1. INTRODUCERE
Procesele şi fenomenele geomorfologice sunt acţiuni sub efectul cărora relieful
Pământului este într-o continuă transformare şi evoluţie. Relieful înseamnă configuraţia
suprafeţei terestre şi este dată de totalitatea neregularităţilor de forme pozitive şi negative,
raportate la un plan de referinţă general sau local. La scară planetară relieful este rezultatul
unei îndelungate evoluţii a sistemului terestru, prin procese şi fenomene complexe a căror
derulare depinde de o serie de factori care pot fi împărţiţi în: factori interni şi factori externi.
Factorii interni ţin de mecanismul de funcţionare a geosferelor interne ale Pământului,
fiind consideraţi drept cauze ale formării formelor de relief pozitive, cum ar fi munţii
vulcanici sau munţii, în general. Însă, această concluzie trebuie privită nuanţat, pentru că
aceeaşi factori interni creează şi bazinele oceanice. Relieful este descris cantitativ de curba
hipsometrică, care cuantifică valoric altitudinea suprafeţei Pământului faţă de un plan de
referinţă, de regulă nivelul mării. Prin urmare, aceasta are valori pozitive în domeniul
continental, şi valori negative în domeniul oceanic. Energia curbei hipsometrice rezultată din
procesele şi fenomenele ce aparţin factorilor interni este dată de formele de relief pozitive,
cum sunt munţii vulcanici, orogenici, şi de formele negative aşa cum sunt bazinele marine,
fosele oceanice, etc. Astfel, se creează o diferenţă de nivel de cca. 20.000 metri, dacă
comparăm înălţimea Everestului din munţii Himalaya de 8848 m şi adâncimea fosei
Marianelor, din Oceanul Pacific, de peste 11.000 m.
Procesele şi fenomenele generate de factorii externi tind să niveleze neregularităţile
reliefului, astfel încât, curba hipsometrică are un aspect din ce in ce mai uniform cu cât
structurile de relief sunt mai vechi. Nivelarea reliefului se produce prin dezagregarea şi
eroziunea formelor pozitive de relief (gliptogeneză), transportul produselor rezultate şi
acumularea lor (sedimentarea) în forme de relief depresionare, cum sunt bazinele marine sau
lacustre, sistemele deltaice, etc. Rezultatul acestor acţiuni, care sunt într-o relaţie dinamică,
este nivelarea reliefului exprimată printr-o curbă de echilibru a profilului geomorfologic,
caracteristică unei unităţi bine individualizate, care a fost denumită peneplenă, în sens
morfologic, sau platformă rigidă şi stabilă, în sens geologic.
Descriere, şi mai ales, geneza formelor de relief sunt demersuri complexe ale cunoaşterii
Pământului, domeniu ce aparţine Geomorfologiei. Din etimologia celor trei cuvinte de origine
din limba greacă, care compun noţiunea de Geomorfologie (Geo - γη- pământ, morϕi - formă
şi λoγoτ- ştiinţă), rezultă că aceasta este o ştiinţă a Pământului, care se ocupă cu studiul
formelor de relief ale scoarţei terestre.
Relieful scoarţei terestre se situează la interfaţa dintre geosferele interne aflate într-o
continuă dinamică, şi geosferele externe, atmosfera, hidrosfera şi biosfera. În această ecuaţie
trebuie luat şi spaţiul extraterestru, care poate influenţa, uneori decisiv evoluţia Pământului, în
general. Dacă procesele şi fenomenele interne sunt în mică măsură vizibile pentru om, cele ce
depind de geosferele externe sunt percepute în mod direct de către om.
Formele de relief îmbracă cele mai diverse tipuri, de la megastructuri, cum sunt
continentele şi oceanele, până la structuri locale de mici dimensiuni, cum sunt ogaşele,
formele erozive torenţiale, crovurile de tasare şi de sufozie de pe leossuri şi nisipuri, sau
lapiezurile şi dolinele rezultate din dizolvarea şi eroziunea suprafeţelor calcaroase.
Formele de relief sunt compuse din suprafeţe de teren,care se încadrează mai mult sau mai
puţin unei descrieri geometrice. Acestea se clasifică genetic, cum sunt suprafeţele de eroziune,
tectonice, lito-petogarfice de sedimentare sau vulcano-magmatice, şi geometric după gradul
de înclinare (plane, slab înclinate până la abrupte), sau după configuraţia profilului

2. 2
geomorfologic (convexe, concave, drepte, complexe). Acestea la rândul lor se clasifică după
gradul de acoperire a suprafeţei de la foarte mari la foarte mici.
Procesele şi fenomenele geomorfologice se derulează în intervale de timp foarte variabile,
de la scara timpului geologic, care înseamnă zeci şi sute milioane de ani, la timpul actual,
când unele evenimente se produc „la scara vieţii” şi sunt percepute direct de om. La scara
timpului geologic, de exemplu, au loc mişcările scoarţei terestre sub efectul forţelor
interiorului Globului, din care rezultă configuraţia continentelor şi bazinelor oceanice. În
aceeaşi categorie sunt incluse procesele erozionale prin care o structură muntoasă este
transformată într-o peneplenă. În schimb, sunt procese geomorfologice, care se derulează
rapid şi sunt percepute direct de om, cum ar fi alunecările de teren, prăbuşirile de roci,
eroziuni ale solului. Aşadar, sunt procese geomorfologice, care au loc la scara timpului
geologic şi la „la scara vieţii”.
O altă trăsătură a proceselor şi fenomenelor geomorfologice este intensitatea, care de
asemenea, este variabilă în timp şi spaţiu. De exemplu, mişcările tectonice de compresiune
din care rezultă ridicarea unor mase enorme de roci, se manifestă într-un interval de timp mai
scurt, din perspectiva timpului geologic, şi corespund unei faze de tectogeneză. Mişcările mai
intense se manifeste pe un interval de timp de 1-2 milioane ani, separate de intervale de timp
foarte lungi, în care deformaţiile sunt mai slabe. Alte procese, cum sunt cele erozionale, au o
intensitate variabile de la zeci de mii de ani la variaţii anuale. De exemplu, acestea sunt mai
intense după perioadele glaciare, când sunt dislocate volume enorme de roci. Însă, aceleaşi
procese a o variabilitate anuală, fiind mai intense primăvara, ca urmare a dezgheţului şi a
maximului de precipitaţii atins în lunile mai-iunie, la latitudinea ţării noastre.
Procesele şi fenomenele geomorfologice ce sunt generate de dinamica internă a
Pământului pot fi considerate creatoare a reliefului primar, cum ar fi continentele şi bazinele
oceanice, lanţurile muntoase submarine şi subaeriane, podişurile şi câmpiile din domeniul
continental. În literatura de specialitate (Gr. Posea şi al, 1976) asemene procese şi fenomene
aparţin geomorfologiei tectono-structurale.
Însă, evoluţia geoştiinţelor din a doua jumătate a secolului al-XX-lea ne permite ca aceste
procese şi fenomene să fie grupate după principalele teorii privind dinamica internă a
Pământului şi rolul determinant al acesteia în înţelegerea configuraţiei actuale a suprafeţei
terestre, astfel:
− deriva continentelor şi expansiunea fundurilor oceanice;
− mişcările tectonice şi orogeneza marginilor continentale;
− activitatea magmatică şi vulcanică;
Acţiunea geosferelor externe asupra uscatului generează procese şi fenomene de nivelare
a reliefului până la stadiul de peneplenă, care constau în:
− dezagregarea şi alterarea scoarţei terestre;
− eroziunea zonelor continentale;
− transportul şi sedimentarea produselor de dezagregare, alterare şi eroziune;
− deplasarea gravitaţională a masivelor de roci consolidate şi neconsolidate.
Lucrarea de faţă îţi propune de expune într-o ordine logică procesele şi fenomenele care
au creat mediul ambiental actual, impactul acestuia asupra habitatului uman şi a vieţii în
general. Se va accentua latura practică de studiu şi modelare a proceselor şi fenomenelor cu
impact major şi imediat asupra vieţii umane. Dată fiind dinamica creşterii demografice a
populaţiei Globului, este nevoie de noi spaţii de habitat este nevoie ca studiul acestor
fenomene să permite emiterea unor prognoze de comportament, astfel încât, efectele asupra
vieţii umane să fie cât mai mic. Multe dintre aceste fenomene prezintă riscuri majore, care în
frecvente cazuri duc la pierderi de vieţi omeneşti şi mari pagube materiale. Pe de altă parte,
concentrarea activităţii umane în anumite spaţii creează un impact uneori major asupra
mediului ambiental. Necunoaşterea mecanismului de funcţionare a proceselor naturale legate

3. 3
de scoarţa terestră conduce la efecte ireversibile asupra mediului în general şi asupra vieţii
umane, în special.
FACTORII ENERGETICI
Sursele de energie sub efectul cărora au loc diversele procese creatoare de relief sau de
distrugere a acestuia ţin de mecanismul de funcţionare a sistemului terestru.
Factorii energetici interni sunt de natură: gravitaţională, termică magnetică, electrică şi
radioactivă.
Factorul gravitaţional implică şi condiţionează mişcările corpurilor în spaţiul exterior al
scoarţei terestre. În primul câmpul gravitaţional al Pământului determină însăşi existenţa
geosferelor interne şi externe, pe care le menţine într-un anumit echilibru. În al doilea rând
forţa gravitaţională stă la baza legilor care descriu unele procese de mişcare sau de echilibru a
maselor din scoarţa terestră sau de la suprafaţa ei, cum ar fi energia hidrodinamică, echilibrul
stabil al unor volume de roci sau echilibrul labil al altora, energia de impact în căderea
corpurilor, fie că este vorba de mase extraterestre, fie de picăturile de apă sau de particulele
solide antrenate în suspensie în atmosferă sau în domeniu acvatic.
Un alt aspect care trebuie avut în vedere, şi nu în ultimul rând, este echilibrul gravitaţional
pe orbită circulară a Pământului. Aceasta menţine o oarecare stabilitate a înclinării axei de
rotaţie a Pământului, si implică o anumită constantă a distribuţiei latitudinale a climei.
Defectarea acestui echilibru determină, în cel mai fericit caz, marile cicluri climatice din
trecutul trecutului geologic şi viitorul Pământului, o accentuare a acestui dezechilibru ar
influenţa decisiv viaţa pe Pământ aşa cum o cunoaştem astăzi şi ar bulversa toate cunoştinţele
omenirii privind acţiunea geosferelor externe asupra scoarţei terestre.
Factorul magnetic are rol de scut de protecţie al suprafeţei terestre faţă de radiaţiile solare
şi cosmice, mai ales în evoluţia, metabolismul şi diversificarea materiei vii. Controlează
distribuţia şi orientarea mineralelor feromagnetice în procesul de consolidare a magmelor sau
în procesul de sedimentare. Orientarea mineralelor feromagnetice după liniile de forţă ale
câmpului magnetic în momentul formării lor, a fost posibilă reconstituirea poziţiei spaţiale a
continentelor sau a părţi componente ale acestora, la un moment dat.
Factorul electric determină anumite fenomene legate de formarea câmpurilor
electrostatice în domeniul crustal şi subcrustral, sau celor ce apar între scoarţa terestră şi
geosferele externe. Energiile declanşate sunt uriaşe, numai dacă ne gândim la descărcările
electrice din atmosferă, cu toate implicaţiile acestora asupra stării fizice a acesteia şi efectul
asupra suprafeţei terestre.
Energia termică internă are un rol determinant în mişcarea unor mase enorme aflate în
stare de cvasisolid, cum se întâmplă în astenosfera sau la nivelul nucleului extern. Încălzirea
unor mase imense de roci din spaţiul subcrustal dă naştere la o forţă de sens contrar celei
gravitaţionale, care este de natura unei forţei hidrostatice. Fenomenul se numeşte inversiune
barotropă, când un volum de roci supraîncălzit, devine mai puţin dens într-un mediu
înconjurător mai rece şi cu densitate mai mare. În acest mod, volumul de roci mai cald şi
densitate mai mică capătă o mişcare ascensională, precum o picătură de ulei lansată pe fundul
unui vas plin cu apă. Ajunse la suprafaţă după un timp foarte îndelungat acestea devin o
topitură şi formează punctele termice ale Pământului, cum sunt I-le Hawai sau cum a fost
Podişul Dekkan din India la finele Cretacicului. Masele de roci mai reci şi mai dense sunt
atrase gravitaţional spre interiorul Pământului, cum se întâmplă cu scoarţa oceanică în
apropierea marginilor continentale. Acestea, datorită greutăţii, se rup şi se declanşează
procesul de subducţie (de coborâre) al scoarţei oceanice sub cea continentală, unde este
reluată în circuitul mantalei superioare. În acelaşi mod se nasc curenţii de convecţie din
mantaua superioară, care antrenează în mişcare scoarţa terestră, ca pe un covor rulant cu tot
sistemul său de plăci tectonice şi de platforme rigide de diverse ordine de mărime. Pornind de

