Geneza, geologia şi relieful Mării Negre

   Deşi încă multe aspecte ale formării Mării Negre sunt incomplet elucidate, bazinul pontic este considerat prin poziţia sa ca o formaţiune apărută la zona de contact a două plăci continentale majore: placa continentală Est Europeană şi cea Afro-Arabă, acest fapt modelând structura sa actuală.
   Geneza Mării Negre este legată de străvechea Mare Tethys, existentă la finele Permianului ca o mare interioară a uriaşului continent Pangeea. În Triasic (251-199 milioane de ani în urmă), odată cu separarea continentelor Laurasia şi Gondwana, Marea Tethys evoluează într-o mare complet deschisă, menţinându-se  în această configuraţie până la sfârşitul Eocenului (34 milioane de ani în urmă), când mişcările plăcilor tectonice (deplasarea spre nord a continentului indian care intră în coliziune cu Asia; rotaţia simultană a Africii şi compresiunea dintre Africa şi Europa), au ca efect redefinirea acesteia. Dintr-o mare deschisă, cu o faună marină remarcabilă prin diversitate, Marea Tethys se transformă într-o mare închisă, care practic dispare în perioada orogenezei Alpine, datorită formării munţilor Alpi, Carpaţi şi Caucaz. Fragmentarea bazinului Mării Tethys, duce la apariţia a două noi domenii marine: domeniul  Paratethys la nord, care se extinde din Alpi, de-a lungul bazinului Dunării până dincolo de Lacul Aral şi domeniul mediteranean la sud.
   Marea Paratethys ca unitate geografică, se conturează în timpul Oligocenului (34-23 milioane de ani în urmă), când legăturile cu Mediterana (Tethys) din sud, se reduc considerabil. Pentru prima oară apar biotopurile salmastre şi primele faciesuri euxinice. Începând cu Miocenul superior (aproximativ 14 milioane de ani în urmă), Marea Paratethys se izolează definitiv de Mediterana prin închiderea tuturor legăturilor, urmând o fragmentare şi apariţia unor zone cu salinităţi diferite, datorită invaziei apelor dulci. Astfel, în Messinian (7-5 milioane de ani în urmă) se structurează Marea Sarmatică, care începea cam pe unde este Viena astăzi şi se întindea până la poalele Munţilor Tian-Shan din Asia Centrală.
   Fiind complet izolată de oceanul planetar şi primind cantităţi însemnate de apă dulce de la diversele fluvii din regiune (Dunărea, Nistru, Don, Volga), Marea Sarmatică s-a îndulcit treptat. În aceste condiţii, majoritatea animalelor marine au dispărut, fiind înlocuite cu o faună adaptată la viaţa în apele salmastre. Ulterior, Marea Sarmatică şi-a restrâns suprafaţa şi s-a fragmentat într-o serie de bazine de mai mică întindere (Marea Neagră, Marea Caspică, Lacul Aral), care au evoluat separat.
   Marea Neagră, ca rămăşiţă a Mării Sarmatice, a ajuns la forma actuală în urma unei evoluţii complexe începută spre finele Pliocenului (2,5 milioane de ani în urmă), iar întreaga sa evoluţie ulterioară în timpul şi după sfârşitul ultimei glaciaţiuni a fost în mare măsură condiţionată de stabilirea unei legături cu Marea Mediterană prin strâmtorile Bosfor şi Dardanele, care s-a soldat cu o puternică invazie de apă mai sărată. Totuşi salinitatea Mării Negre este încă mult mai redusă decât cea a Oceanului Planetar (17 g ‰ faţă de 32-33 g ‰). În aceste condiţii, multe elemente ale faunei sarmatice au dispărut, apărând în schimb specii marine tolerante la o salinitate mai redusă. Astfel se explică relativa sărăcie în specii a Mării Negre (foarte multe specii tipic marine existente în Marea Mediterană lipsesc din Marea Neagră, deşi ar putea trece uşor prin strâmtorile care leagă cele două mări). Altă particularitate a Mării Negre este prezenţa organismelor supravieţuitoare din apele salmastre ale Mării Sarmatice (relicte ponto-caspice). În această  categorie intră majoritatea speciilor de sturioni  (Acipenseridae) şi scrumbii (Clupeidae) de la noi. Dovada originii acestor specii este prezenţa lor simultană în Marea Neagră şi Marea Caspică (separate în prezent printr-o fâşie enormă de uscat).

