VI. ELEMENTE DE TECTONIC GLOBALPentru a putea parcurge cteva noiuni cu privire la conceptul de tectonic global i a le face inteligibile, este necesar mai nti s se cunoasc i s se fac distincia dintre diviziunile geomorfologice majore ale scoarei terestre i morfostructurile geologice care alctuiesc scoarele continentale, oceanice i intermediare. Diviziunile geomorfologice se refer la reliefurile terestre, adic la suprafaa topografic pe care o mbrac crusta terestr, descris n raport cu izohipsa de 0 m (nivelul topografic de baz), care reprezint nivelul oceanului planetar prelungit i n domeniul continental. n raport cu nivelul topografic de baz se descriu morfometric neregularitile scoarei folosind altitudinile i adncimile. Neregularitile suprafeei scoarei terestre descrise drept relieful terestru, se datoresc aciunii simultane a proceselor de dinamic intern (procese geotectonice) i de dinamic extern (atmosferice, hidrosferice i biosferice). Acestea nu acioneaz cu intensiti egale, ci n anumite spaii i n anumite perioade ale timpului geologic predomin un set sau cellalt de procese dinamice. Morfostructurile majore se refer la volumele de roci care alctuiesc scoara terestr i descriu structura blocurilor din scoar relativ omogene, cu privire la: tipurile de roci care alctuiesc crusta (magmatice, sedimentare, metamorfice), modul de aranjare a volumelor de roci unele n raport cu celelate, (tectonic, structuri orizontale, cutate, faliate, n pnze de ariaj, etc.), caracteristicile geodinamice i geofizice (stabilitate sau mobilitate geotectonic, seismicitate, magmatism i vulcanis m, etc.) i reflexul geomorfologic al acestora.

1. DIVIZIUNILE GEOMORFOLOGICE ALE SCOAR EISuprafaa Globului terestru cuprinde dou mari entiti fizice: uscatul i apa, respectiv continentele i oceanele. Repartiia ntre acestea, de 71% suprafee acoperite de apele marinoceanice i 21% uscat, este puin semnificativ din punctul de vedere al alctuirii scorei terestre, deoarece aceast limit depinde de volumul de ap n stare lichid existent pe Glob, ntr-o anumit perioad de ti mp geologic.

Fig. 6.1. Distribu ia procentual a diviziunilor geomorfologice majore ale Globului (din Bleahu, 1983)

141

Curba hipsometric cumulat pune n eviden repartiia procentual a marilor uniti geomorfologice ale reliefului terestru (relief de ordinul I), dup cum urmeaz: fundurile oceanice 50%, uscatul actual - 29% i marginile continentale (zona de trecere de la uscat la fundurile oceanice) - 21% (Fig. 6.1). Unitile geomorfologice de ordinul I, sunt caracterizate la rndul lor de un relief de ordin inferioar (II-V). Continentele i suprafeele insulare sunt alctuite din uniti geomorfologice de ordin inferior, dintre care aminti m: - cmpiile (cu altitudine de pn la 300 m) cu fragmentare vertical sub 100 m; - dealurile (altitudini de 300-1000 m), podiurile joase (cu altitudini sub 1500 m) i podiurile nalte (cu altitudini de peste 1500 m), cu o fragmentare vertical de 100 - 600 m; - munii (cu altitudini de peste 800-1000 m), cu o fragmentare vertical ce depete 600 m; - depresiunile care sunt zone joase n raport cu rama nconjurtoare, cu o altitudine mai ridicat. Marginile continentale sunt situate ntre linia rmului i fundurile oceanice propriu-zise i reprezint cca. 21% din suprafaa uscatului. Sunt alctuite din: - platforma continental sau elful (10,9% din suprafaa marginilor), cu o lime medie de 78 km, dar care poate i lipsi dup cum poate ajunge i la 1500 km lime, cu nclinri de sub 10 i care se afl la o adnci me de 20-500 m (n medie de 133 m); - taluzul continental (abruptul sau povrniul continental) face alturi de zona de piemont racordul cu fundul oceanic. Acesta are nclinri de la 1-20 (n faa unor mari fluvii) pn la 5,60 (n zonele tectonic active) i o li me medie de 20 km; - piemontul continental are limi de 100-1000 km i nclinri de 1% (0,50 ). Taluzul i piemontul continental este strbtut de numeroase canioane submarine (comparabile cu albiile marilor fluvii continentale), terminate prin delte submerse (fandelte), cu un rol foarte important n procesele de sedi mentare marin i de formare a unor roci sedimentare. Trecerea spre cmpiile abisale care aparin fundurilor oceanice se face direct sau, n 50% din cazuri, se interpun gropile abisale (fosele oceanice), cu adncimi ce depesc 6000-7000 m (peste 11000 m n Groapa Marianelor). Fundurile oceanice (50%) au o topografie complicat, fiind divizate ntr-o serie de uniti morfologice de ordin inferior: cmpii abisale i dorsale medio-oceanice strbtute de vile rift n partea median (Fig. 6.2).

Fig. 6.2. Unitile geomorfologice suprapuse zonelor structurale ale scoarei oceanice i intermediare (Sursa: http://www.wikipedia.org/)

142

- Cmpiile abisale ocup cea mai mare parte a suprafeei terestre (41%). Au un relief plat, pe care se dezvolt coline abisale (50-1000 m altitudine relativ), muni vulcanici submeri cu partea superioar retezat, denumii guyot, pe care se pot instala recifi coraligeni i insule vulcanice; - Dorsalele medio-oceanice sunt forme topografice pozitive, tectonic cu o foarte mare instabilitate, mai ales n zona central a riftului. Aici se ntlnete cea mai mic grosi me a scoarei (cca. 5 km), ceea ce indic o puternic ridicare a mantalei. Dorsalele medio-oceanice sunt ridicri ample, de 1000-3000 m nli me faa de cmpiile abisale limitrofe, cu o lime de 1500 - 4000 km. Acestea formeaz formeaz un complex geomorfologic care nconjoar practic ntreg Globul terestru, lungi mea lor total depind 80000 km. Partea central a dorsalelor poate fi ocupat de o zon longitudinal depresionar, suprapus sistemului de fracturi care comunic cu mantaua, denumit valea rift. Are li mi variabile (frecvent 20-30 km), diferene de nivel dintre punctele de maxim adncime de pe vale i cele situate pe munii marginali ce depesc 2000 m i o structur de o mare complexitate. Se deosebesc sisteme de fracturi ce comunic cu mantaua i de-a lungul crora circul spre suprafa materialul magmatic, terase cu limi de 5-15 km, abrupturi interne care flancheaz terasele i abrupturi externe care leag terasele de nlimile munior marginali. Vile sunt bine dezvoltate sau pot lipsi, n funcie de maturitatea bazinului oceanic. Acest element difereniaz bazinul atlantic de cel pacific. Riftul pacific a devenit inactiv datorit unei evoluii mai ndelungate n timpul geologic, valea a fost colmatat cu materiale magmatice, scoara acestui bazin fiind ntr-un proces de consum sub plcile eurasiatic, australo-indian i americane. Un element structural caracteristic dorsalelor (alturi de rifturi), care are efecte foarte importante structurale i morfologice, l constituie faliile transformante, perpendiculare pe direcia riftului, care decroeaz n plan orizontal diferitele comparti mente ale dorsalelor. Ocup cca. 9% din suprafaa Globului.

