate fi folosit pentru dotripn la vrste de 5060.000 ani (tabel 2.2.).

Pentru stabilirea unor vrste mai mari se folosesc alte elementeradioactive a cror dezintegrare radioactiv este lent. Majoritate

rocilor conincantiti minuscule de elemente radioactive cum sunt

uraniu (U243), potasiu (K40), thoriu (Th230), rubiniu (Ru), care prin

d i t d t t f lt l t C d it l


193/283

dezintegrare gradat pot forma alte elemente. Cunoscndu-se ritmul

acestei dezintegrri se poate calcula vrsta rocilor prin msurareacantitii de elemente radiogenice, secundare, prezente azi n

asemenea roci.

Prin metode radiometrice au fost datate multe orizonturisedimentare cuaternare, reuindu-se o mai bun cronologie i

corelare regional a acestora. Prin convenie,dat de referin zero,

prezentul, a fost fixat la anul 1950, in mod obinuit valorile care

exprimvrstarespectiv sunt urmate de iniialele B.P. (lb. englez:before prezent =fa de prezent; de exemplu 73.500150 B.P.).

Metoda izotopilor de oxigen.Avndn vedere rezultatele excelente pe care le-a dat este tot mai mult folosit pentru determinarea paleotemperaturilor apelor marine dindiferite timpuri geologice, dar mai alesn timpul Cuaternarului.

Oxigenul se gseten natur sub forma a trei izotopi stabili O16 (99,76%), O17

(0,04%) i O18 (0,20%), varieti identice din punct de vedere chimic, dar cu greuti

atomice diferite


194/283

atomice diferite.

Chimistul american H. Urey(1947) a constatat cabundena relativ a izotopilor deO18i O16nmagazinain CO

3Ca din cochiliile foraminiferelor depinden mare msur de

temperatura apei marine, pstrnd proporia din timpul formrii acestora, iar proporia

(O18/O16) variaz indirect cu creterea temperaturii apei (fig. 2.7.). Stabilindu-se relaia

dintre proporia de O18/O16i temperatura apei marine actuale se pot calcula temperaturile

apelor oceanice din trecutul geologic prin msurarea proporiei de O18/O16 conservat n

CO3Ca din cochiliile foraminiferelor fosile. Compoziiile izotopice determinate suntexprimate prin O18 ():

3 0

2 5

2 0

1 5

1 0

5

0

-3 -2 -1 0 1 2

C

18

Descreterea abundenei relative a O18 odat

cu creterea temperaturii apei (dupUrey,

1951)

n urma determinrilorfcute pe carotele extrase depe fundul Oceanului Atlantic, C. Emiliani (1955),

apoiJ.N. ShackletoniN. Opdyke (1973) au realizatcurba variaiei O18 i a paleotemperaturilor apelormarine n ultimii 800.000 ani, identificnd 23 stadiiclimatice (numerotate de la 1 la 23), dintre care 11

Vrs ta

1 0

an i B .P.

G LA C IA R IN TE R G L A C IA R

Stadiic

lim

atice

Term

inale

I

II

1

2

3

4

5

0

- 128

O1 8

3

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


195/283

( ),

sunt reci, i au fcut unele aprecieri:c stadiile 1-18 corespund epocii

paleomagnetice Brunhes;

c stadiile 2,3,4, i 5 corespund ultimeiglaciaiuni (inclusiv substadiile 5a, 5b, 5c i 5d);c substadiul 5e aparine ultimului interglaciar;c

n epocapaleomagnetic Brunhes au avut loc8 glaciaiuni: 18, 16, 14, 12, 10, 8, 6 plus ultimaglaciaiune;c succesiunea alternativ evident glaciar-interglaciar a aprutn ultimii 800.000 ani.

II I

IV

V

V I

V II

V I I I

IX

X

6

7

8

9

1 0

11

1 2

1 3

1 4

1 5

1 6

1 7

1 8

1 9

2 0

2 1

2 2

2 3

- 2 5 1

- 3 4 7

- 4 4 0

- 5 9 2

- 7 5 0

Curba paleotemperaturilor cu stadiile paleoclimatice i terminalele glaciare

(dupShackleton i Opdyke,1973).


196/283


197/283


198/283


199/283

Tefrocronologia(lb. greac: tephros = cenu). Este o metod utilizat n studiul

depozitelor cuaternare att pentru stabilirea stratigrafiei, cti pentru datarea acestora. Cenuilevulcanice (cu coninut mineralogic i chimic asemntor) intercalate n formaiunile cuaternareconstituie orizonturi reper ce pot fi clar identificate (sub raport chimic i mineralogic), dari binedatate (prin metode radiometrice). Astfel, n toate turbriile Patagoniei stratele de cenuvulcanic sunt datate la 10.000, 6.700, 2.300 i 1.000 ani B.P. Depunerea lor a fost nsoit de


200/283

vulcanic sunt datate la 10.000, 6.700, 2.300 i 1.000 ani B.P. Depunerea lor a fost nsoit de

mari incendii ale pdurii (ce au permis studii dendocronologice succesive), care au avut, frndoial, un mare rol n preistoria regiunii (A. Auer, 1960).Aceast metod a fost folosit i n orizontalizarea i datarea formaiunilor cu resturi de

hominide din Africa de Sud i Africa de Est.