Morunul (Huso huso)

Sturionii, supravieţuitori din apele Mării Sarmatice

   În prezent există trei reconstituiri diferite ale istoriei Mării Negre:
   – Ipoteza catastrofică Ryan-Pitman, care se bazează pe legenda Potopului din Biblie, (ea însăşi moştenită din mitologia Sumeriană, anume din legenda lui Ghilgameş). Ei presupun că bazinul pontic adăpostea de zeci de mii de ani  un lac cu apă dulce, pe care îl numesc Lacul Pontic, al cărui nivel era cu 180 m mai jos, decât nivelul actual al mării. Când nivelul apelor oceanice şi ale Mediteranei au depăşit altitudinea cea mai joasă a istmului Bosforului, apa marină a format o scurgere (actuala strâmtoare) care a umplut în mod catastrofal bazinul pontic, în câteva luni, printr-o cascadă gigantică. Această ipoteză a fost abandonată de aproape toţi oamenii de ştiinţă (rămânând însă, foarte populară în public);

Gustave Dore Deluge - Potopul

Gustave Doré, „Le Déluge” (Potopul)

Ghilgamesh

Ghilgamesh

   – Ipoteza gradualistă, care presupune o schimbare lentă şi imperceptibilă contemporanilor, a caracteristicilor hidrologice ale Mării Negre (mai are încă partizani);
   – Ipoteza conform căreia nivelul şi salinitatea au oscilat de mai multe ori în decursul perioadelor glaciare, inter-glaciare şi în ultima perioadă post-glaciară, care are acum sprijinul majorităţii specialiştilor, fiindcă explică cel mai satisfacător fenomenele observate.

   Geologia şi geofizica Mării Negre

   Bazinul Mării Negre (numit şi Bazinul Euxinic) se află în partea sudică a plăcii litosferice Eurasiatice în apropierea contactului cu plăcile litosferice Africană şi Arabică. Aici au avut loc procese geotectonice de formare a platformelor, munţilor şi bazinelor de sedimentare într-o succesiune din care au rezultat structura, tectonica şi relieful actual.
   Cercetările efectuate încă din a doua jumătate a secolului al XIX-lea au relevat trasăturile generale ale Bazinului Euxinic, mărginit de munţi tineri în sud, est şi nord-est, de platforme străvechi şi de bazine tectonice intens sedimentate, în nord şi vest. Mai târziu a fost descoperită structura, extrem de complicată, a bazinului Mării Negre, precum şi trăsăturile tectonice şi structurale ale regiunilor înconjurătoare de care este strâns legată morfogeneza bazinului. După cel de al doilea război mondial, cercetările magnetice, gravitaţionale şi datele rezultate din analizele seismo-acustice au dovedit că, din punct de vedere geologic şi geofizic, bazinul Mării Negre se dezvoltă atât pe crusta continentală, cât şi pe crusta oceanică.
   Bazinul Mării Negre este un bazin tectonic alcătuit din două compartimente, vestic şi estic, separate de ridicarea Andrusov cu aspect de horst.
    Întreaga regiune se suprapune unui fundament dezvoltat pe crusta oceanică şi pe crusta continentală distribuite neuniform în profilul transversal vest-est al bazinului.
   Crusta oceanică tipică se află în partea centrală a bazinului vestic, sub Câmpia Abisală Euxinică delimitată de izobata de -2000 m. Aici, nivelul discontinuităţii Moho se ridică spre suprafaţă, ajungând în partea centrală a bazinului la numai 20 km sub nivelul actual al mării. Stratul bazaltic, cu o grosime maximă de 8 km, se suprapune mantalei superioare care are temperaturi de 500-600°C  şi este acoperit de sedimente neconsolidate cu grosimea de 7-14 km.
   Crusta continentală este situată pe marginile bazinului vestic şi se caracterizează prin coborârea discontinuităţii Moho până la cca. 35 km adâncime, prin îngroşarea stratului bazaltic care ajunge la 15-18 km şi prin extinderea largă a stratului granitic acoperit cu alte tipuri de sedimente consolidate. Bazinul estic este suprapus unei scoarţe continentale cu strat bazaltic gros de 8-9 km peste care se află un strat granitic subţire acoperit cu sedimente neconsolidate dezvoltate pe o grosime de 10-12 km. Această crustă continentală se îngroaşă din ce în ce mai mult spre est, unde atinge grosimi de peste 40 km.
    În partea centrală a Mării Negre se află ridicarea centrală a Mării Negre sau ridicarea Andrusov, formată din crusta continentală cu strat bazaltic  mai gros peste care se află un strat granitic subţire şi apoi stiva de sedimente neconsolidate. La est de ridicarea Andrusov nu mai putem vorbi de scoarţa oceanică tipică, datorită prezenţei stratului granitic subţire care acoperă stratul bazaltic.

