INTRODUCERE Procesele şi fenomenele geomorfologice sunt acţiuni sub efectul cărora relieful

Pământului este într-o continuă transformare şi evoluţie. Relieful înseamnă configuraţia suprafeţei terestre şi este dată de totalitatea neregularităţilor de forme pozitive şi negative, raportate la un plan de referinţă general sau local. La scară planetară relieful este rezultatul unei îndelungate evoluţii a sistemului terestru, prin procese şi fenomene complexe a căror derulare depinde de o serie de factori care pot fi împărţiţi în: factori interni şi factori externi.

Factorii interni ţin de mecanismul de funcţionare a geosferelor interne ale Pământului, fiind consideraţi drept cauze ale formării formelor de relief pozitive, cum ar fi munţii vulcanici sau munţii, în general. Însă, această concluzie trebuie privită nuanţat, pentru că aceeaşi factori interni creează şi bazinele oceanice. Relieful este descris cantitativ de curba hipsometrică, care cuantifică valoric altitudinea suprafeţei Pământului faţă de un plan de referinţă, de regulă nivelul mării. Prin urmare, aceasta are valori pozitive în domeniul continental, şi valori negative în domeniul oceanic. Energia curbei hipsometrice rezultată din procesele şi fenomenele ce aparţin factorilor interni este dată de formele de relief pozitive, cum sunt munţii vulcanici, orogenici, şi de formele negative aşa cum sunt bazinele marine, fosele oceanice, etc. Astfel, se creează o diferenţă de nivel de cca. 20.000 metri, dacă comparăm înălţimea Everestului din munţii Himalaya de 8848 m şi adâncimea fosei Marianelor, din Oceanul Pacific, de peste 11.000 m.

Procesele şi fenomenele generate de factorii externi tind să niveleze neregularităţile reliefului, astfel încât, curba hipsometrică are un aspect din ce in ce mai uniform cu cât structurile de relief sunt mai vechi. Nivelarea reliefului se produce prin dezagregarea şi eroziunea formelor pozitive de relief (gliptogeneză), transportul produselor rezultate şi acumularea lor (sedimentarea) în forme de relief depresionare, cum sunt bazinele marine sau lacustre, sistemele deltaice, etc. Rezultatul acestor acţiuni, care sunt într-o relaţie dinamică, este nivelarea reliefului exprimată printr-o curbă de echilibru a profilului geomorfologic, caracteristică unei unităţi bine individualizate, care a fost denumită peneplenă, în sens morfologic, sau platformă rigidă şi stabilă, în sens geologic.

Descriere, şi mai ales, geneza formelor de relief sunt demersuri complexe ale cunoaşterii Pământului, domeniu ce aparţine Geomorfologiei. Din etimologia celor trei cuvinte de origine din limba greacă, care compun noţiunea de Geomorfologie (Geo - - pământ, mori - formă şi oo- ştiinţă), rezultă că aceasta este o ştiinţă a Pământului, care se ocupă cu studiul formelor de relief ale scoarţei terestre.

Relieful scoarţei terestre se situează la interfaţa dintre geosferele interne aflate într-o continuă dinamică, şi geosferele externe, atmosfera, hidrosfera şi biosfera. În această ecuaţie trebuie luat şi spaţiul extraterestru, care poate influenţa, uneori decisiv evoluţia Pământului, în general. Dacă procesele şi fenomenele interne sunt în mică măsură vizibile pentru om, cele ce depind de geosferele externe sunt percepute în mod direct de către om.

Formele de relief îmbracă cele mai diverse tipuri, de la megastructuri, cum sunt continentele şi oceanele, până la structuri locale de mici dimensiuni, cum sunt ogaşele, formele erozive torenţiale, crovurile de tasare şi de sufozie de pe leossuri şi nisipuri, sau lapiezurile şi dolinele rezultate din dizolvarea şi eroziunea suprafeţelor calcaroase.

Formele de relief sunt compuse din suprafeţe de teren,care se încadrează mai mult sau mai puţin unei descrieri geometrice. Acestea se clasifică genetic, cum sunt suprafeţele de eroziune, tectonice, lito-petogarfice de sedimentare sau vulcano-magmatice, şi geometric după gradul de înclinare (plane, slab înclinate până la abrupte), sau după configuraţia profilului

2

geomorfologic (convexe, concave, drepte, complexe). Acestea la rândul lor se clasifică după gradul de acoperire a suprafeţei de la foarte mari la foarte mici.

Procesele şi fenomenele geomorfologice se derulează în intervale de timp foarte variabile, de la scara timpului geologic, care înseamnă zeci şi sute milioane de ani, la timpul actual, când unele evenimente se produc „la scara vieţii” şi sunt percepute direct de om. La scara timpului geologic, de exemplu, au loc mişcările scoarţei terestre sub efectul forţelor interiorului Globului, din care rezultă configuraţia continentelor şi bazinelor oceanice. În aceeaşi categorie sunt incluse procesele erozionale prin care o structură muntoasă este transformată într-o peneplenă. În schimb, sunt procese geomorfologice, care se derulează rapid şi sunt percepute direct de om, cum ar fi alunecările de teren, prăbuşirile de roci, eroziuni ale solului. Aşadar, sunt procese geomorfologice, care au loc la scara timpului geologic şi la „la scara vieţii”.

O altă trăsătură a proceselor şi fenomenelor geomorfologice este intensitatea, care de asemenea, este variabilă în timp şi spaţiu. De exemplu, mişcările tectonice de compresiune din care rezultă ridicarea unor mase enorme de roci, se manifestă într-un interval de timp mai scurt, din perspectiva timpului geologic, şi corespund unei faze de tectogeneză. Mişcările mai intense se manifeste pe un interval de timp de 1-2 milioane ani, separate de intervale de timp foarte lungi, în care deformaţiile sunt mai slabe. Alte procese, cum sunt cele erozionale, au o intensitate variabile de la zeci de mii de ani la variaţii anuale. De exemplu, acestea sunt mai intense după perioadele glaciare, când sunt dislocate volume enorme de roci. Însă, aceleaşi procese a o variabilitate anuală, fiind mai intense primăvara, ca urmare a dezgheţului şi a maximului de precipitaţii atins în lunile mai-iunie, la latitudinea ţării noastre.

Procesele şi fenomenele geomorfologice ce sunt generate de dinamica internă a Pământului pot fi considerate creatoare a reliefului primar, cum ar fi continentele şi bazinele oceanice, lanţurile muntoase submarine şi subaeriane, podişurile şi câmpiile din domeniul continental. În literatura de specialitate (Gr. Posea şi al, 1976) asemene procese şi fenomene aparţin geomorfologiei tectono-structurale.

Însă, evoluţia geoştiinţelor din a doua jumătate a secolului al-XX-lea ne permite ca aceste procese şi fenomene să fie grupate după principalele teorii privind dinamica internă a Pământului şi rolul determinant al acesteia în înţelegerea configuraţiei actuale a suprafeţei terestre, astfel:

deriva continentelor şi expansiunea fundurilor oceanice; mişcările tectonice şi orogeneza marginilor continentale; activitatea magmatică şi vulcanică;Acţiunea geosferelor externe asupra uscatului generează procese şi fenomene de nivelare

a reliefului până la stadiul de peneplenă, care constau în: dezagregarea şi alterarea scoarţei terestre; eroziunea zonelor continentale; transportul şi sedimentarea produselor de dezagregare, alterare şi eroziune; deplasarea gravitaţională a masivelor de roci consolidate şi neconsolidate.Lucrarea de faţă îţi propune de expune într-o ordine logică procesele şi fenomenele care

au creat mediul ambiental actual, impactul acestuia asupra habitatului uman şi a vieţii în general. Se va accentua latura practică de studiu şi modelare a proceselor şi fenomenelor cu impact major şi imediat asupra vieţii umane. Dată fiind dinamica creşterii demografice a populaţiei Globului, este nevoie de noi spaţii de habitat este nevoie ca studiul acestor fenomene să permite emiterea unor prognoze de comportament, astfel încât, efectele asupra vieţii umane să fie cât mai mic. Multe dintre aceste fenomene prezintă riscuri majore, care în frecvente cazuri duc la pierderi de vieţi omeneşti şi mari pagube materiale. Pe de altă parte, concentrarea activităţii umane în anumite spaţii creează un impact uneori major asupra mediului ambiental. Necunoaşterea mecanismului de funcţionare a proceselor naturale legate

3

de scoarţa terestră conduce la efecte ireversibile asupra mediului în general şi asupra vieţii umane, în special.

FACTORII ENERGETICISursele de energie sub efectul cărora au loc diversele procese creatoare de relief sau de

distrugere a acestuia ţin de mecanismul de funcţionare a sistemului terestru.Factorii energetici interni sunt de natură: gravitaţională, termică magnetică, electrică şi

radioactivă.Factorul gravitaţional implică şi condiţionează mişcările corpurilor în spaţiul exterior al

scoarţei terestre. În primul câmpul gravitaţional al Pământului determină însăşi existenţa geosferelor interne şi externe, pe care le menţine într-un anumit echilibru. În al doilea rând forţa gravitaţională stă la baza legilor care descriu unele procese de mişcare sau de echilibru a maselor din scoarţa terestră sau de la suprafaţa ei, cum ar fi energia hidrodinamică, echilibrul stabil al unor volume de roci sau echilibrul labil al altora, energia de impact în căderea corpurilor, fie că este vorba de mase extraterestre, fie de picăturile de apă sau de particulele solide antrenate în suspensie în atmosferă sau în domeniu acvatic.

Un alt aspect care trebuie avut în vedere, şi nu în ultimul rând, este echilibrul gravitaţional pe orbită circulară a Pământului. Aceasta menţine o oarecare stabilitate a înclinării axei de rotaţie a Pământului, si implică o anumită constantă a distribuţiei latitudinale a climei. Defectarea acestui echilibru determină, în cel mai fericit caz, marile cicluri climatice din trecutul trecutului geologic şi viitorul Pământului, o accentuare a acestui dezechilibru ar influenţa decisiv viaţa pe Pământ aşa cum o cunoaştem astăzi şi ar bulversa toate cunoştinţele omenirii privind acţiunea geosferelor externe asupra scoarţei terestre.

Factorul magnetic are rol de scut de protecţie al suprafeţei terestre faţă de radiaţiile solare şi cosmice, mai ales în evoluţia, metabolismul şi diversificarea materiei vii. Controlează distribuţia şi orientarea mineralelor feromagnetice în procesul de consolidare a magmelor sau în procesul de sedimentare. Orientarea mineralelor feromagnetice după liniile de forţă ale câmpului magnetic în momentul formării lor, a fost posibilă reconstituirea poziţiei spaţiale a continentelor sau a părţi componente ale acestora, la un moment dat.

Factorul electric determină anumite fenomene legate de formarea câmpurilor electrostatice în domeniul crustal şi subcrustral, sau celor ce apar între scoarţa terestră şi geosferele externe. Energiile declanşate sunt uriaşe, numai dacă ne gândim la descărcările electrice din atmosferă, cu toate implicaţiile acestora asupra stării fizice a acesteia şi efectul asupra suprafeţei terestre.

Energia termică internă are un rol determinant în mişcarea unor mase enorme aflate în stare de cvasisolid, cum se întâmplă în astenosfera sau la nivelul nucleului extern. Încălzirea unor mase imense de roci din spaţiul subcrustal dă naştere la o forţă de sens contrar celei gravitaţionale, care este de natura unei forţei hidrostatice. Fenomenul se numeşte inversiune barotropă, când un volum de roci supraîncălzit, devine mai puţin dens într-un mediu înconjurător mai rece şi cu densitate mai mare. În acest mod, volumul de roci mai cald şi densitate mai mică capătă o mişcare ascensională, precum o picătură de ulei lansată pe fundul unui vas plin cu apă. Ajunse la suprafaţă după un timp foarte îndelungat acestea devin o topitură şi formează punctele termice ale Pământului, cum sunt I-le Hawai sau cum a fost Podişul Dekkan din India la finele Cretacicului. Masele de roci mai reci şi mai dense sunt atrase gravitaţional spre interiorul Pământului, cum se întâmplă cu scoarţa oceanică în apropierea marginilor continentale. Acestea, datorită greutăţii, se rup şi se declanşează procesul de subducţie (de coborâre) al scoarţei oceanice sub cea continentală, unde este reluată în circuitul mantalei superioare. În acelaşi mod se nasc curenţii de convecţie din mantaua superioară, care antrenează în mişcare scoarţa terestră, ca pe un covor rulant cu tot sistemul său de plăci tectonice şi de platforme rigide de diverse ordine de mărime. Pornind de

4

la teoria derivei continentelor a lui A. Wegener, lansată la începutul secolului al –XX-lea (1912-1915), astăzi aceasta a ajuns să fie fundamentată prin dezvoltarea a noi teorii, cum sunt teoria curenţilor de convecţie şi teoria expansiunii fundurilor oceanice. Acelaşi câmp termic, precum şi noile terorii au descifrat mecanismul de formare a vulcanilor şi distribuţia lor pe Glob, de evoluţie şi de consolidare a magmelor, de naştere a zonelor de extensie şi de compresiune a scoarţei terestre, de deschidere a noi oceane şi închiderea celor vechi, de apariţie a noi zone ale uscatului şi dispariţia altora.

Factorul termic intern poate influenţa la nivel local şi regional, uneori chiar şi global, funcţionarea şi acţiunea geosferelor externe. Punctele termice ale Pământului determină o anumită structură a circulaţiei curenţilor submarini. Procesele vulcanice prin emisiile de gaze şi ape mineralizate de tip hidrotermal sau activitatea mofetică influenţează geochimia mediului marin sau atmosferic, cum ar fi ploile acide, care accelerează procesul de degradare a scoarţei terestre. Încărcarea atmosferei cu cenuşă vulcanică diminuează radiaţia solară, ce implică modificări ale climei la nivel local, regional şi, uneori, global.

Energia izostazică, prin care mase de roci imense mai uşoare, plutesc pe un mediu cu densitate mai mare , dar cu un comportament cvasifluid, ca şi gheţarii pe suprafaţa oceanelor, pune în mişcare pe verticală compartimente imense ale scoarţei terestre. Procesele izostatice determină variaţia liniei de ţărm a continentelor prin regresiuni şi transgresiuni marine. Astăzi a fost posibilă construirea scării variaţiei eustatice a nivelului mării, astfel încât, se pot separa perioadele cu transgresiuni şi regresiuni marine, care s-au produs datorită mişcărilor pe verticală a scoarţei terestre.

Energia radioactivă poate atinge valori suficient de mari, prin concentrarea mineralelor cu proprietăţi radiative, ca să crească temperatura, chiar până la retopirea scoarţei terestre. În acest fel se poate explica apariţia unor vulcani pe scuturile foarte vechi, fără legătură cu mobilitatea scoarţei terestre..

Energia proprie a geosferelor externe este de natura unei forţe, care exercită o acţiune mecanică asupra scoarţei terestre, prin care acesteia i se modifică continuu configuraţia suprafeţei şi, implicit, echilibrului general.

