FORMATIUNI SPECIFICE PERIOADELOR DE AMELIORARE CLIMATICA DIN PLEISTOCEN

FORMATIUNI SPECIFICE PERIOADELOR DE AMELIORARE CLIMATICA DIN PLEISTOCEN

In primul rand trebuie mentionate pentru perioadele interglaciare depozitele care se formeaza in mediul acvatic, mai ales in unele mari inchise, prin depunerea unor sedimente caracteristice. In acelasi timp, in domeniul continental, am mentionat deja solurile fosile care corespund diverselor etape de ameliorare climatica, care au permis instalarea vegetatiei si formarea unor soluri specifice.

In afara de acestea, mai sunt cateva categorii de depozite, a caror cunoastere este deosebit de importanta pentru cuaternaristi. Intre acestea, turbariile reprezinta adevarate comori stratigrafice, pentru ca in ele se pot efectua studii paleobotanice foarte interesante in vederea reconstituirii istoriei vegetatiei. Zacamintele de turba au stat la baza cunoasterii mediului in Tardiglaciar si Holocen, dar sunt binecunoscute si turbarii care ating varste interglaciare.

In regiunile inalte sunt caracteristice breciile, cum ar fi brecia interglaciara de Hottinger. Ele sunt materiale detritice, puternic cimentate, de culoare roscata, cu intercalatii albicioase calcaroase.

Travertinele sau tufurile calcaroase sunt rezultatul depunerilor in zona izvoarelor calcaroase. Ele contin adesea resturi vegetale foarte bine conservate si chiar urme de cultura materiala preistorica. Sunt vestite travertinele de Weimar.

Poate de o mare importanta pentru studiul materialului si in vederea intelegerii unor aspecte legate de amplasarea asezarilor omului preistoric este studiul formatiunilor fluviatile, iar in cadrul acestora problema teraselor si mai ales a mecanismului formarii lor este de maxima importanta, deoarece multe asezari arheologice zac in astfel de depozite.

Inainte de a descifra originea si evolutia teraselor, se impune elucidarea catorva notiuni in vederea intelegerii proceselor specifice teraselor.

Profilul de echilibru al vaii

Profilul de echilibru sta la baza morfologiei si evolutiei unei vai. El se poate defini ca acel profil logitudinal al raului care are o panta de echilibru, adica nici nu aluvioneaza, nici nu erodeaza. Orice rau, in evolutia sa, tinde sa ajunga la profilul de echilibru. Tendinta de echilibrare a profilului raului se face in functie de nivelul de baza. Raurile care nu se varsa direct in oceanul planetar au un nivel de baza local, acolo unde conflueaza cu raul colector si un nivel de baza general, al raului colector ce debuseaza in oceanul planetar.

Relieful strabatut de rau, situat deasupra nivelului de baza local, este supus eroziunii, existand tendinta permanenta sa il aduca la altitudinea nivelului de baza.

Nivelul de baza general a suferit oscilatii importante in timpul cuaternarului. in timpul perioadelor glaciare nivelul oceanului a coborat, iar in interglaciare s-a ridicat atingand uneori diferente de ciarca 100 m. In aceste etape, profilul de echilibru s-a adaptat de fiecare data noilor nivele de baza, precum si noilor debite determinate de conditiile climatice specifice fiecarei perioade.

In functie de toate aceste procese, apele curgatoare au creat forme de relief de eroziune si forme de relief de acumulare.

Albia este patul de scurgere al unei ape curgatoare la debite medii, inclusiv malurile care o delimiteaza.

Ea cuprinde (fig. 65):

canalul de etiaj prin care curge apa la debitele minime. Este schimbator
dintr-un mal in celalalt al albiei minore;

albia minora (albia propriu-zisa) este suprafata prin care curge apa la
debite normale;

albia majora rezulta din meandrarile si deplasarile laterale ale albiei
propriu-zise.

Meandrele sunt deplasari ale albiei minore, spre dreapta sau spre stanga, sub forma de bucle mai mult sau mai putin regulate. Uneori buclele ajung sa se uneasca (fig. 66), ceea ce duce la indreptarea cursului raului si aparitia unor meandre fosile, sub forma unor ochiuri de apa sau balti.

Fig. 65 - Elementele albiei

Lunca este de fapt albia majora a raului care a ajuns la profilul de echilibru. Ea cuprinde atat cursul propriu-zis al vaii, cat si portiunile neinundabile, precum popinele sau gradistele etc.