Schita tectonica a Regiunii Marii Negre

Schiţa tectonică a Regiunii Mării Negre

   Legenda 1.Ţărm Orogen 2. Falie gravitaţională a riftului 3. Falii majore de prăbuşire 4. Falii majore 5. Limite ale depresiunilor şi/sau crestelor 6. Zone lipsite de crusta granitică 7. Cruste subţiate

   Bazinul Mării Negre se dezvoltă pe trei tipuri de unităţi tectonice distincte: cratonice, pericratonice şi intracratonice (A.M. Nikishin et al., 2003).
   Unităţile cratonice sunt reprezentate prin platformele cristaline precambriene şi paleozoice situate în nordul şi estul bazinului: Platforma Est-Europeană, Platforma Scitică şi Platforma Moesică. Aceste platforme sunt specifice părţii sud-estice a marii plăci litosferice eurasiatice şi au reprezentat marginea stabilă dincolo de care s-au desfăşurat procesele active ale tectogenezelor: Assyntică în Cambrian, Variscă în Carbonifer şi Permian, Alpină în Mezozoic şi Neozoic.
   Platforma Est-Europeană, numită şi platforma Europei Orientale sau Platforma Rusă, este un soclu cristalin precambrian extins mult spre nord şi est de bazinul Mării Negre.
   Platforma Scitică, situată în sudul Platformei Est-Europene, este mai tânără (Paleozoic inferior) şi mai intens fracturată. Contactul cu Platforma Est-Europeană se face printr-un şir de grabene pe care s-au dezvoltat o serie de bazine tectonice de sedimentare: Depresiunea Bârlad, Depresiunea Predobrogeană, Depresiunea Odessa-Sivas, Depresiunea Indol-Kuban, Depresiunea Manici care comunică cu depresiunile peri-caspice (M. Săndulescu, 1984).
   Platforma Moesică are aceaşi vârstă ca şi Platforma Scitică, dar este mult mai extinsă, din fundamentul Câmpiei Române şi din Dobrogea până în Depresiunea Rion. Spre nord este delimitată de lanţul intracratonic Dobrogea de Nord – Crimeea – Caucazul Mare, iar spre sud de lanţul pericratonic alpin Balcani – Istrangea – Pontici – Caucazul Mic. Platforma Moesică a fost denumită de H. Stille (1953) Walachische Sporn (Pintenul Valah), cu extensiune foarte largă între Carpaţi şi bazinul caspic.
   Unităţile intracratonice sunt reprezentate prin orogenul Nord-Dobrogean şi orogenul Crimeii, prelungit până în Munţii Caucaz. Pe versantul continental al Crimeii, în faţa portului Sevastopol a fost descoperit  Masivul Lomonosov (o creastă submarină) alcătuit din bazalte, andezite şi dacite rezultate din erupţii cu vârstă Albiană peste care se află  sedimente din Cretacic-superior şi post-cretacice (A.M. Nikishin et al., 2003).
   Unităţile pericratonice sunt situate în estul şi sudul bazinului reprezentând partea cea mai tânără a marginii bazinului formată în mai multe etape ale orogenezei Alpine. Aici se încadrează orogenul alpin al Munţilor Caucaz, Munţilor Pontici şi Masivului Istrangea.
   Latura sudică a bazinului Mării Negre este bordată de arcul magmatic cretacic Srednegorie – Pontide – Achara – Trialet – Karabah.
    În jurul Mării Negre se află o serie de bazine tectonice formate prin riftogeneză continentală în Aptian-Albian: bazinul Belgorsk situat în estul Crimeii, grabenul Salgir din sud-estul Crimeii, şanţul Karkinit din Golful Odessa, grabenul Shtormovaya situat la sud de şanţul Karkinit, bazinul Alma situat în sud-vestul Crimeii, bazinul Kuban situat pe flancul nord-vestic al Munţilor Caucazul Mare (A.M. Nikishin et al., 2003).
    Întregul bazin este străbătut de falii, majoritatea continuându-se în regiunile continentale alăturate bazinului.
   Complexitatea geologică şi geofizică deosebită a bazinului Mării Negre, exprimă o evoluţie morfogenetică foarte agitată, de altfel normală pentru poziţia la marginea plăcii Eurasiatice, nu departe de contactul acesteia cu plăcile Africană şi Arabică.

   Relieful bazinului Mării Negre

   Relieful bazinului Mării Negre se subdivide, din punct de vedere morfotectonic şi morfostructural, în două provincii: centrală şi marginală.
   Provincia centrală, dezvoltată pe crusta bazaltică de tip oceanic şi parţial pe crusta continentală, cuprinde Câmpia Abisală Euxinică situată la adâncimi sub 2000 m. Relieful tectonic primar a fost îngropat de sedimentele depuse în ultimii 80-100 milioane de ani, astfel încât relieful actual, dezvoltat pe sedimente neconsolidate fine şi ultrafine, se prezintă deosebit de plan şi neted, cu energie de relief de numai câţiva metri.
   Provincia marginală are o structură mult mai complexă. Relieful acestei provincii poate fi asociat marginilor continentale oceanice, prezentând diferenţe marcante pe fiecare dintre laturile sale.
   Latura nordică poate fi asemănată cu marginile continentale pasive, stabile, prezentând toate trasăturile morfologice specifice: câmpie costieră, câmpii litorale, şelf continental larg extins, versant continental uşor înclinat, glacis continental larg.
   Laturile sudică şi estică sunt asemănătoare marginilor continentale active, instabile, fără câmpii costiere, cu câmpii litorale puţine şi reduse ca extensiune, cu şelfuri continentale înguste, versant continental abrupt şi glacisuri continentale înguste şi abrupte.
   Latura vestică are trăsături mixte strâns legate de structură, tectonică şi morfogeneză.

