DEPUNERILE EOLIENE DIN ZONA PERIGLACIARA

DEPUNERILE EOLIENE DIN ZONA PERIGLACIARA

De aceasta problema s-a ocupat foarte mult A. Cailleux.

Nu este nici o indoiala ca vantul a avut o actiune extrem de importanta in timpul pleistocenului. Efectele sale au putut sa fie recunoscute in rocile slefuite, ca si in granulele de cuart fine cu forme caracteristice - rotunjite si mate. In regiunea marginala a calotei glaciare din nordul Poloniei si Germaniei s-a constatat un mare procent al granulelor de cuart depuse in urma actiunii vantului chiar din primele etape ale pleistocenului spre deosebire de cele subiacente din Pleistocen, care au alta natura.

Deflatia este actiunea de spulberare si de sortare a dezagregarilor fine de la suprafata rocilor.

Loessul

Loessul trebuie privit ca o roca produsa in urma unui efect indirect al glaciatiunii asupra mediului inconjurator, dar aceasta teorie nu poate sa fie generalizata pentru loessul de pe intreaga planeta.

Loessul este o roca de origine continentala de culoare brun-deschis, cu nuante cenusie, rosiatica sau cafenie, cu structura poroasa, fiind format din granule de mici dimensiuni de 0,05-0,005 mm. Numele sau este de origine germana (din regiunea Rinului) -'lose' care se poate traduce prin 'cel care se desface usor', 'afanat' etc.

Din punct de vedere petrografic, loessul este un nisip foarte fin, prafos, cu aport substantial de calcar (silf). In general este nestratificat si strabatut de nenumarate canale capilare verticale, ceea ce confera depozitelor de loess desprinderi masive verticale si aparitia unor pereti abrupti. Compozitia sa mineralogica este in general urmatoarea: 60-70% cuart, 10-30% calcar; 10-20% silicati de oxid de aluminiu (feldspat, mica etc). Dintre mineralele grele, loessul contine mai frecvent granatul, epidotul si hornblenda.

Loessul este una din cele mai raspandite roci de pe glob. In Asia Centrala ocupa suprafete impresionante si grosimi care pot ajunge la 500 m, el formandu-se si azi sub ochii nostri.

Desigur ca in astfel de regiuni originea loessului are la baza alte cauze decat cele din America de Nord si Europa, unde in cea mai mare parte poate sa fie pus in legatura cu glaciatiunea pleistocena. Trasatura comuna care leaga cele doua tipuri de loess este ariditatea climatului si vantul (deflatia) chiar daca intr-un caz este o ariditate calda, iar in celalalt o ariditate rece. Deci, asa cum spunea Grahmann, pot fi deosebite doua tipuri principale de loess: continental si glaciar.

Daca ar fi sa ne referim la loessul din Europa de vest si centrala, vom remarca ca exista o fasie care incepe de pe coasta bretana, trece peste bazinul Parisului si sudul Belgiei, traverseaza Germania centrala si de sud, Silezia, Boemia, apoi acopera partea de sud a Poloniei, Ungaria, Romania, sudul Rusiei si Ucraina (fig. 62). Altitudinea pana la care urca loessul in aceste regiuni nu depaseste in medie 600 m. Trebuie avut in vedere ca in multe regiuni loessul nu se mai gaseste in regiunea initiala de depunere, pentru ca datorita ploilor, zapezilor, vantului si proceselor de solifluxiune adesea loessul a fost redepus. Solifluxiunea este de fapt deplasarea lenta a partii superficiale a solului dezghetat si inmuiat, pe un substrat inghetat, in conditiile unor pante cu inclinare redusa. Se observa ca in Europa loessul lipseste adesea pe versantii expusi spre vest unde a suferit procese de redepunere sub influenta vanturilor de vest. De asemenea, de multe ori loessul s-a depus pe versantul cu fata sub vant, adapostit de vant, cum se intampla si cu zapada in zona montana.

