GEOGRAFIA CUATERNARULUI

Cu circa 2 milioane de ani n urm pe ntreaga suprafa a Pmntului, ndeosebi n regiunile temperate, se constat o rcire sever a climei, al crei apogeu a fost consemnat prin acumularea unor cantiti imense de ghea care acopereau o bun parte a continentelor i lanurilor muntoase. Desigur, acest fenomen nu este singular n lunga istorie geologic a Terrei, dar el are o importan deosebit n stabilirea i definitivarea structurii fizico-geografice a acesteia, aa cum o cunoatem noi astzi. Aceast organizare complex i unitar a componentelor mediului natural nu a urmat un curs liniar, ci s-a realizat succesiv, n etape i faze, un rol deosebit avndu-l fluctuaiile ntinderii ghearilor i, n ultim instan, topirea i retragerea acestora ctre regiunile polare. Cu toate c cele mai importante modificri, legate, desigur, de prezena sau absena marilor ntinderi de ghea, s-au petrecut n regiunile temperate i polare ale celor dou emisfere, nici teritoriile subtropicale i tropicale nu au rmas n afara acestor influene. Alternanele periodice de umiditate i uscciune, aproape concomitente cu glaciarele i interglaciarele latitudinilor nalte, au determinat i aici schimbri n extinderea sau restrngerea deerturilor i lacurilor, n strucura i repartiia asociaiilor vegetale i animale sau n tipul i dinamica sistemelor morfogenetice, toate conducnd la modificri repetate, dar de mai mic amploare, ale peisajului natural. Tot acum se produce cel mai important eveniment din istoria planetei noastre-apariia OMULUI-prin a crui activitate contient de valorificare a resurselor naturale i, treptat, de nchegare, organizare i dezvoltare a unei viei culturale, sociale i economice, a preschimbat radical nfiarea Pmntului. PRINCIPALELE EVENIMENTE DIN TIMPUL CUATERNARULUI I IMPORTANA LOR N DEFINIREA STRUCTURAL I REGIONAL A SPAIULUI GEOGRAFIC ACTUAL Rcirea general a climei, carecteristica dominant a Cuaternarului, a condus n mod direct la instalarea marilor glaciaiuni, la modificarea regional a vegetaiei i faunei, la schimbri semnificative n circulaia maselor de aer i a curenilor oceanici. Masele de ghea au acoperit 40-50 milioane km 2, aproape o treime din suprafaa uscatului, iar cea mai mare parte a acestora au constituit-o calotele glaciare din emisfera boreal.Extinderea, retragerea i revenirile repetate ale ghearilor au determinat dezechilibre morfoclimatice succesive, au avut consecine deosebit de importante asupra modelrii reliefului, formrii sedimentelor continentale i structurii componentelor majore ale nveliului geografic (soluri, vegetaie, faun). Comparativ cu scara timpului geologic fenomenele glaciare, ca topirea sau naintarea ghearilor, au avut desfurri rapide, comparabile unor catastrofe naturale. Dezghearea i retragerea ultimei calote glaciare ncepute acum 18.000-20.000 de ani, au durat numai 8.000-10.000 de ani. De aceea, datorit amploarei ct i rapiditii lor, vechile glaciaiuni cuaternare sunt evenimente proeminente ale evoluiei scoarei terestre, bogate n consecine: aproape o treime din relieful actual al Terrei aparine activitii directe a ghearilor, cea mai mare parte a regiunilor fiind modelate de ageni care s-au gsit sub influena ghearilor i a fluctuaiilor climatice. Zeci de milioane de km2 au fost erodate sau acoperite cu depozite glaciare i fluvioglaciare. Sedimentarea glaciar, cu intensitate mult mai mare dect sedimentarea marin sau fluviatil, a furnizat cele mai ntinse i cele mai groase ansambluri dintre formaiunile cuaternare. Schimbrile de stare ale enormelor mase de ap petrecute ntr-un timp relativ scurt au provocat importante dezechilibre n ansamblul peisajului natural. Glaciaiunile, nsoite de nmagazinarea apei n marile calote de ghea, au atras scderea glacio-eustatic a nivelului oceanic, exondarea platformelor continentale i extinderea uscatului cu peste 20 milioane km 2, au influenat modelarea albiilor fluviatile i a liniilor de rm. Oscilaiile repetate ale nivelului general de baz, n concordan cu oscilaiile climatice din regiunile extraglaciare, au controlat formarea succesiv a teraselor fluviatile i a teraselor marine. Modificrile de mas impuse de acest mare volum de ap care este transferat din cuvetele oceanice n calotele continentale,n timpul glaciaiunilor, i de pe continent n ocean, n timpul interglaciarelor, au controlat parial i micrile izostatice de pe ntinse regiuni ale uscatului (arhipelagurile arctice i antarctice, Scandinavia, nordul Canadei). Retragerile i naintrile repetate ale ghearilor au determinat i ritmat nu numai sistemele morfogenetice ci i ntreaga via a planetei, impunnd aceleai fluctuaii oscilaiilor vegetale i animale. Diferenele de temperatur ntre perioadele de rcire (glaciare) i cele de nclzire (interglaciare) erau de circa 5C n apele oceanelor i peste 10C n interiorul unor regiuni continentale. Aceste schimbri au dus la migrarea latitudinal a principalelor zone geografice. n timpul maximelor glaciare, cnd zonele polare i de tundr coborau mult n latitudine, zonele calde se restrngeau n apropierea ecuatorului. Dar reveneau n timpul nclzirii interglaciare aproximativ n limitele i localizarea lor actual. Modificrile globale de mediu de aceast mrime au determinat comunitile de plante i animale la migraii i uneori la extincii. Dar, datorit duratei relativ scurte a Cuaternarului, s-au petrecut doar schimbri taxonomice i morfologice limitate, motiv pentru care n acest timp pot fi urmrite mai mult relaiile paleogeografice i mai puin cele filogenetice. De asemenea, la nceputul Cuaternarului sunt consemnate cele dinti semne de umanizare ale Australopitecilor,

1

prelucrarea i folosirea uneltelor i trecerea treptat de la Homo habilis la Homo erectus, iar acum circa 150.000 de ani la omul modern, Homo sapiens. Dar abia acum 6-7.000 de ani, dup retragerea calotelor glaciare, omul se desprinde hotrt de dependena sa de natur, ca furnizor nemijlocit de hran i adpost, trecnd rapid de la industria pietrei lefuite la industria metalelor, la cultivarea plantelor i creterea animalelor. n concluzie, odata cu retragerea ultimelor calote glaciare au loc, treptat, n ultimii 10.000 de ani, definitivarea structurii, zonalitii i etajrii mediului i peisajului geografic actual. n mod obinuit CUATERNARUL este definit ca intervalul de timp caracterizat prin desvrirea evoluiei hominidelor i perfecionarea industriilor umane, prin manifestarea celor mai ntinse calote glaciare i prin definitivarea structural i regional a mediilor naturale. Ca timp, reprezint cam 3% din durata Neozoicului i numai aproximativ 0.04% din durata istoriei evoluiei Pmntului. Acumularea datelor pentru definirea perioadei cuaternare i pentru stabilirea locului i duratei acesteia n scara geocronologic s-a realizat timp de peste un secol. Denumirea de Cuaternar, introdus de germanul H.B. Geinitz ca o nou er n evoluia geologic a Pmntului, apare ca o continuare logic a vechii clasificri: Primar (Paleozoic), Secundar (Mezozoic), Teriar (care cuprindea Paleogenul i Neogenul), i Cuaternar. Dar, prin renunarea la aceast clasificare denumirea de Cuaternar apare oarecum nepotrivit n ansamblul nomenclaturii scrii geocronologice. Limita inferioar a Cuaternarului. Dac la sfritul secolului al XIX-lea locul Cuaternarului, ca a treia perioad a Neozoicului (Paleogen, Neogen, Cuaternar), fusese deja stability, n continuare discuiile se concentreaz asupra stabilirii limitei dintre Neogen i Cuaternar i, implicit, a duratei Cuaternarului. Dar limita inferioar a Cuaternarului, doar pe baza cunotinelor accumulate 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 i corelrile 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 domeniul uscatului, majoritatea lor rmnnd nc n 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 criterii independente: paleofaunistice, paleobotanice, paleoclimatice, paleomagnetice i antropologice. Criteriile paleofaunistice au fcut apel la cele mai vechi specii de clim rece care au aprut n fauna marin i continental. n ceea ce privete fauna marin, cele mai bune informaii au fost furnizate de depozitele celor mai vechi terase marine situate pe coastele peninsulei Calabria i insulei Sicilia din sudul Italiei, unde au fost puse n eviden profilele de la Le Castella, Vrica, Santa Maria di Cantanzaro i Ficarrazi. Dup ndelungate studii geomorfologice, biostratigrafice i sporopolinice,completate cu datri izotopice i paleomagnetice, profilul de la Vrica a fost ales ca stratotip al limitei NeogenCuaternar, el definind mai bine cel mai vechi etaj al pleistocenului marin. E vorba de o secven groas de 306m, constituit din argile silto-marnoase cu intercalaii de mai multe niveluri cu sapropel, cteva orizonturi nisipoase i un nivel de cenu vulcanic, n care ii fac apariia primele specii de molute i foraminifere de clim rece ce au ptruns din Oceanul Atlantic n Marea Mediteran. Dintre aceste specii, ce permit corelaii la scar mondial n mediul mediteranean, sunt menionate ca fiind mai importante: molusca Arctica islandica i foraminiferele Globigerina pachyderma, Globorotalia truncatulinoides, Hyalinea baltica, .a. n profilul de la Vrica limita Neogen-Cuaternar a fost propus la partea superioar a nivelului sapropelic e datorit coninutului faunelor de foraminifere de clim rece, care n alte secvene litostratigrafice din Italia sunt associate cu prima apariie a molutei bentonice Arctica islandica. Prin determinri paleomagnetice, acest nivel e ar fi ceva mai recent dect sfritul episodului cu polaritate normal Olduvai din epoca de polaritate invers Matuyama, motiv pentru care limita inferioar a Cuaternarului a fost situat n jur de 1,65 milioane de ani. Dar foraminiferul bentonic Hyalinea baltica, un alt element de corelare mondial, apare mult mai sus, n secvene litostratigrafice situate ntre nivelurile o i p. Pe de alt parte, nivelul de cenu vulcanic m, situat n profil mult mai sus dect nivelul sapropelic e, a fost datat prin potasiu-argon la 2,3-2,2 0,2 milioane de ani. Este i motivul pentru care J. Chaline (1985) nclin s cread c nivelul e s-ar afla situat sub episodul paleomagnetic Olduvai, ceea ce ar implica o vrst a acestuia n jur de 2 milioane de ani i ar explica i prezena speciilor de clim rece existente n secvenele litostratigrafice op. Prin revizuirea stratotipurilor Calabrianului din sudul Italiei i prin analiza depozitelor din lungul rului Santereno din nordul Italiei, G. Ruggieri i R. Spovieri (1977) au propus o nou schem biostratigrafic a Cuaternarlui din Italia, din care rezult c termenul de Calabrian trebuie s dispar pentru c de multe ori apare ca echivalent Sicilianului. S-a propus ca cel mai vechi etaj marin cu faun rece prin care ncepe Cuaternarul s fie numit Santernian, caracterizat prin apariia speciei Arctica islandica i prin creterea rapid a foraminiferelor Globigerina pachyderma. Pn la noi datri i corelri ntre vrstele