2. ISTORIA TECTONICII GLOBALE 2.1. Elaborarea teoriei derivei continentale (= driftul continental)Privind n istorie, se costat c ntrebarea Au fost unite cndva continentele?, a frmntat majoritatea exploratorilor nc din epoca marilor descoperiri geografice, ceea ce face ca germenele tectonicii globale s fie foarte vechi. Ideea conform creia continentele nu au avut aceeai poziie n decursul istoriei sale geologice, dateaz nc din 1596, cnd cartograful Abraham Ortelius, n lucrarea Thesaurus Geograficus, sugera c Americile au fost rupte din Europa i Africa de ctre cutremure i inundaii, ..... iar vestigiile rupturii se prezint singure, dac cineva ar privi o harta a continentelor i ar analiza coastele celor trei continente. Aceast observaie a fost fcut i de Francis Bacon (1620) n Novanum Organum, unde remarca paralelismul rmurilor Americii de Sud cu cele ale Africii, iar Francois Placet a sugerat c Lumea Veche i Lumea Nou au fost separate dup Potop. Mai trziu, Theodor Lilienthal (1756) folosete argumente biblice pentru a justifica existena unui singur uscat primitiv, condiie n care Atlanticul ar reprezenta valea unui fluviu uria peste care a cltorit arca lui Noe. Printre primele reconstituiri paleogeografice i paleoecologice se numra cele ale lui Antonio Snider-Pelligrini i J. H. Pepper. Antonio Snider-Pelligrini (1858), n lucrarea Creaia i misterele ei dezvluite a descris complementaritatea rmurilor continentelor din jurul Atlanticului i ntocmete i o prim schi n acest sens, iar n 1861, J. H. Pepper folosete informaiile lui Snider n ncercarea de a explica prezena florelor fosile carbonifere similare, situate de o parte i alta a Atlanticului (din Europa si America de Nord) (Fig. 6.3). Dup 1900 au fost implicai geofizicieni i fizicieni alturi de geologi, n explicarea structurii scorei terestre i a geodinamicii acesteia. Astfel, Emil Argand (1922), n Tectonica Asiei explic formarea munilor Asiei prin alunecarea Gondwanei spre Europa, prin comprimarea sedi mentelor din Marea Tethys, iar Rudolf Staub (1928) presupune c Africa s-ar fi deplasat cel puin 1500 km, nclecnd Europa i c Asia ar fi intrat n coliziune cu India.143

Mai trziu, i aduc contribuii A. L. du Toit (1927, 1937), care pe baza dovezilor culese din Africa de Sud dezvolt teoria driftului (= deriva continental), G. A. F. Molengraaf (1928) evideniaz dorsala atlantic n urma rezultatelor obinut cu expediia Meteor, J. Joly (1928) care explic formarea catenelor muntoase n legtur cu radioactivitatea (n cicluri termale), O. Ampferer (1906) i D. Griggs (1939) creioneaz sistemul de curenii i celule de convecie din manta, iar Arthur Holmes (1928, 1930, 1931, 1945) explic pe seama teoriilor de mai sus deplasarea blocurilor crustale, prin fore interne ale Pmntului.

Fig. 6.3. Reconstrucia lui Antonio Snider-Pelligrini din 1858, care ulterior a fost folosit de Pepper n 1861 pentru a explica similitudinea fosilelor carbonifere aflate n depozitele litologice de o parte i alta a Atlanticului (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

Ideea driftului continental a fost exploatat sistematic de ctre meteorologul german Alfred Lothar Wegener, care n dou articole publicate n 1915 si 1924 face cunoscut teoria derivei continentale. Alfred Wegener a emis pentru acea vreme cel mai amplu eafodaj de argumente pentru susinerea acestei teorii: de ordin morfologic, geologic, paleontologic, biologic paleoclimatic, determinnd o dezbatere ampl n lumea naturalitilor i cu implicaii majore n evoluia tiinelor naturii. n teoria sa Wegener ia ca punct de plecare un continent unic, Pangaea (pmntul general) n care asambleaz, conform rmurilor actuale, toate uscaturile mari. El era nconjurat de oceanul mondial, ce facea o mas unic, Panthalassa (marea general). Continentul era separat n dou de un bra de mare de mic adncime, Marea Tethys, care corespundea ca amplasament actualei Mediterane i lanurilor de muni tineri ce brzdeaz Europa i Asia. Pangaea a nceput s se scindeze n Jurasic, n mai multe blocuri ce au alunecat divergent. Americile s-au desprins de Europa i Africa i au alunecat spre vest, deschiznd Oceanul Atlantic ncepnd din sud. n micarea sa spre vest, blocul american a generat lantul montan andin. Scindarea n estul continentului Pangaea a debutat tot n Jurasic, prin separarea Madagascarului i apoi a Indiei, care n deplasarea spre nord a intrat in coliziune cu blocul asiatic, formnd lanul montan himalaian. Australia cu Noua Zeeland care sunt unite printr-un soclu continental comun, au alunecat spre vest, ceea ce a dus la formarea lanului muntos alpin al Noii Zeelande. Ulterior, Australia a avansat spre nord, separndu-se de Noua Zeeland i formnd lanurile de muni ai Noii Caledonii. Prin alunecarea spre nord a Australiei a rmas n urm Antarctida, constituind un continent separat. n acest timp i Eurafrica a alunecat spre est, contribuind la deschiderea atlanticului. Deficiena principal a acestei teorii const n lipsa unor explicaii adecvate pentru forele care susin mecanismul derivei continentale. Aa cum se ntampl de obicei, teoria a fost respins de lumea tiinific a momentului, Wegener dedicndu-i restul vieii pentru cutarea de noi dovezi n sprijinul teoriei sale. Moartea sa survine n 1930, n timpul unei expediii n Groenlanda.