   Morfologia marginilor continentale din bazinul Mării Negre. Relieful marginilor continentale ale Mării Negre este asociat marginilor Scitică, Caucaziană şi Pontică.
   Marginea Scitică, numită astfel după extensiunea largă a câmpiei costiere pe locurile ocupate în vechime de sciţi, se află în nordul bazinului, între Promotoriul Dunăvăţ – braţul Sfântu Gheorghe din Delta Dunării şi Capul Anapa şi se dezvoltă pe Platforma Scitică şi pe Platforma Europei Orientale. Caracteristica este dată de Câmpia Mării Negre, care este o câmpie costieră tipică, delimitată spre nord de podişurile Volhino-Podolic, Doneţ, şi Privolgia, iar spre sud de mai multe câmpii litorale. Câmpia costieră comunică spre est cu Câmpia Caspică prin culoarul Manici.
   Sub Câmpia Mării Negre se află litoralul reprezentat prin litoraluri deltaice şi lagunare care se grupează în patru sectoare:
   – litoralul Dunărean situat între braţul Sfântu Gheorghe (Delta Dunării) şi gura Limanului Nistrului;
   – litoralul Fidonisic, între gura Limanului Nistrului şi Capul Tartahunt;
   – litoralul Crimeii, între Capul Tartahunt şi Capul Meganon;
   – litoralul Azovian, între Capul Meganon şi Capul Anapa.
    Şelful continental prezintă în sectorul nord-vestic cea mai largă extensiune din întregul bazin al Mării Negre. În restul marginii Scitice şelful continental se reduce la o treaptă îngustă.
   Versantele continentale încep sub muchia şelfului situată la -150/-180 m, sunt uşor înclinate, cu canioane de diferite mărimi. Cel mai mare este Canionul Viteaz situat în largul coastei româneşti, care începe să se formeze la adâncimea de -100 m şi debuşează pe glacisul continental la -1000 m printr-un con abisal.
   Glacisurile continentale sunt largi şi se dezvoltă începând de la -1500/-1800 m, suportând conuri abisale, cel mai mare fiind numit Conul Abisal al Dunării sau Conul Abisal Euxinic.
   Marginea Caucaziană este cuprinsă între Capul Anapa şi Capul Tsikizisi, situat la 25 km nord de oraşul Batumi. Trăsătura morfologică principală este dată de frontul submontan al Munţilor Caucazul Mare continuat prin litoral şi şelf înguste şi versant continental abrupt până la glacisul continental şi Câmpia Abisală Euxinică. Litoralul acestei margini se subdivide în două sectoare:
   – litoralul Caucazian, între Capul Anapa şi gura râului Gumista în apropiere de Suhumi;
   – litoralul Kolhidei, între gura râului Gumista şi Capul Tsikizisi.
   Marginea Pontică, situată între Capul Tzikizisi şi Capul Koru, corespunde, în cea mai mare parte, frontului Munţilor Pontici, care în ultimele 10 milioane de ani au suferit o deplasare lentă spre nord, de unde şi caracterul foarte abrupt al versantului continental şi îngustimea glacisului continental. În cadrul acestei margini deosebim:
   – litoralul Pontic, între Capul Tzikizisi şi Capul Baba;
   – litoralul Bosforului, între Capul Baba şi Capul Koru.
   Sectorul dintre Capul Koru şi braţul Sfântu Gheorghe (Delta Dunării) are caracter mixt, de contact între marginile Pontică şi Scitică, fiind dezvoltat pe Platforma Moesică şi pe Orogenul Nord-Dobrogean.