4. 4
la teoria derivei continentelor a lui A. Wegener, lansată la începutul secolului al –XX-lea
(1912-1915), astăzi aceasta a ajuns să fie fundamentată prin dezvoltarea a noi teorii, cum sunt
teoria curenţilor de convecţie şi teoria expansiunii fundurilor oceanice. Acelaşi câmp termic,
precum şi noile terorii au descifrat mecanismul de formare a vulcanilor şi distribuţia lor pe
Glob, de evoluţie şi de consolidare a magmelor, de naştere a zonelor de extensie şi de
compresiune a scoarţei terestre, de deschidere a noi oceane şi închiderea celor vechi, de
apariţie a noi zone ale uscatului şi dispariţia altora.
Factorul termic intern poate influenţa la nivel local şi regional, uneori chiar şi global,
funcţionarea şi acţiunea geosferelor externe. Punctele termice ale Pământului determină o
anumită structură a circulaţiei curenţilor submarini. Procesele vulcanice prin emisiile de gaze
şi ape mineralizate de tip hidrotermal sau activitatea mofetică influenţează geochimia
mediului marin sau atmosferic, cum ar fi ploile acide, care accelerează procesul de degradare
a scoarţei terestre. Încărcarea atmosferei cu cenuşă vulcanică diminuează radiaţia solară, ce
implică modificări ale climei la nivel local, regional şi, uneori, global.
Energia izostazică, prin care mase de roci imense mai uşoare, plutesc pe un mediu cu
densitate mai mare , dar cu un comportament cvasifluid, ca şi gheţarii pe suprafaţa oceanelor,
pune în mişcare pe verticală compartimente imense ale scoarţei terestre. Procesele izostatice
determină variaţia liniei de ţărm a continentelor prin regresiuni şi transgresiuni marine. Astăzi
a fost posibilă construirea scării variaţiei eustatice a nivelului mării, astfel încât, se pot separa
perioadele cu transgresiuni şi regresiuni marine, care s-au produs datorită mişcărilor pe
verticală a scoarţei terestre.
Energia radioactivă poate atinge valori suficient de mari, prin concentrarea mineralelor cu
proprietăţi radiative, ca să crească temperatura, chiar până la retopirea scoarţei terestre. În
acest fel se poate explica apariţia unor vulcani pe scuturile foarte vechi, fără legătură cu
mobilitatea scoarţei terestre..
Energia proprie a geosferelor externe este de natura unei forţe, care exercită o acţiune
mecanică asupra scoarţei terestre, prin care acesteia i se modifică continuu configuraţia
suprafeţei şi, implicit, echilibrului general.
Energia eoliană reprezintă a transformare a altor tipuri de energii care intră în sistemul
atmosferei Acţiunea atmosferei asupra scoarţei terestre se produce prin forţa vântului
(eoliană) a cărui sursă de energie rezultă din mişcarea convectivă a maselor de aer.. Mişcarea
atmosferei are loc sub impulsul energiei solare, care încălzeşte masele de aer în mod
diferenţiat. De aici, rezultă o diferenţiere a densităţii aerului, astfel încât sub influenţa
gravitaţiei şi a forţei ascensionale se declanşează o mişcare convectivă care tinde să
omogenizeze structura sistemului. Astfel, masele de aer reci cu densităţi mai mari au o
mişcare descendentă, iar masele de aer cald, cu densităţi mai mici sunt antrenate într-o
mişcare ascensională.
Mişcările ascensionale se pot separa în mai multe tipuri:
- o mişcare globală, latitudinală, între regiunile polare, mai reci şi regiunile
ecuatoriale, mai calde;
- o mişcare altitudinală între masele de aer reci de pe crestele muntoase şi masele
de aer mai cald din regiunile mai joase;
- o mişcare regională între domeniul continental şi domeniul maritim, al cărui sens
depinde de perioada anotimpuală.
Forţa vântului poate fi exprimată cel mai simplu prin viteză, care are valori de la zeci la
sute de kilometri pe oră. Forţa cea mai intensă a vântului i-a naştere în domeniul oceanic când
aceasta îmbracă forma uraganelor (Atlantic), taifunurilor (Pacific), dar şi în domeniul
continental unde au forma tornadelor şi vijeliilor.

5. 5
Puterea vântului se manifestă prin forţa de impact asupra scoarţei terestre pe care o
erodează treptat şi prin forţa de transport a particulelor de diferite mărimi, care sunt luate în
suspensie. Particulele luate în suspensie măreşte substanţial forţa erozivă eoliană.
Deosebit de complexă este şi acţiunea apei, în principal în stare solidă şi lichidă. Forţa
apei rezultă, în deosebi, din energia gravitaţională, impactul asupra scoarţei terestre fiind
direct proporţional cu masa (volumul) şi panta de scurgere. Acest tip de energie se manifestă
îndeosebi în cazul scurgerii de suprafaţă (şiroirea) şi fluviatile.
Însă în cazul apei marine lucrurile stau diferit. Sursa de energie a mareelor marine este de
natură tot gravitaţională însă de origine externă, îndeosebi a Soarelui. În cazul forţei de impact
a valurilor în zonele litorale, sursa de energie este de natură eoliană.
Forţa cea mai distrugătoare o au valurile uriaşe denumite tsunami, a căror sursă de energie
este de origine internă, şi anume, descărcarea seismică din zonele mobile ale scoarţei terestre
di domeniul marin.
Alte surse de energie ale domeniului oceanic, este cea termică externă, care introduce
circulaţia apei sub forma curenţilor marini majori ce se formează între regiunile polare mai
reci şi cele ecuatoriale, cu ape mai calde.
În problema evoluţiei zonelor de ţărm nu trebuie neglijaţi curenţii litorali care au
configuraţia unor celule convective între uscat şi largul mării.
Pentru biosferă sursa de energie este în general de natură metabolică manifestată, de
exemplu, prin forţa de pătrundere a rădăcinilor vegetaţiei arboricole sau prin excavaţii pentru
habitatul unor vieţuitoare. Însă, forţa biologică ce sa manifestat semnificativ în ultimul timp a
fost cea umană, care prin tehnologia pe care şi-a creat-o produce modificări importante ale
configuraţiei scoarţei terestre.
Forţele rezultate din diferite surse de energie ale geosferelor externe, reprezintă factori cu
diferiţi produşi în procesele de eroziune a scoarţei terestre şi în procesul de transport al
produselor rezultate. În momentul în care forţele de transport slăbesc în intensitate sub
valoarea forţei gravitaţionale, atunci are loc procesul de sedimentare, de depunere, a
produselor de eroziune luate în suspensie.
Sedimentarea în cazul organismelor vii, are loc atunci când energia biologică încetează,
adică intervine moarte lor, astfel încât are loc depunerea, de regulă, a scheletelor lor sau a
materiei vegetale.
Există şi excepţii, când depunerea scheletelor de produce pe verticală de jos în sus
(antigravitaţional), cum este cazul organismelor recifale.
Omul ca fiinţă componentă a biosferei a devenit o sursă semnificativă de formare a unor
spaţii de acumulare a deşeurilor menajere şi industriale.
Deşi din punct de vedere biologic, omul se încadrează ecosistemului Pământ, este singura
fiinţă ale cărui deşeuri, în mare parte, nu pot fi prelucrate şi reciclate în mod natural. De aceia,
managementul deşeurilor a devenit un domeniu de activitate în plină dezvoltare prin care se
urmăreşte ca aceste depozite să aibă un impact minor asupra mediului înconjurător, şi să se
dezvolte tehnologii de prelucrare şi reciclare a deşeurilor.
În procesul de nivelare a reliefului scoarţei terestre cele trei geosfere externe ale
Pământului acţionează simultan, însă ponderea uneia sau alteia este diferită şi depinde pe de-o
parte de condiţiile regionale şi locale, iar pe de altă parte de reacţia mediului geologic al
scoarţei terestre.
Pe lângă acţiunea de tip mecanic pe care o exercită în mare parte geosferele externe, o
pondere importantă în degradarea scoarţei terestre o au procesele de dezagregare şi alterare a
rocii „în situ”. Din examinarea suprafeţei terestre se observă că aceasta este acoperită, în mare
parte, de o pătură aproape continuă de natură, în general, argiloasă, care este denumită pătură
de alterare, a cărei grosime variază de la zero la câţiva zeci de metri.