Dendrocronologia(lb. greac: dendron = arbore). Metoda, care a fost pus la punct de

ctreA.E. Douglas (1920) n S.U.A., sebazeaz pe studiul inelelor de cretere ale arborilor ce auo mare longevitate. De exemplu Pinus aristata i Sequoia gigantea n S.U.A, sau stejarul nEuropa, care au permis datri de la 9.000 la 5.000 ani B.P. Fiecare inel anual este format dincelule lemnoase mai mari, ce cresc primvara, i din celule mai mici, corespunztoareanotimpurilor de var i toamn. Verile mai umede produc inele de cretere mai groase, pe cnd


201/283

anotimpurilor de varitoamn. Verile mai umede produc inele de cretere mai groase, pe cnd

verile secetoase micoreaz mult dimensiunea acestora. Limea inelelor de cretere estecondiionat n America de Nord de precipitaii, iar n Scandinavia de temperaturile estivale.Metoda este folosit pentru datarea unor depozite cuaternare recente (istorice), dar mai alespentru reconstituirea condiiilorde mediu din timpul creterii copacilor respectivi. Corelndu-seinelele de cretere ale copacilor dintr-o succesiune stratigrafic din vestul S.U.A., s-a reuitrealizarea unei dendrocronologii ce se ntinde peste aproape tot Holocenul.

Metodele arheologice.

Sunt folositepentru estimarea vrstei relative a

formaiunilor cuaternare, lundu-se ca reper

orizonturile care conin culturi materiale ale

cror caracteristici arat apartenena la o

S T R A T I -

G R A F I EE P O C I

C u l t u r i

m a t e r i a l e

HOLOCEN

POSTGLACIAR

E P O C A

I S T O R IC

E P O C A

M E T .

F I E R

B R O N Z

N E O L I T I C

OR T

ARDE-

NOISIAN

NACIAN

V A D A S T R A

H A M A N G I A

1 0

5

0

P

VR

STA

(Anix

10

B.P

)

3


202/283

cror caracteristici arat apartenena la o

anumitepoc de dezvoltare a acestora.W

URM

R-W

S

U

P

E

R

I

O

R

M

E

D

IU

RIS

S

M

E

D

I

U

M-R

MINDEL

G-M

GUNZ

D-G

IN

F

E

R

IO

R

P

L

E

I

S

T

O

C

E

N

P

A

L

E

O

L

I

T

I

C

I

N

F

E

R

I

O

R

SUP

ERIO

C

L

A

C

T

O

N

I

A

N

MOUS

TE

RI

A

N

A

B

B

E

V

IL

L

IA

N

SOLUTREAN AU

RIGN

CULTURA

DE

PRUND

(pebblecuture

)

L

A

V

O

IS

IA

N

A

C

H

E

U

L

E

IA

N

1 9 0 0

8 0 0

5 0 0

1 8 0

1 2 8 Valoarea stratigrafic este mai puin

precis deoarece n regiuni diferite evoluiaculturii materiale nu s-a realizat nacelai timp,

ncepnd mai devreme sau ncheindu-se mai

trziu. Totui, pe baza dezvoltrii culturilor

materiale din diferite regiuni ale lumii a rezultatscara cronologic arheologic (tabel 2.3.),

fixarean timp a resturilor materiale fcndu-se

prin metode radiometrice, sporopolinice i

biostratigrafice.

Metode pedologice. Sebazeaz pe analiza succesiuniiorizonturilor de paleosoluri

(corespunztoare interglaciarelor sauinterstadialelor) i loessuri (glaciare saustadiale), contribuind la cunoatereaasociaiilor climatice i la orizontarea

E U R O P A

A L P IE U R O P A

D E N V

E U R O P A

C E N T R A L

( U n g a r i a )

E U R O P A

D E E S T

( C m p i a R u s )

A S I A

C E N T R A L ( T a d j i k i s t a n )

C H I N A

( L u o c h u a n )

H O L O C E N S OL R EC EN T S OL R EC EN T

L O E S S

1 P KL O E S S U L

M A L A N

L O E S S2

1

13

SCAR

A

STRATIGR

AFIC

H O L O -

C E NH O L O C E N S O L R E C E N T

H 1 H U M U S

H 2 H U M U S

L O E S S SUPERIOR

VALDAIAN

M

II I

A L L E R O D..

B O L L I N G..


203/283

asociaiilor climatice i la orizontarea

stratigrafic a Pleistocenului, ndeosebia celui superior. Identificarea n cadrulacestor complexe stratigrafice a

structurilor periglaciare (pene, involuii)permite i mai mult fixarea condiiilorclimatice i a proceselor criogene care s-au succedat n timpul Pleistocenului, laperiferia calotelor glaciare, adic nregiunile periglaciare. Corelate cu

analizele sporopolinice (care stabilesc

asociaiile vegetale din timpul formriisolurilor fosile), cu stadiile

paleotemperaturilor rezultate din

variaia izotopilor de oxigen i cuevenimentele paleomagnetice, s-a reuitn ultima vreme stabilirea unorsubdiviziuni cronostratigrafice regionale

ale loessului i paleosolurilor

I I P K 1 . S O L

L O E S S L O E S S

I I I P K 2 . S O L

L O E S S L O E S S

I V P K 3 . S O L

L O E S S L O E S S

V P K 4 . S O L

L O E S S L O E S S

V I P K 5 . S O L

L O E S S L O E S S

V I I P K

L O E S S

V I I I P K

L O E S S

I X P K

IX a

L O E S S

IX b

L O E S S

X P K

L O E S S2 2

2 1

2 0

1 9

1 8

1 7

1 6

1 5

1 4

1 3

1 2

11

1 0

9

8

7

6

5

ab

c

d

e

4

3

7 2 9

4 4 0

2 9 7

2 5 1

1 9 5

1 2 8

L O E S S

M E N D E S U P E R .