   Morfogeneza bazinului Mării Negre. Pe amplasamentul actual a bazinului Mării Negre şi mult la vest faţă de acesta se formează în Precambrian, Platforma Moesică, deformată şi ridicată ulterior de orogenezele Variscă, Kimmerică şi Hercinică. Podişul înalt rezultat ocupa o regiune întinsă mult dincolo de limitele bazinului actual al Mării Negre.
    Începutul orogenezei Alpine introduce modificări majore care s-au desfăşurat pe parcursul a celor zece faze ale acesteia. Astfel în Mezocretacic, Platforma Moesică este afectată de procese de riftogeneză continentală, paralel cu formarea laterală a unor bazine tectonice mici şi a unor arcuri vulcanice menţinute în structura profundă a bazinului actual al Mării Negre. Spre sfârşitul Cretacicului începe formarea crustei oceanice prin procese de expansiune faţă de axul arcurilor vulcanice şi prin extinderea rifturilor.
   Deschiderea bazinului Mării Negre s-a realizat, în urma acestor procese, în perioada cuprinsă între Cenomanian şi Coniacian (Mezocretacic-Neocretacic) timp de 10 milioane de ani (A.M. Nikishin et al., 2003). Începe astfel formarea bazinului Mării Negre ca o inversiune de relief faţă de podişul înalt preexistent.
   Bazinul vestic al Mării Negre, unde procesele de rifting au început în Barremianul superior (Cretacic inferior sau Eocretacic) se formează primul, în Cenomanian (Cretacicul mediu sau Mezocretacic), prezentându-se ca un bazin adânc, dezvoltat pe crusta oceanică. Acesta este dovedit de seria sedimentară cu vechimea de aproape 100 milioane de ani. Procesele de riftogeneză încep cu circa 125 milioane de ani în urmă, profunzimea bazinului crescând continuu până la -1600  m adâncime, care este atinsă acum 35 milioane de ani. În perioada cuprinsă între 35 milioane de ani şi 12 milioane de ani în urmă, bazinul este umplut cu sedimente, adâncimea sa ajungând la numai -50 m. În ultimii 12 milioane de ani, prin procese de subsidenţă, adâncimea bazinului vestic creşte din nou la -1200 m pe marginea bazinului. În centrul bazinului, datorită proceselor mult mai intense desfăşurate între 125 şi 100 milioane de ani în urmă, se ajunge la o adâncime de -5000 m. (S. Cloething et al. 2003).
   Bazinul estic al Mării Negre se formează mai târziu, în Paleogenul superior, seria sedimentară fiind mult mai tânără. Procesele de rifting au început cu 60 milioane de ani în urmă, subsidenţa fiind foarte activă, dar fără a se forma un bazin adânc. Aportul masiv de sedimente din Munţii Caucazul Mare şi din Munţii Pontici contribuie la activarea subsidenţei, în Miocenul superior adâncimea ajungând la -2200 m.
    Întregul bazin al Mării Negre este afectat de procesele morfogenetice ale orogenezei Alpine desfaşurate în Munţii Carpaţi, Caucaz şi Pontici, foarte active începând din Paleogenul inferior.
   Etape şi stadii morfogenetice ale bazinului Mării Negre (J.C. Hippolyte 2002, A. M. Nikishin et al. 2003, S. Cloething et al. 2003, M. Săndulescu 1980, 1984):
    – Etapa deschiderii bazinelor prin procese de rifting continental desfăşurată între Cretacicul superior şi Eocen. Formarea bazinului vestic, între 125 şi 100 milioane de ani în urmă şi a bazinului estic, între 60 şi 55 milioane de ani în urmă;
    – Etapa subsidenţei active desfăşurată din momentul formării bazinelor până în urmă cu 36-35 milioane de ani (până în Eocen când ambele bazine se adâncesc activ, dar diferenţiat ca intensitate şi ritm. Ritmul subsidenţei tectonice este de 70-80 m/1 million de ani;
    – Etapa reducerii intensităţii subsidenţei şi a acumulărilor masive de sedimente venite din regiunile montane şi de podiş alăturate, desfăşurată între Oligocen şi Miocen, între 36-35 milioane de ani în urmă şi 5,2 milioane de ani în urmă, când ritmul subsidenţei tectonice este de 20-30 m/1 million de ani;
    – Etapa definitivării bazinului actual, desfăşurată între Pliocen şi Actual, în ultimii 5,2 milioane de ani, când ritmul subsidenţei tectonice creşte în ambele bazine, vestic şi estic, ajungând la 85 m/1 milon de ani.
   Morfogeneza bazinului Mării Negre se datorează proceselor de subsidenţă care au urmat riftingului continental iniţial. Pe parcursul celor peste 100 de milioane de ani, subsidenţa a fost continuă dar s-a desfăşurat în trepte, cu ritmuri şi intensităţi diferite. Toate procesele de subsidenţă s-au desfăşurat într-un regim intens compresional care a favorizat fluxurile de căldură în partea inferioară crustei oceanice.