6. 6
În acest caz sursele de energie sunt de natură fizico-chimică, în cadrul atmosferei şi
hidrosferei, şi biochimică în cazul biosferei.
În procesul de dezagregare a rocilor un rol important îl au variaţiile câmpului termic
extern, în special pe suprafeţe expuse căldurii solare. Variaţiile de temperatură zilnice sau
anotimpuale introduc procese de dilatare şi contracţie, astfel apare fenomenul de „oboseală” a
rocii, care, după un anumit număr de cicluri, cedează şi este sfărâmată.
Tot aici trebuie inclusă energia care se acumulează prin îngheţarea apei, când are loc o
mărire de volum. Ciclurile de îngheţ-dezgheţ ale apei pătrunse în sistemul de pori şi de fisuri
ale masivelor de roci, fac ca rezistenţa la rupere a cestora să fie depăşită.
Însă o pondere importanţă o au energiile chimice prin care se produce alterarea părţii
superioare a scoarţei terestre la contactul cu geosferele externe. Procesul este foarte complex
prin multitudinea de factori implicaţi, ce depind de sistemul mineral-rocă, noile condiţii
termo-dinamice, potenţialul de oxireducere, de dizolvare, de hidratare, etc. asupra acestor
aspecte se va reveni într-un capitol următor.
Procesul de îndepărtare şi transport a produselor de alterare a rocilor prin acţiunea apelor
de şiroire, a vântului şi a gravitaţiei este denumit ablaţiune. Pentru îndepărtarea păturii de
alterare se mai foloseşte termenul de denudaţie sau denudare, care înglobează totalitatea
proceselor de nivelare a reliefului sub acţiunea forţelor exogene prin care materialul
dezagregat şi alterat este erodat din zonele înalte (culmi, versanţi) şi transportat în zonele
depresionare (văi, bazine marine, etc.).
Forţa gravitaţională combinată cu o multitudine de factori, de natură mineralogică,
geologică, tectonică, hidrologică, hidrogeologică, determină deplasarea maselor de roci
consolidate şi neconsolidate, îndeosebi în regiunile cu suprafeţe în pantă. Uneori deplasarea
maselor de pământ, cum sunt alunecările de teren se declanşează chiar şi la valori mici ale
înclinării suprafeţei.

7. 7
CAPITOLUL 1
MEGASTRUCTURILE DE RELIEF. GENEZA CONTINENTELOR ŞI
OCEANELOR
Formarea continentelor şi oceanelor a constituit una din problemele deosebit de grele ale
ştiinţei, a cărei rezolvare s-a lăsat mult timp aşteptată. A fost nevoie de peste două sute de ani
de cercetare, fără a socoti şi contribuţia marilor savanţi ai antichităţii, şi se poate spune că au
mai rămas încă multe necunoscute. Stadiul de cunoaştere de astăzi este rezultatul acţiunii
multidisciplinare la care a participat lumea ştiinţifică dintr-o multitudine de domenii:
geologie, geofizică, geochimie, geografie şi geomorfologie, tehnică aerospaţială etc.
La început cercetările au fost concentrate pe ariile continentale şi, cum era şi firesc,
majoritatea teoriilor elaborate explicau formarea structurilor componente cum sunt lanţurile
muntoase, care erau mărginite de structuri rigide denumite platforme sau peneplene. O altă
constatare era că megastructurile continentale sunt din ce în ce mai tinere de la centru către
margini. Bazinele marine erau considerate nişte arii rigide şi imobile în timp. Însă tocmai
cunoaşterea domeniul oceanic, în a doua jumătate a secolului al XX- lea, a produs un salt
uriaş al ştiinţei prin care se explică mecanismul de funcţionare a interiorului Globului şi
mişcările scoarţei terestre.
Dacă toată lumea ştiinţifică a fost de acord că Pământul a trecut printr-o fază de
incandescenţă, se punea întrebarea, cum au apărut continentele sau cum a apărut primul
continent? De ce masa continentală s-a păstrat relativ contantă, în timp? De ce pătura granitică
există numai în domeniul continental? Iată, numai câteva întrebări care îşi aşteptau răspunsul,
mai ales, în condiţiile în care investigarea interiorului Globului era limitat, iar experimentul de
laborator este greu de realizat, principalul handicap fiind timpul îndelungat de derulare a
proceselor.
În acest demers au fost emise mai mult ipoteze, însă dintre acestea cea mai verosimilă ar fi
cristalizarea şi consolidarea fracţionată a unei topituri magmatice de chimism bazic şi
ultrabazic, bogată în calciu, magneziu, fier. În această etapă de răcire a magmei, denumită şi
faza-lichid magmatică, la început consolidează mineralele de temperatură înaltă (1100-9000C)
cum sunt oxizii de fier, crom, titan etc., sulfurile de fier, nichel, cupru, şi unele elemente
native, cum sunt fierul şi platina. În următoarea etapă de temperatură (900-6500C)
cristalizează olivina şi mineralele melanocrate, cum sunt piroxenii rombici şi monoclinici,
care întră în compoziţia rocilor magmatice bazice şi ultrabazice, de tipul piroxenitelor,
peridotitelor, gabbrourilor, dunitului, bazaltului. În paralel cristalizează şi feldspaţii
plagioclazi calcici. Astfel, s-a format o primă crustă generală la suprafaţa întregului Glob
similară păturii bazaltice din compoziţia scoarţei terestre de astăzi. În faza următoare avem de
a face o magmă schimbată chimic, prin creşterea concentraţiei de sodiu, siliciu, aluminiu şi
apariţia substanţelor volatile. O asemenea compoziţie dă magmei un chimism intermediar din
care încep să cristalizeze alte minerale cum ar fi amfibolii rombici şi monoclinici, feldspaţii
plagioclazi mai sodici, formând roci magmatice de tip intermediar (andezitic), cum sunt
dioritele şi andezitele. Desigur, faţă de volumul iniţial al magmei care a format prima crustă
bazică şi ultrabazică, magma de tip intermediar este într-o cantitate mai mică. Pe de altă parte
rocile apărute sunt de densitate mai mică, ceea ce înseamnă că acestea stau pe crusta
primordială, care sunt de densitate mai mare. În orice caz, se poate imagina că pe suprafaţă
crustei iniţiale apare o nouă crustă, care trebuie să fost discontinuă. Printr-un proces similar
trebuie să fi trecut şi Luna, care după răcire şi-a format cruste de tip intermediar. Rocile
lunare aduse cu misiunile Apollo sunt de chimism andezitic, cu structură fin cristalină, ceea ce
înseamnă că răcirea şi consolidarea magmei s-a produs într-un timp mult mai scurt. Lipsa unei

8. 8
atmosfere şi imobilitatea scoarţei lunare au păstrat şi conservat relieful apărut încă din urmă
cu 4,0-4,3 miliarde ani, cât au vârste rocile lunare.
Scăderea substanţială a calciului, magneziului şi creşterea concentraţiei de sodiu, potasiu,
litiu, siliciu şi a substanţelor volatile determină ca topitura să devină mai acidă, de tip granitic.
În această fază cristalizează ultimii amfiboli şi minerale de tipul biotitului, muscovitului,
feldspaţilor plagioclazi sodici, cuarţului, feldspaţilor ortoclazi, cum este ortoza, formând o roă
granitică. Volumul de magmă acidă este mult mai mic faţă de volumul iniţial al magmei
bazice de la care a pornit acest proces. Fiind de densitate mai mică granitele se separă la
partea superioară astfel încât se poate vorbi de primele nuclee continentale. Există păreri că
masa continentală ar fi rămas constantă încă de la începutul formării sale până astăzi. Însă
datorită ciocnirilor dintre diferite mase continentale acestea au fost reîntinerite permanent în
lungul trecut geologic al Pământului.
Unele determinări de vârstă absolută confirmă acest scenariu, cele mai vechi roci
determinate pe Pământ sunt granitele din provincia Slava din nord-vestul Canadei, care au
vârsta de 3.9 miliarde ani.
La temperaturi de 6500C este eliberată o cantitate imensă de substanţe volatile, care
formează atmosfera primordială bogată în dioxid de carbon, dioxid de sul, azot, hidrogen şi
poate primii vapori de apă. Prin condensarea acestor substanţe la contactul cu spaţiul
înconjurător Pământului foarte rece a creat primele mări, care au umplut vastele regiuni
depresionare rămase între nucleele continentale. Poate în acest fel apar primele roci
sedimentare, care antrenante în mişcări de coliziune între nucleele continentale sunt
metamorfozate şi adăugate scoarţei granitice. În acest fel se explică structura păturii granitice
care în cea mai mare parte este formată din roci metamorfice cu grad înalt de metamorfism.
1.1.CONFIGURAŢIA TRECUTĂ ŞI VIITOARE A CONTINENTELOR ŞI
OCEANELOR
Simpla examinare a contururilor marginilor estice a Americii de Nord şi de Sud, pe de o
parte şi a marginilor vestice ale Africii şi Europei, relevă că sunt relativ identice, ca şi cum
acestea au fost decupate dintr-un întreg.
O asemenea identitate sau paralelism a celor două margini ale Oceanului Atlantic a fost
observat pentru prima dată de cunoscutul filosof Sir Francis Becon (1620), remarcând numai,
că acest fapt nu poate fi întâmplător.
Paşi importanţi în dezvoltarea ideii existenţei unei derive (deplasări) a continentelor au fost
făcuţi prin observarea asemănării paleoflorei carbonifere din Africa şi America de Sud (A.
Snider Pellegrinii, 1858) şi a formei arcuite a lanţurilor muntoase, dată de alunecarea unei
pânze rigide pe un suport plastic, asemănător deplasării unui gheţar (F.B. Taylor, 1910). Prin
unirea continentelor într-unul singur, astfel încât, se asigură continuitatea lanţurilor muntoase
(H.B. Baker, 1912), care, ulterior, s-a fragmentat la sfârşitul Miocenului. În majoritatea
cazurilor, deplasarea era fundamentată prin alunecarea gravitaţională a maselor continentale
spre o largă zonă depresionară apărută în urma desprinderii Lunii de pe Pământ, idee lansată
de G. Darwin (fiul marelui evoluţionist) şi dezvoltată de O. Fischer (1882).
Însă ideea derivei continentelor a fost temeinic fundamentată pentru acel timp (începutul
secolului al XX-lea) şi transformată în teorie de către Alfred Wegener (1915). În
fundamentarea teoriei derivei continentelor A. Wegener aduce numeroase argumente şi
exemplificări, ce ţin de factorii:
- morfologici, explicând forma arcuită a uscaturilor, dată de o mişcare de inerţie a
acestora sau existenţa numeroaselor insule care ar fi rămas în urma deplasării masei
principale continentale;

9. 9
-
geologici, prin care se remarcă asemănarea
Deşi A. Wegener era me- structurală ale marginii vestice ale Americii de
teorolog, cu o activitate în- Sud, ale Europei vestice şi marginilor estice ale
delungată şi fructuoasă în Americii de Nord. De asemenea, aceleaşi corelaţii
gheţurile Groenlandei, efec-
le face între estul Africii, Madagascar, India şi
tuează o corelare a datelor
din diferite domenii ale geo- Australia;
ştiinţelor şi ajunge la con- - paleontologici, cei mai pertinenţi în argumentaţia
cluzia că la sfârşitul Paleo- sa, A. Wegener face o corelaţie statistică pe vârste
zoicului, masele de uscat a fosilelor cu arealul de răspândire şi
erau reunite într-un conti-
caracteristicile comune. Corelaţia a fost făcută
nent unic, pa care la denu-
mit Pangaea, (Pământ ge- grupând continentele două câte două, rezultând o
neral), înconjurat de un o- evoluţie comună a acestora până în Triasic, după
cean planetar, numit semni- care se remarcă diferenţieri, ceea ce sugera
ficativ Panthalassa (Marea despărţirea lor;
generală).
- biologici, care aduc dovezi prin evoluţia faunei şi
florei actuale;
- paleoclimatici, prin care se fac corelaţii între
diferite zone cu depozite glaciare permiene, din
America de Sud, Africa, Australia şi sudul Indiei, ceea ce înseamnă că acestea erau
reunite într-un singur continent poziţionat în zona polului sud. De asemenea, studiul
A
LAURASIA
ASS
A
ASS
A
HAL
GAE
HAL
MAREA TETHYS
ANT
GO
PAN
ANT
NDW
O .P
O .P
ANA
PERMIAN TRIASIC
225 milioane de ani 200 milioane ani
AMERICA DE
NORD EURASIA
LAURASIA
A
ASS
O.PACIFIC
HAL
MAREA TETHYS AFRICA
AFRICA
ANT
INDIA AMERICA INDIA
DE SUD
O .P
AUSTRALIA
AUSTRALIA
ANTARCTICA ANTARCTICA
JURASIC CRETACIC
135 milioane ani 65 milioane ani
LUMEA ASTĂZI
Fig.4.1.Deriva Continentelor după A.Wegener, 1929 (din
surse USGS. 2003)