M F 1 - M f 2

B A S A H A R C D U B L U

B D 1 - B d 2

L O E S S

D E N E K A M P

( S T IL L F R I E D B )

1

2

B A S A H A R C I N F.

B A

L O E S S

M E N D E I N F.

M B 1 - M b 2

L O E S S

P A K S

P h e

E E M I A N

W A R T H E

T R E E N E

D R E N T H E L O E S S , N I S IP

S O L A L U V I A L

D E P D U R E

S T R A T

D E

N I S I P

P d 1

P d 2

L O E S S

PAKS

INF.

L O E S S

O R I Z O N T U L

P L A T O V I A N

O R I Z O N T U L

M I K H A I L O V K A N

O R I Z O N T U L

M O R O Z O V K A N

O R I Z O N T U L

O K A N I A N

O R I Z O N T U L

L I K H V I N I A N

O R I Z O N T U L

N I P R I A N

O R I Z O N T U L

O D I N O V IAN

O R I Z O N T U L

M O S K O V I A N

O R I Z O N T U L

M I K U L I N I A N

INFERIOR

MEDIU

S O L U L

B R I A N S K

ORIZONTULSUPE

RIOR

SAALE

HOLSTEINIAN

CROMERIAN

ELSTER

M E N A P I A N

W

U

R

W U R M

R I S S -

G U N Z

GUNZ

-MINDEL

MIND

EL

MINDEL-RISS

RI

S

S

II

I

II

I- II

I

P

L

E

I

S

T

O

C

E

N

M

E

D

I

U

B

R

U

N

H

E

S

Subdiviziuni cronostratigrafice regionale ale

loessului i paleosolurilor


204/283


205/283


206/283

GHEARII


207/283

IRELIEFUL

GLACIAR

GHEARII - rezultatul acumulriiipersisteneindelungatea unui strat gros de zpad ce se va transforma cu timpulnghea,un material solid-plastic, care sub impulsul propriei greuti se poatedeplasa prin curgere lent.

ntinderea, forma i dinamica ghearilor se afl sub influena


208/283

ntinderea, forma i dinamica ghearilor se afl sub influena

condiiilor climatice i a reliefului de sub ghear.

FORMAREA GHEII

CONDIII DE FORMAREacumulrile succesive de zpad la temperaturi sub sau n jur de 00C;ajuni la sol, fulgii de zpad se ngemneaz unii cu alii,formnd o mantie continu;sub efectul vntului i tasrii densitatea zpezii poate ajunge pn la 0 3 0 4 g/cm3;


209/283

sub efectul vntuluiitasrii, densitatea zpezii poate ajungepn la 0,3-0,4 g/cm3;transformarea straturilor de zpadnghea,trecnd prin stadiul intermediar de firn(nv).

Transformarea zpezii n firn se realizeaz prinmodificarea continu a densitiii a volumului de aer,nfuncie degrosimea stratului de zpad, de felul zpezii (uscat,umed)i decondiiile climatice, sub aciuneacombinat a insolaieii a presiunii.


210/283

Transformarea firnului n ghea se realizeaz princontinua compactizare a grunilor cristalini de ghea sub efectulcreterii presiunii asupra firnului prin acumularea continu azpezii. Astfel, prin creterea i unirea cristalelor de ghea, prineliminarea aerului (reducerea porozitii) i creterea densitii se


211/283

eliminarea aerului (reducerea porozitii) i creterea densitii, seformeaz o mas compact de ghea de culoare alb-lptoas, iarprin continuarea procesului ntr-o ghea alb-albstruie,transparent. Acest proces se petrece la adncimi de 70 - 80 m nregiunile polare i la 30 - 40 m n regiunile montane din zona

temperat.

n acest procesndelungat de transformare, pentru formareaunui metru cub de ghea sunt necesari cam 10 - 11m3 de zpad.

Formarea ghearilor a fost posibil numai deasupra limiteizpezilor permanente, unde cldura de var este insuficient pentrua topi toate precipitaiileczute sub form de zpad. Limita actual


212/283

p p p p

a zpezilor permanente oscileazntre 0 m la poli, i 4.600-5.000 mn regiunile ecuatoriale, iarn timpul Pleistocenului aceasta a fost cu600-1.500 mai cobort.

Gheaa de ghear astfel format, prin compactizarea icristalizarea firnului, se poate acumula pe grosimi variabile, nfuncie de clim,n toate regiunile de uscat, acoperind sau mulndrelieful preexistent. Ea se comport ca un corp solid-plastic ce sepoate deforma prin curgere sub impulsul gravitaiei sau al propriei


213/283

p p g p g p p

greuti, devenind astfel un important agent de modelare a reliefuluiprin procese de eroziune (dislocare, lefuire), transport i acumulare.