Energia eoliană reprezintă a transformare a altor tipuri de energii care intră în sistemul atmosferei Acţiunea atmosferei asupra scoarţei terestre se produce prin forţa vântului (eoliană) a cărui sursă de energie rezultă din mişcarea convectivă a maselor de aer.. Mişcarea atmosferei are loc sub impulsul energiei solare, care încălzeşte masele de aer în mod diferenţiat. De aici, rezultă o diferenţiere a densităţii aerului, astfel încât sub influenţa gravitaţiei şi a forţei ascensionale se declanşează o mişcare convectivă care tinde să omogenizeze structura sistemului. Astfel, masele de aer reci cu densităţi mai mari au o mişcare descendentă, iar masele de aer cald, cu densităţi mai mici sunt antrenate într-o mişcare ascensională.

Mişcările ascensionale se pot separa în mai multe tipuri:- o mişcare globală, latitudinală, între regiunile polare, mai reci şi regiunile

ecuatoriale, mai calde;- o mişcare altitudinală între masele de aer reci de pe crestele muntoase şi

masele de aer mai cald din regiunile mai joase;- o mişcare regională între domeniul continental şi domeniul maritim, al cărui

sens depinde de perioada anotimpuală.Forţa vântului poate fi exprimată cel mai simplu prin viteză, care are valori de la zeci la

sute de kilometri pe oră. Forţa cea mai intensă a vântului i-a naştere în domeniul oceanic când aceasta îmbracă forma uraganelor (Atlantic), taifunurilor (Pacific), dar şi în domeniul continental unde au forma tornadelor şi vijeliilor.

5

Puterea vântului se manifestă prin forţa de impact asupra scoarţei terestre pe care o erodează treptat şi prin forţa de transport a particulelor de diferite mărimi, care sunt luate în suspensie. Particulele luate în suspensie măreşte substanţial forţa erozivă eoliană.

Deosebit de complexă este şi acţiunea apei, în principal în stare solidă şi lichidă. Forţa apei rezultă, în deosebi, din energia gravitaţională, impactul asupra scoarţei terestre fiind direct proporţional cu masa (volumul) şi panta de scurgere. Acest tip de energie se manifestă îndeosebi în cazul scurgerii de suprafaţă (şiroirea) şi fluviatile.

Însă în cazul apei marine lucrurile stau diferit. Sursa de energie a mareelor marine este de natură tot gravitaţională însă de origine externă, îndeosebi a Soarelui. În cazul forţei de impact a valurilor în zonele litorale, sursa de energie este de natură eoliană.

Forţa cea mai distrugătoare o au valurile uriaşe denumite tsunami, a căror sursă de energie este de origine internă, şi anume, descărcarea seismică din zonele mobile ale scoarţei terestre di domeniul marin.

Alte surse de energie ale domeniului oceanic, este cea termică externă, care introduce circulaţia apei sub forma curenţilor marini majori ce se formează între regiunile polare mai reci şi cele ecuatoriale, cu ape mai calde.

În problema evoluţiei zonelor de ţărm nu trebuie neglijaţi curenţii litorali care au configuraţia unor celule convective între uscat şi largul mării.

Pentru biosferă sursa de energie este în general de natură metabolică manifestată, de exemplu, prin forţa de pătrundere a rădăcinilor vegetaţiei arboricole sau prin excavaţii pentru habitatul unor vieţuitoare. Însă, forţa biologică ce sa manifestat semnificativ în ultimul timp a fost cea umană, care prin tehnologia pe care şi-a creat-o produce modificări importante ale configuraţiei scoarţei terestre.

Forţele rezultate din diferite surse de energie ale geosferelor externe, reprezintă factori cu diferiţi produşi în procesele de eroziune a scoarţei terestre şi în procesul de transport al produselor rezultate. În momentul în care forţele de transport slăbesc în intensitate sub valoarea forţei gravitaţionale, atunci are loc procesul de sedimentare, de depunere, a produselor de eroziune luate în suspensie.

Sedimentarea în cazul organismelor vii, are loc atunci când energia biologică încetează, adică intervine moarte lor, astfel încât are loc depunerea, de regulă, a scheletelor lor sau a materiei vegetale.

Există şi excepţii, când depunerea scheletelor de produce pe verticală de jos în sus (antigravitaţional), cum este cazul organismelor recifale.

Omul ca fiinţă componentă a biosferei a devenit o sursă semnificativă de formare a unor spaţii de acumulare a deşeurilor menajere şi industriale.

Deşi din punct de vedere biologic, omul se încadrează ecosistemului Pământ, este singura fiinţă ale cărui deşeuri, în mare parte, nu pot fi prelucrate şi reciclate în mod natural. De aceia, managementul deşeurilor a devenit un domeniu de activitate în plină dezvoltare prin care se urmăreşte ca aceste depozite să aibă un impact minor asupra mediului înconjurător, şi să se dezvolte tehnologii de prelucrare şi reciclare a deşeurilor.

În procesul de nivelare a reliefului scoarţei terestre cele trei geosfere externe ale Pământului acţionează simultan, însă ponderea uneia sau alteia este diferită şi depinde pe de-o parte de condiţiile regionale şi locale, iar pe de altă parte de reacţia mediului geologic al scoarţei terestre.

Pe lângă acţiunea de tip mecanic pe care o exercită în mare parte geosferele externe, o pondere importantă în degradarea scoarţei terestre o au procesele de dezagregare şi alterare a rocii „în situ”. Din examinarea suprafeţei terestre se observă că aceasta este acoperită, în mare parte, de o pătură aproape continuă de natură, în general, argiloasă, care este denumită pătură de alterare, a cărei grosime variază de la zero la câţiva zeci de metri.

6

În acest caz sursele de energie sunt de natură fizico-chimică, în cadrul atmosferei şi hidrosferei, şi biochimică în cazul biosferei.

În procesul de dezagregare a rocilor un rol important îl au variaţiile câmpului termic extern, în special pe suprafeţe expuse căldurii solare. Variaţiile de temperatură zilnice sau anotimpuale introduc procese de dilatare şi contracţie, astfel apare fenomenul de „oboseală” a rocii, care, după un anumit număr de cicluri, cedează şi este sfărâmată.

Tot aici trebuie inclusă energia care se acumulează prin îngheţarea apei, când are loc o mărire de volum. Ciclurile de îngheţ-dezgheţ ale apei pătrunse în sistemul de pori şi de fisuri ale masivelor de roci, fac ca rezistenţa la rupere a cestora să fie depăşită.

Însă o pondere importanţă o au energiile chimice prin care se produce alterarea părţii superioare a scoarţei terestre la contactul cu geosferele externe. Procesul este foarte complex prin multitudinea de factori implicaţi, ce depind de sistemul mineral-rocă, noile condiţii termo-dinamice, potenţialul de oxireducere, de dizolvare, de hidratare, etc. asupra acestor aspecte se va reveni într-un capitol următor.

Procesul de îndepărtare şi transport a produselor de alterare a rocilor prin acţiunea apelor de şiroire, a vântului şi a gravitaţiei este denumit ablaţiune. Pentru îndepărtarea păturii de alterare se mai foloseşte termenul de denudaţie sau denudare, care înglobează totalitatea proceselor de nivelare a reliefului sub acţiunea forţelor exogene prin care materialul dezagregat şi alterat este erodat din zonele înalte (culmi, versanţi) şi transportat în zonele depresionare (văi, bazine marine, etc.).

Forţa gravitaţională combinată cu o multitudine de factori, de natură mineralogică, geologică, tectonică, hidrologică, hidrogeologică, determină deplasarea maselor de roci consolidate şi neconsolidate, îndeosebi în regiunile cu suprafeţe în pantă. Uneori deplasarea maselor de pământ, cum sunt alunecările de teren se declanşează chiar şi la valori mici ale înclinării suprafeţei.

7

CAPITOLUL 1

MEGASTRUCTURILE DE RELIEF. GENEZA CONTINENTELOR ŞI OCEANELOR

Formarea continentelor şi oceanelor a constituit una din problemele deosebit de grele ale ştiinţei, a cărei rezolvare s-a lăsat mult timp aşteptată. A fost nevoie de peste două sute de ani de cercetare, fără a socoti şi contribuţia marilor savanţi ai antichităţii, şi se poate spune că au mai rămas încă multe necunoscute. Stadiul de cunoaştere de astăzi este rezultatul acţiunii multidisciplinare la care a participat lumea ştiinţifică dintr-o multitudine de domenii: geologie, geofizică, geochimie, geografie şi geomorfologie, tehnică aerospaţială etc.

La început cercetările au fost concentrate pe ariile continentale şi, cum era şi firesc, majoritatea teoriilor elaborate explicau formarea structurilor componente cum sunt lanţurile muntoase, care erau mărginite de structuri rigide denumite platforme sau peneplene. O altă constatare era că megastructurile continentale sunt din ce în ce mai tinere de la centru către margini. Bazinele marine erau considerate nişte arii rigide şi imobile în timp. Însă tocmai cunoaşterea domeniul oceanic, în a doua jumătate a secolului al XX- lea, a produs un salt uriaş al ştiinţei prin care se explică mecanismul de funcţionare a interiorului Globului şi mişcările scoarţei terestre.

Dacă toată lumea ştiinţifică a fost de acord că Pământul a trecut printr-o fază de incandescenţă, se punea întrebarea, cum au apărut continentele sau cum a apărut primul continent? De ce masa continentală s-a păstrat relativ contantă, în timp? De ce pătura granitică există numai în domeniul continental? Iată, numai câteva întrebări care îşi aşteptau răspunsul, mai ales, în condiţiile în care investigarea interiorului Globului era limitat, iar experimentul de laborator este greu de realizat, principalul handicap fiind timpul îndelungat de derulare a proceselor.

În acest demers au fost emise mai mult ipoteze, însă dintre acestea cea mai verosimilă ar fi cristalizarea şi consolidarea fracţionată a unei topituri magmatice de chimism bazic şi ultrabazic, bogată în calciu, magneziu, fier. În această etapă de răcire a magmei, denumită şi faza-lichid magmatică, la început consolidează mineralele de temperatură înaltă (1100-9000C) cum sunt oxizii de fier, crom, titan etc., sulfurile de fier, nichel, cupru, şi unele elemente native, cum sunt fierul şi platina. În următoarea etapă de temperatură (900-6500C) cristalizează olivina şi mineralele melanocrate, cum sunt piroxenii rombici şi monoclinici, care întră în compoziţia rocilor magmatice bazice şi ultrabazice, de tipul piroxenitelor, peridotitelor, gabbrourilor, dunitului, bazaltului. În paralel cristalizează şi feldspaţii plagioclazi calcici. Astfel, s-a format o primă crustă generală la suprafaţa întregului Glob similară păturii bazaltice din compoziţia scoarţei terestre de astăzi. În faza următoare avem de a face o magmă schimbată chimic, prin creşterea concentraţiei de sodiu, siliciu, aluminiu şi apariţia substanţelor volatile. O asemenea compoziţie dă magmei un chimism intermediar din care încep să cristalizeze alte minerale cum ar fi amfibolii rombici şi monoclinici, feldspaţii plagioclazi mai sodici, formând roci magmatice de tip intermediar (andezitic), cum sunt dioritele şi andezitele. Desigur, faţă de volumul iniţial al magmei care a format prima crustă bazică şi ultrabazică, magma de tip intermediar este într-o cantitate mai mică. Pe de altă parte rocile apărute sunt de densitate mai mică, ceea ce înseamnă că acestea stau pe crusta primordială, care sunt de densitate mai mare. În orice caz, se poate imagina că pe suprafaţă crustei iniţiale apare o nouă crustă, care trebuie să fost discontinuă. Printr-un proces similar trebuie să fi trecut şi Luna, care după răcire şi-a format cruste de tip intermediar. Rocile lunare aduse cu misiunile Apollo sunt de chimism andezitic, cu structură fin cristalină, ceea ce înseamnă că răcirea şi consolidarea magmei s-a produs într-un timp mult mai scurt. Lipsa unei

8

atmosfere şi imobilitatea scoarţei lunare au păstrat şi conservat relieful apărut încă din urmă cu 4,0-4,3 miliarde ani, cât au vârste rocile lunare.

Scăderea substanţială a calciului, magneziului şi creşterea concentraţiei de sodiu, potasiu, litiu, siliciu şi a substanţelor volatile determină ca topitura să devină mai acidă, de tip granitic. În această fază cristalizează ultimii amfiboli şi minerale de tipul biotitului, muscovitului, feldspaţilor plagioclazi sodici, cuarţului, feldspaţilor ortoclazi, cum este ortoza, formând o roă granitică. Volumul de magmă acidă este mult mai mic faţă de volumul iniţial al magmei bazice de la care a pornit acest proces. Fiind de densitate mai mică granitele se separă la partea superioară astfel încât se poate vorbi de primele nuclee continentale. Există păreri că masa continentală ar fi rămas constantă încă de la începutul formării sale până astăzi. Însă datorită ciocnirilor dintre diferite mase continentale acestea au fost reîntinerite permanent în lungul trecut geologic al Pământului.

Unele determinări de vârstă absolută confirmă acest scenariu, cele mai vechi roci determinate pe Pământ sunt granitele din provincia Slava din nord-vestul Canadei, care au vârsta de 3.9 miliarde ani.

La temperaturi de 6500C este eliberată o cantitate imensă de substanţe volatile, care formează atmosfera primordială bogată în dioxid de carbon, dioxid de sul, azot, hidrogen şi poate primii vapori de apă. Prin condensarea acestor substanţe la contactul cu spaţiul înconjurător Pământului foarte rece a creat primele mări, care au umplut vastele regiuni depresionare rămase între nucleele continentale. Poate în acest fel apar primele roci sedimentare, care antrenante în mişcări de coliziune între nucleele continentale sunt metamorfozate şi adăugate scoarţei granitice. În acest fel se explică structura păturii granitice care în cea mai mare parte este formată din roci metamorfice cu grad înalt de metamorfism.

1.1. CONFIGURAŢIA TRECUTĂ ŞI VIITOARE A CONTINENTELOR ŞI OCEANELOR

Simpla examinare a contururilor marginilor estice a Americii de Nord şi de Sud, pe de o parte şi a marginilor vestice ale Africii şi Europei, relevă că sunt relativ identice, ca şi cum acestea au fost decupate dintr-un întreg.

O asemenea identitate sau paralelism a celor două margini ale Oceanului Atlantic a fost observat pentru prima dată de cunoscutul filosof Sir Francis Becon (1620), remarcând numai, că acest fapt nu poate fi întâmplător.

Paşi importanţi în dezvoltarea ideii existenţei unei derive (deplasări) a continentelor au fost făcuţi prin observarea asemănării paleoflorei carbonifere din Africa şi America de Sud (A. Snider Pellegrinii, 1858) şi a formei arcuite a lanţurilor muntoase, dată de alunecarea unei pânze rigide pe un suport plastic, asemănător deplasării unui gheţar (F.B. Taylor, 1910). Prin unirea continentelor într-unul singur, astfel încât, se asigură continuitatea lanţurilor muntoase (H.B. Baker, 1912), care, ulterior, s-a fragmentat la sfârşitul Miocenului. În majoritatea cazurilor, deplasarea era fundamentată prin alunecarea gravitaţională a maselor continentale spre o largă zonă depresionară apărută în urma desprinderii Lunii de pe Pământ, idee lansată de G. Darwin (fiul marelui evoluţionist) şi dezvoltată de O. Fischer (1882).