Fig. 62 - .Raspandirea loessului in Europa (dupa R.F. Flint, 1.971)

Multi cercetatori, incepand cu F. Richthofen, au incercat sa explice originea glaciar-eoliana a loessului. Materialul care ar sta la originea loessului s-a considerat ca este reprezentat de malurile fine lasate de ghetari, care, preluate de vanturile de vest, ar fi fost purtate si redepuse sub forma loessului. Aceasta inseamna ca, prin constituientii sai petrografici, loessul este de origine alogena si deci nu ar fi un produs autohton de dezagregare si scurgere, dupa cum au fost lansate unele ipoteze. Dintre cele mai importante argumente ale originii eoliene ca factor de depunere si glaciara ca sursa de material s-a adus cantonarea loessurilor in preajma vechilor centre ale glaciatiunii pleistocene (Alpi, Pirinei, Carpati, calota scandinava), prezenta in structura loessului a unor moluste terestre {Pupa muscorum, Succinea oblonga, Helix hispida) si resturile fosile ale unor mamifere de clima rece {Elephas primigenius, Rhinoceros tichorhinus etc.) Pentru retinerea prafului de loess, transportat de vant, cel mai favorabil era peisajul cu vegetatie saracacioasa, asa numita 'tundra de loess', care a stapanit in perioadele glaciare Europa centrala si vestica. Era vorba de niste campuri intinse cu ierburi si muschi, extrem de rar cate un arbust. J. Budel a aratat ca limita padurilor in Pleistocen a ramas tot timpul la sudul ariei de formare a loessului. De altfel, el vorbeste de o 'tundra de loess', de o 'stepa de loess' si de o 'stepa forestiera de loess'.

Dupa ce praful de loess s-a acumulat si exista conditii propice pentru a ramane pe loc, atunci este supus unor procese diagenetice (totalitatea transformarilor climatice, mineralogice, structurale si de textura pe care le sufera sedimentele in cursul consolidarii lor dupa ce au pierdut legatura cu mediul de origine) care duc la formarea loessului propriu-zis. Printre aceste procese diagenetice se inscriu: migrarea calcarului, care se face cel mai bine intr-un climat arid; invelirea particulelor de loess cu carbonat de calciu care produce uniformizarea dimensiunilor granulelor in medie intre 0,01-0,05 mm. Aceasta este cauza marii uniformitati granulometrice a loessului. Pe acest fond se produce alterarea umeda argiloasa (in epocile de ameliorare climatica - interglaciare, interstadiale) ce duce la levigarea carbonatului de calciu din stratele superioare ale solului care se formeaza in aceste perioade si va deveni ulterior un sol fosil sau paleosol.

Originea depozitelor de loess dintr-o serie de depuneri initiale glaciare a fost demonstrata uneori si prin analize granulometrice, care au indicat scaderea marimii particulelor cu cat ne indepartam de locul de origine al materialului, pe directia dominanta a vantului.

Loessul pleistocen a fost probabil depus in fazele maxime de ariditate si racire din timpul perioadelor glaciare. Prin urmare, ne putem astepta ca fiecarei perioade glaciare maxime din Cuaternar sa ii corespunda un depozit de loess. W. Soergel a intocmit pentru Europa centrala o astfel de clasificare a diferitelor loessuri si apartenenta lor la o perioada glaciara.

Solurile fosile

Acceptand originea glaciara a loessului, trebuie sa ne imaginam ca in jurul marilor centre glaciare, in perioadele de ameliorare a climatului (interglaciare si interstadiale) se producea o diminuare a sedimentarii loessului, iar aceasta stagnare sau chiar numai incetinire a depunerii sale ducea la fenomene de alterare a partii superioare a loessului, ce in final se concretiza in procese de solificare. Procesele de alterare erau legate de actiunea apei in sol (dizolvarea unor saruri, transportul pe verticala a unor componenti chimici etc.) (fig. 63) si activitatea biologica.

Evolutia pedologica a unui depozit de loess intr-o perioada de ameliorare a climei depindea de factorii locali, cum ar fi compozitia mineralogica a loessului, clima regiunii, compozitia covorului vegetal etc. Toate acestea duceau la forma incipienta a unui orizont

genetic al solului, care in final se concretiza intr-o succesiune de orizonturi pedogenetice care vor forma profilul solului.

