1

MARIAN ENE

GEOMORFOLOGIE

TECTONO-STRUCTURALĂ

Pentru studenţii geografi de la cursurile cu frecvenţă şi

învăţământ la distanţă

EDITURA UNIVERSITARĂ

Bucureşti

2

Tehnoredactare computerizată: Marian Ene

Culegere text: Marian Ene, Alina Ene

Cartograf: MarianEne

Coperta: Marian Ene

Editură recunoscută de Consiliul Naţional al Cercetării Ştiinţifice (C.N.C.S.)

Descrierea CIP a Bibliotecii Naţionale a României

DOSESCU, TATIANA CORINA Matematici pentru economişti : aplicaţii / Tatiana

Corina Dosescu, Bogdan Nicolae Toader. - Bucureşti :

Editura Universitară, 2011

Bibliogr.

ISBN 978-606-591-300-4

I. Toader, Bogdan Nicolae

511:33

DOI: (Digital Object Identifier): 10.5682/

© Toate drepturile asupra acestei lucrări sunt rezervate, nicio parte din această lucrare nu poate

fi copiată fără acordul Editurii Universitare

Copyright © 2012

Editura Universitară

Director: Vasile Muscalu

B-dul. N. Bălcescu nr. 27-33, Sector 1, Bucureşti

Tel.: 021 – 315.32.47 / 319.67.27

www.editurauniversitara.ro

e-mail: redactia@editurauniversitara.ro

Distribuţie: tel.: 021-315.32.47 /319.67.27 / 0744 EDITOR / 07217 CARTE

comenzi@editurauniversitara.ro

O.P. 15, C.P. 35, Bucureşti

www.editurauniversitara.ro

3

INTRODUCERE

Elaborarea acestei lucrări a apărut ca o necesitate imediată în

procesul de instruire a studenţilor geografi, în contextul în care, în ultima

perioadă, avalanşa de informaţii în domeniu este copleşitoare. Tocmai de

aceea era nevoie de o sinteză a acestor lucrări, astfel încât studenţilor să le fie

oferită şansa de a pătrunde în tainele acestei planete mirifice, Pământul, cu

tainele sale greu de pătruns.

În urma unei experienţe de peste un deceniu în învăţământul universitar

românesc, perioadă în care am asimilat şi continui să asimilez numeroasele

informaţii privind geomorfologia în ansamblu, am considerat că a sosit

momentul ca o parte a acestor cunoştinţe să fie transpuse într-o lucrare utilă

în pregătirea celor care vor să pătrundă tainele Geografiei.

Lucrarea a fost structurată în patru părţi, necesare pentru a parcurge

întreaga problematică, extrem de complexă dar necesară în procesul de

pregătire geomorfologică a studenţilor geografi în ciclul de licenţă.

Pe parcursul acestei lucrări, studenţii au posibilitatea să înţeleagă mai

bine locul Pământului în acest imens Univers, structura internă cu toate

particularităţile sale şi rolul acesteia în dinamica de ansamblu a plăcilor

litosferice. Sunt analizate mecanismele care au determinat formarea marilor

ansambluri morfostructurale terestre, distribuţia şi complexitatea acestora.

S-a trecut mai departe la analiza structurilor specifice sub care rocile

se găsesc în scoarţa terestră şi modul cum acestea se impun în modelarea

reliefului. Astfel, sunt analizate structurile tabulare, monoclinale, cutate,

faliate ş.a. din dorinţa ca studenţii să cunoască morfologia acestora, deloc

simplă.

În ultima parte a lucrării au fost analizate două fenomene esenţiale

prin formele de relief pe care le impun în peisaj, vulcanismul şi magmatismul,

vulcanismul remarcându-se şi prin riscul pe care manifestările care-l

caracterizează îl prezintă pentru o societate umană aflată într-o continuă

dezvoltare şi expansiune teritorială.

Lucrarea este completată cu lista figurilor ce au fost inserate acolo

unde situaţia impus-o, majoritatea fiind originale şi o listă a fotografiilor cu

specificarea sursei acolo unde ele nu-mi aparţin. Bibliografia, cu cele peste

170 de titluri argumentează seriozitatea demersului.

4

Prin cuprinsul său şi prin limbajul simplu dar suficient de cuprinzător,

lucrarea „Geomorfolgie tectono-structurală” vine să completeze numeroasele

lucrări în domeniul geomorfologiei apărute în ultimele două decenii în

principalele centre universitare româneşti.

Autorul

5

1. PĂMÂNTUL. STRUCTURA INTERNĂ. MARILE DOMENII

MORFOSTRUCTURALE

Geomorfologia structurală este parte a Geomorfologiei, este o disciplină

care se ocupă cu studiul formelor de relief ce au luat naştere sub influenţa

directă sau indirectă a factorilor geologici (mişcări tectonice, structură,

petrografie), indiferent de rangul acestora (lanţ montan sau cuestă).

Relieful Pământului, foarte variat ca formă şi dimensiuni, se află adânc

înrădăcinat în structurile interne ale Pământului până la nivelul mantalei, ceea

ce determină caracterul tectono-structural al acestuia.

Definitivarea marilor ansambluri tectono-structurale ale Pământului

presupune un consum continuu al energiei interne prin intermediul

mecanismelor fizice şi chimice implicate în procesele geotectonice globale şi

geomorfologice. Procesele geotectonice de amploare controlează dinamica şi

distribuţia spaţială a marilor ansambluri tectono-structurale indiferent de

natura lor – unităţi de platformă, unităţi de orogen, arcuri insulare, vulcani

izolaţi ş.a.

Această determinare tectono-structurală, care se implică de la formarea

unităţilor majore până la alcătuirea litologică şi mineralogică a rocilor se

extinde pe un ecart dimensional şi temporal foarte mare: de la zeci de mii de

km până la ordinul micronilor, respectiv de la miliarde şi milioane de ani

(formarea continentelor, formarea sistemelor orogenice, colmatarea bazinelor

de sedimentare ş.a.) până la zile, ore şi secunde (erupţii vulcanice, cutremure)

Pe acest fond tectono-structural agenţii de modelare exogeni

determinaţi climatic, în funcţie de factorul temporal, distrug total sau parţial

formele de relief create indiferent de ordinul lor, printr-o gamă largă de procese

de eroziune, sau se adaptează planurilor structurale generând forme de relief a

căror fizionomie este impusă de structură.

Pământul are o structură concentrică formată din mai multe învelişuri,

dispuse pe o grosime de peste 6.000 km: atmosfera, hidrosfera, biosfera,

litosfera, mantaua şi nucleul (fig. 1).

Primele trei învelişuri sunt localizate la exteriorul scoarţei terestre.

Atmosfera se desfăşoară pe o grosime de circa 100 km la exteriorul

scoarţei, sub forma unui înveliş gazos, cea mai mare densitate a gazelor

componente înregistrându-se în primii kilometrii.

6

Fig. 1: Învelişurile Pământului

Hidrosfera este

repartizată la suprafaţa

terestră neuniform. Cea mai

mare pondere a apei, peste

95%, se regăseşte în oceane

şi mări, restul regăsindu-se

pe continente sub formă de

fluvii, râuri, lacuri şi gheaţă,

sau în atmosferă sub formă

gazoază (nori) şi în scoarţă

ca ape subterane.

Biosfera se regăseşte

aproape pe întreaga suprafaţă

a Pământului, sub diferite

forme, în aproape orice

mediu.

Toate aceste trei

învelişuri externe ale

Pământului provoacă şi

întreţin eroziunea reliefului.

1.1. PĂMÂNTUL – GENEZĂ ŞI EVOLUŢIE

Din cele mai vechi timpuri, omul a avut preocupări în a afla ce este

Pământul, ce formă are acesta şi cum s-a format. Primele ipoteze cu caracter

ştiinţific sunt emise însă mult mai târziu, începând cu secolul 18, printre

promotori putând fi menţionaţi: Georges-Louis Leclerc de Buffon (1707 –

1788), Immanuel Kant (1724 – 1804), Pierre-Simon Laplace (1749 – 1827),

James Hopwood Jeans (1877 – 1946), Otto Yulievich Schmidt (1891 – 1956),

Carl Friedrich von Weizsäcker (1912 – 2007), Fred Hoyle (1915 – 2001).

Totuşi, cercetările din a doua parte a secolului 20, atunci când acestea au putut

fi extinse în spaţiul cosmic, odată cu primele zboruri în spaţiu realizate de

Rusia (fosta U.R.S.S.) şi Statele Unite ale Americii, apoi de alte puteri (Franţa,

Marea Britanie, China etc.), au adus noi clarificări în ceea ce priveşte geneza şi

evoluţia Pământului. Analizând toate aceste noi date, specialiştii au realizat un

model cosmogonic al genezei şi evoluţiei Universului şi implicit al Pământului.

7

TIMPUL

GEOLOGIC

EVENIMENTE COSMICE ŞI GEOLOGICE MAJORE

14 – 13 miliarde

ani

A avut loc Marea Explozie (Big Bang) a Univesului mic, fierbinte şi

dens. Într-o nanoseundă (10-9

secunde) de la acest moment Universul a

atins un diametru de sute de milioane de kilometri.

12 – 10 miliarde

ani

A avut loc formarea primelor galaxii. Gravitaţia a determinat

acumulare atomilor de gaz, iar de-a lungul a sute de milioane de ani s-

au format nori de hidrogen şi heliu aflaţi în rotaţie. Aceştia s-au grupat,

formând primele galaxii, iar în interiorul acestora, primele stele. A avut

loc prin acelaşi proces şi formarea galaxiei Calea Lactee, galaxie ce va

găzdui ulterior Sistemul Solar

4,65 miliarde ani Prin condensarea unei nebuloase (nor de praf şi gaz) aflate în unul din

braţele galaxiei Calea Lactee a luat naştere Sistemul Solar, materia

concentrându-se spre interiorul nebuloasei, unde a luat naştere proto-

Soarele, dar şi în zone situate spre marginile acesteia unde s-au format

planetele. Sistemul planetar nou format, aflat în faza incipientă a

evoluţiei, începe să se rotească în jurul astrului central, căpătând forma

unui disc.

4,6 miliarde ani În urma procesului de acreţie a planetoizilor dar şi a altor particule şi

elemente existente în Sistemul Solar au luat naştere planetele, printre

care şi Pământul. Primele patru planete (Mercur, Venus, Pământul şi

Marte) din apropierea Soarelui sunt alcătuite din roci (planete telurice),

următoarele patru planete (Jupiter, Saturn, Uranus şi Neptun) fiind

alcătuite predominant din elemente uşoare şi au dimensiuni foarte mari

(planete gigant).

4,6 – 3,8 miliarde

ani (Hadean)

Pământul trece printr-o transformare profundă, evoluând de la stadiul

de protoplanetă, supusă unui intens bombardament meteoric ce a

determinat topirea rocilor şi migrarea elementelor grele spre interior,

dar şi creşterea în diametru, atingând spre finalul perioadei stadiul de

planetă. Elementele grele din interiorul planetei au determinat apariţia

câmpului magnetic. Pământul prezintă un nucleu şi o scoarţă, o

atmosferă şi un ocean primitiv, acestea din urmă fiind însă pulverizate

de către intensul bombardament cu meteoriţi şi alte corpuri cosmice de

mari dimensiuni de la sfârşitul Hadeanului. Urmele acestui

bombardament sunt vizibile şi în prezent pe suprafaţa singurului satelit

natural al Pământului – Luna.

4,5 miliarde ani Un corp cosmic de mari dimensiuni (probabil un planetoid sau un

asteroid de mari dimensiuni) a lovit Pământul, dislocând o cantitate

impresionantă de rocă ce a format o centură în jurul acestuia, fiind

reţinută de gravitaţia terestră. Ulterior, aceste fragmente s-au grupat,

formând un nou corp cosmic ce gravita în jurul Pământului – Luna,

singurul satelit natural al său.

3,8 miliarde ani -

prezent

Pământul şi-a recăpătat atmosfera şi hidrosfera, în mare parte prin

mecanisme proprii (erupţii vulcanice etc.), iar structura internă a

planetei a devenit mai complicată ca urmare a „sortării” elementelor pe

verticală, elementele cele mai grele fiind localizate în centru, unde au

format nucleul, iar cele mai uşoare la suprafaţă, unde au format crusta

(scoarţa). Între cele două învelişuri extreme este localizată mantaua,

„motorul” dinamicii plăcilor litosferice şi formării continentelor şi

8

bazinelor oceanice. În bazinele oceanice au luat naştere primele forme

de viaţă ce vor evolua de la forme simple (unicelulare) la forme

complexe (pluricelulare), extinzându-se ulterior şi în domeniul terestru

şi aerian. De-a lungul timpului, până în prezent, s-au manifestat

numeroase cicluri geo-tectonice majore, ceea ce a determinat o

permanentă schimbare a configuraţiei continentelor şi bazinelor

oceanice. Formele de viaţă s-au diversificat, unele au dispărut în urma

unor extincţii majore la nivel planetar, altele au luat naştere în urma

procesului evolutiv. Schimbările climatice, la rândul lor, au determinat

numeroase catastrofe climatice, cele mai importante fiind glaciaţiunile.

Fig. 2: Pământul (http://

www.sono-terrae.de/kontakt.

html)

Pământul are

forma unui geoid ca

rezultat al efectelor

gravitaţiei şi rotaţiei

asupra mineralelor ce

alcătuiesc Pământul (fig.

2). Gravitaţia determină

forma de sferă a planetei,

iar mişcarea de rotaţie a

acesteia, cu o durată de

24 ore (1 zi) şi cu o

viteză ce creşte de la poli

spre ecuator, unde atinge

valoarea de 1600 km/oră,

face ca efectele

gravitaţiei să fie mai reduse la ecuator, rezultatul fiind o bombare mai

accentuată a planetei cu circa 20 kilometri în această regiune în raport cu

regiunile polare, mai aplatizate.

1.2. PROPRIETĂŢILE FIZICE MAJORE ALE PĂMÂNTULUI

Structura internă a planetei şi caracteristicile fizico-chimice ale

materiei, dar şi influenţele cosmice (radiaţiile cosmice, vântul solar etc) impun

anumite proprietăţi fizice Pământului, cum ar fi gravitaţia, presiunea, căldura,

magnetismul, radioactivitatea ş.a.

9

Gravitaţia reprezintă forţa de atracţie exercitată de o planetă sau un alt

corp cosmic de dimensiune mai mare (stea, satelit, planetoid etc.) asupra

materiei de la suprafaţă şi din imediata apropiere a sa. Este o caracteristică

proprie şi Pământului, fiind cunoscută şi sub denumirea de „legea atracţiei

universale”. Această caracteristică a fost analizată şi explicată în secolul 18 de

fizicianul Isaac Newton (1642 – 1727), formulând-o astfel:

Unde: k – reprezintă coeficientul de proporţionalitate, numit şi

„constanta atracţiei universale, valoarea sa fiind de 6,672 × 10-11

N× m2

kg2;

m1 şi m2 – reprezintă masa celor două corpuri aflate în atracţie şi se exprimă în

kg; r – reprezintă distanţa dintre cele două corpuri şi se exprimă în metri (fig.

3).

Fig 3. Legea atracţiei universale

Această forţă se manifestă asupra corpurilor de la suprafaţa terestră sub

forma acceleraţiei gravitaţionale, care se măsoară în gali (un gal = 1 cm/s2).

Valoarea acceleraţiei gravitaţionale variază atât în latitudine cât şi în altitudine.

Astfel, la ecuator, acceleraţia gravitaţională are valoarea de 9,78 m/s2 iar la poli

de 9,83 m/s2

, observându-se astfel o creştere a acesteia de la ecuator la poli

(Ielenicz, Comănescu, 2005). Această variaţie latitudinală este impusă de

mişcarea de rotaţie a Pământului care determină o bombare a Pământului, ceea

ce face ca raza ecuatorială să fie mai mare cu circa 21 kilometri decât raza

polară.

O altă cauză a existenţei anomaliilor gravitaţionale o reprezintă

alcătuirea mineralogică a formelor de relief. Astfel, pe continente valorile sunt

mai mici ca urmare a existenţei păturii granitice, mai puţin densă în raport cu

fundul oceanelor, unde pătura bazaltică are densitatea mai mare şi care impune

valori mai ridicate ale gravitaţiei. În spaţiul continental se mai observă

anomalii între catenele muntoase tinere alcătuite predominant din roci

10

sedimentare şi granitice (valori mai mici) şi scuturile sau platformele

proterozoice şi paleozoice, unde domină rocile bazaltice (valori cu circa 0,03

m/s2 mai mari).

Sunt de remarcat şi anomaliile gravimetrice diurne datorate mareei

terestre, dar şi schimbării vitezei de deplasare a Pământului pe orbita sa în jurul

Soarelui. Consecinţele majore ale existenţei gravitaţei la nivelul Sistemului

Solar şi Pământului sunt:

geneza Sistemului Solar, cu Soarele în centru şi cele opt planete ce

gravitează în jurul său, unele din ele atrăgând la rândul lor, în

câmpul propriu gravitaţional sateliţi şi asteroizi;

sortarea materiei terestre în funcţie de caracteristicile fizice ale

elementelor, rezultând structura actuală a Pământului, cu

elementele mai grele la interior şi cele mai uşoare la exterior;

reţinerea la suprafaţa Pământului a gazelor ce alcătuiesc atmosfera,

cea mai mare parte a acestora (peste 99%) fiind concentrate în

troposferă şi stratosferă;

curgerea apei pe suprafaţa scoarţei terestre, acolo unde aceasta

prezintă un anumit grad de înclinare (pantă);

mişcările de coborâre ale unor compartimente ale scoarţei terestre,

formarea de anticlinale şi sinclinale, diapirismul sării etc.

deplasarea gravitaţională a materialelor pe versant sub forma unor

procese specifice (alunecări de teren, prăbuşiri, solifluxiuni, creep

etc.).

Presiunea este o altă caracteristică fizică a Pământului, fiind de mai

multe tipuri, cele mai importante fiind cea litostatică şi cea orientată.

Presiunea litostatică este reprezentată de apăsarea rocilor aflate

deasupra punctului măsurat, aşadar, presiunea creşte cu adâncimea,

determinând compactarea rocilor, reducerea volumului de pori şi evacuarea

apei din pori (Ţicleanu, Pauliuc, 2002). Astfel, la nivelul scoarţei presiunea

poate depăşi 1000 de atmosfere, la nivelul mantalei atinge valori de 500.000

atmosfere pentru ca la nivelul nucleului presiunea să atingă valori de 3.300.000

atmosfere.

Presiunea orientată (de stres) are origine tectonică, manifestându-se la

nivelul scoarţei pe orice direcţie. Determină deformarea rocilor plastice (cute)

şi fracturarea rocilor mai puţin plastice (falii, diaclaze) (Damian, 2001).

Energia calorică (căldura) a Pământului provine din surse externe

(95%) şi interne (5%), determinând regimul caloric al acestuia

Energia calorică externă provine exclusiv de la Soare, fiind de câteva

mii de ori mai mare decât cea provenită din interiorul Pământului. În funcţie de

poziţia Pământului în raport cu Soarele, cantitatea de energie calorică solară

scade de la ecuator la poli (de-o parte şi de alta a Ecuatorului razele solare cad

11

aproape perpendicular, pe când la nivelul polilor acestea cad aproximativ

tangenţial).

Rotaţia Pământului în jurul propriei axe determină o variaţie diurnă a

radiaţiei calorice solare, pe când mişcarea de revoluţie determină o variaţie

anotimpuală. Energia calorică externă este cea care controlează tipurile de

climat terestre, determină mişcările maselor de aer dar şi a maselor de apă, atât

pe verticală cât şi pe orizontală (curenţii marini etc). De asemenea, prin

variaţiile diurne determină procesul de dezagregare a rocilor (insolaţie, îngheţ-

dezgheţ).

Energia calorică internă este determinată de reacţiile termonucleare

dintre elementele radioactive din interiorul Pământului. O mică parte a acestei

călduri interne provine din perioada formării planetei (căldură reziduală).

Această căldură este pusă în evidenţă de fenomenele magmatice din scoarţa

terestră, erupţiile vulcanice, de gheizere, de izvoarele geotermale etc.).

Radioactivitatea este determinată de dezintegrarea elementelor

radioactive, în special a celor din seria uraniu-thoriu, fiind una din sursele de

energie calorică internă a Pământului.

Radioactivitatea cu eliberarea de energie calorică determină fluidizarea

magmelor şi circulaţia acestora prin fisurile existente în scoarţa terestră în

tendinţa lor de a ajunge la suprafaţă sub forma erupţiilor vulcanice.

Radioactivitatea rocilor permite datarea „vârstei absolute” a acestora

prin cunoaşterea perioadei de înjumătăţire a izotopului existent în roca

respectivă şi măsurarea conţinutului rezidual. Prin această metodă a fost

stabilită vârsta celor mai vechi roci de pe Pământ (3,9 miliarde ani în Pen. Kola

şi în Canada), dar şi vârsta unor meteoriţi (4,6 miliarde ani) (Damian, 2001).

Magnetismul este o altă proprietate fizică a Pământului, determinată de

mişcarea curenţilor de convecţie din nucleul extern, aflat, se pare, în stare

lichidă, cu temperaturi de peste 3500°C şi o presiune de peste 1.800.000

atmosfere. Această proprietate face ca Pământul să se manifeste ca un magnet

uriaş, fiind înconjurat de un câmp magnetic la exterior numit magnetosferă,

aflată în relaţie directă cu activitatea solară.

Magnetosfera este caracterizată prin radiaţii intense de nuclee ale

atomilor puternic ionizaţi, cei de hidrogen find dominanţi (Damian, 2001).

Liniile câmpului magnetic ies din polul sud şi intră în polul nord, extinzându-se

în jurul Pământului pe o distanţă ce variază între 1000 şi 60.000 kilometri,

vântul solar imprimând asimetria respectivă (fig 4)

12

Fig. 4: Asimetria magnetosferei Pământului determinată de direcţia şi forţa vântului solar

Câmpul magnetic al Pământului are trei componente de bază în funcţie

de care se stabileşte mărimea şi orientarea vectorului de câmp total (fig. 5): axa

magnetică, polii magnetici şi ecuatorul magnetic.

Fig. 5: Componentele câmpului magnetic al Pământului

13

Axa magnetică este o linie invizibilă ce uneşte cei doi poli magnetici ai

Pământului. Valoarea actuală a unghiului pe care-l formează această

axă cu axa de rotaţie a Pământului este de 11,5°;

Polii magnetici sunt punctele unde axa magnetică intersectează

suprafaţa terestră. În momentul actual, polul nord magnetic are

coordonatele 78,5° lat. N şi 69° lgt. V, pe teritoriul insulei Prince of

Wales, în nordul Canadei, iar polul sud magnetic are coordonatele

78,5° lat. S şi 111° lgt. E (Flint et al., 1977);

Ecuatorul magnetic este plasat la jumătatea distanţei între cei doi poli

magnetici ai Pământului, iar unghiul pe care-l formează cu ecuatorul

geografic este apropiat ca valoare de cel format de axa magnetică cu

axa de rotaţie.

Particularităţile care caracterizează magnetismul terestru sunt înclinaţia

şi declinaţia magnetică şi intensitatea câmpului magnetic.

Înclinaţia magnetică este dată de valoarea unghiului format de planul

acului magnetic cu suprafaţa terestră (orizontala locului), aceasta fiind de 0° la

ecuator şi aproximativ 90° la poli. Fenomenul este determinat de curbura

suprafeţei terestre, tendinţa acului magnetic al busolei de a se orienta spre

polul de atracţie (nord).

Fig. 6: Declinaţia magnetică a

Pământului

Declinaţia magnetică este

dată de valoarea (în grade)

unghiului format de meridianul

magnetic cu meridianul geografic.

Declinaţia magnetică poate fi

vestică (atunci când direcţia

meridianului magnetic indicat de

acul busolei se desfăşoară la vest de

direcţia meridianului geografic) sau

estică (atunci când direcţia

meridianului magnetic indicat de

acul busolei se desfăşoară la est de

direcţia meridianului geografic)

(fig. 6).

Intensitatea câmpului magnetic scade de la poli (70.000 gamma) spre

ecuator (25.000 gamma), valoarea medie anuală fiind de 34.600 gamma (1

gamma = 10-5

G). Acesta prezintă anomalii locale sau regionale determinate de

14

prezenţa în scoarţa terestră a unor minerale (zăcăcmintele de fier determină

creşteri ale intensităţii câmpului magnetic, în schimb sarea determină valori

negative faţă de medie a intensităţii câmpului magnetic).

La nivel global sunt înregistrate variaţii diurne determinate de

activitatea solară, dar şi variaţii periodice (de 11 ani, 179-180 ani etc) corelate

cu ciclurile activităţii solare. Existenţa câmpului magnetic terestru a impus

găsirea unui instrument adecvat (busola) necesar orientării geografice şi

navigaţiei, ridicărilor topografice, realizării hărţilor şi prospecţiunilor

geologice.

Paleomagnetismul, numit şi magnetismul remanent, reprezintă

magnetismul trecutului geologic, înregistrat de orientarea liniilor câmpului

magnetic în momentul formării rocilor, în special a celor magmatice. În timpul

consolidării rocilor magmatice, atunci când temperatura acestora scade sub

580°C, mineralele feroase se orientează paralel cu direcţia polului nord de la

acel moment, rămânând neschimbată (magnetism termoremanent) atâta timp

cât roca nu este reciclată în procesul de subducţie sau în procese de altă natură.

Fig. 7: Schimbarea poziţiei nordului magnetic în ultimii 38.000 ani (după Bucha, 1976)

15

Evenimente EpociPolaritateamagnetică

Jaramilo

Olduvai

KaenaMammeouth

GIL

BE

RT

GA

US

SM

AT

UY

AM

AB

RU

NH

ES

Vârstamil. ani

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

NORMALĂ

INVERSĂ

BR

UN

HE

S

GIL

BE

RT

GA

US

S

MA

TU

YA

MA

BR

UN

HE

S

RIFT

polaritate normală polaritate inversă

N N N N

S S S S

GIL

BE

RT

GA

US

S

MA

TU

YA

MA

A

B

Dintre rocile sedimentare care prezintă magnetism remanent

(magnetism depoziţional remanent), cele mai potrivite pentru analize sunt

argilele, fiind frecvent folosite pentru întocmirea scărilor paleomagnetice. Prin

stabilirea vârstei absolute a rocilor şi a orientării magnetismului remanent se

poate stabili poziţia polilor magnetici tereştrii (fig. 7) dar şi inversiunile

câmpului magnetic (fig. 8).

