geologia mediului - curs vi. elemente de tectonica globala

8/19/2019 Geologia Mediului - Curs Vi. Elemente de Tectonica Globala

http://slidepdf.com/reader/full/geologia-mediului-curs-vi-elemente-de-tectonica-globala 1/31

126

VI. ELEMENTE DE TECTONICĂ GLOBALĂ

Pentru a putea parcurge câteva noţiuni cu privire la conceptul de tectonică globală şi a le faceinteligibile, este necesar mai întâi să se cunoască şi să se facă distincţia dintre diviziunilegeomorfologice majore ale scoar ţei terestre şi morfostructurile geologice care alcătuiesc scoar ţelecontinentale, oceanice şi intermediare.

Diviziunile geomorfologice se refer ă la reliefurile terestre, adică la suprafaţa topografică pecare o îmbracă crusta terestr ă, descrisă în raport cu izohipsa de 0 m (nivelul topografic de bază), carereprezintă nivelul oceanului planetar prelungit şi în domeniul continental. În raport cu nivelultopografic de bază se descriu morfometric neregularităţile scoar ţei folosind altitudinile şi adâncimile.

Neregularităţile suprafeţei scoar ţei terestre descrise drept relieful terestru, se datoresc acţiuniisimultane a proceselor de dinamică internă (procese geotectonice) şi de dinamică externă (atmosferice, hidrosferice şi biosferice). Acestea nu acţionează cu intensităţi egale, ci în anumitespaţii şi în anumite perioade ale timpului geologic predomină un set sau celălalt de procese dinamice.

Morfostructurile majore se refer ă la volumele de roci care alcătuiesc scoar ţa terestr ă şi descriustructura blocurilor din scoar ţă relativ omogene, cu privire la: tipurile de roci care alcătuiesc crusta(magmatice, sedimentare, metamorfice), modul de aranjare a volumelor de roci unele în raport cucelelate, (tectonică, structuri orizontale, cutate, faliate, în pânze de şariaj, etc.), caracteristicile

geodinamice şi geofizice (stabilitate sau mobilitate geotectonică, seismicitate, magmatism şivulcanism, etc.) şi reflexul geomorfologic al acestora.Din motivele invocate, acest capitol este prezentat în patru subcapitole într-o ordine cerută de

parcurgerea noţiunilor de tectonică globală: diviziunile morfologice ale scoar ţ ei, unit ăţ ile

morfostructurale majore ale scoar ţ ei terestre, elemente privind conceptul de tectonică global ă şi formarea catenelor orogenice prin prisma tectonicii globale.

VI.1. Diviziunile geomorfologice ale scoarţei

Suprafaţa Globului terestru cuprinde două mari entităţi fizice: uscatul şi apa, respectivcontinentele şi oceanele. Repartiţia între acestea, de 71% suprafeţe acoperite de apele marin-oceanice

şi 21% uscat, este puţin semnificativă din punctul de vedere al alcătuirii scor ţei terestre, deoareceaceastă limită depinde de volumul de apă în stare lichidă existent pe Glob, într-o anumită perioadă dea timpului geologic.



127

Curba hipsometrică cumulată (fig. 1) pune în evidenţă repartiţia procentuală a marilor unităţigeomorfologice ale reliefului terestru (relief de ordinul I), după cum urmează: fundurile oceanice -50%, uscatul actual - 29% şi marginile continentale (zona de trecere de la uscat la fundurileoceanice) - 21%.

Unităţile geomorfologice de ordinul I, sunt caracterizate la rândul lor de un relief de ordininferioar (II-V).

Continentele şi suprafeţele insulare sunt alcătuite din unităţi geomorfologice de ordininferior, dintre care amintim:

- câmpiile (cu altitudine de până la 300 m) cu fragmentare verticală sub 100 m;- dealurile (altitudini de 300-1000 m), podi şurile joase (cu altitudini sub 1500 m) şi podi şurile

înalte (cu altitudini de peste 1500 m), cu o fragmentare verticală de 100 - 600 m;- mun ţ ii (cu altitudini de peste 800-1000 m), cu o fragmentare verticală ce depăşeşte 600 m;- depresiunile care sunt zone joase în raport cu rama înconjur ătoare, cu o altitudine mai

ridicată.Marginile continentale sunt situate între linia ţărmului şi fundurile oceanice propriu-zise şi

reprezintă cca. 21% din suprafaţa uscatului. Sunt alcătuite din:- platforma continental ă sau şelful (10,9% din suprafaţa marginilor), cu o lăţime medie de 78

km, dar care poate şi lipsi după cum poate ajunge şi la 1500 km lăţime, cu înclinări de sub 10 şi care

se află la o adâncime de 20-500 m (în medie de 133 m);- taluzul continental (abruptul sau povârnişul continental) face alături de zona de piemontracordul cu fundul oceanic. Acesta are înclinări de la 1-20 (în faţa unor mari fluvii) până la 5,60 (înzonele tectonic active) şi o lăţime medie de 20 km;

- piemontul continental are lăţimi de 100-1000 km şi înclinări de 1% (0,50). Taluzul şi piemontul continental este str ă bătut de numeroase canioane submarine (comparabile cu albiilemarilor fluvii continentale), terminate prin delte submerse (fandelte), cu un rol foarte important în

procesele de sedimentare marină şi de formare a unor roci sedimentare.Trecerea spre câmpiile abisale care apar ţin fundurilor oceanice se face direct sau, în 50% din

cazuri, se interpun gropile abisale, cu adâncimi ce depăşesc 6000-7000 m (peste 11000 m în GroapaMarianelor).

Fundurile oceanice (50%) au o topografie complicată, fiind divizate într-o serie de unităţimorfologice de ordin inferior: câmpii abisale şi dorsale medio-oceanice str ă bătute de văile rift în partea mediană.

Fig. 2 – Unităţile geomorfologice suprapuse zonelor structurale ale scoar ţei oceanice şi intermediare



128

- Câmpiile abisale ocupă cea mai mare parte a suprafeţei terestre (41%). Au un relief plat, pecare se dezvoltă coline abisale (50-1000 m altitudine relativă), munţi vulcanici submer şi cu parteasuperioar ă retezată, denumiţi guyot , pe care se pot instala recifi coraligeni şi insule vulcanice;

- Dorsalele medio-oceanice (fig. 3) sunt forme topografice pozitive, tectonic cu o foarte mareinstabilitate, mai ales în zona centrală a riftului. Aici se întâlneşte cea mai mică grosime a scoar ţei(cca. 5 km), ceea ce indică o puternică ridicare a mantalei. Dorsalele medio-oceanice sunt ridicăriample, de 1000-3000 m înălţime faţa de câmpiile abisale limitrofe, cu o lăţime de 1500 - 4000 km.Acestea formează formează un complex geomorfologic care înconjoar ă practic întreg Globulterestru, lungimea lor totală depăşind 80000 km. Partea centrală a dorsalelor poate fi ocupată de ozonă longitudinală depresionar ă, suprapusă sistemului de fracturi care comunică cu mantaua,denumită valea rift . Are lăţimi variabile (frecvent 20-30 km), diferenţe de nivel dintre punctele demaximă adâncime de pe vale şi cele situate pe munţii marginali ce depăşesc 2000 m şi o structur ă deo mare complexitate. Se deosebesc sisteme de fracturi ce comunică cu mantaua şi de-a lungul căroracirculă spre suprafaţă materialul magmatic, terase cu lăţimi de 5-15 km, abrupturi interne careflanchează terasele şi abrupturi externe care leagă terasele de înălţimile munţior marginali. Văile sunt

bine dezvoltate sau pot lipsi, în funcţie de maturitatea bazinului oceanic. Acest element diferenţiază bazinul atlantic de cel pacific. Riftul pacific a devenit inactiv datorită unei evoluţii mai îndelungateîn timpul geologic, valea a fost colmatată cu materiale magmatice, scoar ţa acestui bazin fiind într-un

proces de consum sub plăcile eurasiatică, australo-indiană şi americane. Un element structuralcaracteristic dorsalelor (alături de rifturi), care are efecte foarte importante structurale şi morfologice,îl constituie faliile transformante, perpendiculare pe direcţia riftului, care decroşează în planorizontal diferitele compartimente ale dorsalelor. Ocupă cca. 9% din suprafaţa Globului.



129

VI.2. Unităţile morfostructurale majore ale scoarţei terestre

După regimul geodiamic actual al scoar ţei terestre, pe Glob se deosebesc două categorii deregiuni: stabile şi mobile.

Regiunile stabile sunt caracterizate printr-un regim geodinamic liniştit, afectate numai demişcări epirogenetice de slabă amploare, care conduc în timpul geologic la instalarea unor ariisubsidente (depresionare) şi la înălţări pozitive, f ăr ă însă a produce procese de cutare, faliere şi şariajcare să modifice structura unităţilor. În constituţia acestora intr ă platformele, scuturile, masivele,zone orogenice paleozoice consolidate şi por ţiuni din bazinele oceanice corespunzătoare funduriloroceanice (denumite platforme oceanice). Exemplu de regiuni stabile sunt platformele Est-Europeană,Vest-Siberiană, Moesică, catena Uralilor, etc.