10. 10
florei carbonifere pune în evidenţă o zonalitate climatică de o parte şi alta a
ecuatorului, care ar fi străbătut un continent unic;
- geodezici, mai puţin convingători, datorită preciziei măsurătorilor de latitudine şi
longitudine în diferite puncte ale globului terestru (Africa, Europa, Groenlanda).
Pangaea era separată în zona mediană de o mare de mică adâncime, denumită Marea Tethys,
cu orientare est- vest, ce s-ar suprapune lanţului muntos alpin şi Mării Mediterane (fig.4.1).
În Jurasic supercontinentul Pangaea se fragmentează, începând deschiderea Atlanticului de
la sud la nord, separând cele două Americi, care în derivă a generat lanţul de munţi andini de
pe marginea vestică.
O a doua fragmentare are loc în est prin separarea Madagascarului - India, Australiei, Noii
Zeelande şi Antarcticii. Ulterior se separă de Madagascar uscatul Indiei, care migrează spre
nord, generând marea ridicare orogenică a Hymalaiei prin coliziune cu Asia. În acelaşi timp,
are loc o derivă mai lentă a Europei şi Africii spre est (Europa), şi nord-est (Africa), care a
determinat formarea lanţului orogenic alpin.
Această mişcare divergentă a continentelor A. Wegener o fundamentează pe teoriile
izostatice ale lui Airy şi Pratt şi pe efectul forţei centrifuge, rezultată din mişcarea de rotaţie a
Pământului. Aceasta ar determina deriva spre vest şi spre ecuator ca urmare a mareei terestre.
Verificările ulterioare al acestui model au determinat că numai aceste forţe nu sunt
suficiente pentru a produce deplasarea maselor enorme ale continentelor.
Teoria derivei continentelor a fost concretizată de către A. Wegener în lucrarea sa de mare
excepţie “Originea continentelor şi a oceanelor” publicată în anul 1915. Ea a stârnit
numeroase controverse printre geologii vremii. Cercul contestatarilor s-a lărgit continuu, prin
reeditarea lucrării (1920, 1924) inclusiv în limba engleză.
1.2.TEORIA CURENŢILOR DE CONVECŢIE.
Deoarece forţele invocate de A. Wegener în explicarea derivei continentelor s-au dovedit
insuficiente în deplasarea unor mase enorme de roci, fiind principalul argument al celor care
x
z
Ocean vechi Bloc continental Ocean vechi
Formaţie Formaţie
eglocitică egocitică
Insulă
Zonă marginală sau Zonă marginală
"prag"
Fosă Geosinclinal Ocean nou Ocean nou Geosinclinal
Fosă
Fig.4.2. Teoria curenţilor de convecţie şi deriva continentelor (după A. Holmes,1929,
din M. Bleahu,1983)

11. 11
contestau acest fenomen, era nevoie de a găsi o forţă infinit mai mare, care să antreneze aceste
mase şi să determine ridicarea lanţurilor muntoase.
Ideea curenţilor de convecţie a plecat, aşa cum s-a mai arătat, de la Otto Amferer (1906) şi
dezvoltată de Arthur Holmes (1929, 1930, 1931), care a luat în considerare şi ipoteza lui J.
Joly (1928), şi care presupunea că dezintegrarea radioactivă produce o topire a materiei
subcrustale, determinând într-o primă fază coborârea scoarţei terestre, iar ulterior, prin
solidificare, o ridicare (formare de munţi).
A. Holmes, plecând de la aceste ipoteze, imaginează în domeniul subcrustal circuite
convective termice determinate de ridicarea temperaturii în urma dezintegrării radioactive. Pe
ramurile ascendente a doi curenţi de convecţie crusta este ridicată şi spartă, după care cele
două compartimente sunt antrenate într-o mişcare divergentă, având ca rezultat deschiderea
unui nou ocean. Pe partea opusă a unui continent au loc deformaţii ample ale scoarţei, ca
urmare a rezistenţei întâmpinate în procesul de derivă, explicându-se astfel geneza lanţurilor
muntoase (fig.4.2).
Circuitul convectiv se închide prin coborârea materiei, care să răceşte treptat, şi implicit
creşte în greutate, la contactul ocean-continent.
A. Holmes a determinat mai multe celule de convecţie care produceau derive pe principiul
“covorului rulant”, plecând tot de la un continent unic. Fragmentarea acestuia s-a produs prin
existenţa celulelor de convecţie sub Laurasia, Gondwana şi Oceanul Pacific. La vremea
elaborării modelului, acesta nu putea rămâne decât în domeniul ipoteticului. Însăşi A. Holmes
recunoaşte că este nevoie de dovezi ştiinţifice pentru ca acesta să devină teorie. Aceasta a fost
fundamentată mult mai târziu după anul 1960, când a fost emisă teoria expansiunii fundurilor
oceanelor.
1.3. TEORIA EXPANSIUNII FUNDURILOR OCEANICE. MOBILITATEA. RELIEFUL
SUBMARIN
Ipotezele şi teoriile de mai sus au fost emise numai pe baza datelor furnizate de cercetările
în domeniul continental, informaţiile din domeniul oceanic fiind puţine, deşi acesta reprezintă
71% din suprafaţa Pământului.
Majoritatea celor care contestau teoria derivei continentelor (A.A. Meyerhoff, l159, H.
Jeffreys, 1959, E. Thellier, 1963, P. Fourmarier, 1967, V.V. Beleusov, 1971,R.W. Bemmelen,
1974, 1975), considerau zonele oceanice rigide, permanente, încercând să fundamenteze o
tectonică globală imobilistă. Multe dintre idei pleacă de la procesul de diapirism al
astenosferei, faţă de care se produc deplasări laterale până la fenomene de încălecare şi şariaj.
Cunoaşterea domeniului oceanic a însemnat un efort ştiinţific şi economic substanţial, fiind
necesar elaborarea de noi metodologii de cercetare şi creare aparaturii necesare. Efortul
economic se apreciază a fi fost de cca. 200 000 milioane dolari (până la nivelul anilor 1970),
care au fost recuperaţi în întregime şi cu un profit de cca. 30%, prin rezultatele obţinute
privind resursele oceanului (I. Pană 1987).
Efortul ştiinţific a fost susţinut prin implicarea a numeroase instituţii de cercetare din
Europa, dar mai ales, din America de Nord. Acestea au acţionat în cadrul unor mari expediţii
în toate oceanele lumii; cu nave echipate special, inclusiv submarine şi batiscafe.
Dintre instituţiile de cercetare implicate în cercetarea oceanelor trebuie menţionate, cel
puţin, cele mai importante, privind volumul informaţiilor şi a rezultatelor ştiinţifice obţinute:
- Laboratorul Geologic Lamont al Universităţii Columbia, SUA, care a acţionat cu
navele VEMA şi CONRAD, având la bord pe M. Ewing, B.C. Heezen, Manik,
Talwani J. Lanar, Werzel;

12. 12
- Institutul Oceanografic Scripps al Universităţii California, SUA, implicat, mai ales, în
cercetarea Pacificului, cu navele ARGO, HORIZONT, SPENCER, BAIRN, şi
cercetători la bord ca: R. Mason, V. Vaquier, R. Revelle, Art. Maxwelle;
- Woods Hall, Institutul Oceanografic al SUA, care a acţionat cu nava ATLANTIS, şi
echipată cu batiscafele Deep Diver sau Alvin, care au explorat îndeosebi în Oceanul
Atlantic;
- Departamentul de Geologie şi Geofizică al Universităţii Cambridge, Marea Britanie,
care a avut la dispoziţie navele DISCOVERY şi OWEN, cu celebrul Edward C.
Bullard la bord.
- Centru Naţional pentru Explorarea Oceanului CNEXO, Franţa, având în echipă pe
numai puţinul celebru Xavier Le Pichon, cu nava NOVOIT.
- Institutul de Oceanologie al fostei URSS, cu nava VITEAZ.
- nava de cercetare CALYPSO a lui J.J. Cousteau;
- batiscaful Trieste de pe nava Challanger care explorează în 1953 groapa Marianelor
După anii 1970 cercetările suprafeţei Pământului şi relieful oceanelor sau detaliat prin
diverse metodologii de observaţii satelitare. În acest mod a fost posibilă determinarea tipurilor
de mişcare a diferitelor compartimente ale scoarţei terestre.
Lista ar putea continua cu numeroşi cercetători din diverse centre universitare americane şi
ale Europei Occidentale.
Multitudinea de informaţii privind morfologia fundurilor oceanice, distribuţia câmpurilor
fizice, procesele vulcanice şi magmatice în zona de larg sau de margine oceanică trebuiau
cuprinse într-un model unic care să ţină de dinamica internă a Pământului.
Ideea existenţei unei expansiuni a fundurilor oceanice a fost emisă aproape simultan de doi
cercetători americani, Henry H. Hess şi Roberts Dietz.
H.H. Hess publică în anul 1962 concluziile sale într-un articol intitulat “History of Ocean
Basins” R.S. Dietz emite o teorie similară pe care o
publică în revista engleză “Natura” în anul 1961, în
H.H.Hess, profesor la articolul intitulat “Continental and Ocean Basin Evoluţion
Universitatea Princeton îşi by Spreading of the sea Flour”. Paternitatea teoriei a fost
începe observaţiile în acordată celor doi autori pentru că cele două articole au
domeniul oceanic încă din fost date spre publicare în acelaşi timp, adică sfârşitul
timpul celui de-al II-lea
război mondial. Ca ofiţer pe
anului 1960.
o navă căutătoare de Principalele forme de relief din domeniul oceanic sunt
submarine, folosea adesea dorsalele medio-oceanice şi fosele.
sonarul acesteia pentru a Dorsalele medio-oceanice formează un imens sistem
descifra morfologia fundului structural al globului (Heezen, Tharp, Ewing, 1959) cu o
Oceanului Pacific, în
perioadele de “linişte” a
lungime de peste 60 000 km, fiind de două tipuri:
războiului. Astfel, el desco- - atlantic, cu înălţimi, faţă de fundul plat din zonele
peră munţi vulcanici cu înconjurătoare, de 2 000 m şi lăţimi de 2 000 - 4
vârful retezat pe care l-a 000 m.; în partea mediană are o zonă coborâtă de
denumit guyot-uri (după tipul unui graben, care a fost denumit “rift”; riftul
numele primului profesor
de geologie de la Princeton,
atlantic are adâncimi de cca. 2 000 m faţă de
Arnold Guynot). Aşezarea crestele laterale ale dorsalei şi lăţimi de 10- 20 km;
guyot-urilor pe anumite - pacific, în care înălţimile faţă de câmpiile abisale,
aliniamente constituie unul sunt de 2 000-3 000 m şi lăţimi de 4 000 m, fiind
din argumentele în sprijinul lipsite de rift şi cu un relief mai puţin accidentat.
teoriei expansiunii fundului
oceanic.
Fosele oceanice sunt zone depresionare cu adâncimi de
5 000-11 000 m, ce se îngustează în adâncime.
La nivelul fundurilor abisale acestea au lărgimi de 100
km, iar în adâncime se îngustează până la 10 km Ele se