Fig. 63 - Solurile fosile din interglaciarul Mikulino pe teritoriul Europei (dupa A.A. Velitchko, T.D. Morozova, 1973)

1. Soluri aluviale humico-gleizate si turbo-gleizate slab pastrate; 2. soluri pe depozite glaciare (nepastrate); 3. soluri pseudopodzolice brune; 4. soluri pseudopodzolice brune cu aspect gleizat din apa freatica; 5. soluri brune pseudopodzolice din depresiunile intramontane; 8. soluri brune grele gleizate si pseudopodzolice cu participare de soluri brune si gleice pseudopodzolice; 11, aceleasi impreuna cu soluri mlastinoase (prost pastrate); 12. soluri pseudopodzolice din regiunile estice ale Campiei ruse; 13. pseudopodzoluri cu profil de sol slab diferentiat; 14. cernoziom si soluri cernoziomice brune; 17. aceleasi cu factori de argilizare; 18. soluri de regiuni montane; 19. soluri aluviale; 20 linia de tarm in timpul glaciarului Mikulino (stabilita si tentativa).

In general, un profil de sol cuprinde urmatoarele orizonturi:

- Orizontul A se caracterizeaza prin acumularea biologica sub forma humusului,
spalarea sarurilor si adesea translocarea argilei;

- Orizontul B este definit de acumularea (iluvionarea) argilei din orizontul
superior si spalarea completa a sarurilor;

- Orizontul C include sarurile din orizonturile A si B (in special CaCO₃) ajunse
aici prin spalare;

- Orizontul D inseamna roca mama mai mult sau mai putin transformata.

Regional, in conditii speciale de climat, apare orizontul G (orizontul de glei), de obicei cenusiu-verzui. El apare ca rezultat al alterarii, proceselor de reducere si oxidare la nivelul de oscilare a stratului acvifer, ce duc la hidratarea si deshidratarea fierului si mang anului.

Toate orizonturile principale ale solului pot avea subdiviziuni (A_l5 A ) sau faze de trecere (A/B, B/C, A/C).

Neoformatiile din sol

Prin neoformatii se inteleg acele acumulari din orizonturile solului generate de procesul de solidificare si de actiunea organismelor, care se deosebesc de restul masei solului prin compozitia chimica si culoare. Ele sunt caracteristice penrtu fiecare tip de sol, astfel ca vom avea neoformatii specifice solurilor de stepa sau proprii numai solurilor de padure. Ele pot contribui la reconstituirea tipului de sol.

In functie de originea lor, se impart in neoformatii de origine chimica si biologica.

1. Neoformatiile de origine chimica

a - Eflorescentele de saruri constau din cristalele ce rezulta din depunerea unei sari aflate in solutie, cum ar fi sulfatul de sodiu si calciu, clorurile si carbonatii. In general sunt specifice climatelor aride, unde predomina in sol circulatia capilara ascendenta a apei, care antreneaza sarurile in orizonturile superioare, ajungand sa le depuna uneori chiar sub forma unei cruste la suprafata solului.

Carbonatai de calciu si mai rar cel de magneziu se depun sub forma unor cristale in jurul peretilor ramasi in urma putrezirii radacinilor. Cand carbonatul de calciu se depune sub forma unor vinisoare subtiri, ajunge sa capete aspectul unui mucegai si formeaza ceea ce se cunoaste in pedologie sub numele de pseudomicelii.

b - Concretiunile sunt generate de depunerile succesive in jurul unui nucleu de concentrare si capata o forma sferica sau elipsoidala. In functie de compozitia lor, pot fi concretiuni de carbonat de calciu, ferimanganice, silicioase etc.

Concretiunile de carbonat de calciu se intalnesc de obicei in orizontul C, iar cand ajung la dimensiuni mai mari se numesc papusi de loess. Concretiunile ferimanganice sunt cunoscute si sub numele de bobovine sau alice de pamant. Structura lor este alcatuita din straturi concentrice succesuve de oxid feric si bioxid de mangan. Culoarea bobovinelor este negru-brun-caramiziu, in functie de continutul mai mare de oxid de mangan sau fier. Dimensiunile lor sunt de 1-10 mm diametru si apar cu predilectie in orizonturile A si B ale solurilor podzolice si solurilor brune. Din punct de vedere climatic, ele se formeaza ca urmare a alternarii perioadelor umede si cele uscate. Uneori nu se ajunge la formarea bobovinelor, ci numai a unor pete ferimanganice pe fetele de desprindere a agregatelor, de culoare brun-ruginiu sau brun inchis. Sunt specifice in mod deosebit in orizontul B al solurilor, dar pot sa apara si in depozitele argiloase din pesteri sedimentate in etapele mai umede.

c - Orstein sau alios se formeaza in solurile acide nisipoase, in care fierul este antrenat si depus in orizontul inferior ca oxid de fier hidratat, unde va imbraca particulele de nisip si le va cimenta intr-un orizont compact. Tocmai acest orizont se numeste orstein sau alios.