Regiunile mobile (fig. 2, 3) corespund marginilor de plăci (rifturilor oceanice, zonelor desubducţie, faliilor transformante) şi zonelor intracratonice afectate de procese de rifting (= procese defracturare a scor ţei), unde se produce, se consumă şi se transformă esenţial scoar ţa din punct devedere litologic, tectono-structural şi morfologic. Acestea sunt caracterizate de procese geodinamiceintense, materializate în activitate seismică şi vulcanică intense. Exemple de zone mobile sunt cerculde foc al Pacificului, în care se includ aliniamentul de fose oceanice (= gropi abisale: precum Kurile,Mariane, Filipine, Tonga-Kermadec, etc.), arcurile insulare şi mările interioare vest-pacifice, precum

şi zona de subducţie est-pacifică (sub plăcile americane), riftul Afar-Marea Roşie, rifturilecontinentale Est-African şi Baikalian, etc.În cadrul scoar ţei terestre s-au separat mai multe tipuri de structuri, cu caracteristici geologice,

geofizice şi comportamente geodinamice similare, cu care se operează în practică pentru descrierea şisistematizarea diviziunilor crustale.

Fig nr. 3 – Poziţia unităţile morfostructurale majore în raport cu zonele stabile şi mobile pe glob

A. Morfostructurile scoarţei continentale

1. Scuturile (fig. 4) sunt păr ţile cele mai stabile ale continentelor constituite din roci precambriene metamorfice str ă bătute de intruziuni magmatice, f ăr ă cuvertur ă sedimentar ă sau cugrosimi foarte reduse ale acesteia, cu un relief şters, slab exprimat. Vârsta rocilor este mai mare de500 mil. ani. Ocupă cca. 6% din suprafaţa Globului. Exemple de scuturi sunt: Baltic, Canadian,African, Brazilian, Antarctic, etc.

2. Platformele sunt unităţi structurale ale scoar ţei stabile tectonic, alcătuite din două etajestructurale: la partea inferioar ă un fundament cutat (orogen vechi peneplenizat) alcătuit din roci

metamorfice şi intruziuni magmatice şi la partea superioar ă o cuvertur ă sedimentar ă cu grosimimedii de cca. 5000 m, constituită dintr-o structur ă în strate orizontale, slab înclinate monoclinal (sub50) sau foarte larg cutate (formând sineclize şi anteclize). Platformele ocupă cca. 18% din suprafaţaGlobului. Vârsta platformelor este dată de momentul consolidării fundamentului şi nu de vârsta



130

depozitelor din cuvertura sedimentar ă. Masivele sunt structuri de tip platformic, la care fundamentulapare la zi şi se păstrează şi por ţiuni reduse din cuvertur ă.

Platformele şi scuturile sunt cuprinse şi sub numele de cratoane, fiind considerate structurile

cele mai stabile din punct de vedere geotectonioc ale scoar ţ ei.

Exemple: platformele prealpine Est-Europeană (Podolică), Europei Centrale, Scitică, platformele alpine ale Babadagului şi Covurluiului, masivul Dobrogei Centrale, etc.

Fig. 4 – Scutul Ucrainean şi grabenul Niprului

3. Catenele orogenice paleozoice sunt forme alungite de ordinul miilor de kilometri şi cu lăţimide la câteva sute la câteva mii de kilometri. Sunt alcătuite din roci sedimentare, metamorfice şimagmatice, intens cutate şi faliate. Sunt regiuni rigidizate din punct de vedere tectonic, apar ţinândregiunilor stabile, cu un relief puţin accentuat. Ocupă cca 8% din suprafaţa Globului. Exemple:catenele Appalaşilor, Uralilor, lanţul hercinic european situat la nord de aria alpino-carpatică, etc.

4. Catenele orogenice tinere (mezozoice şi neozoice) sunt asemănătoare structural şi litologiccu cele precedente, dar morfologic sunt caracterizate de reliefuri imature, viguroase, foarteaccidentate, cu valori ale fragmentării verticale ce depăşesc frecvent 600-800 m. În cadrul acestorcatene se găsesc platouri întinse, mai vechi, neafectate de cutări, însă ridicate odată cu lanţurilemontane înconjur ătoare (Platoul Colorado, Platoul Tibet). Ocupă cca. 6% din suprafaţa terestr ă. Din

punct de vedere geodinamic sunt instabile. Exemple: catenele vestice ale Americilor şi catena alpino-carpato-himalaiană.

5. Bazinele marine interne sunt unităţi structurale cu scoar ţă intermediar ă (de tranziţie), cu ogrosime medie de cca. 22 km, înconjurate în totalitate de uscat (de ex. M.Caspică) sau doar par ţial,

păstrând o legătur ă cu oceanul planetar (de ex. M. Neagr ă, Golful Mexic). Prezintă o cuvertur ă sedimentar ă de grosime variabilă, de la câţiva kilometri la peste 20 km (M. Caspică). Sunt tectonicstabile sau puţin stabile. Ocupă mai puţin de 1% din suprafaţa Globului.

Fig. 5 – Secţiune prin zona riftului continental Baikal



131

6. Rifturile continentale (fig. 5) sunt văi largi de 30-75 km, lungi de sute sau mii de kilometri,limitate de falii gravitaţionale. Sunt forme tinere (mai noi de 30 mil. ani), tectonic instabile, ocupândmai puţin de 1% din suprafaţa terestr ă. Ca forme structurale sunt grabene, semigrabene sau grabenecomplexe. Exemple: riftul Est-African (peste 6500 Km), „ Provincia de bazine şi catene” din parteade vest a Americii de Nord, riftul Baikal, Marea Moartă, etc.

B. Morfostructurile scoarţei oceanice şi intermediare

În alcătuirea scoar ţelor oceanice şi intermediare intr ă următoarele morfostructuri majore: foseleoceanice, arcurile insulare, platformele oceanice, dorsalele medio-oceanice cu rifturile oceanice şi

bazinele marginale.

Fig. 6 – Unităţile morfostructurale ale scoar ţei oceanice şi intermediare

1. Fosele oceanice (fig. 3) sunt de asemenea structuri asociate zonelor de subducţie, marcândînceputul flexurii plăcii care se subduce. Sunt caracterizate de o intensă activitate seismică.Reprezintă zonele cele mai adânci ale scoar ţei, de 5-8 km, cu o sedimentare activă cu material

provenit din zona marginilor continentale sau ale arcurilor insulare. Ocupă cca. 3% din suprafaţaGlobului. Exemple: fosele Kurile, Japoniei, Mariane, Filipine, Tonga-Kermadec, etc.

2. Arcurile insulare (fig. 3) formează o categorie structurală aparte, caracterizată prin mareinstabilitate tectonică, vulcanism activ şi seismicitate ridicată. Sunt constituite mai ales din produsemagmatice andezitice şi depozite sedimentare în cantităţi reduse, provenite prin denudarea catenelorvulcanice. Se dezvoltă în zonele de subducţie, formând ghirlande de insule aliniate pe lungimi de miide kilometri. Ocupă mai puţin de 1% din suprafaţa terestr ă. Exemplu: Ins. Kurile, Arh. Japoniei, Arh.Filipinelor, Arh. Marianelor, etc.

3. Platformele oceanice (= bazinele oceanice; fundurile oceanice; câmpii abisale) (fig. 3, 6)ocupă cea mai mare parte a suprafeţei terestre (41%). Sunt structuri stabile tectonic, cu crustă subţiată (medie 7 km), cu o pătur ă sedimentar ă subţire. Au un relief plat, pe care se dezvoltă colineabisale (50-1000 m altitudine relativă) şi munţi vulcanici submer şi, cu partea superioar ă retezată,denumiţi guyot-uri, pe care se pot instala recifi coraligeni (fig. 6).



132

Fig. 6 – Raporturile dintre relieful de ordinul I (continente şi oceane) şi tipul de scoar ţă

şi distribuţia vitezelor undelor seismice în straturile scoar ţei oceanice

4. Insulele vulcanice se formează prin acumularea materialului magmatic, mai ales bazaltic, înlegătur ă cu zonele de expasiune (Ins. Islanda, Ins. Ascension, etc) sau în legătur ă cu panaşele de

manta (hot spot-uri) (Ins. Hawaii, Ins. Paştelui). Insula Islanda este situată pe creasta dorsalei medio-oceanice atlantice, fiind singura por ţiune de dorsală oceanică ridicată deasupra nivelului marin-oceanic. Sunt instabile tectonic în cea mai mare parte, dar pot fi şi stabile (Ins. Paştelui). Ocupă mai

puţin de 1% din suprafaţa Globului.5. Dorsalele medio-oceanice (fig. 3, 6, 7) sunt forme topografice pozitive, tectonic cu o foarte

mare instabilitate, mai ales în zona centrală a riftului. Aici se întâlneşte cea mai mică grosime ascoar ţei (cca. 5 km), ceea ce indică o puternică ridicare a mantalei. Un element structuralcaracteristic dorsalelor, care are efecte foarte importante structurale şi morfologice, îl constituiefaliile transformante perpendiculare pe direcţia riftului, care decroşează în plan orizontal diferitelecompartimente ale dorsalelor. Ocupă cca. 9% din suprafaţa Globului.