13. 13
întind mult pe lungime până la valori de 1 000 km, ocupând cca. 1% din suprafaţa fundului
oceanelor. La nivelul oceanului planetar au fost identificate 23 fose repartizate astfel: 3 în
Atlantic (Porto Rico, Romanche, Landwich) cu adâncime de până la 8 300 m; 2 în Oceanul
Indian (Java, Diamantina) şi 18 în Oceanul Pacific, din care 2 pe latura estică (Chile-Peru,
Guatemala), 1 pe latura nordică (Aleutine) şi 15 pe latura vestică.
Geneza celor două forme majore de relief al fundurilor oceanice este magistral demonstrată
prin teoria expansiunii fundului oceanic.
1.3.1. MODELUL FIZICO-GEOLOGIC AL EXPANSIUNII FUNDULUI OCEANIC
În elaborarea modelului fizico-geologic de expansiune, H.H. Hess şi R. Dietz pleacă de la
ipoteza curenţilor de convecţie termică de la nivelul mantalei, prevăzută de A. Holmes.
Sub fundul unui ocean ar exista două celule de convecţie termică, ce se rotesc lent în sensuri
inverse. Pe ramurile ascendente ale celulelor de convecţie are lor un aport de materie în stare
topită, ce se manifestă prin fenomene magmatice şi vulcanism în zona rifturilor dorsalelor
medio - oceanice. În contact cu mediul rece al apei oceanice, masele incandescente ajunse la
suprafaţă se consolidează, formându-se crusta oceanică nouă, ce se adaugă relativ continuu la
crusta mai veche. Prin urmare, riftul dorsalelor medio-oceanice reprezintă zona de expansiune
sau de acreaţie a crustei terestre. Sub incidenţa ramurilor orizontale a celor două celule de
convecţie, fundul oceanic este antrenat într-o mişcare orizontală divergentă faţă de riftul
Rift Falie
transformantă
lã
ta
en
cã
in
ni
nt
ea
co
oc
tã
us
tã
Cr
us
Cr
dorsalei. Pe ramurile descendente ale celulelor de convecţie, crusta oceanică este antrenată
într-o mişcare de coborâre în fosele oceanice unde este reabsorbită, retopită, reintrând în
circuitul mantalei superioare (Fig 4.3).
Acest model confirmă “teoria covorului rulant” a lui A. Holmes, prin care crusta oceanică
este antrenată de rotaţia unor celule de convecţie termică, cu deosebirea că, în zona dorsalelor
este zona de acreaţie, iar fosele sunt zone de consum. Aceasta înseamnă că fundurile oceanice
sunt mult mai tinere decât vârsta Pământului, în sprijinul acestei afirmaţii venind câteva argu-
mente de ordin geologic şi geofizic:
- lipsa sedimentelor în zona dorsalelor, crestele laterale aflate la adâncimi mai mici de 4
500 m par “pudrate” de un mâl alb calcaros ;

14. 14
- în cea mai mare parte fundurile oceanice sunt acoperite de un strat subţire de
sedimente ce creşte în grosime spre marginile continentale;
- vârsta fosilelor din marginile continentale nu depăşeşte Mezozoicul, ceea ce ar
însemna cel mult 200 mil. ani;
- munţii vulcanici de tip guyot sunt înşiraţi pe aliniamente, devenind inactivi cu cât sunt
mai depărtaţi de zona de acreaţie, uneori fiind adunaţi pe flancul extern al foselor, cu
tendinţă de prăbuşire în acestea;
- dorsalele medio-oceanice dau anomalii magnetice pozitive datorită aportului de
materie topită şi minerale feromagnetice în suspensie;
- se constată o modificare a gravitaţiei în zona dorsalelor: anomalii pozitive (anomalie
de aer liber) ce semnifică masele reliefului accidentat al dorsalei şi anomalii negative
(anomalia Bouguer), dată de densitatea mai redusă a materialului topit ascensional în
raport cu vecinătăţile;
- flux termic ridicat, dat de acelaşi aport de materie fierbinte; scăderea acestuia spre fose
înseamnă o creştere de densitate, mărind procesul de tracţiune a crustei sub efectul
gravitaţiei;
- seismicitatea ridicată din zona dorsalelor şi, mai ales, a foselor oceanice.
După anul 1963 cercetările în domeniul oceanic se intensifică, aducându-se noi argumente
geologice şi geofizice, fizico-matematice cu modelări fizico-geologice din zona de expansiune
şi zona de consum a crustei terestre în mantaua superioară. Pe lângă studiile şi cercetările
terestre au fost aplicate metode de teledetecţie satelitară folosindu-se o multitudine de tehnici
de investigare indirectă a suprafeţei globului terestru.
Rezultatele remarcabile în fundamentarea teoriei expansiunii fundului oceanic l-a adus
studiul câmpului magnetic terestru şi, mai ales, magnetismul remanent (paleomagnetismul).
Mineralele cu proprietăţi magnetice, în momentul formării lor, înregistrează
caracteristicile câmpului magnetic, adică: intensitatea, declinaţia, înclinaţia şi polaritatea.
Despre acest tip de minerale din componenţa rocilor se poate spune că au “memorie”,
conservând principalii parametrii ai câmpului magnetic din momentul formării lor. Plecând de
la “efectul de memorie” al mineralelor, s-au obţinut rezultate nu numai în descifrarea
mecanismului de expansiune a fundului oceanelor, ci şi în atât de contestata, la data emiterii
ei, teorie a derivei continentelor a lui A. Wegener.
Paleomagnetismul
Cum era şi firesc, primele informaţii privind magnetismul remanent al mineralelor au fost
obţinute în domeniul terestru. Astfel, s-a constatat că un anumit segment dintr-un strat de lavă
din Masivul Central Francez, are un magnetism remanent cu polaritatea inversă faţă de
stratele inferioare şi superioare (B. Brunhes). Aceleaşi rezultate se obţin pe nişte lave cu
vechime de 700.000 ani din Japonia (M. Matuyama (l929).
Frecvenţa unor asemenea rezultate se înmulţesc după anii 1950, când se fac numeroase
determinări de câmp magnetic remanent corelat cu vârsta absolută a rocilor (A. Cox, R.
Doeel, l953, l954). Astfel, se constată, că dintr-un motiv încă necunoscut, polaritatea
câmpului magnetic se inversează faţă de cea actuală. Spre exemplu, s-a constatat că starea
actuală de polaritate a câmpului magnetic s-a păstrat în ultimii 700 000 ani.
Un alt rezultat interesant a fost acela, că schimbarea de polaritate nu este bruscă, ci ea se
produce treptat, proces constatat pe o stivă de curgeri bazaltice din Japonia (M.K. Mormose,
l962, din M. Bhahu, l983).
Profilele geomagnetice efectuate în estul Oceanului Pacific, unde pe o fâşie de câteva sute
de kilometrii lăţime şi aproape 2 000 km lungime, se constată o variaţie relativ strânsă a
câmpului magnetic, anomaliile de maxim, formând fâşii de un remarcabil paralelism. O primă
interpretare a acestui paralelism a fost legată de o anumită structură a fundului oceanic, cum

15. 15
ar fi, de exemplu, o succesiune de intruziuni de dyke-uri paralele. Însă aceste interpretări în
sens clasic, a datelor geofizice ridicau numeroase probleme privind geneza lor. Variaţia
strânsă a câmpului magnetic unde anomaliile pozitive alternează cu cele negative (fig.4.4), s-a
constatat şi în alte zone.
Un rezultat remarcabil s-a obţinut în urma expediţiei din anul 1962 a navei “Owen” când se
efectuează profilări geomagnetice transversale dorsalei Carlsberg a Oceanului Indian, sub
îndrumarea lui D.H. Mathews, cercetător la Universitatea Cambridge. Profilele au fost date
spre interpretarea asistentului său F.J. Vine, care în primul rând, remarcă o magnetizare cu
polaritate inversă faţă de cel actual a unui vulcan stins. Al doilea lucru remarcat este
I
Fig.4.4.Variaţia intensităţii magnetizării rocilor în zona unei
dorsale medio-oceanice
paralelismul desăvârşit al fâşiilor de minim şi maxim magnetic ca şi în Pacificul de Est. F.J.
Vine lansează ipoteza că fâşiile de minim magnetic sunt o rezultantă a unui câmpului
magnetic remanent, care avea o polaritate inversă şi a cărui intensitate este diminuată de
câmpul magnetic actual. Anomaliile de maxim ar rezulta din compunerea câmpului magnetic
actual cu cel remanent, care aveau aceeaşi polaritate. Prin tehnici de “curăţire” magnetică a
probelor, s-au obţinut valoarea câmpului magnetic remanent, şi polaritatea sa. D.H. Mathews
şi F.J. Vine leagă aceste alternanţe de fâşii paralele, cu polaritate normală şi inversă a
câmpului magnetic, şi care sunt simetrice faţă de dorsală, fiind o consecinţă a procesului de
expansiune a fundului oceanic în ideea lui H. Hess şi R. Dietz. Crusta se creează în zona de
rift, iar atunci când temperatura scade sub punctul Curie, mineralele se aliniază conform cu
direcţia câmpului magnetic de la momentul respectiv. Crusta nou creată este adăugată celei
vechi şi împinsă lateral de forţa ramurii ascendente şi orizontale a curenţilor de convecţie.
Conform acestui model fâşiile magnetice au lăţimi direct proporţionale cu viteza de
expansiune.
F.J. Vine şi J.T. Wilson (profesor la Universitatea Toronto, Canada), examinând fâşiile
magnetice din estul Pacificului au simulat un model prin care se obţinea diferite structuri ale
curbelor funcţie de viteza de expansiune. Ei au plecat de la ideea că lăţimea unei fâşii este
direct proporţională cu timpul cât a persistat câmpul magnetic cu o anumită polaritate.
Construind curbe ale variaţiei magnetizării rocilor pentru diferite viteze de expansiune, după
mai multe încercări, constată o suprapunere satisfăcătoare între curbele teoretice şi cele
măsurate pentru o viteză de expansiune de 3 cm/an.