2- Neoformatiile de origine biologica

a - Crotovinele ('crot'- cartita) au luat nastere din vechile galerii ale animalelor (popandai, orbeti, harciogi) umplute cu material dintr-un alt orizont pedologie, diferit ca structura, textura si culoare. In profilul de sol ele apar sub forma unor pete circulare sau ovale de nuanta diferita fata de stratul respectiv.

In mod normal, crotovinele sunt specifice solurilor de stepa, iar, atunci cand apar in solurile de padure, sunt o dovada ca solurile respective au trecut printr-o faza de stepa.

b - Cervotocinele nu sunt altceva decat canalele de rame sau alte vietuitoare mici, care sunt umplute cu material de alta natura, dintr-un alt strat.

c - Coprolitele. Ramele trec prin tubul lor digestiv pamantul bogat in humus, care capata dupa aceea un aspect structurat de forma unor grauncioare, concentrate din loc in loc.

d - Comevinele reprezinta golurile lasate de radacinile plantelor umplute cu alt material.

e - Dendritele sau amprentele sunt cele mai fine urme de radacini pe suprafata agregatelor structurate.

Textura si structura solului

La un sol se deosebesc textura si structura sa. Textura solului reprezinta compozitia solului din diferite particule, adica granulometria sa. De textura solului depind proprietatile fizice, fizico-mecanice si fizico-chimice ale solului. Clasele texturale intrebuintate in caracterizarea solului sunt: nisipul, nisipul lutos, lutul nisips, lutul argilos, argila.

Structura solului este proprietatea solului de a se desface, in conditii medii de uscare, in fragmente sau agregate de marime si forme caracteristice. Vom intalni la soluri structura cuboida, sferoidala, prismatica, columnoidala, tabulara sau foioasa, monogranulara.

TIPURILE DE SOLURI SI PALEOCLIMATUL

Precizarea tipurilor de soluri, in cadrul unui profil care prezinta o succesiune de soluri fosile, reprezinta o buna sursa de reconstituire a climei care a favorizat dezvoltarea unei anumite categorii pedogenetice, in masura in care aceste procese raman sesizabile la nivelul paleosolurilor.

Solurile de tundra, cu continut redus de humus, cu aciditate ridicata si aport scazut de compusi minerali secundari, de tipul solurilor poligonale, solurilor gleice de tundra, solurilor turboase si solurilor gleice de tundra, solurilor gleico-podzolice constituie indicatori ai unui climat de tundra.

Solurile podzolice (cele mai raspandite azi pe glob - 9%) s-au format intr-un climat temperat rece si umed, sub o vegetatie de padure de conifere si foioase. Ele se pot incadra unei zone temperate reci pentru vremurile respective.

Solurile cenusii de padure s-au format prin aportul direct al padurilor de foioase care s-au dezvoltat intr-o clima umeda continentala a zonei temperate propriu-zise, caracterizata prin ierni relativ reci si lungi si veri calde cu precipitatii medii anuale de 400-600 mm.

La randul lor, solurile brune caracterizeaza padurile de foioase favorizate de o anumita nuanta oceanica a climei temperate si de clima regiunilor montane. Ele sunt deci specifice unei clime temperate umede, cu temperaturi medii anuale de 8-14C si precipitatii de 500-800 mm/an.

Cernoziomurile fosile sunt rezultatul unui peisaj de stepa, fiind formate ca urmare a climei centinentale, cu precipitatii relativ reduse, cu veri calde si ierni reci.

Precizarea tipurilor de soluri fosile a putut aduce contributii la reconstituirea mediului din diferitele perioade interglaciare sau oscilatii climatice de mai mica amploare. Mai cu seama complexele pedologice din Pleistocenul superior au facut obiectul unor cercetari intense in Europa centrala si de vest.