Se deosebesc două tipuri de dorsale: dorsale de tip atlanic şi dorsale de tip pacific. Dorsalele de tip antlantic sunt unităţi morfostructurale dinamice, în plină formare şi

expansiune, cu un relief accidentat, cu valea rift plasată în partea centrală, aproximativ pe axa desimetrie. În lungul riftului care ocupă partea mediană a văii, materialul magmatic bazic şi ultrabazicdin manta circulă permanent spre suprafaţă, adăugându-se la dorsalele medio-oceanice şi creindu-se

prin solidificare scoar ţă oceanică. Au o înălţime de 1000-3000 m şi o lăţime de cca. 1500 km. Spreexteriorul crestelor care flanchează valea rift, versanţii dorsalelor coboar ă lin spre câmpiile abisale,sau în trepte, fiind identificate zone depresionare separate de platouri (trepte), cu lăţimi ce depăşescuneori câteva sute de kilometri. Zonele depresionare pot ajunge la dimensiunea unor adevărate

bazine intramontane, cu adâncimi din ce în ce mai mari dinspre creastă spre marginile dorsalei.



133

Fig. 7 – Dorsale medio-oceanice

Dorsalele de tip pacific sunt elemente mature ale bazinelor oceanice, inactive, cu valea rift

colmatată cu materiale magmatice. Au înălţimi de 2000-3000 m şi lăţimi ce pot atinge 4000 km.Relieful este mai puţin accidentat comparativ cu cel atlantic, aceste dorsale prezentându-se ca o mare bombare, cu o rază de curbur ă mare, f ăr ă relief tipic montan.

Fig. 8 – Bazin marginal cu scoar ţă oceanică

Rifturile oceanice sunt elemente geodinamice de o extremă importanţă pentru evoluţialitosferică şi în consecinţă pentru evoluţia geomorfologică a scoar ţei terestre. Astfel:

- rifturile reprezint ă limitele divergente dintre pl ăcile litosferice;- rifturile reprezint ă zonele din care se realizeaz ă expansiunea fundurilor oceanice, prin

deplasarea lateral ă a pl ăcilor tectonice (litosferice);- de-a lungul rifturilor se produce emisia liniar ă , sau sunt dispu şi centrii de emisie a magmelor

bazice şi ultrabazice, creindu-se prin solidificare scoar ţă nouă.



134

6. Bazinele marine marginale (fig. 8) sunt unităţi structurale cu crustă de tip oceanică (cca. 9km grosime) situate între un arc insular şi continent (de ex. M. Japoniei, M. Ohotsk) sau între două arcuri insulare (de ex. M. Filipinelor). Majoritatea lor apar astăzi în partea de vest a Pacificului, fiindlegate de zone de subducţie. Se caracterizează printr-o structur ă de horsturi şi grabene, ca şi„Provincia de bazine şi catene” din America de Nord şi au sistemele de falii dispuse paralel cuarcurile insulare. Pe fund au o cuvertur ă sedimentar ă provenită prin denudarea marginilorcontinentale şi a arcurilor insulare. Din punct de vedere tectonic se disting bazine marginale active,cu o morfologie foarte accidentată şi o cuvertur ă sedimentar ă subţire (de ex. şanţurile Mariane,

bazinele Baleare şi Egean, etc.) şi inactive (de ex. bazinele Tasmaniei şi cel al Filipinelor de Vest,etc.). Ocupă cca. 4% dun suprafaţa terestr ă.



135

VI.3. Elemente privind conceptul de tectonică globală

În domeniul ştiinţelor geologice, discuţia privind importanţa şi utilitatea tectonicii globale adevenit superfluu, constituid o baza pentru cunoaşterea atât fundamentală în domeniu cât şi în ştiinţaaplicată. Practic, acest concept reprezintă o sumă de teorii care explică formarea catenelor orogenice,deschiderea şi închiderea bazinelor oceanice, distribuţia zonelor seismice şi centurilor vulcanice peglob, distribuţia zăcamintelor minerale în scoar ţă, dispariţia unor grupe de veţuitoare de-a lungultimpului geologic, etc.

Însă, poate cel mai bine, locul tectonicii globale în domeniul ştiinţelor geonomice (Ştiinţelevieţii şi ale Pământului) a fost creionat de Marcian Blehu, în vol. I din Tectonica globală, care afirmacă “Ceea ce este uimitor la tectonica global ă nu este numai capacitatea de a da explica ţ ii în multe

domenii ale ştiin ţ elor despre P ământ, ci de a face ca toate să fie coerente între ele, să fie izvorâte

din acelea şi propozi ţ ii, pu ţ ine şi simple. Ea se dovede şte a fi o ştiin ţă unificatoare şi unică. Cu ea cei

ce au în sarcină ştiin ţ ifică globul terestru, geologii şi geofizicienii, au reu şit să g ă sească ceea ce

fizicienii caut ă de mult, o teorie unitar ă a câmpului. Aici este vorba de câmpul terestru, devenit

inteligibil şi explicabil la scar ă general ă – global ă - dar şi la aceea a subansamblurilor ” (MarcianBleahu, 1983).

Conceptul tectonicii globale enunţă, în esenţă, că:

- Globul terestru are o structur ă stratificată, păturile constitutive având caracteristici reologicediferite;- partea periferică a Globului este constituită dintr-un mozaic de plăci litosferice, ce se mişcă pe

substratul subiacent, denumit astenosfer ă;- mişcarea plăcilor poate fi descrisă pe baza legilor cinematice;- dinamica plăcilor dirijează şi influenţează toate procesele geologice, lăsând amprente

profunde pe baza cărora se poate reconstitui contextul paleogeografic în care s-au desf ăşurat.Acest subcapitol este conceput oarecum atipic, în sensul că mai întăi se prezintă structura

crustei terestre în urma aplicării conceptului de tectonică globală şi apoi istoria şi argumentele careau stat la baza elabor ării conceptului de tectonică globală. În partea finală a subcapitolului estedescrisă evoluţia şi formarea catenelor orogenice prin prisma tectonicii globale.

De reţinut faptul că noţiunea de catenă orogenică se refer ă la o structur ă a scoar ţei terestre,intens tectonizate, cu o structur ă de regulă în pânze de şariaj (a se vedea şi capitolul de geologiestructurală), rezultată în urma unui ciclu orogenetic şi nu este echivalent ă cu noţiunea de catenă

montană, care descrie o parte din relieful format pe o catenă orogenică. O catenă montană ia naştereinvariabil pe o catenă orogenică, dar pe aceasta se pot forma şi alte reliefuri precum câmpiile,

podişurile, etc. De ex., pe structurile Orogenului Carpatic, pe teritoriul României, s-au formatCarpaţii, Subcarpaţii externi, Depresiunea Transilvaniei şi Cîmpia de Vest (diferen ţ a dintre

structurile de orogen şi de platforma s-a precizat la curs).

3.1. Noţiuni privind plăcile tectonice

În urma studiilor oceanografice, geofizice şi geologice, completate de modelări electronice, în1968 se pun bazele teoriei plăcilor tectonice de către Jason Morgan, McKenzie şi Parker, Xavier LePichon, alături de Bryan Ysacks, Jack Oliver şi Lynn Sykes, care demonstrează că litosfera estesegmentată în blocuri crustale denumite plăci tectonice, aflate în mişcare pe o sfer ă.

1. Limitele şi alcătuirea pl ăcilor tectonice

Plăcile tectonice sunt blocuri crustale de dimensiuni diferite ale litosferei, aflate într-o continuă dinamică şi sunt delimitate de mari aliniamente de fracturi, cu roluri şi funcţii geodinamice diferite.Astfel s-au identificat următoarele limite ale plăcilor tectonice (fig. nr. 3, 6, 8, 9, 10):

- limite divergente sunt reprezentate de aliniamentele de rift , localizate în partea mediană adorsalelor medio-oceanice şi de-a lungul cărora magmele din manta ajung la suprafaţă. Sunt zoneleîn care se formează scoar ţa oceanică şi în acelaşi timp se produce deplasarea divergentă a plăcilor,asigurându-se expansiunea fundului oceanic şi dezvoltarea bazinelor oceanice;



136

Fig. nr. 9 – Limitele plăcilor tectonice

Fig. nr. 10 – Riftul Mării Roşii, care separ ă placa africană de placa arabică si se continuă spre nord şi sud cu rifturilecontinentale Marea Moartă şi Est-African

- limite convergente sunt aliniamentele de subduc ţ ie marcate de fosele oceanice şi în lungulcărora se produce afundarea (= subduc ţ ia) plăcilor tectonice una sub alta, de-a lungul unor planedenumite plane Benioff . Lungimea pe înclinare a planelor Benioff poate ajunge la 700 km. În zonelede subducţie se produce consumul sau transformarea scoar ţelor oceanice şi a păturii sedimentareacumulate în bazinul oceanic;

- limite transformante sunt fracturi crustale perpendiculare pe rifturi, denumite falii

transformante, în lungul cărora compartimentele din scoar ă se deplasează unele în raport cu altele în plan orizontal, f ăr ă a se produce sau consuma scoar ţă, ci numai o transformare cataclastică a acesteia.De reţinut faptul că între tipul de scoar ţă şi plăcile tectonice nu se pune semnul de egalitate,

acestea putând fi alcătuite din scoar ţă continentală şi oceanică (de ex. plăcile americane), numaicontinentală (de ex. microplaca Mării Negre) sau numai oceanică (de ex. mezoplăcile Nazca, Cocos,etc.).