   Acvatoriul Mării Negre

   Cunoaşterea evoluţiei Mării Negre presupune analiza a două aspecte: evoluţia morfogenetică prin care s-a ajuns la stadiul actual al bazinului şi evoluţia acvatoriului, adică succesiunea de evenimente care au culminat cu modelul actual al masei de apă din bazin. Problema evoluţiei acvatoriului Mării Negre de la sfârşitul Neogenului până în prezent a format obiectul a numeroase studii şi reconstituiri pe baza analizei şi datării vârstei formaţiunilor sedimentare transgresive.
   Evoluţia pre-Cuaternară a acvatoriului Mării Negre. În Miocenul superior (Messinian), acvatoriul făcea parte din Marea Sarmatică extinsă din Bazinul Vienei şi Bazinul Pannonic, prin strâmtoarea de la Porţile de Fier, până în bazinele Caspic şi Aral.
   La începutul Pliocenului, Marea Sarmatică se fragmentează în bazine mai mici, printre care şi Marea Meotică, care ocupa bazinul actual adânc al Mării Negre conectată la restul Oceanului Planetar şi extinzându-se mult spre nord, peste Câmpia Costieră a Mării Negre şi continuându-se prin culoarul de la Manici cu bazinele Caspic şi Aral. Marea Meotică era un acvatoriu marin tipic, cu ape care aveau salinitatea de 34-35‰  şi ecosistemul dominat de specii marine.
   Spre sfârşitul Pliocenului, acvatoriul Mării Negre se restrânge trecându-se la marea-lac Pontiană, fără legătura cu Oceanul Planetar, păstrând legătura numai cu bazinul Caspic. Apele erau dulci, cu vieţuitoare dulcicole, prezente în fauna actuală ca relicte pontice.
   La începutul Cuaternarului, Marea Neagră este un lac izolat, cu apă dulce, aflat sub influenţa schimbărilor climatice majore specifice alternanţei perioadelor glaciare cu cele interglaciare.
   Evoluţia acvatoriului Mării Negre în Pleistocen. Istoria cuaternară a acvatoriului Mării Negre este legată de schimbările climatice şi tectonice din cadrul bazinului, precum şi din regiunile înconjurătoare. Condiţiile  climatice din Pleistocen, caracterizate prin succesiunea perioadelor glaciare cu perioadele interglaciare, induce succesiunea fazelor transgresive cu cele regresive.
   Regimul tectonic este activ atât în partea centrală a bazinului, unde predomină subsidenţa, cât şi pe margini, unde alternează procesele de ridicare cu cele de subsidenţă. Legătura cu Marea Mediterană, prin strâmtorile Bosfor şi Dardanele şi prin mările Marmara şi Egee s-a realizat nu numai în funcţie de nivelul apelor, dar şi în funcţie de morfologia celor două strâmtori, afectate de procesele tectonice foarte intense desfăşurate pe aliniamentul faliilor şi bazinelor din spaţiul Est-Anatolian. Înainte de deschiderea strâmtorii Bosfor, legătura Mării Negre cu Marea Marmara se realiza prin culoarul marin Sakaria. Legătura cu Marea Caspică a funcţionat cu intermitenţă pe aliniamentul culoarului Manici, activ încă din Sarmaţian.
   Evoluţia acvatoriului Mării Negre în Cuaternar a cunoscut o succesiune de etape (Ceauda, Paleo-Euxinică, Uzunlar, Karangat, Neo-Euxinică), fiecare cu unul sau mai multe stadii transgresiv-regresive şi cu mai multe faze de submergenţă şi emergenţă.
   Etapa Ceauda, desfăşurată timp de aproximativ 300.000 de ani, în perioada cuprinsă între 750.000 şi 450.000 de ani în urmă. În această etapă, acvatoriul a trecut prin două stadii:
   – stadiul transgresiunii Ceauda, desfăşurat în interglagiarul Günz-Mindel (între 750.000 şi 500.000 de ani în urmă), cu trei faze în care nivelul apelor depăşea cu puţin pe cel actual, acvatoriul Mării Negre fiind în legătură cu Marea Caspică şi cu Marea Mediterană. Fauna era formată din specii pontice relicte şi specii mediteraneene;
   – stadiul regresiunii post-Ceauda, desfăşurat în timpul glaciaţiunii Mindel  (între 500.000 şi 450.000 de ani în urmă), în care nivelul apelor scade cu circa 65-70 m sub nivelul actual, acvatoriul prezentându-se ca un lac cu apă dulce.
   Etapa Paleo-Euxinică, desfăşurată timp de aproximativ 125.000 de ani, în perioada cuprinsă între 450.000 şi 325.000 de ani în urmă, cu două stadii:
   – stadiul transgresiunii Paleo-Euxinice (numită şi Euxinul Vechi), corespunzător interglaciarului Mindel-Riss I (între 450.000 şi 375.000 de ani în urmă), când nivelul apelor creşte cu puţin peste nivelul actual, refăcându-se legătura cu Marea Mediterană;
   – stadiul regresiunii Paleo-Euxinice (între 375.000 şi  325.000 de ani în urmă), cu o amplitudine de circa -5 m, pe o secvenţă climatică mai rece din interglaciarul Mindel-Riss I (aproximativ 25.000 de ani).
   Etapa Uzunlar, desfăşurată timp de aproximativ 200.000 de ani, în perioada cuprinsă între 325.000 şi 125.000 de ani în urmă. În această etapă se succed următoarele stadii transgresive şi regresive:
   – stadiul transgresiunii Paleo-Uzunlar (între 325.000 şi 320.000 de ani în urmă), când nivelul mării creşte peste cotele actuale intrând în legătură cu apele Mării Mediterane prin culoarul Sakarya;
   – stadiul regresiv cu amplitudine mică (între 320.000 şi 260.000 de ani în urmă), în care legătura cu Marea Mediterană se întrerupe şi se revine la acvatoriul lacustru izolat;
   – stadiul transgresiunii Uzunlar mediu (între 260.000 şi 240.000 de ani în urmă), în timpul interglaciarului Riss I-Riss II, în care se reface legătura cu Marea Mediterană prin culoarul Sakarya;
   – stadiul regresiv Uzunlar mediu (între 240.000 şi 185.000 de ani în urmă), cu întreruperea legăturii cu Marea Mediterană;
   – stadiul transgresiunii Uzunlar finală (între 185.000 şi 170.000 de ani în urmă), în care nivelul mării era cu circa 5 m peste cel actual, legătura cu Marea Mediterană realizându-se prin culoarul Sakarya;
   – stadiul regresiunii post-Uzunlar (între 170.000 şi 120.000 de ani în urmă), în timpul căruia nivelul apelor Mării Negre scade cu 65-70 m sub cel actual.