Pentru studiul cuaternarului prin prisma preistoricianului, terasele reprezinta una din cele mai importante forme de relief, pentru ca in depozitele lor vom gasi adesea incluse vestigii ale omului care a locuit in zona de-a lungul timpului.

Cauzele climatice si tectonice scot uneori raul din profilul sau de echilibru, ceea ce are ca rezultat adancirea sa in interiorul luncii, in propriile aluviuni. Rezultatul acestui proces este ca lunca va deveni tot mai neinundabila, iar in final ea va ramane total suspendata in raport cu noua albie. Va capata deci aspectul unei trepte, altfel spus, fosta lunca s-a transformat intr-o terasa.

Terasa este deci o forma de relief cu aspect de treapta alungita, cu o desfasurare mai mult sau mai putin continua de-a lungul vaii, care a functionat initial ca albie majora a raului.

Deoarece un rau a fost scos din profilul sau in mai multe etape, dupa cum si perioadele climatice au alternat sau perioadele tectonice s-au manifestat, vom inregistra mai multe niveluri de terase.

Elementele morfologice ale unei terase sunt urmatoarele (fig. 67)

Podul terasei este restul fostei albii majore, avand aspect in general plat;

Fruntea terasei este planul inclinat sau abrupt care face racordul intre podul
terasei si albia majora recenta sau cu podul terasei inferioare;

Muchia terasei este linia pe care se face unirea dintre pod si frunte;

Tatana terasei este linia prin care podul intra in contact cu forma de relief
superioara terasei.

Podul terasei este format dintr-un pat de roci 'in loc', retezat aproape orizontal, suprapus de pietrisurile de terasa care, la randul lor suporta un orizont de argila fina aluviala (fig. 68). La tatana terasei apar adesea coluvii sau conuri de dejectie. Peste acest intreg depozit, adesea exista strate de loess cu benzi de soluri fosile in cadrul lor.

In mod general, la baza formarii unei terase stau doua faze. La inceput se dezvolta albia majora, dupa care raul se adanceste in aluviunile acesteia.

Cauzele care duc la activarea eroziunii si adancirea in propriile aluviuni ale raului sunt determinate de schimbari ale sistemului morfo climatic, de miscarile eustatice si miscarile scoartei.

Schimbarile climatice au actionat in Cuaternar, in sensul formarii teraselor, dupa urmatorul model general: in timpul perioadelor glaciare debitul raurilor era mult crescut si ca urmare eroziunea in suprafata si laterala, de versant, era accentuata, ceea ce ducea la largirea albiilor majore si acumularea unor pachete groase de materiale (pietrisuri si nisipuri). In schimb, in interglaciare debitul apei raurilor scadea enorm si bineinteles si

aportul materialelor de pe versanti, iar, ca urmare, raurile se adanceau si isi taiau fruntile de terasa (fig. 69, 70).

Cauzele eustatice actioneaza asupra formarii teraselor tot sub impulsul succesiunii unor climate diferite in Cuaternar. In fapt, miscarile eustatice sunt coborari sau ridicari ale nivelului oceanic, care au fost puse in legatura cu stocarea apei in calote si ghetarii de munte in timpul perioadelor glaciare, cand nivelul scadea si eliberarea apei in perioadele interglaciare a carei consecinta era ridicarea nivelului oceanului planetar (fig. 71, 72).

Prin urmare, in perioadele glaciare, cand nivelul oceanului planetar scadea, se producea eroziunea raurilor in cursurile inferioare si taierea teraselor. Aceasta presupune ca,

daca avem in vedere cauzele eustatice, fruntea terasei era taiata in timpul perioadelor glaciare, iar daca luam in discutie cauzele climatice, fruntea terasei era taiata in interglaciar.

Plecand de la principiul cauzelor eustatice al formarii teraselor, Ch. Deperet a alcatuit o scara cronologica a cuaternarului care porneste de la cercetarea teraselor din jurul Marii Mediterane, unde identifica patru terase: 90-100 m; 55-60 m; 30-40 m; 15-20 m, pe care le paralelizeaza cu terasele raurilor si perioadelor glaciare din Alpi. Ele se numesc Calabrian, Sicilian, Milazzian, Tyrhenian. La acestea se adauga o a cincea terasa, specifica holocenului, numita Flandrian.