2. Mi şcarea pl ăcilor şi modalit ăţ i de determinare a vitezei relative de expansiune a bazinelor

oceanice

Pentru modelarea mişcării plăcilor tectonice s-a plecat de la teorema lui Euler care spune că pe

o sfer ă orice deplasare se face printr-o rotaţie în jurul unui pol de rotaţie, denumit pol eulerian şicare, în cazul plăcilor tectonice, nu se suprapun cu poli de rotaţie ai Pământului. Mai mult, fiecare placă are un pol propriu de rotaţie şi în raport cu polii eulerieni s-au trasat meridiane şi paralelele derotaţie, care nu se suprapun în mod obligatoriu peste reţeaua geografică. S-a constatat că, păstrând



137

viteza ungiular ă constantă, viteza de deplasare a plăcilor este nulă la poli şi maximă pe ecuatorulreţelei euleriene. De asemenea s-a observat că rifturile se dispun pe meridiane, faliile transformante

pe cercurile paralele şi aliniamentele de subducţie sub un unghi oarecare faţă de meridiane şi parale(fig. nr. 11).

Fig. nr. 11 – Dispunere elementelor reţelei euleriene şi a limitelor plăcilor tectonice în raport cu acestea(din Bleahu, 1983)

În ce priveşte mecanismul de deplasare a plăcilor litosferice (tectonice) un rol important l-auavut Henri Hess şi Robert S. Dietz (1960 ; Univ. Princeton respectiv Lab. Naval de la San Diego),care luând în calcul concluziile cercetărilor lui J. Joly (1928) privind rolul radioactivitatii in formareacatenelor montane, O. Ampfferer si D. Griggs (1939) şi Arthur Holmes (1945) care descriu curenţiide convectie şi celulele de convectie din manta, E. C. Bullard si S. K. Runcorn (1950) care pun înevidenţă paleomagnetismul fundurilor oceanice, etc., au explicat deplasarea fundurilor oceanicedinspre zonele de rift spre zonele de subducţie pe modelul covorului rulant. Mişcarea ar fi susţinută

de celulele de convecţie formate din curenţi ascendenţi în zona rifturilor, care ajunşi la baza litosferisufer ă un proces de racire şi creştere a densităţii ceea ce determină, mai întâi, o deplasare laterală şiapoi o cădere în straturile mai adânci ale mantalei. Aici, datorită proceselor termice, sunt dirijaţi dinnou spre suprafaţă, pe zonele de minimă presiune din zona rifturilor (fig. nr. 12, 13).

Viteza relativă de expasiune a fundurilor oceanice şi de deplasare a plăcilor tectonice dedeplasare se poate determina pornind de la variaţia secular ă şi lăţimea benzilor cu polaritate inversă de pe fundurile bazinelor oceanice (fig. 14, 15).

Fig. nr. 12 - Curentii de convectie si celulele de convectie (după O. Ampfferer si D. Griggs, 1939; Arthur Holmes, 1945)



138

Fig. nr. 13 – Mecanismul deplasării plăcilor tectonice explicart prin rolul curenţilor şi celulelor de convecţie, văzut într-o

secţiune ecuatorială

Fig. nr. 14 – Dispunerea simetrică a benzilor de polaritate magnetică diferită în scoar ţele oceanice şi lăţimea variabilă în

funcţie de rata de expasiune a fundurilor oceanice



139

Fig. nr. 15 – Viteza de expansiune a bazinelor oceanice estimată în funcţie de lăţimea benzilor de polaritate diferită

3. Tipurile de placi tectonice şi distribu ţ ia pl ăcilor teconice

Clasificarea plăcilor tectonice se poate face după mai multe criterii, de ex. în funcţie de tipurilede scoar ţă care alcătuiesc blocurile crustale sau după dimensiunea acestora. Un criteriu uzual îl

reprezintă dimensiunea acestora, deosebindu-se macroplăci, mezoplăci, microplăci şi nanoplăci (= blocuri tectonice).

Modelul cel mai vehiculat în prezent cuprinde 7 pl ăci majore (macropl ăci), cu dimensiuni de107-108 km2 (Eurasiatică, Antartică, Australo-Indiană, Nord-Americană, Sud-Americană, Pacifică şiAfricană), 8 pl ăci intermediare (mezopl ăci), cu suprafeţe de 106-107 km2 (Filipine, Arabă, Nazca,Cocos, China, Caraibilor, Noua Scoţie, Iran) şi 20 de pl ăci mici (micropl ăci), cu suprafeţe de 105-106 km2, care nu sunt precis determinate şi cu o mişcare foarte rapidă (de ex. Turcă, Egeeană, Adriatică,Euxinică, Apuliană, Vanuatu, Noua Guinee, Tonga, etc.) (fig. 16). Macroplăcile şi mezoplăcile suntdelimitate de regulă de rifturi (limite divergente), fose (zone de subducţie; limite convergente) şi faliitransformante, iar microplăcile pot fi delimitate şi de sisteme de falii crustale. În funcţie de mişcarile

plăcilor litosferice controlate de dinamica internă a Pământului, la limita acestora au loc proceselemajore care conduc la creerea (formarea rocilor magmatice şi metamorfice)/consumul de scoar ţă,formarea catenelor orogenice şi sudarea acestora la zonele cratonizate. Pe această cale se formează marile suprafeţe de uscat (nucleele continentale) şi marile zone depresionare acoperite de ape(bazinele marin-oceanice).

După formarea domeniilor continental şi marin-oceanic, are loc o continuă echilibraregravitaţională sub acţiunea factorilor externi, în sensul „distrugerii” formelor pozitive de relief şicolmatarea cu materialul rezultat a zonelor depresionare. Acest flux de material are loc atât întresuprafeţele continentale şi cele marin-oceanice, cât şi în interiorul continentelor sau bazineloroceanice, prin transportul din zonele înălţate spre bazinele depresionare (pe continent dinsprecatenele orogenice spre bazinele lacustre, palustre,etc.; în bazinul oceanic dinspre dorsalele medio-

oceanice şi cordiliere spre fose şi câmpiile abisale, etc). Datorită acestui proces de factur ă mecanică,dublat de precipitarea chimică-biochimică, bioconstrucţie şi bioacumulare, în bazinele marin-oceanice, lacustre şi palustre iau naştere majoritatea rocilor sedimentare.



140

Fig. 16 – Distribuţia plăcilor litosferice (tectonice) pe suprafaţa Globului (din M. Bleahu, 1983)( Configuraţia cinematică actuală cu separarea principalelor plăci după Le Pichon, 1973. Cu majuscule sunt indicate celeşase plăci mari utilizate de Le Pichon în primul calcul cinematic: EURASIA, CHINA, AFRICA, ANTARCTICA,PACIFICĂ, AMERICANE; Haşurat sunt figurate cele şase plăci adiţionale utilizate de Morgan: Arabia, Somalia,Filipine, Nazca, Cocos, Caraibelor; Cu litere mici şi linii indicatoare nouă microplăci identificate, dar neluate înconsiderare în calculul cinematic: Adriatică, Egeeană, Turcă, Iraniană, Vanuatu, Tonga, Noua Scoţie, Rivera, Juan deFuca. Săgeţile reprezintă vectorii de mişcare relativă cu lungimi propor ţionale cu viteza de mişcare: de ex. 2 = vitezarelativă a plăcii în punctul figurat în cm/an)

Deci procesele de formare şi consum de scoar ţă , de formare a catenelor orogenice şi evolu ţ ia

spre zonele de platformă , distribu ţ ia uscatului continental şi a bazinelor marin-oceanice, sunt

controlate de dinamica pl ăcilor tectonice (litosferice). Aceste procese, datorate dinamicii interne aGlobului terestru, se desf ăşoar ă în strânsă leg ătur ă cu evolu ţ ia bazinelor marin-oceanice, în care se

pot selecta zonele mobile de tip geosinclinal şi din care mai târziu evolueaz ă catenele orogenice.