Însă ideea derivei continentelor a fost temeinic fundamentată pentru acel timp (începutul secolului al XX-lea) şi transformată în teorie de către Alfred Wegener (1915). În fundamentarea teoriei derivei continentelor A. Wegener aduce numeroase argumente şi exemplificări, ce ţin de factorii:

- morfologici, explicând forma arcuită a uscaturilor, dată de o mişcare de inerţie a acestora sau existenţa numeroaselor insule care ar fi rămas în urma deplasării masei principale continentale;

9

- geologici, prin care se remarcă asemănarea structurală ale marginii vestice ale Americii de Sud, ale Europei vestice şi marginilor estice ale Americii de Nord. De asemenea, aceleaşi corelaţii le face între estul Africii, Madagascar, India şi Australia;

- paleontologici, cei mai pertinenţi în argumentaţia sa, A. Wegener face o corelaţie statistică pe vârste a fosilelor cu arealul de răspândire şi caracteristicile comune. Corelaţia a fost făcută grupând continentele două câte două, rezultând o evoluţie comună a acestora până în Triasic, după care se remarcă diferenţieri, ceea ce sugera despărţirea lor;

- biologici, care aduc dovezi prin evoluţia faunei şi florei actuale;

- paleoclimatici, prin care se fac corelaţii între diferite zone cu depozite glaciare permiene, din America de Sud, Africa, Australia şi sudul Indiei, ceea ce înseamnă că acestea erau reunite într-un singur continent poziţionat

în zona polului sud. De asemenea, studiul florei carbonifere pune în evidenţă o zonalitate climatică de o parte şi alta a ecuatorului, care ar fi străbătut un continent unic;

Deşi A. Wegener era me-teorolog, cu o activitate în-delungată şi fructuoasă în gheţurile Groenlandei, efec-tuează o corelare a datelor din diferite domenii ale geo-ştiinţelor şi ajunge la con-cluzia că la sfârşitul Paleo-zoicului, masele de uscat erau reunite într-un conti-nent unic, pa care la denu-mit Pangaea, (Pământ ge-neral), înconjurat de un o-cean planetar, numit semni-ficativ Panthalassa (Marea generală).

10

- geodezici, mai puţin convingători, datorită preciziei măsurătorilor de latitudine şi longitudine în diferite puncte ale globului terestru (Africa, Europa, Groenlanda).

Pangaea era separată în zona mediană de o mare de mică adâncime, denumită Marea Tethys, cu orientare est- vest, ce s-ar suprapune lanţului muntos alpin şi Mării Mediterane (fig.4.1).

În Jurasic supercontinentul Pangaea se fragmentează, începând deschiderea Atlanticului de la sud la nord, separând cele două Americi, care în derivă a generat lanţul de munţi andini de pe marginea vestică.

O a doua fragmentare are loc în est prin separarea Madagascarului - India, Australiei, Noii Zeelande şi Antarcticii. Ulterior se separă de Madagascar uscatul Indiei, care migrează spre nord, generând marea ridicare orogenică a Hymalaiei prin coliziune cu Asia. În acelaşi timp, are loc o derivă mai lentă a Europei şi Africii spre est (Europa), şi nord-est (Africa), care a determinat formarea lanţului orogenic alpin.

Această mişcare divergentă a continentelor A. Wegener o fundamentează pe teoriile izostatice ale lui Airy şi Pratt şi pe efectul forţei centrifuge, rezultată din mişcarea de rotaţie a Pământului. Aceasta ar determina deriva spre vest şi spre ecuator ca urmare a mareei terestre.

Verificările ulterioare al acestui model au determinat că numai aceste forţe nu sunt suficiente pentru a produce deplasarea maselor enorme ale continentelor.

Teoria derivei continentelor a fost concretizată de către A. Wegener în lucrarea sa de mare excepţie “Originea continentelor şi a oceanelor” publicată în anul 1915. Ea a stârnit numeroase controverse printre geologii vremii. Cercul contestatarilor s-a lărgit continuu, prin reeditarea lucrării (1920, 1924) inclusiv în limba engleză.

1.2.TEORIA CURENŢILOR DE CONVECŢIE.

Deoarece forţele invocate de A. Wegener în explicarea derivei continentelor s-au dovedit insuficiente în deplasarea unor mase enorme de roci, fiind principalul argument al celor care

11

contestau acest fenomen, era nevoie de a găsi o forţă infinit mai mare, care să antreneze aceste mase şi să determine ridicarea lanţurilor muntoase.

Ideea curenţilor de convecţie a plecat, aşa cum s-a mai arătat, de la Otto Amferer (1906) şi dezvoltată de Arthur Holmes (1929, 1930, 1931), care a luat în considerare şi ipoteza lui J. Joly (1928), şi care presupunea că dezintegrarea radioactivă produce o topire a materiei subcrustale, determinând într-o primă fază coborârea scoarţei terestre, iar ulterior, prin solidificare, o ridicare (formare de munţi).

A. Holmes, plecând de la aceste ipoteze, imaginează în domeniul subcrustal circuite convective termice determinate de ridicarea temperaturii în urma dezintegrării radioactive. Pe ramurile ascendente a doi curenţi de convecţie crusta este ridicată şi spartă, după care cele două compartimente sunt antrenate într-o mişcare divergentă, având ca rezultat deschiderea unui nou ocean. Pe partea opusă a unui continent au loc deformaţii ample ale scoarţei, ca urmare a rezistenţei întâmpinate în procesul de derivă, explicându-se astfel geneza lanţurilor muntoase (fig.4.2).

Circuitul convectiv se închide prin coborârea materiei, care să răceşte treptat, şi implicit creşte în greutate, la contactul ocean-continent.

A. Holmes a determinat mai multe celule de convecţie care produceau derive pe principiul “covorului rulant”, plecând tot de la un continent unic. Fragmentarea acestuia s-a produs prin existenţa celulelor de convecţie sub Laurasia, Gondwana şi Oceanul Pacific. La vremea elaborării modelului, acesta nu putea rămâne decât în domeniul ipoteticului. Însăşi A. Holmes recunoaşte că este nevoie de dovezi ştiinţifice pentru ca acesta să devină teorie. Aceasta a fost fundamentată mult mai târziu după anul 1960, când a fost emisă teoria expansiunii fundurilor oceanelor.

1.3. TEORIA EXPANSIUNII FUNDURILOR OCEANICE. MOBILITATEA. RELIEFUL SUBMARIN

Ipotezele şi teoriile de mai sus au fost emise numai pe baza datelor furnizate de cercetările în domeniul continental, informaţiile din domeniul oceanic fiind puţine, deşi acesta reprezintă 71% din suprafaţa Pământului.

Majoritatea celor care contestau teoria derivei continentelor (A.A. Meyerhoff, l159, H. Jeffreys, 1959, E. Thellier, 1963, P. Fourmarier, 1967, V.V. Beleusov, 1971,R.W. Bemmelen, 1974, 1975), considerau zonele oceanice rigide, permanente, încercând să fundamenteze o tectonică globală imobilistă. Multe dintre idei pleacă de la procesul de diapirism al astenosferei, faţă de care se produc deplasări laterale până la fenomene de încălecare şi şariaj.

Cunoaşterea domeniului oceanic a însemnat un efort ştiinţific şi economic substanţial, fiind necesar elaborarea de noi metodologii de cercetare şi creare aparaturii necesare. Efortul economic se apreciază a fi fost de cca. 200 000 milioane dolari (până la nivelul anilor 1970), care au fost recuperaţi în întregime şi cu un profit de cca. 30%, prin rezultatele obţinute privind resursele oceanului (I. Pană 1987).

Efortul ştiinţific a fost susţinut prin implicarea a numeroase instituţii de cercetare din Europa, dar mai ales, din America de Nord. Acestea au acţionat în cadrul unor mari expediţii în toate oceanele lumii; cu nave echipate special, inclusiv submarine şi batiscafe.

Dintre instituţiile de cercetare implicate în cercetarea oceanelor trebuie menţionate, cel puţin, cele mai importante, privind volumul informaţiilor şi a rezultatelor ştiinţifice obţinute:

- Laboratorul Geologic Lamont al Universităţii Columbia, SUA, care a acţionat cu navele VEMA şi CONRAD, având la bord pe M. Ewing, B.C. Heezen, Manik, Talwani J. Lanar, Werzel;

12

- Institutul Oceanografic Scripps al Universităţii California, SUA, implicat, mai ales, în cercetarea Pacificului, cu navele ARGO, HORIZONT, SPENCER, BAIRN, şi cercetători la bord ca: R. Mason, V. Vaquier, R. Revelle, Art. Maxwelle;

- Woods Hall, Institutul Oceanografic al SUA, care a acţionat cu nava ATLANTIS, şi echipată cu batiscafele Deep Diver sau Alvin, care au explorat îndeosebi în Oceanul Atlantic;

- Departamentul de Geologie şi Geofizică al Universităţii Cambridge, Marea Britanie, care a avut la dispoziţie navele DISCOVERY şi OWEN, cu celebrul Edward C. Bullard la bord.

- Centru Naţional pentru Explorarea Oceanului CNEXO, Franţa, având în echipă pe numai puţinul celebru Xavier Le Pichon, cu nava NOVOIT.

- Institutul de Oceanologie al fostei URSS, cu nava VITEAZ.- nava de cercetare CALYPSO a lui J.J. Cousteau;- batiscaful Trieste de pe nava Challanger care explorează în 1953 groapa Marianelor

După anii 1970 cercetările suprafeţei Pământului şi relieful oceanelor sau detaliat prin diverse metodologii de observaţii satelitare. În acest mod a fost posibilă determinarea tipurilor de mişcare a diferitelor compartimente ale scoarţei terestre.

Lista ar putea continua cu numeroşi cercetători din diverse centre universitare americane şi ale Europei Occidentale.

Multitudinea de informaţii privind morfologia fundurilor oceanice, distribuţia câmpurilor fizice, procesele vulcanice şi magmatice în zona de larg sau de margine oceanică trebuiau cuprinse într-un model unic care să ţină de dinamica internă a Pământului.

Ideea existenţei unei expansiuni a fundurilor oceanice a fost emisă aproape simultan de doi cercetători americani, Henry H. Hess şi Roberts Dietz.

H.H. Hess publică în anul 1962 concluziile sale într-un articol intitulat “History of Ocean Basins” R.S. Dietz emite o teorie similară pe care o publică în revista engleză “Natura” în anul 1961, în articolul intitulat “Continental and Ocean Basin Evoluţion by Spreading of the sea Flour”. Paternitatea teoriei a fost acordată celor doi autori pentru că cele două articole au fost date spre publicare în acelaşi timp, adică sfârşitul anului 1960.

Principalele forme de relief din domeniul oceanic sunt dorsalele medio-oceanice şi fosele.

Dorsalele medio-oceanice formează un imens sistem structural al globului (Heezen, Tharp, Ewing, 1959) cu o lungime de peste 60 000 km, fiind de două tipuri:

- atlantic, cu înălţimi, faţă de fundul plat din zonele înconjurătoare, de 2 000 m şi lăţimi de 2 000 - 4 000 m.; în partea mediană are o zonă coborâtă de tipul unui graben, care a fost denumit “rift”; riftul atlantic are adâncimi de cca. 2 000 m faţă de crestele laterale ale dorsalei şi lăţimi de 10- 20 km;

- pacific, în care înălţimile faţă de câmpiile abisale, sunt de 2 000-3 000 m şi lăţimi de 4 000 m, fiind lipsite de rift şi cu un relief mai puţin accidentat.

Fosele oceanice sunt zone depresionare cu adâncimi de 5 000-11 000 m, ce se îngustează în adâncime.

La nivelul fundurilor abisale acestea au lărgimi de 100 km, iar în adâncime se îngustează până la 10 km Ele se

întind mult pe lungime până la valori de 1 000 km, ocupând cca. 1% din suprafaţa fundului

H.H.Hess, profesor la Universitatea Princeton îşi începe observaţiile în domeniul oceanic încă din timpul celui de-al II-lea război mondial. Ca ofiţer pe o navă căutătoare de submarine, folosea adesea sonarul acesteia pentru a descifra morfologia fundului Oceanului Pacific, în perioadele de “linişte” a războiului. Astfel, el desco-peră munţi vulcanici cu vârful retezat pe care l-a denumit guyot-uri (după numele primului profesor de geologie de la Princeton, Arnold Guynot). Aşezarea guyot-urilor pe anumite aliniamente constituie unul din argumentele în sprijinul teoriei expansiunii fundului oceanic.

13

oceanelor. La nivelul oceanului planetar au fost identificate 23 fose repartizate astfel: 3 în Atlantic (Porto Rico, Romanche, Landwich) cu adâncime de până la 8 300 m; 2 în Oceanul Indian (Java, Diamantina) şi 18 în Oceanul Pacific, din care 2 pe latura estică (Chile-Peru, Guatemala), 1 pe latura nordică (Aleutine) şi 15 pe latura vestică.

Geneza celor două forme majore de relief al fundurilor oceanice este magistral demonstrată prin teoria expansiunii fundului oceanic.

1.3.1. MODELUL FIZICO-GEOLOGIC AL EXPANSIUNII FUNDULUI OCEANICÎn elaborarea modelului fizico-geologic de expansiune, H.H. Hess şi R. Dietz pleacă de la

ipoteza curenţilor de convecţie termică de la nivelul mantalei, prevăzută de A. Holmes.Sub fundul unui ocean ar exista două celule de convecţie termică, ce se rotesc lent în sensuri

inverse. Pe ramurile ascendente ale celulelor de convecţie are lor un aport de materie în stare topită, ce se manifestă prin fenomene magmatice şi vulcanism în zona rifturilor dorsalelor medio - oceanice. În contact cu mediul rece al apei oceanice, masele incandescente ajunse la suprafaţă se consolidează, formându-se crusta oceanică nouă, ce se adaugă relativ continuu la crusta mai veche. Prin urmare, riftul dorsalelor medio-oceanice reprezintă zona de expansiune sau de acreaţie a crustei terestre. Sub incidenţa ramurilor orizontale a celor două celule de convecţie, fundul oceanic este antrenat într-o mişcare orizontală divergentă faţă de riftul

dorsalei. Pe ramurile descendente ale celulelor de convecţie, crusta oceanică este antrenată într-o mişcare de coborâre în fosele oceanice unde este reabsorbită, retopită, reintrând în circuitul mantalei superioare (Fig 4.3).

Acest model confirmă “teoria covorului rulant” a lui A. Holmes, prin care crusta oceanică este antrenată de rotaţia unor celule de convecţie termică, cu deosebirea că, în zona dorsalelor este zona de acreaţie, iar fosele sunt zone de consum. Aceasta înseamnă că fundurile oceanice sunt mult mai tinere decât vârsta Pământului, în sprijinul acestei afirmaţii venind câteva argu-mente de ordin geologic şi geofizic:

- lipsa sedimentelor în zona dorsalelor, crestele laterale aflate la adâncimi mai mici de 4 500 m par “pudrate” de un mâl alb calcaros ;

14

- în cea mai mare parte fundurile oceanice sunt acoperite de un strat subţire de sedimente ce creşte în grosime spre marginile continentale;

- vârsta fosilelor din marginile continentale nu depăşeşte Mezozoicul, ceea ce ar însemna cel mult 200 mil. ani;

- munţii vulcanici de tip guyot sunt înşiraţi pe aliniamente, devenind inactivi cu cât sunt mai depărtaţi de zona de acreaţie, uneori fiind adunaţi pe flancul extern al foselor, cu tendinţă de prăbuşire în acestea;

- dorsalele medio-oceanice dau anomalii magnetice pozitive datorită aportului de materie topită şi minerale feromagnetice în suspensie;

- se constată o modificare a gravitaţiei în zona dorsalelor: anomalii pozitive (anomalie de aer liber) ce semnifică masele reliefului accidentat al dorsalei şi anomalii negative (anomalia Bouguer), dată de densitatea mai redusă a materialului topit ascensional în raport cu vecinătăţile;

- flux termic ridicat, dat de acelaşi aport de materie fierbinte; scăderea acestuia spre fose înseamnă o creştere de densitate, mărind procesul de tracţiune a crustei sub efectul gravitaţiei;

- seismicitatea ridicată din zona dorsalelor şi, mai ales, a foselor oceanice.După anul 1963 cercetările în domeniul oceanic se intensifică, aducându-se noi argumente

geologice şi geofizice, fizico-matematice cu modelări fizico-geologice din zona de expansiune şi zona de consum a crustei terestre în mantaua superioară. Pe lângă studiile şi cercetările terestre au fost aplicate metode de teledetecţie satelitară folosindu-se o multitudine de tehnici de investigare indirectă a suprafeţei globului terestru.