Fig. 8: A. Scara polarităţii geomagnetice; B. Epocile paleomagnetismului de o parte şi de alta

a riftului medio-atlantic.

16

1.3. STRUCTURA INTERNĂ A PĂMÂNTULUI

În ultimele două secole, numeroşi geologi au încercat să-şi imagineze

modelul structural intern al Pământului. Dacă învelişurile externe ale

Pământului erau cunoscute şi chiar cercetate într-o oarecare măsură (atmosfera,

hidrosfera şi biosfera), dintre învelişurile interne doar cel de la suprafaţă era

într-o oarecare măsură cunoscut, şi anume scoarţa (crusta). Analiza

meteoriţilor, experimentele seismice precum şi alte numeroase date au

contribuit la elaborarea unor modele ale structurii interne a Pământului. Dintre

cercetătorii care s-au făcut remarcaţi prin modelele elaborate se remarcă

Eduard Süess (1831 – 1914), Vladimir Ivanovici Vernadski (1863 – 1945),

Victor Moritz Goldschmidt (1888 – 1947), Beno Gutenberg (1889 – 1960) şi

Vladimir Vladimirovici Belousov (1907 – 1990).

Fig. 9: Modelul Süess al

structurii interne a

Pământului

Modelul Süess,

publicat în lucrarea

„Das Antlitz der Erde”

(5 volume, 1883-1901)

se remarcă prin prezenţa

a trei învelişuri dispuse

concentric (fig. 9),

având la bază chimismul

diferit al elementelor ce

compun Pământul.

Învelişul superior, numit

Sial, (compoziţia era

dominată de silicaţi de

aluminiu) avea o

grosime de circa 100

kilometri şi reprezenta

scoarţa terestră. Sub

acest înveliş se dezvolta

un altul, dispus între 100

şi 1200 kilometri adâncime, numit Sima (alcătuit predominant din silicaţi de

magneziu). Între 1200 şi 2900 kilometri adâncime se desfăşura o zonă de

tranziţie alcătuită din două învelişuri. Cel superior este denumit Crofesima

17

(domină silicaţii de crom, de fier, de siliciu şi de magneziu), iar cel inferior era

numit Nifesima (domină silicaţii de fier, de nichel şi de magneziu. Ultimul

înveliş, cel profund, era denumit Nife (alcătuit din nichel şi fier) şi ar fi

corespuns nucleului.

Vernadski a elaborat un model mai simplu (fig. 10), având la bază

starea fizică a materiei din geosfere, delimitând astfel trei învelişuri. Învelişul

superior era reprezentat de litosferă, cu o grosime de 1200 kilometri. Între

1200 şi 2900 kilometri se desfăşura magmosfera, un înveliş în totalitate fluid

şi cu temperaturi de peste 1000°C, înveliş pe care plutea crusta terestră. Între

2900 şi 6378 kilometri se desfăşura barisfera, un înveliş în care densitatea se

bănuia a avea valori foarte mari. Fig. 10: Modelul Vernadski al

structurii interne a Pământului

Numeroase alte

modele sunt elaborate de-

a lungul ultimului secol,

concluzia fiind că

structura internă a

Pământului este formată

din trei învelişuri majore

dispuse concentric,

materialele mai grele

situându-se spre interior,

iar cele mai uşoare la

suprafaţă (tabel 1.).

Din interior spre

exterior se desfăşoară

nucleul, mantaua şi

scoarţa (crusta), fiecare

înveliş prezentând

caracteristici distincte,

determinate de modul de

dispunere a elementelor

componente, de starea acestora dar şi de procesele fizico-chimice ce au loc la

nivelul lor (fig. 11.).

Între învelişurile primare şi secundare se interpun mai multe

discontinuităţi (suprafeţe de discontinuitate). Acestea sunt nişte suprafeţe care

delimitează învelişurile concentrice ale Pământului de compoziţie diferită, fiind

puse în evidenţă de schimbarea bruscă a vitezei de propagare a undelor

seismice.

18

Discontinuitatea Lehman este cea mai apropiată de centrul Pământului,

fiind localizată la 5120 kilometri adâncime, separând nucleul intern de cel

extern.

Discontinuitatea Wiechert-Gutenberg separă nucleul de manta, la o

adâncime de 2920 kilometri, fiind pusă în evidenţă de creşterea vitezei undelor

P (primare sau longitudinale) de la 1,36 la 8,1 km/s.

Discontinuitatea Ripetti se află la circa 1000 kilometri adâncime,

separând mantaua inferioară de mantaua superioară, mai precis se află în baza

zonei de tranziţie. Este pusă în evidenţă de creşterea vitezei de propagare a

undelor P, ceea ce demonstrează creşterea gradului de vâscozitate spre

contactul mantalei superioare cu cea inferioară.

Discontinuitatea Mohorovičič (Moho) separă scoarţa de mantaua

superioară, fiind localizată la adâncimea de 10 – 17 kilometri sub oceane şi 30

– 70 kilometri sub continente. La nivelul acestei discontinuităţi se observă o

creştere bruscă a vitezei undelor P cu circa 1 km/s, demonstrându-se o creştere

a densităţii materiei spre interior.

Discontinuitatea Conrad urmăreşte contactul dintre pătura granitică şi

cea bazaltică, astfel încât adâncimea la care este localizată este variabilă. Acolo

unde scoarţa este alcătuită exclusiv din materie bazaltică, dar şi în unele areale

continentale, această discontinuitate poate lipsi.

1.3.1. Nucleul (centrosfera)

Nucleul reprezintă partea centrală a Pământului, ocupând circa 54 %

din grosimea acestuia. S-a format în urmă cu 4,2 miliarde ani, în timpul

Hadeanului, când Pământul era în plin proces de formare ca planetă. Se

desfăşoară dincolo de adâncimea de 2.900 km până în centrul Pământului, la

6.378 km. Limita superioară a nucleului este dată de discontinuitatea Wiechert-

Gutenberg (fig.11), discontinuitate de ordin primar unde undele S

(transversale) lipsesc iar viteza de propagare a undelor P (longitudinale) scade

brusc. Densitatea medie a nucleului este de 12,0 g/cm3, la limita exterioară

densitatea fiind de 9,96 g/cm3 iar în centrul nucleului de circa 14 g/cm

3.

Natura şi starea materiei din nucleu s-a crezut a fi gazoasă (rest al nebuloasei

incandescente iniţiale din care s-ar fi format Pământul), apoi solidă (fier şi

nichel), lichidă sau plasmatică.

În prezent, cea mai mare parte a specialiştilor optează pentru un nucleu

alcătuit din fier şi nichel, la care se adaugă elemente mai uşoare, posibil sulf (8

– 12 %). La 5.120 km adâncime se găseşte discontinuitatea secundară Lehman

ce separă nucleul în două părţi distincte – nucleul extern şi nucleul intern. La

19

trecerea prin această discontinuitate, viteza de propagare a undelor P creşte de

la 10,2 km/s la 11,2 km/s (Gutenberg, 1958), ceea ce demonstrează schimbarea

stării materiei la adâncimea respectivă.

Nucleul intern (centrosfera internă) situat între 5.120 şi 6.378 km

(centrul Pământului) este alcătuit din fier (80 %) şi nichel (20 %) în stare

solidă, densitatea fiind cuprinsă între 11 şi 14 g/cm3. Presiunea depăşeşte 3 mil.

atmosfere, iar temperatura depăşeşte 4.000°C (tabel 1).

Tabel 1: Caracteristicile învelişurilor interne ale Pământului (după P. Pech, 1999, cu

modificări) Învelişul Grosimea

(km)

Starea

materiei

Compoziţia

(%)

Densitatea

(g/cm3)

Presiunea

(atm)

Temperatura (°C)

Litosfera

(scoarţa +

mantaua rigidă)

75-145 solidă oxigen (42) siliciu (25)

aluminiu (5-14)

2,7 - 3 1.000-100.000

15 - 1000

Mantaua

superioară

230 - 390 lichidă

(vâscoasă)

oxigen (44)

magneziu (24) siliciu (21)

3,0 – 3,5 100.000 –

200.000

1000 - 2000

Mantaua

inferioară

(mezosfera) şi

Mantaua de

tranziţie

2.620-2.520 solidă oxigen (44)

magneziu (24) siliciu (21)

4,0 – 6,0 200.000 –

1.350.000

2000 – 3500

Nucleul extern 2.200 lichidă (vâscoasă)

fier (85) sulf (12)

nichel (5)

10,0 – 12,0 1.800.000 3500 - 4000

Nucleul intern 1.258 solidă fier (80)

nichel (20)

11,0 – 14,0 2.000.000 –

3.300.000

4000 - 4700

Nucleul extern (centrosfera externă) se desfăşoară între 2.920 km şi

5.120 km adâncime, între discontinuităţile Wiechert-Gutenberg la partea

superioară şi Lehman spre interior. Acesta este alcătuit din fier (80 %), sulf 12

%, nichel (5 %) şi alte elemente, în stare topită (lichid vâscos), ceea ce

determină prezenţa curenţilor termici (temperaturi cuprinse între 3.500 şi

4.000°C). Densitatea materiei variază între 9,96 g/cm3 şi 12 g/cm

3, iar prezenţa

masivă a fierului a făcut ca nucleul extern să fie considerat sediul originii

câmpului magnetic al Pământului. Presiunea creşte de la 1,8 mil. atmosfere la

contactul cu mantaua la 2 mil. atmosfere la nivelul discontinuităţii Lehman.

Caracteristicile câmpului magnetic par să indice formarea acestuia în

stratul lichid, în mişcare, al miezului, iar prezenţa aliajului nichel-fier în cei

mai vechi meteoriţi, formaţi în aceeaşi perioadă şi din aceleaşi materiale ca

Pământul, constituie încă o dovadă în favoarea acestei ipoteze privitoare la

compoziţia planetei.

20

Fig. 11: Structura internă a Pământului (după Hall, O’Hara, 1995)

1.3.2. Mantaua

Mantaua ocupă mai puţin de jumătate din grosimea Pământului (45 %),

însă are o importanţă majoră în dinamica internă a Pământului. Deţine 82 %

din volumul total al planetei şi 69 % din masa sa. Mantaua se desfăşoară între

discontinuitatea Mohorovičič (Moho) şi Wiechert-Gutenberg.

21

Discontinuitatea Moho se găseşte la limita superioară a mantalei, mai

precis la limita dintre scoarţă (crustă) şi mantaua superioară (litosfera

inferioară), la 30 km sub continente (70 km sub unităţile de orogen tinere) şi

10-20 km sub scoarţa oceanică. Mantaua este alcătuită din oxigen (44 %),

siliciu (21 %), magneziu (24 %) şi alte elemente. Densitatea medie a materiei

este de 4,5-5,0 kg/dm3, iar viteza de propagare a undelor seismice creşte de la

8,2 km/s în dreptul discontinuităţii Moho la 13,6 km/s înainte de

discontinuitatea Wiechert-Gutenberg (Lehman, 1961). Presiunea creşte de la

100.000 atmosfere la partea superioară la 1,35 mil. atmosfere la contactul cu

nucleul, iar temperatura variază de la 1.000°C la 3.500°C.

Caracteristicile distincte ale materiei la diferite adâncimi a determinat

individualizarea a trei orizonturi concentrice ce compun mantaua (fig. 12) –

mantaua inferioară (mezosfera), mantaua de tranziţie şi mantaua superioară

(astenosfera şi mantaua rigidă).

Mantaua inferioară (mezosfera) are o limită superioară ce se situează

la circa 900 km adâncime, iar limita inferioară este dată de contactul cu nucleul

(discontinuitatea Wiechert-Gutenberg), situându-se la 2.920 km. Este alcătuită

din silicaţi feromagnezieni şi sulfuri de Cr, Ni şi Fe. Densitatea acestor

compuşi este cuprinsă între 4,0 şi 6,0 kg/dm3, presiunea creşte de la 200.000

atmosfere la partea superioară la 1,35 mil. atmosfere la partea inferioară, iar

temperatura atinge valori de 3.500°C.

Mantaua de tranziţie este rigidă, cu densitatea de circa 4 kg/dm3. Se

desfăşoară în profunzime între 900 km la partea inferioară (contactul cu

mantaua inferioară) şi 300-400 km la partea superioară (contactul cu

astenosfera). Mantaua superioară se desfăşoară între scoarţă (10-70 km

adâncime) şi mantaua de tranziţie (300-400 km adâncime). Este divizată în

două orizonturi distincte: astenosfera şi mantaua rigidă. Astenosfera se află la

baza mantalei superioare, între 300-400 km la partea inferioară, şi circa 100 km

la contactul cu mantaua rigidă. Materia este alcătuită predominant din silicaţi

de magneziu, aluminiu, fier, calciu ş.a. şi se prezintă sub forma unui lichid

vâscos (topitură magmatică) cu o densitate de 3,0-3,5 kg/dm3 şi o temperatură

ce creşte de la partea superioară spre interior de la 1.000°C la 2.000°C.

Presiunea creşte şi ea în acelaşi sens de la 100.000 la 200.000 atmosfere.

Datorită variaţiei termice şi a densităţii, în interiorul acestui înveliş iau naştere

22

curenţi de convecţie termică ce pun în mişcare plăcile tectonice de la suprafaţă

şi care se deplasează cu viteze ce uneori depăşesc 10 cm/an.

Fig. 12: Secţiune prin mantaua şi scoarţa terestră

Mantaua rigidă (mantaua solidă, litosfera inferioară) se desfăşoară

între crustă (discontinuitatea Moho) la partea superioară (10-70 km adâncime)

şi limita superioară a astenosferei (circa 100 km adâncime). Se pare că această

parte a mantalei s-a diferenţiat în urmă cu circa 2 mld. ani. Este alcătuită din

roci ultrabazice, sărace în siliciu şi bogate în magneziu (peridotite şi gabrouri)

(Gridan, 1983). Materia se află în stare solidă, având o densitate medie de 3

kg/dm3 şi o presiune de circa 100.000 atmosfere, iar temperatura atinge valori

de până la 1.000°C. În acest înveliş superior al mantalei se formează pungi

magmatice ca urmare a supraîncălzirii radioactive. Deasemenea, ca urmare a

rigidităţi crescute impusă de prezenţa rocilor ultrabazice, se formează de la

acest nivel fracturi profunde în urma tensiunilor tectonice. Împreună cu scoarţa,

mantaua rigidă formează LITOSFERA.

23

1.3.3. Scoarţa (crusta)

Scoarţa este învelişul cu cea mai mică grosime (5-80 km) şi este dispus

la partea superioară a Pământului, iar contactul cu mantaua se face în partea

inferioară prin discontinuitatea Mohorovičič. Este diferenţiată ca vârstă, iar în

funcţie de compoziţia litologică şi grosime se separă în două domenii

morfostructurale: domeniul oceanic şi domeniul continental.

Scoarţa (crusta) oceanică a rezultat din extracţia directă a lichidului

magmatic, cu compoziţie bazaltică, din astenosferă. Se găseşte la adâncimi de

peste 3000 m şi acoperă peste 65 % din suprafaţa Pământului. Ca vârstă este

mai recentă decât scoarţa continentală, este mai rigidă, iar densitatea este de

2,9-3,0 kg/dm3. Este mai subţire, grosimea fiind de 5-15 km, începând să se

formeze odată cu expansiunea fundului oceanic care a debutat acum circa 200

mil. ani. Scoarţa oceanică este acoperită din:

orizontul superior reprezentat de sedimente neconsolidate şi

semiconsolidate, grosimea lor crescând pe măsura îndepărtării de dorsală

şi ajungând la circa 500 metri;

orizontul mediu (soclul) cu o grosime de până la 1,5-2,0 km;

orizontul inferior, mai puţin cunoscut, putând fi alcătuit din peridotite

serpentinizate, amfibolite sau gabrouri, toate provenind din astenosferă.

Scoarţa (crusta) continentală era inexistentă sau foarte redusă ca

extindere la momentul formării planetei, în momentul de faţă însă acoperă circa

45 % din suprafaţa Pământului, dar constituie numai 0,3 % din masa totală a

acestuia. Are o grosime medie de 30 – 45 kilometri, grosimea maximă

înregistrându-se sub lanţurile orogenice, unde poate depăşi 65 kilometri. Prin

structura şi compoziţia ei, scoarţa continentală s-a constituit într-o perioadă

lungă de timp, formarea sa începând în urmă cu 1,5 mld. ani. În timpul

diferenţierii mantalei primare se nasc primele „plăci continentale” de

dimensiuni reduse, plăci a căror mişcare trebuie să fi fost destul de rapidă ceea

ce determina o dezagregare şi alterare accelerată, iar materialele sedimentare

rezultate constituiau sursa rocilor sedimentare. Rocile sedimentare şi cele

magmatice, acestea din urmă provenind din manta, erau supuse proceselor de

metamorfism, la presiuni şi temperaturi diferite. Scoarţa continentală este în

permanenţă remaniată prin activitatea tectonică, vulcanism, eroziune şi

sedimentare. Se poate trage astfel concluzia că scoarţa continentală are o

origine mult mai complexă decât scoarţa oceanică, fiind alcătuită din:

24

roci magmatice provenite mai mult sau mai puţin din mantaua

superioară;

roci magmatice provenite din zona de subducţie;

roci metamorfice provenite din reciclarea materialului crustal;

roci sedimentare de vârstă şi provenienţă diferită.

De asemenea, prin formarea centurilor orogenice, aceste „plăci

primare” cresc rapid, centurile orogenice fiind cele care produc sudarea

plăcilor litosferice continentale, un argument în plus constituindu-l separaţia

succesivă a lanţurilor orogenice – cele mai vechi sunt localizate în partea

centrală a plăcilor continentale, iar cele mai recente la marginea lor.

1.4. DOMENIILE MORFOSTRUCTURALE

În cei peste 4 miliarde de ani, scoarţa Pământului a suferit transformări

succesive, dominate în ultimii 200 mil. ani de dinamica plăcilor litosferice.

Această evoluţie a fost controlată de:

procesele orogenice, localizate în zonele de convergenţă a plăcilor

(subducţie, coliziune) şi care au pus în loc marile lanţuri muntoase

pericontinentale, intracontinentale şi arcurile insulare (foto 1);

Foto 1: Muntii Alpi (http://earth.imagico.de)

25

procesele magmatice, localizate cu precădere în lungul aliniamentelor de

acreţie a plăcilor, în urma cărora au rezultat dorsalele oceanice şi insulele

izolate din cuprinsul bazinelor oceanice (foto 2);

procesele epirogenice, de înălţare şi coborâre, care au permis succesiv

sedimentarea sau erodarea teritoriilor mai coborâte sau mai ridicate ale

Pământului (foto 3);

procesele complexe de eroziune, care au produs nivelarea şi

uniformizarea până la peneplenare a vechilor sisteme orogenice, sau

diversificarea reliefului mai recent (foto 4).

În prezent, suprafaţa Pământului este alcătuită din două mari domenii

morfostructurale – domeniul oceanic şi domeniul continental – în interiorul

cărora se asamblează unităţi morfostructurale complexe de diferite ordine, cu

tendinţe evolutive relativ proprii.

Foto 2: Rift în Marea Andaman (http://matthewoldfield.photoshelter.com)

26

Foto 3: Ţărm aflat în mişcare lentă de înălţare – Coasta de est a SUA

(http://www.drbeach.org)

F

Foto 4: Scutul Canadian (http://www.skyscrapercity.com)

27

1.4.1. Domeniul oceanic

Relieful fundului oceanic este strâns legat de evoluţia plăcilor

litosferice, a zonelor de convergenţă şi de extensiune (fig. 13). Istoria lor

evolutivă poate fi urmărită doar de circa 230-200 mil. ani.

Bazinele oceanice – deţin cea mai mare pondere din suprafaţa totală a

Pământului. Sunt caracterizate de un relief şters pe care apar protuberanţe de

forma unor coline abisale cu o altitudine relativă de până la câteva sute de

metri, dar şi munţi submarini de natură vulcanică. Prezintă o stabilitate

tectonică relativă, grosimea scoarţei fiind de circa 7 km.

Dorsalele medio-oceanice – sunt aliniamente active de mare amploare

cu o lungime totală de circa 80.000 km, separând plăcile litosferice în zonele

de acreţie. Au aspectul unor lanţuri montane submarine cu lăţimi ce pot depăşi

uneori 1000 km, fragmentate în zona centrală de o vale de rift cu o lăţime de

circa 2 km. Sub raport tectonic, dorsalele sunt foarte instabile, cu o activitate

magmatică bogată în lungul riftului dar şi a faliilor transformante ce le

fragmentează. La nivelul dorsalelor medio-oceanice grosimea medie a scoarţei

este de circa 5 km, dar în lungul rifturilor grosimea scade foarte mult. De

asemenea, pătura de sedimente lipseşte în lungul rifturilor, dar ea apare şi

începe să se îngroaşe dinspre rift spre flancurile dorsalelor.

Fosele oceanice – sunt imense „şanţuri” tectonice cu adâncimi de peste

5 km asociate zonelor de subducţie, marcate de numeroase cutremure de mare

intensitate. Uneori, adâncimea absolută a acestora poate depăşi 10 km. (ex:

fosa Marianelor – 11.034 metri; fosa Kermadec – 10.047 metri etc.). Sunt

umplute cu sedimente provenite din spaţiile continentale şi din arcurile

insulare din apropiere.

Bazinele marine marginale – sunt dezvoltate pe crustă oceanică cu o

grosime medie de 9 km, parţial active tectonic, frecvent întâlnite în partea

vestică a Oceanului Pacific. Sunt situate între două arcuri insulare (M.

Filipinelor) sau între un continent şi un arc insular (M. Japoniei, M. Ohotsk, M.

Bering, M. Caraibilor).

Bazinele marine interne – sunt înconjurate complet (M. Caspică) sau

aproape complet de continente (M. Neagră, M. Roşie) sau asociate cu sisteme

de arcuri insulare (Golful Mexicului), iar din punct de vedere tectonic se

remarcă printr-o stabilitate relativă. Cuvertura sedimentară este foarte groasă,

28

dominând sedimentele fine de tipul mâlurilor, iar depozitele de sare sunt

antrenate frecvent în fenomenul de diapirism.

Fig. 13: Relieful bazinelor oceanice

29

Insulele vulcanice – sunt formate în urma activităţilor vulcanice

submarine prin acumularea materialului magmatic predominant bazic. Geneza

lor este strâns legată de activitatea magmatică din lungul dorsalelor (Islanda,

Ascension, Insula Paştelui) sau de cea a „punctelor calde” din manta.

Majoritatea se remarcă printr-o instabilitate tectonică accentuată.

1.4.2. Domeniul continental

Acest domeniu, sub raport morfostructural este foarte diversificat (fig.

14), incluzând cele mai vechi teritorii, formate odată cu individualizarea crustei

acum circa 1,5 – 3,8 mld. ani, dar şi cele mai recente suprafeţe de uscat care au

apărut în ultimul milion de ani.

Scuturile – sunt unităţile morfostructurale foarte vechi, stabile din

punct de vedere tectonic, cu un relief şters (câmpii şi podişuri de eroziune),

alcătuite din roci precambriene (0,5 – 3,8 mld. ani) aflate la zi (scutul Baltic,

scutul Canadian, scutul Brazilian, scutul African).

Platformele – sunt unităţi morfostructurale stabile tectonic, cu un

fundament alcătuit din acelaşi tip de roci ca şi scuturile, peste care sunt depuse

roci sedimentare post-precambriene cu grosimi ce pot depăşi 4000 de metri şi

care pot aparţine unuia sau mai multor cicluri de sedimentare (platforma

Siberiană, platforma Est-Europeană, platforma Guyanelor etc.). Grosimea

scoarţei la nivelul platformelor este în medie de 40 km.

Scuturile şi platformele corespund vechilor lanţuri muntoase succesive,

modelate prin eroziune şi adesea acoperite de o cuvertură sedimentară puţin

deformată. Sunt considerate ca unităţi cu evoluţie terminată, cel mult ele fiind

afectate doar de mişcări epirogenice, prin care sunt supuse ritmic unor regimuri

de uscat sau de mare epicontinentală.

Catenele orogenice paleozoice – se întind pe multe mii de km lungime

şi lăţimi de sute sau mii de km, fiind alcătuite din roci metamorfice şi

sedimentare, intens cutate şi faliate, cu intruziuni de roci vulcanice specifice

aliniamentelor de convergenţă. Din punct de vedere tectonic prezintă o

stabilitate tectonică relativă. Relieful este specific munţilor vechi, cu înălţimi

modeste şi culmi puţin spectaculoase ca urmare a timpului îndelungat în care

au fost supuse eroziunii. Există şi excepţii în cazul unor catene care au fost

30

afectate de mişcările tectonice post-paleozoice şi al căror relief este mai

spectaculos (Alpii Scandinaviei etc.).

Fig. 14: Relieful domeniului continental.

31

Catenele orogenice tinere (mezozoice şi neozoice) – formate odată cu

începutul cretacicului (140 mil. ani), reprezintă o trăsătură principală a

Pământului, având o importanţă deosebită fizico-geografică şi ocupând 6% din

suprafaţa acestuia. Din punct de vedere tectonic sunt active şi au un relief

accidentat, iar ca poziţionare, sunt dispuse la periferia platformelor, fiind

formate în zonele de convergenţă a plăcilor litosferice (subducţie, coliziune).

Sunt dispuse în două mari centuri orogenice, lungi de mai multe zeci de mii de

km, late de 200-1.000 km şi a căror altitudine depăşeşte 5.000-6.000 m.

centura peripacifică (lanţul cordilier american) are o orientare

latitudinală (uşor oblică faţă de meridiane), dezvoltată în lungul zonelor

de subducţie a plăcii Pacifice sub plăcile Americii de Nord şi Americii de

Sud.

centura mesogeană sau tethysiană (lanţul alpino-carpato-caucazo-

himalayan) cu o orientare dominant longitudinală ce porneşte din nordul

Africii până în Himalaya, de unde până în Indonezia capătă o direcţie

oblică în raport cu meridianele.

Rifturile continentale – sunt unităţi morfostructurale tinere (mai puţin

de 30 milioane de ani), foarte active din punct de vedere tectonic şi vulcanic.