144

Dovezile care luate n considerare pentru susinerea teoriei i completate ulterior sunt de ordin morfologic, geologic, paleontologic, biologic, paleocli matic i geodezic. a. Dovezile morfologice se bazeaz pe faptul c uscaturile au terminaiile rsucite n sens invers al micrii, ca o consecin a ntrzierii alunecrii (Tara de Foc, Florida, ara lui Graham spre est; capetele Noii Zeelande, insulele japoneze spre vest). Prin alunecare, continentele au lsat un tren de insule n urm, rupte i prsite pe drum: Antilele de America, Filipinele de ctre Asia n alunecarea spre vest, etc. b. Dovezile geologice - se bazeaz pe asemnrile structurale i litologice ale teritoriilor din cele dou pri ale Atlanticului (Fig. 6.4; 6.5). - lanurile de muni ale Africii, din zona Capului, cu cele din zona Buenos Aires; - platoul gnaisic necutat african cu cel similar brazilian; - rocile eruptive africane cu cele sud-americane, ntre care cel puin 5 termeni identici; - sursa sedimentelor Forma iunii de Roraima, cu diamante n partea inferioar (conservat n Guyana, America de Sud), este plasat n Africa;

Fig. 6.4. Similitudinea litologic din sud-estul Brazilei i sud-vestul Africii pn acum 100 mil. ani (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

145

- seriile Karroo (Africa) cu Santa Catharina (America de Sud); - cutele hercinice ale Antiatlasului, cele hercinice ale Bretaniei i structurile caledonice ale Scandinavei, se prelungesc spre vest, dincolo de Atlantic, n Terra Nova i Canada (caledonidele canadiene), iar scutul Scoiei se prelungete n Labrador; - similitudinile dintre sudul Africii i Madagascar, ntre Madagascar i India i ntre ndia i Australia.

Fig. 6.5. Corelarea catenelor caledonice i hercinice de o parte i alta a Atlanticului de Nord i corelarea Formaiunii de Roraima n America de Sud i Africa i a rmului Mrii siluriene (n stnga) (n dreapta) (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

c. Dovezi paleontologice sunt cele mai convingtoare i pn la teoria derivei repartiia diferitelor faune fosile, nu a putut fi explicat mulumitor. S-au presupus puni de legtur ntre continente n lungul crora au migrat faunele terestre sau epicontinentale. Wegener stabilete pe vrste gelogice, elementele comune faunistice ntre diverse uscaturi: Africa i America de Sud, Madagascar i India, Europa i Africa de Nord, Australia i India, Madagascar i Africa. De exemplu sa descoperit reptila fosil Lystrosaurus, n depozite permiene continentale (tilite), n sudul Africii, sudul Indiei, Antarctica, reptil adaptat la viaa de uscat. Rezultatul este urmtorul: - pn n Triasic exist o perfect concordan a repartiiei faunelor, pentru ca apoi s se ivesc deosebiri majore ntre continente; - n Jurasic, ntre America de Nord i Europa; - n Cretacic, apar diferene ntre America de Sud i Africa; - n Eocen, ntre Madagascar i India, etc. d. Dovezi biologice sunt o prelungire a celor paleontologice, n domeniul florei i faunei actuale: - inexistena mamiferelor superioare n Australia, care demonstreaz c separarea acestuia a avut loc nainte de Eocen; - viermii oligochei care au o repartiie gondwanian, etc. e. Dovezi paleoclimatice sunt convingtoare deoarece n acest caz nu sunt posibile interpretrile prin existena punilor continentale (Fig. 6.6; 6.7). Astfel: - n Permian a existat n emisfera sudic o puternic perioad glaciar, care a lsat urme n America de Sud, Africa, sudul Indiei i Australia, ceea ce face imposibil de imaginat o calot glaciar,146

n jurul unui pol sudic care s le fi afectat simultan rezult poziia polului sud ntr-un continent sudic, unic, Gondwana (ceea ce face posibil geometria morenelor permiene n emisfera sudic); - flora carbonifer (de tip tropical) desfide trasarea unui ecuator unic n condiiile repartiiei actuale a continentelor, dar face posibil acest lucru n condiiile unui continent unic Pangaea; - repartiia depozitele saline reclam trasarea unui continent unic, nainte de Triasic;

Fig. 6.6. Distribuia unor depozite care reclam condiii paleoclimatice specifice, rezultat dup asamblarea continentelor potrivit teoriei derivei continentale (Din Bleahu, 1983). (Gl depozite glaciare; Gy gips; S roci saline; C crbuni; D deerturi; punctat zone deertice)

- flora cu Glossopteris (gimnosperm primitiv) care este de climat temperat i dispare la sfritul Paleozoicului, are o repartiie n jurul polului sud.

Fig. 6.7. Repartiia actual a florei laurasiene i gondwaniene i a foraminiferelor tethysiene, care dup aplicarea derivei continentale ocup un spaiu unitar (Din Bleahu, 1983).

147

f. Dovezile geodezice sunt neconcludente (msurtori a diferenelor de latitudine i longitudine ale Groenlandei, Africii i Europei). Printre adversarii teoriei se numra i Sir Henry Jeffreys (The Earth Pmntul, 1959), care afirma despre teoria derivei c este insuficient i calitativ inaplicabil. Ea este o explicaie care nu explic nimic din ceea ce vrea s explice. Contraargumentele diverilor cercettori se refer, printre altele, la faptul c: - liniile de separaie n cazul micrilor de la poli la ecuator ar trebui s fie latitudinale i nu meridiane, precum n cazul Atlanticului; - fora de ntrziere provocat de maree ar trebui s determine o micare invers a Americii de Sud; - diferenele ntre mrimea forelor care provoac translaia continentelor americane (1/100000 dyne/cm2) i cele care pot provoca cutarea lanului andin (109 dyne/cm2); - obiecii de ordin biologic, etc.

2.2. Argumentele geofizice care sus in conceptul tectonicii globaleUlterior apariei teoriei derivei continentale, n special dezvoltarea oceanografiei i metodelor de investigare geofizic, au permis culegerea unor date paleomagnetice, seismice, privind topografia bazinelor oceanice, etc., ceea ce a condus la dezvotarea unor teorii suplimentare care au fundamentat conceptul tectonicii globale. a. Descoperirea topografiei bazinelor oceanice Pn n 1920 morfologia fundului oceanic se trasa cu ajutorul firului cu plumb. Pri mele msurtori sistematice s-au fcut cu ocazia expediei tiinifice realizate cu nava Challanger (18721876), ntr-o croazier de peste 111000 km, cnd ncepe s se contureze dorsala medio-atlantic. Expediiile care au urmat au avut ca rezultat: cartografierea a peste 80000 km din dorsalele medio-oceanice, descoperirea rifturilor, descoperirea foselor, de ex. Groapa Challanger (Mariane) a fost explorat cu batiscaful Trieste, care n 1960 atinge11034 m, zonele de fracturi transversale pe rif, denumite falii transformante (= falii de transformare), munii de tip guyot (Henri Hess, 1946). Folosind datele geofizice obinute n expediiile oceanografice ntreprinse, s-a descifrat structura fundurilor oceanice i caracteristicele geofizice ale oceanelor: seismicitatea, cmpul gravitaional, cmpul magnetic, fluxul termic, etc., a cror distribuie este n strns legtur cu aliniamentele de limite ale plcilor tectonice i cu morfostructurile majore ale scorei. b. Descoperirea paleomagnetismului nceputurile cunoterii cmpului magnetic terestru i folosirea acestuia n activitile sociale ine de China de la nceputul erei noastre cnd se descoper busola. Prima ncercare de modelare a cmpului magnetic terestru ine activitatea lui W. Gilbert (1600), care vorbete pentru prima dat de cmpul magnetic terestru, asimilnd globul terestru cu un magnet uria i construiete Terrella (glob terestru n miniatur). Cu Gelibrand (1634) se vorbete despre elementele cmpului magnetic, acesta descoperind c declinaia magnetic a Londrei variaz148