3.2. Date privind istoria argumentelor care susţin conceptul tectonicii globale

1. Elaborarea teoriei derivei continentale (= driftul continental)

Privind în istorie, se costată că întrebarea „ Au fost unite cândva continentele?”, a fr ământatmajoritatea exploratorilor încă din epoca marilor descoperiri geografice, ceea ce face ca germeneletectonicii globale să fie foarte vechi.

Ideea conform căreia continentele nu au avut aceeaşi poziţie în decursul istoriei sale geologice,datează încă din 1596, când cartograful Abraham Ortelius, în lucrarea „Thesaurus Geograficus”,sugera că Americile au fost rupte din Europa şi Africa „de către cutremure şi inundaţii, ..... iarvestigiile rupturii se prezintă singure, dacă cineva ar privi o harta a continentelor şi ar analizacoastele celor trei continente”.

Această observaţie a fost f ăcută şi de Francis Bacon (1620) în “ Novanum Organum”, underemarca paralelismul ţărmurilor Americii de Sud cu cele ale Africii, iar Francois Placet a sugerat că Lumea Veche şi Lumea Nouă au fost separate după Potop. Mai târziu, Theodor Lilienthal (1756)foloseşte argumente biblice pentru a justifica existenţa unui singur uscat primitiv, condiţie în careAtlanticul ar reprezenta valea unui fluviu uriaş peste care a călătorit arca lui Noe.

Printre primele reconstituiri paleogeografice şi paleoecologice se număra cele ale lui Antonio

Snider-Pelligrini şi J. H. Pepper.Antonio Snider-Pelligrini (1858), în lucrarea „Crea ţ ia şi misterele ei dezvăluite” a descris

complementaritatea ţărmurilor continentelor din jurul Atlanticului şi întocmeşte şi o primă schiţă în



141

acest sens (fig. nr. 17), iar în 1861, J. H. Pepper foloseşte informaţiile lui Snider în încercarea de aexplica prezenţa florelor fosile carbonifere similare, situate de o parte şi alta a Atlanticului (dinEuropa si America de Nord).

După 1900 au fost implicaţi geofizicieni şi fizicieni alături de geologi, în explicarea structuriiscor ţei terestre şi a geodinamicii acesteia. Astfel, Emil Argand (1922), în „Tectonica Asiei” explică formarea munţilor Asiei prin alunecarea Gondwanei spre Europa, prin comprimarea sedimentelor dinMarea Tethys, iar Rudolf Staub (1928) presupune că Africa s-ar fi deplasat cel puţin 1500 km,încălecând Europa şi că Asia ar fi intrat în coliziune cu India.

Fig. nr. 17 - Reconstrucţia lui Antonio Snider-Pelligrini din 1858,care ulterior a fost folosită de Pepper în 1861 pentru a explica similitudinea fosilelor carbonifere aflate în depozitele

litologice de o parte şi alta a Atlanticului

Mai târziu, îşi aduc contribuţii A. L. du Toit (1927, 1937), care pe baza dovezilor culese dinAfrica de Sud dezvoltă teoria driftului (= deriva continentală), G. A. F. Molengraaf (1928)evidenţiază dorsala atlantică în urma rezultatelor obţinut cu expediţia „Meteor”, J. Joly (1928) care

explică formarea catenelor muntoase în legătur ă cu radioactivitatea (în cicluri termale), O. Ampferer(1906) şi D. Griggs (1939) creionează sistemul de curenţii şi celule de convecţie din manta, iarArthur Holmes (1928, 1930, 1931, 1945) explică pe seama teoriilor de mai sus deplasarea blocurilorcrustale, prin for ţe interne ale Pământului.

Ideea driftului continental a fost exploatată sistematic de către meteorologul german Alfred

Lothar Wegener , care în două articole publicate în 1915 si 1924 face cunoscută „teoria derivei

continentale”. Alfred Wegener a emis pentru acea vreme cel mai amplu eşafodaj de argumente pentru susţinerea acestei teorii: de ordin morfologic, geologic, paleontologic, biologic paleoclimatic,determinând o dezbatere amplă în lumea naturaliştilor şi cu implicaţii majore în evoluţia ştiinţelornaturii.

În teoria sa Wegener ia ca punct de plecare un continent unic, Pangaea (pământul general) încare asamblează, conform ţărmurilor actuale, toate uscaturile mari. El era înconjurat de oceanulmondial, ce facea o masă unică, Panthalassa (marea generală). Continentul era separat în două de un

braţ de mare de mică adâncime, Marea Tethys, care corespundea ca amplasament actualeiMediterane şi lanţurilor de munţi tineri ce br ăzdează Europa şi Asia. Pangaea a început să sescindeze în Jurasic, în mai multe blocuri ce au alunecat divergent. Americile s-au desprins de Europaşi Africa şi au alunecat spre vest, deschizând Oceanul Atlantic începând din sud. În mişcarea sa sprevest, blocul american a generat lantul montan andin. Scindarea în estul continentului Pangaea adebutat tot în Jurasic, prin separarea Madagascarului şi apoi a Indiei, care în deplasarea spre nord aintrat in coliziune cu blocul asiatic, formând lanţul montan himalaian. Australia cu Noua Zeelandă care sunt unite printr-un soclu continental comun, au alunecat spre vest, ceea ce a dus la formarealanţului muntos alpin al Noii Zeelande. Ulterior, Australia a avansat spre nord, separându-se de NouaZeelandă şi formând lanţurile de munţi ai Noii Caledonii. Prin alunecarea spre nord a Australiei a



142

r ămas în urmă Antarctida, constituind un continent separat. În acest timp şi Eurafrica a alunecat spreest, contribuind la deschiderea atlanticului.

Deficienţa principală a acestei teorii constă în lipsa unor explicaţii adecvate pentru for ţele caresusţin mecanismul derivei continentale. Aşa cum se întamplă de obicei, teoria a fost respinsă delumea ştiinţifică a momentului, Wegener dedicându-şi restul vieţii pentru căutarea de noi dovezi însprijinul teoriei sale. Moartea sa survine în 1930, în timpul unei expediţii în Groenlanda.

Dovezile care luate în considerare pentru susţinerea teoriei şi completate ulterior sunt de ordinmorfologic, geologic, paleontologic, biologic, paleoclimatic şi geodezic.

a. Dovezile morfologice – se bazează pe faptul că uscaturile au terminaţiile r ăsucite în sensinvers al mişcării, ca o consecinţă a întârzierii alunecării (Tara de Foc, Florida, Ţara lui Graham –spre est; capetele Noii Zeelande, insulele japoneze – spre vest). Prin alunecare, continentele au lăsatun „tren” de insule în urmă, rupte şi „păr ăsite pe drum”: Antilele de America, Filipinele de către Asiaîn alunecarea spre vest, etc.

b. Dovezile geologice - se bazează pe asemănările structurale şi litologice ale teritoriilor dincele două păr ţi ale Atlanticului (fig. nr. 18, 19, 20).

Fig. nr. 18 – Similitudinea litologică din sud-estul Brazilei şi sud-vestul Africii până acum 100 mil. ani



143

Fig. nr. 19 – Corelarea Formaţiunii diamantifere de Roraima în America de Sud şi Africa şi a ţărmului Mării siluriene

Fig. nr. 20 – Corelarea catenelor caledonice şi hercinice de o parte şi alta a Atlanticului de Nord

- lanţurile de munţi ale Africii, din zona Capului, cu cele din zona Buenos Aires;



144

- platoul gnaisic necutat african cu cel similar brazilian;- rocile eruptive africane cu cele sud-americane, între care cel puţin 5 termeni identici (printre

care şi formaţiunile diamantifere; Formaţiunea de Roraima – precambriană, care se extinde dinAmerica de Sud până în Sudan, unde grosimile sunt maxime);

- seriile sedimentare Karoo (Africa) cu Santa Catharina (America de Sud);- cutele hercinice ale Antiatlasului, cele hercinice ale Bretaniei şi structurile caledonice ale

Scandinavei, se prelungesc spre vest, dincolo de Atlantic, în Terra Nova şi Canada (caledonidelecanadiene), iar scutul Scoţiei se prelungeşte în Labrador;

- similitudinile dintre sudul Africii şi Madagascar, între Madagascar şi India şi între îndia şiAustralia.

c. Dovezi paleontologice – sunt cele mai convingătoare şi până la teoria derivei repartiţiadiferitelor faune fosile, nu a putut fi explicată mulţumitor. S-au presupus punţi de legătur ă întrecontinente în lungul cărora au migrat faunele terestre sau epicontinentale. Wegener stabileşte pevârste gelogice, elementele comune faunistice între diverse uscaturi: Africa şi America de Sud,Madagascar şi India, Europa şi Africa de Nord, Australia şi India, Madagascar şi Africa. De exemplus-a descoperit reptila fosilă Lystrosaurus, în depozite permiene continentale (tilite), în sudul Africii,sudul Indiei, Antarctica, reptilă adaptată la viaţa de uscat.

