Curs 2: GEOMORFOLOGIE PLANETARĂ

În această categorie putem încadra:
• acea parte a geomorfologiei care studiază forma generală a planetei noastre, sub toate aspectele subsecvente (dimensiuni, geneză, evoluţie). În acest caz avem de a face cu o morfologie cosmică;
• şi morfologia majoră de prim ordin (continente, bazine oceanice, marile sisteme muntoase, bazine sedimentare etc.) sau morfologia tectonică planetară.

2.1. Morfologia cosmică a Pământului

2.1.1. Forma Pământului

Tales din Milet (circa 625 - 550 î.e.n.) a emis pentru prima dată părerea că Pământul are o formă sferică. Această opinie a fost îmbrăţişată şi de Pitagora (580 - 500 î.e.n.). Mai târziu, Eratostene (circa 275 - 195 î.e.n.) a reuşit să demonstreze sfericitatea Pământului. Ptolemeu a susţinut şi demonstrat sfericitatea Terrei printr-o observaţie ajunsă clasică: la o corabie, când se apropie de ţărm, i se observă mai întâi catargul şi numai după aceea corpul propriu-zis.
În Evul Mediu, expediţia pe ocean, în jurul globului, efectuată de Magellan, între 1519 şi 1521, pe lângă rezultatele practice imediate, a demonstrat şi că Pământul este sferic.
Mai târziu, celebrul fizician englez Newton (1643 - 1727) a arătat că planeta noastră este supusă legii gravitaţiei universale, ceea ce face ca ea să aibă o formă de sferoid (elipsoid de rotaţie sau de revoluţie), aplatizat la poli. Ulterior, măsurătorile geodezice au arătat, însă, că forma reală a Pământului nu coincide cu suprafaţa unui elipsoid de rotaţie, din cauza repartizării inegale a maselor continentale şi oceanice, a diferenţelor existente în structura scoarţei terestre etc. De aceea s-a stabilit unanim că Pământul are o formă proprie numită geoid (denumire dată de astronomul englez Listing), convenţională, definită prin nivelul mediu al oceanelor şi mărilor (în stare liniştită), prelungit pe sub continente.
Întrucât formulele sferoidului terestru (geoidului) cer calcule laborioase pentru determinarea coordonatelor punctelor şi a lungimilor de arce pe suprafaţa acestuia, s-a adoptat un corp geometric calculabil, foarte apropiat de geoidul natural şi anume elipsoidul de referinţă (fig. 2.1.).



Fig. 2.1. Relaţii între suprafaţa fizică a Pământului, geoid (forma reală) şi elipsoidul de referinţă .

Abaterile geoidului faţă de suprafaţa geometrică a elipsoidului au valori relativ mici mai ales din punct de vedere unghiular, unde deviaţia verticalei (unghiul format de normalele la cele două suprafeţe) rareori depăşeşte 9"; în ceea ce priveşte abaterea altimetrică, aceasta înregistrează valori medii de ± 16,8 m, valorile maxime fiind de aproximativ ± 150 m. Dată fiind diferenţa de nivel dintre cele două suprafeţe (geoid şi elipsoid de referinţă) măsurătorile altimetrice au ca suprafaţă de referinţă geoidul. De aceea originea altitudinilor se consideră suprafaţa de nivel zero respectiv suprafaţa mărilor şi oceanelor. Rezultă că în practică se folosesc două suprafeţe de referinţă: suprafaţa elipsoidului pentru planimetrie şi suprafaţa geoidului pentru altimetrie.
Pe baza măsurătorilor executate au fost determinaţi diferiţi elipsoizi de referinţă care au fost utilizaţi în diferite perioade (de exemplu, Bessel - 1841; Clarke - 1880; Hayford - 1909; Krasovski - 1940; Fischer - 1960; Kaula - 1964 etc.). În România se utilizează, în prezent, elipsoidul Krasovski.
Cu ajutorul sateliţilor artificiali şi a navelor cosmice, în ultimul timp, s-au adus precizări în ceea ce priveşte forma reală a geoidului. Astfel, geoidul are, în ansamblu, forma unei "pere" pentru care s-au propus denumirile de terroid sau telluroid. Rezultă că geoidul ca formă reală a Pământului este un ovoid asimetric cu o zonă mai aplatizată în dreptul polului sud şi cu o parte mai înălţată spre polul nord (fig. 2.2.). Abaterile terroid-ului faţă de sferoidul terestru sunt, în medie, de ± 20 m.