214/283

GHEARII MONTANI provin din acumulrile de gheanexcavaiile preexistente ale reliefului (vale, bazin de recepie, micidepresiuni de versant etc.). Dupmrimea zonelor de alimentare ide ablaieidup forma lor se cunosc mai multe variante (fig.):


215/283

Fig. Ghearii de munte: a. ghear suspendat de circ; b. ghear suspendat de versant; c. ghear de valesimplu; d. ghear de vale compus; e. ghear de culme: f. nunatak.

c ghearisuspendai, cu o cuverturgroas de firn, formain scobituri existentela partea superioar a versanilor,n apropierea crestei; depresiunile de acumulare ighearii pot avea form semicircular (gheari de circ) sau alungit (gheari deversant);ghearii sunt alctuii numai din zona de acumulare, fiind astfel lipsii de olimb de scurgere a gheii;


216/283

c

ghearide valela care zona de acumulare (circul glaciar), situat deasupra limitei

zpezilor permanente, de obicein bazinele de recepie,i zona de ablaie,liniar,situatn lungul vilor preglaciare, sunt bine exprimate; lungimea fluxului deghea (limba ghearului) depinde de intensitatea procesului de acumulare(transformarea zpeziin firn i apoi n ghea) i de grosimea gheii; ei pot fisimpli, alctuii dintr-o singurzon de alimentare i o singurlimb de ghea,


217/283

sau compui, cnd fluxul principal de gha (limba ghearului) este alimentat dinmai multe surse de acumulare apropiate;

c gheari de culme formai pe culmile montanenetezite (foste suprafee de nivelare), de unde gheaa se

scurge lateral, prin limbi scurte, suspendate deasupra

versanilor abrupi ce delimiteaz micul platou montan.


218/283

Suprafaa acestora este depn la civa km2.


219/283

Cnd grosimea masei de ghea depete cu mult 500 m, ajungndfrecvent la 2.0003.000 m ea acopernntregime relieful, care nu semai poate implica n dirijarea direciei de deplasare. n acest caz sevorbete de calotglaciar , aa cum sunt n prezent calotele glaciareantarctic (peste 12 mil. km2) i groenlandez (peste 1,7 mil. km2),


220/283

ambele cu grosimi de peste 3.000m.

Dac grosimea gheii este mai redus (200 - 500 m) micareaghearuluidoar muleaz suprafaa terenului, fr a reui s mascheze denivelrilereliefului. Este vorba de cmpuri de ghea (icefield). n aceastcategorie pot fi incluse cele dou mari cmpuri de ghea actual dinPatagonia (America de Sud) - Hielo Patagonico, de Sud i de Nord, cu


221/283

suprafee de 13.500 km2i, respectiv, 4.400 km2.

Creterea maselor de ghea s-a realizat atunci cndrcirea climatului a fost suficient de

puternic pentru ca ntregulcmp de ghea s rmn o zon de acumulare, trecndsuccesiv prin stadiile de cupol, cmp i calot. Atunci cnd cmpurile de ghea aurmas zone de acumulare, din care masa de ghea ncepe s se scurg n afara lor,acestea devin surse, nuclee sau centre de alimentare ale glaciaiunii respective. nfuncie de poziionarea lor fa de relieful preexistent (preglaciar) ele pot fi (L.


222/283

Lliboutry, 1965): areale, liniar-centrale, i liniar-asimetrice (fig.):

0

1

2

3

4

L

4

3

2

1

6

5

4

321

Nucleul

calotei

Nucleul calotei

Nucleul calotei

a

b

cMigraiali

nieide

separarea

calotei

Creterea calotelor de ghea. a-nuclee areale, b-nuclee

liniar-centrale, c-nuclee liniar-laterale

c

nuclee areale, unde masa de ghea se acumuleaz peun relief relativ neted sau uor depresionar; mai nti seformeaz numeroi gheari locali care se contopesc foarterepede ntr-un nucleu glaciar; acumularea se va face pe toat


223/283

suprafaacmpului de ghea, al crui centru va rmne o zonde nmagazinarepn ce acesta va atinge grosimea maxim deechilibru; este cazul nucleelor glaciare din America de Nord,

care prin extinderea lor, au dat natere calotei Laurentide;

0

1

2

3

4

L

Nucleul

calotei

a

nuclee liniar-centrale, n care calota foarte alungit,se dezvolt ncepnd de la un lan muntos central,foarte repede necat de ghea; n acest caz calota vaevacua gheai se va extinde n continuu de o parte i


224/283

4

3

2

1

Nucleul calotei

b

g p de alta a lanului muntos, timpul su de formare fiindaproape dublu fa de cazul anterior; n aceastcategorie poate fi inclus calota glaciar ce s-a format

nMunii Ural;

nuclee l iniar-laterale, cnd masa de ghea se formeazi sedezvolt pe lanuri muntoase care se gsesc pe margineavechilor socluri continentale. n aceast situaie calota se vaextinde asimetric, mai mult n domeniul uscatului continental,


225/283

6

5

4

321

Nucleul calotei

cMigraiali

nieide

separarea

calotei

unde este posibil acumularea i meninerea gheii, i maipuin n domeniul oceanic unde ghearul se destram iformeaz iceberguri; cel mai bun exemplu l-a constituitformarea calotei scandinave.

n general deplasarea prin curgere a maselor de gheacontinental este foarte lent. Pe anumite aliniamente, ns, seformeaz fluxuri de curgere, adevrate uvoaie uriae deghea (limbi de ghea) (icestrm = curent de ghea, lb.


226/283

danez), care se detaeaz din cuprinsul calotelor, cmpurilori cupolelor glaciare prin viteza de deplasare mai mare dect agheii din jur (0,11 km/an n calota antarctic, 16 km/ann calota groenlandez).