Rezultatul este următorul:

- până în Triasic există o perfectă concordanţă a repartiţiei faunelor, pentru ca apoi să se ivescă deosebiri majore între continente;- în Jurasic, între America de Nord şi Europa;- în Cretacic, apar diferenţe între America de Sud şi Africa;- în Eocen, între Madagascar şi India, etc.d. Dovezi biologice – sunt o prelungire a celor paleontologice, în domeniul florei şi faunei

actuale:- inexistenţa mamiferelor superioare în Australia, care demonstrează că separarea acestuia a

avut loc înainte de Eocen;- viermii oligocheţi care au o repartiţie gondwaniană, etc.e. Dovezi paleoclimatice – sunt convingătoare deoarece în acest caz nu sunt posibile

interpretările prin existenţa punţilor continentale (fig. nr. 20, 21).

Fig. nr. 20 – Distribuţia unor depozite care reclamă condiţii paleoclimatice specifice, rezultată după asamblareacontinentelor potrivit teoriei derivei continentale

(Gl – depozite glaciare; Gy – gips; S – roci saline; C – cărbuni; D – deşerturi; punctat zone deşertice)



145

Astfel: - în Permian – a existat în emisfera sudică o puternică perioadă glaciar ă, care a lăsat urme în

America de Sud, Africa, sudul Indiei şi Australia, ceea ce face imposibil de imaginat o calotă glaciar ă, în jurul unui pol sudic care să le fi afectat simultan – rezultă poziţia polului sud într-uncontinent sudic, unic, Gondwana (ceea ce face posibilă geometria morenelor permiene în emisferasudică);

- flora carbonifer ă (de tip tropical) – desfide trasarea unui ecuator unic în condi ţiile repartiţieiactuale a continentelor, dar face posibil acest lucru în condiţiile unui continent unic Pangaea;

- repartiţia depozitele saline – reclamă trasarea unui continent unic, înainte de Triasic;- flora cu Glossopteris (gimnospermă primitivă) – care este de climat temperat şi dispare la

sfâr şitul Paleozoicului, are o repartiţie în jurul polului sud.

Fig. nr. 21 – Repartiţia actuală a florei laurasiene şi gondwaniene şi a foraminiferelor tethysiene, care după aplicareaderivei continentale ocupă un spaţiu unitar

f. Dovezile geodezice – sunt neconcludente (măsur ători a diferenţelor de latitudine şilongitudine ale Groenlandei, Africii şi Europei).

Printre adversarii teoriei se număra şi Sir Henry Jeffreys (The Earth – P ământul , 1959), careafirma despre teoria derivei că „este insuficient ă şi calitativ inaplicabil ă. Ea este o explica ţ ie care nu

explică nimic din ceea ce vrea să explice”. Contraargumentele diver şilor cercetători se refer ă, printrealtele, la faptul că:

- liniile de separaţie în cazul mişcărilor de la poli la ecuator ar trebui să fie latitudinale şi numeridiane, precum în cazul Atlanticului;

- for ţa de întârziere provocată de maree ar trebui să determine o mişcare inversă a Americii deSud;

- diferenţele între mărimea for ţelor care provoacă translaţia continentelor americane (1/100000dyne/cm2) şi cele care pot provoca cutarea lanţului andin (109 dyne/cm2);

- obiecţii de ordin biologic, etc.

2. Coagularea conceptului tectonicii globale şi argumente geofizice care-l sus ţ in

Ulterior apariţei teoriei derivei continentale, în special dezvoltarea oceanografiei şi metodelorde investigare geofizică, au permis culegerea unor date paleomagnetice, seismice, privind topografia



146

bazinelor oceanice, etc., ceea ce a condus la dezvotarea unor teorii suplimentare care au fundamentatconceptul tectonicii globale.

a. Descoperirea topografiei bazinelor oceanice

Până în 1920 morfologia fundului oceanic se trasa cu ajutorulfirului cu plumb. Primele măsur ători sistematice s-au f ăcut cuocazia expediţei ştiinţifice realizate cu nava Challanger (1872– 1876), într-o croazier ă de peste 111000 km, când începe să secontureze dorsala medio-atlantică.

Expediţiile care au urmat au avut ca rezultat: cartografierea a peste 80000 km din dorsalele medio-oceanice, descoperirearifturilor, descoperirea foselor, de ex. Groapa Challanger(Mariane) a fost explorată cu batiscaful Trieste, care în 1960atinge11034 m, zonele de fracturi transversale pe rif, denumitefalii transformante (= falii de transformare), munţii de tip guyot(Henri Hess, 1946). Folosind datele geofizice obţinute înexpediţiile oceanografice întreprinse, s-a descifrat structura

fundurilor oceanice şi caracteristicele geofizice ale oceanelor:seismicitatea, câmpul gravitaţional, câmpul magnetic, fluxultermic, etc., a căror distribuţie este în str ănsă legătur ă cualiniamentele de limite ale plăcilor tectonice şi cu morfostructurilemajore ale scor ţei.

b. Descoperirea paleomagnetismului

Începuturile cunoşterii cîmpului magnetic terestru şi folosireaacestuia în activităţile sociale ţine de China de la începutul ereinoastre cînd se descoper ă busola.

Prima încercare de modelare a cîmpului magnetic terestru ţineactivitatea lui W. Gilbert (1600), care vorbeşte pentru prima dată de câmpul magnetic terestru, asimilând globul terestru cu unmagnet uriaş şi construieşte Terrella (glob terestru în miniatur ă ) (fig. nr. 22).

Cu Gelibrand (1634) se vorbeşte despre elementele câmpuluimagnetic, acesta descoperind că declinaţia magnetică a Londreivariază regulat, fenomen denumit ulterior varia ţ ie secular ă. Astfels-a stabilit că polul nord magnetic migrează spre vest, cu 0,180 delongitudine ceea ce presupune că o rotaţie completă are loc la 2000ani, rezultând inversiunele de câmp magnetic. Mai târziu se

stabileşte şi variaţia înclinaţiei magnetice cu latitudinea şi aintensităţii acesteia (fig. nr. 23). Pornind de la variaţia secular ă s-au întocmit hăr ţile cu izolinii de egală valoare a variaţiei seculare,care se numesc hăr ţ i izoporice.

Prin cercetările geofizicienilor şi fizicienilor, s-a demonstratcă rocile păstrează un magnetism „fosil”, denumit magnetism

remanent , dobândit în timpul formării rocilor. Elementelecâmpului magnetic „fosil” pot fi măsurate, putându-se stabili încorelaţie cu vîrsta rocilor poziţia polilor magnetici la un momentdat în scara cronostratigrafică.

E. C. Bullard (şcoala de la Londra) şi S. K. Runcorn (şcoala

de la Newcastle) cercetează magnetismul remanent (capacitatea rocilor de a fixa câmpul magneticfosil), întocmind una din scările cronomagnetice în care sunt marcate intervalele de timp geologic în



147

care polaritatea câmpului magnetic este normală (în sensul actual al dispunerii polilor şi liniilor defor ţă ale câmpului magnetic) sau inversă (schimbarea polilor magnetici datorită variaţiei seculare).

Măsur ătorile geofizice ale câmpului remanent din scoar ţa fundurilor oceanice au ar ătata odispunere simetrică a benzilor cu polaritate normală şi inversă în raport cu rifturile oceanice, primeledouă benzi care flanchează riftul avînd cămpul magnetic aorientat în sensul actual. Pornind de laaceastă constatare s-au creionat teoria expansiunii fundurilor oceanice şi deschiderii bazineloroceanice (Henri Hess şi Robert S. Dietz, 1960) şi s-a estimat rata de expansiune şi viteza relativă demişcare a plăcilor tectonice (fig. nr. 24).

Fig. nr. 22 – Liniile de for ţă ale câmpului în cazul unui magnet (stânga) şi liniile de for ţă ale câmpului magnetic terestru,orientate dinspre polul sud şi polul nord

Fig. nr. 23 – Relaţia dintre înclinaţia magnetică şi latitudine



148

Fig. nr. 24 – În stânga: alternanţa benzilor de polaritate magnetică normală cu cle cu polaritate inversă în bazinul oceanic

şi propor ţionalitatea dintre lăţimea acestora şi timpul lor de formare; În dreapta: Scara cronozonelor de polaritatemagnetică pentru ultimii cinci milioane de ani

Pornind de la informaţiile de mai sus s-au întocmit programe de cercetare pentru măsurarea şicartografierea migraţiei polilor magnetici de-a lungul timpului geologic. Asemenea programe s+audesf ăşurat complementar, pe de o parte, în Europa şi America de Nord şi pe de altă parte în Americade Sud şi Africa, reyultând hăr ţi cu migrarea polilor magnetici.