regulat, fenomen denumit ulterior variaie secular. Astfel s-a stabilit c polul nord magnetic migreaz spre vest, cu 0,180 de longitudine ceea ce presupune c o rotaie complet are loc la 2000 ani, rezultnd inversiunele de cmp magnetic. Mai trziu se stabilete i variaia nclinaiei magnetice cu latitudinea i a intensitii acesteia. Pornind de la variaia secular s-au ntoc mit hrile cu izolinii de egal valoare a variaiei seculare, care se numesc hri izoporice. Prin cercetrile geofizicienilor i fizicienilor, s-a demonstrat c rocile pstreaz un magnetism fosil, denumit magnetism remanent, dobndit n timpul formrii rocilor. Elementele cmpului magnetic fosil pot fi msurate, putndu-se stabili n corelaie cu vrsta rocilor poziia polilor magnetici la un moment dat n scara cronostratigrafic. E. C. Bullard (coala de la Londra) i S. K. Runcorn (coala de la Newcastle) cerceteaz magnetismul remanent (capacitatea rocilor de a fixa cmpul magnetic fosil), ntocmind una din scrile cronomagnetice n care sunt marcate intervalele de timp geologic n care polaritatea cmpului magnetic este normal (n sensul actual al dispunerii polilor i liniilor de for ale cmpului magnetic) sau invers (schimbarea polilor magnetici datorit variaiei seculare). Msurtorile geofizice ale cmpului remanent din scoara fundurilor oceanice au artata o dispunere simetric a benzilor cu polaritate normal i invers n raport cu rifturile oceanice, primele dou benzi care flancheaz riftul avnd cmpul magnetic aorientat n sensul actual. Pornind de la aceast constatare s-au creionat teoria expansiunii fundurilor oceanice i deschiderii bazinelor oceanice (Henri Hess i Robert S. Dietz, 1960) i s-a esti mat rata de expansiune i viteza relativ de micare a plcilor tectonice.

Fig. 6.8. Relaia dintre nclinaia magnetic i latitudine n cazul cmpurilor magnetice normale i inverse

Pornind de la informaiile de mai sus s-au ntocmit programe de cercetare pentru msurarea i cartografierea migraiei polilor magnetici de-a lungul ti mpului geologic. Asemenea programe s+au desfurat complementar, pe de o parte, n Europa i America de Nord i pe de alt parte n America de Sud i Africa, reyultnd hri cu migrarea polilor magnetici. Analiznd curbele se constat o alur asemntoare ntre cele din emisfera nordic i cele din emisfera sudic, iar prin micarea blocurilor continentale conform principiilor cinematice de micare a plcilor, curbele se suprapun perfect, constituind nc un argument pentru deriva continental.

149

Fig. 6.9. n stnga: alternana benzilor de polaritate magnetic normal cu cle cu polaritate invers n bazinul oceanic i proporionalitatea dintre limea acestora i timpul lor de formare; n dreapta: Scara cronozonelor de polaritate magnetic pentru ultimii cinci milioane de ani (http://palaeos.com)

Fig. 6.10. Curbele de migraie a polilor magnetici de-a lungul timpului geologic msurai n emisferele nordic i sudic (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

150

Fig. 6.11. Suprapunerea curbelor de migraie a polilor magnetici determinate n America de Sud i Africa, n urma deplasrii continentelor conform derivei continentale (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

c. Seismicitatea globului Studiul propagrii undelor seismice prin diferite medii solide i lichide au condus la progrese spectaculoase n cunoaterea structurii interne a Globului terestru, structurii geologice al scoarei, precum i legtura dintre aliniamentele de limit ale plcilor tectonice i zonalitatea seis mic pe Glob (6.12; 6.13, 6.14).

Fig. 6.12. Structura intern a Pmntului i modul de propagare a undelor seismice P i S

151

Fig. 6.13. Vitezele undelor seismice n litosfer i mantaua superioar (Sursa: palaeos.com/)

Fig. 6.14. Distribuia cutremurelor de pmnt n strns legtur cu aliniamentele de subducie i rifturile oceanice. Seismele de adncime mare i medie se dispun n lungul zonelor de subducie, la marginile continentale, iar cele de adncime mic urmresc rifturile din partea median a bazinelor oceanice

d. Argumente gravimetrice i de cmp teluric S-a argumentat c dac Globul ar fi alctuit din geosfere concentrice omogene din punct de vedere al distribuiei densitii n tot cuprinsul lor, atunci la suprafa am avea o singur valoare a cmpului gravimetric. n realitate avem de a face cu geosfere foarte eterogene, alctuite din corpuri cu densiti foarte diferite, ceea ce conduce la valori foarte diferite ale cmpului gravimetric real msurat la suprafa. Acestea se plaseaz de o parte sau alta a curbei cmpului calculat n cazul unor geosfere omogene. Abaterile nregistrate au fost denumite anomalii gravimetrice pozitive sau negative i depind de densitatea rocilor care constituie scoarele i de adncimea la care se gsete mantaua n raport cu suprafaa terestr. Astfel s-a constatat c deasupra marilor aliniamente de fose oceanice se nregistreaz anomalii negative datorit coborrii la adncime a mantalei i umplerii depresiunilor cu sedi mente cu densiti mici, iar deasupra rifturilor, unde materialul din manta este foarte aproape de152

suprafa i, n plus, rocile bazaltice care alctuiesc dorsalele au densiti mai mari dect rocile sialice ale crustei continentale, se nregistreaz anomalii pozitive (Fig. 6.15).