Din pacate, Ch. Deperet pleca de la principiul ca s-a produs o scadere continua a nivelului oceanic, de la plus 100 m spre actual, fara a intrevedea ridicari similare in interglaciare. Singura exceptie dovedita pare a fi de la nivelul ultimei perioade glaciare spre actual, cand nivelul apei a crescut de la minus 80 m.

intrucat terasele pot avea origini diferite, este necesara o mare atentie a studiului privind mecanismul formarii si trebuie avut in vedere tot timpul ca aparitia lor este legata de atingerea profilului de echilibru.

Fig. 73 - Terase rezemate si terase imbucate (dupa Gr. Posea si colab., 1970) Tipuri de terasa

Terasele se impart in mai multe tipuri dupa urmatoarele criterii (fig. 73, 74, 75):

- Genetic, eustatice, climatice, neotectonice, mixte, locale si false;

- Structural: aluviale, in roca si acumulative;

- Dupa profilul longitudinal: convergente spre amonte, convergente spre
avale, paralele, in foarfeca, deformate, dedublate;

- Dupa profilul transversal: simetrice si asimetrice.

Altitudinea teraselor se exprima in cifre absolute si relative. Altitudinea relativa se masoara de la nivelul luncii pana la partea superioara a pietrisurilor de terasa. De obicei se ia in considerare cifra cea mai mare, avandu-se in vedere ca de-a lungul terasei masuratorile pot sa fie diferite.

Fig. 75 - Dispunerea teraselor in profil transversal: simetrie (A), asimetrie totala (B) si partiala (C) (dupa Gr. Posea si colab, 1970)

Numerotarea teraselor se face in ordine inversa aparitiei lor. Se noteaza cu 'tj' terasa care este cea mai noua si bineanteles cea mai joasa.

Varsta teraselor se apreciaza prin mai multe metode:

- metoda plaeontologica, prin fosilele de animale din depozitele teraselor;

- metoda palinologica;

- metoda arheologica;

- metoda orizonturilor de soluri fosile si loessuri (fig. 76);

- metoda compararii altitudinilor relative, atunci cand cunoastem varsta unei
terase din apropiere si dorim sa o aflam pe a uneia care are altitudine
apropiata de pe un alt rau;

- metoda analizei materialului aluvionar din punct de vedere granulometric,
petrografic, stratigrafic, indice de rulare si aplatizare.

Cunoasterea teraselor este. importanta din mai multe motive:

- ajuta la reconstituirea evolutiei reliefului cuaternar si in general a mediului
pleistocen, cu alternanta perioadelor glaciare si interglaciare;

- in depozitele teraselor au fost intalnite cele mai importante urme ale
asezarilor preistorice, avand in vedere ca omul a fost dependent mereu de
sursa de apa, iar luncile raurilor au constituit de timpuriu cele mai facile
terenuri pentru practicarea agriculturii.

Notiunile romanesti de poala de munte, plai, picior de munte sau desemneaza generic pe cea de piemont.

Piemonturile se dispun la poala muntilor tineri, acolo unde exista o mare denivalare intre zona montana inalta si conditii hidrologice propice de acumulare a materialelor rezultate din eroziune.

Formarea piemonturilor are loc in mai multe faze, la baza proceselor specifice stand permanent principiul atingerii profilului de echilibru al raurilor. Prima faza este aceea a aparitiei unor conuri de dejectie, care in faza a doua vor ajunge sa se ingemaneze si sa dea nastere la ceea ce se numeste glacis aluvial (fig. 77) Cand glacisul ajunge sa depaseasca circa 1 km, putem considera ca s-a intrat in faza de piemont, adica o campie usor inclinata, peste care se astern paturi aluviale si conuri de dejectie care se evazeaza si se estompeaza.

Dupa ce faza de acumulare a piemontului s-a desavarsit, acesta poate trece in faza de eroziune. La inceput se produce eroziunea longitudinala, care pe parcurs este completata de cea laterala. In final, piemontul poate sa fie complet distrus sau mutat mai in aval.

Reteaua hidrografica care strabate piemontul in faza sa de acumulare este putin densa, cu curgere mai ales de suprafata, cu albii care se colmateaza relativ repede si vor naste divagari, captari etc. O data intrat in faza de eroziune, piemontul va fi strabatut de o retea hidrografica puternic adancita in propriile aluviuni, mai stabila, cu vai secundare formate din propriile izvoare ale piemontului.

Structura piemontului consta din aluviuni formate din pietrisuri de dimensiuni diverse, nisipuri si lentile de argila. Toate acestea au o dispunere incrucisata, iar pietrisurile prezinta un grad accentuat de rulare, cu dimensiuni din ce in ce mai scazute spre avale.