Fig. nr. 25 – Curbele de migraţie a polilor magnetici de-a lungul timpului geologicmăsuraţi în emisferele nordică şi sudică

Analizînd curbele se constată o alur ă asemănătoare între cele din emisfera nordică şi cele dinemisfera sudică, iar prin mişcarea blocurilor continentale conform principiilor cinematice de mişcarea plăcilor, curbele se suprapun perfect, constituind încă un argument pentru deriva continentală (fig.nr. 25, 26).



149

Fig. nr. 26 – Suprapunerea curbelor de migraţie a polilor magnetici determinate în America de Sud şi Africa, în urmadeplasării continentelor conform derivei continentale

c. Seismicitatea globului

Studiul propagării undelor seismice prin diferite medii solide şi lichide au condus la progrese spectaculoase încunoaşterea structurii interne a Globului terestru, structurii geologice al scoar ţei, precum şi legătura dintre aliniamentelede limită ale plăcilor tectonice şi zonalitatea seismică pe Glob.

Fig. nr. 27 – Structura internă a Pîmântului şi modul de propagare a undelor seismice P şi S



150

Fig. nr. 28 – Vitezele undelor seismice în litosfer ă şi mantaua superioar ă

Fig. nr. 29 – Distribuţia cutremurelor de pământ în strânsă legătur ă cu aliniamentele de subducţie şi rifturile oceanice.Seismele de adâncime mare şi medie se dispun în lungul zonelor de subducţie, la marginile continentale, iar cele de

adâncime mică urmăresc rifturile din partea mediană a bazinelor oceanice

d. Argumente gravimetrice şi de câmp teluric

S-a argumentat că dacă Globul ar fi alcătuit din geosfere concentrice omogene din punct devedere al distribuţiei densităţii în tot cuprinsul lor, atunci la suprafaţă am avea o singur ă valoare acâmpului gravimetric. În realitate avem de a face cu geosfere foarte eterogene, alcătuite din corpuricu densităţi foarte diferite, ceea ce conduce la valori foarte diferite ale cîmpului gravimetric realmăsurat la suprafaţă. Acestea se plasează de o parte sau alta a curbei câmpului calculat în cazul unorgeosfere omogene. Abaterile înregistrate au fost denumite anomalii gravimetrice pozitive saunegative şi depind de densitatea rocilor care constituie scoar ţele şi de adâncimea la care se găseştemantaua în raport cu suprafaţa terestr ă. Astfel s-a constatat că deasupra marilor aliniamente de foseoceanice se înregistrează anomalii negative datorită coborârii la adâncime a mantalei şi umpleriidepresiunilor cu sedimente cu densităţi mici, iar deasupra rifturilor, unde materialul din manta este

foarte aproape de suprafaţă şi, în plus, rocile bazaltice care alcătuiesc dorsalele au densităţi mai maridecât rocile sialice ale crustei continentale, se înregistrează anomalii pozitive (fig. nr. 30).



151

Fig. nr. 30 – Variaţia cîmpului gravimetric deasupra foselor oceanice

În ce ce priveşte câmpul termic teluric al Pământului, problema se pune în eaceeşi termeni aiomogenităţii sau neomogenităţii geosferelor interne şi distribuţiei surselor de energie termică înadâncime. În pus se iau în calcul aliniamentele de fracturi custale pe care se poate realiza un fluxtermic sporit spre suprafaţă. Astfel, în zonele de subducţie avem un deficit de flux termic datorită, pede o parte, consumului de căldur ă de către procesele de transformare şi topire a scoar ţelor aflate însubducţie şi, pe de altă parte, datorită căderii la adâncimii mari a mantalei. În schimb, în zonelerifturilor oceanice, ascensiunea permanentă de magme din manta spre suprafaţă conduce la creştereavalorilor fluxului termic, peste cea calculată (fig. nr. 31).

Fig. nr. 31 – Curba fluxului termic măsurată pe un profil transversal în bazinul oceanic



152

VI.4. Formarea catenelor orogenice prin prisma tectonicii globale

Conform teoriilor clasice, evoluţia scoar ţei terestre era legată de apariţia unor mari zonesubsidente (depresionare) care se transformau ulterior în bazine marin-oceanice, denumite

geosinclinale (Hall, 1859; Dana 1873). Acestea s-ar fi format, în prima fază, sub acţiunea greutăţiisedimentelor acumulate şi a unor for ţe tangenţiale de compresiune din scoar ţă.

Geosinclinalele erau considerate ariile din care luau naştere catenele orogenice (lanţurilemontane), într-o succesiune de faze. În acest sens, G. Termier (1960), stabileşte următoareasuccesiune:

- faza de litogenez ă – se formează bazinul depresionar în care se acumulează sedimente cugrosimi din ce în ce mai mari, apare un magmatism bazic pe fundul bazinului şi în partea finală aacestei faze, sedimentele sunt cutate, se produc fenomene incipiente de ridicare a bazinului (f ăr ă adepăşi nivelul oceanic) şi un magmatism acid (granitic);

- faza de orogenez ă – acum predomină mişcările de cutare, înălţare şi se produce inversiuneareliefului, care transformă zona de sedimentare în catenă orogenică;

- faza de glitopgenez ă – începe după exondarea catenei montane (înălţarea catenei deasupranivelului marin), iar acum acţionează preponderent for ţele datorate dinamicii externe (eroziuneaeoliană, fluvială, marină, etc.), care transformă regiunea montană într-o vastă peneplenă, evoluând

spre zone cratonizate (rigide, stabile) de tip platformă sau scut.Această teorie nu putea explica în totalitate structurile orogenice din punctul de vedere aldistribuţiei tipurilor litologice în catene, caracterelor structurale, mecanismelor de formare şi for ţelorimplicate în procesele orogenice. Majoritatea acestor neajunsuri au fost rezolvate odată cu cercetareafundurilor bazinelor oceanice şi elaborarea teoriilor care constituie conceptul de tectonică globală.

4.1. Geosinclinalul

Geosinclinalele sunt considerate zone mobile instalate în domeniul marin-oceanic, în care seacumulează stive groase de sedimente marine ce vor fi deformate şi ridicate ca lanţuri montane.Ulterior, acestea vor fi sudate la ariile cu regim cratonic, de platforme rigide. În această concepţie un

geosinclinal va evolua în trei etape: etapa de sedimentare, etapa de orogenez ă (alcătuită din faza detectogenez ă , când se produce cutarea sedimentalor şi faza de morfogenez ă , când are loc inversiuneade relief) şi etapa de ajustare izostatică.

Conceptul clasic – distinge trei perioade de evoluţie a geosinclinalelor: perioada geosinclinal ă ,

perioada tardigeosinclinal ă şi perioada postgeosinclinal ă. Perioada geosinclinal ă cuprinde stadiul de individualizare, când se iniţiază formarea bazinului

şi apar un şanţ denumit eugeosinclinal (cu scoar ţă oceanică) şi unul denumit miogeosinclinal (cuscoar ţă continentală), stadiul de dezvoltare, când se depun sedimente pelagice (de adâncime) pescoar ţă oceanică (simatică) şi stadiul orogenic, când începe sedimentarea de tip fliş şi apariţiacordilierelor (forme pozitive submerse care separ ă mai multe bazinete de sedimentare în bazin). În

primele două stadii geosinclinalul evoluează într-un regim expansiv (bazinul creşte în lăţime) iar în

ultimul, într-un regim compresiv. Perioada tardigeosinclinal ă corespunde cu transformarea geosinclinalului în catenă montană,

prin inversiuea reliefului (morfogeneza). Apele sunt împinse spre bordura catenei unde se instalează bazinul de avanfosă. În acesta se acumulează sedimentele imature de tip molasă şi are loc unmagmatism litogen acid, mai ales andezitic.

Perioada postgeosinclinal ă este caracterizată de o reajustare izostatică, fiind însoţită de unmagmatism bazic final (tardorogenic).

Din punct de vedere al sistematicii geosinclinalelor se disting ortogeosinclinale (geosinclinaleadevărate), caracterizate prin deformaţi de tip alpin, din care se formează lanţurile muntoase,clasificate în eugeosinclinale cu efuziuni ofiolitice preorogenice, granite sinorogene şi andezite

postorogenice şi miogeosinclinale, f ăr ă roci eruptive şi parageosinclinale din care nu se formează

catene montane, fiind caracterizate prin falieri în blocuri.Conceptul tectonicii globale – tratează problematica geosinclinalului în corelaţie cu dinamica

plăcilor litosferice şi a proceselor care au loc la contactul acestora. În această idee, sedimentarea,



153

structura şi morfogeneza unei catene orogenice (= catenă montană în sens restrâns) este asimilată ciclurilor de deschidere şi închidere a bazinelor marin-oceanice.