Fig. 6.15. Variaia cmpului gravimetric deasupra foselor oceanice (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

n ce ce privete cmpul termic teluric al Pmntului, problema se pune n eaceei termeni ai omogenitii sau neomogenitii geosferelor interne i distribuiei surselor de energie termic n adncime. n pus se iau n calcul aliniamentele de fracturi custale pe care se poate realiza un flux termic sporit spre suprafa. Astfel, n zonele de subducie avem un deficit de flux termic datorit, pe de o parte, consumului de cldur de ctre procesele de transformare i topire a scoarelor aflate n subducie i, pe de alt parte, datorit cderii la adncimii mari a mantalei. n schimb, n zonele rifturilor oceanice, ascensiunea permanent de magme din manta spre suprafa conduce la creterea valorilor fluxului termic, peste cea calculat (Fig. 6.16).

Fig. 6.16. Curba fluxului termic msurat pe un profil transversal n bazinul oceanic (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

153

3. CONCEPTUL TECTONICII GLOBALEn domeniul tiinelor geologice, discuia privind importana i utilitatea tectonicii globale a devenit superfluu, constituid o baza pentru cunoaterea att fundamental n domeniu ct i n tiina aplicat. Practic, acest concept reprezint o sum de teorii care explic formarea catenelor orogenice, deschiderea i nchiderea bazinelor oceanice, distribuia zonelor seismice i centurilor vulcanice pe glob, distribuia zcamintelor minerale n scoar, dispariia unor grupe de veuitoare de-a lungul timpului geologic, etc.

3.1. Plcile tectonicen urma studiilor oceanografice, geofizice i geologice, completate de modelri electronice, n 1968 se pun bazele teoriei plcilor tectonice de ctre Jason Morgan, McKenzie i Parker, Xavier Le Pichon, alturi de Bryan Ysacks, Jack Oliver i Lynn Sykes, care demonstreaz c litosfera este segmentat n blocuri crustale denumite plci tectonice, aflate n micare pe o sfer. 3.1.1. Limitele i alctuirea plcilor tectonice Plcile tectonice sunt blocuri crustale de dimensiuni diferite ale litosferei, aflate ntr-o continu dinamic i sunt deli mitate de mari aliniamente de fracturi, cu roluri i funcii geodinamice diferite. Astfel s-au identificat urmtoarele limite ale plcilor tectonice (Fig. 6.17; 6.18): - limite divergente sunt reprezentate de aliniamentele de rift, localizate n partea median a dorsalelor medio-oceanice i de-a lungul crora magmele din manta ajung la suprafa. Sunt zonele n care se formeaz scoara oceanic i n acelai timp se produce deplasarea divergent a plcilor, asigurndu-se expansiunea fundului oceanic i dezvoltarea bazinelor oceanice;

Fig. 6.17. Riftul Mrii Roii, care separ placa african de placa arabic si se continu spre nord cu grabenul Marea Moart i spre sud cu riftul continental Est-African (dup Frostick, 2005, Elsevier Ltd.; Sursa: http://www.wikipedia.org/)

154

Fig. 6.18. Limitele plcilor tectonice (Sursa: http://palaeos.com)

- limite convergente sunt aliniamentele de subducie marcate de fosele oceanice i n lungul crora se produce afundarea (= subducia) plcilor tectonice una sub alta, de-a lungul unor plane denumite plane Benioff. Lungimea pe nclinare a planelor Benioff poate ajunge la 700 km. n zonele de subducie se produce consumul sau transformarea scoarelor oceanice i a pturii sedimentare acumulate n bazinul oceanic (Fig. 6.18; 6.19);

Fig. 6.19. Contactul colizional dintre dou plci tectonice printr-un plan de subduc ie i procesele morfo-tecto-litologice asociate (Dup Kendall, 2005)

155

- limite transformante sunt fracturi crustale perpendiculare pe rifturi, denumite falii transformante. n lungul acestor plane tectonice compartimentele din scoar se deplaseaz unele n raport cu altele n plan orizontal, fr a se produce sau consuma scoar, ci numai o transformare cataclastic a acesteia (Fig. 6.18). De reinut faptul c ntre tipul de scoar i plcile tectonice nu se pune semnul de egalitate, acestea putnd fi alctuite din scoar continental i oceanic (de ex. plcile americane), numai continental (de ex. microplaca Mrii Negre) sau numai oceanic (de ex. mezoplcile Nazca, Cocos, etc.). 3.1.2. Micarea plcilor i modaliti de determinare a vitezei relative de expansiune a bazinelor oceanice Pentru modelarea micrii plcilor tectonice s-a plecat de la teorema lui Euler care spune c pe o sfer orice deplasare se face printr-o rotaie n jurul unui pol de rotaie, denumit pol eulerian i care, n cazul plcilor tectonice, nu se suprapun cu poli de rotaie ai Pmntului. Mai mult, fiecare plac are un pol propriu de rotaie i n raport cu polii eulerieni s-au trasat meridiane i paralelele de rotaie, care nu se suprapun n mod obligatoriu peste reeaua geografic. S-a constatat c, pstrnd viteza ungiular constant, viteza de deplasare a plcilor este nul la poli i maxi m pe ecuatorul reelei euleriene. De asemenea s-a observat c rifturile se dispun pe meridiane, faliile transformante pe cercurile paralele i aliniamentele de subducie sub un unghi oarecare fa de meridiane i parale (Fig. 6.20).

Fig. 6.20. Dispunere elementelor reelei euleriene i a limitelor plcilor tectonice n raport cu acestea (din Bleahu, 1983)

n ce privete mecanismul de deplasare a plcilor litosferice (tectonice) un rol important l-au avut Henri Hess i Robert S. Dietz (1960 ; Univ. Princeton respectiv Lab. Naval de la San Diego), care lund n calcul concluziile cercetrilor lui J. Joly (1928) privind rolul radioactivitatii in formarea catenelor montane, O. Ampfferer si D. Griggs (1939) i Arthur Holmes (1945) care descriu curenii de convectie i celulele de convectie din manta, E. C. Bullard si S. K. Runcorn (1950) care pun n156

eviden paleomagnetismul fundurilor oceanice, etc., au explicat deplasarea fundurilor oceanice dinspre zonele de rift spre zonele de subducie pe modelul covorului rulant. Micarea ar fi susinut de celulele de convecie formate din cureni ascendeni n zona rifturilor, care ajuni la baza litosferi sufer un proces de racire i cretere a densitii ceea ce determin, mai nti, o deplasare lateral i apoi o cdere n straturile mai adnci ale mantalei. Aici, datorit proceselor termice, sunt dirijai din nou spre suprafa, pe zonele de minim presiune din zona rifturilor (Fig. 6.21; 6.22).