2

izotopice i cele paleomagnetice, Congresul INQUA de la Moscova (1982) a acceptat aceast nou schem i plasarea limitei Cuaternarului n urm cu 2 milioane de ani. Reperele biostratigrafice referitoare la fauna continental sunt mai puin concludente, avnd n vedere mobilitatea faunei i posibilitile mai mari de adaptare. Paralelizarea stratotipului continental de la Villafranca dAsti din Piemontul Padului, care a definit etajul Villafranchian prin asociaia de mamifere alctuit din Elephas, Equus i Leptobos, cu Calabrianul marin s-a dovedit ulterior inexact, pentru c baza acestui etaj a fost datat de 3-3,3 milioane de ani, deci mult sub limita inferioar a Cuaternarului. Astfel, Villafranchianul inferior i mediu sunt corespunzatoare etajelor marine pliocene Piacenzian, n bazinul Mediteranei, i Romanian, n bazinul Tethysului, fapt pentru care numai Villafranchianul superior aparine Pleistocenului inferior (A. Azaroli, 1971). n aceast accepiune limita dintre Neogen i Cuaternar este evideniat de extincia treptat 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 evolutie foarte rapid n Pleistocenul inferior, cum este, de exemplu, genul Allophaiomys n Europa de Vest. Criteriile paleobotanice, bazate pe analizele sporo-polinice, au evideniat schimbri eseniale n componena vegetaiei, legate, binenteles, de cele climatice. Totui, ele nu aduc precizri eseniale asupra stabilirii limitei Neogen-Cuaternar pentru c modificrile climatice, nsoite de cele floristice, au fost mult difereniate, att zonal, ct i regional. Cel puin pentru continentul european 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. Dup prerea lui J. P. Suc i W. Zagwijn (1983) n aceste regiuni fluctuaiile climatice de tipul cuaternarului au nceput acum circa 2,3 milioane de ani. Criteriile paleoclimatice adoptate pentru stabilirea limitei inferioare a Cuaternarului au n vedere rcirea sever a climei care a impus formarea, n cele dou emisfere, a unor imense calote de ghea. Argumentele principale aduse se refereau, n principal, la modificarea asociaiilor floristice i faunistice, mai ales a molutelor i foraminiferelor. Lmuriri importante n acest sens au fost posibile prin folosirea metodei izotopilor de O18/O16, care au permis determinarea temperaturilor apelor oceanice la diferite nivele stratigrafice ale Neogenului i Cuaternarului. C. Emiliani, T. Mayeda i R, Selli (1961), analiznd profilul de la Le Castella, au demonstrat o rcire general a apelor de suprafa, de la 2325C n Pliocenul trziu pn la 15C 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, fapt demonstrat i de studiile asupra evoluiei glaciaiunii, care au evideniat c fenomenul glaciar nu este strict limitat la Cuaternar pentru c: mari calote de ghea au ncaput s apar nc din Miocenul superior, acum 5-6 milioane de ani, n emisfera sudic, i din Pliocen, acum 3,5 milioane de ani, n emisfera nordic, iar calotele glaciare arctice au depit cu 1/3-1/2 dimensiunile atinse n Pleistocenul superior nc din timpul Pliocenului trziu, cu 2,6-2 milioane de ani n urm (J.N. Shackleton i P.J. Kennett, 1975); glaciaiunile din Sierra Nevada (S.U.A) i din Islanda au nceput acum 3,2-2,7 milioane ani, iar cea din Anzi a fost datat i ea la peste 2 milioane de ani (A.L. Frakes, 1979); cea mai veche glaciaiune alpin, Biber, corespunztoare ca vrst etajului Pretiglian din nord-vestul Europei, a fost stabilit la 3-2,5 milioane de ani (A.W. Berggren i A.J. Van Couvering, 1979). De fapt, cercettorii olandezi consider Pretiglianul ca cel mai vechi etaj al Cuaternarului din Bazinul Mrii Nordului. Pentru alte regiuni din Asia, Africa, America de Sud prerile sunt i mai mprite deoarece modificrile climatice evidente s-au manifestat difereniat ntr-un interval de timp cuprins ntre 2,6-1,9 milioane de ani. Criteriile paleomagnetice, de fapt cronologia bazat pe schimbrile polaritii paleomagnetice, nu aduc argumente n plus referitoare la discuiile privind limita inferioar a Cuaternarului, ci doar ajut la plasarea n timp a evenimentelor invocate n aceast problem. D.J. Hays i A.W. Berggren (1971) consider c fenomenele de apariie sau de dispariie a anumitor specii, care servesc drept baz pentru determinarea limitei Neogen-Cuaternar, se leag de 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, exist ns i preri 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 a Cuaternarului a fost considerat apariia omului, iar limita inferioar a acestei perioade era pus n legtur cu prezena primelor hominide. Dar descoperirile recente de fosile aparinnd hominidelor arat c australopitecii au trit nc de acum 4 milioane de ani, i numai linia uman propriu-zis, Homo, apare acum circa 2 milioane de ani. Mult timp s-a crezut c prezena uneltelor ar fi dovada hominizrii. n prezent cele mai vechi unelte sunt datate n jur de 2,6 milioane ani. n aceste condiii, dac s-ar dori definirea Cuaternarului n funcie de apariia liniei umane, ar trebui s fie cunoscut cu precizie epoca formrii acestei linii. Pe de alt parte, aceast linie apare aproape exclusiv n Africa, unde ea se va menine cel puin 1 milion ani nainte de a migra n Asia i n Europa, motiv pentru care elementele de corelaie cu alte continente ar lipsi (J. Chaline, 1985). Pentru faptul c timpul Cuaternarului este totui caracterizat prin dezvoltarea Omului, prin importante fluctuaii climatice (glaciare, interglaciare), care au condiionat aciunea agenilor exogeni i evoluia biologic, este necesar definirea unei limite mai precise ntre Neogen i Cuaternar. Aceast problem rmne nc foarte complex pentru c nu a fost gsit un

3

etaj care s marcheze o serie de discontinuiti n cadrul acestor fenomene care s-au dovedit aproape continui pe o prioad de timp relativ mare (ntre 2,6 i 1,6 milioane ani). Pn la noi precizri s-a convenit ca limita inferioar a Cuaternarului s fie marcat n interiorul acestui interval, la circa 1,8-2 milioane de ani. Diviziunile Cuaternarului. Durata scurt a Cuaternarului nu mai permite divizarea sa numai pe criterii lito i biostratigrafice, care rmn totui foarte utile pentru interpretri paleo-ecologice la scar global sau regional. Majoritatea specialitilor consider c subdiviziunile Cuaternarului sunt mai mult legate de fluctuaiile climatice, pentru c ele reflect cel mai bine succesiunea glaciar-interglaciar, una dintre principalele caracteristici ale acestei perioade. Dar, dup cum arat O. Bowen (1985), i n definirea glaciarelor i interglaciarelor exist mai multe posibiliti, fapt ce necesit anumite explicaii: a. teoretic, glaciarele i interglaciarele pot fi definite folosind orice combinaie a unitilor prezentate n curba a; acestea sunt plaste la maxime i minime termice i n punctele medii dintre acestea; b. limitele pot fi fixate la nivelul temperaturilor maxime, caz n care intervalul respectiv ar include dou domenii climatice diferite; c. limitele pot fi trasate n punctele mediane dintre maximul i minimul termic; d. limitele pot fi definite i ntre punctele care arat maximele i minimele termice, intervalele artnd secvene cu tendine climatice de cretere (cataglaciar) sau descretere (anaglaciar) a temperaturii ce pot fi corelate i cu secvenele litostratigrafice i geomorfologice (eroziune,acumulare). Pe de alt parte, glaciare i interglaciare, ca secvene temporale succesive, caracterizeaz, n principal, doar regiunile munilor nali, pe cnd teritoriilor intertropicale le sunt aproape strine asemenea fenomene. Un alt neajuns al acestei clasificri binare, glaciar-interglaciar, a fost i acela c nu a existat posibilitatea ca aceste fenomene s fie legate de un anumit interval de timp. De aceea, primele clasificri n cronologia secvenelor timpului cuaternar au avut mai mult caracter lito i biostratigrafic (depozite glaciare i periglaciare cu faun i flor de clim rece, depozite continentale i marine ce conine faun de clim cald), geomorfologice (succesiunea valurilor morenice, relief proglaciar, terase fluviatile i marine) sau paleoclimatice (altelarea depozitelor, soluri fosile, loessuri). A. Penck i Ed. Brckner (1909) n monumentala lor lucrare referitoare la glaciaiunea din Alpi au definit cadrul pluriglaciarist al Cuaternarului, demonstrnd existena a patru glaciaiuni succesive (Gnz, Mindel, Riss, Wrm) separate de perioadele interglaciare. Ulterior, acestora li s-au mai adugat glaciaiunile Donau (B.Eberl, 1930) i Biber (I.Schaffer, 1953).n paralel, pornindu-se de la stratigrafia formaiunilor glaciare din Europa Central i din America de Nord, s-a stabilit o cronologie pluriglaciarist i pentru glaciaiune de calot din cele dou continente. n timp s-au purtat numeroase discuii i controverse asupra concordanei ntre fazele climatice alpine i cele continentale, dar, n linii generale, cronologia Cuaternarului bazat pe stratigrafia formaiunilor glaciare a fost astfel stabilit i este nc folosit de aproape toi specialitii (tabel 1.3.). Dar, aceast schem cronostratigrafic a Cuaternarului, oarecum confortabil i practic zdruncinat de rezultatele cercetrilor multidisciplinare din ultimele dou decenii, dintre care trei sunt mai importante (M.Campi i J.J.Macaire,1989): mesajul oceanic: sondajele efectuate n stratele superficiale de pe fundul oceanelor i analiza raportului O 18/O16 din testele foraminiferelor (C. Emiliani, 1955; N.J.Shackelton i Opdyke,1973, 1976) au artat c ciclurile climatice erau mult mai numeroase dect las s presupunem cadrul mai ngust al depozitelor continentale cuaternare, discontinui i cu multe lacune; aceste constatri au fost i sunt mult discutate, dar ele permit evideniarea unei mult mai mari complexiti climatice din ultimele dou milioane de ani; durata fenomenului glaciar n ciclul climatic: aceleai sondaje oceanice, ct i studiile palinologice i cele paleontologice, ultimele bazate mai ales pe dinamica populaiilor de roztoare, au artat c n fiecare ciclu climatic (glaciarinterglaciar), fenomenul glaciar propri-zis, nu ocupa dect un interval de timp foarte scurt, estimat cam la 10% din durata ciclului respectiv (H. Faure, 1980); dei aceste perioade scurte au fost foarte active pe planul sedimentrii, depozitele acumulate nu sunt dect expresia unei mici pri din timpul ciclului respectiv; non-contemporaneitatea extinderilor glaciare : studii recente, ntreprinse mai ales de grupul I.G.C.P. (International Geological Correlation Program), au artat c dezvoltarea ghearilor nu a avut loc peste tot n acelai timp; marile calote glaciare nord-europene i nord-americane nu reacionau n acelai mod la fluctuaiile climatice ca ghearii montani; chiar n interiorul acestora din urm efectele climatice locale puteau influena mai mult sau mai puin dinamica ghearilor. n acest stadiu, cnd schema veche a divizrii Cuaternarului este controversat, dar nu a fost nc ntocmit alta nou, care s surprind modificrile globale ale tuturor componentelor paleomediului din perioada respectiv, exist mai multe propuneri: meninerea terminologiei vechi n lipsa unei scheme mai bune, dar i pentru a evita confuziile ce ar putea aprea (F. Bourdier, 1980); n acest caz nu ar mai trebui meninut corespondena strict a unui singur eveniment climatic pentru o perioad glaciar sau interglaciar; perioada ar putea fi nlocuit cu termenul de complex, aceasta din urm putnd cuprinde mai multe secvene climatice, accepiunea global cronologic fiind astfel meninut (de exemplu complexul Rissian n loc de perioad glaciar Riss); adoptarea strict sau uor modificat a stratigrafiei definite pe baza analizei sedimentelor oceanice; aceast opiune ar fi tentant, dar curba izotopic oceanic este nc greu corelabil cu stratigrafia depozitelor glaciare continentale sau alpine (ex: corelarea unei morene continentale sau alpine cu o faz rece oceanic); folosirea prudent a apelativelor stratigrafice dintr-un spaiu geografic limitat fr a avea referine la un cadru stratigrafic global;