Rezultatele remarcabile în fundamentarea teoriei expansiunii fundului oceanic l-a adus studiul câmpului magnetic terestru şi, mai ales, magnetismul remanent (paleomagnetismul).

Mineralele cu proprietăţi magnetice, în momentul formării lor, înregistrează caracteristicile câmpului magnetic, adică: intensitatea, declinaţia, înclinaţia şi polaritatea. Despre acest tip de minerale din componenţa rocilor se poate spune că au “memorie”, conservând principalii parametrii ai câmpului magnetic din momentul formării lor. Plecând de la “efectul de memorie” al mineralelor, s-au obţinut rezultate nu numai în descifrarea mecanismului de expansiune a fundului oceanelor, ci şi în atât de contestata, la data emiterii ei, teorie a derivei continentelor a lui A. Wegener.

PaleomagnetismulCum era şi firesc, primele informaţii privind magnetismul remanent al mineralelor au fost

obţinute în domeniul terestru. Astfel, s-a constatat că un anumit segment dintr-un strat de lavă din Masivul Central Francez, are un magnetism remanent cu polaritatea inversă faţă de stratele inferioare şi superioare (B. Brunhes). Aceleaşi rezultate se obţin pe nişte lave cu vechime de 700.000 ani din Japonia (M. Matuyama (l929).

Frecvenţa unor asemenea rezultate se înmulţesc după anii 1950, când se fac numeroase determinări de câmp magnetic remanent corelat cu vârsta absolută a rocilor (A. Cox, R. Doeel, l953, l954). Astfel, se constată, că dintr-un motiv încă necunoscut, polaritatea câmpului magnetic se inversează faţă de cea actuală. Spre exemplu, s-a constatat că starea actuală de polaritate a câmpului magnetic s-a păstrat în ultimii 700 000 ani.

Un alt rezultat interesant a fost acela, că schimbarea de polaritate nu este bruscă, ci ea se produce treptat, proces constatat pe o stivă de curgeri bazaltice din Japonia (M.K. Mormose, l962, din M. Bhahu, l983).

Profilele geomagnetice efectuate în estul Oceanului Pacific, unde pe o fâşie de câteva sute de kilometrii lăţime şi aproape 2 000 km lungime, se constată o variaţie relativ strânsă a câmpului magnetic, anomaliile de maxim, formând fâşii de un remarcabil paralelism. O primă interpretare a acestui paralelism a fost legată de o anumită structură a fundului oceanic, cum ar fi, de exemplu, o succesiune de intruziuni de dyke-uri paralele. Însă aceste interpretări în

15

sens clasic, a datelor geofizice ridicau numeroase probleme privind geneza lor. Variaţia strânsă a câmpului magnetic unde anomaliile pozitive alternează cu cele negative (fig.4.4), s-a constatat şi în alte zone.

Un rezultat remarcabil s-a obţinut în urma expediţiei din anul 1962 a navei “Owen” când se efectuează profilări geomagnetice transversale dorsalei Carlsberg a Oceanului Indian, sub îndrumarea lui D.H. Mathews, cercetător la Universitatea Cambridge. Profilele au fost date spre interpretarea asistentului său F.J. Vine, care în primul rând, remarcă o magnetizare cu polaritate inversă faţă de cel actual a unui vulcan stins. Al doilea lucru remarcat este

paralelismul desăvârşit al fâşiilor de minim şi maxim magnetic ca şi în Pacificul de Est. F.J. Vine lansează ipoteza că fâşiile de minim magnetic sunt o rezultantă a unui câmpului magnetic remanent, care avea o polaritate inversă şi a cărui intensitate este diminuată de câmpul magnetic actual. Anomaliile de maxim ar rezulta din compunerea câmpului magnetic actual cu cel remanent, care aveau aceeaşi polaritate. Prin tehnici de “curăţire” magnetică a probelor, s-au obţinut valoarea câmpului magnetic remanent, şi polaritatea sa. D.H. Mathews şi F.J. Vine leagă aceste alternanţe de fâşii paralele, cu polaritate normală şi inversă a câmpului magnetic, şi care sunt simetrice faţă de dorsală, fiind o consecinţă a procesului de expansiune a fundului oceanic în ideea lui H. Hess şi R. Dietz. Crusta se creează în zona de rift, iar atunci când temperatura scade sub punctul Curie, mineralele se aliniază conform cu direcţia câmpului magnetic de la momentul respectiv. Crusta nou creată este adăugată celei vechi şi împinsă lateral de forţa ramurii ascendente şi orizontale a curenţilor de convecţie. Conform acestui model fâşiile magnetice au lăţimi direct proporţionale cu viteza de expansiune.

F.J. Vine şi J.T. Wilson (profesor la Universitatea Toronto, Canada), examinând fâşiile magnetice din estul Pacificului au simulat un model prin care se obţinea diferite structuri ale curbelor funcţie de viteza de expansiune. Ei au plecat de la ideea că lăţimea unei fâşii este direct proporţională cu timpul cât a persistat câmpul magnetic cu o anumită polaritate. Construind curbe ale variaţiei magnetizării rocilor pentru diferite viteze de expansiune, după mai multe încercări, constată o suprapunere satisfăcătoare între curbele teoretice şi cele măsurate pentru o viteză de expansiune de 3 cm/an.

16

Corelând scara timpului inversiunilor magnetice obţinută în domeniul continental s-a observat o perfectă concordanţă între intervalul de timp cu o anumită polaritate şi lăţimea fâşiei corespondente. Prin acest procedeu, s-a construit o scară a timpului în raport cu spaţiul de expansiune, din care se poate obţine viteza de mişcare a crustei.

Determinarea configuraţiilor fâşiilor magnetice s-a făcut în paralel cu datarea radiometrică a vârstei absolute a rocilor, rezultând o scară a procesului de expansiune destul de precisă.

Astfel de corelaţii s-au făcut în toate oceanele lumii: Pacificul de est (W.C. Ritman), Pacificul de Sud -Atlantic, între Noua Zeelandă şi America de Sud (G.O. Dickinson), Oceanul Indian între Madagascar şi Australia (Xavier Le Pichon).

Fâşiile alternante au fost numerotate începând de la zona de expansiune spre marginea continentală, fiecare număr corespunzând unei anumite valori a vârstei absolute. În acest fel, s-a constatat că fundurile oceanice nu depăşesc vârsta de 200 milioane de ani.

După anul 1964 se iniţiază un amplu program de foraj al fundurilor oceanice în care erau

implicate mari instituţii de cercetare americane (Woods Hole, Lamont, Scripps).Programul denumit JOIDES (Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling) a

dispus de celebra navă “Glomar Challenger”echipată pentru foraj adânc şi cu laboratoare de analiză complexă a probelor extrase. După anul l975 programului i se schimbă titulatura în IPOD (Internaţional Project of Ocean Drilling) în cadrul căruia au participat echipe internaţio-nale de cercetări, cu un echipament ştiinţific diversificat.

Din prelucrarea datelor s-au obţinut rezultate privind: structura dorsalelor medio-oceanice şi zonelor de subducţie (de consum); procesele magmatice, de sedimentare şi metamorfice din zonele de expansiune şi de subducţie; modele fizico-geologice ale zonelor de expansiune şi de subducţie (fig.4.5).

La baza majorităţii modelelor de expansiune şi de subsidenţă stau două mecanisme care determină mişcarea:

17

- teoria curenţilor de convecţie lansată de O. Ampferer (1906), dezvoltată de A. Holmes (1931, 1944) şi apoi de N. Hess şi R. Dietz, care limitau formarea celulelor convective la astenosferă;

- teoria “panaşelor de manta”, lansată iniţial de J.D. Wilson (l963) şi dezvoltată de W.J. Morgan (1968), prin care se susţine formarea unor coloane fierbinţi de formă cilindrică, care se ridică de la limita nucleu - manta şi care se desfac sub forma unei umbrele în astenosferă la contactul cu crusta terestră (fig.4.6).

În evoluţia Pământului se apreciază că numărul celulelor de convecţie a crescut (S.K.

Rurcorn 1962, din M. Bleahu, l983). Astfel, în stadiul de protoplanetă, când prin segregare gravitaţională se forma nucleul, acesta fiind de dimensiuni mici, iar Pământul era încă destul de cald, exista un singur circuit convectiv. Pe măsura creşterii diametrului nucleului, macrocelula convectivă se subîmparte, la început, în două şi, ulterior, în trei şi patru celule, pentru ca la limita Permian-Triasic să apară cea de-a cincea, care a determinat scindarea Pangaei în Laurasia şi Gondwana.

Prin panaşele de manta sunt explicate aliniamentele de munţi vulcanici (guyot-uri), care sunt din ce în ce mai vechi cu cât sunt mai îndepărtaţi de punctul fierbinte (hot-spot) (W.J.T.

18

Wilson, l983). Exemplu clasic sunt Insulele Hawai (fig.4.7), care în extremitatea estică vulcanii sunt activi (Mauna Loa, Kileaua), în timp ce spre nord-vest vulcanii sunt de mult inactivi (Mauna Kea). Cu cât se merge spre nord-vest, spre Insulele Kurile vulcanii de pe aliniamentul Hawai sunt din ce în ce mai vechi, ultimii fiind de vârstă paleogenă.

Fundul Pacificului este ornat cu astfel de aliniamente de vulcani inactivi cu orientare SE-NV create de foste puncte termice, cum sunt Insulele Touamotou din Polinezia, Insulele Marshall, Gilbert şi Caroline din Micronezia, şi exemplele ar putea continua.

În cazul în care o placă tectonică trece pe deasupra unui punct termic, poate avea loc spargerea acesteia cu iniţierea unei zone de rift. În mişcarea de expansiune este antrenată nu numai scoarţa terestră propriu-zisă, ci şi extremitatea superioară a astenosferei, care se comportă rigid la solicitări (după datele seismice). Această structură se extinde până la adâncimea de 70 km, sub domeniul oceanic, şi 150 km, în domeniul continental, fiind constituite dintr-o succesiune de roci bazice şi ultrabazice. Această zonă rigidă împreună cu crusta terestră sau oceanică de la exteriorul globului, a fost denumită litosferă.

Aceasta este împărţită de suprafaţa Mohorovičič în litosfera superioară, care este crusta sau scoarţa terestră şi litosfera inferioară, care reprezintă coaja rigidă a astenosferei, constituită din gabbrou, peridotit sau eglocit, peridotit sau pirolit (amestec 1/4 de bazalt şi peridotit).

Profilul inferior al litosferei este neuniform, fiind mai groasă în zonele continentale şi mai subţire în domeniul oceanic. Însă, se apreciază că limita inferioară a litosferei se plasează la o adâncime medie de 100 km.

Litosfera prin grosimea relativ mare, compoziţia mineralogică şi petrografică se comportă ca un corp rigid la solicitarea unor forţe, de la stadiul elastic până la stadiul ruptural.

Modelul general al zonei de expansiunePentru a explica morfologia zonelor de expansiune a scoarţei terestre, mai exact a litosferei

au fost elaborate o multitudine de modele, fiecare căutând să surprindă cât mai fidel derularea procesului în timp. Dată fiind complexitatea acestui proces, aproape nici un model nu poate fi considerat perfect. Această consideraţie este motivată de un singur aspect, şi anume, mecanis-mul care pune în mişcare expansiune fundurilor oceanice. Numitorul comun al modelelor este, fie existenţa celulelor de convecţie termică de la nivelul astenosferei, fie panaşele de manta, cu formarea punctelor fierbinţi, dispuse mai mult sau mai puţin liniar.

Însă, aceste modele convective de la nivelul astenosferei (curenţi de convecţie) sau mantalei în ansamblu (panaşe de manta) sunt stabilite pe cale deductivă, interpretându-se rezultatele cercetării indirecte prin metode geofizice (gravimetrică, flux termic, seismică) la care s-au adăugat unele aspecte geologice concrete cum ar fi: vârstă absolută a fâşiilor paleomagnetice şi, în general, a fundurilor oceanice, vulcanismul, vârsta sedimentelor, etc.

Fluxul termic ridicat, densitatea mai scăzută şi vulcanismul activ, semnifică o materie fierbinte, care odată cu scăderea presiunii în apropierea suprafeţei terestre, trece în stare topită, formând cuptoare magmatice în adâncime şi cu deversări de lave în riftul dorsalei medio-oceanice. Pe măsura depărtării de dorsală, fluxul termic scade, iar densitatea creşte în corelaţie directă cu o îngroşare a crustei spre fosele oceanice.

Un alt fapt de observaţie a fost dispunerea pe anumite aliniamente a vulcanilor submarini, aceştia devenind inactivi şi mai vechi ca vârstă cu cât sunt la distanţă mai mare faţă de dorsală.

Un alt aspect complicat îl reprezintă morfologia diferită a dorsalelor: cu rift, de tip atlantic, şi fără rift, de tip pacific.

O primă corelaţie găsită este dată de faptul că la dorsalele de tip atlantic, viteza de expansiune de o parte şi alta riftului este mai mică, iar la dorsalele de tip pacific, este mai mare. Mai mult, în cazul Atlanticului, vitezele de expansiune sunt diferite, cu valori mai mari,

19

spre vest, şi mai mici spre est, deşi simetria dorsalei faţă de marginile continentale se păstrează.

Iată câteva fapte de observaţie cărora trebuia găsită o explicaţie într-un model coerent, care să plieze cât mai bine acest proces de expansiune.

Modele elaborate pot fi grupate în două categorii: cele care luau în considerare o expansiune ciclică, care se corela şi cu fazele de tectogeneză din zonele orogenice; cele care considerau o expansiune continuă, în concordanţă cu simetria fâşiilor paleomagnetice din structura fundurilor oceanice.

Pe tema procesului de expansiune a fundurilor oceanice a apărut o bogată literatură, care s-a extins continuu în timp, cu noi rezultate ale cercetării spaţiului oceanic.

În România, cărţi de referinţă au apărut după anul 1980, care sintetizau diferite modele privind procesele din zona dorsalelor oceanice şi din zonele de subducţie a fundurilor oceanice sub domeniul continental sau sub arcurile insulare oceanice (V. Lăzărescu, l980; M. Bleahu, l983; C. Dinu, S. Pauliuc, l985). Literatură geologică românească scrisă după anul 1990 prezintă într-o formă succintă problemele expansiunii fundurilor oceanice şi a dinamicii globului în general.