Asa de exemplu, in Belgia, in integlaciarul Eem (120.000-70.000 B.P.) este caracteristic un sol levigat poligenetic, cunoscut sub numele de solul Rocourt, care se dezvolta pe loessul saalian. Solul eemian din Belgia este compus din trei soluri (Harmignies, Villers-Saint-Ghislain si Malplaquet) despartite prin coluviuni lutoase in care se observa pene de gheata.

In Weichsel inferior (70.000-50.000 B.P.) sau depistat soluri humifere stepice, numite solul de Warneton, care a evoluat la soluri umede si de turba . In partea mijlocie a perioadei glaciare Weichsel (50.000 - 25.000 B.P.) s-a remarcat un sol humifer numit solul de Poperinge (datat la 45.000 1500 B.P.), care este despartit de solul Vaux prin luturi eterogene si loess. Acesta din urma este acoperit de loess cu pene de gheata. Peste acest loess se suprapune un alt sol humifer format intr-o scurta perioada de ameliorare climatica, numit solul de Maisieres. in Weichsel superior (25.000-10.000 B.P.), de asemenea, in Belgia, ca urmare a unui climat rece si uscat, cand s-a sedimentat o patura groasa de loess, s-a sesizat totusi o scurta etapa de ameliorare climatica materializata prin solul Kesselt.

Din Europa centrala vom releva cercetarile din Cehia si Slovacia, unde, pe baza unor observatii atente in unele asezari paleolitice (Doini Vestonice), s-au relevat binecunoscutele pedocomplexe. Solul actual, specific holocenului, este notat prin pedocomplexul zero (PK₀), solul din interglaciarul Riss-Wurm este numit PK_III si corespunde unui sol brun levigat. PK_III este acoperit de un 'lehmbrockelsand' (sol cu orizonturi humice erodate) care trece in loess, dupa care se dezvolta un sol humifer gros (PK"). Pedocomplexul I (PK_I) este alcatuit dintr-o succesiune de soluri stepice si pseudogleizate care s-au format pe un orizont de loess.

in Austria PK, este similar pedocomplexului Stillfried B, iar PK_II si PK_III sunt contemporane cu Stillfried A.

in Romania s-au facut cercetari paleopedologice atente in special in Dobrogea unde au fost recunoscute sapte benzi de soluri fosile care reflecta doua tipuri de solificare principale: unul stepic - cernoziomic (cu sau fara orizont B) si unul silvestru - argilo-iluvial cu orizont B de culoare roscata. Uneori cernoziomurile si solurile silvestre se asociaza in grupe de soluri, remarcandu-se succesiunea: cernoziom subiacent, sol silvestru. Astfel de asociatii sunt caracteristice atat formatiunilor pedogenetice din ultimul interglaciar, cat si celor din inter stadialele proprii ultimei perioade glaciare.

DUNELE DE NISIP PLEISTOCENE

Inainte de a vorbi de dunele de nisip ca rezultat al deflatiei pleistocene, trebuie sa mentionam existenta in nordul Germaniei si in Olanda a unor campuri de nisip eolian depus pe suprafetele plane pe o grosime care ajunge la 2 m. In legatura cu originea lor se afirma ca s-au format ca urmare a furtunilor de zapada. Daca acumularile de nisip sub forma de panze sunt caracteristice furtunilor de zapada, dunele au luat nastere prin miscarea nisipului fara zapada (fig. 64).

Fig. 64 - Vanturile si presiunea atmosferica in timpul verii in epoca glaciara tarzie (dupa H. Poser, 1955). Cerculetele indica locul vechilor dune; steguletele directia vanturilor reconstituite dupa aceste dune; liniile dintate pozitia marginii ghetarului la inceputul si sfarsitul glaciarului tarziu din centrul Europei. M - regiune cu presiune ridicata; D - regiune cu presiune scazuta.

Dunele de nisip pieistocene fac parte din fenomenele specifice regiunilor marginale ale calotei continentale, dupa cum remarca P. Woldstedt. in privinta sursei materialului ele sunt in legatura cu marile vai glaciare si cu sandrele. Bineinteles ca nisipul grosier al dunelor, spre deosebire de materialul care a constituit depozitele de loess, nu a putut sa fie transportat la distante asa de mari. Transportul nisipului dunelor s-a facut sub influenta vanturilor de vest, fapt subliniat si de forma lor parabolica deschisa inspre vest.