Fig. 2.2. Contur ovoidal al formei reale a Pământului (linie continuă) cu abaterea în metri faţă de sferoidul normal cu o turtire de 1/298,25 (linie întreruptă) (Bott, 1971, St. Arnne, 1982).








2.1.2. Elemente comparative de morfogeneză cosmică (geomorfologie comparată planetologică)

În Sistemul Solar au fost identificate 8 planete mari (Pluto a fost “retrogradată” din rândul planetelor mari pe 24 august 2006). UAI a identificat oficial 5 corpuri cereşti care au primit statutul de planetă pitică: Ceres, Pluto, Haumea, Makemake şi Eris.
În raport cu distanţa faţă de Soare, planetele sunt grupate în:
• planete interioare (Mercur, Venus, Pământ, Marte), de dimensiuni reduse, cu mari densităţi ale materiei, cu turtiri mici la poli, cu scoarţe solide la exterior;
• planete exterioare (Jupiter, Saturn, Uranus, Neptun) cu rotaţii mai repezi, cu turtiri la poli mai accentuate, cu densităţi mai mici ale materiei, cu discuri de materie în planul ecuatorial ş.a.
Cercetările de planetologie şi geomorfologie extraterestră au conchis că se disting patru mari categorii de procese morfogenetice comune pentru aceste planete şi doar prezenţa lor în actualele condiţii este diferită. Acestea sunt:
a) procesele de coliziune cosmică sau craterarea
b) vulcanismul
c) diastrofismul (tectonismul)
d) procesele de gradare exogenă (în care se includ: alterarea-dezagregarea, eroziunea, transportul şi depunerea gravitaţională sau prin intermediul unor agenţi morfogenetici apă, vânt, gheaţă).
a) Craterarea sau morfologia de coliziune cosmică - este o trăsătură comună a tuturor planetelor cu scoarţa solidă, iar diametrele craterelor pot ajunge la peste 1000 km. Ele se formează datorită impactului unor corpuri cereşti (meteoriţi) cu suprafaţa planetelor. Corpurile cereşti lipsite de atmosferă (Mercur, Luna) sau cu o atmosferă subţire şi puţin densă, sunt permanent bombardate cu obiecte cosmice, iar pe suprafaţa lor se formează un strat de fragmente denumit “regolit”, un strat moale de praf (cum există de exemplu pe Lună) ce crează impresia unei suprafeţe uşor netede.
Pe baza analizei morfologiei craterelor s-a reuşit identificarea unei scări cronologice a acestora. Astfel craterele mai mari de 100 km în diametru sunt considerate ca fiind, foarte probabil, din perioada timpurie a sistemului solar, deci, de aproape 4 miliarde de ani. Spre exemplu, craterul Tycho de pe Lună (vizibil şi cu binoclul) cu diametrul de câţiva zeci de km, considerat până în 1960 un crater vulcanic, conservă efectul imediat al impactului şi anume: abrupturi de surpare şi alunecare, curgeri de debris fluidizat sau lichefiat de impact ş.a. Pe Marte s-au pus în evidenţă cratere cu diametre de până la 4000 km şi adâncimi de 6 km.
Acest fenomen de craterizare este foarte puţin conservat pe suprafaţa Pământului. Potrivit specialiştilor s-au identificat cca 200 asemenea cratere, dar numărul lor este anormal de mic, datorită ratei mari de reciclare a scoarţei terestre. Dintre craterele de coliziune cosmică, mai bine conservate sunt: Manicougan (Quebec) cu diametrul de 65 km, vechi de cca 210 mil. ani, cu o morfologie concentrică; Elgîtkin (Ciuhotka) din platoul Anadâr, cu diametrul de 18 km, dar cu rama fragmentată; Talezmane (Algeria) cu un diametru de 1,75 km, adânc de 67 m (situat într-un platou cu strate de calcare) cu rama înaltă de 27 m; Barringer (S.U.A.) situat, de asemenea, pe un platou de calcare, cu diametrul de 1,2 km şi 180 m adâncime, iar rama cu o înălţime între 30 şi 60 m. O asemenea morfologie a fost caracteristică fazei celei mai timpurii din evoluţia Pământului.
b) Vulcanismul constituie cheia istoriei termice a unei planete, dar formarea reliefului vulcanic depinde şi de alţi factori ca: acceleraţia gravitaţională, prezenţa şi densitatea atmosferei, proprietăţile magmei etc. Planetele terestre (Mercur, Venus, Pământ şi Marte) au un vulcanism foarte pronunţat. Efectiv, fundul oceanului planetar al Pământului este “pardosit” cu lave, la fel ariile care se văd întunecate pe Lună. De asemenea, jumătate din suprafaţa lui Marte şi cea mai mare parte a suprafeţei lui Mercur sunt cu relief vulcanic, de tipul scuturilor de lave, cu grosimi până la 500 m şi înălţimi, uneori, de peste 20 km (cazul vulcanului Olympios de pe Marte, cu diametrul de 650 km şi înălţime de 26 km – cel mai înalt munte din Sistemul Solar!). Dar, exceptând Pământul şi Io (satelit al lui Jupiter), vârsta fenomenelor vulcanice este extrem de veche, cel puţin de echivalentul Silurianului. Este vorba de ultima fază de maximă activitate vulcanică în sistemul planetelor terestre care, se pare că, a fost sincronă pentru toate.