20

În literatura internaţională lista lucrărilor este impresionantă, fiind cel puţin la a doua generaţie de autori. De aceea, numai sinteza acestor lucrări ar reprezenta un volum imens de

muncă, ce ar ocupa un spaţiu impresionant.Ideea generală de acreţionare a crustei terestre în zona dorsalelor oceanice şi de expansiune

a fundurilor oceanice pleacă de la ipoteza existenţei unui curent ascensional de materie fierbinte, care a determinat într-o primă fază boltirea şi ulterior fisurarea scoarţei terestre.

În cazul dorsalelor medio-atlantice, deschiderea s-a produs prin fisurarea unui bloc continental unic, denumit Pangaea în teoria derivei continentelor. Însă, pentru boltirea şi apoi fisurarea unei plăci rigide şi destul de groase este nevoie de acumularea unei energii considerabile. Astfel, se poate imagina că ramura ascendentă al curentului convectiv a determinat acumularea unui volum imens de materie fierbinte, extins mult în suprafaţă, care, într-o primă fază, a determinat boltirea crustei, iar într-o fază ulterioară fisurarea ei. Prin fisurarea crustei, presiunea în rezervorul de dedesubt scade, astfel încât materia trece în stare topită, ce se manifestă la suprafaţă prin vulcanism. Din acest moment se declanşează procesul de expansiune prin adăugare de crustă nouă şi împingerea laterală a celor două compartimente. Chiar după deschiderea Atlanticului crusta oceanică s-a comportat şi se

21

comportă rigid datorită lăţimii mici, în comparaţie cu Pacificul. Probabil, acest fapt justifică formarea unei camere magmatice de volum mare şi extinsă în suprafaţă, care determină formarea unei dorsale medio-oceanice cu rift de tip atlantic.

Forţele de distensiune au condus la formarea unui sistem de fisuri paralele, în lungul cărora s-a produs subsidenţa părţii centrale formându-se un rift continental de tipul celui din estul Africii. Formarea văii de rift poate fi pusă pe seama unei compensări izostatice, cu subsidenţa părţii centrale în lungul unor falii gravitaţionale. Dezechilibrul izostatic se poate datora fie subţierii crustei şi, prin urmare, cedarea sub greutatea proprie, dată fiind prezenţa unei materii mai puţin dense dedesubt. Declanşarea mişcării de subsidenţă se poate datora şi încărcării sectorului central al dorsalei în urma viiturilor succesive de lave (fig.4.8). În cazul în care ascensiunea materialului fierbinte continuă, riftul continental poate evolua prin deschiderea unui bazin marin şi, în continuare, la deschiderea unui ocean nou.

Intruziunea material fierbinte în zona de rift determină deplasarea divergentă a celor două componente, iar prin solidificare se adaugă continuu, formându-se scoarţă nouă.

22

Pentru crearea unei dorsale cu rift se apreciază că ascensiunea materialului fierbinte se produce pe o amplă suprafaţă, ceea ce determină formarea unei camere magmatice de volum mare şi care implică un dezechilibru izostatic al scoarţei terestre în partea centrală. Accentuarea subsidenţei văii de rift poate fi pusă şi pe seama scăderii presiunii hidrostatice

din camera magmatică după un paroxism al aportului de topitură bazaltică şi prin încărcare cu viituri succesive de lavă. Aşa cum s-a arătat anterior volumul mare al camerei magmatice, la dorsalele de tip atlantic, se poate datora şi rigidităţii mai mare a crustei oceanice, dată fiind lăţimea mai mică. Nu trebuie uitat, că Atlanticul s-a format prin fisurarea unui continent unic, evoluând, în anumite porţiuni, de la stadiul de rift continental la un ocean îngust şi, apoi, la un ocean în plină expansiune (fig.4.9).

Mecanismul de acreaţie a scoarţei terestre într-o dorsală de tip atlantic (fig.4.10) se acceptă că se face prin migrarea lateral a zonei de ax, astfel încât, să se păstreze simetria faţă de marginile continentale (Bullard şi Van Andel, l977). Păstrarea simetriei este determinată de

23

cedarea crustei întotdeauna în zona centrală, după modelul deformării unei grinzi supuse unei solicitări concentrate, aceasta curbându-se maxim în zona centrală.

Pentru dorsalele de tip pacific ramura ascendentă de materie fierbinte formează o cameră magmatică îngustă, sub formă de “ic”, care nu permite dezvoltarea unui proces izostatic. În acest caz, se produc intruziuni de material fierbinte, care, datorită presiunilor mari şi solidificării, determină procesul de expansiune şi relieful accidentat al dorsalei.

Structura diferită a celor două tipuri de dorsale, este pusă pe seama vitezei de expansiune, care este în corelaţie directă cu aportul de material din interiorul mantalei. În dorsalele de tip pacific aportul substanţial de material este compensat de viteza mai mare de expansiune. La dorsalele de tip atlantic viteza mai mică de expansiune este compensată de un aport mai redus de material (Deffeys, l970).

În zona de ascensiune a materiei fierbinte poate avea loc o subţiere a crustei (Fracheteau şi Tapponier, l978), datorită mişcărilor disjuctive fără a se produce o ruptură. Astenosfera se ridică până în camera magmatică, adăugându-se crustei material prin răcire. În acelaşi timp, are loc o boltire a astenosferei cu mult mai largă decât zona de rift, ce determină căderea crustei după falii gravitaţionale, pentru compensarea izostatică a deficitului de densitate.

Studii efectuate în golful Aden şi în zona Mării Roşii relevă că expansiunea s-a produs ca urmare a rotirii Arabiei în sens invers acelor de ceasornic în mai multe etape. Aceasta înseamnă că totuşi mişcarea de expansiune este ciclică, cu maxime de scurtă durată, separate de perioadele lungi cu deplasare minimă.

Pornind de la această constatare ar rezulta că expansiunea medio-atlantică şi medio-pacifică s-ar produce periodic.

În cazul Atlanticului probabil se acumulează, într-adevăr, material fierbinte de un volum mare, care însă se răceşte treptat, zona de influenţă fiind mai largă, ce determină un mecanism de compensare izostatică mai complicat, în condiţiile comportării plastice a astenosferei. Aceasta ar explica şi cantitatea de efuziuni submarine mai mici şi o îngroşare a litosferei mai accentuată în partea centrală, care determină prăbuşirea gravitaţională şi formarea zonei de rift. Materialul astenosferic plastic este împins lateral, determinând formarea faliilor inverse, într-o primă fază, şi gravitaţionale, într-o fază ulterioară.

În zona de expansiune medio-pacifică funcţionează un mecanism asemănător, cu deosebirea, că materia se răceşte mai rapid datorită dimensiunilor mai mici ale camerei magmatice. Răcirea mai rapidă este dată de viteza de expansiune mai mare a fundului oceanic şi volumul mai mic al camerei magmatice. În acest caz, pe lângă mişcarea imprimată de ramura orizontală a curenţilor de convecţie, viteza este sporită de o forţă de tracţiune gravita-ţională, ce apare ca urmare a îngroşării şi coborârii crustei în fosele oceanice. Formarea unei camere magmatice de dimensiuni mai mici poate fi explicată şi prin cedarea crustei la o forţă mai redusă de împingere a magmei datorită lăţimii mari a fundului oceanului (o grindă cu cât este mai lungă se deformează mai uşor sub efectul unei forţe). Astfel, se creează condiţii de acces relativ facile a magmei spre suprafaţă, astfel încât nu se poate acumula în volum mare sub crusta oceanică.

1.3.2.MODELE ALE ZONELOR DE SUBDUCŢIE Zonele de subducţie reprezintă locul unde crusta oceanică împreună cu stratul litosferic

inferior coboară sub o margine continentală sau sub o crustă, tot de tip oceanic, unde este consumată şi reluată în circuitul mantalei.

Zonele de subducţie sunt marcate de o serie de elemente morfologice, şi geologice:- se situează în faţa unei margini continentale sau arc insular de formă convexă;- existenţa unor fose oceanice cu adâncimi de 3 - 5 km faţă de nivelul fundului

oceanului;

24

- o intensă activitate seismică de mică şi mare adâncime (până la partea superioară a mantalei inferioare);

- intensă activitate magmatică şi vulcanică manifestată în lanţuri vulcanice plasate spre continent la 300 – 500 km faţă de axul foselor;

- fosele sunt caracterizate printr-un minim gravimetric şi termic;- anomalii de maxim gravimetric şi termic în lungul arcurilor insulare sau marginilor

continentale.Cele mai complicate zone de subducţie se întâlnesc în lungul arcurilor insulare separate de

continent de un bazin marginal în expansiune locală. Într-o asemenea situaţie se întâlnesc următoarele structuri morfologice şi geo-logice (fig.4.11):

- pragul extern, ce reprezintă o bombare a crustei oceanice înainte să coboare în fosa oceanică, generat, probabil, de un efort de compresiune;

- fosa oceanică, cu flancurile asimetrice, cel extern spre larg, are o pantă mai redusă, iar cel intern cu pantă accentuată;

- prisma acreţionară, care reprezintă un complex de sedimente, roci vulcanice, magmatice şi metamorfice;

- arcul frontal, constituie o zonă cutată mai veche decât procesul de subducţie şi unde acesta s-a declanşat;

- arcul magmatic şi vulcanic activ legat genetic de procesul de subducţie şi de presiunile imense care se dezvoltă;

- bazinul marginal activ sau bazinul cu expansiune secundară, legat probabil de un

circuit termic convectiv local, generat de retopirea crustei în zonele profunde ale mantalei superioare;

- arcul remanent, care este un arc vulcanic inactiv;- bazin marginal inactiv, un fost bazin cu expansiune secundară;- marginea continentală şi bazinul retroarc care se situează în domeniul continental.

Pragul extern, fosa oceanică şi prisma acreţionară formează zona de subducţie, iar arcul frontal şi cel vulcanic constituie zona arcului insular emers. În diferite situaţii, unele din elementele morfologice şi geologice pot lipsi, cum ar fi arcul frontal.

Procesul de subducţie are loc în diferite situaţii: sub o margine continentală sau subcontinentală (marginea vestică a Americii de Sud şi Americii de Nord); sub o altă crustă oceanică (Tongo-Kermadec, Mariane); sub o crusta oceanică cu un arc vulcanic, care şi-a format un strat sialic (Japonia).

25

Forma planului de subducţie a fost stabilită prin localizarea focarelor seismice, în lungul unei suprafeţe care înclină dinspre ocean spre continent sau arcul insular.

Focarele se grupează pe intervale de adâncime, după cum urmează: de mică adâncime, 60 -

100 km; de adâncime intermediară 200 - 500 km şi de mare profunzime 500 - 700 km.În literatură, suprafaţa de subducţie este cunoscută ca zonă sau plan Benioff (după numele

celui care a studiat distribuţia focarelor seismice, în perioada l949 - l955), însă paternitatea ar trebui atribuită şi japonezului Wadati, care a remarcat încă din l935, că focarele seismelor, în zona arcului Japoniei se dispun după un plan, care înclină dinspre ocean spre continentul asiatic. De aceea mai corect trebuie denumite plane Benioff-Wadati (La Pichon et al, l973). În prezent, sunt cunoscute două tipuri de subducţie diferenţiate prin valoarea înclinării planului de subducţie. În cazul subducţiei crustei oceanice sub o margine continentală, planul Benioff-Wadati este slab înclinat, introducând un puternic efort de compresiune. Aceasta are drept consecinţă apariţia cutremurelor cu magnitudinea mai mare de 8 pe scara Richter, precum şi cutarea sedimentelor răzuite de pe placa oceanică formându-se o prismă de acreţiune. De asemenea, în timp geologic a determinat ridicarea unor lanţuri orogenice în mai multe etape. Această structură a subducţiei este specifică estului Pacificului, fiind de tip andin (fig.4.12).

26

Cel de-al doilea model de subducţie este pe marginea vestică (Mariane-Japonia) unde planul

Benioff-Wadati este puternic înclinat (fig.4.13). Aceasta are drept consecinţă antrenarea unei părţi importante din depozitele sedimentare în procesul de subducţie. Retopirea plăcii subduse în manta, creează un intens magmatism şi vulcanism. Pe de altă parte, existenţa unui flux termic ridicat, determină formarea unor celule convective secundare, care duc la deschiderea şi expansiunea bazinelor marginale (ex.: Marea Japoniei).

1.4. DINAMICA PLĂCILOR TECTONICE

Faptul că scoarţa terestră este antrenată într-o mişcare continuă lentă a fost remarcată încă de la începutul secolului al XX-lea, culminând cu fundamentala teorie a derivei continentelor a lui A. Wegener. Studiile şi cercetările care s-au derulat în următoarele 5 - 6 decenii la ansamblul globului în care au fost antrenate toate geoştiinţele au demonstrat că teoria derivei continentelor este o stare de fapt, iar mişcarea continentelor se produce solidar cu ansamblul tectonic de gradul cel mai înalt, denumite de D.P. Mckenzie şi R.L. Parker (1968), placă tectonică. De altfel, aceşti autori au elaborat o teorie care au intitulat-o a pietrelor de pavaj sau plăci. Lucrări de referinţă privind mişcarea plăcilor tectonice (tectonica plăcilor) au fost elaborate aproape concomitent (1968) de către W.J. Morgan, Xavier Le Pichon, precum şi de grupul B. Isaks, J. Olivier şi L. Sykes.

W.J. Morgan foloseşte pentru noţiunea de placă tectonică termenul de “bloc rigid”, care este delimitat, din punct de vedere structural, de:

- rifturi, unde se creează crustă nouă şi faţă de care plăcile tectonice se mişcă divergent;- fose oceanice, în carte două plăci tectonice converg, iar una dintre ele este consumată,

prin coborârea sub cealaltă;- falii transformante, în lungul cărora plăcile tectonice alunecă una în raport cu cealaltă,

fără a se crea sau consuma crustă terestră. Noţiunea de placă tectonică nu este limitată la baza crustei terestre (discontinuitatea Moho),

ci ea cuprinde (după W.J. Morgan) şi partea superioară a mantalei, unde viteza undelor seismice longitudinale creşte brusc la valori de 8,2 - 8,7 km/s, ceea ce semnifică un mediu solid. Astfel, partea inferioară a unei plăci litosferice se situează la o adâncime medie de 100 km (50 –70 km sub oceane şi 150 – 200 km sub continente).

27

Placa tectonică reacţionează rigid la solicitarea unei forţe, predominând structurile rupturale. Deformaţiile elastice ale unei plăci tectonice se manifestă pe spaţii de mare întindere şi într-un timp foarte îndelungat.

Seismele ce se produc la adâncimi de maxim 100 km sunt atribuite mişcării relative dintre

plăci. Cele profunde sunt legate de zonele de subducţie, acestea producându-se în interiorul plăcii care coboară.

Teoria mişcării plăcilor tectonice pleacă de la teorema lui Euler, care postulează că deplasarea unui punct pe o sferă se produce în jurul unui pol de rotaţie. Mai multe puncte descriu traiectorii paralele şi concentrice faţă de polul de rotaţie (fig.4.14).

Un rol important în cinematica plăcilor tectonice îl au faliile transformante, care în frecvente cazuri sunt apreciate ca falii de decroşare a zonei de rift oceanic. Însă mecanismul de evoluţie este altul, fapt remarcat atât de magistral de J.T. Wilson (1965).