4

distingerea de morene sau complexe morenice dup poziia lor geografic (ex: complexul morenelor interne- n raport cu zona de alimentare a ghearului, complexul morenelor externe, ceea ce nu ar prejudicia poziia stratigrafic i mai ales pe cea cronostratigrafic). n ceea ce privete ncadrrile n anumite ntervale de timp a secvenelor glaciare i interglaciare cuprinse n diviziunile Cuaternarului, acestea au avut ca punct de plecare curba variaiei intensitii radiaiei solare realizat de M. Milancovi ( 1921, 1930, 1941), iar n ultimul timp curba paleotemperaturilor apelor oceanice ntocmit pe baza raportului O18/O16 (C. Emiliani, 1955; J.N. Schackleton i D.N. Opdyke, 1973, 1976). 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. Cuaternarul intr sub incidena de cercetare a mai multor stiine- geologie, paleontologie, geomorfologie .a. motiv pentru care i metodele de cercetare sunt multiple i difereniate dup scop. Metoda lito-biostratigrafic. Folosind fenomenul ireversibil al evoluiei biologice, metoda este frecvent folosit n ordonarea succesiunilor stratigrafice ale depozitelor marine, lacustre i continentale. Se ncearc stabilirea unor litofaciesuri i stratotipuri (straturi care conin o asociaie unic de fosile) prin care s se fac posibil paralelizarea unor formaiuni care s-au depus n aceleai condiii de sedimentare (medii de sedimentare). De asemenea, stabilirea tipurilor de depozite n funcie de geneza lor (glaciare, fluvioglaciare, eoliene, lacustre, fluviatile, de mlatin, etc.) necesit i tehnici foarte diverse de studiere a formaiunilor cuaternare- mineralogice, granulometrice, , rularea, lefuirea i strierea galeilor i grunilor de nisip etc. Prin asemenea investigaii au fost evideniate caracterele litologice i mineralogice ale morenelor, stabilindu-se sursa lor de provenien i direcia de deplasare a ghearilor. Pe baza principiului superpoziiei orizonturilor litofaciale i biostratigrafice a fost posibil stabilirea unei cronologii relative a formaiunilor i principalelor evenimente din timpul Cuaternarului. Caracterele depozitelor i asociaiilor de fosile (animale i vegetale) pot da i unele informaii referitoare la clima, vegetaia i fauna Cuaternarului. Dar vrsta relativ recent a formaiunilor cuaternare necesit pentru a fi datate nu numai o specie fosil, animal sau vegetal ci, de cele mai multe ori, un ansamblu paleontologic care s permit cel mai bine nelegerea paleomediului respectiv. Cadrul cronologic cel mai frecvent al formaiunilor cuaternare este caracterizat prin fluctuaii climatice de mare anvergur (glaciare, interglaciare) iar acestea sunt relevate nainte de toate de asociaiile faunistice i floristice. Dar poziia cronologic a acestor orizonturi biostratigrafice ntr-o faz climatic sau alta este de multe ori greu de precizat. Totui, progrese deosebite s-au fcut n studiul foraminiferelor fosile existente n depozitele cuaternare de pe fundul oceanului, cnd n ultima vreme, s-a reuit extragerea unor carote de lungimi mari (8-10 ani) ce includ sedimente nederanjate accumulate n ultimii 600 de mii de ani. Prin abundena, grosimea i forma cochiliilor au fost puse n eviden alternane de faun cald i faun rece, repetate de 11-15 ori. Formaiunile glaciare, alctuite din materiale detritice, sunt ns aproape complet lipsite de fosile. Astfel, aplicarea metodelor clasice ale biostratigrafiei, bazate pe evoluia faunelor i florelor, devine foarte dificil pentru studiul depozitelor cuaternare, chiar i numai pentru faptul c n perioade att de scurte puine specii noi au disprut. De aceea metoda este folosit pentru Pleistocenul inferior i mediu pentru c n Pleistocenul superior evoluia vieuitoarelor este puin evideniat pentru a putea servi unor scopuri de cronometrie. Metode geomorfologice. Au avut i au nc un loc important n descifrarea i cunoaterea reliefului i depozitelor cuaternare, n stabilirea dinamicii ghearilor, a relaiilor dintre oscilaiile ghearilor i reliefurile fluviatile i marine. Prin cartarea i explicarea genetic a tuturor formelor de relief create de agenii de modelare care au activat n timpul Cuaternarului ( ghea, zpada, nghe, ap curgtoare, vnt, .a.) geomorfologii au dat imaginea spaial i foarte diversificat a reliefului cuaternar. Prin asemenea metode au fost puse n eviden: extinderea ghearilor n raport cu morenele , legtura dintre formele acumulative i erozive i retragerea sau naintarea ghearilor, raportul dintre terasele fluviatile i terasele marine i legtura acestora cu fluctuaiile ghearilor i oscilaiile eustatice. A. Penck i Ed. Brckner (1909) stabilesc, pe baza relaiilor geomorfologice i stratigrafice dintre morenele, depozitele fluvio-glaciare i terasele fluviatile din Alpi prima cronologie a glaciaiunii alpine. Cele patru glaciaiuni succesiveGnz, Mindel, Riss, Wrm- rezult din existena celor patru serii de pietriuri i terase existente pe marginea nordic a Alpilor i afluenilor principali de la izvoarele Dunrii. Terasele i pietriurile corespund fazelor aluvionare din timpul glaciaiunilor, iar formarea vilor i tierea frunilor de teras corespund interglaciarelor. A. Penck a urmrit n amonte cele patru serii de pietriuri de teras i a observat trecerea lor n morene cu grade diferite de alterare: terasele superioare trec n morene mai vechi, mai alterate, gnziene i mindeliene, iar cele inferioare n morene mai recente, rissiene i wrmiene. Ch. Dpret (1923) propune o clasificare a tersaselor marine din bazinul Mediteranei i racordarea acestora cu terasele fluviatile, n raport cu glacio-eustatismul i glaciaiunile cuaternare (acumulare=transgresiune=interglaciar). Prin aceasta se completeaz sistemul de corelare geomorfologic i geocronologic ntre sistemele de modelare glaciar, fluviatil i marin. Metoda varvelor (argilelor rubanate). Fundamentat de geologul Gerald de Geer i prezentat la Congresul Internaional de Geologie din 1910 de la Stockholm, const n numrarea stratelor difereniate granulometric i coloristic depuse n lacurile i depresiunile proglaciare. Vara, cnd apele provenite din topirea ghearului sunt abundente, se acumuleaz un orizont predominant detritic (nisipuri), mai gros i mai deschis la culoare. n schimb, toamna i iarna, cnd aporturile detritice sunt mult sau complet reduse, n depresiunile i lacurile proglaciare se decanteaz argile, mluri i materiale organice, ce formeaz un orizont mai subire i mai nchis la culoare. O pereche alctuit din dou secvene sedimentare, de var i de

5

iarn, constituie o varv. Prin numrarea stratelor anuale (varvelor) G. de Geer (1912) face primele dat[ri de vrst absolut a sedimentelor proglaciare (geocronologia varvelor), prin acest metod stabilindu-se cu mult precizie fazele de retragere ale ultimei calote glaciare scandinave, apoi acele din jurul Marilor Lacuri (America de Nord), Patagonia, etc. Metoda sporo-polinic are n vedere aprecierea cantitativ-statistic a grunilor fosili de spori i polen conservai n formaiunile sedimentare, cu precdere turb, crbune, ml, argil. Prin stabilirea frecvenei diverselor specii de arbori de la care au provenit sporii i polenul se reconstituie spectrul asociaiilor vegetaiei dintr-un anumit teritoriu, pe baza crora pot fi deduse condiiile climatice care au existat n timpul acumulrii orizontului sedimentar. Metoda a fost pus la punct de geologul suedez Lenard von Post care, n anul 1916, la o ntrunire a naturalitilor scandinavi, prezint prima diagram polinic rezultat n urma unor studii stratigrafice. Metoda, cea mai important n cunoaterea evoluiilor mediilor vegetale, permite stabilirea unui cadru cronologic mai exact, bazat i pe evoluia climatelor, doar pentru timpurile 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 lui F. Firbas (1964). Pentru ara noastr se remarc coala de paleopalinologie creat de Emil Pop (1932). Specialitii romni au stabilit succesiunea fazelor silvestre din Carpai din timpul Tardiglaciarului i Postglaciarului. Pentru perioada cuaternar, n timpul creia nu exist plante nou aprute specifice uneia sau alteia dintre perioade, metoda sporo-polinic evideniaz n mod deosebit variaiile regionale i temporale ale asociaiilor vegetale, iar din predominana unor specii de arbori, comparativ cu repartiia lor actual, identific n orizonturile analizate existena unor asociaii specifice climatelor mai reci, mai calde, mai umede sau mai uscate. Permite, n acest sens, reconstituirea spectrului floristic, a zonalitii vegetaiei i climei n timpul Cuaternarului. Metoda radiometric este cea mai bun metod pentru determinare vrstei absolute a unui eantion mineral sau organic, avnd la baz timpul de njumtire a izotopilor radioactivi. A fost inventat de fizicianul american W.F. Libby (1949) care a folosit izotopul radioactiv C14, provenit din reacia neutronilor produi de reaciile cosmice cu izotopul de azot (N 14). Izotopul de C14 este absorbit din atmosfer de corpurile organice i se pstreaz n cantitate constant pn la moartea acestora, dup care ncepe s se dezintegreze cu o perioad de njumtire de 573040 ani. Msurarea coninutului rezidual n C 14 dintrun corp organic permite calcularea vrstei sale. Datorit perioadei scurte de njumtire metoda radiometric ce folosete ca izotop C14 poate fi folosit pentru dotri pn la vrste de 50-60 mii de ani (tabel 2.2.). Pentru stabilirea unor vrste mai mari se folosesc alte elemente radioactive a cror dezintegrare radioactiv este lent. Majoritatea rocilor conin cantiti minuscule de elemente radioactive cum sunt uraniu (U243) potasiu (K40) thorium (Th230) rubiniu (Ru) care prin dezintegrare gradat pot forma alte elemente. Cunoscndu-se ritmul acestei dezintegrri se poate calcula vrsta rocilor prin msurarea cantitii de elemente radiogenice, secundare, prezente azi n asemenea roci. Mai trziu (G.H. Curtis, J.F. Evernden, J.F. James, D.E. Savage, 1964), a permis datarea depozitelor vulcanice neogene i cuaternare inferioare. Ea se fondeaz pe faptul c potasiul radioactiv (K 40) prezent n unele roci vulcanice se dezintegreaz producnd argon (Ar40). n momentul cristalizrii, teoretic roca nu conine argon, iar acesta nu apare dect progresiv pe msura dezintegrrii potasiului dup o perioad de njumtire de 11.850 de ani. Estimarea raportului K40/Ar40 permite evaluarea vrstei de cristalizare a rocilor. Prin acest metod s-a stabilit vrsta cenuii vulcanice de la Olduvai, care acoper stratele de argile ce conin unelte aparinnd lui Homo habilis, obinndu-se 1.750.000 ani. Prin metode radiometrice au fost datate multe orizonturi sedimentare cuaternare, reuindu-se o mai bun cronologie i corelare regional a acestora. Prin convenie, dat de referin 0, prezentul, a fost fixat la anul 1950, i n mod obinuit valorile care exprim vrsta respectiv sunt urmate de iniialele B.P. (limba englez: before present=fa de prezent; de exemplu 73.500150 B.P.). Metoda izotopilor de oxigen. Avnd n vedere rezultatele excelente pe care le-a dat este tot mai mult folosit pentru determinarea paleotemperaturilor apelor marine din diferite timpuri geologice, dar mai ales n timpul Cuaternarului. Oxigenul se gsete n 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. Chimistul american H. Urey (1947) a constatat c abundena relativ a izotopilor de O18 i O16 nmagazinai n CO3 i Ca din cochiliile foraminiferelor depinde n mare msur de temperatura apei marine, pstrnd proporia din timpul formrii acestora, iar proporia (O18/O16) variaz indirect cu creterea temperaturii apei. Stabilindu-se relaia dintre proporia de O 18/O16 i 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 sunt exprimate prin ..O18 ( Pe baza unor relaii matematice ( M.C. Rea, 1950; S. Epstein, 1951; H. Urey, 1951; C. Emiliani, 1955, .a.) s-a ajuns la stabilirea unei scri a paleotemperaturilor apei oceanice n raport cu ....... O18 . Datarea orizonturilor fosile analizate s-a fcut cu ajutorul izotopilor radioactivi, fapt pentru care scara paleotemperaturilor (scara izotpilor de oxigen) beneficiaz i de o cronologie absolut foarte exact. n urma determinrilor fcute pe carotele extrase de pe fundul Oceanului Atlantic, C. Emiliani (1955), apoi J.N. Shackleton i N. Opdyke (1973) au realizat curba variaiei O18 i a paleotemperaturilor apelor marine n ultimii 800 de mii de ani, identificnd 23 stadii climatice (numerotate de la 1 la 23), dintre care 11 sunt reci, i au fcut unele aprecieri:

6

stadiile 1-18 corespund epocii paleomagnetice Brunhes; stadiile 2, 3, 4 i 5 corespund ultimei glaciaiuni (inclusiv substadiile 5a, 5b, 5c i 5d) substadiul 5e aparine ultimului interglaciar; n epoca paleomagnetic Brunhes au avut loc 8 glaciaiuni: 18, 16, 14, 12, 10, 8, 6 plus ultima glaciaiune; succesiunea alternativ evident glaciar-interglaciar a aprut n ultimii 800 de mii ani Beneficiind de aceleai date, obinute din analizele cu izotopi de oxigen a carotelor extrase din partea central a Atlanticului, W.S. Broeker i von Donk (1970) au indicat pe curba paleotemperaturilor perioadele de acumulare a gheii pe continente i perioadele de dezghe care au urmat. Ultimele, foarte rapide, au fost numite terminale. De asemenea, cei doi autori au apreciat c nmagazinarea gradat a gheii n domeniul continental s-a realizat ntr-un timp mediu de 90 de mii de ani, iar dezgheul n mai puin de o zecime. Terminalele, corespunztoare dezgheului, reflect scderi brute de O18. Metoda paleomagnetic. Frecvent folosit n reconstituirile paleogeografice, se poate aplica att n rocile vulcanice, ct i n cele sedimentare. Pentru orice timp dat, cmpul magnetic poate fi definit prin trei parametri: declinaia (D), unghiul dintre nordul magnetic i nordul geographic; nclinaia sau dip ( I ), nclinaia fa de orizontal a unui ac suspendat, liber i care variaz de la 0 la ecuatorul magnetic la 90 la polul magnetic; intensitatea (F) sau puterea cmpului, care este de 1,5 ori mai puternic la ecuator fa de cea de la poli Rocile care conin minerale de fier devin magnetice n cazul n care topiturile magmatice i lavele cu temperature peste 1000C (la aceste temperaturi ridicate proprietile magnetice sunt distruse) s-au solidificat sub 600C. La aceste temperaturi particulele minerale de fier, pe care le conin rocile sunt magnetizate i orientate n direcia cmpului magnetic dominant al Pmntului. Rocile sedimentare sunt formate i din particule ce conin minerale de fier, deja magnetizate, care provin din erodarea rocilor preexistente. Depuse n lacuri, mri i oceane, aceste particule magnetice se reorienteaz i se cimenteaz, odat cu roca, n direcia cmpului magnetic existent n timpul sedimentrii. Aceast magnetizare remanent, conservat n rocile vulcani sau sedimentare, nu mai este afectat de schimbrile ulterioare ale cmpului magnetic, fapt pentru care ele nregistreaz direcia campului magnetic al Pmntului din timpul n care s-au format. n consecin, ambele tipuri de roci, vulcanice i sedimentare pot conine o magnetizare remanent care reflect direcia polului magnetic din timpul cnd s-a format roca. Pe baza studiilor detaliate ale paleomagnetismului rocilor a putut fi reconstituit migrarea polului geomagnetic n decursul trecutului geologic, dar mai ales n timpul Cuaternarului, fa de care V. Bucha (1976) leag i o parte din evenimentele climatice din emisfera nordic. Exist i un alt aspect, foarte important, care a rezultat din studiul paleomagnetismului rocilor, i anume c n decursul timpului, cmpul magnetic al Pmntului a suferit modificri, iar emanaia remanent poate fi normal (la fel cu cea actual) sau invers. Cercetrile au artat c inversarea polilor magnetici are loc n cteva mii de ani, iar polaritatea normal sau invers este apoi meninut pentru perioade ce variaz ntre 100 de mii de ani i 50 milioane de ani. Folosind rocile vulcanice, inclusiv cele situate de o parte i de alta a riftului medio-atlantic, a fost ntocmit sacra schimbrilor de polaritate ale campului magnetic al Pmntului (A. Coix, R. Dolli i G. Dalrymple, 1963, 1965) pentru cel puin 4 milioane de ani. Timpul cnd cmpul magnetic a avut aceeai polaritate corespunde unei epoci (Gilbert, Gauss, Matuyama, Brnhes), iar diferitele schimbri de polaritate de durat mai mic din interiorul acestora corespund unor evenimente (Olduvai, Jaramillo, etc.). Fiind completat prin datri radiometrice, aceasta a devenit o important scar geocronologic (scara polaritii geomagnetice) la care sunt raportate principalele evenimente ale Pliocenului i Cuaternarului. S-a stabilit c perioada Cuaternar ncepe n timpul evenimentului Olduvai, cnd are loc revenirea pentru scurt timp la o polaritate normal n interiorul epocii de polaritate invers Matuyama, iar limita ntre Brunhes i Matuyama (0,73 milioane ani) a fost aleas ca referin pentru limita dintre Pleistocenul inferior i Pleistocenul mediu. Paleomagnetismul a fost de un real folos n stabilirea cronologiei depozitelor din Marele Rift al Africii Orientale, n corelarea marilor secvene loessice din Europa i Asia. De asemenea, a permis evaluarea vitezei de expansiune a bazaltelor care constituie fundul oceanelor de o parte i de alta a marilor dorsale. Din paralelizarea schimbrilor de polaritate ale cmpului geomagnetic, cu resturile fosile din carotele extrase de pe fundul oceanului s-a constatat c multe specii de fosile dispar aproximativ n timpul inversrii polaritii i ca specii noi au aprut n scurt timp dup aceea (D.H. Tarling i M.P. Tarling, 1978). Tefrocronologia (lb. greac: tephros=cenu). Este o metod utilizat n studiul depozitelor cuaternare att pentru stabilirea stratigrafiei, ct i pentru datarea acestora. Cenuile vulcanice (cu coninut mineralogic i chimic asemntor) intercalate n formaiunile cuaternare constituie orizonturi reper ce pot fi clar identificate (sub raport chimic i mineralogic), dar i bine datate (prin metode radiometrice). Astfel, n toate turbriile Patagoniei stratele de cenu vulcanic sunt datate la 10.000, 6.700, 2.300 i 1.000 ani B.P. Depunerea lor a fost nsoit de mari incendii de pduri (ce au permis studii dendocronologice successive), care au avut, fr ndoial, 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 ctre A.E. Douglas (1920) n

7

S.U.A., se bazeaz pe studiul inelelor de cretere ale arborilor ce au o mare longevitate. De exemplu Pinus aristata i Sequoia gigantea n S.U.A., sau stejarul n Europa, care au permis datri de la 9.000 la 5.000 ani B.P. Fiecare inel anual este format din celule lemnoase mai mari, ce cresc primvara, i din celule mai mici, corespunztoare anotimpurilor de var i toamn. Verile mai umede produc inele de cretere mai groase, pe cnd verile secetoase micoreaz mult dimensiunea acestora. Limea inelelor de cretere este condiionat n America de Nord de precipitaii, iar n Scandinavia de temperaturile estivale. Metoda este folosit pentru datarea unor depozite cuaternare recente (istorice), dar mai ales pentru reconstituirea condiiilor de mediu din timpul creterii copacilor respectivi. Corelndu-se inelele de cretere ale copacilor dintr-o succesiune stratigrafic din vestul S.U.A., s-a reuit realizarea unei dendrocronologii ce se ntinde peste aproape tot Holocenul. Metodele arheologice. Sunt folosite pentru estimarea vrstei relative a formaiunilor cuaternare, lundu-se ca reper orizonturile care conin culturi materiale ale cror caracteristici arat apartenena la o anumit epoc de dezvoltare a acestora. Valoarea stratigrafic este mai puin precis deoarece n regiuni diferite evoluia culturii materiale nu s-a realizat n acelai timp, ncepnd mai devreme sau ncheindu-se mai trziu. Totui, pe baza dezvoltrii culturilor materiale din diferite regiuni ale lumii a rezultat scara cronologic arheologic fixarea n timp a resturilor materiale fcndu-se prin metode radiometrice, sporopolinice i biostratigrafice. Metode pedologice. Se bazeaz pe analiza succesiunii orizonturilor de paleosoluri ( corespunztoare interglaciarelor sau interstadialelor) i loessuri (glaciare sau stadiale), contribuind la cunoaterea asociaiilor climatice i la orizontarea stratigrafic a Pleistocenului, ndeosebi a celui superior. Identificarea n cadrul acestor complexe stratigrafice a structurilor periglaciare (pene, involuii) permite i mai mult fixarea condiiilor climatice i a proceselor criogene care s-au succedat n timpul Pleistocenului, la periferia calotelor glaciare, adic n regiunile periglaciare. Corelate cu analizele sporopolinice (care stabilesc asociaiile vegetale din timpul formrii solurilor fosile), cu stadiile paleotemperaturilor rezultate din variaia izotopilor de oxigen i cu evenimentele paleomagnetice, s-a reuit n ultima vreme stabilirea unor subdiviziuni cronostratigrafice regionale ale loessului i paleosolurilor.