16. 16
Corelând scara timpului inversiunilor magnetice obţinută în domeniul continental s-a
observat o perfectă concordanţă între intervalul de timp cu o anumită polaritate şi lăţimea
fâşiei corespondente. Prin acest procedeu, s-a construit o scară a timpului în raport cu spaţiul
de expansiune, din care se poate obţine viteza de mişcare a crustei.
Determinarea configuraţiilor fâşiilor magnetice s-a făcut în paralel cu datarea radiometrică a
vârstei absolute a rocilor, rezultând o scară a procesului de expansiune destul de precisă.
Astfel de corelaţii s-au făcut în toate oceanele lumii: Pacificul de est (W.C. Ritman),
Pacificul de Sud -Atlantic, între Noua Zeelandă şi America de Sud (G.O. Dickinson), Oceanul
Indian între Madagascar şi Australia (Xavier Le Pichon).
Fâşiile alternante au fost numerotate începând de la zona de expansiune spre marginea
continentală, fiecare număr corespunzând unei anumite valori a vârstei absolute. În acest fel,
s-a constatat că fundurile oceanice nu depăşesc vârsta de 200 milioane de ani.
După anul 1964 se iniţiază un amplu program de foraj al fundurilor oceanice în care erau
Placă litosferică Astenosferă
oceanică
Placă
Placă continentală uşoară litosferică
continentală
Fig.4.5. Structura celulelor de convecţie de la nivelul
astenosferei şi mişcarea plăcilor tectonice
(din M. Bleahu, 1983)
implicate mari instituţii de cercetare americane (Woods Hole, Lamont, Scripps).
Programul denumit JOIDES (Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling) a
dispus de celebra navă “Glomar Challenger”echipată pentru foraj adânc şi cu laboratoare de
analiză complexă a probelor extrase. După anul l975 programului i se schimbă titulatura în
IPOD (Internaţional Project of Ocean Drilling) în cadrul căruia au participat echipe internaţio-
nale de cercetări, cu un echipament ştiinţific diversificat.
Din prelucrarea datelor s-au obţinut rezultate privind: structura dorsalelor medio-oceanice şi
zonelor de subducţie (de consum); procesele magmatice, de sedimentare şi metamorfice din
zonele de expansiune şi de subducţie; modele fizico-geologice ale zonelor de expansiune şi de
subducţie (fig.4.5).
La baza majorităţii modelelor de expansiune şi de subsidenţă stau două mecanisme care
determină mişcarea:

17. 17
- teoria curenţilor de convecţie lansată de O. Ampferer (1906), dezvoltată de A. Holmes
(1931, 1944) şi apoi de N. Hess şi R. Dietz, care limitau formarea celulelor convective
la astenosferă;
- teoria “panaşelor de manta”, lansată iniţial de J.D. Wilson (l963) şi dezvoltată de W.J.
Morgan (1968), prin care se susţine formarea unor coloane fierbinţi de formă
cilindrică, care se ridică de la limita nucleu - manta şi care se desfac sub forma unei
umbrele în astenosferă la contactul cu crusta terestră (fig.4.6).
În evoluţia Pământului se apreciază că numărul celulelor de convecţie a crescut (S.K.
Rift
Manta
Nucleu
Fig.4.6. Panaşe de manta în ideea lui J.T. Wilson
Rurcorn 1962, din M. Bleahu, l983). Astfel, în stadiul de protoplanetă, când prin segregare
gravitaţională se forma nucleul, acesta fiind de dimensiuni mici, iar Pământul era încă destul
de cald, exista un singur circuit convectiv. Pe măsura creşterii diametrului nucleului,
macrocelula convectivă se subîmparte, la început, în două şi, ulterior, în trei şi patru celule,
pentru ca la limita Permian-Triasic să apară cea de-a cincea, care a determinat scindarea
Pangaei în Laurasia şi Gondwana.
Prin panaşele de manta sunt explicate aliniamentele de munţi vulcanici (guyot-uri), care sunt
din ce în ce mai vechi cu cât sunt mai îndepărtaţi de punctul fierbinte (hot-spot) (W.J.T.
Kauai
Niihau
Oahu
Honolulu Molokai Maui de Vest
Lanai Maui
Maui de Est
Kahoolawe Kohala
Hualai Mauna Kea
Mauna Loa
Hawaii Kileaua
Loihi
Vulcani activi
Fig.4.7.Schematizarea condiţiilor din zona I.Hawaii, în ipoteza panaşelor de manta
(prelucrat după USGS, 2003)

18. 18
Wilson, l983). Exemplu clasic sunt Insulele Hawai (fig.4.7), care în extremitatea estică
vulcanii sunt activi (Mauna Loa, Kileaua), în timp ce spre nord-vest vulcanii sunt de mult
inactivi (Mauna Kea). Cu cât se merge spre nord-vest, spre Insulele Kurile vulcanii de pe
aliniamentul Hawai sunt din ce în ce mai vechi, ultimii fiind de vârstă paleogenă.
Fundul Pacificului este ornat cu astfel de aliniamente de vulcani inactivi cu orientare SE-NV
create de foste puncte termice, cum sunt Insulele Touamotou din Polinezia, Insulele Marshall,
Gilbert şi Caroline din Micronezia, şi exemplele ar putea continua.
În cazul în care o placă tectonică trece pe deasupra unui punct termic, poate avea loc
spargerea acesteia cu iniţierea unei zone de rift. În mişcarea de expansiune este antrenată nu
numai scoarţa terestră propriu-zisă, ci şi extremitatea superioară a astenosferei, care se
comportă rigid la solicitări (după datele seismice). Această structură se extinde până la
adâncimea de 70 km, sub domeniul oceanic, şi 150 km, în domeniul continental, fiind
constituite dintr-o succesiune de roci bazice şi ultrabazice. Această zonă rigidă împreună cu
crusta terestră sau oceanică de la exteriorul globului, a fost denumită litosferă.
Aceasta este împărţită de suprafaţa Mohorovičič în litosfera superioară, care este crusta sau
scoarţa terestră şi litosfera inferioară, care reprezintă coaja rigidă a astenosferei, constituită
din gabbrou, peridotit sau eglocit, peridotit sau pirolit (amestec 1/4 de bazalt şi peridotit).
Profilul inferior al litosferei este neuniform, fiind mai groasă în zonele continentale şi mai
subţire în domeniul oceanic. Însă, se apreciază că limita inferioară a litosferei se plasează la o
adâncime medie de 100 km.
Litosfera prin grosimea relativ mare, compoziţia mineralogică şi petrografică se comportă
ca un corp rigid la solicitarea unor forţe, de la stadiul elastic până la stadiul ruptural.
Modelul general al zonei de expansiune
Pentru a explica morfologia zonelor de expansiune a scoarţei terestre, mai exact a litosferei
au fost elaborate o multitudine de modele, fiecare căutând să surprindă cât mai fidel derularea
procesului în timp. Dată fiind complexitatea acestui proces, aproape nici un model nu poate fi
considerat perfect. Această consideraţie este motivată de un singur aspect, şi anume, mecanis-
mul care pune în mişcare expansiune fundurilor oceanice. Numitorul comun al modelelor
este, fie existenţa celulelor de convecţie termică de la nivelul astenosferei, fie panaşele de
manta, cu formarea punctelor fierbinţi, dispuse mai mult sau mai puţin liniar.
Însă, aceste modele convective de la nivelul astenosferei (curenţi de convecţie) sau mantalei
în ansamblu (panaşe de manta) sunt stabilite pe cale deductivă, interpretându-se rezultatele
cercetării indirecte prin metode geofizice (gravimetrică, flux termic, seismică) la care s-au
adăugat unele aspecte geologice concrete cum ar fi: vârstă absolută a fâşiilor paleomagnetice
şi, în general, a fundurilor oceanice, vulcanismul, vârsta sedimentelor, etc.
Fluxul termic ridicat, densitatea mai scăzută şi vulcanismul activ, semnifică o materie
fierbinte, care odată cu scăderea presiunii în apropierea suprafeţei terestre, trece în stare
topită, formând cuptoare magmatice în adâncime şi cu deversări de lave în riftul dorsalei
medio-oceanice. Pe măsura depărtării de dorsală, fluxul termic scade, iar densitatea creşte în
corelaţie directă cu o îngroşare a crustei spre fosele oceanice.
Un alt fapt de observaţie a fost dispunerea pe anumite aliniamente a vulcanilor submarini,
aceştia devenind inactivi şi mai vechi ca vârstă cu cât sunt la distanţă mai mare faţă de
dorsală.
Un alt aspect complicat îl reprezintă morfologia diferită a dorsalelor: cu rift, de tip atlantic,
şi fără rift, de tip pacific.
O primă corelaţie găsită este dată de faptul că la dorsalele de tip atlantic, viteza de
expansiune de o parte şi alta riftului este mai mică, iar la dorsalele de tip pacific, este mai
mare. Mai mult, în cazul Atlanticului, vitezele de expansiune sunt diferite, cu valori mai mari,

19. 19
spre vest, şi mai mici spre est, deşi simetria dorsalei faţă de marginile continentale se
păstrează.
Iată câteva fapte de observaţie cărora trebuia găsită o explicaţie într-un model coerent, care
să plieze cât mai bine acest proces de expansiune.
Modele elaborate pot fi grupate în două categorii: cele care luau în considerare o expansiune
ciclică, care se corela şi cu fazele de tectogeneză din zonele orogenice; cele care considerau o
expansiune continuă, în concordanţă cu simetria fâşiilor paleomagnetice din structura
fundurilor oceanice.
Pe tema procesului de expansiune a fundurilor oceanice a apărut o bogată literatură, care s-a
extins continuu în timp, cu noi rezultate ale cercetării spaţiului oceanic.
În România, cărţi de referinţă au apărut după anul 1980, care sintetizau diferite modele
privind procesele din zona dorsalelor oceanice şi din zonele de subducţie a fundurilor
oceanice sub domeniul continental sau sub arcurile insulare oceanice (V. Lăzărescu, l980; M.
Bleahu, l983; C. Dinu, S. Pauliuc, l985). Literatură geologică românească scrisă după anul
1990 prezintă într-o formă succintă problemele expansiunii fundurilor oceanice şi a dinamicii
globului în general.