Faliile transformante sunt în faza iniţială fracturi paralele profunde ale unei arii continentale. În momentul în care sub aria continentală se formează un câmp termic intern ridicat, aceasta fisurează transversal direcţiei faliilor, dezvoltându-se o zonă de rift (fig.4.15), de unde începe

Avalonia cuprindea te-ritorii ce astăzi formează Anglia, Ţara Galilor, por-ţiuni din Europa vestică şi Groenlanda.

Armorica cuprindea părţi rigide ale Europei vestice, care constituie astăzi teritoriul Franţei, Elveţiei, sudul Germaniei (D. Palmer,1999).

28

procesul de expansiune. Din această evoluţie rezultă că cel puţin pe un segment din faliile iniţiale deplasarea fundului oceanic se produce în sens invers săriturii aparente a riftului. (segmentul A – A', B - B'). Acest segment a fost denumit falie transformantă, în lungul căreia au loc procese de metamorfism (milonitizări), fără a se crea sau consuma crustă terestră. Deplasarea laterală a unei plăci faţă de rift este paralelă cu direcţia faliilor transformante, deschizându-se un nou fund oceanic. Cu alte cuvinte faliile transformante reprezintă direcţii latitudinale faţă de polul de rotaţie a plăcilor tectonice.

După modelul propus de W.J. Morgan au fost delimitate iniţial un număr de 6 plăci tectonice, pentru care Xavier Le Pichon determină vectorii de mişcare relativă. Acestea reprezintă, de fapt, macroplăci, care cuprind atât zone continentale, cât şi oceanice sau numai oceanice. În prezent sunt delimitate 7 macroplăci, de ordinul cel mai înalt, a căror suprafaţă este de 107 – 108 km2, şi anume: America de Nord, America de Sud, Africa, Eurasia, Indo-Australiană, Antarctică şi Pacifică.

Ulterior sunt identificate plăci formate numai din crustă continentală, de dimensiuni mai mici, întâlnite, mai ales, în zonele de coliziune dintre două macro-plăci. Astfel, W.J. Morgan completează modelul său până la 15 plăci adăugând: Nazca, Cocos, Juan de Fuca, Filipine, Somalia, China, Iran, Caraibe, Arabia. Acestea sunt plăci de mărime intermediară cu suprafeţe de 106 – 107 km2. În continuare sunt identificate un mozaic de peste 20 microplăci cu suprafeţe de 105 – 106 km2, cum sunt: Turcă, Egeeană, Adriatică, Euxinică, Apuliană, Iberică, Tonga, Vanuatu, Noua Guinee, Avalonia, Armorica etc.

Ideea poziţiei relativ fixe a polilor magnetici în apropierea axei de rotaţie a Pământului a fost susţinută şi fundamentată de profesorul E.C. Bullard (1963) de la Universitatea din Londra. Acesta explică poziţia diferită a direcţiei câmpului paleomagnetic, pentru roci de

diverse vârste, prin mişcarea în timp a plăcilor continentale.Această idee a fost contestată de S.K. Runcorn, profesor

la Newcastle, care susţinea că orientarea diferită a câmpului paleomagnetic în diverse etape de evoluţie a unei arii continentale este o consecinţă a migrării polilor paleo-magnetici. Mai târziu, însăşi S.K. Runcorn, studiind pa-leomagnetismul rocilor din America de Nord constată similitudinea curbei “migrării aparente” a polilor cu cea din Europa până la un moment dat, ceea ce semnifică o evoluţie comună într-un singur continent. Studii relativ recente pri-vind modelul fizico–matematic al echilibrului gravitaţional dintre Pământ şi Lună relevă că înclinarea axei de rotaţie a globului terestru de cca. 230 faţă de ecliptică rămâne relativ constantă în timp. Schimbarea cu câteva grade a înclinării

axei de rotaţie, în diferite etape de evoluţie, ar putea

În Gondwana de Nord erau cuprinse teritorii străvechi din Australia, Antarctica şi India.

Continentul Gondwana de Sud constituia un teritoriu întins format din platformele străvechi ale Americii de nord-est (Laurenţia) şi cele din jurul scutului canadian, la care erau alipite America de Sud, Africa, şi părţi din Asia.

Laurenţia cuprindea partea de nord-est a Americii de Nord, fiind o placă constituită în jurul străvechiului scut al Canadei la care se adaugă Groenlanda.

29

constitui o explicaţie în modificarea mediului de viaţă, ce a condus la schimbări majore în structura faunei şi florei. Trebuie admis că direcţia axei magnetice este legată de mişcarea de rotaţie.

Cu toate acestea, stabilirea mişcării plăcilor în timp este un demers dificil, dat de o anumită dispersie a poziţiei polilor paleomagnetici. Acest neajuns poate fi compensat cu un număr mare de determinări, care permit o localizarea statistică a poziţiei polilor paleomagnetici.

Determinările paleomagnetice în corelaţie cu studiul faunei şi florei fosile în diferite etape de evoluţie a Pământului, ce au permis reconstituiri paleoclimatice, studii de sedimentologie, mineralogie şi petrologie, precum şi numeroase date obţinute de aproape toate disciplinele geologice şi geofizice a făcut posibilă reconstituirea derivei continentelor încă din Proterozoicul superior. În continuare se redă evoluţia configuraţia suprafeţei terestre, cu unele interpretări personale, după D. Palmer (1999) şi C.H. Scotese (2000), precum şi după alte publicaţii cu aceeaşi temă.

Ideea porneşte de la existenţa, în Proterozoicul superior, a unui supercontinent denumit Pangeea I (fig.4.16), care se întindea între cei doi poli a Pământului pe actuala poziţie a Pacificului, înconjurat de o arie oceanică unică denumită sugestiv Oceanul Panthalassa. În urmă cu 620 mil. ani acesta se fragmentează în două mari continente, Gondwana de Nord şi Gondwana de Sud, despărţite printr-un ocean aflat în expansiune. Gondwana nordică era for-mată din ceea ce astăzi reprezintă Australia, India şi Antarctică, China de nord şi sud, Arabia. Gondwana sudică era compusă din cele două Americi, părţi din Africa şi China, Europa, Groenlanda. La est de Gondwana de Sud, spre polul sud, se situau două plăci continentale independente: Siberia şi Baltica (placa est-europeană).

30

În Cambrianul inferior (540 mil. ani) are loc coliziunea celor două zone continentale prin

închiderea zonei marine şi compresiunea formaţiunilor vulcano-sedimentare acumulate, formând centura orogenică cadomiană pe marginea sudică a Gondwanei de Nord, pe margine nordică a Gondwanei de Sud, şi pe marginile Balticii (fig.4.17). Centura cadomiană a fost complet peneplizată, intrând în componenţa unor zone de platformă, cum ar fi platforma Moesică sau au fost reluate în cutările alpine, regăsindu-le, de exemplu, în zona cristalino–

mezozoică a Carpaţilor. Astfel, se formează un nou supercontinent denumit Panotia, din care nu făceau parte Laurenţia şi Siberia, şi care ocupa zona Pacificului de sud-est actual. Acesta se fragmentează din nou, deschizând o nouă zonă marină, Oceanul Japetus, care determină deriva spre nord a Laurenţiei, Balticii şi Siberiei, pe de o parte, şi a Gondwanei , formată din China, India Australia, Antarctica, Africa şi America de Sud, pe de alta. China era formată din

31

două mase continentale separate, în stare submersă, situate la marginea nord-estică a Gondwanei şi în derivă spre sud spre Ecuator.

În Cambrianul superior (500 mil. ani) Avalonia şi Armorica (părţi ale Europei) erau în stare submersă la Polul Sud (la cca. 13 000 km faţă de poziţia actuală), iar emisfera nordică începe să fie ocupată de arii continentale. Spre sfârşitul Cambrianului, Gondwana de Sud este riftată deschizându-se o nouă arie marină, denumită Oceanul Rheic, care determină migrarea Avaloniei şi Armoricăi către nord. Oceanul Japetus care separa plăcile Laurenţiei, Balticii şi Gondwanei de Sud, intră într-un proces de compresiune, în timp ce Oceanul Rheic era în plină expansiune.

În Devonian (360 mil.ani) continentele nordice intră în coliziune (Laurenţia, Baltica, Siberia, Armorica şi Avalonia), formând centura caledonică, definitivată în Silurian şi regăsită astăzi în estul Munţilor Apalaşi, nordul Scoţiei, rama vestică a Scandinaviei şi platforma Scitică, ce mărgineşte la est şi sud platforma est-europeană (Baltica).Coliziunea s-a produs în apropierea Ecuatorului, în zona ce astăzi constituie America Centrală (fig.4.18).

În Devonianul inferior Oceanul Rheic ajunge la expansiune maximă, având în marginea nordică insula Iberică, Avalonia, parţial submersată (ţinutul Devon din Anglia), şi Armorica, de asemenea, în stare submersă.

În Carboniferul inferior (-356 mil.ani) începe închiderea Oceanului Rheic, având loc mai întâi coliziunea Europei cu Laurenţia, ce formau un continent nordic, care la rândul lui, mai târziu, se izbeşte puternic de continentul sudic, Gondwana (fig.4.19). Astfel, se derulează formarea cordilierei hercinice.

Triasicul (240 mil.ani) este o perioadă în care se constituie un nou supercontinent, Pangaea

II (din teoria derivei continentelor a lui A. Wegener), formându-se arcul muntos hercinico-chimeric, care încă îşi păstrează masivitatea în Munţii Apalaşi, Masivul Central Francez, Munţii Pădurea Neagră, Masivul Boemiei, structuri regenerate în cutarea Carpaţilor, Dobrogea nord- vestică, Crimeea, Caucaz, Munţii Urali. Pangaea era constituit din Laurasia la nord şi Gondwana la sud, separate de Oceanul Tethys. Întinderea uscatului este maximă ca urmare a nivelului scăzut al oceanului din timpul Permianului (fig.4.20), ceea ce a determinat o schimbare majoră a faunei şi florei.

La sfârşitul Triasicului începe fragmentarea Pangaeei prin apariţia mai multor zone de rift care au dus la deschiderea Atlanticului de Sud, desprinderea microplăcilor Tibetului, Malaieziei şi Chinei de Sud. Prin traversarea Oceanului Tethys acestea se reunesc formând placa Chinei. Coliziunea dintre China şi Siberia a determinat formarea lanţului muntos Qin Ling.

32

Sfârşitul Triasicului şi debutul Jurasicului marchează începutul orogenezei alpine, Oceanul Tethys intrând în faza de compresiune.

În timpul Jurasicului fragmentarea Pangaeei continuă prin separarea celor două Americi şi Eurasiei, Oceanul Tethys extinzându-se spre vest (fig.4.21). Mare parte din Europa de astăzi era submersă, în condiţiile unei mări puţin adânci, epicontinentale favorizând acumularea unei stive groase de roci calcaroase.

În Cretacic procesul de compresiune al Oceanului Tethys continuă prin deschiderea Oceanului Atlantic. Africa începe să se deplaseze spre nord-est, împingând în Eurasia,

suferind şi o uşoară rotaţie în sens invers acelor de ceasornic (fig.4.22).Supercontinentul sudic, Gondwana, începe să se fragmenteze, la începutul Cretacicului, prin

individualizarea plăcilor Africii, Madagascar-India, Australiei şi Antarcticii. Prin apariţia unor noi centuri de rift, acestea încep să se depărteze formând mări noi. În acelaşi timp, se produce separarea completă dintre Eurasia, Africa şi America şi inundarea fostelor punţi de legătură. În sudul Chinei se produce coliziunea cu microplaca Tibetului şi cu alte mici uscaturi desprinse din Gondwana.

33

În Cretacicul superior separarea continentelor sudice continuă prin deriva Australiei spre nord şi Antarcticii spre sud, deschizându-se o nouă zonă oceanică şi creându-se o dorsală de legătură între Atlantic şi Pacific. Spre sfârşitul Cretacicului (65 mil. ani ) se produce riftarea

plăcii Madagascar-India prin apariţia unui punct termic care a generat un magmatism bazic de mare amploare, formându-se Podişul Dekkan. Din acest moment începe deriva Indiei către

nord, traversând Oceanul Tethys. Pe cealaltă parte a Pământului, cea mai mare parte din Europa era constituită, în urma ei venind în derivă dinspre vest Insulele Britanice şi microplaca Iberică, iar dinspre sud, microplăcile Italică, Apuliană etc.

În Paleogen se deschid rifturile intracontinentale ale Rinului, Baikalului, şi cel mai important, riftul din estul Africii, care spre nord, evoluează la un rift intercontinantal, prin deschiderea Mării Roşii. În acelaşi timp, continuă deplasarea Americilor spre vest, determinând ridicarea unor structuri tectonice din Munţii Stâncoşi şi lanţul andin. Africa continuă deplasarea spre nord-est cu o uşoară rotaţie senestră comprimând geosinclinalul Tethys şi determinând cutarea unor structuri tectonice în Carpaţi şi Alpi. Odată cu deschi-derea riftului est-african şi Mării Roşii, Africa începe o mişcare de rotaţie dextră, în timp ce Arabia are o mişcare inversă, determinând înălţarea Munţilor Taurus. În aceeaşi perioadă, placa Iberică şi placa Italică intră în coliziune cu Europa. Placa Iberică intră într-o mişcare de rotaţie senestră, deschizând Golful Biscaya şi iniţiind ridicarea Pirineilor.

Placa Italică intră în coliziune cu sudul Europei şi începe procesul de ridicare a Munţilor Alpi.

34

În Pacific se formează la nivelul Paleogenului un nou punct fierbinte, care prin efuziuni de lavă a dus la ridicarea lanţului hawaiian, care a migrat spre nord-vest. De asemenea, placa Pacificului, ajungând la lăţimi de peste 7 000 km, fisurează şi se declanşează procese de subducţie sub marginile continentale înconjurătoare.

Miocenul marchează debutul unor evenimente majore, mai ales, în intensificarea activităţii vulcanice şi magmatice, la care se adaugă ample procese tectonice, care au dus la înălţarea unor structuri în lungul Oceanului Tethys sau în marginile Oceanului Pacific (4.24).

Intensificarea activităţii vulcanice şi magmatice este legată de dezvoltarea zonelor de subducţie de pe marginile Pacificului. Pe marginea estică, placa Pacificului pătrunde adânc sub cele două Americi formând numeroase aparate vulcanice, multe din ele active şi astăzi. La marginea opusă, planul de subducţie este mai înclinat determinând un magmatism profund, manifestat în suprafaţă prin efuziunea unor volume enorme de lavă şi material piroclastic. În această zonă s-au format puncte fierbinţi, care au creat expansiuni locale ale fundului oceanic şi au determinat formarea bazinelor marginale. Printr-un asemenea proces Japonia este separată de Asia fiind deplasată spre est.

Deschiderea Atlanticului şi Mării Roşii, împinge Africa spre nord, determinând un intens proces de subsidenţă, ce a condus la individualizarea bazinului mediteranean şi formarea lanţului vulcanic din marginea sudică a Europei. La extremitatea cealaltă a Tethysului, India intră în coliziune cu sudul Asiei, pătrunzând adânc sub aceasta. Coliziunea celor două plăci, Asia şi India, a generat o substanţială îngroşare a crustei terestre (cca. 80 km) şi înălţarea Munţilor Himalaya la peste 8000 m. În prezent, amploarea subducţiei Indiei sub continentul asiatic este apreciată la 1500 - 1600 km, fiind cel mai spectaculos proces de pe glob.