CLIMA CUATERNARRcirea general a climei i oscilaiile climatice din timpul Cuaternarului au avut drept consecin principal instalarea marilor mase de ghea care au ocupat cea mai mare parte a regiunilor polare si temperate, dar i suprafee ntinse ale regiunilor muntoase situate in zonele intertropicale. Ca urmare, aproape totul se transform ntr-un pustiu de ghea, iar vegetaia i fauna sunt mpinse spre ecuator. 3.1 Dinamica general a peisajului Marginea marilor calote glaciare pleistocene avea o clim rece, puternic influenat de masele de aer polar, iar poziia ei se transformase oarecum ntr-o limit a domeniului vieii, sub diversele ei forme. Multe specii vegetale i animale au fost nevoite s se retrag spre latitudini i altitudini mai joase, sau s se adapteze noilor condiii.Chiar Homo erectus i Homo sapiens au ramas departe de aceste inuturi neospitaliere. Alternana, ntr-un timp relativ scurt, a fazelor glaciare i interglaciare, cu pendulri ale florei i faunei,a accentuat fenomenul de diversificare i adaptare a acestora. Odata cu aceste fluctuatii ale limitelor ghetarilor si ale marilor asociatii faunistice, clima a fost aceea care a controlat si intreaga activitate de modelare a reliefului, inlocuind sau amplificand periodic un anumit sistem morfogenetic. Cu toate c in mod frecvent Cuaternarul este asimilat cu epoca marilor glaciaiuni, cnd s-au produs cele mai spectaculoase i rapide transformri ale peisajului terestru,trebuie totui s avem n vedere c ele ocup mai puin de jumtate din durata total a acestei perioade. Dac am socoti doar ultimele trei faze glaciare, mai bine cunoscute, cu extensiuni ce depeau mult ntinderile actuale ale ghearilor, i cu parametri climatici extrem de severi, am constatat c reprezint numai 1012% din timpul Cuaternarului. Cuaternarul debuteaz prin rcirea general a climei. Dar aceast rcire trebuie totui neleas n comparaie cu clima mult mai cald a Pliocenului, pentru c altfel nu s-ar explica nici asociaiile floristice i faunistice n care ponderea speciilor termofile se mentinea nc destul de mare, nici marile ansambluri morfogenetice. De aceea, n evoluia peisajului, ntre Pliocenul mai clduros i epoca marilor glaciaiuni cu clim mai riguroas, trebuie s amintim i o perioad de tranziie. Astfel, n dinamica de ansamblu a peisajului Cuaternar, pot fi conturate trei etape principale: preglaciar, glaciar i postglaciar. Etapa preglaciar cuprinde partea inferioara a Cuaternarului, pan la glaciaiunea Mindel (Elster, Kansas), i nsumeaz circa 1,5 milioane de ani. Aproape n toate regiunile temperate i tropicale faza de rehistazie climatic, caracterizat nu att prin rcire ci mai ales prin aridizarea ei, este surprins n activitatea morfogenetic prin accentuarea proceselor de eroziune n reliefurile mai nalte, i prin acumularea materialelor sub form de piemonturi n depresiunile sau cmpiile marginale. Este faza villafranchian n timpul creia se formeaz, pe lng piemonturile marginale ( Piemontul Getic, Piemontul Padului, Piemontul nord-pirinean, , Piemontul Andin .a) i cele mai ntinse glacisuri de eroziune tiate n formaiuni sedimentare mio-

8

pliocene. Faza urmtoare, premindelian este mai eterogen sub aspect climatic i morfogenetic, acum alternnd secvene umede i mai reci cu secvene calde. n zonele temperate, unde oscilaiile climatice au fost mai evidente, peisajele erau i ele ceva mai diversificate: apar i se extind gheari montani i de calot, iar secvenele mai calde devin favorabile proceselor de alterare i de pedogenez. n schimb, n zonele tropicale, mai aride, cu ploi torentiale, clima i degradarea covorului vegetal favorizau formarea i extinderea piemonturilor i glacisurilor de eroziune ( Magreb-Africa de Nord, Anzi-America de Sud, Aragon-Spania etc). Etapa glaciar include cea mai mare parte a Pleistocenului mediu i tot Pleistocenul superior, ncepnd cu faza glaciar Mindel ( Elster, Kansas ). De acum rcirea climei este tot mai sever, iar efectele ei se prelungeau mult peste teritoriile latitudinilor medii. Este timpul extinderii maxime a ghearilor i a marilor fluctuaii, a restrngerii zonelor temperate i tropicale n favoarea tundrelor i stepelor reci. Sub raport morfogenetic se realizeaz cele mai ntinse i evidente forme de relief glaciar, de eroziune i de acumulare. Fazele de nghe maxim au fost urmate ndeaproape de accentuarea eroziunii n adncime n urma creia au rezultat versani mult mai nclinai, spre deosebire de fazele periglaciare care au elaborat un sistem de pante mai puin diversificat ( versani de tip glacis, vai largi erodate ). Tot datorit alternrii fazelor de acumulare i eroziune liniar, dar i a regresiunilor marine este timpul cnd se formeaz marile sisteme de terase fluviatile i marine. n regiunile periglaciare montane aporturile masive de materiale transportate de ruri au dat natere marilor cmpii de glacisuri aluvio-proluviale. n regiunile montane, ndeosebi n timpul ultimei glaciaiuni, se stabilesc principalele aliniamente de abrupturi de dezagregare ce alimenteaz pnzele de grohoti. Etapa postglaciar corespunde ultimelor 10 000 de ani, ct dureaz Halocenul. Evenimentele climatice, marcate printr-o nclzire general, au favorizat migrarea ctre latitudinile i altitudinile mari a zonelor i etajelor de vegetaie, cu asociaiile faunistice corespunztoare. Dup topirea i retragerea ghearilor montani i de calot, peisajul regiunilor temperate i subpolare este dominant de marile ansambluri morenice, cmpii fluvio-glaciare, vi i circuri glaciare, fiorduri i estuare etc.Evenimentele climatice marcate printr-o nclzire general au favorizat migrarea ctre latitudini i altitudini mari, peste teritoriile pustiite de gheari, a zonelor i etajelor de vegetaie, cu asociaiile faunistice corespunztoare. Este timpul cnd pe suprafaa Terrei se definitiveaz peisajul actual, n cadrul cruia Homo sapiens ncepe s ocupe un loc din ce n ce mai important. Date mai importante n cunoaterea ghearilor i glaciaiunii cuaternare Cu toate c ghearii i calotele glaciare care acoper astzi cele mai mari nltimi montane i uscaturi din regiunile polare erau cunoscute din cele mai vechi timpuri, ele reprezentnd pentru triburile i popoarle lumii antice i medievale limite severe de accesibilitate, problema unor gheari cu extinderi mult mai mari dect actuali a fost pus n a doua parte a secolului al XVIII-lea. Prin observaii tot mai numeroase, ntreprinse ndeosebi n Europa i America de Nord, la sfaritul secolului al XIXlea se acumuleaz suficiente date pe baza crora au fost emise i primele conceptii asupra glaciaiunii cuaternare (tab.3.1). n prima jumatate a secolului al XX-lea apar primele sinteze regionale, cu numeroase referiri la dinamica i extinderea ghearilor, la cauzele modificrii climei i aparitia glaciaiunii. Dup al doilea rzboi mondial, beneficiind de noi metode i tehnici de cercetare, de o mai eficient organizare a cercetrii mediului natural din timpul Cuaternarului, se aduc precizri importante mai ales n datarea i dinamica ghearilor, a oscilaiilor climatice i a relaiilor dintre atmosfer-hidrosfer-criosfer-biosfer, pe de o parte, n legatur cu modificrile, relativ ciclice, ale unor parametrii teretrii sau extrateretri, pe de alt parte. Astfel, n cunoaterea glaciaiunii cuaternare pot fi separate dou mari etape: sfritul secolului al XVII-lea-sfritul secolului al XIX-lea, secolul XX. Sfritul secolului al XVII-lea-sfrsitul secolului al XIX-lea se ramarca prin: primele referiri asupra unor gheari montani i continentali cu extindere mai mare dect cea actual, avnd la baza depozitele glaciare gsite cu mult n afara sferei de activitate a ghearilor actuali ( blocuri eratice, morene, striuri, roci lefuite etc.); mbogirea terminologiei tiinifice prin definirea i folosirea corect a acesteia; primele studii asupra glaciaiunii cuaternare, ca fenomen general cu mare extindere spaiala i temporal, i asupra cronologiei acesteia; se folosesc cu precdere metode geomorfologice, bio i litostratigrafice; stabilirea cronologiei relative a fazelor glaciare i interglaciare. Secolul al XX-lea adece cele mai importante precizri asupra glaciaiunii cuaternare: apar primele lucrri de sintez cu referiri mai ample asupra glaciaiunii si consecinelor acesteia n peisaj; se realizeaz numeroase paralelizri i sinteze referitoare la cronologia fazelor glaciare i interglaciare, la depozitele i relieful glaciar, periglaciar, fluviatil, marin, eolian; studiile se extind n toate regiunile afectate de ghearii cuaternari; sunt emise cele mai multe ipoteze privind cauzele modificrilor climatice i apariiei glaciaiunii cuaternare, ncercndu-se, pe baza datelor acumulate, o abordare interdisciplinar i global a problemei; un rol important n coordonarea cercetrilor interdisciplinare asupra Cuaternarului ( INQUA) ale crei baze au fost puse la Copenhaga n anul 1928. n cercetrile efectuate se folosesc metode i tehnici tot mai sigure i mai unitare: sporo-polinice, verve, soluri fosile, izotopi radioactivi, izotopi de oxigen, spectrometrie etc; au fost iniiate programe de cercetare naionale i internaionale n vederea definirii ct mai corecte a timpului cuaternar.