   Etapa Karangat, desfăşurată timp de aproximativ 70.000 de ani, în perioada cuprinsă între 120.000 şi 50.000 de ani în urmă, cu două stadii:
   – stadiul transgresiunii Karangat (între 120.000 şi 70.000 de ani în urmă), în timpul interglagiarului Riss II-Würm I, când nivelul apelor a crescut cu 10 m deasupra cotelor actuale, contactul cu Marea Mediterană fiind foarte activ prin culoarul Sakarya;
   – stadiul regresiunii post-Karangat (între 70.000 şi 50.000 de ani în urmă), în timpul perioadei glaciare Würm I, când nivelul apelor a scăzut cu circa 80 m faţă de cotele actuale.
   Etapa Neo-Euxinică, desfăşurată timp de aproximativ 50.000 de ani, în perioada cuprinsă între 50.000 de ani în urmă şi prezent, în timpul succesiunii de glaciaţiuni şi interglaciaţiuni specifice intervalului Würm şi perioadei postglaciare care a urmat. În aceasta etapă au fost identificate următoarele stadii:
   – stadiul transgresiunii Surojski (între 50.000 şi 28.000 de ani în urmă), în timpul interglaciarului Würm I-Würm II, nivelul apelor crescând de la -80 m la -10 m faţă de nivelul actual;
   – stadiul regresiunii post-Surojski (între 28.000 şi 20.000 de ani în urmă), în timpul glaciaţiunii Würm II şi Würm III, în care nivelul apelor scade până la -110, -130 m faţă de cotele actuale;
   – stadiul transgresiunii Neo-Euxinice târzii (între 20.000 de ani în urmă şi actual), ce corespunde transgresiunii Flandriene din Oceanul Atlantic şi Marea Mediterană şi care se suprapune perioadei postglagiare de la sfârşitul Pleistocenului şi din Holocen. Asupra acestui stadiu au fost efectuate numeroase cercetări, rezultatele fiind încă contradictorii, în special din lipsa datărilor corecte a formaţiunilor sedimentare şi resturilor fosile.
   Evoluţia acvatoriul Mării Negre în Holocen. Clima din Holocen (ultimii 10.000 de ani) prezintă oscilaţii cu amplitudine mai mică, dar suficiente pentru a afecta, fie şi numai prin procese sterice, nivelul apelor, generând serii de emergenţe şi subemergenţe pe o secvenţă generală transgresivă.
   Nivelul Mării Negre după ultima glaciaţiune a evoluat pe o curbă de creştere continuă cu mai multe paliere la care nivelul mării staţionează o anumită perioadă de timp. Nivelul mării a început să crească începând de la -110 m cu 17.000 de ani în urmă, la -100 m  cu 15.000 de ani în urmă, atingând nivelul actual acum 5.000 de ani. Pe această curbă glacio-eustatică există două perioade de staţionare a nivelului mării. În perioada cuprinsă între 12.000 şi 10.000 de ani în urmă nivelul staţionează la -40 m, iar între 9.000 şi 8.000 de ani în urmă, nivelul staţionează la -20 m, datorită relaţiilor dintre Marea Neagră şi bazinul Mării Mediterane, prin culoarul Sakarya şi strâmtoarea Bosfor (A. E. Aksu et al., 2002).
   Perioada cuprinsă între 7.200 de ani în urmă şi prezent se caracterizează prin tendinţa generală de oscilaţie a nivelului mării, aproape de palierul curbei logistice (curba de creştere) transgresive post-glaciare. Este vorba de o succesiune de emergenţe (perioade de scădere a nivelului care determină exondarea uscatului) şi submergenţe (perioade de creştere a nivelului care determină inundarea uscatului) în concordanţă cu evoluţia climei în Holocen. Emil Vespremeanu (2003) prezintă cu caracter provizoriu o succesiune de submergenţe şi emergenţe desfăşurate în această perioadă:
    – Emergenţa Pontiană, cu o durată de 1.000 de ani, desfăşurată între 7.200 şi 6.200 de ani în urmă, cu amplitudinea de circa 6,5 m şi un ritm de -6,5 mm/an;
    – Submergenţa Kalamitiană, cu o durată de 1520 de ani, desfăşurată între 6.200 şi 4.680 de ani în urmă, cu amplitudinea de circa 17 m şi un ritm de +11,18 mm/an;
    – Emergenţa Egrisiană, cu o durată de 280 de ani, desfăşurată între 4.680 şi 4.400 de ani în urmă, cu amplitudinea de circa 2,5 m şi un ritm de -8,92 mm/an;
    – Submergenţa Djemetiniană, cu o durată de 400 de ani, desfăşurată între 4.400 şi 4.000 de ani în urmă, cu amplitudinea de circa 3 m şi un ritm de +7,5 mm/an;
    – Emergenţa Fanagoriană, cu o durată de 1.500 de ani, desfăşurată între 4.000 şi 2.500 de ani în urmă, cu amplitudinea de circa 10 m şi un ritm de -6,66 mm/an;
    – Submergenţa Elenistică, cu o durată de 400 de ani, desfăşurată între 2.500 şi 2.100 de ani în urmă, cu amplitudinea de circa 7,5 m şi un ritm de +18,75 mm/an;
    – Emergenţa Romană, cu o durată de 300 de ani, desfăşurată între 2.100 şi 1.800 de ani în urmă, cu amplitudinea de 1,3 m şi un ritm de -4,33 mm/an;
    – Submergenţa Medievală, cu o durată de 1.000 de ani, desfăşurată între 1.800 şi 800 de ani în urmă, cu amplitudinea de 3 m şi un ritm de +3 mm/an;
    – Emergenţa Kersoniană, cu o durată de 600 de ani, desfăşurată între 800 şi 200 de ani în urmă, cu amplitudinea de 1 m şi un ritm de -0,6 mm/an;
    – Submergenţa actuală, din ultimii 200 de ani, evidentă abia după anul 1950.
    În momentul de faţă este dificil de stabilit cu precizie intensitatea şi ritmul proceselor de oscilaţie, din cauza faptului ca acestea sunt rezultatul convergenţei a cel puţin trei factori: desfăşurarea eustatismului global transmis în Marea Neagră, procesele neotectonice care afectează diferenţiat regiunile costiere (în sens pozitiv, negativ sau staţionar), schimbările climatice. Curba reală a evoluţiei mării în Holocen va putea fi stabilită corect atunci când vor exista suficiente datări precise a vârstei formaţiunilor sedimentare transgresive şi a orizonturilor de mlaştină din câmpiile litorale deltaice şi lagunare, care reprezintă arhiva în care s-au conservat toate urmele schimbărilor nivelului mării.