Pe marginea nord-estică a Europei (constituită din fostele microplăci Avalonia şi Armorica, la care se adaugă microplaca intralpină) de asemenea, se manifestă intense procese magmatice şi vulcanice, formându–se lanţul vulcanic din estul şi nordul Transilvaniei, precum şi din Munţii Apuseni.

Procesele au loc în condiţiile unei compresiuni de mare intensitate, ce au condus la consum

de scoarţă terestră, înălţarea structurilor flişului carpatic şi subsidenţa zonelor marginale. Bazinul Transilvaniei intră într-o mişcare de subsidenţă încă din Paleogen, bazinul Panonic din Miocenul inferior, iar avanfosa de la marginea externă a Carpaţilor migrează spre est şi sud, unde se formează bazinul dacic, ce avea legături cu spaţiul euxino-caspic şi panonic-mediteranean. Oceanul Tethys aproape dispare, acesta ajungând o fâşie îngustă între bazinul

35

mediteranean şi Oceanul Indian, prin viitorul Golf Persic, care se apropia de configuraţia de astăzi.

În Miocenul inferior spre mediu, legăturile bazinului Transilvaniei şi avanfosei carpatice erau relativ greoaie, fapt ce a favorizat dezvoltarea unui facies lagunar, cu depunerea unor importante depozite de evaporite (gips, sare gemă, etc.).

În Pliocen se definitivează configuraţia de astăzi a suprafeţei Pământului: Africa avansează spre nord, cu o uşoară rotaţie dextră; Marea Roşie continuă procesul de expansiune, determinând o uşoară rotaţie senestră a Arabiei, care au condus la închiderea definitivă a Oceanului Tethys şi formarea Golfului Persic; continuă extinderea riftului est-african; Antarctica se îndreaptă spre Polul Sud, în timp ce Australia migrează spre nord. Subducţia plăcii Pacificului continuă, determinând o intensă activitate vulcanică şi seismică. India a avansat spre Asia cu cca. 5 cm./an, determinând ridicarea Himalayei, iar dinamica ridicării a fost compensată de procesele de eroziune. În urmă cu cca. 7 mil. ani legăturile Mediteranei cu restul oceanului planetar sunt întrerupte, trecând prin mai multe episoade de scădere substan-ţială a nivelului apei.

În Cuaternar, vechiul Ocean Tethys, deschis în urmă cu cca. 250 milioane ani, aproape dispare, închizându-se culoarul dintre Arabia şi placa Iraniană şi rămânând câteva mări (Marea Mediterană, Marea Neagră şi Marea Caspică), care comunică prin spaţii înguste cu restul oceanului planetar. Ca urmare a glaciaţiunilor cuaternare aceste mări suferă reduceri de nivel de până la 100 m.

Pe baza calculelor geometrice de mişcare pe o sferă, s-a întocmit harta dinamicii plăcilor la nivel global (Le Pichon, 1973), unde vectorii de deplasare relativă sunt proporţionali cu viteza. În fig.4.25 sunt redate distribuţia macroplăcilor şi a altor plăci mai mici precum şi dinamica proceselor tectonice în corelaţie cu viteza de expansiune şi cu procesele de vulcanism.

36

Cu ajutorul unor calcule similare s-au emis prognoze (D. Palmer, 1999, C.R. Scotese, 2000). privind dinamica plăcilor în următorii 200 - 250 mil. ani

Un asemenea program (time treck ) a fost elaborat pe calculator la Universitatea Cambridge (1998) şi redat pe scurt de D. Palmer în al său “Atlas al lumii preistorice” (1999). Un program similar a fost elaborat de C.H. Scotese, de la Universitatea Arlingthon, Texas, intitulat "Paleomap Project". Încercările de elaborare a unor programe pe calculator privind mişcarea plăcilor, inclusiv imagini animate au început încă din anul1974.

Astfel, în următorii 20 mil. ani mişcarea plăcilor continuă cu sensurile de deplasare de astăzi, ceea ce modifică semnificativ configuraţia continentelor şi oceanelor, şi anume:

- din continentul african se separă partea estică în lungul riftului intracontinental apărut încă din Paleogen şi se deplasează solidar împreună cu Madagascarul spre est, deschizându-se o nouă arie marină;

- restul continentului african avansează spre nord şi determină închiderea Bosforului, iar Golful Akaba se deschide spre nord-est;

- placa Iberică se roteşte dextru şi tinde să închidă Golful Biscaya, care devine o zonă de compresiune a sedimentelor acumulate aici;

- continuă expansiunea Oceanului Atlantic cu deplasarea celor două Americi spre vest;- Australia atinge Ecuatorul, iar Noua Guinee-Papua şi Noua Zeelandă se îndreaptă spre

nord.La momentul + 40 milioane ani se vor produce următoarele evenimente:- Africa presează spre nord, astfel încât, începe să se închide Marea Neagră şi se

înjumătăţeşte ca suprafaţă;- Sicilia se îndreaptă spre nord, fiind aproape de

coasta Italiei în dreptul Romei;- peninsula Iberică îşi continuă mişcarea de rotaţie

dextră fiind desprinsă de Franţa;- Africa de est îşi continuă drumul lărgind aria

oceanică ce o desparte de vechiul continent african- Australia se deplasează spre Asia de sud-est;- Americile migrează spre vest sub efectul

expansiunii Oceanului Atlantic.Peste încă 10 milioane ani, adică la momentul +50

mil. ani, sunt de notat numai câteva modificări importante:

- continuă expansiunea Oceanului Atlantic, iar America de Nord intră într-o mişcare de rotaţie dextră, ceea ce determină deplasarea spre sud a Groenlandei, depăşind latitudinea de 600 N;

- California se desparte de America de Nord în lungul faliei San Andreas şi se îndreaptă spre nord-est.

- În momentul + 80 milioane ani, modificările sunt spectaculoase:

- Africa închide definitiv Mediterana, ridicând o nouă centură cutată în lungul Alpilor;

- Australia intră în coliziune cu Japonia şi continentul asiatic;

- Antarctica începe să se deplaseze spre nord, părăsind ţinuturile veşnic îngheţate, dacă acestea vor mai persista.

37

Peste încă 10 milioane de an, adică + 90 mil. ani, cele două Americi se despart, America de Nord se roteşte, astfel încât, ajunge aproape paralelă cu America de Sud.

În intervalul +150 - 200 mil de ani configuraţia continentelor va fi următoarea:- Groenlanda ajunge aproape de Ecuator;- America de Sud se roteşte dextru cu aproape 900, astfel încât actuala coastă de est se

plasează în lungul latitudinii de 600 S;- Antarctica se deplasează spre nord aproape de Ecuator, având o vegetaţie şi faună

specifică acestei zone;- Africa de est intră în coliziune cu India, în timp ce Madagascarul se ciocneşte cu

Indonezia şi Asia de Sud –Est.La momentul + 200 mil.ani suprafaţa Pământului este formată din două supercontinente:

unul estic, constituit din Eurasia, Africa, Australia şi celălalt vestic format din America de Nord, America de Sud, Groenlanda şi Antarctica (fig.4.26).

Această evoluţie pe o perioadă atât de îndelungată, are la bază argumente ştiinţifice, rezultate din înţelegerea mecanismului de mişcare a plăcilor litosferice sub efectul forţelor interne. Modelul de mai sus, nu este singurul, fiind elaborate şi altele, diferite ca nuanţe, rezultate din modul de interpretare a evoluţiei unor structuri majore.

C.R. Scotese elaborează un model similar (Paleomap Project), cu unele diferenţe:- modelul începe cu momentul –650 mil. ani, când se constituie supercontinentul

Pangaea I, care se întindea între cei doi Poli; - până la momentul +200 mil. ani, modelul diferă în ceea ce priveşte evoluţia riftului est

african în sensul că acesta nu devine o zonă de expansiune;- după momentul +200 milioane de ani, oceanul ce despărţea supercontinentul vestic

format din cele două Americi şi Groenlanda de supercontinentul estic, care era format din restul continentelor, se afla în expansiune maximă; America de Nord intră în coliziune cu Asia nord–estică;

- după această fază, cele două supercontinente intră într-un proces de compresiune;- pe marginea estică a oceanului se dezvoltă zone de subducţie, unde se consumă crusta

terestră;- pe parcursul procesului de compresiune, supercontinentul estic suferă o mişcare de

rotaţie dextră;- parte estică a Africii intră într-un proces de subsidenţă devenind o zonă submersă;- coliziunea celor două supercontinente se produce la momentul +250 mil. ani, America

de Nord suferind o uşoară rotaţie dextră şi se suturează cu Europa vestică şi Africa de Nord, iar America de Sud se roteşte uşor senestru, alipindu-se Africii de Sud (Golful Guineea); rezultatul va fi o mare cordilieră muntoasă cu un traseu relativ sinuos şi orientată de la nord la sud;

- la est de Africa, Antarctica avansează mult spre nord intrând în coliziune cu o parte din Australia, care se deplasează spre sud, iar cealaltă parte a Australiei este deja suturată cu Asia, India şi Madagascar-Africa;

- astfel, se formează supercontinentul Pangaea III (Pangaea Ultima), care avea o zonă marină închisă în jurul vechii plăci a Oceanului Indian.

1.5. PROCESE OROGENICE. GENEZA LANŢURILOR MUNTOASE CUTATE

Procesele orogenice sunt legate de una dintre cele mai spectaculoase structuri ale suprafeţei terestre, şi anume, lanţurile muntoase. Geologii au remarcat de timpuriu că acestea, mai mult sau mai puţin liniare, sunt extinse pe lungime şi intens cutate. Era uşor de intuit că structurile muntoase sunt rezultatul unei forţe de compresiune a două mase rigide aflate într-o mişcare convergentă. De aceea, multă vreme, mişcările de cutare au fost denumite şi mişcări

38

orogenice, date de un cuplu de forţe convergente, tangent la suprafaţa terestră. Abia mai târziu s-a înţeles că orogeneza este un proces mult mai complex, care presupune că pe lângă cutare-fracturare, înseamnă şi o ridicare pe verticală de mii de metri, fără ca deformaţiile să fie semnificative. Există structuri muntoase cu relief înalt fără ca acestea să fie cutate, cel mult deformate ruptural.

1.5.1. STRUCTURI GEOTECTONICE ALE SCOARŢEI TERESTRE

Observaţia că structurile orogenice sunt intens cutate, a condus la concluzia că s-au format în condiţii de convergenţă a unor părţi rigide ale scoarţei terestre, sub efectul unei forţe tangenţiale. În urma mişcării de convergenţă, formaţiunile geologice, cu grosimi de mii

de metri, depuse într-o etapă anterioară între cele două părţi rigide au fost deformate plicativ (tectogeneză) şi ridicate pe verticală la altitudini foarte mari faţă de poziţia iniţială (morfogeneză). Porţiunile din scoarţa terestră în care s-au produs şi se produc mişcări de cutare au fost

denumite zone mobile.Odată cu încetarea efortului deformaţional structurile orogenice ridicate sunt supuse

proceselor de eroziune, care tind să le aplatizeze şi să le transforme în peneplene, cu comportament rigid. Prin urmare, scoarţa terestră este compusă din punct de vedere geotectonic, din două structuri majore:

- structuri rigide - structuri mobile.

Structuri geotectonice majore rigideGeotectonic, zonele scoarţei terestre rigide sunt acele porţiuni care au mobilitate redusă

(lipsa cutelor sau cute slabe de largă amplitudine), animate numai de mişcări verticale, de translaţie sau de basculare, fără procese magmatice (în rare cazuri, cel mult un magmatism bazic) şi cu o activitate seismică foarte redusă. Aceste sectoare, cu o asemenea structură şi

comportament au fost denumite platforme sau craton (H. Stille, 1953). Morfologic, sunt caracterizate printr-un relief neted, de câmpie sau de podiş unde grosimea crustei este relativ constantă, având valori de 30 - 40 km.

Tectogeneza reprezintă deformarea plastică (plicativă) şi rupturală a unui volum impresionant de roci, care determină structura orogenului.

Morfogeneza este procesul de ridicare a unităţii cutate pe mii de metri înălţime şi determină formarea reliefului montan (M. Şeclăman et al., 1999).

39

Platformele au fost descrise pentru prima dată în domeniul continental, fiind compuse din două subunităţi suprapuse (fig.4.27):

- cuvertura sedimentară, care este constituită dintr-o succesiune de formaţiuni geologice orizontale sau cvasiorizontale, cel mult deformate ruptural sau slab plicativ, sub forma unor cute foarte largi cu înclinarea mică a flancurilor,

- soclul, denumit şi fundament cristalin, mai mult sau mai puţin metamorfozat.

Raportul dintre cuvertură şi soclu este de discordanţă unghiulară şi de eroziune.

Din structura cutată a fundamentului şi metamorfismul, mai mult sau mai puţin intens cutată. rezultă că platforma a trecut printr-o etapă mobilă, orogenică, care ulterior prin peneplenizare a devenit o zonă plată cratonizată. După această etapă, platforma intră în submersie, formându-şi cuvertura sedimentară, în a cărei succesiune sunt întâlnite mai multe lacune stratigrafice. Aceasta înseamnă, că zona de platformă a fost afectată de mişcări pe verticală sau de basculare, ce au determinat cicluri de transgresiune şi regresiune marină.

În cazul în care cuvertura lipseşte parţial sau este de grosime redusă, zona de platformă este denumită scut.

În unele situaţii, o zonă de platformă poate trece prin mai multe etape orogenice după care au fost peneplenizate şi transformate în zone rigide. Această evoluţie este reflectată în structura fundamentului cristalin, în care se observă o diferenţă a intensităţii de cutare, partea mai veche fiind cu o cutare mai strânsă şi cu un metamorfism mai profund, iar partea cea mai nouă, mai slab cutată (disarmonie structurală) şi metamorfozată.

Întrucât, multe din structurile orogenice conţin roci metamorfice,

rezultă că o zonă de platformă este supusă la presiuni tectonice intense şi este regenerată într-o zonă mobilă.

Prin urmare, starea de platformă se menţine atâta timp cât presiunile deformaţionale sunt de mică intensitate sau chiar sunt nule.

Sineclizele sunt structuri depresionare largi, umplute cu sedimente cu grosime de 3 - 8 km., cu înclinări mici ale stratelor şi extinse pe suprafeţe cu diametru echivalent de 0,8-1,0 km. Caracteristic este numărul mic al lacunelor stratigrafice, ceea ce sugerează că mişcarea de coborâre s-a produs pe măsura acumulării sedimentelor.

Anteclizele sunt structuri ridicate larg boltite la nivelul soclului, cu o cuvertură sedimentară de până la 3 km. şi afectată de numeroase lacune stratigrafice.

Lacuna stratigrafică repre-zintă intervalul de timp în care platforma a fost în stare emersă şi a fost supusă proceselor de eroziune.

40

Totuşi la presiuni mici, dar de lungă durată, zona de platformă se poate ondula rezultând sineclize şi anteclize (fig.4.28). Vârsta platformei este dată de etapa în care s-a definitivat procesul de cutare. Dacă aceasta nu este cunoscută se apreciază că vârsta platformei este anterioară formării cuverturii sedimentare.