9

Cauzele rcirii climei i aparitiei glaciatiunii cuaternare In istoria evoluiei Pamantului clima nu a fost constanta, ea a suferit schimbari mai indelungate sau de mai scurta durata.Cauzele acestor modificari nu sunt elucidate complet, dar s-a stabilit ca ele au fost rezultatul cooperarii diferitelor procese terestre si extraterestre care au cuprins multiple interarctiuni dintre componentele sistemului climatic. Dupa A. Berger (1978) sistemul climatic cuprinde : atmosfera, hidrosfera(oceanul),criosfera, litosfera si biosfera. Aceste componente sunt conectate intre ele prin procese fizice, chimice si biologice in cadrul ciclului hidrologic, a radiatiei si schimbului de caldura, a gazelor si particulelor antrenate in miscari de advectie, convectie si turbulenta. Sistemul climatic astfel conceput poseda capacitatea de a reactiona la toate schimbarile care au intervenit pe diferite intervale de timp : de la care cele mai indelungate schimbari climatice constatate(104 - 108) ani pana la fluctuatii (10 - 104) si variabilele climatice (1 an). Dar acest mare numar de interactiuni complicate a ingrunat, deseori, separarea cauzelor si de efectele lor si elucidarea schimbarilor climatice. De altfel, E. J. Kutzbach (1979) si T. M. L. Wigley et al (1981) incearca sa prezinte care sunt principalii factori si principalele interactiuni ce pot deveni cauze ale schimbarilor climatice pe diferite perioade de timp. Pentru explicarea cauzelor care au provocat aparitia glacialelor si interglacialelor in Pleistocen, trebuie selectionati acei factori care pot determina schimbari ciclice cu perioade de 104 - 105 ani. Astfel izostazia (punctul 4), modificarea parametrilor orbitei Pamantului (punctul 5), activitatea vulcanica (punctul 8), intercatiunile atmosfera ocean criosfera litosfera (punctul 9) si variatiile radiatiei solare (punctul 5) sunt factorii potentiali de provocare a alternantei glacialelor si interglacialelor din timpul Pleistocenului. Ceilalti factori actioneaza numai la scara geologica modificarea activitati solare (punctul 10); deriva continentelor (punctul 3); orogenezele (punctul 4) sau sunt importanti numai pentru variatiile anuale de scurta durata cum ar fi : interactiunile atmosfera ocean (punctul 11); variabilitatea atmosfrei (punctul 12) (R. Przybylak, 1986). In ultimii ani s-au facut progrese insemnate in cercetarea schimbarilor climatice, dar si a cauzelor ciclicitatii glaciare in Pleistocen. Ele se datoreaza : modelarilor matematice foarte avansate ale variatiilor parametrilor orbitei terestre, ale interactiunilor dintre atmosfera ocean criosfera continente; obtinerea de noi date paloclimatice, mult mai veridice, referitoare la epocile glaciare, provenite in special din carotele de sedimente extrase de pe fundul oceanelor si din masele actuale de gheata. Tentativele de explicare a proceselor si mecanismelor schimbarii climatice au propus numeroase ipoteze cuprinzand, dupa caz, o mare varietate de factori cosmici si terestri, dar specialistii nu au cazut de acord asupra unui punct de vedere comun. Desi aceste ipoteze nu sunt deocamdata confirmate prin calcule sau observatii directe ele nu si-au pierdut nici interesul si nici actualitatea. In raport cu datele pe care se bazeaza, o parte din aceste modele, logice sau matematice, pot fi credibile, posibile sau demonstrabile, iar altele raman discutabile chiar din punctul lor de plecare. Dintre cauzele care s-au dovedit ca se colereaza si se implica mai bine in racirea climei si in oscilatiile climatice sunt in mod frecvent citate urmatoarele doua : radiatia solara primita la limita exterioara a atmosferei si structura suprafetei terestre cu intregul complex de procese si relatii fizice dintre componentele sale (atmosfera oceane criosfera litosfera biosfera). Luate separat, toate aceste ipoteze sunt susceptibile de critici, pentru ca ele dau raspunsuri partiale referitoare fie la cauzele racirii climei si aparitiei glaciatiunii, fie la oscilatiile climatice si repetabilitatea glaciarelor si interglacialelor in timpul Pleistocenului. n general, s-a stabilit c pentru formarea si pastrarea marilor campuri de gheata ( aproximativ 32% din suprafata uscatului ) sunt necesare doua conditii esentiale:precipitatii sub forma de zapada, deci clima rece, iar zapada sa se pastreze de la un an la altul in zonele de acumulare a ghetarilor.Pentru intelegerea si explicarea acestui grandios fenomen natural de talie planetara trebuie sa se porneasca de la cunostintele cele mai sigure pe care le avem despre glaciatiunea cuaternara. climatul normal al Pmantului este nonglaciar; temperatura a sczut lent n timpul Neogenului pentru a culmina n timpul perioadelor glaciare; n ultimii 800.000 de ani au existat 12-15 glaciaiuni in emisfera nordica, toate avand aceeasi localizare; 4\5 din calota glaciar a fost extins pe continentele din vecinatatea Atlanticului de Nord; ultimele glaciaiuni, singurele mai bine cunoscute, au coincis cu perioade reci, cnd temperatura medie anuala a Terrei a scazut fata de prezent cu circa 6C; n timpul Pleistocenului superior aceste glaciaiuni au fost probabil sincrone in cele doua continente nordice, si de asemenea sincrone in cele doua emisfere; interglaciarele au fost mai lungi decat glaciarele si au avut temperaturi analoage celor actuale ( 2C ); inceputul glaciar ( anaglaciarul ) pare sa fi fost mai umed, iar apogeul si sfarsitul ( cataglaciarul ) mai uscate. Pentru explicarea rciri climei i fluctuaiilor climatice din Cuaternar au fost emise numeroase ipoteze, care pot fi grupate,n functie de factorii invocati, in doua mari categorii: cauze terestre si cauze extraterestre. Cauze terestre Acestea se refer fie la explicarea cauzelor care au produs rcirea severa a climei in Cuaternar, dar mai ales in Pleistocen, fie la oscilatiile parametrilor climatici care au provocat alternanta glaciar-interglaciar. Ele au in vedere analiza acelor elemente ale sistemului climatic care isi au obarsia la suprafata Pamantului.

10

Micrile tectonice. Dintre acestea au fost frecvent invocate drept cauze ale modificarilor climatice: orogeneze, epirogeneza si izostazia. Procesele tectonice sunt insotite de efecte clare, ca variatiile pe termen lung in circulatia oceanica sau a maselor atmosferice, modificarea raportului dintre uscat si apa sau a configuratiei oceanelor si continentelor, cu urmari direct in climat. Micrile orogenice si epirogenice au fost implicate in modificarea generala a climei mai intai de catre J.D.Dana (1856) si W.Ramsay(1912), ca sigure cauze posibile, iar mai tarziu si de alti cercetatori ( R.F.Flint, 1957; H.H.Lamb, 1966; s.a), care le-au atribuit un anumit rol alaturi de variatia altor componente terestre. Astfel, miscarile orogenice de la sfarsitul Neogenului si inceputul Cuaternarului au determinat inaltarea brusca a catenelor muntoase, chiar cu 1.000-2.000 m, favorizand constituirea primelor nuclee glaciare. Impreuna cu miscarile epirogenice regionale acestea au contribuit la inaltarea medie a uscatului cu circa 500 m, adica de la 300 m cat era la inceputul Neogenului pana la 800 m, la inceputul Cuaternarului. Daca se are in vedere si scaderea nivelului oceanic cu cel putin 100 m in timpul Pleistocenului, inaltimea medie a reliefului continental a crescut cu 600 m, iar prin exondarea celei mai mari parti a platformelor continentale, suprafata uscatului a crescut cu circa 26 milioane km. Luand in considerare numai gradientul termic altitudinal inseamna ca temperatura medie a uscatului a scazut cu 3C , dar numai cu 1C pentru tot globul (R.F.Flint, 1957 ). Pe de alta parte, modificarea raportului dintre uscat si apa a contribuit si la cresterea continentalizarii climei. Mai mult, dupa parerea lui H.H.Lamb (1966) continentele nu reprezentau doar un suport pentru acumularea ghetii, ci ele inmagazinau mai putina caldura solara decat oceanele, iar suprafata lor mai mare a contribuit la racirea Pamantului. Marile lanuri oceanice ale Terrei care s-au individualizat la sfaritul Neogenului au putut avea influene importane i n circulatia atmosferei. Dupa N.V.Saks (1958) ridicarea sistemului alpino-carpato-caucazo-himalian a impiedicat circulatia meridiana, favorizand racirea regiunilor nordice prin diminuarea transportului de caldura si umiditate, coborarea limitei zapezilor permanente si accelerarea cresterii maselor de gheata. Modificarea fluxului caloric al Pmntului, ipotez susinut de J.Joly (1923), L.Kirsh ( 1931), A.Wagner (1940), este invocat drept cauza a racirii climei. In timpul orogenezelor, datorita dezintegrarii substantelor radioactive, in scoarta terestra se produce o descarcare de caldura, cuprinsa intre 50 si 250 cal/cm, acumulata anterior intr-o perioada lunga de timp.Dupa consumarea procesului orogenic, substratul racit al lanturilor muntoase, alaturi de altitudinea crescuta a acestora, a favorizat aparitia ghetarilor. Teoretic acest ciclu ar fi de 30-50 milioane de ani daca se ia in considerare radioactivitatea din crusta si de circa 250 milioane de ani daca se iau in considerare si straturile mai adanci. Dei astzi inaltimile scoartei si mai ales ale lanturilor muntoase nu se mai considera drept cauza a racirii climei, ele pot totusi sa fi jucat un rol activ in conditiile de formare a unei glaciatiuni, sa fi constituit premize si cauze regionale pentru formarea ghetarilor. Mai mult, micrile epirogene i orogene par s aiba caracteristica de a fi evoluat la intervale constante de timp, de ordinul 108- 109, situatii in care au contribuit semnificativ la variabilitatea climatului. Cu toate acestea se constata o slaba corelare intre fazele orogenice si unele glaciatiuni. Izostazia poate provoca modificri ale climei din cauza incarcarii continentelor cu gheata si a modificarii nivelului oceanic. Prin greutatea sa, gheata provoaca scufundarea uscatului pe care se dezvolta. Dupa retragerea ghetarilor intervine lent procesul de ridicare izostatica ce poate dura 104 pana la 105 ani. Cresterea inaltimii uscatului continental contribuie la marirea probabilitatii aparitiei glaciatiunilor continentale. Modelul construit de J.Oerlemans (1980) arata posibilitatea crearii unei periodicitati cu o durata de 100.000 ani,fara a mai interveni si alti factori periodici exteriori. Controlul glacioizostatic al glaciaiunii mai este sustinut si de S.W.Tomirdiaro (1971) care leaga epoca glaciara neozoica de deriva continentelor. El considera ca, odata cu reducerea progresiva a legaturii dintre Bazinul Artic si Oceanul Atlantic, in limitele Bazinului Artic au inceput sa se formeze tot mai mari intinderi de gheta (banchiza), iar alte procese ulterioare duc la formarea invelisului de gheata continental. Acesta, la randul sau, provoaca scufundarea izostatica a pragului Insulele Froe Insulele Sheetland, din care cauza apele calde ale Atlanticului au acces liber in Bazinul Artic si distrug gheturile care il acopera. Incalzirea apelor Bazinului Artic contribuie la topirea ghetarilor continentali si la instalarea unei perioade interglaciare. Fundul marii scufundat glacioizostatic in regiunea pragului Froe- Sheetland se ridica, impiedica accesul apelor calde atlantice catre Bazinul Artic si astfel ciclul se repeta. Autorul, care incearca explicarea ciclurilor glaciar- interglaciar din timpul Pleistocenului numai pe baze glacioizostatice, nu ia in considerare si oscilatiile glacioizostatice ale bazinelor oceanice care au reactionat mai repede si in sens cu totul opus decat miscarile glacioizostatice ale bazinelor oceanice care au reactionat mai repede si in sens cu totul opus decat miscarile glacioizostatice ale pragului. Pe de alta parte, din cauza diferentei de timp intre formarea calotelor glaciare si procesele de deformare a crustei si reactiei izostatice, precum si din cauza reactilor inverse, efectele glacioizostatice au consecinte deosebit de complexe, neperiodice, si nu pot fi sincronizate cu oscilatiile intinderii ghetarilor continentali. Deriva continentelor i migrarea polilor sunt adesea luate n discuie n explicarea glaciaiunilor continentale, dar mai ales a repartiiei lor spaiale. Ajungerea continentelor in regiunile polare a favorizat racirea climatului prin faptul ca pe suprafata lor s-au acumulat zapezi permanente care se transformau treptat in gheata. O asemenea situatie se intalneste in prezent in Bazinul Artic care este separat prin praguri inalte de restul Oceanului Planetar. Aceste praguri stanjenesc circulatia libera a apelor oceanice si patrunderea curentilor calzi din zona tropicala, ajutand racirea si inghetarea apelor in Bazinul Artic ( D.H.Tarling, M.P.Tarling, 1978). W.Kppen si A.Wegener (1924) au fost de prere c numai modificarea elementelor astronomice nu sunt suficiente pentru explicarea glaciaiunilor pleistocene.Modificarile periodice ar putea lamuri doar ritmul epocilor glaciare, nu si cauza. Iar aceasta a fost cautata in deplasarea blocurilor continentale si migrarea polilor.