Au aspectul unor fracturi situate în interiorul sau la marginea continentelor cu

lungimi de sute sau mii de km (Marele Graben Est-African – peste 6500 km) şi

lăţimi ce uneori depăşesc 70 km, fiind o succesiune de grabene uneori în

asociaţie cu horsturi rezultate în urma unui proces de distensie. În urma acestui

proces, scoarţa continentală se diminuează în detrimentul scoarţei oceanice

recente.

Arcurile insulare – se dezvoltă deasupra aliniamentelor de subducţie

unde o placă oceanică intră sub o altă placă de aceeaşi natură, fiind

caracterizate de o intensă activitate seismică şi vulcanică. Au aspectul unor

arhipelaguri curbate alcătuite din insule de dimensiuni diferite, cu lungimi de

mii de km (arh. Japoniei, arh. Aleutine, arh. Indoneziei etc.).

32

2. DINAMICA PLĂCILOR LITOSFERICE – FORMAREA MARILOR

UNITĂŢI MORFOSTRUCTURALE ALE PĂMÂNTULUI

2.1. LITOSFERA

Litosfera reprezintă învelişul superior al Terrei, relativ rigid, alcătuită

din plăci de dimensiuni diferite, fiind constituită din scoarţă şi mantaua rigidă,

extinzându-se de la suprafaţă până la 100 km adâncime în medie.

Limita inferioară a litosferei o formează contactul cu astenosfera, în

general acolo unde temperatura ajunge la circa 1.300°C. În dorsale această

temperatură este atinsă chiar la suprafaţă, fapt pentru care grosimea litosferei

este aproape nulă, iar sub continente, mai ales sub lanţurile muntoase ajunge la

150-200 km (fig. 15).

Fig. 15: Limita inferioară a litosferei la nivelul dorsalei oceanice şi sub lanţul muntos

Fig. 16: Divizarea în plăci a litosferei (după Hall,

O’Hara, 1995)

Limitele laterale ale litosferei.

Învelişul superficial al Pământului este divizat

în mai multe plăci (fig. 16), separate de zone

înguste unde se concentrează majoritatea

deformaţiilor crustei, cu urmări geostructurale

şi geomorfologice majore. Conform teoriei

tectonicii globale, litosfera este fragmentată

într-o serie de plăci tectonice de dimensiune şi

compoziţie diferită.

33

Fig. 17: Sistemul tectonic al Pământului

34

Placa reprezintă cea mai mare unitate geo-tectonică, pe care se grefează

alte unităţi subordonate (plăci medii, microplăci, dorsale, fose, falii etc.). Placa

litosferică este o structură majoră, complexă, reprezentată printr-o calotă

sferică cu limite neregulate, alcătuită din roci cu compoziţie diferită.

Plăcile majore, cu suprafeţe ce depăşesc câteva milioane de km2, sunt în

număr de şapte – Euroasiatică, Pacifică, Africană, Indo-Australiană, Americii

de Nord, Americii de Sud şi Antarctică. Dintre plăcile medii, mai importante

sunt plăcile Arabă, Filipinelor, Caraibelor, Nazca, Cocos etc. (fig. 17).

După natura crustei, plăcile ce intră în contact pot fi:

în întregime oceanice: Pacifică, Nazca etc;

în întregime continentale (mai rar): Turcă;

mixte (intermediare) – o parte continentală şi o parte oceanică;

sunt cele mai multe: Europeană, Africană, Americană ş.a.

Limitele bazinelor oceanice şi blocurilor continentale, cele două mari

domenii geotectonice ale Terrei, nu se suprapun în întregime limitelor plăcilor

litosferice. Din acest punct de vedere marginile continentelor pot corespunde

unor margini active ale plăcilor continentale (de subducţie), cum este coasta de

vest a celor două Americi, sau unor margini pasive la contactul dintre o scoarţă

continentală şi una oceanică ce aparţin aceleiaşi plăci litosferice, cum sunt

coastele de est ale celor două Americi şi coastele de vest ale Africii.

În cadrul plăcilor litosferice, însă, limitele dintre ele sunt totdeauna

limite active, putând fi identificate, după tipul şi tendinţele geodinamice, două

mari categorii de limite: limite de extensiune şi limite de convergenţă. În aceste

zone s-au format şi se definitivează marile ansambluri geostructurale ale

Terrei, respectiv lanţurile muntoase orogenice şi vulcanice. Aici, în aceste

margini active ale plăcilor litosferice, se reglează acel mecanism de mişcare, de

deplasare a plăcilor continentale, de expansiune sau de strivire a fundului

bazinelor oceanice (fig. 18).

Fig. 18: Tipuri de margini ale plăcilor litosferice

35

2.2. DINAMICA ALINIAMENTELOR DE EXTENSIUNE ŞI

FORMAREA DORSALELOR OCEANICE

Aliniamentele de extensiune, de îndepărtare una de alta a plăcilor

litosferice, se realizează în lungul rifturilor, aliniamente de la care a început

formarea bazinelor oceanice. Totdeauna aceste rifturi au fragmentat litosfera

continentală, iar formarea bazinelor oceanice, a culoarelor de rift şi a dorsalelor

nu a fost decât o problemă de timp şi de dinamică a plăcilor litosferice (fig.

19). Bombarea astenosferei şi subţierea litosferei conduc în cele din urmă la

apariţia riftului şi a faliilor laterale ale căror planuri se arcuiesc spre baza

crustei. În depresiunea tectonică se acumulează sedimente continentale, iar în

lungul faliilor este injectată magmă bazaltică în interiorul sistemului de rift,

curgerile bazaltice succesive ducând la lărgirea zonei de rift şi la îndepărtarea

marginilor blocurilor continentale. Prin îndepărtarea marginilor continentale

zona de rift este invadată de apa oceanică. Prin continuarea injecţiilor de

magmă bazaltică în lungul riftului, a dorsalelor şi faliilor transformante începe

formarea noii cruste oceanice.

Fig. 19: Dinamica plăcilor litosferice )după Hamblin, 1992, cu modificări)

Sub raport geostructural, prin dinamica aliniamentelor de rift care au o

dublă activitate – magmatică şi tectonică – au luat naştere unităţi tectono-

structurale de diferite ordine: culoare tectonice (rifturi) intracontinentale sau

pericontinentale, bazine oceanice, dorsale oceanice şi insule vulcanice.

36

2.2.1. Culoarele tectonice de rift

Culoarele tectonice de rift marchează începutul fragmentării plăcilor

liosferice continentale, fapt pentru care ele se găsesc în interiorul (A) sau la

marginea acestora (B) (fig. 20, A,B):

ex. A: din prima categorie: Culoarul tectonic african – Golful Aden-

Marea Roşie-Golful Aqabah-Marea Moartă-Riftul Iordanului;

ex. B: din a doua categorie: Culoarul tectonic al Californiei continuat

spre nord prin falia San Andreas şi Depresiunea Sacramento.

Evoluţia culoarelor tectonice de rift cunoaşte mai multe etape ce au ca

finalitate formarea unui nou bazin oceanic între cele două mase continentale

separate (fig. 21):

etapa I – bombarea plăcii continentale şi subţierea acesteia sub

presiunea exercitată de fluxurile magmatice generate de noua celulă

de convecţie ascendentă apărută la nivelul astenosferei (fig. 21-A);

placa continentală subţiată se fisurează, iar în lungul acestor fisuri se

manifestă un vulcanism alcalin;

etapa a II-a – continua presiune exercitată de fluxurile magmatice

determină fracturarea plăcii continentale în aria de bombare şi subţiere

(fig. 21-B); se dezvoltă grabene alungite (văi de rift) în lungul unor

fracturi şi are loc deversarea de lave bazice de-o parte şi de alta a

acestora; apar şi fenomene asociate, cum ar fi izvoarele fierbinţi,

emisii de gaze etc.; în unele depresiuni se formează lacuri de mare

întindere, unele din ele cu un conţinut ridicat de sulf, rezultat al

emisiilor de gaze provenite de la mare adâncime prin fisurile

existente;

etapa a III-a – fragmentarea scoarţei continentale şi începerea formării

scoarţei oceanice de-o parte şi de alta a riftului, prin deplasarea

laterală a celor două plăci continentale rezultate şi a acreţiei de

material bazaltic provenit din mantaua superioară (astenosferă),

acreţie ce va genera dorsala oceanică (lanţ muntos submarin bazaltic)

(fig. 21-C); braţul de mare rezultat prezintă adâncimi mici permiţând

acumularea unor depozite sedimentare specifice (calcare, roci

silicioase etc.), aşa cum este cazul actual al Mării Roşii şi al Golfului

Aden;

etapa a IV-a – continuă expansiunea fundului oceanic şi îndepărtarea

celor două margini continentale (fig. 21-D); se formează noi

componente ale fundului oceanic, alături de rift şi dorsală, cum ar fi

şelful, taluzul, piemontul şi câmpia abisală; în lungul riftului se pot

forma insule vulcanice (ex: Islanda etc.).

37

Fig. 20: A – Culoarul tectonic est-african; B – Culoarul tectonic al Californiei

Fig. 21: Evoluţia unui culoar tectonic de rift

2.2.2. Bazinele oceanice

Bazinele oceanice sunt rezultatul expansiunii crustei oceanice de o parte

şi de alta a riftului, dovadă fiind vechimea din ce în ce mai mare a bazaltelor

dinspre rift către marginea continentală. De asemenea, aceste bazalte provenite

din astenosferă, în momentul scăderii temperaturii sub o anumită valoare, sunt

magnetizate şi păstrează direcţia câmpului magnetic al momentului(fig. 22).

Procesul parcurge următoarele etape (D.H. Tarling, M.P. Tarling, 1978):

Magma bazaltică se ridică spre suprafaţă prin valea de rift şi, uneori,

prin faliile asociate;

Prin consolidarea acesteia, rocile bazaltice noi formate sunt magnetizate

în direcţia câmpului magnetic predominant;

38

Pe măsura deplasării în lateral a rocilor deja consolidate, noi fluxuri de

magmă se ridică dinspre astenosferă consolidându-se şi înregistrând

noua direcţie dominantă a câmpului magnetic.

Procesul este continuu atâta timp cât se desfăşoară procesul de

expansiune a fundului oceanic. Scoarţa oceanică actuală nu este mai veche

decât începutul Mezozoicului, adică momentul în care Pangeea începe să se

fragmenteze, iar noile plăci tectonice rezultate în urma acestui fenomen încep

să se deplaseze în direcţii diferite, în funcţie de forţa curenţilor de convecţie.

Scoarţa oceanică are o evoluţie distinctă în raport cu cea continentală,

dar şi în raport cu a fundului mărilor interioare. Fundul oceanelor este

caracterizat de forme de relief variate, specifice şi cu extensiune variabilă, cum

ar fi dorsalele, câmpiile abisale şi fosele oceanice.

Fig. 22: Expansiunea fundului oceanic şi înregistrarea câmpului magnetic terestru

Prin acest mecanism tectonic, de apariţie şi dezvoltare a rifturilor, urmat

de expansiunea fundului oceanic, dirijat de curenţii subcrustali localizaţi în

astenosferă a rezultat fragmentarea megacontinentelor Gondwana şi Laurasia

începută acum 230-300 milioane de ani.

În urma expansiunii fundului oceanic şi împingerii laterale a blocurilor

continentale au rezultat Oceanul Atlantic, Oceanul Tethys (Mesogeea) şi

Oceanul Indian (fig. 23).

39

Principalele momente din formarea marilor bazine oceanice:

Triasic. Începe dezmembrarea ireversibilă a supercontinentului Pangeea

prin formarea unui prim rift în zona Mării Caraibilor, marcând şi începutul

individualizării Atlanticului Central, în acest fel fiind separate blocurile

continentale ale Americii de Nord şi Americii de Sud. Printr-un sistem de falii

transformante, provenite din riftul Atlanticului Central se formează bazinul

Tethysului occidental (Mesogea) care separă Gondwana de Laurasia, iar la

sfârşitul Triasicului începe şi deschiderea Oceanului Indian prin desprinderea

blocului indiano-australo-antarctic de supracontinentul Gondwana.

Jurasic. În această perioadă a Mezozoicului continuă extinderea spre

nord a riftului Atlanticului de Nord,ducând la conturarea bazinului Labrador şi

la desprinderea blocului Americii de Nord (blocul Laurenţian) de Eurasia. La

sfârşitul Jurasicului (-135 M.a.) se formează riftul dintre America de Sud şi

Africa, consemnând separarea celor două blocuri continentale şi începutul

formării Atlanticului de Sud. Tot în acest interval de timp se desprinde cratonul

Indiei de blocul Australo-Antarctic şi începe deplasarea sa spre nord-est, iar

Madagascarul se desprinde de Africa prin formarea canalului Mozambic.

Cretacic. Continuă expansiunea fundului Oceanului Atlantic,iar la

sfârşitul Cretacicului, cratonul Australian se desprinde de cel Antarctic, ducând

la schiţarea mai completă a Oceanului Indian.

Paleogen. Continuă lărgirea bazinelor oceanelor Atlantic şi Indian. La

sfârşitul Paleogenului (25-30 M.a.) se realizează desprinderea Groenlandei de

Scandinavia şi deschiderea completă a Atlanticului de Nord către Oceanul

Arctic.

Neogen. Se definitivează marile bazine oceanice ale Terrei prin

expansiunea fundului oceanic şi deriva blocurilor continentale. Tot acum se

conturează şi se definitivează la nivel planetar marile zone climatice.

Concomitent cu formarea bazinelor oceanice au loc şi alte evenimente

geostructurale controlate şi ele tot de dinamica plăcilor litosferice.

2.2.3. Dorsalele oceanice

Dorsalele reprezintă ansambluri muntoase submarine de dimensiuni

foarte mari, cu poziţie medio-oceanică. Relieful dorsalelor este puternic

accidentat, cu lăţimi ce variază între 30 şi 1500 kilometri şi înălţimi ce uneori

depăşesc 2000 metri în raport cu altitudinea medie a fundului oceanic.

Dorsalele formează un lanţ aproape continuu ce se dezvoltă începând din

Oceanul Îngheţat prin Oceanul Atlantic, Oceanul Indian şi prin partea central-

sudică a Oceanului Pacific, cu o lungime de circa 84.000 kilometri.

40

fig. 23: Evoluţia continentelor în ultimii 250 milioane ani (după Hall, O’Hara, 1995)

41

În partea centrală a dorsalelor este dezvoltată o depresiune alungită,

numită rift, cu o adâncime ce poate atinge 2000 metri. În lungul riftului au loc

efuziuni vulcanice care sunt limitate la o bandă axială îngustă (1-2 km lăţime).

De o parte şi de alta această bandă este mărginită de două zone tectonice

active, fragmentate de fisuri deschise şi falii normale, aproape paralele cu axa

dorsalei (foto 5).

Foto 5:. Riftul Pacificului de Est (http://www.entretiens-yvescoppens-michelserres.fr)

La 20-30 km distanţă de axă, activitatea tectonică încetează, iar faliile

moarte sunt progresiv înecate sub sedimente. Efuziunile bazice sunt tot mai

vechi dinspre rift către marginile continentale (fig. 24). Pereţii interni ai riftului

sunt abrupţi ca urmare a falierilor, iar în axul central al riftului se dezvoltă, în

cele mai multe cazuri, o vale cu lăţimi de până la 3500 metri şi o adâncime de

până la 300 metri, lipsită de sedimente, puternic fracturată de forţa cu care

magma din astenosferă caută să ajungă la suprafaţă. Această vale de rift

reprezintă zona de acreţie, de expansiune a fundului oceanic, aflată aproape pe

toată lungimea sa sub apele oceanului, cu mici excepţii, cum ar fi Islanda.

Această insulă este situată chiar pe axul dorsalei medio-atlantice, unde

topiturile ce urcă din astenosferă se revarsă prin imense fracturi la suprafaţă,

sub forma unor curgeri bazaltice.

42

Varietatea reliefului este determinată de activitatea magmatică foarte

activă ce se înregistrează în lungul dorsalelor „rapide”: anual se adaugă la

crusta oceanică cca 20 km3 de lavă (17 km

3 – gabrouri; 3 km

3 – bazalte), iar

aceste topituri magmatice provin din mantaua superioară sau din astenosferă.

Fig. 24: Elementele generale ale axului dorsalei oceanice

Morfologia zonei active din lungul dorsalelor înregistrează diferenţieri

în funcţie de dinamica lor, fapt pentru care pot fi separate:

dorsalele „lente” care prezintă un rift sau vale axială, lată de cca 30 km

şi adâncă de aproape 2 km; viteza de extensie este relativ mică (0,5-4

cm/an), aşa cum este cazul dorsalei medio-atlantice şi dorsalei

Carlsberg (fig. 25);

dorsalele „rapide”, în care valea axială nu mai este bine conturată sau

lipseşte complet; valea axială sau valea de rift este înlocuită de un horst

axial, aşa cum este cazul dorsalei est-pacifice, iar viteza de extensie

poate depăşi 10 cm/an (fig. 26).

Pentru explicarea activităţii magmatice mai active în lungul dorsalelor

rapide, în lungul cărora se constată bombări sub formă de domuri de cca 150

km lungime şi 4-5 km lăţime, s-a dedus prezenţa în crusta oceanică a unor

camere magmatice a căror activitate este legată de deformarea lentă şi de

pulsaţiile magmatice ale astenosferei (fig. 27).

43

Fig. 25: Dorsală „lentă”

Fig. 26: Dorsală „rapidă”

Fig. 27: Schema unei camere magmatice

44

Prezenţa şi activitatea camerelor magmatice ar explica morfologia în

domuri a dorsalelor rapide, lanţurile vulcanice submarine şi prezenţa insulelor

în lungul dorsalelor. Dorsalele oceanice reprezintă relieful cel mai important al

Terrei, importanţă care rezultă din diversitatea reliefului, mărimea, extinderea

şi dinamica lui.

2.2.4. Lanţuri şi insule vulcanice din lungul aliniamentelor de

expansiune a fundului oceanic

Acestea reprezintă forme de relief majore dezvoltate în lungul

dorsalelor, de-o parte şi de alta a rifturilor şi în lungul faliilor transformante.

Insulele vulcanice din lungul dorsalelor – se datorează în cea mai

mare parte activităţii domurilor vulcanice. Frecvenţa şi cantitatea mare a

topiturilor magmatice au pus în loc edificii vulcanice ale căror înălţimi

depăşesc cu zeci sau mii de metri suprafaţa oceanului. Multe din aceste edificii

vulcanice, raportate la fundul oceanic, depăşesc, în general, amplitudinile

reliefului terestru, raportate la nivelul oceanic.

Foto 6:. Insulele Galapagos (http://www.backpackserbia.com)

ex. 1 – dorsala atlantică: insulele Jan Mayen – cu altitudine de 2.277 m;

Islanda – un podiş de lavă bazaltică (cca 600 m) din care se înalţă aproximativ

45

100 de vulcani, unii dintre ei activi; arh. Azore – situat pe ridicarea maximă a

dorsalei medio-atlantice; Tristan da Cuhna (2.520 m).

ex. 2 – dorsala est-pacifică: arh. Galapagos (foto 6) – pe aliniamentul

riftului care separă plăcile litosferice Cocos şi Nazca; Insula Paştelui – platou

bazaltic.

ex. 3 – dorsala medio-indiană: ins. Kerguelen şi Heard – cu înălţimi de

peste 2000 m (Mt. Mawson, 2746 m).

Insulele vulcanice situate în lungul faliilor transformante - au ca

bază socluri din scoarţa oceanică; prezenţa lor pune în evidenţă creşterea

scoarţe oceanice şi îndepărtarea aliniamentelor de falie de zona activă a

dorsalei; sunt mai puţin numeroase.

Insulele vulcanice situate pe faliile care fac trecerea de la scoarţa

oceanică la scoarţa continentală - sunt mai numeroase decât cele din lungul

faliilor transformante şi se găsesc în arealul platformelor continentale, având ca

bază socluri din scoarţa continentală; sunt plasate pe faliile platformei

cotinentale care fac trecerea de la scoarţa oceanică la scoarţa continentală (fig.

28); activitatea vulcanică legată de dinamica plăcilor litosferice a avut un

paroxism în timpul Paleogenului şi Neogenului, în unele insule fiind încă în

desfăşurare; caracterizează îndeosebi coastele pasive ale continentelor, mai ales

coasta vest-africană). ex. – arh. Madeira, arh. Canare, Ins. Capului Verde ş.a.

Fig. 28: Model de plasare a insulelor vulcanice pe faliile platformei continentale.

Insulele vulcanice punctiforme situate pe crusta oceanică – sunt

răspândite în bazinele oceanice, acolo unde producţia magmatică nu este

limitată numai la aliniamentele active din lungul rifturilor şi dorsalelor. Se

constată procese magmatice active, izolate, dispersate în lungul oceanelor,

având ca suport crusta oceanică de pe platourile şi câmpiile abisale dintre

dorsalele submarine şi coastele continentale. Produsele vulcanice sunt formate

din bazalte alcaline provenite din topirea parţială a peridotitelor, la mare

adâncime, probabil la baza mantalei inferioare. Locurile acestei fuziuni

46

parţiale, punctuale la scară planetară, nu au nici o legătură cu limitele plăcilor

litosferice. Asemenea construcţii vulcanice se găsesc adesea pe porţiuni vechi

ale plăcii oceanice (pentru unele acumulări vulcanice chiar 60-65 milioane ani)

(fig. 29)

Topirea parţială a mantalei ar fi provocată de anomalii termice locale

numite „puncte calde” situate în partea inferioară a mantalei. Faptul că

asemenea construcţii vulcanice, sub formă de insule izolate sau guyoti, se

găsesc dispuse sub forma unor aliniamente, mai mult sau mai puţin curbate,

fiecare aliniament terminându-se cu un vulcan activ, au dus la concluzia că

aceeaşi sursă vulcanică ar fi alimentat succesiv fiecare edificiu vulcanic în

parte. Există deci o deplasare relativă a surselor magmatice (a punctelor calde)

din manta şi a crustei oceanice pe care se instalează vulcanii. T. Wilson (1965,

1973) şi W. Morgan (1972) admit că această dispoziţie liniară şi punctiformă a

vulcanilor rezultă din deplasarea plăcilor litosferice deasupra „punctelor

calde”, situate mai adânc în manta şi a căror deplasare proprie este nulă sau

foarte slabă. T. Wilson (1973) a identificat 21 puncte fierbinţi (puncte calde)

care sunt active în prezent, dar se consideră că în trecutul geologic ele ar fi fost

mai multe.

Fig. 29: Geneza unui aliniament de insule deasupra unui punct cald

Asemenea aliniamente vulcanice intraplacă se găsesc cu precădere în

partea centrală a Oceanului Pacific, dar şi în Oceanul Atlantic şi Oceanul

Indian.

ex. – Oceanul Pacific: lanţul insulelor vulcanice Emperor – Hawai (foto

7); Insulele Tuamotu; lanţul Gilbert – Marshal – I-le Australe;

ex. – Oceanul Indian: lanţul Reunion – Maurices – Seychelles;

47

ex. – Oceanul Atlantic: Platoul Rio Grande.

Foto 7: Hawaii . curgere de lavă (www.explorerovolcanoes.com)

2.3. DINAMICA ALINIAMENTELOR DE CONVERGENŢĂ,

FORMAREA LANŢURILOR OROGENICE ŞI A ARCURILOR INSULARE

Aliniamentele de convergenţă o bună parte a marginilor active ale plăcilor

litosferice. Convergenţa plăcilor litosferice pune în contact cruste de aceeaşi

origine sau de origini diferite. După dinamica şi mecanismul geotectonic mişcările

de convergenă, de apropiere a plăcilor litosferice sunt de două feluri: de subducţie

şi de coliziune

2.3.1. Dinamica zonelor de subducţie – formarea lanţurilor

muntoase (orogenice) pericontinentale şi a arcurilor insulare.

Subducţia reprezintă procesul prin care are loc consumarea, adică

distrugerea litosferei oceanice prin afundarea sa în astenosferă. Este cel mai

semnificativ proces al tectonicii globale.

48

Când două plăci converg una spre alta, o placă (cea oceanică) se îndoaie

şi intră sub o placă continentală mai groasă şi mai stabilă (fig. 30.a) sau sub o

altă placă oceanică (fig. 30.b).

Cele două tipuri de subducţie controlează morfologia diferită a zonelor

marginale ale plăcilor litosferice, îndeosebi morfologia de ansamblu a

marginilor continentale. Indiferent care este tipul de subducţie, aceste zone sunt

cele mai importante sub raport geotectonic, magmatic şi geomorfologic:

Fig. 30: Model privind subducţia unei plăci oceanice sub o placă continentală (a) şi a unei

plăci oceanice sub o altă placă oceanică (b).

aici au luat naştere marile ansambluri orogenice ale planetei, care

marchează marginea activă a plăcilor litosferice şi pun în evidenţă

marile contraste geomorfologice ale continentelor şi oceanelor;

aici se produc cele mai active procese geotectonice ce participă la

definirea structurală şi petrografică a lanţurilor orogenice:

litogeneză, metamorfism, magmatism, orogeneză

Diferenţieri petrografice în zonele de subducţie:

a. litogeneza – reprezintă procesul de acumulare şi formare a rocilor

sedimentare în bazinele şi fosele oceanice (fig. 31.a);

b. metamorfozarea – rocilor sedimentare şi vulcanice provenite din cele două

tipuri de cruste şi încorporarea rocilor metamorfice rezultate în sistemul

orogenic; rocile metamorfice se diferenţiază în funcţie de presiunea şi

temperatura la care s-au format (fig. 31.b);

c. magmatismul – se deosebeşte de cel al zonelor de rift datorită faptului că

materialul magmatic provine din topirea crustei oceanice (bazalte şi

sedimente) şi a unor fragmente din crusta litosferică acoperitoare (fig.