Faza de eroziune a unui piemont cuprinde mai multe etape:

etapa de platouri piemontane sau a desprinderii piemontului de munte, cand,
pe langa eroziunea liniara, la contactul cu muntele, se accentueaza si cea
laterala, iar materialele rezultate contribuie la formarea in avale a noi poale
piemontane (exemplu piemontul Candesti spre valea Dambovitei). In acest
fel, la contactul cu muntele apar inseuari, bazinete si intr-un tarziu chiar
ulucuri depresionare, care vor detasa piemontul de muntele din care s-a nascut
ca sursa de material;

etapa fragmentarii longitudinale implica adancirea puternica in piemont a
retelei care coboara din munte;

etapa fragmentarii transversale - inseamna aparitia afluentilor laterali nascuti
in piemont, paraleli cu zona montana sau usor oblici, mai evidenti mai ales
dupa ce raurile principale ating baza pietrisurilor. Ele vor fragmenta din ce in
ce mai mult interfluviile de pana atunci transformandu-le in unitati deluroase;

faza fragmentarii totale, cand din vechiul piemont au ramas doar petice.
Pentru specialistii in Cuaternar este foarte importanta descifrarea genezei

piemonturilor, atat pentru cunosterea in sine a evolutiei sale, cat si pentru intelegerea raporturilor dintre zonele inalte montane si cele mai coborate, la baza carora au stat desigur factori tectonici si climatici. Reconstituirea tuturor acestor fenomene ne va ajuta sa cunoastem mai bine mediul si cronologia meterialului litic si a structurilor de locuire foarte vechi, cum este cultura de prund descoperita in sudul tarii, in cadrul podisului getic si in mod particular in piemontul Candesti.

Deducerea tuturor acestor raporturi in geneza piemonturilor implica analiza sedimentelor (grosimea lor, depistarea panzelor de pietrisuri, granulometria, litologia, crustele etc.) si a formelor piemontului (altitudinile, imbinarea conurilor de dejectie, profilul longitudinal, suprafete de eroziune, terasele, bazinetele etc). Toate acestea ne vor permite sa tragem concluzii asupra miscarilor din zona inalta, evaluarea subsidentelor din campie, consideratii asupra eroziunii si a varstei suprafetelor afectate, aprecieri asupra tipului climatic care a influentat formarea piemontului si a tectonicii care a generat ritmul de formare a acestuia.

DEPOZITELE DIN ZONELE ARIDE

In timp ce la latitudinile inalte ale pamantului s-au instalat inlandisurile specifice glaciatiunii cuaternare, regiunile sudice, cum ar fi de exemplu in Africa, erau stapanite de perioade climatice umede, cunoscute sub numele de perioade pluviale, despartite de faze uscate. Pentru astfel de regiuni cele mai elaborate studii au cuprins Sahara, aceasta imensa unitate morfofunctionala, dominata de vanturi care transporta cantitati imense de nisipuri, pe care le depun sub forma de barcane (dune in crestere), de sisteme de creste-culoare, de dune alungite, erguri etc. (fig. 78, 79).

Ariditatea Saharei este foarte veche, ea fiind pusa in evidenta inca din Miocen, prin flora si rozatoarele semidesertice, continuata in Pliocen si intrerupta in Pleistocenul inferior, cand se constata dezvoltarea unor sisteme lacustre in partea occidentala. In Pleistocenul mediu au fost relevate cresterea uedurilor si reducerea suprafetelor lacustre.

Istoria climatului Saharei in ultimii 50.000 de ani a parcurs urmatoarele etape:

faza 1 - anterioara la 40.000 de ani - numita Anteghazaliana, corespunde in
sudul Saharei cu o faza uscata, cand s-au format erguri si in general s-au
produs acumulari de nisipuri eoliene;

faza 2 - intre 40.000 si 20.000 B.P. - numita Sahara umeda sau perioada
Ghazaliana, este caracterizata de o perioada pluviala in care, de-a lungul a
doua episoade, s-au dezvoltat lacuri foarte extinse (38.000 si 22.000 B.P.) in
sud si mari cursuri de apa in nordul Saharei. Intre 35.000 si 29.000 B.P. a
existat o faza uscata care a separat cele doua faze mai umede;

faza 3 - intre 20.000 si 12.000 B.P., in care se constata deplasarea spre sud a
zonelor climatice. Acum se constata in Sahara septentrionala si centrala
accentuarea precipitatiilor si chiar a zapezii, in timp ce in Sahara occidentala
se instalase o zona hiperarida, cu prelungire spre nord-est, Sahara orientala si
Orientul Mijlociu;

Fig. 78 - Etapele de evolutie a reliefului dunar in regiunile sahariene in cursul unui ciclu climatic (dupa P. Rognon, G. Coude Gaussen, 1987).