20. 20
În literatura internaţională lista lucrărilor este impresionantă, fiind cel puţin la a doua
generaţie de autori. De aceea, numai sinteza acestor lucrări ar reprezenta un volum imens de
x
z
a. stadiul de acumulare a energiei cu boltirea
unei cruste de tip continental
b.stadiul de rift continental prin subsidenţa izostatică
a părţii centrale
Direcţia curentului
convectiv
Materie topită în ascensiune
Falie gravitaţională
Fig.4.8. Modelul de formare a unui rift continental
muncă, ce ar ocupa un spaţiu impresionant.
Ideea generală de acreţionare a crustei terestre în zona dorsalelor oceanice şi de expansiune
a fundurilor oceanice pleacă de la ipoteza existenţei unui curent ascensional de materie
fierbinte, care a determinat într-o primă fază boltirea şi ulterior fisurarea scoarţei terestre.
În cazul dorsalelor medio-atlantice, deschiderea s-a produs prin fisurarea unui bloc
continental unic, denumit Pangaea în teoria derivei continentelor. Însă, pentru boltirea şi apoi
fisurarea unei plăci rigide şi destul de groase este nevoie de acumularea unei energii
considerabile. Astfel, se poate imagina că ramura ascendentă al curentului convectiv a
determinat acumularea unui volum imens de materie fierbinte, extins mult în suprafaţă, care,
într-o primă fază, a determinat boltirea crustei, iar într-o fază ulterioară fisurarea ei. Prin
fisurarea crustei, presiunea în rezervorul de dedesubt scade, astfel încât materia trece în stare
topită, ce se manifestă la suprafaţă prin vulcanism. Din acest moment se declanşează procesul
de expansiune prin adăugare de crustă nouă şi împingerea laterală a celor două
compartimente. Chiar după deschiderea Atlanticului crusta oceanică s-a comportat şi se

21. 21
comportă rigid datorită lăţimii mici, în comparaţie cu Pacificul. Probabil, acest fapt justifică
formarea unei camere magmatice de volum mare şi extinsă în suprafaţă, care determină
formarea unei dorsale medio-oceanice cu rift de tip atlantic.
Forţele de distensiune au condus la formarea unui sistem de fisuri paralele, în lungul cărora
s-a produs subsidenţa părţii centrale formându-se un rift continental de tipul celui din estul
Africii. Formarea văii de rift poate fi pusă pe seama unei compensări izostatice, cu subsidenţa
părţii centrale în lungul unor falii gravitaţionale. Dezechilibrul izostatic se poate datora fie
subţierii crustei şi, prin urmare, cedarea sub greutatea proprie, dată fiind prezenţa unei materii
mai puţin dense dedesubt. Declanşarea mişcării de subsidenţă se poate datora şi încărcării
sectorului central al dorsalei în urma viiturilor succesive de lave (fig.4.8). În cazul în care
ascensiunea materialului fierbinte continuă, riftul continental poate evolua prin deschiderea
unui bazin marin şi, în continuare, la deschiderea unui ocean nou.
x
z
a. aport de magmă subpresiune, ce determină împingerea
laterală a crustei
b. consolidarea crustei noi şi procesul de compensare izostatică
Fig.4.9. Modelul fizico-geologic al zonei de expansiune în dorsala de tip
atlantic (dupa diverse surse)
Intruziunea material fierbinte în zona de rift determină deplasarea divergentă a celor două
componente, iar prin solidificare se adaugă continuu, formându-se scoarţă nouă.

22. 22
Pentru crearea unei dorsale cu rift se apreciază că ascensiunea materialului fierbinte se
produce pe o amplă suprafaţă, ceea ce determină formarea unei camere magmatice de volum
mare şi care implică un dezechilibru izostatic al scoarţei terestre în partea centrală.
Accentuarea subsidenţei văii de rift poate fi pusă şi pe seama scăderii presiunii hidrostatice
x
z
a. axă staţionară
b. axă oscilantă
2 3 1 7 6 5 4
c. poziţie întâmplătoare a axei
direcţii de scurgere a lavelor
axe active
axe inactive
direcţii de mişcare a crustei
Fig.4.10. Ipoteze privind evoluţia văii
de rift (după Ballard şi Van Andel, 1977)
din camera magmatică după un paroxism al aportului de topitură bazaltică şi prin încărcare cu
viituri succesive de lavă. Aşa cum s-a arătat anterior volumul mare al camerei magmatice, la
dorsalele de tip atlantic, se poate datora şi rigidităţii mai mare a crustei oceanice, dată fiind
lăţimea mai mică. Nu trebuie uitat, că Atlanticul s-a format prin fisurarea unui continent unic,
evoluând, în anumite porţiuni, de la stadiul de rift continental la un ocean îngust şi, apoi, la un
ocean în plină expansiune (fig.4.9).
Mecanismul de acreaţie a scoarţei terestre într-o dorsală de tip atlantic (fig.4.10) se acceptă
că se face prin migrarea lateral a zonei de ax, astfel încât, să se păstreze simetria faţă de
marginile continentale (Bullard şi Van Andel, l977). Păstrarea simetriei este determinată de

23. 23
cedarea crustei întotdeauna în zona centrală, după modelul deformării unei grinzi supuse unei
solicitări concentrate, aceasta curbându-se maxim în zona centrală.
Pentru dorsalele de tip pacific ramura ascendentă de materie fierbinte formează o cameră
magmatică îngustă, sub formă de “ic”, care nu permite dezvoltarea unui proces izostatic. În
acest caz, se produc intruziuni de material fierbinte, care, datorită presiunilor mari şi
solidificării, determină procesul de expansiune şi relieful accidentat al dorsalei.
Structura diferită a celor două tipuri de dorsale, este pusă pe seama vitezei de expansiune,
care este în corelaţie directă cu aportul de material din interiorul mantalei. În dorsalele de tip
pacific aportul substanţial de material este compensat de viteza mai mare de expansiune. La
dorsalele de tip atlantic viteza mai mică de expansiune este compensată de un aport mai redus
de material (Deffeys, l970).
În zona de ascensiune a materiei fierbinte poate avea loc o subţiere a crustei (Fracheteau şi
Tapponier, l978), datorită mişcărilor disjuctive fără a se produce o ruptură. Astenosfera se
ridică până în camera magmatică, adăugându-se crustei material prin răcire. În acelaşi timp,
are loc o boltire a astenosferei cu mult mai largă decât zona de rift, ce determină căderea
crustei după falii gravitaţionale, pentru compensarea izostatică a deficitului de densitate.
Studii efectuate în golful Aden şi în zona Mării Roşii relevă că expansiunea s-a produs ca
urmare a rotirii Arabiei în sens invers acelor de ceasornic în mai multe etape. Aceasta
înseamnă că totuşi mişcarea de expansiune este ciclică, cu maxime de scurtă durată, separate
de perioadele lungi cu deplasare minimă.
Pornind de la această constatare ar rezulta că expansiunea medio-atlantică şi medio-pacifică
s-ar produce periodic.
În cazul Atlanticului probabil se acumulează, într-adevăr, material fierbinte de un volum
mare, care însă se răceşte treptat, zona de influenţă fiind mai largă, ce determină un mecanism
de compensare izostatică mai complicat, în condiţiile comportării plastice a astenosferei.
Aceasta ar explica şi cantitatea de efuziuni submarine mai mici şi o îngroşare a litosferei mai
accentuată în partea centrală, care determină prăbuşirea gravitaţională şi formarea zonei de
rift. Materialul astenosferic plastic este împins lateral, determinând formarea faliilor inverse,
într-o primă fază, şi gravitaţionale, într-o fază ulterioară.
În zona de expansiune medio-pacifică funcţionează un mecanism asemănător, cu
deosebirea, că materia se răceşte mai rapid datorită dimensiunilor mai mici ale camerei
magmatice. Răcirea mai rapidă este dată de viteza de expansiune mai mare a fundului oceanic
şi volumul mai mic al camerei magmatice. În acest caz, pe lângă mişcarea imprimată de
ramura orizontală a curenţilor de convecţie, viteza este sporită de o forţă de tracţiune gravita-
ţională, ce apare ca urmare a îngroşării şi coborârii crustei în fosele oceanice. Formarea unei
camere magmatice de dimensiuni mai mici poate fi explicată şi prin cedarea crustei la o forţă
mai redusă de împingere a magmei datorită lăţimii mari a fundului oceanului (o grindă cu cât
este mai lungă se deformează mai uşor sub efectul unei forţe). Astfel, se creează condiţii de
acces relativ facile a magmei spre suprafaţă, astfel încât nu se poate acumula în volum mare
sub crusta oceanică.
1.3.2.MODELE ALE ZONELOR DE SUBDUCŢIE
Zonele de subducţie reprezintă locul unde crusta oceanică împreună cu stratul litosferic
inferior coboară sub o margine continentală sau sub o crustă, tot de tip oceanic, unde este
consumată şi reluată în circuitul mantalei.
Zonele de subducţie sunt marcate de o serie de elemente morfologice, şi geologice:
- se situează în faţa unei margini continentale sau arc insular de formă convexă;
- existenţa unor fose oceanice cu adâncimi de 3 - 5 km faţă de nivelul fundului
oceanului;

24. 24
-o intensă activitate seismică de mică şi mare adâncime (până la partea superioară a
mantalei inferioare);
- intensă activitate magmatică şi vulcanică manifestată în lanţuri vulcanice plasate spre
continent la 300 – 500 km faţă de axul foselor;
- fosele sunt caracterizate printr-un minim gravimetric şi termic;
- anomalii de maxim gravimetric şi termic în lungul arcurilor insulare sau marginilor
continentale.
Cele mai complicate zone de subducţie se întâlnesc în lungul arcurilor insulare separate de
continent de un bazin marginal în expansiune locală. Într-o asemenea situaţie se întâlnesc
următoarele structuri morfologice şi geo-logice (fig.4.11):
- pragul extern, ce reprezintă o bombare a crustei oceanice înainte să coboare în fosa
oceanică, generat, probabil, de un efort de compresiune;
- fosa oceanică, cu flancurile asimetrice, cel extern spre larg, are o pantă mai redusă, iar
cel intern cu pantă accentuată;
- prisma acreţionară, care reprezintă un complex de sedimente, roci vulcanice,
magmatice şi metamorfice;
- arcul frontal, constituie o zonă cutată mai veche decât procesul de subducţie şi unde
acesta s-a declanşat;
- arcul magmatic şi vulcanic activ legat genetic de procesul de subducţie şi de presiunile
imense care se dezvoltă;
- bazinul marginal activ sau bazinul cu expansiune secundară, legat probabil de un
x
Bazin Arc Prismă de
z Bazin marginal activ frontal acreţiune Fosă
marginal
inactiv Arc Zonă de
remanent Subducţie
Lanţ Prag
vulcanic extern
-500 -400 -300 -200 -100 0 100 200
Fig.4.11. Secţiune transversală printr-o margine continentală cu zonă de
subducţie (după Karig, 1976)
circuit termic convectiv local, generat de retopirea crustei în zonele profunde ale
mantalei superioare;
- arcul remanent, care este un arc vulcanic inactiv;
- bazin marginal inactiv, un fost bazin cu expansiune secundară;
- marginea continentală şi bazinul retroarc care se situează în domeniul continental.
Pragul extern, fosa oceanică şi prisma acreţionară formează zona de subducţie, iar arcul
frontal şi cel vulcanic constituie zona arcului insular emers. În diferite situaţii, unele din
elementele morfologice şi geologice pot lipsi, cum ar fi arcul frontal.
Procesul de subducţie are loc în diferite situaţii: sub o margine continentală sau
subcontinentală (marginea vestică a Americii de Sud şi Americii de Nord); sub o altă crustă
oceanică (Tongo-Kermadec, Mariane); sub o crusta oceanică cu un arc vulcanic, care şi-a
format un strat sialic (Japonia).