Fig. 6.21. Curentii de convectie si celulele de convectie (dup O. Ampfferer si D. Griggs, 1939; Arthur Holmes, 1945)

Fig. 6.22. Mecanismul deplasrii plcilor tectonice explicart prin rolul curenilor i celulelor de convecie, vzut ntr-o seciune ecuatorial (Dup Bleahu, 1983)

157

Viteza relativ de expasiune a fundurilor oceanice i de deplasare a plcilor tectonice de deplasare se poate determina pornind de la variaia secular i limea benzilor cu polaritate invers de pe fundurile bazinelor oceanice (Fig. 6.23; 6.24).

Fig. 6.23. Dispunerea simetric a benzilor de polaritate magnetic diferit n scoarele oceanice i limea variabil n funcie de rata de expasiune a fundurilor oceanice (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

Fig. 6.24. Viteza de expansiune a bazinelor oceanice estimat n funcie de limea benzilor de polaritate diferit (dup D.H i M.P. Tarling, 1978)

158

3.1.3. Tipurile de placi tectonice i distribuia plcilor teconice Clasificarea plcilor tectonice se poate face dup mai multe criterii, de ex. n funcie de tipurile de scoar care alctuiesc blocurile crustale sau dup dimensiunea acestora. Un criteriu uzual l reprezint dimensiunea acestora, deosebindu-se macroplci, mezoplci, microplci i nanoplci (= blocuri tectonice) (Fig. 6.25). Modelul cel mai vehiculat n prezent cuprinde 7 plci majore (macroplci), cu dimensiuni de 107-108 km2 (Eurasiatic, Antartic, Australo-Indian, Nord-American, Sud-American, Pacific i African), 8 plci intermediare (mezoplci), cu suprafee de 106-107 km2 (Filipine, Arab, Nazca, Cocos, China, Caraibilor, Noua Scoie, Iran) i 20 de plci mici (microplci), cu suprafee de 105-106 km2, care nu sunt precis determinate i cu o micare foarte rapid (de ex. Turc, Egeean, Adriatic, Euxinic, Apulian, Vanuatu, Noua Guinee, Tonga, etc.) (fig. 16). Macroplcile i mezoplcile sunt deli mitate de regul de rifturi (limite divergente), fose (zone de subducie; limite convergente) i falii transformante, iar microplcile pot fi delimitate i de sisteme de falii crustale. n funcie de micarile plcilor litosferice controlate de dinamica intern a Pmntului, la limita acestora au loc procesele majore care conduc la creerea (formarea rocilor magmatice i metamorfice)/consumul de scoar, formarea catenelor orogenice i sudarea acestora la zonele cratonizate. Pe aceast cale se formeaz marile suprafee de uscat (nucleele continentale) i marile zone depresionare acoperite de ape (bazinele marin-oceanice).

Fig. 6.25. Distribuia plcilor litosferice (tectonice) pe suprafaa Globului (din M. Bleahu, 1983) (Configuraia cinematic actual cu separarea principalelor plci dup Le Pichon, 1973. Cu majuscule sunt indicate cele ase plcimari utilizate de Le Pichon n primul calcul cinematic: EURASIA, CHINA, AFRICA, ANTARCTICA, PACIFIC, AMERICANE; Haurat sunt figurate cele ase plci adiionale utilizate de Morgan: Arabia, Somalia, Filipine, Nazca, Cocos, Caraibelor; Cu litere mici i linii indicatoare nou microplci identificate, dar neluate n considerare n calculul cinematic: Adriatic, Egeean, Turc, Iranian, Vanuatu, Tonga, Noua Scoie, Rivera, Juan de Fuca. Sgeile reprezint vectorii de micare relativ cu lungimi proporionale cu viteza de micare: de ex. 2 = viteza relativ a plcii n punctul figurat n cm/an)

Dup formarea domeniilor continental i marin-oceanic, are loc o continu echilibrare gravitaional sub aciunea factorilor externi, n sensul distrugerii formelor pozitive de relief i colmatarea cu materialul rezultat a zonelor depresionare. Acest flux de material are loc att ntre suprafeele continentale i cele marin-oceanice, ct i n interiorul continentelor sau bazinelor oceanice, prin transportul din zonele nlate spre bazinele depresionare (pe continent dinspre catenele orogenice spre bazinele lacustre, palustre,etc.; n bazinul oceanic dinspre dorsalele medio159

oceanice i cordiliere spre fose i cmpiile abisale, etc). Datorit acestui proces de factur mecanic, dublat de precipitarea chi mic-biochi mic, bioconstrucie i bioacumulare, n bazinele marin-oceanice, lacustre i palustre iau natere majoritatea rocilor sedimentare. Deci procesele de formare i consum de scoar, de formare a catenelor orogenice i evoluia spre zonele de platform, distribuia uscatului continental i a bazinelor marin-oceanice, sunt controlate de dinamica plcilor tectonice (litosferice). Aceste procese, datorate dinamicii interne a Globului terestru, condi ioneaz evoluia bazinelor marin-oceanice, n care se pot selecta zonele mobile de tip geosinclinal i din care mai trziu evolueaz catenele orogenice. 4. FORMAREA BAZINELOR OCEANICE I CATENELOR OROGENICE PRIN PRISMA TECTONICII GLOBALE Conform teoriilor clasice, evoluia scoarei terestre era legat de apariia unor mari zone subsidente (depresionare) care se transformau ulterior n bazine marin-oceanice, denumite geosinclinale (Hall, 1859; Dana 1873). Acestea s-ar fi format, n prima faz, sub aciunea greutii sedi mentelor acumulate i a unor fore tangeniale de compresiune din scoar. Geosinclinalele erau considerate ariile din care luau natere catenele orogenice (lanurile montane), ntr-o succesiune de faze. n acest sens, G. Termier (1960), stabilete urmtoarea succesiune: - faza de litogenez se formeaz bazinul depresionar n care se acumuleaz sedimente cu grosimi din ce n ce mai mari, apare un magmatism bazic pe fundul bazinului i n partea final a acestei faze, sedimentele sunt cutate, se produc fenomene incipiente de ridicare a bazinului (fr a depi nivelul oceanic) i un magmatism acid (granitic); - faza de orogenez acum predomin micrile de cutare, nlare i se produce inversiunea reliefului, care transform zona de sedimentare n caten orogenic; - faza de glitopgenez ncepe dup exondarea catenei montane (nlarea catenei deasupra nivelului marin), iar acum acioneaz preponderent forele datorate dinamicii externe (eroziunea eolian, fluvial, marin, etc.), care transform regiunea montan ntr-o vast peneplen, evolund spre zone cratonizate (rigide, stabile) de tip platform sau scut. Aceast teorie nu putea explica n totalitate structurile orogenice din punctul de vedere al distribuiei tipurilor litologice n catene, caracterelor structurale, mecanismelor de formare i forelor implicate n procesele orogenice. Majoritatea acestor neajunsuri au fost rezolvate odat cu cercetarea fundurilor bazinelor oceanice i elaborarea teoriilor care constituie conceptul de tectonic global.