Din punctul de vedere al sistematicii geosinclinalelor se reţin doar termenii de eugeosinclinal

(corespunde bazinelor oceanice cu scoar ţă simatică) şi miogeosinclinal (bazine care evoluează pescoar ţă continetală). În funcţie de caracteristicele dinamice ale bazinelor se separ ă geosinclinale de

tip Atlantic (caracterizate prin procesul de divergenţă a plăcilor în zona riftului şi cu marginicontinentale pasive, f ăr ă zone de subducţie active), geosinclinclinale de tip Pacific (caracterizatezonelor de convergenţă a plăcilor, cu dorsale cu rifturi inactive şi zone de subducţie active) şi

geosinclinale de culisare (formate în legătur ă cu faliile transcurente, în domeniile continentale). Dincategoria geosinclinalelor, cele colizionale (care apar ţin tipului Pacific) sunt cele care generează catene orogenice (lanţuri montane).

Evolu ţ ia geosinclinalelor colizionale şi formarea catenelor orogenice prin prisma tectoniciiglobale presupune următoarele stadii: riftare intracontinetal ă (rifting), generare de scoar ţă oceanică (spreading), subduc ţ ie şi coliziune.

Unul din cele mai utilizate modele pentru explicarea evoluţiei geosinclinale (a scoar ţei terestreîn ansamblu) este modelul Wilson-Reading . În acest caz, o catenă montană se formează în mai multefaze (stadii) grupate în trei cicluri: ciclul de distensiune (ciclul Wilson, 1966), ciclul de

compresiune (ciclul Reading, 1978) şi ciclul de echilibrare izostatică.

a. Ciclul Wilson (1966) = de distensiune (fig.32). Tr ăsăturile majore tectonice şi sedimentareale unor lanţuri orogenice pot fi raportate ciclului de deschidere şi închidere oceanică, care conducela coliziune continentală. În istoria geologică a formării şi evoluţiei unei margini continentale, carereprezintă o zonă cu mare mobilitate tectonică, asimilată unui geosinclinal vechi, se pot recunoaştemai multe stadii de evoluţie, comparabile cu stadiile clasice.

a.1. Stadiul de rift continental (etapa „vale de rift de tip african”) (procese de rifting), estecaracterizat prin formarea unei structuri complexe de distensiune de tip graben, în care seacumulează depozite vulcanogen-sedimentare, lacustre şi evaporite. Corespondentul actual al acestuistadiu îl reprezintă sistemul de rifturi est-africane.

a.2. Stadiul de tip Marea Roşie (procese de spreading). Riftul continental evoluează, crustacontinentală fiind separată în zona centrală a riftului, unde începe să se edifice crustă oceanică. Acum

se face legătura cu oceanul mondial, iar sedimentarea devine marină. Sedimentele caracteristice suntcarbonatice, detritice şi recifale, iar spre larg turbiditice.a.3. Stadiul de ocean îngust caracterizat prin subsidenţă continuă ce a condus la

individualizarea tr ăsăturilor morfologice de margine continentală (şelf, taluz, piemont continental).Sedimentele sunt neritice pe şelf, turbidite şi conturite în zona piemontului oceanic şi hemipelagiceîn zonele de larg (pe crusta oceanică).

a.4. Stadiul atlantic. În acest stadiu toate tr ăsăturile marginii continentale pasive sunt binedezvoltate, deosebindu-se domeniile de sedimentare specifice şelfului, taluzului, piemontului oceanicşi bazinului oceanic. Bazinul se lărgeşte foarte mult, se edifică dorsala, în zona riftului se creează scoar ţă. Are loc spreading-ul propriu-zis (extensiunea fundului oceanic). Sedimentarea este detritică sau carbonatică pe şelf, turbidite, conturite, brecii de pantă pe taluz şi piemont şi argile abisale,

mâluri, radiolarite pe câmpiile abisale.b. Ciclul Reading (1978) = de compresiune (fig.33). Reading discutând evoluţia

geosinclinalelor, porneşte de la momentul iniţierii subducţiei şi recunoaşte trei stadii de evoluţie: b.1. Stadiul de subducţie (= stadiul de dezvoltare) se caracterizează prin formarea unui arc

continental, ridicat morfologic, alcătuit din produse ale vulcanismului extruziv, în faţa căruia sedezvoltă μn arc extern slab exprimat, submers (începutul formării unei prisme de acreţiune).Sedimentele sunt puternic comprimate, predominant turbiditice şi se acumulează în fose şi pe funduloceanic, de unde sunt r ăzuite în arcul extern cutat, incipient, submarin. Marginea continentală, careiniţial a fost pasivă, este puternic deformată şi ridicată, formând hinterlandul , asupra căreiaacţionează puternice procese de eroziune. Marginea pasivă de cealaltă parte a oceanului care îşicontinuă evoluţia subsidentă şi acumularea de sedimente, este denumită vorland (miogeosinclinal).

Bazinul oceanic, arcul cutat extern incipient şi arcul magmatic (insular), sunt echivalente cueugeosinclinalul.



154

b.2. Stadiul de bazin remanent presupune consumarea aproape integrală a oceanului, astfelîncât marginea pasivă se apropie de zona de subducţie, r ămânând din ocean numai un bazin cuadâncime mică, denumit bazin remanent. Sedimentele care se acumulează sunt predominant detritice,nevulcanogenice, derivate din zonele ridicate ale lanţului muntos şi sunt alipite succesiv arculuiextern care se măreşte continuu. Structura arcului extern se complică, prin formarea unor încălecărimajore ce se dezvoltă în acelaş sens cu subducţia, rezultând o supraîncălecare spre vorland. În cadrulacestor încălecări pot fi cuprinse şi roci crustale ale fundamentului, formând pânze de soclu chiar

pânze de obducţie (atunci când sunt antrenate por ţiuni de crustă oceanică).

Fig. 32 – Evoluţia marginii continentale în ciclul distensiv

b.3. Stadiul de coliziune determină închiderea bazinului remanent, depresionarea vorlandului şiinstalarea bazinelor de foreland (în care se produce sedimentarea de fliş şi molasă). Se produc noiîncălecări ale pânzelor, care conduc la îngroşarea scoar ţei. Arcul cutat împreună cu arcul insularformează catena montană. Ulterior se produce un vulcanism acid, diferit de cel bazic din fazeleanterioare(corpuri subvulcanice – granite, diorite, etc.).



155

Fig. nr. 33 – Stadiile ciclului compresiv Reading

c . Ciclul de reajustare izostazică. În stadiile târzii ale coliziunii au loc mişcări de echilibrareizostatică, blocurile ridicate putând genera alunecări gravitaţionale ale cuverturii, iar blocurilecoborâte dau naştere bazinelor intramontane, umplute cu molasă vulcanogenică şi arcoziană.

La sfâr şitul ciclurilor, zonele orogenice sunt alipite şi sudate la scuturile continentale vechi,rezultând procesul de continentalizare.

5.4.2. Bazinul de foreland

Ultima fază din evoluţia ariilor geosinclinale este caracterizată de trecerea de la bazinele relicterezultate în urma coliziunii, la aşa-zisele „bazine de foreland” (fig.34). Aceste bazine se formează după realizarea suturii majore (adică după consumarea în întregime a bazinului oceanic), pe zonacratonică (de platformă) antrenată în subducţie şi pe o por ţiune externă a prismei orogenice, noucreate, cu o formă alungită şi o lungime aproximativ egală cu a frontului orogenului şariat.

Din punct de vedere sedimentologic, în funcţie de zona de acumulare din bazin, se formează depozite carbonatice de platformă, depozite de fliş şi de molasă şi pelagice. Aceste depozite suntcaracteristice stadiilor de evoluţie ale bazinelor. Astfel se disting trei stadii:

- stadiul subcolmatat când se acumulează cu precădere sedimente de tip abisal şi hemipelagic,având sursa pe prisma orogenică;

- stadiul colmatat , cu o sedimentare de tip marin marginală;



- stadiul supracolmatat cu o sedimentare tipic continentală. În primele două stadii seacumulează sedimente de tip marin. Stadiul subcolmatat corespunde cu stadiul de fliş, iar celecolmatate şi supracolmatate cu stadiul de molasă.

În bazinul de foreland complet dezvoltat, proximal-distal (dinspre prisma orogenică spre larg)se recunosc patru depozone (zone de sedimentare cu caracteristici morfometrice şi poziţionalesimilare):

- depozona wedge-top, care se individualizează pe partea externă a prismei orogenice şariate,submerse;

- depozona avanfosă, reprezintă sectorul situat între fruntea prismei orgenice şariate şi domulflexural (forelbulge), cu lăţimi de 100-300 km şi cu o grosime a sedimentelor care poate depăşi 2-8km;

- depozona forebulge (domul flexural), reprezintă regiunea de boltire a marginii cratonice aavanfosei cu lăţimi de 60-470 km şi înălţimi de ordinul zecilor sau sutelor de metri;

- depozona backbulge este localizată în spatele domului structural, într-o poziţie distală înraport cu fruntea şariajului prismei orogenice şi este caracterizată de o rată mică de subsidenţă încomparaţie cu avanfosa şi deci şi grosimea sedimentelor ajunge la cca. 200 m.

Fig. nr. 34 – Sistemul bazinelor de foreland

geologia mediului - curs vi. elemente de tectonica globala

Documents