Fig. 79 - Etapele de evolutie a reliefurilor dunare in regiunile sahariene in cursul unui ciclu climatic (dupa P. Rognon, G. Coude Gaussen, 1987).

faza 4 - intre 11.000 si 6.000 B.P., in timpul careaia revin spre nord zonele climatice. Sudul Saharei, hiperarid pana spre 12.000-11.000 B.P., este presarat din nou de lacuri, mai ales intre 9.000 si 8.000 B.P., cu mari cursuri de apa in bazinele Tchad, Tibesti si Hoggar. Aceasta perioada este numita si Nigero-tchadiana si cuprinde intre 8000 si 7000 B.P. o scurta etapa de uscaciune. Sistemele lacustre, revenite dupa aceasta etapa uscata, vor persista pana spre 5000 B.P.

faza 5 - intre 6.000 si 4.500 B.P., numita si mica Sahara, este o faza pluviala contemporana neoliticului, mai evidenta in Sahara meridionala si centrala. Aceasta este etapa marilor revarsari de ape din Mesopotamia (intre 5500 si 4500 B.P.) si a maximului de pluviozitate din Maghreb. Trebuie retinut ca in aceasta faza Sahara a fost cel mai putin extinsa si cel mai intens locuita;

faza 6 - dupa 4500 B.P., sau desertificarea actuala, cand ariditatea creste foarte mult din Mauritania pana in Egipt. Asa de exemplu, in Egipt se constata patrunderea nisipurilor eoliene din Libia peste valea Nilului (intre 4350 si 2870 B.P.), in Sahara centrala dispar populatiile neolitice intre 5000 si 4000 B.P., desertul castiga teren in Orientul Mijlociu (spre 4400 - 4000 B.P.) si va persista pana azi.

DEPOZITELE DIN PESTERI SI ADAPOSTURI SUB STANCA

Depozitele din pesterile cu deschidere spre exterior si posibilitati de acumulare sunt formate sub actiunea raurilor subterane (depozite fluviatile), ghetarilor (morene, depuneri fluvio-glaciare), scurgerilor prin siroire (maluri, argile, nisipuri), vantului (loess, maluri si nisipuri eoliene, spori si polen de plante), proceselor de gelifractie (blocuri, grohotisuri, produse crioclastice), animalelor (victimele carnivorelor, ghemurile de rejectie ale pasarilor rapitoare), omului (industriile litice, ceramice, inhumari, vetre) etc. (fig. 9).

Pentru ca multe pesteri au fost locuite de omul preistoric, in prezent s-a dezvoltat o tehnica de sapaturi a depozitelor de grota care permite reconstituirea istorie climatului pentru intreaga perioada in care s-a facut sedimentarea sau pentru etapele in care a fost locuita de om.

Depozitele din pesteri au fost datate pentru intregul Cuaternar, cele mai importante fiind:

-Pleistocenul inferior, zacamintele de la Schernfeld (Germania), Kamyk (Polonia), Osztramos 3 (Ungaria), Montousse 5 (Pirinei) au relevat resturi de Lemmus lemmus, care denota la inceputul pleistocenului o faza de tundra. Depozitele de pesteri foarte importante din acest timp sunt cele de la Betfia (Romania), Mokra 1, Holstejn, Chlum 6 si Vcelare 4 din Cehia.

-Pleistocenul mediu a fost surprins in multe pesteri, cum ar fi Sackdilling (Germania), Prezletice, Stranska Skala (Cehia), Villany 8 (Ungaria), Betfia 7 (Romania), Vergranne, Tautavel, Lazaret (Franta), Choukoutien (China);

-Pleistocenul superior cuprinde depozitele multor pesteri din Europa de vest si centrala, mai ales acelea in care s-au descoperit vestigii din Paleoliticul mijlociu si superior. In Romania, cea mai completa secventa este cea din pestera Cioarei-Borosteni, dar la fel de importante pentru cronologia pleistocenului superior sunt depozitele din pesterile Curata de la Nandru, Bordul Mare de la Ohaba Ponor, Hotilor de la Baile Herculane, Gura Cheii de la Rasnov etc.