11

Schimbarea circulaiei apei oceanice. Aceasta constituie, de obicei un efect secundar i aleatoriu al altor schimbari, ca de exemplu deriva continentelor, orogeneza, epirogeneza. Dupa cum sugereaza T.M.L.Wigley et al (1981) oceanele pot actiona asupra climei in diverse feluri, modificand: albedoul, dependent de schimbrile geografice ale oceanelor; cantitatea de cldur inmagazinata, in special in oceanele adanci, care constituie mari rezervoare potentiale de caldura; cantitatea de cldur transportat pe directia meridiana; temperatura suprafeei mrilor, care ar putea aciona asupra stratelor inferioare ale atmosferei i n consecinta sa provoace chiar schimbari ale circulatiei atmosferei ( J.Namias, 1969; H.H.Lamb, 1976; s.a). n mod frecvent se apeleaz la relatia dintre apele atlantice, aflate sub influenta Curentului Golfului, si apele Oceanului Artic, dar concluziile sunt uneori contradictorii. O parte din sustinatorii acestei ipoteze pornesc de la faptul ca aparitia istmului Panama la sfarsitul Pliocenului a determinat dirijarea apelor calde din Marea Caraibilor catre Atlanticul de Nord. Acestea au patruns in Bazinul Artic unde, intalnind ape reci si un continent de asemenea rece, au favorizat condensari intense, precipitatii abundente sub forma de zapada, coborarea limitei zapezilor si formarea maselor de gheata. Altii din contra, leaga scaderea temperaturilor in Bazinul Artic si aparitia glaciatiunilor de intreruperea patrunderii Curentului Golfului in Oceanul Artic ca urmare a inaltarii pragului nord-atlantic dintre Marea Britanie, Islanda si Groelanda (pragul Thomson). W.L.Stokes (1955) consider c inaltarea continentelor si orogenezele neozoice sunt principalele cauze ale racirii climei si ale glaciatiunii pleistocene. Circulatia apei oceanice este invocata doar in explicarea fluctuatiilor climatice. Ghetarii, odata, aparuti si-au datorat evolutia lor ulterioara mecanismului de autodezvoltare. Din cauza cresterii suprafetei ghetarilor scade temperatura continentelor. Aceasta racire continentala este transmisa oceanelor prin intermediul apelor fluviatile reci si prin blocurile de gheata care deverseaza in ele.Inertia termica foarte mare a oceanelor face ca intarzierea racirii apei lor sa fie de circa10 ani. Bazinul Artic pana in momentul inghetului a constituit o sursa de vapori de apa ce a alimentat ghetarii continentali care se dezvoltau in acest timp. Ulterior, odata cu scaderea temperaturii apei intregului ocean planetar, precipitatiile au scazut, motiv pentru care ghetarii continentali intra intr-o faza de retragere pana la disparitia lor totala. Acest lucru a accelerat incalzirea oceanelor si disparitia cuverturii de gheata (banchiza) din Bazinul Artic. In felul acesta au aparut conditii pentru glaciatiunea urmatoare, si astfel ciclu continua. A.W.Lapszin (1974), care a calculat timpul de intarziere a racirii apelor oceanice in urma topirii ghetarilor, arata ca acesta este numai de cateva mii de ani si nu de 100.000. de mii de ani cum a considerat Stokes. Toate aceste ipoteze se refera numai la aparitia si oscilatiile ghetarilor din emisfera nordica din continentele situate in jurul Atalnticului de Nord, sin u explica formarea calotelor antartice si sud americane. Dupa L.Lliboutry (1965) a trebuit admis ca la fiecare glaciatiune din emisfera nordica o prate din frig sa fie transferat in calota sudica sis a ramana stocat acolo in timpul interglaciarului care urmeaza. Ori aceste transformari termice nu au fost dovedite. Modificarea compozitiei atmosferei terestre. Se refera la modificarea concentratiilor de gaze active si de pulberi in atmosfera terestra, care poate provoca oscilatii corespunzatoare in transmiterea radiatiilor solare de unde scurte si a radiatiei terestre de unde lungi, deci si oscilatiile de temperatura. In aceste modificari ale compozitiei atmosferei sunt implicate in principal : pulberile vulcanice, dioxid de carbon (CO2) si vaporii de apa. Pulberile vulcanice emise n atmosfera terestr produc o scdere a temperaturii aerului datorit efectului de ecranare pe care il au fata de radiatiile solare. Aceasta parere a fost sustinuta de catre fizicianul B.Franklin inca din anul 1784. Proble este reglata mult mai tarziu de catre P.Sarasin si F.Sarasin (1901) si V.J.Humphreys (1913) care motiveaza schimbarea climatului in Pleistocen, formarea ghetarilor si alternanta glaciar- interglaciar prin oscilatiile temperatutii aerului datorita suspensilor solide. Deoarece diametrul mediu al particulelor care formeaza cenusa vulcanica, frecvent de 1-2 microni, este mai mare decat lungimea undelor radiatiei solare, dar mult mai mica decat lungimea undelor radiatiei terestre, se presupune ca aceste particule reflecta radiatia solara ce intra in atmosfera, dar permite emisia radiatiei terestre. In afara de aceasta, particulele solide pot servi drept nuclee de condensare care sa sporeasca nebulozitatea si, legat de aceasta, capacitatea de a reflecta radiatia solara. Pierderile de caldura pot ajunge pana la 15-20%, iar daca acestea vor fi de lunga durata temperatura medie a Terrei poate cobora cu 5-6C, ceea ce este suficient pentru aparitia glaciatiunii. La aceasi concluzie ajunge si C.E.P. Brooks (1949,1951) care considera ca eruptiile vulcanice, care au insotit ciclurile orogenice si au lasat numeroase pulberi, ar fi provocat o asemenea racire generala la suprafata globului. El mai adauga la acest fapt si diminuarea marilor epicontinentale ca urmare a regresiunii glacioeustatice. Majoritatea cercettorilor consider ns ca numai eruptiile vulcanice provoaca racirea troposferei pe o perioada scurta, doar de 1-2 ani. Pentru schimbari climatice de lunga durata ( de sute de ani sau mai lungi ) sunt necesare eruptii vulcanice intense si succesive. Astfel de serii de eruptii vulcanice pot provoca o racire globala, dar ea a fost evaluata la numai circa 1C ( J.B.Pollack, 1976). Pentru perioadele mai vechi lipsesc dovezile care s documenteze precedarea i iniierea epocilor glaciare de ctre erupiile vulcanice. Totusi, din inregistrarea carotelor de mare adancime s-au observat patru perioade de mare activitate vulcanica ( T.M.L.Wigley et al, 1981), iar doua dintre acestea apartin Miocenului mediu si Pliocenului mediu, corespund aproximativ cu inceputul glaciatiunilor ciclice din emisfera nordica ( cu circa 3 milioane ani in urma, N.J.Shackleton si N.D.Opdyke, 1977) si inceputul principalilor ghetari din Antarctica (N.J.Shackleton si J.P.Kennett, 1975). Cea de-a treia perioada, mult mai puternica, cuprinde Cuaternarul, adica timpul cand au intervenit acumularile masive ale ghetarilor.

12

Datele existente nu sunt ns suficiente pentru a constata implicarea activitatii vulcanice in cresterea ghetarilor continentali. Teoria vulcanica a epocilor glaciare isi pierde popularitatea, in special, din doua motive ( O.B.Toon si J.B.Pollack, 1982 ): noile surse de dovezi paleoclimatice, precum i metodele imbunatatite de descifrare a inregistrarilor epocilor glaciare, au demonstrat existenta unui numar mare de oscilatii glaciare in timpul ultimelor cateva milioane de ani, caracterizate printr-o mare neregularitate de aparitie a ciclurilo; perioadele glaciare si interglaciare se coreleaza bine cu perioadele caracteristice schimburilor anumitor elemente ale orbitei terestre, dar nu se confirma caracterul periodic al activitatii vulcanice; nregistrarile eruptiilor vulcanice explozive, care au precedat acumularilor glaciare, nu arata o crestere, semnificativa ce ar putea influenta o modificare climatica. Dioxidul de carbon (CO2 ) din atmosfer are un rol invers dect pulberile vulcanice. El joac rolul unui filtru care las s treaca radiatiile solare, insa retine, absoarbe, radiatiile de unde lungi emise de Pamant. Astfel, se creeaza asa-numitul efect de sera, care la o crestere a continutului de CO2 ar ridica temperatura atmosferei terestre, iar la o diminuare a acestuia s-ar produce o racire a atmosferei. Aceasta teorie a fost sustinuta de S.Arrhenius (1909) si de W.Lozinski (1933), care considera ca in timpul Pleistocenului a existat o cantitate mai mica de CO2 in atmosfera terestra deoarece au fost mai putine eruptii vulcanice decat astazi. Din emisile vulcanice recente, atmosfera conine 3,2*10 12 tone de CO2, ceea ce ar reprezenta circa 0,032% din volumul aerului atmosferic. In ultimele decenii au fost incercate undele tentative de calcul a variatiilor masei CO 2 din atmosfera, in paralel cu activitatea vulcanica, pentru ultimii 570 milioane ani. Dupa cum rezulta din diagramele reproduse (M.I.Budko, 1978) in timpul Paleozoicului si Mezozoicului concentartia de CO2 a variat intre 0,1 - 0,4 %. Pe la inceputul Neozoicului concentratia de CO2 a inceput sa scada, proces accentuat in Oligocen si in special, spre sfarsitul Pliocenului, cand concentartia gazului CO2 atinsese doar cateva sutimi de procent. Se presupune ca reducerea concentratiei in CO 2 , care s-a datorat diminuarii activitatii vulcanice, sa fi afectat considerabil temperatura, prin scaderea ei la latitudini mai mari si sa fi cauzat expansiunea cuverturii de gheata spre latitudini medii, paralel cu unele schimbari definite de pozitia Pamantului fata de soare (J.C.Dragan si St.Arinei, 1993). Dar aceasta parere intra in contradictie cu cei care sustin reducerea transparentei atmosferei tocmai prezentei pulberilor rezultate din eruptiile vulcanice explozive din timpul Neogenului si Cuaternarului. Datele obtinute in urma analizarii carotelor extrase din calota de gheata a Antarticei (P.J.Delmas, J.K.Ascencio si M.Legrand, 1980) sugereaza ca in timpul ultimei perioade reci (intre 22000 si 14000 de ani) nivelul CO 2 in atmosfera ar putea fi de numai 50% din valorile inregistrate astazi, fapt care, partial, ar fi putut fi raspunzatoare de racirea climei. Aceste date vin in sprijinul unora dintre mecanismele folosite pentru explicarea schimbarilor climatice de catre G.N.Plass (1956). El considera ca factorul real al dezvoltarii glaciatiunilor a fost controlat de schimbarile autocritice ale concentratiei de CO2 in atmosfera si in apa oceanelor, care s-ar fi derulat dupa urmatoarea schema : dupa o mare reducere a concentartiei de CO2, consumata in urma orogenezelor pentru alterarea rocilor, in atmosfera terestra a avut loc o scadere a temperaturii care a provocat cresterea maselor de gheturi polare; in consecinta a scazut volumul apelor oceanice; pentru ca gheata inmagazineaza mai putin CO2 decat apa, creste concentratia de CO2 in oceane, iar, pentru mentinerea echilibrului, o parte din aceasta se degaja in atmosfera. cresterea continutului de CO2 in atmosfera provoaca incalzirea si inceputul interglaciarului. Calculele actuale arata ca timpul necesar pentru stabilirea echilibrului concentratiei de CO2 intre atmosfera si oceane, estimat de G.N.Plass la cateva zeci de mii de ani este eronat, el fiind doar, cel mult, de ordinul sutelor de ani, iar schimburile de scurta durata ale compozitiei atmosferei din timpul Pleistocenului au fost mici si neimportante (R.Przybylak 1986). Pentru a explica marile glaciaiuni cuaternare prin scderea continutului de CO2 din atmosfera ar trebui admisa o disparitie aproape completa a acestuia, fapt greu de realizat tinand cont ca CO2 din atmosfera apare ca o integrala a diferentei dintre fluxul de CO2 emis de vulcanism si fluxul de CO2 absorbit de alterarea rocilor, de consumul plantelor in procesul de fotosinteza sau de catre apa oceanelor. Acest bilant poate caria foarte usor, dar nu intr-atat sa provoace scaderi de temperatura necesare aparitiei ghetarilor ( L.Lliboury, 1965 ). Vaporii de ap din atmosfer sunt aproape transparenti pentru radiatia solara de unde scurte, dar aproape pe deplin netransparenti pentru radiatia terestra de unde lungi,avand un efect asemanator prezentei dioxidului de carbon, dar invers pulberilor vulcanice. De aceea scaderea umiditatii aerului poate provoca racirea atmosferei terestre, si invers. H.Wexler ( 1953, 1958 ) admite ca la o diminuare cu 50% a vaporilor de apa din atmosfera temperatura medie la nivelul suprafetei terestre ar trebui sa scada cu 6C, suficient pentru aparitia si mentinerea glaciatiunilor. Modificarea sau oscilaiile cantitii vaporilor de aer din atmosfer apar ns ca procese aleatorii, ce urmeaza sau sunt cauzate de variatiile altor componente ale sistemului climatic, motiv pentru care contributia umiditatii aerului in provocarea si reglarea oscilatiilor glaciare trebuie privita intr-o interactiune mai larga dintre atmosfera-ocean-criosfera-litosfera-biosfera. Modificarea nebulozitii si albedoului. Pentru perioade mai scurte sau mai lungi de timp modificarea acestor parametrii poate determina oscilatii pozitive sau negative ale bilantului radiativ la suprafata Pamantului. Influena nebulozittii asupra temperaturii a fost evaluata direct, prin gradul de acoperire cu formatiuni noroase, sau indirect, prin intermediul albedoului. Dupa calculele facute de diferiti autori ( G.S.Simpson, 1927; J.E.pik, 1953; L.Llibour, 1965) rezulta ca o crestere a nebulozitatii medii globale de 0,01 antreneaza o crestere a temperaturii de 0,41-0,6C si invers. Insa, pentru a explica o scadere a temperaturii medii a Pamantului cu 6C, cat a avut loc in timpul epocilor glaciare pleistocene,