Aceste limbi uriae de ghea transport ctre marginea calotei cantitimari de ghea, n care sunt ncorporate i materiale morenice. n unelecazuri, cum este astzi coasta de vest a Groenlandei, cnd acestea ajungdirect n ocean, se fragmenteaz n buci uriae de ghea (iceberg=munte de ghea, lb. german), care plutesc n deriv sub influena


227/283

curenilor oceanici. n alte cazuri, cum sunt coastele Antarcticei, fluxurilede ghea se prelungesc mult peste apele mrilor epicontinentale, subforma unei platoe groase de ghea (fig. 5.3), formndghearii de elf(iceshelf), din care se desprind iceberguri de dimensiuni foarte mari, care

ajung uneori la peste 1.000 kmp. Odat cu topirea icebergurilor, pefundul mrilor i oceanelor se depun materiale morenice i blocurileeratice ncorporate n masa ghearului.

Ghearii intermediarisunt acumulri mari de ghea ce se formeaz nregiunile montane nalte, larg boltite, care ocup platourile sau culmilenetezite ale munilor. Suprafaa domurilor de ghea, de cteva sute dekm2, este mult mai extins dect a ghearilorde culme, avnt aspectulunor mici calote glaciare. Deplasndu-se de la centru spre periferie, masa


228/283

de ghea se scurge lateral prin mai multe limbi glaciare (eflueni), culungimi de civa kilometri, de-a lungul vilorce fragmenteazversaniimontani (fig.). Asemenea cupole glaciare se gsescn Alpii Scandinaviei,cum este cupola Jastendal cu suprafaa de 943 km2 darin unele insule

arctice sau antarctice.

Ghear de platou din care pornesc

lateral limbi glaciare.

Gheariide piemontse formeaz n areale montane nalte din regiunilecu clim rece, n care exist o alimentareputernic a bazinelor cu firn. nlimitele muntelui acetia sunt gheari tipici de munte ale crorfluxuri deghea se deplaseaz sub form de limbi n lungul vilor. La bazamuntelui limbile ghearilorse mprtie lateral sub forma unor evantaie,


229/283

ajungnd cu timpul s se uneascntre ele is formeze un ntinscmpde ghea, care prin poziia sa poart numele de ghear de piemont(fig.). n prezent sunt frecveni pe coasta Pacificului a peninsulei Alaska,ghearul Malaspina (3.800 kmp) fiind cel mai cunoscut.


230/283

n afara ghearilormontani i continentali, care provin din metamorfozarea zpezii, mai

existgheari marini, cunoscuii sub numele de banchiz, care rezult din ngheareaapei de mare. Din cauza salinitii ridicate (circa 35) temperatura de ngheare a apeieste mai cobort,n jur de1,9C. Banchiza are grosimi relativ mici, 3 - 4 m. n timpulverii banchiza se dezmembreaz,rupndu-se nbuci mai mari sau mai mici ce plutesci se deplaseaznderiv sub influenavnturiloricureniloroceanici. Acesteplatoe


231/283

de ghea acoper n prezent apele Oceanului Arctic i o parte din mrile din jurulAntarcticii.

Micareaghearilor

Aflndu-se sub o mare presiune, exercitat de propria sa greutate, gheaa capt nsuiri

plastice, cele mai importante fiind deformarea i curgerea plastic. Mrimeadeformaiilor sau curgerii depinde de proprietile fizice ale masei de ghea (stratificare,plasticitate, temperatur).

n regiunile montane, unde nclinarea patului ghearului este foarte mare, n afar de


232/283

n regiunile montane, unde nclinarea patului ghearului este foarte mare, n afar decurgerea plastic, n micarea ghearului o importan esenial o are i fora gravitaional.Atunci cnd limita de plasticitate este depit, iargheaareacioneaz ca un corp solid - rigid, nmasa acestuia se formeazcrpturii rupturi, longitudinale sau transversale (crevase). Ele aparn urma variaiei vitezei de curgere (mai mare n partea median a ghearului), sauneregularitilorreliefului subglaciar, a modificrii grosimii gheii. Asemenea crpturidirijeaz

apaprovenit din topirea zpeziiigheiifavoriznd formarea cursurilor supraglaciare, inglaciarei subglaciare, cu rol deosebit n transportul i acumularea materialelor fluvio-glaciare.Dinamica ghearilor continentali se deosebete mult de cea a ghearilor montani. Sub

presiunea masei de ghea straturile inferioare ale acestora ajung la o plasticitate mai mare i sedeplaseaz radiar, ctre marginile calotei glaciare. Existsituaiin care, prin procesul de frecarece are loc n timpul deplasriigheii,s se ridice temperatura la baza ghearului peste punctul de

topire, fapt ce favorizeaz geneza morenelor de fund i a cursurilor subglaciare. n zona central acalotei (zona de acumulare), unde grosimea i presiunea gheii este foarte mare, predominprocesele de exaraie, iar n regiunile periferice ale acesteia (zona de ablaie), predominantermn procesele de acumulare glaciari fluvio-glaciar.