c) Tectonismul este un alt proces major ce guvernează morfologia la scară planetară. El a fost identificat şi pe alte planete după cum urmează:
• pe planetele mici, cu scoarţă nesegmentată în plăci, se manifestă primar, prin mişcări verticale, generând falii, grabene, abrupturi tectonice impresoionante, ca de exemplu, abruptul de cca 10 km înălţime de pe Miranda (satelit al lui Saturn), cel mai mare abrupt observat în sistemul solar;
• pe planetele cu scoarţa fragmentată în plăci (caz tipic Venus şi Pământ) sunt prezentate şi mişcările orizontale, conducând la formarea de mari sisteme muntoase tectonice cu înălţimi impresionante.
Vom exemplifica Platoul Laksmi de pe Venus, închis de munţi de peste 10.000 m înălţime, asemănător întrucâtva ca poziţie, cu Podişul Tibet; aria Beta Regia de pe aceeaşi planetă, cu văi lungi de câteva sute de km, largi până la 350 km, adânci de cca 2 km; regiunea Tharsis de pe Marte, o “tumoră tectonică” uriaşă, cu diametrul de peste 6000 km şi înălţimea de 10 - 11 km, în care se asociază reliefuri inedite, de dimensiuni greu de imaginat, în raport cu morfologia scoarţei terestre, cu un peisaj de canioane cu lungime de 3000 - 4000 km şi adâncuri până la 9 km, lăţime până la 250 km, labirinturi, abrupturi şi creste, haosuri de stânci etc, aşa cum este în ţinutul cunoscut sub numele de Văile Marinarilor (cu o lungime de 4 000 km, 200 km lăţime şi peste 7 km adâncime – fiind considerată cea mai mare “crevasă” sau “canion” din Sistemul Solar).
d) Procese de gradare exogenă reprezintă cea de a patra categorie majoră de procese morfogenetice comune pantru planetele terestre. Gradare înseamnă reducerea diferenţelor de relief prin eroziune (înălţimile) şi acumulare (depresiunile). S-a constatat, iar dovezile sunt indubitabile, că şi pe alte planete, dar la alte proporţii, acţionează sau au acţionat apa, vântul, gheaţa, mişcările gravitaţionale (pe versanţi).
• Acţiunea apei a avut un rol episodic dar foarte important în morfogeneza complexului Văilor Marinarilor de pe Marte, în urmă cu 2 - 3 miliarde de ani. Morfologia fluvială este evidentă: sistem de afluenţi ce se îngustează în partea superioară, regiuni deltaice (Chryse), poduri de terase. Prin comparaţie cu debitul de vârf al Amazonului (105 m3/s) şi al celor mai mari inundaţii terestre care au avut loc în Pleistocenul târziu în estul statului Washington (107 m3/s, Spitzer, 1980) rezultă o anumită asemănare ca proporţii, deloc întâmplătoare. De altfel, pe Marte şi în prezent, rezervele de apă juvenilă sunt estimate la 6,65x106 km3 respectiv un strat gros de 46 m ce ar acoperi întreaga planetă.
• Acţiunea vântului se constituie ca un proces morfogenetic pe aproape toate planetele, importanţa lui fiind şi în funcţie de densitatea atmosferei planetelor, a gravitaţiei ş.a. Cercetări temeinice au pus în evidenţă mari arii de modelare eoliană pe Venus, pe Marte, pe alte planete terestre şi sateliţi.
• Acţiunea proceselor gravitaţionale constituie cea de a treia categorie de procese exogene cu mare frecvenţă şi amploare în sistemul planetelor terestre, fiind prezente aproape toate tipurile (alunecări, prăbuşiri, surpări, curgeri de material) şi uneori ele capătă proporţii uriaşe. A devenit, de exemplu, cvasicunoscută pentru specialiştii în planetologie, alunecarea din Prăpastia Ophir (Marte), cu un abrupt (râpă de desprindere) de 4 km înălţime, o lăţime de 25 km, o lungime de 65 km şi un volum total de 9000 km3, respectiv de trei ori mai mult debris decât a erupt vulcanul Sf. Elena (S.U.A.) în 1990. De asemenea, o mare extindere o au colapsurile (prăbuşirile de mari dimensiuni) din cauze combinate: gravitaţionale şi tectonice, aşa cum sunt în complexul Văile Marinarilor (Marte).
• Acţiunea gheţii şi a îngheţ - dezgheţului se exprimă printr-o serie de procese şi morfologii şi pe alte planete, cazul tipic fiind al lui Marte, aflată în regim de modelare glaciară şi periglaciară, cu un permafrost (teren veşnic îngheţat) cu grosimi până la 1000 m la ecuator şi 4000 m la poli, ceea ce ne determină să considerăm Antarctica un analog al planetei Marte, în sensul că temperatura medie este de - 40 oC, cu extreme cuprinse între - 140 oC şi + 27 oC. Aceasta a permis formarea calotelor de gheaţă (un amestec de gheaţă carbonică şi praf), la a căror periferie sunt fenomene termocarstice. Sunt şi procese periglaciare, de exemplu de tipul solurilor poligonale, dar ale căror laturi ajung până la 20 km (Sharp, 1980).