31.c); datorită acestui fapt, plus adâncimile, presiunile şi temperaturile

diferite la care se formează, topiturile magmatice sunt mai complexe şi

mult diferenţiate de cele din zonele de rift, unde provin direct din manta;

49

predomină compoziţia calco-alcalină (andezite şi granodiorite), iar emisiile

vulcanice au un caracter predominant exploziv (gaze rezultate în urma

topirii materialului neomogen al scoarţei).

fig. 31: Diferenţieri petrografice în zonele de subducţie

În procesul de subducţie se formează vetre de topituri sau magme, care

tind să se ridice la suprafaţă folosind liniile de fracturi adânci sau direcţiile cutelor

ce se formează din sedimentele acumulate în fosele marginale. În funcţie de

evoluţia şi stadiile de dezvoltare ale orogenului zonelor de subducţie, pot fi

diferenţiate mai multe tipuri de magmatism (Stille, 1924 citat de Pauliuc, Dinu,

1985):

1. magmatism iniţial – în această primă etapă, în procesul de subducţie

se produce şi o fisuraţie adâncă a plăcii acoperitoare ce permite pătrunderea şi

revărsarea la suprafaţă a lavelor bazice (ofiolitice) provenite din partea

superioară a mantalei (ex. zona ofiolitică a M. Apuseni);

2. magmatism sinorogen – în această etapă se remarcă formarea de vetre

magmatice la baza plăcii litosferice, din care magma se deplasează spre suprafaţă

sub formă de intruziuni granitice de tipul batolitelor; materialul magmatic are

origine litogenă (topirea rocilor din crustă): (ex. corpurile granitice din M. Măcin,

plutonii granitici din autohtonul Carpaţilor Meridionali);

3. magmatism subsecvent (postorogen) – pe măsura complicării şi înălţării

sistemului orogenic din rezervoarele magmatice (batolite) se ridică spre suprafaţă

topituri magmatice de natură litogenă, ele prezentându-se fie sub formă intrusivă,

de corpuri magmatice mici (lacolite, dike-uri, neck-uri, sill-uri), aşa cum este cazul

banatitelor din Carpaţii Meridionali şi M. Apuseni (granodiorite, riolite, dacite), fie

50

sub formă extrusivă (andezitele care au dat naştere lanţurilor vulcanice neogene

din Carpaţii Orientali şi M. Apuseni, şi care au fost predominant erupţii

explozive);

4. magmatism final – se manifestă după încheierea ciclului orogenetic, cu

sau fără legătură cu mişcările orogenice. După încheierea ciclului orogenic, în faza

de decompresiune orogenică, au loc ridicări, scufundări, forfecări ce pot

redeschide, prin fracturări adânci legătura cu vetrele magmatice de la baza scoarţei

rezultând lave bazice – bazalte (ex. Racoş, Detunatele).

Acest sistem magmatic se poate desfăşura de la adâncimi de 30-40 km

până la suprafaţă. În ascensiunea lor către suprafaţă se produce o diferenţiere

magmatică – magmele străbat roci cu compoziţie chimică şi petrografică diferită,

topesc şi asimilează cantităţi variabile din rocile pe care le străbat.

În ansamblu, magmatismul zonelor de subducţie este calco-alcalin

generând întreaga suită de roci eruptive, de la bazice la acide, în proporţii diferite.

Topiturile care se consolidează în adâncime sunt predominant de natură acidă

(granite, granodiorite) şi formează batolite largi, cărora li se asociază şi alte corpuri

de dimensiuni mai mici aflate la adâncimi de câţiva km.

Vulcanismul asociat zonelor de subducţie porneşte de la un front

vulcanic, paralel cu faza oceanică, amplasat la 200-300 km spre uscat de la axa

fosei. Distribuţia spaţială a rocilor vulcanismului calco-alcalin evidenţiază o

zonare petrografică a acestora, diferitele serii corespunzând la adâncimi, în

general, din ce în ce mai mari şi la momente de punere în loc din ce în ce mai

târzii (Pauliuc, Dinu, 1985). Sunt separate trei serii şi anume (Condie, 1976;

Boillot, 1983) (fig. 32):

seria tholeitelor de arc, caracterizată prin conţinut scăzut de K2O (sub

1%), cuprinde: bazalte (asemănătoare celor ce constituie scoarţa

oceanică); islandite (lave andezitice sărace în K) şi mai rar dacite.

Sunt puse în loc cel mai devreme în zonele cele mai apropiate de

fosele oceanice şi provin de la adâncime mică (cca 80 km). Se

formează după cca 1 milion de ani de la începutul subducţiei, la o rată

de 10 cm/an şi un unghi de subducţie de 45 . Sunt bine reprezentate în

arcurile insulare tinere;

seria calco-alcalină propriu-zisă este cea mai caracteristică şi mai larg

dezvoltată în zonele de convergenţă litosferică şi cuprinde: bazalte

bogate în aluminiu (SiO2 mai puţin de 53%), andezite (cele mai

frecvente), dacite şi riolite. Asociaţia plutonică corespondentă este

formată din seria gabbro, diorit-granodiorit-granit. Rocile acestei serii

provin din topirea plăcii subduse la adâncimi de 100-150 km, fiind

puse în loc ulterior şi în spatele bazaltelor tholeitice de arc;

51

seria shofonitică, caracterizată de îmbogăţirea în alcalii şi K2O

cuprinde: bazalte, hawaite (alcaline), latite (shofonitice) trahite şi

riolite. Rocile se formează din topituri ale plăcii subduse ce provin de

la adâncimi mai mari de 150 km, care în drumul lor spre suprafaţă

ajung la compoziţia shofonitică (andezit bogat în alcalii). Sunt puse în

loc mai târziu şi în spatele (spre uscat) zonei cu produse ale seriei

calco-alcaline.

Fig. 32: Seriile vulcanismului arcurilor insulare din zonele de subducţie (după Boillot, 1983)

d. orogenezele – sunt acele mişcări care determină cutarea, falierea şi

înălţarea lanţurilor muntoase. Procesul este controlat de mişcările

convergente care prin compresiune determină deformarea intensă a

stratelor (cutarea şi falierea) şi ridicare lanţurilor muntoase. Procesele de

orogeneză se produc în fosele oceanice care însoţesc zonele de subducţie şi

au loc concomitent cu procesele de metamorfism şi magmatism. S-a

remarcat faptul că mişcările orogenice se manifestă episodic, în intervale

scurte de timp, separate prin intervale mult mai mari de calm orogenic,

timp în care au loc procese de eroziune şi de peneplenare a zonelor

muntoase concomitent cu acumularea sedimentelor în depresiuni. Pe baza

măsurătorilor radiometrice s-a constatat că durata ciclului orogenic alpin a

variat între 100.000 şi 3 mil. ani, iar durata intervalului de calm relativ între

două faze de cutare succesive este de ordinul a 10-12 mil. ani.

A fost remarcată, de asemenea, relaţia dintre discontinuitatea expansiunii

fundului oceanic şi fazele tectonice din zonele de convergenţă. S-a constatat o

perfectă coincidenţă între fazele de cutare alpină cunoscute în Europa şi America

de Nord (nevadiană – 141 mil. ani, austrică – 115-110 mil. ani, subhercinică – 80-

52

75 mil. ani, pirineană – 42-38 mil. ani, styrică – 10-9 mil. ani) şi discontinuitatea

fundului oceanic în Atlanticul de Nord.

Între cele două procese există o legătură cinematică, în sprijinul acestei

interpretări fiind aduse următoarele argumente (Pauliuc, Dinu, 1985):

vitezele de mişcare a plăcilor litosferice (1-8, excepţional 18

cm/an) sunt similare cu vitezele de scurtare a scoarţei în zonele

orogene (2-8,5 cm/an);

lanţurile orogenice tinere au o lungime totală de 72.000 km,

aproape egală cu lungimea însumată a zonelor de expansiune, fapt

ce indică o legătură genetică între ele.

Corelarea fazelor orogenice cu discontinuităţile mişcării plăcilor litosferice

poate avea ca efect manifestarea unor faze sincrone de deformare tectonică în

diferite zone de mobilitate a scoarţei, cum sunt zonele de subducţie.

2.3.2. Morfostructura zonelor de subducţie

Zonele de subducţie sau marginile continentale active sunt împărţite în

două tipuri majore (Uyeda, Kanamori, 1979): arc sau aliniament continental

atunci când o placă oceanică este subdusă sub o placă continentală şi arc

insular când o placă oceanică este subdusă tot sub o placă oceanică.

Subducţia unei plăci oceanice sub o placă continentală

Se realizează în zona de convergenţă a celor două plăci următoarele

domenii morfostructurale: lanţ muntos orogenic, cordilieră vulcanică, bazin

prearc, prismă de acreţie (zonă de creştere prin cutare), fosă şi bazin oceanic

(fig. 33). În general, zona de subducţie este liniară, iar planul de subducţie

(Benioff) are unghiuri mai reduse (cca 20 ).

Subducţia unei plăci oceanice sub o altă placă oceanică

În această situaţie, în general, zona de subducţie este arcuită, iar

unghiul planului de subducţie este mare (peste 45 ); în zona de subducţie se

formează arcuri insulare separate de continent prin bazine marginale. Se

întâlnesc următoarele domenii structurale (fig. 34):

fosa oceanică – lăţimi în jur de 100 km, adâncimi de 2-4 km în raport cu

fundul bazinului oceanic şi lungimi de ordinul sutelor şi miilor de km (ex.

fosa Tonga-Kermadec, 700 km; fosa Peru-Chile, 4500 km);

prisma de acreţie – este o masă complexă de roci sedimentare, la care se

mai adaugă roci metamorfice şi roci vulcanice şi se dezvoltă pe seama

cuverturii oceanice pe care o încorporează. Prin formarea prismei de

acreţie se realizează alipirea mecanică a maselor de sedimente şi roci la

53

frontul mai vechi al marginii continentului sau arcului insular. În acest fel

are loc avansarea spre ocean a regiunii frontale;

bazinul arcului frontal (bazinul prearc) – se formează în spatele prismei de

acreţie, în cadrul lui acumulându-se sedimente nedeformate provenite din

erodarea arcului vulcanic. Au o poziţie discordantă pe formaţiunile prismei

de acreţie;

arcul vulcanic (arc insular intern) – are în alcătuire un arc frontal format

din produse vulcanice vechi, reprezentând partea cea mai veche la baza

căreia a început subducţia iniţială şi lanţul vulcanic (arcul magmatic) în

cadrul căruia sunt vulcani activi. Produsele vulcanice sunt la început

predominant bazice (bazalte), fapt ce reflectă influenţa slabă a plăcii

încălecătoare (crustă oceanică, grosime redusă) după care devin andezitice.

În zonele aliniamentelor continentale predominante sunt andezitele;

bazinul marginal – prezent doar la arcurile insulare este format pe crustă

oceanică, în cadrul lui acumulându-se sedimente groase. (ex. arcul insular

al Japoniei; arcul insular al Filipinelor şi Marianelor; arcul insular al

Indoneziei; arcul Aleutinelor; arcul Antilelor sudice; arcul Antilelor Mari

şi Antilelor Mici).

Rezultantele geostructurale ale zonelor de subducţie sunt: arcuri (aliniamente)

continentale; arcuri insulare.

Fig. 33: Subducţia unei plăci oceanice sub o placă continentală şi domeniile morfostructurale

rezultate

54

Fig. 34: Subducţia unei plăci oceanice sub o altă placă oceanică şi domeniile morfostructurale

rezultate

2.3.3. Dinamica zonelor de coliziune – formarea lanţurilor muntoase

intracontinentale

Coliziunea rezultă din întâlnirea a două plăci litosferice continentale,

care se deplasează una spre alta. Se formează o centură muntoasă în care crusta

se îngroaşă prin suprapunerea tectonică a celor două cruste. La definitivarea

lanţului orogenic participă şi topituri magmatice alimentate mai întâi din

subducţia crustei oceanice, apoi din încorporarea ei completă în edificiul

orogenic. Materialele magmatice sunt predominant ofiolitice şi ele realizează

sutura între cele două cruste aflate în coliziune.

Coliziunea nu se produce doar între două continente, ea se poate

dezvolta şi în cazul marginilor active de tip arc insular, realizându-se o

coliziune arc-continent sau arc-arc (ex: lanţurile muntoase mesogeene sau

thetysiene Alpi-Himalaya):

lanţurile thetysiene, formate prin apropierea, începând din mezozoic, a

fragmentelor Gondwanei de Eurasia, deci prin închiderea oceanului care

se formase începând din Triasic-Jurasic;

drumul parcurs de India după desprinderea de Gondwana a durat cca 85

mil. ani;

viteza de deplasare orizontală a Indiei a suferit o diminuare la jumătate

acum circa 38 mil. ani (Eocenul superior), de la cca 10 cm/an la cca 4,5

55

cm/an; se consideră că acesta este timpul când blocul indian a intrat în

coliziune cu Asia;

până în Eocenul superior îngustarea oceanului mesogean era dată de

subducţia crustei oceanice sub continentul asiatic;

la sfârşitul Eocenului litosfera oceanică este resorbită complet, cele două

plăci continentale ajungând să se înfrunte direct; nici una din cele două

cruste nu poate trece sub litosferă;

cea mai mare grosime a crustei: 80 km – Hymalaia; 60 km – Pod. Tibet.

Consecinţele geostructurale ale zonelor de convergenţă:

formarea lanţurilor orogenice pericontinentale (sau perioceanice) în

zonele de subducţie dintre o placă oceanică şi una continentală;

formarea arcurilor insulare prin subducţia unei plăci oceanice sub una

continentală, sau prin subducerea unei plăci oceanice sub altă placă

oceanică;

formarea lanţurilor orogenice intracontinentale, prin coliziunea a două

plăci litosferice continentale şi care contribuie la sutura blocurilor

continentale (ex. orogenul thetysian, orogenul Uralilor).

56

3. RELIEFUL STRUCTURAL

În analiza geomorfologică, structura geologică are o importanţă

deosebită prin trăsăturile specifice imprimate formelor de relief de poziţia

stratelor. Structurile geologice sunt variate ca aspect – structuri cvasiorizontale

(tabulare), monoclinale, în domuri, cutate, faliate ş.a. Formele de relief

structurale sunt acele forme rezultate în urma eroziunii exercitate de agenţii de

modelare (apă, gheaţă, aer), al căror aspect exterior este determinat de modul

de dispunere al rocilor ca formaţiuni sedimentare, metamorfice sau vulcanice.

Legea ce impune modelarea formelor de relief structurale este eroziunea

diferenţială.

În funcţie de modul de geneza a rocilor şi de modul de aranjare a

acestora, putem distinge trei categorii majore de relief structural: relief

dezvoltat pe structuri sedimentare, pe structuri magmatice şi vulcanice şi pe

structuri complexe.

3.1. STRUCTURA SEDIMENTARĂ. FORMARE ŞI TIPURI

Cea mai mare parte a rocilor sedimentare s-au format în domeniul

subacvatic, în bazine lacustre, marine sau oceanice, ca urmare a proceselor de

acumulare succesivă a materialelor transportate de râuri, gheţari sau de aerul în

mişcare, de sedimentare a scheletelor organismelor moarte în domeniul acvatic,

de precipitare a diferitelor săruri. În urma acestor procese au rezultat strate de

roci cu grosimi şi durităţi diferite.

Succesiunea stratelor în funcţie de tipul de rocă este impusă de

alternanţa transgresiunilor şi regresiunilor marine. În timp, factorii tectonici

impun exondarea depozitelor sedimentare şi, în cele mai multe cazuri,

deformarea stratelor faţă de dispunerea iniţială. În funcţie de existenţa

57

deformărilor şi de tipul acestora, se impun următoarele structuri sedimentare

specifice:

- Structura tabulară (cvasiorizontală), în care stratele au un grad de

înclinare foarte redus, sub 3° (structura perfect orizontală – 0° – nu

se regăseşte în natură decât pe areale foarte restrânse;

- Structura monoclinală, în care stratele, sub acţiunea forţelor

tectonice, prezintă o înclinare ce variază de la 3° la verticală;

- Structura cutată – cu strate ondulate sub acţiunea mişcărilor

tectonice;

- Structura în domuri, în care stratele sunt boltite din loc în loc.

Între stratele sau pachete de strate sedimentate într-un bazin, exondate

ulterior, se pot distinge relaţii de concordanţă sau de discordanţă (fig. 35).

Dispoziţia concordantă a stratelor presupune depunerea acestora

succesiv şi paralel, fără întreruperi de sedimentare. În anumite

cazuri, dispunerea nu este paralelă, stratele fiind sedimentate cu un

unghi de înclinare primară determinat de panta suportului

(marginea bazinelor de sedimentare).

Dispoziţia discordantă a stratelor este determinată de existenţa unor

intervale de timp în care procesul de sedimentare încetează (lacună

stratigrafică, hiatus), după care procesul se reia. Există două tipuri

de lacune stratigrafice: lacună de sedimentare şi lacună de eroziune.

Individualizarea unei lacune stratigrafice presupune existenţa a trei

etape (Pauliuc, Dinu, 1985):

1. Depunerea în bazinul de sedimentare (lacustru, marin sau oceanic)

a unor formaţiuni geologice urmate de exondare (mişcări verticale

pozitive sau mişcări tangenţiale de compresiune) pentru o perioada

de timp ce corespunde lacunei de sedimentare;

2. Erodarea şi îndepărtarea pe parcursul perioadei de exondare a

unui pachet de strate ce corespunde lacunei de eroziune;

3. Coborârea regiunii ce duce la avansarea transgresivă a mării, cu

reluarea sedimentării. Diferenţa de vârstă dintre formaţiunile de

deasupra şi de sub discordanţă constituie lacuna stratigrafică

(hiatusul). În cazul mai multor cicluri succesive exondare-

imersiune se pot individualiza mai multe discordanţe într-o

anumită regiune.

58

Fig. 35: A – relaţie de concordanţă; B – relaţie de discordanţă.

3.1.1. Tipuri de discordanţe

Discordanţa simplă (paralelă sau falsă concordantă), presupune ca

stratele de deasupra şi de sub discordanţă să fie paralele (fig. 36). Este

caracteristică regiunilor relativ stabile (platforme), fiind produsă numai

de mişcări tectonice succesive în timp de ridicare şi coborâre.

Discordanţa unghiulară corespunde unei suprafeţe de contact a două

strate cu înclinări diferite, uneori chiar cu direcţii diferite. Situaţiile apar

ca urmare a depunerii de strate noi peste strate cutate mai vechi ce

anterior au fost exondate şi erodate parţial. Sedimentarea noilor strate

se face după ce aria erodată, ca urmare a mişcărilor tectonice verticale,

este scufundată, redevenind bazin de sedimentare. În cele mai multe

cazuri, discordanţa este aproximativ paralelă cu stratele acoperitoare

(fig. 37). În unele cazuri, discordanţa prezintă diferite unghiuri (fig. 38)

în raport cu stratele acoperitoare (acestea acoperă un relief accidentat

fosil).

59

Fig. 36: Discordanţă simplă: Intervalul jurasic superior (J3) – cretacic superior (K3)

corepunde lacunei stratigrafice, interval de timp în care regiunea a fost exondată.

Fig. 37: Discordanţă unghiulară: Lacuna stratigrafică corespunde intervalului Carbonifer

(C) - Jurasic (J); variaţia unghiului de discordanţă (Ω) în diverse porţiuni ale structurii cutate.

Fig. 38: Discordanţă unghiulară în raport şi cu stratele acoperitoare: Lacuna stratigrafică

corespunde intervalului Carbonifer (C) - Jurasic (J);

Discordanţele unghiulare sunt produsul mişcărilor tectonice de

basculare sau de compresiune dintr-o regiune, fiind importante pentru că sunt o

„înregistrare” a intervalului temporal al acţiunii acestor mişcări. De asemenea,

60

erodarea puternică a reliefului înainte de a se scufunda şi a redeveni bazin de

sedimentare impune apariţia discordanţelor unghiulare.

Din analiza unei asemenea succesiuni stratigrafice (fig. 37), se poate

observa că mişcările tectonice se produc după depunerea celui mai nou strat de

sub discordanţă (C) şi înaintea celui mai vechi strat de deasupra discordanţei

(J). În cel de-al doilea caz, relieful este modelat subaerian după exondare şi

cutare şi înainte de reluarea ciclului de sedimentare (fig. 38).

3.1.2. Transgresiuni şi regresiuni marine

Atunci când un bazin de sedimentare traversează o perioadă de linişte

tectonică, iar aportul de material detritic de origine continentală este constant,

acumularea gravitaţională determină o sortare a acestor materiale dinspre ţărm

spre larg, rezultând următoarea succesiune: pietrişuri, nisipuri, argile şi mâluri

(fig. 39).

Fig. 39: Acumularea sortată gravitaţional a materialelor detritice de origine continentală

într-un bazin de sedimentare: a – pietrişuri; b – nisipuri; c – argile; d – mâluri.

Periodic, un bazin de sedimentare poate fi supus unor mişcări verticale

de coborâre (înaintare transgresivă a mării prin retragerea liniei ţărmului în

interiorul uscatului – retragere a uscatului) sau de ridicare (retragere regresivă a

mării prin retragerea liniei ţărmului spre interiorul bazinului de sedimentare –

extindere a uscatului).

Transgresiunea se face progresiv (înaintarea constantă a nivelului mării

în detrimentul uscatului), determinând depunerea materialelor într-o succesiune

de faciesuri diferite determinate de distanţa faţă de sursă şi de timp. Coloana

61

stratigrafică a unei serii transgresive scoate în evidenţă strate alcatuite din roci

cu granulaţie fină în partea superioară şi grosieră în bază (fig. 40).

Fig.40: Succesiunea sedimentelor în cazul unei transgresiuni marine. 1 – 7 = linii de timp; a –

c = linii de facies; A – B = coloană stratigrafică (după Dumitrescu, 1962, cu modificări)

Analizând această succesiune transgresivă, se pot delimita linii de timp

(1 – 7), paralele cu nivelul mării, reprezentând nivelele acesteia în anumite

momente ale transgresiunii şi linii de facies (a – c), paralele cu fundul bazinului

de sedimentare, reprezentând limita dintre tipurile de facies. La o transgresiune

progresivă, un anumit facies este din ce în ce mai nou în sensul migrării

nivelului mării.

Regresiunea se manifestă prin coborârea progresivă a nivelului mării,

ceea ce determină depunerea unei succesiuni de depozite inversă faţă de

transgresiune (calcare în bază şi conglomerate în partea superioară). Şi la

această succesiune regresivă se pot delimita linii de timp (1’ – 5’) paralele cu

fundul bazinului de sedimentare şi linii de facies, uşor oblice în raport cu

nivelul mării (a – c) (fig. 41).

În general, seriile regresive se dispun cu o înclinare primară, uneori

accentuată. Seriile regresive se păstrează foarte rar ca urmare a faptului că

depozitele sunt erodate aproape concomitent cu coborârea nivelului mării.

În concluzie, în urma transgresiunii rezultă rezultă o coloană

stratigrafică ce reflectă o depăşire a termenilor stratigrafici mai vechi de către

62

cei mai noi, arătând o extindere a spaţiului sedimentar, iar o regresiune reflectă

o situaţie inversă.

Fig. 41: Succesiunea sedimentelor în cazul unei regresiuni marine. 1’ – 5’ = linii de timp; a –

c = linii de facies; A – B = coloană stratigrafică (după Dumitrescu, 1962, cu modificări)

3.1.3. Ciclul sedimentar

Un ciclu sedimentar reprezintă un pachet de roci cuprins între două

discordanţe, care începe cu o transgresiune şi se termină cu o regresiune

(Pauliuc, Dinu, 1985).

Fig. 42: Succesiunea depozitelor într-un ciclu sedimentar complet

63

Acest ciclu rezultă din combinarea unei coloane transgresive urmată de

una regresivă (fig. 42), scoţând în evidenţă intervalul de timp în care marea

avansează în detrimentul uscatului (creşterea adâncimii apei) urmat de

intervalul de timp în care marea se retrage în favoarea uscatului (scăderea

adâncimii apei).

Realitatea demonstrează că ciclurile de sedimentare sunt mai complexe,

putând fi determinate în cadrul unui ciclu de sedimentare principal mai multe cicluri

secundare. Ciclurile secundare reprezintă fluctuaţiile liniei ţărmului (avansare-

retragere) în cadrul unui proces major transgresiune – regresiune (fig.43).

Fig. 43: Succesiunea sedimentelor într-un ciclu sedimentar major alcătuit din cicluri

sedimentare secundare

64

3.2. RELIEFUL DEZVOLTAT PE STRUCTURA TABULARĂ

Structura tabulară (cvasiorizontală) este acel tip de aranjare a rocilor în

care stratele au un grad de înclinare foarte redus, sub 3° (structura perfect

orizontală – 0° – nu se regăseşte în natură decât pe areale foarte restrânse).

Stratele sunt diferite ca grosime şi duritate, proprietăţi ce se răsfrâng în tipul de

relief generat în urma eroziunii diferenţiale.

Formele de relief structural nu apar decât atunci când avem o alternanţă

de strate alcătuite din roci moi cu strate alcătuite din roci dure. Eroziunea în

strate moi impune versanţi domoli, pe când eroziunea în strate dure impune

versanţi abrupţi. Caracteristica de bază a reliefului dezvoltat pe structură

cvasiorizontală este simetria, principalele forme generate de eroziunea

diferenţială fiind: suprafeţele structurale şi văile simetrice.

Interfluviile au aspect diferit în funcţie de stratul superior afectat de

procese de eroziune. Când stratul superior este alcătuit din roci moi,

interfluviul este uşor rotunjit în regiunile de podiş (fig. 44.a). Atunci când

eroziunea acţionează asupra stratului dur aflat la partea superioară, în regiunile

de podiş, interfluviul este relativ plat (fig. 44.b). Pe interfluvii pot apărea în

anumite condiţii martori de eroziune, ceea ce demonstreatză ca actualul platou

structural este exhumat, eroziunea îndepărtând aproape total stratele

acoperitoare.

Fig. 44: Relief dezvoltat în structură tabulară (cvasiorizontală)

65

În regiunile de câmpie specifice sunt interfluviile plate şi ca urmare a

slabei fragmentări a acestor unităţi de relief. Interfluviile (platourile) tipice

pentru structura cvasiorizontală sunt (Ielenicz, 2004):

platourile structurale extinse pe strate din roci dure şi care se

termină la contactul cu versanţii prin cornişe abrupte (fig. 45):

platouri structurale plate sau rotunjite pe strate din roci cu

rezistenţă mai mică, pe care apar, în unele cazuri, martori de

eroziune din roci dure aplatizaţi în partea superioară (fig. 44.a);

platouri la nivelul unui strat dur şi martori de eroziune dacă stratul

superior este alcătuit din roci moi (fig. 44.b).