Bilanulghearilor

Gheariii au originea n regiunile unde acumulrile de zpadigheadepescpierderile. De aici, prin presiune i curgere plastic, gheaa se deplaseaz ctreregiunile mai coborte, terminndu-se acolo unde pierderile depesc acumularea.Prin urmare bilanul unui ghear reprezint suma algebric a cantitilor de ghea


233/283

acumulate i a celor evacuate, fapt pentru care ghearul, indiferent de tipul, forma iregiunea n care se afl, seprezint ca un sistem natural deschis, cu intrriiieiri.Acest sistem dinamic este controlat de:

acumularea masei de ghea,asiguratn principal deprecipitaiile sub form dezpad i care se menin de la un an la altul, la care se mai adaug avalanele,

zpadatransportat de vnt,renghearea apeiprovenit din scurgere; pierderea masei de ghea, ca rezultat al ablaiei-topire, evaporare, distrugeremecanicn partea frontal a ghearului etc.; micarea sau scurgerea ghearului, prin care se asigur transferul masei de gheade-a lungul unui ghear i care depinde de proprietile fizice ale acesteia(plasticitate, presiune, temperatur, stratificare).

Linie

dee

Zona de acumulare

n funcie de aceti parametri dinamici n corpul unui ghear se distingdou zone: de acumulare i de ablaie, separate de linia de echilibru(fig.).


234/283

Vectori ai deplas ii rii ghe i materialului morenaic

Ap ie, cursuri de ap ii de percola n corpul ghe

Patul de roc arului al ghe

Materi alul morenaic

echilibru

Zona de ablaieSubzona zpezii uscate Subzona de percolaie

Fig. Zonele de acumulare i ablaie ale unui ghear.

Zona de acumulare este situat deasupra sau n apropierea izotermeide 0C din timpul verii, motiv pentru care aproape ntreaga cantitatede zpad,provenit dinprecipitaii,avalane sau din spulberarea dectrevnt, se acumuleazi este supus procesului de transformare nfirn i apoi n ghea. Odat cu acumularea crete presiunea i


235/283

plasticitatea gheii, aceasta ncepnd s se deplaseze prin curgereplastici glisare n afara zonei de acumulare.





Linie

deechilibru

Zona de acumulare


Zona de acumulare cuprinde dou subzone mai importante:c subzonazpeziiuscatecu temperaturi medii lunare tot timpul

anului sub 0C, fapt ce explic lipsa apei provenit din topire, aiciprocesul de metamorfozare a zpeziinghea fiind mai lent;c subzona depercolaie se afln apropierea zonei de ablaiei


236/283

se caracterizeaz prin temperaturi medii pozitive ale lunilor de var,motiv pentru care are loc topirea temporar a zpeziii a gheii dincare rezult apa depercolaie; aceasta ajunge n masa ghearului underenghea sau dnatere cursurilor de ap supraglaciare, inglaciare i

subglaciare cu rol de eroziune, transport i acumulare fluvio-glaciar,prezente att la ghearii montani cti la cei continentali.




Materialul morenaic

Liniedee

chilibru

Zona de acumulare



237/283

Linia de echilibru separ zona de acumulare de zona de ablaie imigreaz n funcie de bilanul pozitiv sau negativ al ghearului. Chiardac nu corespunde n totalitate cu linia firnului sau cu limita zpezilor

persistente, ea se afl undeva n apropierea acestora.

L


238/283





L

inie

deechilibru

Zona de acumulare


c Ghearulstaionar(n echilibru), care se poate forma nsituaiacnd totalul acumulrii nete i totalul ablaiei nete sunt egale. Echilibrulse menineatta timp ctgheaapierdut prin ablaie este nlocuit de ceascurs din zona de acumulare. n aceste condiii lungimea i grosimeaghearului rmn constante, linia de echilibru nu sufer modificri


239/283

semnificative, iar procesele predominante sunt cele de transport iacumulare. Acestea din urm, atunci cnd regimul ghearuluirmnenechilibru o perioad mai mare de timp, sunt favorabile acumulriimorenelor de suprafa, iar pe frontul ghearului a morenelor terminale,

de mari dimensiuni. De asemenea, materialul furnizat cursurilor de approglaciare este abundent. Se pare c marile lanuri morenice pleistocenedin America de Nord i Europa s-au format ncondiii de echilibru, destagnare, a calotelor glaciare;

Ghearul activ(bilan pozitiv)se realizeaz prin reducerea ablaiei iextinderea zonei de acumulare n timpul verii. Acum, cndnmagazinarea de ghea este mai mare n zona de acumulare, are loc untransfer masiv ctre zona de ablaie, ce i reduce arealul, fapt pentru carese produce coborrea liniei de echilibru i naintarea ghearului.


240/283

Procesele predominante sunt cele de exaraie i transport, cnd maricantiti de materiale, smulse de ghear sau ajunse pe ghear (pringelifracie,avalane sau eolian), sunt transportate la distane foarte maride locul lor de origine;

c Ghearulde retragere(bilannegativ)consemneaz extindereazonei de ablaie n detrimentul zonei de acumulare, timp n care

pierderile de ghean zona de ablaie sunt mai mari dect cantitatea deghea transferat din zona de acumulare. Linia de echilibru se retrage,iar masa de gheai limba ghearului sunt ndescretere. Prin topirea i


241/283

retragerea frontului ghearului sunt puse n loc mari cantiti de materialemorenice aflate pe i n corpul ghearului, din care rezult morenele defund, morenele de retragere stadiale sau anuale, drumlinurile, precum imateriale fluvio-glaciare ncorporaten masa ghearului.

n timpul deplasrii, masa de gheaefectueaz, ca ialiageni exogeni,o intens activitate de eroziune (exaraie), transport i acumulare, la carese adaug activitatea apelor provenite din topirea gheiiizpeziii care

Relieful creat de gheari


242/283

acioneaz la suprafaa (supraglaciare), n interiorul (inglaciare) sau labaza masei de ghea (subglaciare), dar i n faa frontului ghearului(proglaciare). Prin aceste procese morfogenetice rezult forme de reliefde eroziune i acumulare, difereniate ca amploare i fizionomie la

ghearii montani ighearii continentali, dar care namndou cazurile,n majoritatea lor, cu excepia celor proglaciare, sunt puse n evidennumai dup retragerea ghearilor.