13

numai prin variatia nebulozitatii, ar fi trebuit ca aceasta sa fi crescut de la 0,54 la 0,69 ( dupa L.Lliboury, 1965 ) sau cel putin la 0,64 ( dupa calculele lui J.E.Opik, 1953 ). Creterea sau scderea albedoului, care apare ca o retroactiune a nebulozitatii si cresterii precipitatiilor sub forma de zapada, combinate cu diverse inertii termice ale suprafetei naturale, conduc la incalzirea suprafetei active si, deci, la presiuni diferite care dirijeaza miscarile atmosferei ( G.J.Kukla et al 1981 ). W.Wundt (1933, 1944), admiand teoria astronomica si variatia radiatiei solare, precum si autovariatia dioxidului de carbon din atmosfera, a mai aratat ca prezenta unui strat de zapada si gheata pe Terra determina cresterea albedoului care, la randul sau, amplifica efectul racirii climei datorita variatilor radiatiei solare. De asemenea, el considera ca modificarile astronomice ar avea efect numai daca ar exista o predispozitie glaciara. Si aceasta predispozitie glaciara o gaseste in ridicarea pragului nord-atlantic si a regiunilor adiacente la sfarsitul Pliocenului, care au impiedicat Curentul Golfului sa mai patrunda in Oceanul Artic. El considera ca in timpul epocilor glaciare albedoul mediu al Pamantului a crescut cu 0,04, in timp ce M.Ewing si L.W.Donn ( 1956 ) si L.Lliboutry (1965), pornind de la ideea ca Oceanul Artic a fost liber de gheturi in timpul glaciatiunilor, sustin ca aceasta crestere a fost doar de 0,0136, iar diminuarea corespunzatoare a temperaturii a fost de 1,31,9C. Admitand un gradient termic de 1C pentru fiecare grad de latitudine, aceasta ar stimula o avansare suplimentara a marginii calotelor de numai 150 km. Pierderea de energie solara datorita albedoului mai ridicat din timpul glaciatiunilor ar fi fost de circa 5*1019 calorii pe zi. Variaiile nebulozitii i albedoului sunt invocate nsa in teorii mai cuprinzatoare, care privesc interactiunilor, pe termene mai lungi sau mai scurte, dintre componentele sistemului climatic. Conjugarea relaiilor variabile din sistemul climatic. Acest sistem de corelaii a permis analiza si modelarea interactiunilor in lant pe care le declanseaza unul sau mai multi factori atmosferici si terestrii asupra variatiei temperaturii. Schimbarea oricarui component al sistemului climatic atrage dupa sine modificarea celorlalti componenti; de exemplu, caracteristicile fizice si dinamice ale masei de apa oceanica influenteaza atmosfera (circulatia si temperatura), configuratia si extinderea continentelor ( prin oscilatii eustatice) sau biosfera lor, iar aceste schimbari pot, la randul lor, sa actioneze asupra oceanului. Pentru explicarea suscesiunii glaciar-interglaciar din timpul Pleistocenului s-au construit o serie de ipoteze, dintre care de cea mai mare popularitate s-au bucurat cele prezentate de M.Ewing i W.L.Donn (1956) si A.T.Wilson (1964, 1969). M.Ewing i W.L.Donn (1956), plecnd de la ideea c predispoziia glaciar a fost determinat de deplasarea rapid a continentelor n timpul Neozoicului, explic ciclicitatea fazelor glaciare cu ajutorul schimbrilor produse in cuvertura de gheata a Oceanului Artic, stabilind in acest sens patru faze: epoca glaciar a inceput in momentul cand Oceanul Artic a fost liber de gheata, fapt ce a condus la stabilirea unui ciclon polar; vanturile fac sa patrunda in Bazinul Artic mari cantitati de apa mai calda din Atlanticul de Nord; evaporarea in crestere a favorizat condensarea si precipitatiile sub forma de zapada, motiv pentru care pe continentele inconjuratoare se constituie marile campuri de gheata; datorit cresterii campurilor de gheata, aportul in iceberguri devine important, iar apa oceanului se raceste; in acelasi timp, coborarea glacioeustatica a determinat exondarea in mare parte a celor doua praguri care unesc Marea Britanie cu Islanda si Norvegia cu Arhipelagul Spitzbergen si cu Groelanda impiedicand patrunderea Curentului Golfului in Oceanul Artic, motiv pentru care acesta a fost acoperit de gheturi (banchiza); stabilirea unui anticiclon polar, care provoaca vanturi de est, intareste acest efect; n urma reducerii puternice a cantitatii de vapori de apa si diminuarii corespunzatoare a precipitatiilor, campurilor de gheata se reduc din cauza alimentarii insuficiente; transgresiunea marin, care urmeaz topirii ghetii, permite Curentului Golfului sa patrunda din nou in Bazinul Artic, iar indulcirea climatului provoaca, la randul sau, disparitia gheturilor plutitoare si astfel ciclul reincepe. Aceast parere este sustinuta de V.M.Tronoy (1959) si J.Weertman (1964), care arata ca formarea unei calote glaciare se realizeaza ireversibil cand glaciatiunea a atins o amploare suficienta, si, la fel, disparitia se face in mod rapid si ireversibil cand dimensiunea calotei s-a retras sub o anumita limita. L.Lliboutry (1965) consider i el ca in interactiunea ocean-atmosfera-criosfera exista transferuri reciproce de energie care, peste un anumit prag, pot determina spontan extinderea sau retragerea ghetarilor. Acest autor pune un accent deosebit pe variatia umiditatii aerului si albedoului care pot influenta pozitiv sau negativ bilantul radiativ. Dupa el, interactiunile dintre circulatia atmosferica, pe de o parte, oceane si cuvertura de zapada, pe de alta parte, pot prelungi sau amplifica o tendinta initiala a evolutiei meteorologice. Dar aceste ipoteze, ce pornesc de la legturile ciclice dintre Atlanticul de Nord si Oceanul Artic, nu au rezistat la analiza datelor sedimentologice care arata ca Oceanul Artic a fost acoperit de gheturi de cel putin 700.000 de ani sau poate chiar de peste 2,5 milioane de ani ( N.J.Schackleton si N.D.Opdyke, 1977); A.Berger, 1979; S.V.Margolis si Y.Herman, 1980). Totusi mecanismul complicat si pozitiv de conjugare dintre temperatura si albedou propus de M.Ewing i W.L.Donn (1956), cu toate ca nu era raspunzator pentru initierea epocilor glaciare, constituie in continuare un important proces generator de clima. Ali autori au plasat originea oscilaiilor glaciare n Antarctica.Astfel, A.T.Wilson (1964) presupune c atunci cnd calota antarctic a atins o anumit grosime, incalzirea bazei sale (datorita presiunii) atinge punctul de topire si provoaca deplasarea ghetarilor. In jurul Antarcticii s-a format atunci un imens ghetar de self care a marit albedoul in aceasta regiune de la 0,08 la 0,80, provocand, impreuna cu icebergurile desprinse din marginea ghetarului, racirea climei Pamantului. Rupturile ciclice de

14

mari mase de gheata provocau procese autociclicein atmosfera. Referindu-se la epoca contemporana, H.H.Lamb ( 1966) considera ca topirea accentuata a calotei antarctice, intre anii 1800-1940, a determinat impingerea catre nord a apei cu salinitate mica provenita din topirea ghetarilor. Regiunile subantarctice s-au racit, centura vanturilor de vest a fost deplasata cu 1-2C spre nord, iar deplasarea ecuatorului meteorologic in aceeasi directie a conditionat cresterea cantitatii de apa ecuatoriala calda care alimenteaza Curentul Golfului. Prin intermediul acestuia s-a accentuat si topirea gheturilor arctice. Autorul nu motiveaza insa de ce a inceput topirea ghetarilor din Antarctica. Cauze extraterestre Acestea se refer la modificri periodice, cu durate de timp diferite, ce se petrec in afara suprafetei terestre, dar care au determinat schimbari ale fluxului radiativ solar, receptate de atmosfera terestra prin modificarea corespunzatoare a unor componente si elemente climatice. Au fost grupate in trei categorii: modificarea parametrilor orbitei terestre, variabilitatea radiatiei solare si patrunderea sistemului solar intru-un nor de pulberi galactice. Modificarea parametrilor orbitei terestre.Aceast ipotez ocupa spatiul cel mai mare in discutiile privind cauzele alternantelor glaciar-interglaciar, deoarece variatia periodica a parametrilor orbitali ofera posibilitati mai usoare de explicare a variatiei radiatiei solare disponibile la diferite latitudini si anotimpuri. Dintre parametrii geometrici ai orbitei Pamantului care se modifica periodic trei sunt mai importanti: inclinarea planului ecuatorial al Pamantului fata de ecliptica, migrarea periheliului si excentricitatea orbitei Pamantului. Mai este cunoscuta sub numele de teoria astronomica sau mecanismul lui Milancovi . Experimentrile numerice si calculele astronomice efectuate pentru ultimii 5 milioane de ani au condus la stabilirea urmatoarelor valori pentru elementele orbitale: nclinarea planului ecuatorial al Pmantului fata de planul eclipticii ( unghiul de inclinare a axei polilor) a variat intre 222' si 2428' in perioade de 38.000-45.000 ani, in medie de 41.000 ani. In prezent acest unghi este de 2327' si ne gasim intr-o perioada de descrestere a lui. Ultimul maxim al inclinarii axei polilor ( cu un unghi de 2430') s-a produs cam acum 9.000 ani, dupa care axa polilor s-a redresat treptat. Daca axa Pamantului ar fi perpendiculara pe planul eclipticii n-ar mai exista anotimpuri, regiunile tropicale si ecuatoriale ar fi mai calde si ar creste amplitudinea termica intre acestea si regiunile polare, care ar ramane mai reci. Invers, contrastele termice dintre iarna si vara vor fi mai mari. Migrarea periheliului necesit pentru rotaia sa in toate anotimpurile un timp cuprins intre 10.000 si 26.000 ani, in medie 21.000 ani. Aceasta migrare deplaseaza lent pozitia solstitiilor si echinoctiilor pe elipsa parcursa de Terra si modifica periodic momentul din an in care planeta este mai aproape (periheliu) sau mai departe ( afeliu ) de Soare. Astfel, acum 11.000 ani cand solstitiul de iunie al Pamantului era in poz