Văile dezvoltate pe structură cvasiorizontală au caracteristică principală

simetria, prezentând versanţi abrupţi acolo unde intersectează numai roci dure

sau versanţi domoli acolo unde intersectează numai roci moi. Când valea

intersectează un sector de alternanţă a stratelor moi cu cele dure, rezultă pe o

parte şi pe alta a albiei versanţi în trepte (fig. 45).

Fig. 45: Vale simetrică dezvoltată în structură tabulară (cvasiorizontală)

Versanţii dezvoltaţi în strate omogene alcătuite din roci dure sunt

abrupţi, uneori la verticală, pe când versanţii dezvoltaţi în strate alcătuite din

roci moi au o pantă redusă, fiind drepţi sau uşor concavi. Când eroziunea

66

intersectează strate de duritate diferită rezultă un versant complex, cu forme de

relief structural de detaliu, subordonate versantului: cornişă, terasă structurală,

brână, poliţă, surplombă (fig.46). Asemenea forme de relief sunt des întâlnite

în regiunile de podiş, aşa cum este cazul Podişului Colorado, unde fluviul

omonim a sculptat în rocile acestuia un canion tipic pe o structură tabulară

(foto 8-10).

Fig. 46: Elemente de relief structural de detaliu pe structură tabulară (cvasiorizontală)

Foto 8: Canionul Colorado – vale simetrică (http://ae-madetolast.blogspot.ro)

67

Foto9: Podişul Colorado – platouri şi văi dvoltate pe structură tabulară

(http://opentravel.com/blogs/best-grand-canyon-pictures)

Foto 10: Canionul Colorado – forme de relief pe structură tabulară.

(http://www.diaporamapps.com)

68

3.3. RELIEFUL DEZVOLTAT PE STRUCTURA MONOCLINALĂ

Structura monoclinală este determinată de acţiunea mişcărilor tectonice

verticale, cu intensitate diferită de la o regiune la alta, prin bascularea stratelor,

ceea ce face ca un capăt al acestora să fie mai ridicat în raport cu celălalt (foto

11 şi 12). Uneori, structura monoclinală poate fi şi rezultatul acumulării

sedimentelor pe măsura retragerii apelor marine (lacustre) sau a ridicării

ţărmului, în funcţie de panta reliefului submers din apropierea liniei ţărmului

(fig. 47. a, b) (Coteţ, 1969).

Foto 11: Vale dezvoltată pe calcare dispuse monoclinal (Alpii Maritimi).

Fig. 47: Formarea structurii monoclinale în apropierea liniei ţărmului ca rezultat al

acumulării sedimentelor pe măsura: a – retragerii apelor (regresiune); b – avansării apelor

(transgresiune).

69

Foto 12: Culme montană dezvoltată pe strate dispuse monoclinal (Alpii Dolomitici)

Principala caracetristică a formelor de relief pe structură monoclinală

decupate prin eroziune diferenţială este asimetria, în special la nivelul văilor şi

depresiunilor subsecvente cât şi al interfluviilor. Pe o formă de relief pe

structură monoclinală se observă două tipuri majore de versanţi (fig. 48):

Fig48: Tipuri majore de versanţi dezvoltaţi pe structură monoclinală

70

un versant alungit, cu pantă lină, dezvoltat pe direcţia de cădere a stratelor;

un versant scurt, cu pantă mare, dezvoltat în sens invers direcţiei de cădere a

stratelor (pe capete de strat) .

Complexitatea acestor două tipuri majore de versanţi este determinată şi

de alternanţa stratelor dure cu stratele moi, în multe cazuri eroziunea

exercitându-se mai activ pe discontinuităţile dintre strate, cele moi fiind mai

rapid erodate, scoţând în evidenţă şi mai mult asimetria versanţilor. Având în

vedere înclinarea stratelor, dacă stratul dur se află sub cel moale, eroziunea se

deplasează în adâncime şi lateral (fig.49).

Fig. 49: Deplasarea eroziunii uşor lateral şi în adâncime, impusă de direcţia de cădere a

stratului dur.

3.3.1. Formele de relief dezvoltate pe structura monoclinală

În structurile monoclinale unde există o alternanţă a stratelor dure cu

cele moi, procesul de eroziune diferenţială impune trei mari forme de relief:

interfluviile (cuestele), depresiunile subsecvente şi văile structurale

(subsecvente, consecvente, obsecvente), cărora le sunt subordonate forme de

relief de detaliu (cornişe, surplombe, poliţe structurale ş.a.) specifice şi

reliefului tabular (fig. 50).

Cuestele reprezintă în totalitatea lor interfluvii asimetrice între două văi

subsecvente, caracterizate de un versant alungit (spinarea sau reversul cuestei),

cu pantă redusă, dezvoltat conform cu direcţia de cădere a stratelor (foto 13 şi

14) şi un versant scurt, abrupt (abruptul, frontul sau fruntea cuestei), uneori în

trepte (în funcţie de numărul stratelor dure şi moi intersectate de reţeaua

hidrografică). Spinarea cuestei, dacă este modelată pe un strat dur, se prezintă

71

ca o suprafaţă structurală specifică reliefului tabular, cu deosebirea că prezintă

o înclinare mai mare de 3°. Dacă spinarea este modelată pe roci moi, versantul

prezintă în general un profil neregulat, fiind afectat de procese gravitaţionale

(alunecări de teren, solifluxiuni).

Fig. 50: Principalele forme de relief dezvoltate pe structură monoclinală

Racordul dintre cele două elemente – spinarea cuestei şi fruntea cuestei

– se face printr-o linie ce poate fi dreaptă, arcuită sau franjurată, numită muchia

cuestei. Aceasta suferă de-a lungul timpului cele mai multe modificări sub

impactul procesului de eroziune.

Cuestele prezintă o mare varietate de forme şi dimensiuni, în funcţie de

gradul de înclinare a stratelor, de numărul de strate dure în alternanţă cu strate

moi intersectate de organismul hidrologic, de gradul de fragmentare impus de

dezvoltarea organismelor fluviatile obsecvente şi consecvente ş.a.

72

Foto 13: Relief de cueste in Depresiunea Dumitreşti, Subcarpaţii Vrancei

Foto 14: Relief de cueste in Câmpia Transilvaniei

73

Tipurile de cueste sunt diferenţiate după:

Modul de grupare în raport cu gradul de înclinare a stratelor – cueste

apropiate (grad ridicat de înclinare a stratelor) şi cueste depărtate (grad

redus de înclinare a stratelor) (fig. 51);

Raportul cu valea subsecventă de la bază şi după numărul de strate dure

intersectate – cueste simple şi cueste în trepte (fig. 52);

Gradul de fragmentare – cueste unitare şi cueste festonate (fig. 53).

Fig. 51: A – cueste apropiate; B – cueste depărtate.

Fig. 52: A – cueste simple; B – cueste în trepte

Fig. 53: A – cueste unitare; B – cueste festonate.

74

Mai sunt şi alte tipuri de cueste, cum ar fi cele dedublate (fig. 54.a),

tectonice (în lungul unor falii) (fig. 54.b)

Fig. 54: a – cueste dedublate; b – cueste tectonice.

Văile dezvoltate pe structura monoclinală prezintă particularităţi aparte

în funcţie de direcţia lor de dezvoltare în raport cu dispunerea stratelor.

Văile consecvente sunt văile care se dezvoltă pe aceeaşi direcţie cu

cea de cădere a stratelor, prezentând un profil transversal simetric,

larg, iar profilul longitudinal prezintă o pantă redusă şi este lipsit, în

general, de praguri (fig. 55.a);

Văile obsecvente sunt văile care se dezvoltă pe direcţie opusă

celei de cădere a stratelor (dezvoltare pe capete de strat),

prezentând însă, ca şi cele consecvente, simetrie în profil

transversal, dar profilul longitudinal prezintă o pantă mare şi

praguri impuse de alternanţa stratelor dure cu cele moi (fig. 55.b);

Văile subsecvente sunt acele văi ce se dezvoltă pe o direcţie

aproximativ perpendiculară faţă de direcţia de cădere a stratelor,

fiind asimetrice în profil transversal (un versant scurt, abrupt ce

corespunde frunţii cuestei şi un versant lung şi cu înclinare redusă

ce corespunde spinării cuestei (fig. 55.c).

Depresiunile subsecvente se formează în anumite condiţii:

Când la baza frontului cuestei râul subsecvent intersectează strate dure,

determinând o evoluţie a acestuia prin eroziune laterală mai amplă în

raport cu adâncirea pe verticală;

Când râurile colectoare ale afluenţilor subsecvenţi ajung la un profil de

echilibru, determinând o evoluţie laterală prin eroziune a acestora.

Hogbackul este tot o cuestă, numai că gradul de înclinare a stratelor şi,

implicit, al reversului cuestei este ridicat (peste 25º). În cele mai multe cazuri,

prezintă o asimetrie relativă a ambilor versanţi (fruntea şi spinarea cuestei).

75

Toate aceste forme de relief specifice structurii monoclinale se pot

regăsi, la scară mai mică şi pe alte tipuri de structuri, cum ar fi structura în

domuri şi structura cutată.

Fig. 55: Tipuri de văi dezvoltate pe structură monoclinală: a – vale consecventă; b – vale

obsecventă; c – vale subsecventă

3.4. STRUCTURA ÎN DOMURI ŞI RELIEFUL SPECIFIC

În anumite condiţii, ca urmare a manifestării unor mişcări tectonice de

compresiune, în structuri tabulare şi monoclinale se dezvoltă areale uşor

bombate care pot fi circulare (domuri) sau uşor alungite (brahianticlinale). Sunt

cutări secundare ce se manifestă ca reflexie a unor mişcări orogenetice asupra

depozitelor eterogene, uneori plastice din cadrul unor bazine sedimentare, sau

ca urmare a unor mişcări epirogenetice negative sau pozitive.

Aceste structuri ondulate (uşor cutate) se diferenţiază de structurile

cutate tipice prin mai multe caracteristici:

cutele au amplpitudine mică dar o rază de curbură mare;

flancurile domurilor şi brahianticlinalelor prezintă o declivitate redusă,

până aproape de cvasiorizontalitate;

extensiunea liniară a cutelor este redusă, de la câteva sute de metri la

zeci de kilometri;

76

aceste pseudocutări sunt, în cele mai multe cazuri, generate de reflexia

unor mişcări orogenetice mai vechi sau mai recente din spaţii apropiate

(fig. 56)sau al deplasării pe verticală a unor blocuri ce alcătuiesc

fundamentul unei structuri sedimentare acoperitoare (fig. 57).

În relief, aceste boltiri au aspectul unor culmi bombate circulare sau

alungite separate de văi sau microdepresiuni.

Imediat după exondarea şi boltirea formaţiunilor respective, pe flancuri

se instalează o reţea hidrografică alcătuită din văi aflate la baza versanţilor, văi

ce colectează pâraiele cu dispoziţie radială dezvoltate pe flancurile domului,

numite „ruz”.

Pe măsură ce aceste pâraie golesc domul, în interiorul acestuia ia

naştere o depresiune circulară sau alungită numită butonieră, care prezintă pe

flancurile interne cueste circulare sau cueste faţă în faţă (fig. 58).

Fig. 56: Cutare secundară generată de reflexia unor cutări mai vechi sau mai recente din

spaţii mai apropiate

Fig. 57:Bombare generată de deplasarea pe verticală a unor blocuri ce alcătuiesc

fundamentul unei structuri sedimentare acoperitoare

Fig. 58: Secţiune transversală printr-un dom în care s-a format o butonieră

77

Apele colectate în interiorul acestor butoniere, prin intermediul unor

bazine torenţiale obsecvente, sunt evacuate printr-o vale ce „spintecă”

flancurile, formând un sector de vale numit clisură.

În interiorul butonierei ies în evidenţă martori de eroziune (fig 59),

impuşi de existenţa unor strate mai dure, greu erodabile.

Dacă stratul superior al domurilor este alcătuit din roci sedimentare

plastice (argile, marne), atunci, în anumite condiţii (climatice, grad de

acoperire cu vegetaţie, declivitate, presiune antropică) se pot declanşa alunecări

de teren ce modelează radical configuraţia versanţilor afectaţi (foto 15)

Fig. 59: Evoluţia unei butoniere într-un dom

Foto. 15: Alunecări de teren pe flancul unui dom (Câmpia Transilvaniei)

78

Există situaţii în care domul sau brahianticlinalul este alcătuit dintr-o

alternanţă de strate dure şi strate moi, complicând astfel morfologia butonerei.

În cazul acesta, pe flancurile interne putem avea un sistem de cueste etajate,

uneori circulare sau eliptice, alteori faţă în faţă, cu o vatră ce poate prezenta

martori de eroziune (fig. 60).

Fig. 60: Secţiune printr-o butonieră dezvoltată într-un dom alcătuit din alternanţe de strate

dure şi strate moi.

Brahianticlinalele ocupă suprafeţe considerabil mai mari decât

domurile, dar procesul de golire este asemănător (Posea et al, 1976), iar

butonierele pot prezenta o deschidere. În anumite situaţii, atunci când

brahianticlinalul este decupat longitudinal de o vale, butoniera rezultată în

urma evacuării interiorului are două deschideri.

În funcţie de forma şi complexitatea pe care o au distingem următoarele

tipuri de butoniere (Chardonnet, 1955):

butoniere circulare, specifice domurilor circulare sau uşor eliptice al

căror interior a fost în mare parte evacuat; au un diametru ce variază de

la câzeva sute de metri la câţiva kilometri; dacă stratul superior este

dur, se impun în peisaj cuestele circulare sau cele eliptice; dacă rocile

din care este constituit domul sunt moi, atunci versanţii butonierei au un

profil puternic neregulat ca urmare a alunecărilor de teren şi

torenţialităţii;

butoniere alungite, specifice brahianticlinalelor, cu o lungime ce uneori

atinge câţiva zeci de kilometri;

butoniere simple, care nu prezintă strate dure în partea centrală, astfel

încât nu complică relieful;

79

butoniere complexe, care prezintă strate dure în partea centrală, astfel

încât relieful este mai diversificat (martori de eroziune, cueste faţă în

faţă, cueste etajate, văi subsecvente şi obsecvente etc.).

3.5. RELIEFUL DEZVOLTAT PE STRUCTURA DIAPIRĂ

Acest tip de structură corespunde anticlinalelor formate prin împingerea

şi străpungerea de către un sâmbure de rocă plastică (sare, sulf, gips, cărbune

etc.), a unor strate sedimentare acoperitoare (fig. 61).

Fig. 61: Secţiune printr-o structură diapiră

Ca urmare a densităţii mai reduse a sării cât şi presiunii exercitate de

masa de roci acoperitoare, roca plastică şi mai uşoară începe să migreze spre

suprafaţă acolo unde grosimea stratelor acoperitoare este mai redusă. Procesul

este de lungă durată, desfăşurându-se de-a lungul a milioane de ani, ducând în

final la bombarea (cutarea) stratelor acoperitoare şi străpungerea parţială sau

totală a acestora. Uneori, acest proces de formare şi ridicare a sâmburelui de

rocă spre suprafaţă este însoţit şi de facturarea stratelor de roci de deasupra.

Ulterior, aceste anticlinale au o evoluţie asemănătoare

brahianticlinalelor, rezultând butoniere simple sau complexe. Când sâmburele

80

de rocă plastică străpunge în totalitate stratele acoperitoare, acesta este supus

modelării subaeriene, rezultând un relief caracteristic.

În cazul depozitelor de sare scoase la zi, în urma eroziunii fizice şi

chimice generate de apele provenite din precipitaţii, scurgerea de suprafaţă sau

subterană, rezultă un relief foarte asemănător cu cel dezvoltat pe calcare.

Astfel, la suprafaţă pot fi întâlnite doline, văi de sufoziune, avenuri, lapiezuri,

poduri naturale etc. Iar în subteran se pot dezvolta grote, peşteri şi subordonate

acestora stalactite, stalagmite, anemolite, perle, draperii etc. (foto 16)

Foto 16: Perle de peşteră în sare

3.6. RELIEFUL DEZVOLTAT PE STRUCTURA CUTATĂ

Structura cutată este carcateristică regiunilor de orogen, supuse

mişcărilor tectonice orizontale de compresie sau verticale. Aici iau naştere

unităţile montane şi submontane, caracterizate prin structuri complicate: cutate,

faliate, şariate, vulcanice etc.

Structura cutată este cea în care stratele de roci, în cele mai multe cazuri

de natură sedimentară, sunt ondulate (curbate, îndoite) sub forma unor cute ce

îmbracă dimensiuni şi forme diferite.

81

O cută este o deformaţie a stratelor din crusta terestră rezultată în urma

curburii (îndoirii) acestora sub acţiunea unor mişcări verticale sau orizontale

(tangenţiale) ale scoarţei terestre (Pauliuc, 1968).

Cuta este alcătuită dintr-o arcuitură convexă numită anticlinal şi dintr-o

arcuitură concavă numită sinclinal. Elementele unei cute sunt: şarniera,

flancurile cutei, creasta, talpa, planul axial, înălţimea, lăţimea (fig. 62).

Fig. 62: Elementele unei cute

Şarniera este reprezentată de linia ce urmăreşte punctele de maximă

curbură ale stratului cutat;

Creasta cutei (axul cutei) este dată de linia care uneşte punctele cele

mai ridicate topografic ale suprafeţei unei cute (Pauliuc, Dinu, 1985);

Talpa cutei (axul sinclinalului) este linia care uneşte punctele cele mai

coborâte topografic ale suprafeţei unei cute;

Planul axial este planul care trece prin şarnierele tuturor stratelor

prinse în cuta respectivă;

Flancurile cutei sunt reprezentate de suprafeţele care fac legătura între

creasta şi talpa cutei.

Înălţimea cutei este dată de distanţa pe verticală între creasta şi talpa

cutei;

Lăţimea cutei este dată de distanţa măsurată pe orizontală între două

creste alăturate sau între două linii de talpă alăturate;

82

Lungimea cutei este distanţa măsurată pe orizontală, paralel cu creasta,

între punctele în care aceasta se scufundă sub depozitele mai noi.

3.6.1. Clasificarea cutelor sau a asociaţiilor de cute

În funcţie de petrografia stratelor, de direcţia şi forţa cu care acţionează

mişcările tectonice orizontale sau verticale, cutele rezultate pot îmbrăca forme

diferite în funcţie de poziţia planului axial (Pauliuc, Dinu, 1985): drepte

(simetrice), înclinate, deversate, răsturnate, înguste, largi, în evantai, faliate,

cute solzi, cute diapire, pânze de acoperire, pânze de şariaj (fig. 63-68).

Fig. 63: Clasificarea cutelor după poziţia planului axial (după Pauliuc şi Dinu, 1985 cu

modificări)

Fig. 64: Tipuri de cute după modul de îmbinare a flancurilor (A, B) şi după raportul dintre

flancuri (C).

83

Cutele drepte se remarcă prin planul axial vertical, iar cele două

flancuri ale cutei formează unghiuri de înclinare aproximativ egale şi

simetrice cu acesta (fig. 63.a);

Cutele înclinate prezintă planul axial înclinat, iar ambele flancuri ale

cutei sunt în poziţie normală (fig. 63.b);

Cutele deversate prezintă planul axial înclinat, iar unul dintre flancuri

se află în poziţie răsturnată (flanc invers) (fig. 63.c., foto 17);

Foto 17: Cută deversată (http://www.flickr.com/photos/wyojones/galleries)

Fig. 65: Cută faliată Foto .18: Falie în structură cutată

(http://www.williamsclass.com)

Cutele culcate se remarcă prin planul axial aproape de orizontală şi

unul din flancuri răsturnat (fig. 63.d);

84

Cutele răsturnate prezintă planul axial rotit cu mai mult de 90° faţă de

verticală (fig. 63.e).

Cutele înguste (strânse) se remarcă prin unghiul ascuţit care se

formează între flancuri (fig. 64.a);

Cutele largi prezintă un unghi mai larg (peste 90°) între flancuri (fig.

64.b).

Cutele în evantai se remarcă prin prezenţa a două planuri axiale

înclinate faţă de verticală şi toate flancurile au poziţie răsturnată (fig.

64.c);

Cutele faliate sunt cute de diferite forme, dar care au fost forfecate de o

falie sau mai multe la nivelul axului sau flancurilor (fig. 65, foto 18).

Fig. 66: Structură diapiră

Cutele diapire se remarcă prin capacitatea rocilor mai ductile (sare,

gips, anhidrit etc.), din nucleul unor anticlinale, de a străpunge stratele

acoperitoare care au o densitate mai mare (fig. 66 );

Pânzele de acoperire sunt cute culcate sau răsturnate dar dezvoltate

foarte mult în raport cu celelalte, acoperind în totalitate alte cute mai

puţin dezvoltate (fig. 67);

Fig. 67: Pânza de acoperire

85

Pânzele de şariaj reprezintă o asociaţie de cute de diferite forme şi

mărimi care se deplasează de-a lungul unei suprafeţe de ruptură

(suprafaţă de şariaj) peste altă asociaţie de cute care rămâne pe loc

(autohton) (fig. 68).

Fig. 68: Pânza de şariaj

Anticlinoriul este un sistem de cute anticlinale şi sinclinale care a fost

supus unei mişcări de boltire în ansamblu; are aspectul unui anticlinal

de mari proporţii, care are pe flancurile sale cute secundare (fig. 69);

Sinclinoriul reprezintă o grupare de cute sinclinale şi anticlinale care

prezintă în ansamblu o structură sinclinală (fig. 69)

Fig. ... : Anticlinoriu şi sinclinoriu.

86

3.6.2. Forme de relief dezvoltate pe structură cutată

Pe structura cutată aflată în plin proces de înălţare, agenţii de modelare

subaerieni modelează o gamă variată de forme de relief specifice (figurile 70 şi

71).

Forme de relief de concordanţă directă sunt forme de relief în care

influenţa tectonicii este determinantă:

Culmea de anticlinal – interfluviu sau un aliniament de înălţimi

dezvoltat în lungul crestei (axului de anticlinal) (foto 19);

Valea de sinclinal – aliniament dezvoltat în cea mai mare parte în

lungul tălpii (axei de sinclinal), cu un profil transversal simetric pe cute

simetrice sau asimetric pe cute asimetrice, cu afluenţi de tip torenţial;

Ruzul – afluent de tip torenţial al unei văi de sinclinal, asemănătoare

văilor consecvente, ce coboară perpendicular pe flancurile

anticlinalului; are un profil transversal simetric, îngust sau mai larg, în

funcţie de duritatea rocilor, cu un profil longitudinal ce poate prezenta

rupturi de pantă atunci când, prin eroziune liniară străpunge strate cu

duritate diferită;

Fig. 70 : Forme de relief pe structură cutată (1)

Clisura – sector de vale transversală ce fragmentează un anticlinal,

făcând legătura între două sinclinale alăturate;

Şa de anticlinal – sector transversal coborât din lungul unei culmi de

anticlinal generată de tectonică;

Depresiune sinclinală – culoar dezvoltat în lungul unui sinclinal larg

sau al unui sinclinoriu.

87

Foto 19 : Culme de anticlinal (http://www.larousse.fr/encyclopedie/image)

Fig. 71: Forme de relief pe structură cutată (2)

Forme de relief de concordanţă inversă sunt forme de relief rezultate

ca urmare a acţiunii foarte îndelungate a eroziunii subaeriene, astfel încât

formele pozitive (culmi, butoniere.) corespund sinclinalelor iar cele negative

(văi, depresiuni) corespund anticlinalelor (fig. 72)

Valea de anticlinal – este instalată în partea axială a unui anticlinal

(inversiune de relief); se dezvoltă ca un afluent al unui râu principal,

transversal pe cută (formează clisura); determină în timp formarea unor

cueste faţă în faţă sau hogbackuri;

Culmea de sinclinal (sinclinalul suspendat) – formă pozitivă de relief

(masiv, culme, vârf) cu structură sinclinală;

88

Butoniera de anticlinal – excavaţie elipsoidală formată prin eroziunea

regresivă a văilor de tip „ruz”

Fig. 72: Forme de relief de concordanţă inversă

3.7. RELIEFUL DEZVOLTAT PE STRUCTURĂ FALIATĂ

Structura faliată este determinată de mişcările tectonice verticale ce

acţionează asupra unor porţiuni din scoarţa terestră caracterizate iniţial de un

altfel de structură: tabulară, monoclinală, cutată, vulcanică etc.

3.7.1. Elementele unei falii. Tipuri de falii

Suprafaţa contactului dintre două blocuri formează planul faliei,

aliniamentul în lungul căruia cele două blocuri se mişcă tangenţial, iar linia

care apare la zi în lungul contactului blocurilor reprezintă linia de falie.

Înălţimea faliei reprezintă distanţa pe verticală între feţele superioare ale celor

două blocuri, iar pasul faliei este dat de distanţa pe orizontală dintre muchiile

celor două blocuri.

Faliile pot fi normale (atunci când compartimentul situat deasupra

planului de falie este coborât faţă de celălat) şi inverse (când compartimentul

situat deasupra planului faliei este urcat).

Mai sunt de amintit faliile de decroşare, atunci când mişcarea contrară

a celor două blocuri învecinate este orizontală (fig. 73).

.

89

Fig.73.: Elementele unei falii şi tipuri de falii

90

3.7.2. Relieful specific dezvoltat pe structura faliată

Principalele forme de relief ce iau naştere pe structura faliată, în urma

proceselor de eroziune subaeriană în combinaţie cu mişcările tectonice sunt:

abrupturile de falie, horsturile şi grabenele (fig. 74, foto 20)

Fig. 74: Asociaţie de horsturi şi grabene specifice regiunilor puternic faliate

Abruptul de falie – reprezintă porţiunea din planul de falie situată

deasupra liniei de falie şi reflectă mărimea înălţării sau coborârii unui

bloc în rapot cu altul;

Horstul – este o formă simplă sau complexă reprezentată de

blocul/blocurile faliate înălţate. Pe toate laturile are planuri de falie şi

domină regiunile înconjurătoare prin abrupturi. Sunt specifice

masivelor muntoase caledoniene şi hercinice, dar apar în anumite

situaţii şi în orogenele alpine;

91

Grabenul – constituie un compartiment, de regulă alungit, cu aspectul

unei depresiuni sau culoar tectonic dezvoltat la nivelul unui bloc şi care

este înconjurat de culmi muntoase ridicate tectonic. Între ele sunt

planuri de falie.