Intensitatea proceselor glaciare este condiionat de:c grosimea ghearului, prin care acesta exercit presiuniasupra patului saupereilorlaterali;c plasticitatea masei de ghea, care la temperaturi sub 24Cdevine mai rigid, mai dur, funcionnd ca un material abraziv


243/283

pentru rocile moi, alterate i dezagregate;c viteza de deplasare a gheii, care la rndul ei este controlatde plasticitate i de panta patului de curgere;c procesele de gelifracie care au loc pe patul subglaciar, pe

pereii laterali (n cazul ghearilor montani) i pe versaniisupraglaciari

Relieful de eroziune (de exaraie). Este bine exprimat n regiunimontane ocupate n timpul Pleistocenului de gheari, ale cror limbiatingeau lungimi de 8 10 km pn la 200 km. n urma proceselorcombinate de exaraie i gelifracie au rezultat: striaii glaciare, carearat direcia de curgere a ghearului; roci lefuite (spinri de


244/283

berbeci) (fig.); circuri glaciare (de versant i de vale); vi glaciare ivi glaciare suspendate n lungul crora se individualizeaz praguriglaciare separate de excavaii de exaraie; fiorduri (foste vi glaciareinvadate de mare dup topirea ghearilor); custuri i vrfuripiramidale, situate deasupra ghearilor i modelate predominant prin

procese de gelifracie inivaie; ei de transfluen.

Gelivaie

Ghear

N

VnR

d

d

d

r

Vvn

Roca

n

N

Rd

d

Reprezentare schematic aformrii unei roci mutonate(spinare de berbec) (dup H.Carol, 1947). N. presiuneagheii

asupra patului deroc; R. frontde atac; Vn. vitezanormal de

alunecare agheii; d. presiunea

hidrostatic; n . presiunearedus

la nivelul rocii; r. impact local

redus asupra frontului de atac

n spaiile continentale modelate de marile calote glaciarepleistocene relieful de eroziune este mai puin spectaculos i se gsetedoar pe spaii restrnse. El caracterizeaz n mod deosebit zonele dealimentare ale calotelor glaciare i cupolelor glaciare. Cele maiimportante forme de relief sunt: platourile sau cmpiile de exaraie,

d l


245/283

uorvlurite,lefuite sau cu striaii ce indic deplasarea ghearului,i depresiunile de exaraie.

Relieful de acumulare.

El este constituit din material clastic, de la argilpn lapietriurii blocuri, rezultat mai ales n urma proceselor de eroziune glaciar peflancurile i fondul masei de ghea,crora li se adaug material provenit

pe cale eolian, din gelifracie i avalane. Aceste materiale ajung pe


246/283

suprafaaghearului sau sunt ncorporatengheari se deplaseazodatcu el, uneori la distane foarte mari, timp n care sunt frmiate, fasonatesau scrijelite. Lor, materialelor de ghear, ct i formelor de reliefrezultate prin acumularea n timpul topirii ghearilor, li s-a atribuittermenul de moren (J.V. Charpentier, 1841), care are deci o dublsemnificaie morfologic i geologic (formaiune sedimentar deorigine glaciar, pentru care nrile anglo-saxone se ntrebuineaz maimult denumirea de till).

O parte din materialul morenic poate fi preluat, transportat i

sedimentat de cursurile de ap provenite din topirea gheiiizpezii,attnspaiul ocupat de ghear(interglaciar), ctinfaa frontului acestuia(proglaciar). Sunt depozitele i formele de relief fluvio-glaciare.

Relieful de moreneeste mult diversificat datorit modalitilor detransport i de sedimentare i dinamicii masei de ghea

Dls

Csp

Csp


247/283

MT

LP

MF

DMR

MF

MT

E

E

KCS

CP

CP

K

MR

MR

Csb

Dls

CPCP

CS

CI

Csb

CI

Csb

Csp

Relieful de acumulare glaciar i fluvio-glaciar de calot: Csp= curs supraglaciar ; CI =curs in traglaciar ;Csb=curs subglaciar; Cp=curs proglaciar; LP=lac proglaciar; Dl s=Depresiunelacustrsupraglaciar;

MT=moren terminal;MR=moren de retragere(recesional);MF=moren de fund (acoperire);

D=drumlin;CS=cmpie de sandre; E=esker(s); K=kama.


248/283

Morenele de retagere(de recesiune) sunt sedimentate n timpul retageriigenerale ce a precedat dispariia ghearilor de calot, frontul acestoranregistrnd, datorit ritmului sezonier (anual) sau de mai lung durat(stadial) n alimentarea gheii, cteva momente de staionare. Ele aurmas nscrise n relief sub forma unor fii morenice discontinue, cu

i i (1 3 ) l l l l t i l


249/283

nlimi mici (1-3 m) i,n general, paralele cu morenele terminale.