25. 25
Forma planului de subducţie a fost stabilită prin localizarea focarelor seismice, în lungul
unei suprafeţe care înclină dinspre ocean spre continent sau arcul insular.
Focarele se grupează pe intervale de adâncime, după cum urmează: de mică adâncime, 60
x Vulcanism calco-alcalin
şi andezitic
z
Tip Chile
Fosă Flux termic
Prismă Bazin regional slab
de acreţiune prearc
Avansare
În c ã continent
P la c ã m le c ã
ai nouã m a ri ri Compresiune
Zona
B
s la b e n io ff-W
în c li
n a tã a d a ti
Fig.4.12.Model de subducţie de tip andin (după Uyeda, 1982)
-100 km; de adâncime intermediară 200 - 500 km şi de mare profunzime 500 - 700 km.
În literatură, suprafaţa de subducţie este cunoscută ca zonă sau plan Benioff (după numele
celui care a studiat distribuţia focarelor seismice, în perioada l949 - l955), însă paternitatea ar
trebui atribuită şi japonezului Wadati, care a remarcat încă din l935, că focarele seismelor, în
zona arcului Japoniei se dispun după un plan, care înclină dinspre ocean spre continentul
asiatic. De aceea mai corect trebuie denumite plane Benioff-Wadati (La Pichon et al, l973). În
prezent, sunt cunoscute două tipuri de subducţie diferenţiate prin valoarea înclinării planului
de subducţie. În cazul subducţiei crustei oceanice sub o margine continentală, planul Benioff-
Wadati este slab înclinat, introducând un puternic efort de compresiune. Aceasta are drept
consecinţă apariţia cutremurelor cu magnitudinea mai mare de 8 pe scara Richter, precum şi
cutarea sedimentelor răzuite de pe placa oceanică formându-se o prismă de acreţiune. De
asemenea, în timp geologic a determinat ridicarea unor lanţuri orogenice în mai multe etape.
Această structură a subducţiei este specifică estului Pacificului, fiind de tip andin (fig.4.12).

26. 26
Cel de-al doilea model de subducţie este pe marginea vestică (Mariane-Japonia) unde planul
x Vulcanism bimodal
Tip Mariane bazalt-riolite
z
Bazin marginal Fosă
adâncă
Continent
r i
cã
ã le e P la c ã c h e
Tensiune n c la b
Î s m ai v
e
ti
p u te rn n io ff-W a d a
in a tã
ic în c l
e
Zona B
Fig.4.13.Model de subducţie de tip Mariane (după Uyeda, 1982)
Benioff-Wadati este puternic înclinat (fig.4.13). Aceasta are drept consecinţă antrenarea unei
părţi importante din depozitele sedimentare în procesul de subducţie. Retopirea plăcii subduse
în manta, creează un intens magmatism şi vulcanism. Pe de altă parte, existenţa unui flux
termic ridicat, determină formarea unor celule convective secundare, care duc la deschiderea
şi expansiunea bazinelor marginale (ex.: Marea Japoniei).
1.4. DINAMICA PLĂCILOR TECTONICE
Faptul că scoarţa terestră este antrenată într-o mişcare continuă lentă a fost remarcată încă
de la începutul secolului al XX-lea, culminând cu fundamentala teorie a derivei continentelor
a lui A. Wegener. Studiile şi cercetările care s-au derulat în următoarele 5 - 6 decenii la
ansamblul globului în care au fost antrenate toate geoştiinţele au demonstrat că teoria derivei
continentelor este o stare de fapt, iar mişcarea continentelor se produce solidar cu ansamblul
tectonic de gradul cel mai înalt, denumite de D.P. Mckenzie şi R.L. Parker (1968), placă
tectonică. De altfel, aceşti autori au elaborat o teorie care au intitulat-o a pietrelor de pavaj
sau plăci. Lucrări de referinţă privind mişcarea plăcilor tectonice (tectonica plăcilor) au fost
elaborate aproape concomitent (1968) de către W.J. Morgan, Xavier Le Pichon, precum şi de
grupul B. Isaks, J. Olivier şi L. Sykes.
W.J. Morgan foloseşte pentru noţiunea de placă tectonică termenul de “bloc rigid”, care este
delimitat, din punct de vedere structural, de:
- rifturi, unde se creează crustă nouă şi faţă de care plăcile tectonice se mişcă divergent;
- fose oceanice, în carte două plăci tectonice converg, iar una dintre ele este consumată,
prin coborârea sub cealaltă;
- falii transformante, în lungul cărora plăcile tectonice alunecă una în raport cu cealaltă,
fără a se crea sau consuma crustă terestră.
Noţiunea de placă tectonică nu este limitată la baza crustei terestre (discontinuitatea Moho),
ci ea cuprinde (după W.J. Morgan) şi partea superioară a mantalei, unde viteza undelor
seismice longitudinale creşte brusc la valori de 8,2 - 8,7 km/s, ceea ce semnifică un mediu
solid. Astfel, partea inferioară a unei plăci litosferice se situează la o adâncime medie de 100
km (50 –70 km sub oceane şi 150 – 200 km sub continente).

27. 27
Placa tectonică reacţionează rigid la solicitarea unei forţe, predominând structurile rupturale.
Deformaţiile elastice ale unei plăci tectonice se manifestă pe spaţii de mare întindere şi într-un
timp foarte îndelungat.
Seismele ce se produc la adâncimi de maxim 100 km sunt atribuite mişcării relative dintre
Pol de rotaţie Pol de mişcare
a plăcilor
Limita dintre
plăci
rift
re
A B
is c a
de m
A xã
Fig.4.14. Modelul mişcării
de expansiune conform
teoremei lui Euler
(după Le Pichon, 1972)
plăci. Cele profunde sunt legate de zonele de subducţie, acestea producându-se în interiorul
plăcii care coboară.
Teoria mişcării plăcilor tectonice pleacă de la teorema lui Euler, care postulează că
deplasarea unui punct pe o sferă se produce în jurul unui pol de rotaţie. Mai multe puncte
descriu traiectorii paralele şi concentrice faţă de polul de rotaţie (fig.4.14).
Un rol important în cinematica plăcilor tectonice îl au faliile transformante, care în frecvente
cazuri sunt apreciate ca falii de decroşare a zonei de rift oceanic. Însă mecanismul de evoluţie
este altul, fapt remarcat atât de magistral de J.T. Wilson (1965).
Faliile transformante sunt în faza iniţială fracturi paralele profunde ale unei arii continentale.
În momentul în care sub aria continentală se formează un câmp termic intern ridicat, aceasta
fisurează transversal direcţiei faliilor, dezvoltându-se o zonă de rift (fig.4.15), de unde începe
A A' Milotinizări
B B'
Fig.4.15.Mecanismul de evoluţie a faliilor transformante
Avalonia cuprindea te-
ritorii ce astăzi formează
Anglia, Ţara Galilor, por-
ţiuni din Europa vestică şi
Groenlanda.
Armorica cuprindea
părţi rigide ale Europei
vestice, care constituie
astăzi teritoriul Franţei,
Elveţiei, sudul Germaniei
(D. Palmer,1999).

28. 28
procesul de expansiune. Din această evoluţie rezultă că cel puţin pe un segment din faliile
iniţiale deplasarea fundului oceanic se produce în sens invers săriturii aparente a riftului.
(segmentul A – A', B - B'). Acest segment a fost denumit falie transformantă, în lungul căreia
au loc procese de metamorfism (milonitizări), fără a se crea sau consuma crustă terestră.
Deplasarea laterală a unei plăci faţă de rift este paralelă cu direcţia faliilor transformante,
deschizându-se un nou fund oceanic. Cu alte cuvinte faliile transformante reprezintă direcţii
latitudinale faţă de polul de rotaţie a plăcilor tectonice.
După modelul propus de W.J. Morgan au fost delimitate iniţial un număr de 6 plăci
tectonice, pentru care Xavier Le Pichon determină vectorii de mişcare relativă. Acestea
reprezintă, de fapt, macroplăci, care cuprind atât zone continentale, cât şi oceanice sau numai
oceanice. În prezent sunt delimitate 7 macroplăci, de ordinul cel mai înalt, a căror suprafaţă
este de 107 – 108 km2, şi anume: America de Nord, America de Sud, Africa, Eurasia, Indo-
Australiană, Antarctică şi Pacifică.
Ulterior sunt identificate plăci formate numai din crustă continentală, de dimensiuni mai
mici, întâlnite, mai ales, în zonele de coliziune dintre două macro-plăci. Astfel, W.J. Morgan
completează modelul său până la 15 plăci adăugând: Nazca, Cocos, Juan de Fuca, Filipine,
Somalia, China, Iran, Caraibe, Arabia. Acestea sunt plăci de mărime intermediară cu suprafeţe
de 106 – 107 km2. În continuare sunt identificate un mozaic de peste 20 microplăci cu
suprafeţe de 105 – 106 km2, cum sunt: Turcă, Egeeană, Adriatică, Euxinică, Apuliană, Iberică,
Tonga, Vanuatu, Noua Guinee, Avalonia, Armorica etc.
Ideea poziţiei relativ fixe a polilor magnetici în apropierea axei de rotaţie a Pământului a
fost susţinută şi fundamentată de profesorul E.C. Bullard (1963) de la Universitatea din
Londra. Acesta explică poziţia diferită a direcţiei câmpului paleomagnetic, pentru roci de
diverse vârste, prin mişcarea în timp a plăcilor continentale.
Această idee a fost contestată de S.K. Runcorn, profesor
În Gondwana de Nord la Newcastle, care susţinea că orientarea diferită a câmpului
erau cuprinse teritorii paleomagnetic în diverse etape de evoluţie a unei arii
străvechi din Australia, continentale este o consecinţă a migrării polilor paleo-
Antarctica şi India. magnetici. Mai târziu, însăşi S.K. Runcorn, studiind pa-
Continentul Gondwana
leomagnetismul rocilor din America de Nord constată
de Sud constituia un
teritoriu întins format din similitudinea curbei “migrării aparente” a polilor cu cea din
platformele străvechi ale Europa până la un moment dat, ceea ce semnifică o evoluţie
Americii de nord-est comună într-un singur continent. Studii relativ recente pri-
(Laurenţia) şi cele din jurul vind modelul fizico–matematic al echilibrului gravitaţional
scutului canadian, la care
dintre Pământ şi Lună relevă că înclinarea axei de rotaţie a
erau alipite America de
Sud, Africa, şi părţi din globului terestru de cca. 230 faţă de ecliptică rămâne relativ
Asia. constantă în timp. Schimbarea cu câteva grade a înclinării
axei de rotaţie, în diferite etape de evoluţie, ar putea
Laurenţia cuprindea
partea de nord-est a
Americii de Nord,SUPERIOR -650 Ma
PROTEROZOICUL fiind o
placă constituită în jurul
străvechiului scut al
Canadei la care se adaugă
Groenlanda.
Uscaturi vechi
Continentele azi
Zonă de subducţie (vârful triunghiului
indică direcţia de subducţie
Dorsală de expansiune
- 650 Ma., după C.H.Scotese, 2000, Paleomap Project - 620 Ma, după D.Palmer, 1999
Pangaea I Pangaea se împarte
Fig.4.16. Evoluţia continentului Pangaea I în Proterozoicul superior