Foto 20: Asociaţie de horsturi şi grabene (Nevada, S.U.A.) (http://clasfaculty.ucdenver.edu)

92

4. VULCANISMUL ŞI MAGMATISMUL

În peisajul Pământului, încă de la formare sa,

s-a impus relieful vulcanic alături de cel de coliziune (cratere). Acest tip de

relief este strâns legat de apariţia magmei provenită din interiorul scoarţei sau

din manta la suprafaţa scoarţei terestre, fie pe uscat fie pe fundul oceanelor.

Este un relief foarte variat, putând avea aspectul unor platouri mai mult

sau mai puţin extinse, al unor lanţuri vulcanice sau al unor conuri izolate, se

poate întâlni sub forma unor insule sau arhipelaguri vulcanice sau sub forma

unor imense lanţuri muntoase submarine (dorsale) (fig. 75).

Vulcanul poate fi definit ca fiind forma de relief generată prin

acumularea materialului magmatic (lavă şi piroclastite) la suprafaţa terestră, în

mod permanent sau ritmic, pe toată durata activităţii vulcanice.

Pe suprafaţa terestră sunt în activitate sau au fost activi în timpuri

istorice peste 1200 de vulcani, la care se adaugă alte zeci de mii de vulcani a

căror activitate trecută este dovedită de formele de relief specifice existente

încă după ce sute de mii sau milioane de ani au fost supuse proceselor de

modelare. Având în vedere atât activitatea vulanică trecută cât şi cea prezentă,

putem distinge 7 regiuni vulcanice majore:

Cercul de foc al Pacificului are cea mai mare extensiune, aici

manifestându-se mai mult de ¾ din vulcanii activi ai Pământului. Se

desfăşoară începând de pe coasta vestică a Americii, din sud, din Ţara

de Foc spre nord până în Alaska, apoi continuă cu arhipelagul

Aleutinelor, Peninsula Kamceatka din extremitatea estică a Asiei,

insulele Kurile, arhipelagul japonez, arhipelagul Filipine, insula Noua

Guinee, până în Noua Zeelandă. Cea mai mare parte a activităţii

vulcanice din această regiune este legată de aliniamentele de subducţie

a plăcilor litosferice;

Regiunea Intrapacifică include toate insulele vulcanice şi vulcanii

submarini din interiorul Cercului de foc al Pacificului. O mare parte a

acestor vulcani sunt legaţi de dorsalele pacifice, de unele falii

transformante şi de “punctele calde”;

93

Fig. 75: Terra: Repartiţia vulcanismului

94

Regiunea Oceanului Indian prezintă patru aliniamente vulcanice

majore. Trei dintre acestea sunt legate de rifturile ce secţionează

fundul acestui bazin oceanic, iar cel de-al patrulea este legat de aria de

subducţie din vestul Peninsulei Indochina şi arhipelagului Indonezian;

Regiunea Atlantică include dorsala ce se desfăşoară de la nord de

Islanda până în sudul Oceanului Atlantic, dar şi vulcanii din lungul

faliilor transformante sau din zonele continentale marginale, precum şi

vulcanii ce ţin de aliniamentele de subducţie din Caraibe;

Regiunea mediteraneană cuprinde vulcanii din bazinul Mării

Mediterane şi Mării Egee, dar şi din sudul continentului european;

Regiunea pontico-caucaziană include vulcanii din podişurile

Anatoliei şi Armeniei, din munţii Carpaţi, Elbrus şi Caucaz;

Regiunea est-africană şi a Asiei Mici este strâns legată de riftul

continental ce se extinde din sud-estul Africii prin estul acestui

continent, prin Marea Roşie până la Marea Moartă. Deasemenea,

vulcanii stinşi din Madagascar, arhipelagul Comore şi insulele

Mascarene pot fi incluşi acestei regiuni.

4.1. TIPURI DE ACTIVITĂŢI VULCANICE

În mişcarea sa ascendentă spre suprafaţă, magma poate fi însoţită de

cantităţi impresionante de gaze (dioxid de carbon, hydrogen sulfurat etc.) şi

vapori de apă, generând la suprafaţa terestră diferite produse vulcanice. Atunci

când magma nu ajunge la suprafaţă, aceasta se “infiltrează” prin fisurile şi

golurile din scoarţa terestră, formând corpuri magmatice intrusive.

4.1.1. Tipuri de erupţii vulcanice

În funcţie de compoziţia chimică a lavei, de forma deschiderii prin care

erup lavele, natura erupţiei, forma reliefului nou creat, natura produselor, se

înregistrează mai multe tipuri de erupţii vulcanice: islandez, hawaian,

strombolian, vulcanian, vezuvian, plinian, peléean şi submarin.

Tipul islandez se caracterizează prin expulzarea liniştită a lavelor

bazice ce urcă din astenosferă de-a lungul unor fisuri cu lungimi variabile (fig.

95

76, foto 21). Lavele expulzate sunt foarte fluide şi în cantităţi foarte mari,

curgând pe suprafeţele uşor înclinate la distanţe foarte mari, generând

dezvoltarea unor “platouri bazaltice” cu grosimi de sute sau mii de metri. Una

dintre erupţiile cele mai impresionante de acest tip s-a înregistrat în anul 1783,

la Laki în Islanda, când de-a lungul unui graben cu o lungime de circa 20 km,

după o primă fază explozivă generată de contactul magmelor cu apele vadoase

însoţită de o mare cantitate de cenuşă, a urmat o perioadă lungă de deversare a

lavelor bazaltice la mare distanţă de locul erupţiei, de-a lungul a două văi.

Foto 21: Vulcanul Laki, Islanda (www.geostudy.zoomshare.com )

În urma acestei erupţii, circa 10.000 de oameni (surse neoficiale

menţionează 18.000) şi-au pierdut viaţa, iar norii de cenuşă rezultaţi au

persistat o lungă perioadă de timp asupra insulei, accentuînd asprimea iernii ce

a urmat. Un alt vulcan localizat în Islanda este Hekla, situat în lungul unei

fisuri cu o lungime de circa 40 km. O caracteristică a acestui vulcan este

prezenţa a numeroase cratere care erup periodic, ultima de acest gen având loc

în anul 2000. Domină erupţiile de tip bazaltic liniştite, dar acestea sunt însoţite

uneori de erupţii explozive, cu degajări de cenuşă în cantitate foarte mare.

96

Fig. 76: Erupţie de tip islandez

Acest tip de erupţii este frecvent întâlnit în Islanda şi Noua Zeelandă,

dar de-a lungul timpului s-a manifesta şi pe teritoriul SUA (platoul Snake

River), Africa, America de Sud etc. Erupţiile sunt legate de activitatea rifturilor

oceanice, aliniamente de distensie a plăcilor litosferice, acolo unde dorsala

creată de efuziuni iese sub forma unor insule de sub apele oceanului, dar şi de

rifturile continentale, unde magma din astenosferă urcă de-a lungul fracturilor

ce separă horsturile de grabene şi erupe sub formă de curgeri de lavă.

Tipul hawaian este reprezentat de erupţii bazaltice, foarte fluide, pe

fracturi suprapuse unor rezervoare magmatice aflate la mare adâncime, mai

precis la baza mantalei (fig. 77). Aceste erupţii sunt însoţite de expulzări de

lavă mai puternice (fântâni de lave) generate de expansiunea bulelor de gaze.

Erupţiile liniştite dau naştere unor râuri şi lacuri de lavă de mari dimensiuni,

care se răcesc progresiv, generând la suprafaţă o crustă solidă fierbinte. Sub

această crustă continuă să curgă râuri de lavă sau se formează adevărate lacuri

fierbinţi cu temperaturi de sute de grade.

În cele mai multe cazuri, aceste erupţii dau naştere unor aliniamente

insulare, aşa cum este cazul arhipelagurilor Hawaii-Emperor, Galapagos,

Azore, Comore, Tuamotu, Gilbert-Marshal, Reunion-Maurices-Seychelles etc.

Atunci când punctele calde se află sub plăci continentale, erupţiile dau în

97

decursul timpului naştere unor vulcani aliniaţi în direcţia de deplasare a plăcii,

cel mai vechi fiind în vârful aliniamentului vulcanic respective (fig. 78).

Fig. 77: Vulcan de tip hawaian

Fig. 78: Evoluţia unui “punct cald” şi

naşterea unui aliniament vulcanic deasupra

acestuia

În anul 1963 J. Tuzo Wilson a

propus o teorie a “punctelor calde”

(Hotspots), completată ulterior cu un

model de către W. Jason Morgan în

anul 1971. Conform acestei teorii,

punctele calde sunt localizate la baza

mantalei, de unde, la anumite intervale

de timp sunt expulzate spre suprafaţa

terestră fluxuri de magmă fierbinţi,

bazice, ce străbat mantaua şi placa

98

litosferică, generând o erupţie vulcanică şi, implicit, dezvoltarea unui aparat

vulcanic. Ca urmare a deplasării plăci litosferice străpunse, după un timp

vulcanul îşi schimbă poziţia, depărtându-se de canalul de expulzare a lavei. În

aceste noi condiţii, în contextul în care „punctul cald” continuă să funcţioneze,

se formează un nou canal şi un alt aparat vulcanic, cel anterior încetându-şi

activitatea. În funcţie de durata de funcţionare a punctului fierbinte (milioane

sau zeci de milioane de ani), pot lua naştere aliniamente de vulcani pe direcţia

de deplasare a plăcii litosferice afectate. În prezent au fost determinate la

suprafaţa scoarţei terestre 55 de asemenea puncte fierbinţi, dintre care 21 sunt

active (Wilson, 1972).

Foto. 22: Kilauea, Hawaii – Fântână de lavă (http://www.pbs.org/wnet/nature)

Tipul strombolian este caracterizat prin activitatea intensă şi aproape

continuă, în care expulzările de lavă bazaltică alternează cu cele andezitice în

aparate vulcanice cu poziţie centrală (fig. 79). Lavele fierbinţi şi active sunt

localizate în cratere unde se acumulează.

Predomină erupţiile explozive aproape continue, cu emisii de gaze şi

vapori de apă ce fragmentează lava, generând scorii, lapili şi bombe, dar nu şi

cenuşă. Proiectilele de lavă incandescentă expulzate se răcesc înainte de a

99

cădea pe sol, iar gazele şi vaporii de apă formează deasupra conului vulcanic

nori de culoare albă, ceea ce demonstrează absenţa cenuşii.

Aceste erupţii permanente şi moderate ca intensitate sunt întrerupte

uneori de momente paroxistice puternice, iar periodic au loc expulzări de lavă

fluidă bazaltică, asemănătoare celor de tip hawaian. Aparatul vulcanic construit

în urma acestui tip de erupţii se remarcă prin prezenţa unui con central

stratificat, în care materialele piroclastice alternează cu strate de lavă.

Acest tip de erupţii sunt caracteristice vulcanului Stromboli (foto 23)

situat în arh. Lipari din Marea Tireniană, dar şi altor vulcani precum Izalco (El

Salvador), Paricutin (Mexic), Erebus (Antarctica) etc.

Fig. 79: Vulcan de tip strombolian

100

Foto. 23: Erupţie a vulcanului Stromboli, arh. Lipari (http://geology.com/volcanoes/stromboli)

Tipul vulcanian se remarcă prin perioade de calm cu durată variabilă

întrerupte de activităţi paroxistice violente, explozive (fig. 80).

Acest tip de erupţie este impus de natura magmelor andezitice şi

dacitice care, în cele mai multe cazuri, se consolidează rapid în partea

superioară a craterului sub forma unei cruste. Presiunea exercitată de gazele şi

lava acumulată determină o explozie violentă şi aruncarea materialului

piroclastic rezultat (cenuşă, lapili, bombe) ce cad pe versanţii vulcanului.

Prezenţa din abundenţă a cenuşei este dată de culoarea închisă a norilor de

deasupra locului erupţiei. Uneori, pe versanţii vulcanului se revarsă şi lave, dar

în cantităţi reduse.

Aparatul vulcanic rezultat este de tip stratocon, cu alternanţe de strate

groase alcătuite din piroclastite şi strate subţiri de lavă consolidată. Cel mai

reprezentativ vulcan ce se manifestă în acest mod este chiar cel care i-a

împrumutat denumirea – Vulcano (foto 24), aflat în arh. Lipari de la nord-est

de Sicilia, în Marea Tireniană. Alţi vulcani de acest tip se întâlnesc în

101

Peninsula Kamceatka, cum ar fi vulcanul Bezimianîi, care dă naştere în urma

erupţiilor unor nori cu înălţimea de peste 20 kilometri.

Fig. 80: Erupţie de tip vulcanian

Foto 24: Vulcanul Vulcano, arh. Lipari (http://en.wikipedia.org/wiki/File:Isola_vulcano.jpg )

102

Tipul vezuvian se regăseşte în erupţiile vulcanului Vezuviu, cel care i-

a dat şi numele, localizat pe coasta occidentală a Italiei, în apropierea oraşului

Napoli (foto 25).

Foto 25: Erupţia din anul 1822 a vulcanului Vezuviu a provocat o coloană de cenuşă şi gaze

cu o înălţime de circa 14 kilometri (http://en. wikipedia.org/wiki/Mount_Vesuvius)

103

Acest tip de vulcanism se caracterizează prin erupţii explozive foarte

violente urmate de moment de calm total, când nu se înregisterază nici-un fel

de manifestări de natură vulcanică sau seismică. Mecanismul este determinat

de blocarea totală a coşului vulcanic şi prezenţa la mare adâncime a camerei

magmatice, ceea ce face ca presiunea foarte mare a gazelor acumulate să se

localizeze acolo.

Materialul expulzat în urma erupţiei de tip exploziv este dominant

piroclastic, de natură andezitică, iar lavele ce însoţesc erupţia sunt caracterizate

de un grad ridicat de vâscozitate. În timp sunt formate aparate vulcanice de

tipul stratoconurilor, asemănătoare celor de tip vulcanian. Erupţiile sunt

ritmice, ele producându-se la intervale aproximativ egale de timp.

Tipul plinian este asemănător din anumite puncte de vedere cu cel

vezuvian, doar că erupţia este mult mai violentă şi antrenează expulzări de

lavă, piroclastite şi gaze în cantităţi impresionante (fig 81, foto 26). De

asemenea, în urma exploziei o parte a aparatului vulcanic preexistent este

afectat, fiind distrus parţial.

Acest tip de erupţie a fost descris pentru prima dată de Pliniu cel

Bătrân înainte de a muri el însuşi sufocat de gazele şi cenuşa rezultate în urma

erupţiei vulcanului Somma (vulcanul preexistent Vezuviului), în anul 79 d.Hr.

Nepotul său, Pliniu cel Tânăr, continuă descrierea detaliată a fenomenului,

fiind astfel cunoscute detaliile erupţiei şi consecinţele acesteia asupra oraşului

Pompei, distrus aproape în întregime.

În erupţie sunt antrenate lave cu un grad ridicat de vîscozitate,

predominant andezitice, ceea ce implică caracterul acid al erupţiei.

Aceste lave sunt complet pulverizate de forţa exploziei impusă de

cantitatea mare a gazelor şi presiunii ridicate, rezultând cenuşă, lapili, bombe şi

piatră ponce. O consecinţă imediată a expulzării unei cantităţi aşa de mari de

magmă din camera magmatică este crearea unui gol în interior şi prăbuşirea

parţială a părţii superioare a conului vulcanic (colaps).

Se formează o depresiune circulară sau eliptică în interiorul căreia se va

forma noi domuri ce prevestesc o viitoare erupţie. Exemple recente de

asemenea erupţii sunt numeroase, cea mai puternică fiind erupţia vulcanului

Krakatoa din apropiere de Sumatra, din anul 1883. Insula clădită de-a lungul

timpului de acest vulcan a fost distrusă aproape în totalitate de forţa exploziei,

locul său fiind luat de o calderă imensă inundată de apele oceanului.

104

Alte erupţii de acest fel au fost cele ale vulcanilor Mount Tambora

(1815), St. Helen (1980) şi Pinatubo (1991).

Fig. 81: Erupţie de tip plinian

105

Foto 26: Erupţie acidă – vulcanul St. Helens (http://thebibleistheotherside.wordpress.com)

Tipul Peléean este determinat de caracterul extrem de vâscos al

magmei de tip andezitic, dacitic sau riolitic, fiind caracteristic vulcanului

Mount Pelée din Martinica (Antilele Mici) (foto 27 şi 28).

Această magmă se consolidează total în interiorul coşului vulcanic,

dând naştere unui „dop” de formă cilindrică sau de ac (protuziune) ce

împiedică ascensiunea magmei şi gazelor spre suprafaţă. Ca urmare a blocării

coşului vulcanic de aceste protuziuni, gazele nu pot fi eliberate şi se

acumulează împreună cu magma păstoasă din interior, creându-se o presiune

foarte ridicată. În momentul în care protuziunea ce împiedică ascensiunea

acestor materiale vulcanice spre suprafaţă nu mai reuşeşte să opună rezistenţă,

este expulzat cu o forţă impresionantă alături de cantităţi mari de fragmente

rupte din structura aparatului vulcanic (cu diametrul de ordinul metrilor), dar şi

de cenuşă provenită din pulverizarea lavei incandescente. Aceste materiale

grele în raport cu aerul din jur sunt antrenate într-o mişcare descendentă pe

versanţii aparatului vulcanic sub forma norilor arzători (fig. 82).

106

Fig. 82: Erupţie de tip peléan

Foto 27: „Turnul” Pelée format

anterior erupţiei din anul 1902. El a

fost împins progresiv şi apoi complet

distrus în urma erupţiei vulcanului

Mount Pelée (www.geology.sdsu.edu).

Exploziile nu sunt

întotdeauna verticale, uneori

expulzarea materialelor vulcanice

făcându-se lateral, astfel încât

viteza de deplasare pe versanţi a

norilor arzători se face cu viteze

ce uneori depăşesc 200 km/oră,

iar temperatura depăşeşte 700°C.

Aceştia pot parcurge câţiva

kilometri sau chiar mai mult faţă

de locul exploziei înainte de a-şi

pierde energia şi ca materialul să

se depună în strate variabile ca

grosime. După explozia iniţială

erupţia mai poate continua, fiind expulzate lave ce încorporează bule de gaze şi

care se revarsă dincolo de marginile coşului vulcanic rămas după explozie.

107

Foto 28: Erupţia vulcanului Mount Pelée din

anul 1902 (www.scarborough.k12.me.us)

După răcire, aceste lave

spumoase (Rădulescu, 1976) se

transformă într-o piatră ponce diferită

de cea formată prin procese

explozive, prezentând fiame alungite

pe direcţia de curgere. După încetarea

erupţiei, lava rămasă în coşul

aparatului vulcanic se solidifică,

formând o nouă protuziune ce va

permite iarăşi acumularea unei

presiuni ridicate în interior. Alături de

Mount Pelée şi alţi vulcani prezintă

asemenea erupţii violente, cum ar fi

Santa Maria (Guatemala), Lopevi

(Noile Hebride, Mayon (Filipine) (foto 29), Merapi (Djava) etc.

Foto 29: Erupţia vulcanului Mayon (Filipine) din anul 1984 (http:// en.wikipedia.org)

108

Erupţiile submarine sunt foarte răspândite, caracterizându-se prin

faptul că erupţia materialului se face în domeniul submers, generând fenomene

specifice. Asemenea manifestări sunt localizate preponderent în lungul

aliniamentelor de expansiune (acreţie) a scoarţei terestre, dar şi în lungul

aliniamentelor de convergenţă a plăcilor litosferice. Şi în cazul evoluţiei

vulcanismului legat de punctele fierbinţi, în cazul în care acestea afcetează

fundul bazinelor oceanice, în prima fază de dezvoltare a aparatelor vulcanice

fenomenul se manifestă exclusiv în domeniul submarin. În cazul aliniamentelor

de subducţie, vulcanismul iniţial este de tip submarin în cele mai multe cazuri,

dar prin creşterea progresivă a aparatelor vulcanice pot să evolueze ulterior

subaerian (foto 30).

Foto 30: Erupţie submarină în Oceanul Pacific (http://mannaismayaadventure.com)

Dacă expulzările de lavă în lungul rifturilor sunt în general liniştite,

lipsite de spectaculozitate datorită carcaterului bazic şi ultrabazic al

materialului, în cazul activităţii vulcanice submarine din lungul aliniamentelor

de subducţie a plăcilor litosferice, erupţiile se carcaterizează în general prin

109

caracterul exploziv, ca urmare a acidităţii materialului magmatic antrenat şi

cantităţii mari de gaze existente în acesta.

4.1.2. Produsele manifestărilor efuzive

Sunt acele manifestări care au drept consecinţă expulzarea la suprafaţa

terestră a lavelor, piroclastitelor, gazelor şi vaporilor de apă, a izvoarelor

fierbinţi şi gheizerelor.

Lava reprezintă magma provenită din camerele magmatice din litosferă

sau din manta care ajunge la suprafaţă. În funcţie de compoziţia mineralogică

şi proprietăţile chimice ale magmei, aceasta poate fi bazică, acidă sau

intermediară. Conţinutul in silice este determinant, proporţia acesteia oscilând

între 44 şi 75%.

Lavele bazice se remarcă prin proporţia redusă de silice dar şi prin

abundenţa fierului şi magneziului. Aceste lave provin din magma ce

se ridică din astenosferă sau din “punctele fierbinţi” de la baza

mantalei, rezultată în urma dezintegrării radioactive şi temperaturilor

ridicate, de peste1000°C. Din puncte de vedere al stării fizice, lavele

bazice sunt dense şi foarte fluide, ceea ce face ca la suprafaţă să se

răcească mai greu, favorizând erupţiile vulcanice lente (foto 31).

Foto 31: Erupţie bazică – Hawaii (www.geostudy.zoomshare.com )

110

Lavele acide provin din magmele ce se formează în litosferă, cu

deosebire în lungul aliniamentelor de subducţie dar şi în zonele de

cutare, la mare adâncime, unde presiunea este foarte mare iar

temperaturile depăşesc 700°C, temperatură peste care rocile se topesc.

Aceste magme conţin silice în cantităţi foarte mari, ponderea fiind de

circa 75% din totalul mineralelor component, ceea ce le face mai

uşoare, dar şi mai vâscoase. Provin în parte din topirea scoarţei

oceanice subdues de-a lungul planului Benioff dar şi din topirea

rocilor din marginea continental afectată. Deasemenea, în mişcarea lor

ascensională intersectează strate sedimentare pe care le topelte în zona

de contact, rescând astfel aciditatea acestor mage. Odată ajunsă la

suprafaţă, lava erupe violent în raport cu cea bazică, datorită

consolidării rapide şi reţinerii gazelor.

Foto 32: Erupţie acidă – Aleutine (http://environment.nationalgeographic.com)

Lavele intermediare se remarcă prin prezenţa unui procent ponderat

de silice (circa 60%), însă ca mod de manifestare se apropie de cele

acide.

111

Lava odată ajunsă la suprafaţă sau aproape de suprafaţa scoarţei

terestre se consolidează, dând naştere unei game variate de roci, în funcţie de

compoziţia mineralogică, incluse în clasa rocilor afanitice. Din această clasă

fac parte bazaltul, riolitul şi andezitul.

Bazaltul este o rocă provenită din consolidarea lavei bazice format din

piroxeni, olivină şi feldspaţi plagioclazici;

Riolitul este o rocă acidă alcătuită din feldspaţi alcalini, cuarţ şi

feldspaţi plagioclazici;

Andezitul face tranziţia între rocile acide şi cele bazice, fiind alcătuit din

feldspaţi plagioclazici, piroxeni şi amfiboli.

Piroclastitele sunt proiecţiile solide (foto 33) ale activităţii vulcanice,

fiind alcătuite din cenuşi, piatra ponce, scorii, lapili şi bombe vulcanice. Se

manifestă cu precădere în cazul erupţiilor de lavă acidă, mai rar în cazul celor

intermediare. Aceste piroclastite se formează din bucăţi de lavă expulzate în

stare fluidă:

Foto 33: Tuf piroclastic (http://www.pitt.edu)

112

Cenuşile vulcanice sunt materiale mobile pulverulente, de

dimensiuni foarte reduse, cele mai mari având dimensiunea

nisipului. Iau naştere din fărâmiţarea magmei sub presiunea gazelor

ce o însoţesc.

Piatra ponce reprezintă fragmentele consolidate de magmă vitroasă

(sticloasă), umflate şi excesiv poroase, expulzate în timpul erupţiilor

explosive violente. În cele mai multe cazuri, piatra ponce se

formează când magmele acide suferă o decomprimare bruscă, după

expulzarea dopului din coş, consolidate în urma unei erupţii

anterioare. Alături de piatra ponce este expulzată şi o cantitate

impresionantă de cenuşă sticloasă. Dimensiunea pietrei ponce este

variabilă, diametrul mediu fiind de circa 5 centimetri, uneori

atingând însă 20-30 centimetri.

Scoriile iau naştere din magma bazică şi ultrabazică expulzată şi

căzută pe suprafaţa terestră în stare fluidă înainte de a se solidifica.

Pot atinge în diametru 3 metri, dar în general au dimensiuni de câţiva

zeci de centimetri. Prin lipire dau naştere unor conuri sau turnuri cu

înălţimi variabile.

Lapiliile sunt materiale piroclastice cu dimensiuni cuprinse între 2

milimetri şi 2 centimetri. Sunt la origine lave şi zgure vechi care sunt

fărâmiţate în timpul erupţiilor explozive. Uneori provin şi din rocile

ce alcătuiesc peretele interior al conului vulcanic.

Bombele sunt reprezentate de fragmentele de lavă bazică sau acidă

expulzată în momentul erupţiei şi consolidată în timpul mişcării prin

aer, înainte de a cădea pe sol. Prezintă forme foarte variate ca urmare

a mişcării de rotaţie din timpul expulzării. Bombele provenite din

lavele bazice, fluide, au în general formă sferică, fusiformă sau de

pară şi conţin un miez de rocă străină provenită din pereţii interior ai

aparatului volcanic. Bombele provenite din lavele acide, vâscoase,

au forme neregulate şi un aspect sticlos. Au dimensiuni ce pot varia

de la un centimetru la câţiva metri (foto 34).

Gazele vulcanice şi vaporii de apă sunt produse cu temperaturi ce

depăşesc în cele mai multe cazuri 200°C, expulzate cu o forţă deosebită şi în

cantitate foarte mare, îndeosebi în cazul erupţiilor acide.