MT

LP

MF

DMR

MF

MT

E

E

KCS

CP

CP

K

MR

MR

Csb

Dls

CPCP

CS

CI

Csb

CI

Dls

Csp

Csp

Csb

Csp


250/283

Drumlinurile, alte forme ale reliefului de acumulare glaciar, apar sub aspectul unor coline

alungite, constituite din material morenic depus n timpul retragerii ghearului ntre moreneleterminale sau de retragere. Ele sunt alungite n sensul de micare a gheii, axa lor mare fiindaproape perpendicular fa de valurile morenice. Dimensiunile lor sunt foarte variate: ctevasute de metripn la 2-5 km lungime, 100-120 m lime, 5-30 m nlime. Studiul compoziieiistructurii drumlinurilor a dus la concluzia general c aceste movile aproape elipsoidale s-auformat sub masa de gheaaflatnmicare, din materialul morenei de fund care coninea mari

i i d d t it


251/283

cantiti de detritus.

MT

LP

MF

DMR

MF

MT

E

E

KCS

CP

CP

K

MR

MR

Csb

Dls

CPCP

CS

CI

Csb

CI

Dls

Csp

Csp

Csb

Csp

Relieful f luvio-glaciareste rezultatul aciunii apelor provenite din topirea gheiiizpezii, care

se formeaz pe sau n corpul ghearului. Ele spalitransport materialul morenic il depun nlungul cursurilor (acumulare intraglaciar) sau la ieirea de sub ghea, n faa frontuluighearului(acumulri proglaciare).

Esker-ul(s)are aspectul unei culmi alungite inguste,asemntoare terasamentelorsau digurilor, ramificate sau sinuoase, fiind constituit din aluviunile acumulate n lungul canalelorde ap intraglaciare. Esker-ul se alungete pe distane de cteva sute de metri pn la zeci de

kil t i l d t h l i l i i d 20 200 i l i i d 5 50


252/283

kilometri n sensul de retragere a ghearului, are limi de 20-200 m inlimi de 5-50 m.

MT

LP

MF

DMR

MF

MT

E

E

KCS

CP

CP

K

MR

MR

Csb

Dls

CPCP

CS

CI

Csb

CI

Dls

Csp

Csp

Csb

Csp

Esker-ul(s)


253/283

Kamaseprezint sub forma unei movile cu nlimi de 10-12 m, uneoripn la 50 m.

Se compune din orizonturi stratificate de nisip argilos iargil, remaniate din materialulmorenic, n amestec cu detritus grosier, angular, provenit direct din morene.Sedimentarea lor s-a fcut n cuvete lacustre situate pe suprafaa sau n interiorulghearilor,ndeosebin zona lormarginal. Dup topirea ghearilor aceste acumulridin lungul cursurilor de ap (esker) sau din lacuri (kama) rmn peste relieful

subglaciar totdeauna spatele morenelor terminale


254/283

subglaciar, totdeauna n spatele morenelor terminale.

MT

LP

MF

DMR

MF

MT

E

E

KCS

CP

CP

K

MR

MR

Csb

Dls

CPCP

CS

CI

Csb

CI

Dls

Csp

Csp

Csb

Csp


255/283


256/283

Acumulrile lacustro-glaciare au loc n lacurile formatenfaa frontului ghearuluiin spatele morenelor de recesiune. Ele suntalimentate de apele provenite din topirea gheii sau din cursurile fluvio-glaciare. n acumulrile acestor lacuri proglaciare se constat ostratificaie orizontal ritmic, formate din succesiunea unor orizonturii i d ti l ii d t l d bl i i il


257/283

nisipoase, depuse n timpul verii de ctre apele de ablaie, i argiloase,depuse n timpul iernii provenite din aluviunile n suspensie. Aceastdepunere ritmic, condiionat de oscilaiile climatice anotimpuale,

formeazstratificaiatipic de argile rubanate sau n varve,folositn datarea stagnrii sau retragerii fronturilor glaciare pleistocenedin Europa de Nord i din America de Nord. Dupdispariiaghearilor, o

parte din lacurile proglaciare au fost colmatate i transformate ncmpurisau cmpii lacustro-glaciare, situate nspaiile dintre morenele terminale

sau cele de recesiune.

Creast (Custur)


258/283

Horn


259/283

Circ glaciar i neve


260/283

Circ glaciar, limb glaciar, creast, ei de transfluen


261/283

Bloc eratic


262/283

Esker


263/283

Fiord


264/283

Striaii glaciare


265/283

Ghear de piemont


266/283

Vale glaciar, umeri glaciari, gheari suspendai de versant, creste secundare


267/283

Iceberg


268/283

Curs subglaciar


269/283

Prag glaciar


270/283

Cmp de ghea


271/283

Curs supraglaciar lateral


272/283

Zolii


273/283

Moren lateral


274/283

Morene (laterale, mediane, interne)


275/283

Moren terminal


276/283

Cmpie de sandre


277/283

Roc mutonat (Spinare de berbec)


278/283


279/283

Ghear de pietre


280/283

Seracuri


281/283

Vale glaciar complexa


282/283

V

MULUMESC


283/283

MULUMESC

PENTRU

Geografia Cuaternarului_prez Curs_marian Ene

Documents

Transcript of Geografia Cuaternarului_prez Curs_marian Ene