4.1. GeosinclinalulGeosinclinalele sunt considerate zone mobile instalate n domeniul marin-oceanic, n care se acumuleaz stive groase de sedimente marine ce vor fi deformate i ridicate ca lanuri montane. Ulterior, acestea vor fi sudate la ariile cu regim cratonic, de platforme rigide. n aceast concepie un geosinclinal va evolua n trei etape: etapa de sedimentare, etapa de orogenez (alctuit din faza de tectogenez, cnd se produce cutarea sedimentalor i faza de morfogenez, cnd are loc inversiunea de relief) i etapa de ajustare izostatic. Conceptul clasic distinge trei perioade de evoluie a geosinclinalelor: perioada geosinclinal, perioada tardigeosinclinal i perioada postgeosinclinal. Perioada geosinclinal cuprinde stadiul de individualizare, cnd se iniiaz formarea bazinului i apar un an denumit eugeosinclinal (cu scoar oceanic) i unul denumit miogeosinclinal (cu scoar continental), stadiul de dezvoltare, cnd se depun sedi mente pelagice (de adncime) pe scoar oceanic (si matic) i stadiul orogenic, cnd ncepe sedi mentarea de tip fli i apariia cordilierelor (forme pozitive submerse care separ mai multe bazinete de sedimentare n bazin). n primele dou stadii geosinclinalul evolueaz ntr-un regim expansiv (bazinul crete n lime) iar n ultimul, ntr-un regi m compresiv. Perioada tardigeosinclinal corespunde cu transformarea geosinclinalului n caten montan, prin inversiuea reliefului (morfogeneza). Apele sunt mpinse spre bordura catenei unde se instaleaz160

bazinul de avanfos. n acesta se acumuleaz sedimentele imature de tip molas i are loc un magmatism litogen acid, mai ales andezitic. Perioada postgeosinclinal este caracterizat de o reajustare izostatic, fiind nsoit de un magmatism bazic final (tardorogenic). Din punct de vedere al sistematicii geosinclinalelor se disting ortogeosinclinale (geosinclinale adevrate), caracterizate prin deformai de tip alpin, din care se formeaz lanurile muntoase, clasificate n eugeosinclinale cu efuziuni ofiolitice preorogenice, granite sinorogene i andezite postorogenice i miogeosinclinale, fr roci eruptive i parageosinclinale din care nu se formeaz catene montane, fiind caracterizate prin falieri n blocuri. Conceptul tectonicii globale trateaz problematica geosinclinalului n corelaie cu dinamica plcilor litosferice i a proceselor care au loc la contactul acestora. n aceast idee, sedimentarea, structura i morfogeneza unei catene orogenice (= caten montan n sens restrns) este asimilat ciclurilor de deschidere i nchidere a bazinelor marin-oceanice. Din punctul de vedere al sistematicii geosinclinalelor se rein doar termenii de eugeosinclinal (corespunde bazinelor oceanice cu scoar simatic) i miogeosinclinal (bazine care evolueaz pe scoar continetal). n funcie de caracteristicele dinamice ale bazinelor se separ geosinclinale de tip Atlantic (caracterizate prin procesul de divergen a plcilor n zona riftului i cu margini continentale pasive, fr zone de subducie active), geosinclinclinale de tip Pacific (caracterizate zonelor de convergen a plcilor, cu dorsale cu rifturi inactive i zone de subducie active) i geosinclinale de culisare (formate n legtur cu faliile transcurente, n domeniile continentale). Din categoria geosinclinalelor, cele colizionale (care aparin tipului Pacific) sunt cele care genereaz catene orogenice (lanuri montane). Evoluia geosinclinalelor colizionale i formarea catenelor orogenice prin pris ma tectonicii globale presupune urmtoarele stadii: riftare intracontinetal (rifting), generare de scoar oceanic (spreading), subducie i coliziune. Unul din cele mai utilizate modele pentru explicarea evoluiei geosinclinale (a scoarei terestre n ansamblu) este modelul Wilson-Reading. n acest caz, o caten montan se formeaz n mai multe faze (stadii) grupate n trei cicluri: ciclul de distensiune (ciclul Wilson, 1966), ciclul de compresiune (ciclul Reading, 1978) i ciclul de echilibrare izostatic. a. Ciclul Wilson (1966) = de distensiune . Trsturile majore tectonice i sedimentare ale unor lanuri orogenice pot fi raportate ciclului de deschidere i nchidere oceanic, care conduce la coliziune continental. n istoria geologic a formrii i evoluiei unei margini continentale, care reprezint o zon cu mare mobilitate tectonic, asimilat unui geosinclinal vechi, se pot recunoate mai multe stadii de evoluie, comparabile cu stadiile clasice. a.1. Stadiul de rift continental (etapa vale de rift de tip african) (procese de rifting), este caracterizat prin formarea unei structuri complexe de distensiune de tip graben, n care se acumuleaz depozite vulcanogen-sedimentare, lacustre i evaporite. Corespondentul actual al acestui stadiu l reprezint sistemul de rifturi est-africane (Fig. 6.26).

Fig. 6.26. Evoluia marginii continentale n ciclul distensiv

a.2. Stadiul de tip Marea Roie (procese de spreading). Riftul continental evolueaz, crusta continental fiind separat n zona central a riftului, unde ncepe s se edifice crust oceanic. Acum161

se face legtura cu oceanul mondial, iar sedi mentarea devine marin. Sedimentele caracteristice sunt carbonatice, detritice i recifale, iar spre larg turbiditice (Fig. 6.27).

Fig. 6.27. Configura ia morfologic i litologic a Bazinului de tip Marea Roie

a.3. Stadiul de ocean ngust caracterizat prin subsiden continu ce a condus la individualizarea trsturilor morfologice de margine continental (elf, taluz, piemont continental). Sedimentele sunt neritice pe elf, turbidite i conturite n zona piemontului oceanic i hemipelagice n zonele de larg (pe crusta oceanic) (Fig. 6.28).

Fig. 6.28. Configura ia morfologic i litologic a Bazinului de tip ocean ngust

a.4. Stadiul atlantic. n acest stadiu toate trsturile marginii continentale pasive sunt bine dezvoltate, deosebindu-se domeniile de sedi mentare specifice elfului, taluzului, piemontului oceanic i bazinului oceanic.