113

Foto 34: Bombă vulcanică (http://wdmsy.tumblr.com)

Gazele încep să fie expulzate din momentul în care debutează erupţia şi

continuă un timp după încetarea acesteia. În compoziţia gazelor de erupţie s-a

determinat prezenţa acidului clorhidric (HCl), a dioxidului de sulf (SO2), a

hidrogenului sulfurat (H2S) etc.

Erupţiile de gaze sunt determinate de două cauze. O primă cauză ar fi

aceea că magmele ce urcă spre suprafaţă conţin gaze, iar cealaltă cauză ar fi

aceea că magma intersectează în ascensiunea sa pânze de ape subterane, pe

care le vaporizează (erupţie freatică). Aportul acestor gaze de erupţie este

întotdeauna distructiv, în cele mai multe cazuri fragmentând rocile din aparatul

vulcanic şi expulzându-le în atmosferă la mare înălţime.

Produsele gazoase se manifestă sub mai multe forme: nori arzători,

fumarole, solfatare şi mofete.

Norii arzători sunt emanaţii rapide de gaze amestecate cu particule de

magmă fine. Aceştia se pot ridica vertical la înălţimi de sute, chiar mii

de metri deasupra aparatului vulcanic sau se pot deplasa lateral cu o

uşoară ascensiune. Cei mai periculoşi sunt cei care se rostogolesc

datorită greutăţii spre baza versantului vulcanului (foto 35). Aceste

114

gaze amestecate cu particulele de lavă au temperaturi ce frecvent

depăşesc 500°C şi se deplasează cu viteze de peste 100 km/oră.

Foto 35: Nor arzător (http://www.protezionecivile.gov.it)

Fumarolele sunt emisiuni de gaze foarte fierbinţi, de până la 900°C,

uscate, lipsite complet de vapori de apă (foto 36).

Solfatarele sunt emisiuni de gaze cu temperature sub 300°C, încărcate

cu vapori de apă şi bogate în sulf (foto 37).

Mofetele sunt emisiunile cele mai reci, cu o temperatură a gazelor sub

100°C, alcătuite din dioxod de carbon însoţit uneori de vapori de apă.

Izvoarele fierbinţi sunt manifestări finale ale magmei din adâncime,

care emană spre suprafaţă gaze şi vapori de apă puternic încălziţi. Odată ajunţi

la suprafaţă, aceşti vapori de apă (ape juvenile) se răcesc dând naştere unor

izvoare termale. În anumite situaţii apa juvenilă intersectează pânze de apă

subterană (apă vadoasă) pe care o încălzeşte şi o ridică spre suprafaţă sub

forma unor izvoare bogate în bioxid de siliciu. Aceste izvoare fierbinţi sunt

puternic mineralizate, ceea ce determină apariţia la suprafaţă, imediat ce se

răcesc, a unor cruste rezultate din precipitarea mineralelor (CaCO3, SiO2 etc.).

115

Foto 36: Fumarole (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Namafjall_-_Fumarole_2.jpg)

Foto 37: Solfartare (http://lesvolcansdumonde.blog4ever.com)

116

Gheizerii (geyser = furios, lb. islandeză) sunt tot nişte izvoare fierbinţi

dar intermitente, care “erup” din scoarţa terestră după ce apa se acumulează în

rezervoare din scoarţă la adâncime mare, unde este puternic încălzită şi

transformată în vapori (foto 38).

Foto 38: Gheizerul „Fly” din Nevada (http://www.allbestwallpapers.com)

Vaporii astfel formaţi duc la creşterea presiunii şi la expulzarea apei din

rezervoare cu o forţă foarte mare, determinând golirea parţială sau completă a

acestora. Procesul este reluat, astfel că manifestarea se repetă la interval

relative egale (foto 38). În locul erupţiei se depune “gheizeritul”, o rocă de

precipitare chimică bogată în silice.

4.2. RELIEFUL VULCANIC

4.2.1. Forme de relief vulcanic acumulative

Activitatea vulcanică se remarcă prin expulzarea la suprafaţă a materiei

în stare solidă, fluidă sau gazoasă şi care, prin depunere, dau naştere unor

forme de relief specifice cum ar fi vulcanii, platourile vulcanice, insule

vulcanice etc.

117

Vulcanul (aparatul vulcanic) este un edificiu specific vulcanismului

de tip central (Anastasiu et al., 1998), o formă de relief pozitivă ce îmbracă

forme şi dimensiuni foarte variate. Este construit în urma depunerilor succesive

de material eruptiv (lavă, piroclastite) în jurul coşului vulcanic şi divergent faţă

de acesta. Elementele constitutive ale unui aparat vulcanic sunt coşul (ventru)

vulcanic, craterul şi conul (fig. 83).

Fig. 83: Elementele unui vulcan (aparat vulcanic)

Coşul vulcanic (ventrul) reprezintă canalul care face legătura între rezervorul

magmatic şi craterul aflat la partea superioară a conului. Prin coş, magma sub

presiune din rezervor execută o mişcare ascensională şi erupe sub formă de

lavă care curge pe flancurile conului vulcanic. La fiecare vulcan există un coş

(ventru) central, iar în anumite condiţii se pot dezvolta unul sau mai multe

ventre secundare (foto 39).

Craterul reprezintă partea superioară a ventrului, având dimensiuni şi

formă diferită în funcţie de intensitatea şi tipul erupţiei vulcanice. Cele mai

frecvente forme de crater întâlnite sunt cele circulare de formă tronconică (fig.

83). Dimensiunile pot varia de la câteva zeci la sute de metri în diametru, rar

depăşind 1 kilometru, în cazul vulcanilor stinşi.

118

Foto 39: Vulcanul Eyjafjallajokull, Islanda (http://onemansblog.com)

Conul vulcanic este reprezentat de edificiul construit de materialele

expulzate în urma erupţiilor vulcanice. În funcţie de tipul erupţiei şi natura

materialului vulcanic pot fi întâlnite mai multe tipuri de conuri:

Conuri de sfărâmături specifice erupţiilor de tip vezuvian, plinian şi

peléean, iau naştere prin depunerea piroclastitelor (cenuşi, lapili,

bombe) în strate înclinate către periferia conului; majoritatea

materialelor grosiere sunt concentrate în jurul craterului;

Stratoconurile sunt formele cele mai frecvent întâlnite, simple, conice

şi sunt în general izolate, alcătuite din alternanţe de pânze de lavă şi

fluxuri piroclastice; caracterizează erupţiile de tip strombolian şi

vulcanian, dar mai pot fi întâlnite şi în cazul erupţiilor pliniene şi

peléene; la nivelul stratoconurilor pot apărea, acolo unde există ventre

laterale, conuri secundare (adventive) care parazitează flancurile

acestuia (fig. 83);

Cumulovulcanii caracterizează erupţiile de tip peléean, erupţii cu

caracter acid, cu lave vâscoase bogate în silice care au tendinţa de a se

119

solidifica înainte de expulzare, permiţând formarea unui „dop” sau

„turn” ce blochează ventrul în partea superioară (foto 27 şi 28);

explozia ce urmează acestui moment, foarte violentă, ca urmare a

acumulării presiunii exercitate de magma şi gazele ce o însoţesc sub

acet „dop”, dă naştere unui bogat material piroclastic (cenuşi, lapili şi

bombe) care se amestecă cu fragmentele conului afectat; acest material

se depune sub forma unui con neregulat, peste care se mai pot revărsa

scurte şuvoaie de lavă (foto 40).

Foto 40: Mount Pelée (http://www.panoramio.com)

Platoul vulcanic este o construcţie de mari dimensiuni generată de

curgeri bazaltice de tip fisural (Islanda, Hawaii ş.a.) de-a lungul unor fracturi

ale scoarţei terestre, în special localizate la nivelul rifturilor. Prin depunerile

succesive, pe suprafeţe de ordinul miilor sau zecilor de mii de kilometri pătraţi,

lavele pot atinge chiar 5000 de metri grosime (Platoul Deccan, India). Prezintă

un relief variat, uneori accidentat, remarcându-se văile cu versanţii în trepte

(foto 41), fiecare treaptă corespunzând unei curgeri (pânze) de lavă (Posea et

al., 1976).

120

Foto 41: Podişul Deccan, Inida (http://www.hudsonfla.com)

A. Rittmann, în 1967 (citat de Posea et al., 1976) distinge două tipuri

de platouri - islandez şi hawaiian:

Platourile vulcanice de tip islandez se remarcă prin dimensiuni relativ

mici, cu suprafeţe de sute, rar peste 1.000 kilometri pătraţi. Unele din

aceste platouri au aspectul unor cupole cu aliniamente de conuri care se

înalţă la 100 – 1000 metri şi au un diametru în bază de până la 20 de

kilometri, iar craterul poate atinge 2 kilometri în dimetru (foto 42). Alt

subtip este dat de platourile extinse formate în urma expulzărilor de lavă

în lungul unor fracturi ce pot atinge lungimi de zeci de kilometri şi

presărate cu zeci de conuri cu înălţimi de zeci, rar peste 100 de metri

(Laki – Islanda) (foto 43);

Platourile vulcanice de tip hawaiian se remarcă prin suprafeţele mari, ce

pot depăşi10.000 kilometri pătraţi, având conuri de dimensiuni

impresionante (Kilauea – Hawaii). Aceste platouri, care pot să se extindă

sub apele oceanului, pot atinge altitudini de peste 2000 metri.

121

Foto 42: Vulcanul Skjaldbreiður - Islanda (http://bigthink.com)

Foto 43: Vulcanul Laki - Islanda (http://laterredufutur.centerblog.net/)

Mauna Loa are o altitudine de 4170 metri faţă de nivelul mării şi peste

9000 metri faţă de fundul oceanului, iar diametrul la nivelul mării este de peste

400 kilometri (foto 44)

122

Foto 44: Vulcanul Mauna Loa - Hawaii (http://www.vuelosislas.com)

Alte forme de relief vulcanic sunt caldeirele, care sunt cratere de mari

dimensiuni rezultate în urma unor erupţii vulcanice explozive de mare

amploare care determină prăbuşirea totală sau parţială a conurilor. Ulterior, în

interiorul acestor caldeire, în urma continuării activităţii vulcanice pot lua

naştere alte conuri vulcanice (foto 45).

Maarele sunt depresiuni circulare cu diametrul ce depăşeşte câteva sute

de metri, rezultate în urma expulzării gazelor sau vaporilor de apă

supraîncălziţi şi sub presiune, expulzări care nu sunt însoţite şi de magmă,

astfel încât conul lipseşte (foto 46).

123

Foto 45: Caldeira Faial – I-le Azore (http://www.magical-azores-islands.com)

Foto 46: Maare în regiunea Eifel - Germania (http://www.rp-online.de)

124

4.2.2. Forme de relief vulcanic de eroziune

După ce activitatea vulcanică încetează sau nu se mai manifestă o foarte

lungă perioadă de timp (sute sau mii de ani), eroziunea subaeriană modelează

conurile şi platourile vulcanice.

Conurile vulcanice sunt marcate de instalarea unei reţele hidrografice

radiar divergentă colectate de o reţea inelară de râuri aflată la bază, iar versanţii

craterelor sunt modelaţi de o reţea hidrografică convergentă spre un lac format

în interiorul acestora. Văile încrustate pe versanţii conurilor sunt puternic

adâncite, fiind numite barrancos, iar interfluviile au denumirea de planeze. Cu

timpul, ca urmare a eroziunii îndelungate, craterele se lărgesc puternic,

transformându-se în caldeire de eroziune (C.A. Cotton, 1952, citat de Posea et

al., 1976).

Platourile vulcanice, foarte rezistente la eroziune, prezintă mai puţine

forme de relief de eroziune, remarcându-se văile supraimpuse şi interfluviile de

tip „mesas” (foto 47).

Foto 47: „Mesas” - Mexic (http://www.vrbo.com)

125

4.3. MAGMATISMUL. RELIEFUL DEZVOLTAT PE

STRUCTURI MAGMATICE

Magmatismul este un fenomen complex ce debutează cu formarea

magmei în interiorul scoarţei sau în astenosferă, magmă care se mişcă

ascensional spre suprafaţă, dar care, ca urmare a unor condiţii specifice se

consolidează înainte de a erupe sub forma unor corpuri intrusive de tipul

batolitelor, stock-urilor, lacolitelor la care se adaugă corpuri ce ţin şi de

aparatele vulcanice: sill-uri, neck-uri, dyke-uri.

Batolitul este un corp magmatic intrusiv, de dimensiuni mari (suprafeţe

ce pot depăşi 100 kilometri pătraţi, având forme neregulate şi fiind

dispus, în cele mai multe cazuri, discordant faţă de structura

înconjurătoare. Atunci când aceste corpuri sunt în arii orogenetice,

mişcarea de înălţare le ridică până când eroziunea subaeriană începe să

decupeze părţile superioare, luând naştere culmi specifice, greoaie şi

puţin fragmentate (fig. 83);

Stock-ul este un corp asemănător batolitului, dar de dimensiuni mult mai

mici, sub 10 kilometri pătraţi suprafaţă. În cele mai multe cazuri, aceste

corpuri magmatice sunt legate de batholite. Când ajung la suprafaţă au

aceeaşi evoluţie subaeriană ca şi batolitul;

Lacolitul este un corp magmatic intrusiv cu boltire simetrică sau

asimetrică dispus între straturi de roci de altă natură. Are suprafeţe ce

variază de la câţiva zeci de metri la câţiva kilometri pătraţi. Prin

exhumarea sa în urma eroziunii subaeriene dă naştere unor culmi greoaie;

Neck-ul este un corp de rocă vulcanică cu înălţimea de zeci sau sute de

metri, provenit din lavă sau piroclastite cimentate în coşul vulcanic;

Dyke-ul este un corp magmatic provenit din consolidarea magmei

infiltrate în lungul unor fracturi care au afectat conul în timpul activităţii

vulcanice. În urma eroziunii, aceste corpuri sunt decupate şi apar ca

forme pozitive de relief, de forma unor ziduri sau abrupturi cu lungimi ce

uneori ating câţiva kilometri, iar grosimea poate atinge zeci de metri

(foto 48);

126

Sill-ul este un corp magmatic provenit din consolidarea lavei infiltrate pe

planurile de stratificaţie ale conului, care prin eroziune este scos la zi sub

forma unui platou de mici dimensiuni.

Foto 48: Dyke-uri - Santorini (http://www.decadevolcano.net/photos/santorini)

Fig. 83: Corpuri magmatice intrusive: A – batolit; B – dyke; C – lacolit; D – pegmatite; E –

sill-uri; F – stratovulcan (http://it.wikipedia.org/wiki/Rocce_intrusive)

127

BIBLIOGRAFIE

1. Airinei Şt., 1982, Pământul ca planetă, Editura Albatros, Bucureşti

2. Allaby M., 2008, Pământul. Enciclopedie, Editura Vox, Bucureşti

3. Allègre C., 1983, L'Écume de la terre, Masson, Paris

4. Anastasiu N., Grigorescu D., Mutihac V., Popescu Gh. C., 1998, Dicţionar de

Geologie, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti

5. Anderson D. L., 2007, New Theory of the Earth, Cambridge University Press,

Cambridge, Great Britain

6. Bardintzeff J. -M., 1992, Volcanologie, Fayard, Paris

7. Bălteanu D., 1984, Relieful – ieri, azi, mîine, Editura Albatros, Bucureşti

8. Băncilă I. (coordonator), 1981, Geologie inginerească, Editura Tehnică,

Bucureș ti

9. Bernhard H., Lindner K., Schukowski M., 2007, Compendiu de Astronomie,

Editura All Educationalş, Bucureşti

10. Best M. G., 1982, Igneous and Metamorphic Petrology, Freeman, San Francisco

11. Blatt H., Middleton G. V., Murry R. C., 1980, Origin of Sedimentary Rocks,

ed.2, Prentice Hall, Englewood Cliffs, New Jersey

12. Bleahu M., Bogdan M., Epuran Gh., 1966, Himalaya. Cucerirea giganț ilor

lumii, Editura Ș tiinț ifică, Bucureș ti

13. Bleahu M., 1983, Tectonica globală (I), Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti

14. Bleahu M., 1989, Tectonica globală (II), Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti

15. Bishop J. M., 1984, Applied Oceanography, Wiley, New York

16. Boggs S. Jr., 1987, Principles of sedimentology and Stratigraphy, Merrill

Publishing Company, Columbus, Ohio

17. Boillot G., 1983, Geologic des marges continentales, ed.2, Masson, Paris

18. Bolt B. A., 1982, Les Tremblements de Terre, Biblioteque Pour La Science

diffusion Belin, Paris

19. Bonin B., Dubois R., Gohau G., 1997, Le Métamorphisme et la formation des

granites, Nathan, Paris

20. Bucha V., 1976, Variation of the Geomagnetic Field, the Climate and Weather,

Studia Geophysica et Geodaetica, 20, Institute of Geophysics of the Academy of

Sciences of the Czech Republic

21. Bull W. B., 2007, Tectonic Geomorphology of Mountains: A New Approach to

Paleoseismology, Blackwell Publishing, Malden, Massachusetts

22. Bullard F., 1984, Volcanoes of the Earth, Ed. 2, University of Texas Press,

Austin, Texas

128

23. Bulow K. V., 1962, Geologie Fur Jedermann. Eine erste Einfuhrung in

geologisches Denken, Arbeiten und Wissen, Urania-Verlag, Leipzig

24. Busch R. M. (editor), 1990, Laboratory Manual in Physical Geology,

Macmillan Publishing Company, New York

25. Caron J. -M., Gauthier A., Schaaff A., Ulysse, J., Wozniak J., 1989, La

Planète Terre, Ophrys, Gap

26. Chardonnet J., 1955, Traité de morphologie (I). Relief et structure, P.U.F., Paris

27. Clari P., Ferrero Elena, Marino C., Maza M., Ricci B., 1991, Le grande livre

de la Terre, Deux Coqs d’Or, Paris

28. Cloud P., 1978, Cosmos, Earth and Man, Yale University Press, New Haven,

Conn.

29. Condie K. C., 1976, Plate tectonics and Crustal Evolution, ed.1, Pergamon

Press, Elmsford, New York

30. Condie K. C., 1989, Plate tectonics and Crustal Evolution, ed. 3, Pergamon

Press, New York

31. Condie K. C., 1992, Proterozoic Crustal Evolution, Elsevier Publishing Co,

Amsterdam

32. Condie K. C., 2004, Earth as an Evolving Planetary System, Elsevier Press,

London

33. Condie K. C., 2005, Earth as an Evolving Planetary System, Elsevier Academic

Press, London

34. Coque R., 1993, Géomorphologie, Armand Colin, Paris

35. Coteţ P., 1969, Geomorfologie cu elemente de geologie, Editura Didactică şi

Pedagogică, Bucureşti

36. Coteţ P., 1973, Geomorfologia României, Editura Tehnică, Bucureşti

37. Cox A., Hart R. B., 1986, Plate tectonics: How It Works, Blackwel Scientific

Publishing, Palo Alto, California

38. Damian R., 2001, Geologie generală, Editura Universităţii din Bucureşti

39. Davies G. F., 2000, Dynamic Earth: Plates, Plumes and Mantle Convection,

Cambridge University Press, Cambridge, Great Britain

40. Davis R. A., 1983, Depositional Systems, Prentice Hall, Englewood Cliffs, New

Jersey

41. Davis G. H., 1984, Structural Geology of Rocks and Regions, Wiley, New York

42. Davis G. H., Reynolds S. J., Kluth C. F., 2011, Structural Geology of Rocks

and Region, ed.3, Wiley, New York

43. De Sitter L. U., 1969, Geologie structurală, Editura Tehnică, Bucureşti

44. Debelmas J., Mascle G., 1997, Les grandes structure geologiques, Masson,

Paris

45. Dennis J. D., 1987, Structural Geology, an Introduction, Brown, Dubuque, Iowa

129

46. Derruau M., 1979, Les formes du relief terrestre (Notions de geomorphologie),

Masson, Paris

47. Dragomir B. -P., Androhovici Anca, 2001, Geologie fizică. Lucrări practice,

Editura Universităţii din Bucureşti

48. Drăgănescu L., 1997, Originea sării şi geneza masivelor de sare, Grafica

Prahoveană, Ploieşti

49. Dumitrescu I., 1962, Curs de geologie structurală cu principii de geotehnică şi

cartare geologică, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti

50. Ehlers E. G., 1982, Petrology: Igneous, Sedimentary and Metamorphic,

Freeman, San Francisco, California

51. Elmi S., Babin C., 1996, Histoire de la Terre, Masson, Paris

52. Embabi N. S., 2004, The Geomorphology of Egypt. Landforms and Evolution (I),

The Nile Valley and The Western Desert, The Egyptian Geographical Society

Special Publication, Cairo, Egypt

53. Erickson J., 2001, Plate Tectonics: Unraveling the Mysteries of the Earth, Facts

On File, New York

54. Ernst W. G., 1969, Earth materials, Prentice Hall, Englewood Cliffs, New

Jersey

55. Flint R. F., Skinner B. J., 1974, Physical geology, John Wiley & Sons, New

York

56. Fossen H., 2010, Structural Geology, Cambridge University Press, New York

57. Foucault A., Raoult J. -F. 1995, Dictionnaire de géologie, ed.4, Masson, Paris

58. Foulger G., 2010, Plates vs. Plumes: A Geological Controversy, Wiley-

Blackwell, Hoboken, New Jersey

59. Francis P., Openheimer C., 2003, Volcanoes, Oxford University Press, London

60. Frisch W., Meschede M., Blakey R. C., 2010, Plate Tectonics: Continental

Drift and Mountain Building, Springer, New York

61. Gamov G., 1968, O planetă numită Pămînt, Editura Ştiinţifică, Bucureşti

62. Gheyselinck R., 1959, Pământul în continuă frământare, Editura Ştiinţifică,

Bucureşti

63. Godard A., Lagasquie J. -J., Lageat Y., 1994, Les régions de socle, Université

Blaise-Pascal, Clermont-Ferrand

64. Gorshkov G., Yakushova A., 1977,, Physical Geology, Mir Publishers, Moscow

65. Grasu C., 1997, Geologie structurală, Editura Tehnică, Bucureşti

66. Gridan T., Ţicleanu N., Gridan S., 2007, Geologia şi apocalipsa, Editura

Universitară, Bucureşti

67. Gross M. G., 1986, Oceanography, ed.3, Prentice Hall, Englewood Cliffs, New

Jersey

68. Gurău A., 1982, Microtectonica, Editura Tehnică, Bucureşti

130

69. Hall Cally, O’Hara Scarlett, 1995, Earth Facts, Dorling Kindersley Ltd.,

London

70. Hamblin W. K., 1992, Earth’s Dynamic System, Macmillan Publishing

Company, New York

71. Hoyle F., 1968, Galaxii, nuclee şi quasari, Editura Albatros, Bucureşti

72. Huggett R., 2003, Fundamentals of Geomorphology, Routledge, London

73. Huică I., 1994, Cutremurele de Pământ, Editura Prohumanitate, Bucureşti

74. Hyndman D. W., 1985, Petrology of Igneous and Metamorphic Rocks, ed.2,

McGraw-Hill, New York

75. Ielenicz M., 2000, Geografie generală. Geografie fizică, Editura Fundaţiei

„România de Mâine”, Bucureşti

76. Ielenicz M., 2004, Geomorfologie, Editura Universitară, Bucureşti

77. Ielenicz M., Comănescu Laura, Mihai B., Nedelea A., Oprea R., Pătru I.,

1999, Dicţionar de Geografie fizică, Editura Corint, Bucureşti

78. Ielenicz M., Comănescu Laura, 2005, Geografie fizică generală, Bucureşti

79. Ielenicz M., Nedelea A., 2009, Dicţionar de geomorfologie, Editura

Universitară, Bucureşti

80. Johnson M. R. W., Harley S. L., 2012, Orogenesis: The Making of Mountains,

Cambridge University Press, Cambridge, Great Britain

81. Josan N., 1986, Relieful în continuă transformare, Editura Sport-Turism,

Bucureşti

82. Kearey Ph., Klepeis P., Vine F.G., 2009, Global Tectonics, ed.3, Wiley-

Blackwell, Hoboken, New Jersey

83. Koenig M. A., Heierli H., 1998, Marile catastrofe geologice, Editura Saeculum

I.O. şi Editura Vestala, Bucureşti

84. Korbel P., Novak M., 1999, The Complete Encyclopedia of Minerals.

Description of over 600 Minerals from around the world, Rebo Publishers, Lisse,

the Netherlands

85. Kosîghin I. A., 1962, Tectonica generală, Editura Tehnică, Bucureşti

86. Kusky T., 2008, Earthquakes: Plate Tectonics and Earthquake Hazards, Facts

On File, New York

87. Kusky T., 2008, Volcanoes: Eruptions and Other Volcanic Hazards, Facts On

File, New York

88. Lambert J., 1997, Les Tremblements de terre, Édition du BRGM

89. Lecœur C. (editor), 1996, Éléments de géographie physique, Bréal, Paris

90. Lehman Inge, 1961, S and the Structure of the Upper Mantle, Geophysical

Journal of the Royal Astronomical Society, 4, Wiley.

91. Lopes Rosaly, 2005, The volcano Adventure Guide, Cambridge University Press,

New York.