După vârstă, platformele se divid, astfel:- platforme vechi, al căror fundament a fost structurat până la nivelul Proterozoicului

mediu (3.600 - 1.300 mil. ani), fiind zonele cele mai rigide şi mai stabile de pe Glob, fiind întâlnite în toate zonele continentale (ex: Platformele Est-Europeană, Siberiană, Nord-Africană etc.);

- platformele tinere sunt formate la nivelul soclului după Proterozoicul mediu (Paleozoic şi Mezozoic), fiind rezultatul peneplenizării unor centuri orogenice formate la marginea platformelor vechi; au un fundament format din roci metamorfice (frecvent metamorfism foarte slab) şi magmatice, cu o cuvertură sedimentară relativ subţire ( Ex.: Platformele cadomiană, caledonică, hercinică etc.).

Structuri geotectonice majore mobileÎn acest caz o structură mobilă nu presupune o mişcare

de modificare a coordonatelor geografice, ci că aceasta se deformează plicativ şi ruptural, formând o unitate geotectonică majoră de tip orogen.

Pentru a explica structurile complexe şi evoluţia unor lanţuri orogenice (muntoase) a fost introdus conceptul de geosinclinal (J. Dana, 1873). Această noţiune s-a născut prin studiul Munţilor Appalaşi, fiind considerată o zonă puternic subsidentă plasată într-o margine continentală, în care se acumulează o stivă de mii de metri de roci sedimentare. De cealaltă parte a Atlanticului, geologii (Seuss, 1875) considerau geosinclinalul ca având o structură simetrică, situată între două margini continentale în care s-au acumulat depozite oceanice, rezultând un model european după structura Alpilor.

În principiu, geosinclinalul reprezintă o zonă depresionară extinsă pe lungime, cu o intensă subsidenţă,

în care se acumulează depozite sedimentare pe grosimi impresionante de mii de metri. Iniţial, se aprecia că deschiderea şi subsidenţa geosinclinalului se produce sub efectul unui cuplu de forţe orizontale divergente. După etapa de sedimentare urmează o fază de compresiune sub acţiunea unor forţe tangenţiale, care determină cutarea şi ridicarea structurii orogenice.

În încercarea de a explica diversitatea situaţiilor de structurare a lanţurilor orogenice a apărut o bogată literatură în care s-au utilizat un spectru larg de noţiuni, aproape fiecare autor folosind o terminologie proprie. De aceea, în prezent se tinde de a se renunţa la termenul de geosinclinal şi înlocuirea acestuia cu noţiunea, mai generală, de zonă mobilă.

În structura geosinclinalului s-au separat două zone (H. Stille, 1953, J. Aubouin, 1961,1965): eugeosinclinalul şi miogeosinclinalul.

Eugeosinclinalul reprezintă partea de larg a bazinului marin deschis, unde se produce o sedimentare de tip pelagic şi au loc efuziuni bazice (iniţialitele, după H.Stille), granitice (sinorogenice) şi andezitice (postorogenice).

Miogeosinclinalu constituie partea rigidă a marginii continentale, cu sedimentare specifică şelfului şi fără procese eruptive sau magmatice.

În evoluţia unui geosinclinal se disting trei etape, care constituie un ciclu orogenic:

Şelful sau platforma continentală este o mar-gine continentală care se prelungeşte în domeniul marin, fiind cuprinsă între ţărm şi povârnişul continen-tal, o zonă de taluz prin care se face racordul cu zona abisală. Platforma continen-tală are o lăţime de 75-80 km., şi înclină cu 9-100 spre larg, având adâncimi de 20-550 m.(adâncimea medie 133 m).

41

- etapa deschiderii şi dezvoltării geosinclinalului (perioada geosinclinală, cu stadiile de individualizare şi dezvoltare, după J.Aubouin, 1965), cu intense procese de sedimentare;

- etapa orogenică (de fliş) în care au loc procese de cutare a sedimentelor, înălţarea şi formarea structurii muntoase; în această etapă se produce închiderea cuplului eu-miogeosinclinal, când se formează structura în pânze de şariaj cu deversare de la interior spre exterior (spre marginea continentală rigidă) şi se deschid fosele marginale în care continuă sedimentarea (perioada tardigeosinclinală, după J. Aubouin); Au loc intense procese magmatice şi vulcanice (sinorogenice şi subsecvente, după H. Stille);

- etapa de gliptogeneză, în care forţa tectonică de compresiune se reduce foarte mult, iar catena muntoasă este supusă unor intense procese de eroziune, care tind să o transforme într-o peneplenă (M. Şeclăman, 1999).

După 1965, pe măsura adâncirii cunoaşterii geologice la nivel global, s-a încercat corelarea conceptului de geosinclinal cu dinamica mişcării plăcilor tectonice (J.T. Wilson, 1966; Mitchell şi H.G. Reading ,1969 ; J.F. D0ewey şi J.M.Bird,1970 ).

4.5.2.OROGENEZA ŞI MIŞCAREA PLĂCILOR TECTONICEDin examinarea structurii şi configuraţiei zonelor marine rezultă că acestea sunt

geosinclinale în diferite stadii de evoluţie. Stadiile de evoluţie ale unui geosinclinal sunt cuprinse în două faze: de expansiune şi de compresiune a unei arii oceanice. Acestea definesc un ciclu orogenic complet sub denumirea de “ciclul Wilson “(după J.T. Wilson, 1965, care a emis acest model).

Faza de expansiune cuprinde următoarele stadii de evoluţie: de rift continental, de mare îngustă tip Marea Roşie, stadiul de ocean îngust , de ocean extins de tip atlantic (fig.4.29).

Stadiul de rift continental constă în fisurarea unei structuri continentale rigide, ca urmare a unui efort de distensiune generat de ramura ascendentă şi cea orizontală a curenţilor de convecţie. Astfel, se formează o structură de tip graben, asemănător riftului est-african, cu intense procese vulcanice şi magmatice bazice şi intermediare.

Stadiul Marea Roşie, în care riftul continental evoluează la o mare îngustă, prin îndepărtare marginilor continentale. Astfel, se formează o crustă oceanică nouă, iar sedimentarea este de tip evaporitic şi carbonatic la margini, şi turbiditic în zona de larg. Datorită legăturilor greoaie cu largul oceanului planetar şi lipsei curenţilor marini se creează condiţii de transformare materiei organice în mâluri sapropelice (viitoare roci “mame de petrol”).

Stadiul de ocean îngust corespunde unei mări în expansiune afectată de intense procese de subsidenţă. Se dezvoltă margini continentale pasive, la care se individualizează zona de şelf, de povârniş (taluz) continental şi zona de larg, abisală.

Stadiul atlantic caracterizează un ocean în expansiune unde sedimentarea se produce în zona de şelf, povârniş (taluz) continental şi zonei abisale. În zona de şelf se depun depozite clastice, carbonatice (de la depozite recifale la cele de precipitaţie), iar în zona povârnişului continental se depun depozite fine de natura mâlurilor, care sunt antrenate în curgeri submarine (turbidite). În zona abisală se depun depozite fine de natura mâlurilor argiloase sau calcaroase. La adâncimi mai mici de 4500 m (adâncimea de compensare a carbonaţilor) predomină mâlurile calcaroase, astfel încât, crestele dorsalelor oceanice sunt acoperite de o pulbere albă, dând aspectul unor munţi submarini acoperiţi de zăpadă. Sedimentarea este influenţată de curenţii marini profunzi sau de suprafaţă, cu ape reci sau calde.

x

z

a. Rift continentall

b. Stadiul Marea Rosie

c, d - stadiul de ocean îngust şi stadiul atlantic

Fig.4.29. Evoluţia unui orogen după”ciclul Wilson" în cazul coliziunii a două margini continteale

Faza de expansiune (după diverse surse)

42

Din modelele de evoluţie a unui geosinclinal, stadiile de mai sus, corespund etapelor de individualizare şi dezvoltare. Datorită extinderii bazinului oceanic şi îngroşării litosferei în

zonele de margine, aceasta cedează, iniţiindu-se procesul de subducţie. Din acest moment începe faza de compresiune ce ar corespunde etapei orogenice sau de fliş, din modelul geosin-clinalului. În această fază se produce închiderea completă a unui bazin marin şi formarea unei centuri orogenice. Acest proces se derulează în trei stadii: stadiul de subducţie, de bazin remanent şi de coliziune (fig,4.30).

Stadiul de subducţie. În acest stadiu o margine continentală pasivă (de tip atlantic) devine mobilă prin decuplarea plăcii oceanice şi iniţierea procesului de coborâre. Astfel se formează fosele oceanice, iar coborârea (subducţia) plăcii oceanice sub cea continentală declanşează procese magmatice şi vulcanice, formând arcul continental. În fosă se acumulează depozite sedimentare de natură pelagică, detritică şi vulcanică. Depozitele pelagice formează prin alunecare gravitaţională turbidite. Datorită compresiunilor, aceste depozite sunt cutate (prisma de acreţiune) formând un arc extern submers sau local emers (Insulele Antilele Mici, Timor, Celebes).

Prisma de acreţiune reprezintă o unitate tectonică rezultată din răzuirea sedimentelor de pe placa subdusă şi cutarea intensă a acestora prin compresiune. În teoria geosinclinalului marginea continentală rămasă pasivă, de pe partea opusă marginii mobile, poate fi asimilată miogeosinclinalului sau vorlandului. Zona de larg oceanic, prisma de acreţiune şi arcul vulcanic (linia andezitică) reprezintă eugeosinclinalul.

43

Stadiu de bazin remanent. Prin procesul de convergenţă a celor două margini continentale, scoarţa oceanică este consumată aproape integral prin subducţie. Astfel, fostul ocean se restrânge la o mare puţin adâncă, denumită bazin remanent. Acest stadiu corespunde cu etapa orogenică sau de fliş din modelul geosinclinalului.

Sedimentarea este predominant clastică, ritmică, sursa materialului fiind structurile ridicate din arcul extern sau din marginea continentală. Prin compresiune acestea se adaugă arcului extern (prismei de acreţie) aceasta crescând în dimensiuni. În acelaşi timp se produce o intensă tectonizare, prin crearea faliilor de încălecare care evoluează la plane de şariaj, direcţia de deplasare fiind spre marginea continentală (vorland). În perioada de şariaj pot fi antrenate porţiuni din crusta granitică sau chiar oceanică (pânze de obducţie).

Stadiul de coliziune sau de sutură a două margini continentale convergente, pin care bazinul remanent este complet închis. În acest stadiu are loc ridicarea părţii interne a orogenului (partea dinspre eugeosinclinal) şi, în acelaşi timp, în partea opusă, spre vorland (miogeosinclinal) se deschide, prin subsidenţă, o largă zonă depresionară (avanfosă). Într-o primă fază, sedimentarea se produce în condiţii de fliş, iar într-o fază ulterioară, are loc migrarea avanfosei spre exterior (spre vorland), iar sedimentarea continuă în condiţii de molasă. Acest stadiu corespunde etapei tardegeosinclinale din vechea teorie a geosinclinalului. Compresiunea, ce continuă şi în acest stadiu, determină amplificarea încălecărilor până la pânze de şariaj, precum şi apariţia altora noi, edificând structura

44

geotectonică complicată a lanţului orogenic. Îngroşarea crustei terestre şi ridicarea în bloc a lanţului orogenic este însoţită de compensări izostatice, prin subsidenţa pronunţată a unor sectoare, unde se formează depresiunile intramuntoase şi intermuntoase. Aceste ample mişcări determină, pe de o parte, consumul aproape complet al scoarţei oceanice şi apariţia acesteia în pânze de obducţie formând centurile ofiolitice, iar pe de alta, declanşarea unui magmatism şi vulcanism târziu (magmatismul postorogenic, după H. Stille).

Din examinarea situaţiilor actuale în corelare cu structurile muntoase vechi, rezultă că procesul de orogeneză are loc în trei situaţii:

1. coliziunea dintre două plăci oceanice ( fig.4.31) cu formarea unui arc insular şi a unui bazin marginal, cel desparte de continent; fiind o coliziune de tip pacific (Japonia);

2. subducţia unei plăci oceanice sub o placă continentală (fig.4.32), cu formarea, eventual unui bazin retroarc, situat în spatele cordilierei ridicate pe continent (coliziune de tip andin);

45

3. coliziunea dintre două plăci continentale (fig.4.33), una din margini fiind de tip pasiv (miogeosinclinal), iar cealaltă de tip mobil (eugeosinclinal), fundul oceanului, ce despărţea

cele două continente, fiind consumat prin subducţie (coliziune de tip himalaian). Din modele de mai sus, se observă uşor că orogeneza are loc numai în zonele de

compresiune, denumite şi zone mobile sau geosinclinale (termen uzitat multă vreme şi îşi păstrează actualitatea), care sunt spaţii mult restrânse în raport cu suprafaţa totală a scoarţei terestre. Orogeneza este sincronă la nivelul globului, afectând una sau mai multe zone (ex: lanţul alpin, cordiliera nord americană, lanţul andin sud american).

Aşa cum s-a mai arătat, evoluţia unei zone mobile sau a unui geosinclinal la un lanţ muntos cutat este cuprinsă într-un ciclu orogenic sau ciclu geotectonic. În literatura geologică frecvent este întâlnită o similitudine dintre orogeneză şi tectogeneză, cutarea şi ridicarea munţilor fiind partea cea mai importantă a procesului. Dar nu trebuie uitat că un ciclu orogenic cuprinde o etapă de expansiune, una de compresiune şi alta de gliptogeneză.

Etapa de compresiune sau de tectogeneză se desfăşoară discontinuu în timp, fiind marcate de paroxisme(cutare maximă) separate de intervale lungi, când cutările sunt slabe sau lipsesc (forţă tectonică redusă sau nulă). Perioadele de cutare maximă au fost denumite faze de tectogeneză (orogenice, în unele texte geologice). În urma determinării vârstei absolute a lacunelor stratigrafice , ce apar, adesea, în urma unei faze de tectogeneză, a rezultat că acestea

46

au loc într-un interval de timp scurt, de cca. 0.3 – 1.0 mil. ani. Fazele de tectogeneză sunt separate de intervale lungi de timp de calm tectonic ce se pot extinde pe 10 –12 mil. ani.

Până în prezent au fost separate cinci asemenea cicluri: svecofeno – carelian, cadomian, caledonian, hercinic şi alpin. Trebuie reţinut că unele cicluri se găsesc astăzi încă în faza de gliptogeneză, cum sunt cordilierele caledoniene din vestul Europei sau cele hercinice ale Dobrogei de Nord – Vest, Uralul, Masivul Boemiei, Masivul Central Francez etc. Centura alpină este încă în stadiul de coliziune, continuând procesele de compresiune. Vechiul ocean Tethys mai are porţiuni în diferite stadii de închidere, cum ar fi bazinul remanent al Mediteranei sau mările interioare din estul Europei (Marea Neagră, Marea Caspică).

Succesiunea ciclurilor orogenice (de tectogeneză) este redată în paralel cu scara geocronologică relativă şi absolută (Cap.2). De aici se poate remarca succesiunea aleatorie a fazelor de tectogeneză ale ciclului alpin care sunt mai mult sau mai puţin sincrone la ansamblul lanţului muntos. De asemenea, trebuie remarcat că în timp ce unele zone ale scoarţei terestre sunt în etapa de compresiune, alte zone sunt etapa de expansiune. Numai aceste două etape de evoluţie a unui geosinclinal înseamnă un interval de timp de 220 – 250 mil. ani.