Fig. 6.29. Configura ia morfologic i litologic a Bazinului de tip Atlantic

Bazinul se lrgete foarte mult, se edific dorsala, n zona riftului se creeaz scoar. Are loc spreading-ul propriu-zis (extensiunea fundului oceanic). Sedimentarea este detritic sau carbonatic162

pe elf, turbidite, conturite, brecii de pant pe taluz i piemont i argile abisale, mluri, radiolarite pe cmpiile abisale (Fig. 6.29). b. Ciclul Reading (1978) = de compresiune. Reading discutnd evoluia geosinclinalelor, pornete de la momentul iniierii subduciei i recunoate trei stadii de evoluie: b.1. Stadiul de subducie (= stadiul de dezvoltare) se caracterizeaz prin formarea unui arc continental, ridicat morfologic, alctuit din produse ale vulcanismului extruziv, n faa cruia se dezvolt n arc extern slab exprimat, submers (nceputul formrii unei prisme de acreiune). Sedimentele sunt puternic comprimate, predominant turbiditice i se acumuleaz n fose i pe fundul oceanic, de unde sunt rzuite n arcul extern cutat, incipient, submarin. Marginea continental, care iniial a fost pasiv, este puternic deformat i ridicat, formnd hinterlandul, asupra creia acioneaz puternice procese de eroziune. Marginea pasiv de cealalt parte a oceanului care i continu evoluia subsident i acumularea de sedimente, este denumit vorland (miogeosinclinal). Bazinul oceanic, arcul cutat extern incipient i arcul magmatic (insular), sunt echivalente cu eugeosinclinalul (Fig. 6.30).

Fig. 6.30. Configura ia morfologic i litologic a bazinului n stadiul de sbduc ie (dezvoltare)

b.2. Stadiul de bazin remanent presupune consumarea aproape integral a oceanului, astfel nct marginea pasiv se apropie de zona de subducie, rmnnd din ocean numai un bazin cu adncime mic, denumit bazin remanent. Sedimentele care se acumuleaz sunt predominant detritice, nevulcanogenice, derivate din zonele ridicate ale lanului muntos i sunt alipite succesiv arcului extern care se mrete continuu. Structura arcului extern se complic, prin formarea unor nclecri majore ce se dezvolt n acela sens cu subducia, rezultnd o supranclecare spre vorland. n cadrul acestor nclecri pot fi cuprinse i roci crustale ale fundamentului, formnd pnze de soclu chiar pnze de obducie (atunci cnd sunt antrenate poriuni de crust oceanic) (Fig. 6.31).

Fig. 6.31. Configura ia morfologic i litologic a bazinului n stadiul de bazin remanent

163

b.3. Stadiul de coliziune determin nchiderea bazinului remanent, depresionarea vorlandului i instalarea bazinelor de foreland (n care se produce sedimentarea de fli i molas). Se produc noi nclecri ale pnzelor, care conduc la ngroarea scoarei. Arcul cutat mpreun cu arcul insular formeaz catena montan. Ulterior se produce un vulcanism acid, diferit de cel bazic din fazele anterioare(corpuri subvulcanice granite, diorite, etc) (Fig. 6.32).

Fig. 6.32. Configura ia morfologic i litologic a bazinului n stadiul de coliziune

c. Ciclul de reajustare izostazic. n stadiile trzii ale coliziunii au loc micri de echilibrare izostatic, blocurile ridicate putnd genera alunecri gravitaionale ale cuverturii, iar blocurile coborte dau natere bazinelor intramontane, umplute cu molas vulcanogenic i arcozian. La sfritul ciclurilor, zonele orogenice sunt alipite i sudate la scuturile continentale vechi, rezultnd procesul de continentalizare.

4.2. Bazinul de forelandUltima faz din evoluia ariilor geosinclinale este caracterizat de trecerea de la bazinele relicte rezultate n urma coliziunii, la aa-zisele bazine de foreland. Aceste bazine se formeaz dup realizarea suturii majore (adic dup consumarea n ntregime a bazinului oceanic), pe zona cratonic (de platform) antrenat n subducie i pe o poriune extern a prismei orogenice, nou create, cu o form alungit i o lungime aproximativ egal cu a frontului orogenului ariat (Fig. 6.33). Din punct de vedere sedimentologic, n funcie de zona de acumulare din bazin, se formeaz depozite carbonatice de platform, depozite de fli i de molas i pelagice. Aceste depozite sunt caracteristice stadiilor de evoluie ale bazinelor. Astfel se disting trei stadii: - stadiul subcolmatat cnd se acumuleaz cu precdere sedimente de tip abisal i hemipelagic, avnd sursa pe prisma orogenic; - stadiul colmatat, cu o sedimentare de tip marin marginal; - stadiul supracolmatat cu o sedimentare tipic continental. n primele dou stadii se acumuleaz sedimente de tip marin. Stadiul subcolmatat corespunde cu stadiul de fli, iar cele colmatate i supracolmatate cu stadiul de molas. n bazinul de foreland complet dezvoltat, proximal-distal (dinspre pris ma orogenic spre larg) se recunosc patru depozone (zone de sedimentare cu caracteristici morfometrice i poziionale similare): - depozona wedge-top, care se individualizeaz pe partea extern a prismei orogenice ariate, submerse;164

- depozona avanfos, reprezint sectorul situat ntre fruntea prismei orgenice ariate i domul flexural (forelbulge), cu limi de 100-300 km i cu o grosime a sedimentelor care poate depi 2-8 km; - depozona forebulge (domul flexural), reprezint regiunea de boltire a marginii cratonice a avanfosei cu limi de 60-470 km i nli mi de ordinul zecilor sau sutelor de metri; - depozona backbulge este localizat n spatele domului structural, ntr-o poziie distal n raport cu fruntea ariajului prismei orogenice i este caracterizat de o rat mic de subsiden n comparaie cu avanfosa i deci i grosimea sedimentelor ajunge la cca. 200 m.

Fig. 6.33. Sistemul bazinelor de foreland (dup Grasu et al. 2002)

AUTOVERIFICAREA SE FACE NTREBNDU-V: 1. Pute i prezenta diviziunile geomorfologice de ordinul I ale scoar ei terestre? 2. A i seizat diferen a dintre relieful terestru i structurile geologice ale scoar ei? Dar diferen a dintre catena montan i catena orogenic? 3. Care sunt argumentele care stau la baza enun rii conceptului tectonicii globale? 4. Ce sunt plcile tectonice? Cum sunt delimitate plcile tectonice? 5. Ce pute i prezenta despre particularit ile micrii plcilor tectonice? Care sunt mecanismele i procesele care determin micarea plcilor tectonice? 6. A i sesizat diferen a dintre abordarea genezei catenelor orogenice n teoriile clasice i potrivit conceptului tectonicii globale? Care sunt etapele formrii catenelor orogenice prin prisma conceptului tectonicii globale? 7. A i sesizat particularit ile bazinului de foreland n raport cu bazinele descrise in ciclurile Wilson-Reading?

165