131

92. Lupei N., 1979, Dinamica terestră, Editura Albatros, Bucureşti

93. Maaloe S. 1985, principles of Igneous Petrology, Springer-Verlag, New York

94. Macdonald G. A., 1983, Volcanoes, Prentice-Hall, Englewood Cliffs, New

Jersey

95. Macdougall J. D. 2001, O scurtă istorie a planetei Pământ, Editura Niculescu,

Bucureşti

96. Macovei Gh., 1954, Geologie stratigrafică cu privire specială asupra teritoriului

Republicii Populare Române, Editura Tehnică, Bucureș ti

97. Manta I., 1985, Vulcanii Terrei, Editura Albatros, Bucureşti

98. Marshak S., Mitra G., 1988, Basic Methods of Structural Geology, Prentice-

Hall, Englewood Cliffs, New Jersey

99. May B., Moore P., Lintott C., 2007, Bang! Istoria completă a Universului,

Editura Rao, Bucureşti

100. Mândrescu N., 1991, Cutremure de Pământ, Editura Tehnică, Bucureşti

101. Montgomery C. W. E., 1995, Environmental Geology, ed.4, Wm.C. Brown

Publishers, Dubuque, Iowa

102. Moores E. M., Twiss R. J., 1995, Tectonics, W.H. Freeman Publishers, San

Francisco, California

103. Morris N., 2002, Cutremurele, Editura Arc, Chişinău

104. Muller R. A., Kolenkow R. J., 1974, Physical Geography Today. A portret of a

Planet, CRM Books, Del Mar, California

105. Mutihac V., Fechet Roxana, 2003, Geologie, Editura Tehnică, Bucureşti

106. Naum Tr., Grigore M., 1974, Geomorfologie, Editura Didactică şi Pedagogică,

Bucureşti

107. Obrucev V.A., 1952, Bayele geologiei pe înț elesul tuturor, Editura de stat

pentru literatură ș tiinț ifică, Bucureș ti

108. Ollier C., Pain C., 2000, The Origin of Mountains, Routledge, London

109. Orcel J., Blanquet E., 1958, Les Volcans, Edition Bourrelier, Paris

110. Pană Ioana, 1987, Geologie marină, Universitatea din Bucureș ti, Facultatea de

Biologie, Geografie ș i Geologie

111. Panizza M., 1996, Environmental Geomorphology, Elsevier, Amsterdam,

Netherlands

112. Pauliuc S., 1968, Cartografie geologică, Editura Didactică şi Pedagogică,

Bucureşti

113. Pauliuc S., Dinu C., 1985, Geologie structurală, Editura Tehnică, Bucureşti

114. Pech P., Regnauld H., 1996, Géographie physique, PUF, Paris

115. Pech P., 1999, Geomorphologie structurale, Armand Colin, Paris

116. Petrescu I., 1978, Pământul – o biografie geologică, Editura Albatros, Bucureşti

132

117. Popescu N., Ielenicz M., Osaci-Costache Gabriela, Folea Florina, Ene M.,

2001, Relieful României. Bibliografie, Editura Eficient, Bucureşti

118. Popescu N., Ene M., Folea Tatu Florina, 2010, Geografia Cuaternarului,

Editura Universitară, Bucureşti

119. Popescu-Voiteşti I., 1924, Elemente de geologie cu o privire generală asupra

geologiei României, Institutul de Arte Grafice „Ardealul”, Cluj

120. Posea Gr., 2002, Geomorfologia României, Editura Fundaţiei „România de

Mâine”, Bucureşti

121. Posea Gr., Velcea Valeria, Cojocaru D., 1963, Geomorfologie, Editura

Didactică şi Pedagogică, Bucureşti

122. Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974, Relieful României, Editura Ştiinţifică,

Bucureşti

123. Posea Gr., Grigore M., Popescu N., Ielenicz M., 1976, Geomorfologie, Editura

Didactică şi Pedagogică, Bucureşti

124. Posea Gr., Armaş Iuliana, 1998, Geografie fizică, Editura Ernciclopedică,

Bucureşti

125. Prager Ellen, 2009, The Restless Earth. Earthquakes and Volcanoes, Chelsea

House Publishers, New York

126. Rădoane Maria, Dumitriu D., Ichim I., 2000, Geomorfologie (vol. I şi II),

Editura Universităţii din Suceava, Suceava

127. Rădulescu D., 1976, Vulcanii astăzi şi în trecutul geologic, Editura Tehnică,

Bucureşti

128. Răileanu Gr., 1959, Geologia generală, Editura Tehnică, Bucureşti

129. Reading H. G., 1985, Sedimentary Environments and Facies, ed.2, Elsevier,

Oxford, England: Blackwell, New York

130. Redfern R., 2001, Origins: The Evolution of Continents, Oceans and Life,

University of Oklahoma Press, Norman, Oklahoma

131. Rittman A., 1967, Vulcanii şi activitatea lor, Editura Tehnică, Bucureşti

132. Rogerson P.A., 2006, Statistical Methods For Geography. A Student’s Guide,

Sage Publications, London

133. Romanescu Gh., 2005, Geografie fizică generală, Editura Terra Nostra, Iaşi

134. Ruhin L.B., 1966, Bazele litologiei. Ştiinţa rocilor sedimentare, Editura Tehnică,

Bucureș ti

135. Sacareau Isabelle, 2003, La montagne. Une approche geographique, Belin,

Paris

136. Savin F., Cismaş I., 1964, Geologie pentru muncitorii din industria extractivă,

Editura Tehnică, Bucureşti

137. Schmincke H. -U., 2005, Volcanism, Springer, Berlin

133

138. Scrutton R. A., Talwani M., 1982, The Ocean Floor, Wiley International, New

York

139. Selley R. C., 1982, An Introduction to Sedimentology, Academic Press, New

York

140. Siebert L., Simkin T., Kimberly P., 2011, Volcanoes of the World, ed.3,

University of California Press, Berkeley, California

141. Sigurdsson H. (editor), 1999, Encyclopedia of Volcanoes, Academic Press,

Harcourt Science and Technology Company, San Diego, California

142. Simionescu I., 1927, Tratat de Geologie cu exemple luate în deosebi din

România, Cartea Românească, Bucureşti

143. Slaymaker O., Spencer T., Embleton-Hamann Christine (editori), 2009,

Geomorphology and Global Environmental Change, Cambridge University

Press, New York

144. Small R. J., 1972, The Study of Landforms. A Textbook of Geomorphology,

Cambridge University Press, Jarrold & Sons Ltd, Norwich, Great Britain

145. Sparrow G., 2008, Stars and Planets. From Our Solar System to the Edge of The

Universe, Amber Books Ltd., London

146. Spencer E. W., 1988, Introduction To The Structure Of The Earth, ed.3,

McGraw-Hill Book Company, New York

147. Stacey F. D., Davis P. M., 2008, Physics of the Earth, Cambridge University

Press, Cambridge, Great Britain

148. Steele Ph., 2002, Vulcanii, Editura Arc, Chişinău

149. Storti F., Holdsworth R. E., Salvini F. (editori), 2003, Intraplate Strike-Slip

Deformation Belts, The Geological Society Publishing House, Bath, United

Kingdom

150. Strahler A. N., 1971, The Earth Sciences, ed.2, Harper International Edition,

New York

151. Strahler A. N., 1973, Geografia fizică, Editura Ştiinţifică, Bucureşti

152. Suppe J., 1985, Principles of Structural Geology, Prentice-Hall, Englewood

Cliffs, New Jersey

153. Tarbuck E. J., Lutgens F. K., 1987, The Earth. An Introduction To Physical

Geology, ed.2, Merrill Publishing Company, Columbus, Ohio

154. Tarling D. H., Tarling M. P., 1978, Deriva continentelor, Editura Ştiinţifică şi

Enciclopedică, Bucureşti

155. Tazieff H., 1991, Vulcanii şi deriva continentelor, Editura Ştiinţifică, Bucureşti

156. Teodorescu N., Chiş Gh., 1982, Cerul, o taină descifrată..., Editura Albatros,

Bucureşti

157. Tomecek S., 2009, Plate tectonics, Chelsea House Publishers, New York

134

158. Turcotte D. L., Schubert G., 2002, Geodynamics, Cambridge University Press,

Cambridge, Great Britain

159. Turner F. J., 1981, Metamorphic Petrology: Mineralogical, Field and Tectonics

Aspects, Ed.2, McGraww-Hill, New York

160. Twiss R. J., Moores E. M., 2006, Structural Geology, W.H. Freeman Publishers,

San Francisco, California

161. Ţicleanu N., Pauliuc S., 2002, Geologie generală, Editura Departamentului

„CREDIS”, Universitatea din Bucureşti

162. Uyedo S., Kanamori H., 1979, Back-arc opening and the mode of subduction,

Journal Geophysical Research, American Geophysical Union

163. Valadas B., 2004, Geomorphologie dinamique, Armand Colin, Paris

164. Van Andel T. H., 1985, New Views on an Old Planet: Continental Drift and the

History of the Earth, Cambridge University Press, Cambridge, U.S.A.

165. Van der Pluijm B. A., 2003, Earth Structure: An Introduction to Structural

Geology and Tectonics, ed.2, W.W. Norton & Company, New York

166. Vanney J. -R., 1991, Introduction à la géographie de l'océan, Océanis, Paris

167. Veiret Yvette, Vigneau J. P., Dubois J. J., Kergomard C., Lageat Y., Miossec

A., 2004, Geographie physique. Millieux et environnement dans le systeme terre,

Armand Colin, Paris

168. White J. D. L., Riggs Nancy R. (editori), 2001, Volcaniclastic Sedimentation in

Lacustrine Settings, Blackwell Science Ltd, Oxford.

169. Winter J. D., 2009, Principles of Igneous and Metamorphic Petrology, ed.2,

Prentice-Hall, Englewood Cliffs, New Jersey

170. Wolf D., Fernandez J. (editori), 2007, Deformation and Gravity Change:

Indicators of Isostasy, Tectonics, Volcanism and Climate Change, Birhhauser

Verlag AG, Basel, Switzerland

171. * * *, 1982, La Derive des Continents. La tectonique des Plaques, Biblioteque

Pour La Science diffusion Belin, Paris

172. * * *, 1994, Dynamic Earth, Prentice-Hall, Englewood Cliffs, New Jersey

173. * * *, 1997, Dictionary of Geography, Brockhampton Press, London

174. * * *, 2009, Marea enciclopedie a cunoaşterii (I), Universul şi Pământul, Litera

Internaţional, Bucureşti

135

LISTA FIGURILOR

pg.

Fig. 1: Învelişurile Pământului .................................................................................... 6

Fig. 2: Pământul .......................................................................................................... 8

Fig. 3: Legea atracţiei universale 9

Fig. 4: Asimetria magnetosferei Pământului determinată de direcţia şi forţa

vântului solar ...................................................................................................

12

Fig. 5: Componentele câmpului magnetic al Pământului ........................................... 12

Fig. 6: Declinaţia magnetică a Pământului ................................................................ 13

Fig. 7: Schimbarea poziţiei nordului magnetic în ultimii 38.000 ani (după Bucha,

1976) ................................................................................................................

14

Fig. 8: A. Scara polarităţii geomagnetice; B. Epocile paleomagnetice de o parte şi

de alta a riftului medio-atlantic .......................................................................

15

Fig. 9: Modelul Süess al structurii interne a Pământului ........................................... 16

Fig. 10: Modelul Vernadski al structurii interne a Pământului .................................... 17

Fig. 11: Structura internă a Pământului ....................................................................... 20

Fig. 12: Secţiune prin manta şi scoarţa terestră ........................................................... 22

Fig. 13: Relieful bazinelor oceanice .............................................................................. 28

Fig. 14: Relieful domeniului continental ....................................................................... 30

Fig. 15: Limita inferioară a litosferei la nivelul dorsalei oceanice şi sub lanţul

muntos ..............................................................................................................

32

Fig. 16: Divizarea în plăci a litosferei ........................................................................... 32

Fig. 17: Sistemul tectonic al Pământului ....................................................................... 33

Fig. 18: Tipuri de margini ale plăcilor litosferice ......................................................... 34

Fig. 19: Dinamica plăcilor litosferice ........................................................................... 35

Fig. 20: A. Culoarul tectonic Est-African; B. Culoarul tectonic al Californiei ......... 37

Fig. 21: Evoluţia unui culoar tectonic de rift ................................................................ 37

Fig. 22: Expansiunea fundului oceanic şi înregistrarea câmpului magnetic terestru ... 38

Fig. 23: Evoluţia continentelor în ultimii 250 milioane ani .......................................... 40

Fig. 24: Elementele generale ale axului dorsalei oceanice ........................................... 42

Fig. 25: Dorsală „lentă” ............................................................................................... 43

Fig. 26: Dorsală „rapidă” ............................................................................................. 43

Fig. 27: Schema unei camere magmatice ...................................................................... 43

Fig. 28: Model de plasare a insulelor vulcanice pe faliile platformei continentale.... 45

Fig. 29: Geneza unui aliniament de insule deasupra unui „punct cald” ...................... 46

Fig. 30: Model privind subducţia unei plăci oceanice sub o placă continentală (a) şi

a unei plăci oceanice sub o altă placă oceanică (b) ........................................

48

Fig. 31: Diferenţieri petrografice în zonele de subducţie .............................................. 49

Fig. 32: Seriile vulcanismului arcurilor insulare din zonele de subducţie (după

Boillot, 1983) ....................................................................................................

51

Fig. 33: Subducţia unei plăci oceanice sub o placă continentală şi domeniile

morfostructurale rezultate ................................................................................

53

Fig. 34: Subducţia unei plăci oceanice sub o altă placă oceanică şi domeniile

morfostructurale rezultate ................................................................................

54

Fig. 35: A – relaţie de concordanţă; B – relaţie de discordanţă ................................... 58

Fig. 36: Discordanţă simplă .................................................................................... ...... 59

Fig. 37: Discordanţă unghiulară ................................................................................... 59

136

Fig. 38: Discordanţă unghiulară în raport şi cu stratele acoperitoare ......................... 59

Fig. 39: Acumularea sortată gravitaţional a materialelor detritice de origine

continentală într-un bazin de sedimentare .......................................................

60

Fig. 40: Succesiunea sedimentelor în cazul unei transgresiuni marine (după

Dumitrescu, 1962) ............................................................................................

61

Fig. 41: Succesiunea sedimentelor în cazul unei regresiuni marine (după

Dumitrescu, 1962) ............................................................................................

62

Fig. 42: Succesiunea depozitelor într-un ciclu sedimentar complet .............................. 62

Fig. 43: Succesiunea depozitelor într-un ciclu sedimentar major alcătuit din cicluri

sedimentare secundare .....................................................................................

63

Fig. 44: Relief dezvoltat în structură tabulară (cvasiorizontală) .................................. 64

Fig. 45: Vale asimetrică dezvoltată în structură tabulară (cvasiorizontală) .............. 65

Fig. 46: Elemente de relief structural de detaliu pe structură tabulară

(cvasiorizontală) ..............................................................................................

66

Fig. 47: Formarea structurii monoclinale în apropierea liniei ţărmului ca rezultat al

acumulării sedimentelor pe măsura: a – retragerii apelor (regresiune); b –

avansării apelor (transgresiune) ......................................................................

68

Fig. 48: Tipuri majore de versanţi dezvoltaţi pe structură monoclinală ....................... 69

Fig. 49. Deplasarea eroziunii uşor lateral şi în adâncime, impusă de direcţia de

cădere a stratului dur .......................................................................................

70

Fig. 50: Principalele forme de relief dezvoltate pe structură monoclinală .................. 71

Fig. 51: A – cueste apropiate; B – cueste depărtate ...................................................... 73

Fig. 52: A – cueste simple; B – cueste în trepte ............................................................. 73

Fig. 53: A – cueste unitare; B – cueste festonate ........................................................... 73

Fig. 54: A – cueste dedublate; b – cueste tectonice ....................................................... 74

Fig. 55: Tipuri de văi dezvoltate pe structură monoclinală .......................................... 75

Fig. 56: Cutare secundară generată de reflexia unor cutări mai vechi sau mai

recente din spaţii mai apropiate ......................................................................

76

Fig. 57: Bombare generată de deplasarea pe verticală a unor blocuri ce alcătuiesc

fundamentul unei structuri sedimentare acoperitoare .....................................

76

Fig. 58: Secţiune transversală printr-un dom în care s-a format o butonieră ............. 76

Fig. 59: Evoluţia unei butoniere într-un dom ................................................................ 77

Fig. 60: Secţiune printr-o butonieră dezvoltată într-un dom alcătuit din alternanţe de

strate dure şi strate moi ....................................................................................

78

Fig. 61: Secţiune printr-o structură diapiră .................................................................. 79

Fig. 62: Elementele unei cute ........................................................................................ 81

Fig. 63: Clasificarea cutelor după poziţia planului axial (după Pauliuc şi Dinu,

1985, cu modificări) .........................................................................................

82

Fig. 64: Tipuri de cute după modul de îmbinare a flancurilor (A, B) şi după raportul

dintre flancuri (C) ............................................................................................

82

Fig. 65: Cută faliată ....................................................................................................... 83

Fig. 66: Structură diapiră .............................................................................................. 84

Fig. 67: Pânză de acoperire .......................................................................................... 84

Fig. 68: Pânză de şariaj ................................................................................................. 85

Fig. 69: Anticlinoriu şi sinclinoriu ................................................................................ 85

Fig. 70: Forme de relief pe structură cutată (1) ............................................................ 86

Fig. 71: Forme de relief pe structură cutată (2) ............................................................ 87

Fig. 72: Forme de relief de concordanţă inversă .......................................................... 88

Fig. 73: Elementele unei falii şi tipuri de falii .............................................................. 89

137

Fig. 74: Asociaţie de horsturi şi grabene specifice regiunilor puternic faliate ............. 90

Fig. 75: Terra: Repartiţia vulcanismului ....................................................................... 93

Fig. 76: Erupţie de tip islandez ...................................................................................... 96

Fig. 77: Vulcan de tip hawaian ...................................................................................... 97

Fig. 78: Evoluţia unui „punct cald” şi naşterea unui aliniament vulcanic deasupra

acestuia ............................................................................................................

97

Fig. 79: Vulcan de tip strombolian ................................................................................ 99

Fig. 80: Erupţie de tip vulcanian ................................................................................... 101

Fig. 81: Erupţie de tip plinian ....................................................................................... 104

Fig. 82: Erupţie de tip peléan ........................................................................................ 106

Fig. 83: Elementele unui vulcan (aparat vulcanic) ....................................................... 117

Fig. 84: Corpuri magmatice intrusive ........................................................................... 126

138

LISTA FOTOGRAFIILOR

pg.

Foto 1: Munţii Alpi (http://earth-imagico.de) ............................................................... 24

Foto 2: Rift în Marea Andaman (http://mathewoldfield.photoshelter.com)................. 25

Foto 3: Ţărm aflat în mişcare lentă de înălţare – Coasta de Est a SUA

(http://www.drbeach.org)..................................................................................

26

Foto 4: Scutul canadian (http://www.skyscrapercity.com)............................................ 26

Foto 5: Riftul Pacificului de Est (http://www.entretiens-yvescoppens-

michelserres.fr)..................................................................................................

41

Foto 6: Insulele Galapagos (http://www.backpackserbia.com)..................................... 44

Foto 7: Hawaii – curgere de lavă (www.explorevolcanoes.com).................................. 47

Foto 8: Canionul Colorado – vale simetrică (http://ae-madetolast.blogspot.ro........ 66

Foto 9: Podişul Colorado – platouri şi văi dezvoltate pe structură tabulară

(http://opentravel.com/blogs/best-grand-canyon-pictures)..............................

67

Foto 10: Canionul Colorado – forme de relief pe structură tabulară

(http://www.diaporamapps.com).......................................................................

67

Foto 11: Vale dezvoltată pe calcare dispuse monoclinal (Alpii Maritimi)..................... 68

Foto 12: Culme montană dezvoltată pe strate dispuse monoclinal (Alpii Dolomitici.. 69

Foto 13: Relief de cueste în Depresiunea Dumitreşti, Subcarpaţii Vrancei.................... 72

Foto 14: Relief de cueste în Câmpia Transilvaniei.......................................................... 72

Foto 15: Alunecări de teren pe flancul unui dom (Câmpia Transilvaniei)..................... 77

Foto 16: Perle de peşteră în sare (Salina Turda)............................................................ 80

Foto 17: Cută deversată (http://www.flickr.com/photos, wyojones/galleries)............... 83

Foto 18: Falie în structură cutată (http://www.williamsclass.com)................................ 83

Foto 19: Culme de anticlinal (http://www.larousse.fr/encyclopedie/image).................. 87

Foto 20: Asociaţie de horsturi şi grabene (Nevada, SUA) (http://clasfaculty.

ucdenver.edu).....................................................................................................

91

Foto 21: Vulcanul Laki, Islanda (www.geostudy.zoomshare.com).................................. 95

Foto 22: Kilauea, Hawaii – Fântână de lavă (http://www.pbs.org/wnet/nature).......... 98

Foto 23: Erupţie a vulcanului Stromboli, arh. Lipari (http://geology.com)................... 100

Foto 24: Vulcanul Volcano, arh. Lipari (http://en.wikipedia.org)................................... 100

Foto 25: Erupţia din anul 1822 a vulcanului Vezuviu (http://en.wikipedia.org).......... 102

Foto 26: Erupţie acidă (http://thebibleistheotherside.wordpress.com)........................... 105

Foto 27: „Turnul” Pelée format anterior erupț iei din anul 1902 (www.geology. sdsu.

edu)....................................................................................................................

106

Foto 28: Erupţia vulcanului Mount Pelée din anul 1902 (www.scarborough.

k12.me.us)...........................................................................................................

107

Foto 29: Erupţia vulcanului Mayon (Filipine) din anul 1984 (http://en. wikipedia.

org).....................................................................................................................

107

Foto 30: Erupţie submarină în Oceanul Pacific (http://mannaismayaadventure. com) 108

Foto 31: Erupţie bazică – Hawaii (www.geostudy.zoomshare.com)............................... 109

Foto 32: Erupţie acidă – arh. Aleutine (http://environment.nationalgeographic. com 110

Foto 33: Tuf piroclastic (http://www.pitt.edu)................................................................. 111

Foto 34: Bombă vulcanică (http://wdmsy.tumblr.com)................................................... 113

Foto 35: Nor arzător (http://www.protezionecivile.gov.it)............................................... 114

Foto 36: Fumarole (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Namafjall_-

_Fumarole_2.jpg)..........................................................................

115

139

Foto 37: Solfartare (http://lesvolcansdumonde.blog4ever.com)...................................... 115

Foto 38: Gheizerul „Fly” din Nevada (http://www.allbestwallpapers.com)................... 116

Foto 39: Vulcanul Eyjafjallajokull, Islanda (http://onemansblog.com)........................... 118

Foto 40: Mount Pelée (http://www.panoramio.com)........................................................ 119

Foto 41: Podişul Deccan, India (http://www.hudsonfla.com) ......................................... 120

Foto 42: Vulcanul Skjaldbreiður - Islanda (http://bigthink.com)..................................... 121

Foto 43: Vulcanul Laki – Islanda (http://laterredufutur.centerblog.net) 121

Foto 44: Vulcanul Mauna Loa – Hawaii (http://www.vuelosislas.com).......................... 122

Foto 45: Caldeira Faial – I-le Azore (http://www.magical-azores-islands.com)............. 123

Foto 46: Maare în regiunea Eifel – Germania (http://www.rp-online.de)....................... 123

Foto 47: „Mesas” – Mexic (http://www.vrbo.com).......................................................... 124

Foto 48: Dyke-uri – Santorini (http://www.decadevolcano.net/photos/santorini)........... 126

140

CUPRINS

INTRODUCERE 3

1. Pământul. Structura internă. Marile domenii morfostructurale ......................... 5

1.1. Pământul – geneză şi evoluţie ....................................................................... .. 6

1.2. Proprietăţile fizice majore ale pământului ....................................................... 8

1.3. Structura internă a pământului ......................................................................... 16

1.3.1. Nucleul (centrosfera) ....................................................................... .. 18

1.3.2. Mantaua ............................................................................................. 20

1.3.3. Scoarţa (crusta) .................................................................................. 23

1.4. Domeniile morfostructurale ............................................................................. 24

1.4.1. Domeniul oceanic .............................................................................. 27

1.4.2. Domeniul continental ...................................................................... 29

2 Dinamica plăcilor litosferice – formarea marilor unităţi morfostructurale ale

pământului .................................................................................................................

32

2.1. Litosfera ........................................................................................................... 32

2.2. Dinamica aliniamentelor de extensiune şi formarea dorsalelor oceanice ....... 35

2.2.1. Culoarele tectonice de rift ................................................................. 36

2.2.2. Bazinele oceanice ............................................................................ .. 37

2.2.3. Dorsalele oceanice .......................................................................... ... 39

2.2.4. Lanţurile şi insulele vulcanice din lungul aliniamentelor de

expansiune a fundului oceanic .........................................................

44

2.3. Dinamica aliniamentelor de convergenţă, formarea lanţurilor orogenice şi a

arcurilor insulare ..............................................................................................

47

2.3.1. Dinamica zonelor de subducţie – formarea lanţurilor muntoase

(orogenice) pericontinentale şi a arcurilor insulare ...........................

47

2.3.2. Morfostructura zonelor de subducţie 52

2.3.3. Dinamica zonelor de coliziune – formarea lanţurilor muntoase

intracontinentale .............................................................................. ..

54

3 Relieful structural ..................................................................................................... 56

3.1. Structura sedimentară. Formare şi tipuri

..........................................................

56

3.1.1. Tipuri de discordanţe ......................................................................... 58

3.1.2. Transgresiuni şi regresiuni marine .................................................... 60

3.1.3. Ciclul sedimentar ............................................................................ ... 62

3.2. Relieful dezvoltat pe structură tabulară ........................................................... 64

3.3. Relieful dezvoltat pe structură monoclinală

.....................................................

68

3.3.1. Formele de relief dezvoltate pe structură monoclinală ..................... 70

3.4. Structura în domuri şi relieful specific ............................................................ 75

3.5. Relieful dezvoltat pe structură diapiră ............................................................. 79

3.6. Relieful dezvoltat pe structura cutată .............................................................. 80

3.6.1. Clasificarea cutelor sau a asociaţiilor de cute ................................... 82

3.6.2. Forme de relief dezvoltate pe structură cutată ................................... 86

3.7. Relieful dezvoltat pe structură faliată .............................................................. 88

3.7.1. Elementele unei falii. Tipuri de falii ................................................. 88

3.7.2. Relieful specific dezvoltat pe structură faliată .................................. 90

4 Vulcanismul şi magmatismul. ................................................................................. 92

141

4.1. Tipuri de activităţi vulcanice ........................................................................... 94

4.1.1. Tipuri de erupţii vulcanice ................................................................ 94

4.1.2. Produsele manifestărilor vulcanice (efuzive) .................................... 109

4.2. Relieful vulcanic .............................................................................................. 116

4.2.1. Forme de relief vulcanic acumulative................................................ 116

4.2.2. Forme de relief vulcanic de eroziune................................................. 124

4.3. Magmatismul. Relieful dezvoltat pe structuri magmatice ............................... 125

Bibliografie ................................................................................................................ 127

Lista figurilor ............................................................................................................. . 135

Lista fotografiilor ........................................................................................................ 138