SURSE BIBLIOGRAFICE (INFORMAŢII, NOTE, TEXTE, IMAGINI):
Prof. dr. EMIL VESPREMEANU
– GEOGRAFIA MĂRII NEGRE, EDITURA UNIVERSITARĂ, BUCUREŞTI-2005;
OCTAVIAN G. DULIU
– STUDIUL CICLURILOR DEPOZIŢIONALE HOLOCENE DIN MAREA NEAGRĂ, RECONSTITUIRI PALEOENVIROMENTALE, UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI, FACULTATEA DE GEOLOGIE ŞI GEOFIZICĂ, BUCUREŞTI-2011;
RADU OLTEANU
– PALEOECOLOGIA ECOSISTEMELOR SALMASTRE DIN BAZINUL DACIC (EVOLUŢIA PALEOGEOGRAFICĂ ŞI PALEOECOLOGICĂ AL AREALULUI CARPATO-PONTO-CASPIC ÎN INTERVALUL MIOCEN-RECENT), GeoEcoMar, BUCUREŞTI-2006;
ANTONETA SEGHEDI
– CADRUL GEOLOGIC ŞI STRUCTURAL AL TERENURILOR DIN JURUL MĂRII NEGRE, CU PRIVIRE SPECIALĂ ASUPRA MARGINII NORD-VESTICE, INSTITUTUL GEOLOGIC AL ROMÂNIEI, BUCUREŞTI.

Lasă un răspuns

Completează mai jos detaliile despre tine sau dă clic pe un icon pentru autentificare:

Logo WordPress.com

Comentezi folosind contul tău WordPress.com. Dezautentificare / Schimbă )

Poză Twitter

Comentezi folosind contul tău Twitter. Dezautentificare / Schimbă )

Fotografie Facebook

Comentezi folosind contul tău Facebook. Dezautentificare / Schimbă )

Fotografie Google+

Comentezi folosind contul tău Google+. Dezautentificare / Schimbă )

Conectare la %s