2.2. Morfologia tectonică planetară

2.2.1. Topografia globală. Curba hipsografică a pământului.

Topografic, Pământul nu este omogen. Oceanele cuprind 70,8% din suprafaţa lui (Oceanul Pacific -35,4%, Oceanul Atlantic - 18,4%, Oceanul Indian - 14,5%) iar uscatul 29.2% (fig. 2.3.). Dacă repartiţia înălţimii suprafeţei Pământului deasupra şi dedesubptul nivelului mării se reprezintă ca repartiţie de frecvenţe, atunci este evident că această repartiţie ar fi bimodală. Cele două vârfuri ale histogramei reprezintă blocurile continentale şi bazinele oceanice. Uscatul şi marea sunt în general distribuite la antipod; circa 2/3 din uscat se află în emisfera nordică. Se poate identifica o emisferă oceanică, centrată în apropiere de Noua Zeelandă, unde 89% este ocean şi 11% este uscat şi o emisferă continentală, centrată pe Spania, unde 47% este uscat şi 53% este ocean.
Elemente topografice majore ale Pământului sunt următoarele (fig. 2.4.):
Dorsalele oceanice sunt nişte lanţuri muntoase de mari proporţii, situate de obicei în zonele centrale ale oceanelor. Ele reprezintă o structură majoră a topografiei terestre, totalizând o lungime de circa 80 000 km, cu lăţimi cuprinse între 1000 şi 4000 km şi înălţimi ce pot depăşi 2000 m. Suprafaţa acoperită de către dorsalele oceanice este mult mai mare decât a continentelor socotite împreună. Crestele (sau zonele axiale) sunt tectonic instabile, cu temperaturi înalte, active din punct de vedere seismic şi vulcanic, din această cauză afirmându-se că dorsalele constituie domeniul litosferic cu cea mai intensă activitate geodinamică planetară. Dorsalele sunt de două tipuri: (a) tipul atlantic sau cu rift, având creasta despicată de un şanţ adânc numit rift, cu flancuri abrupte simetrice şi cu lăţime de până la 50 km; (b) tipul pacific (rise), a cărui creastă este fără rift. Dorsalele oceanice sunt intersectate de falii transversale, numite falii de transformare şi care pot deplasa tronsoane cu axa dorsalei pe orizontală la zeci sau sute de kilometri faţă de poziţia primară.
Bazinele oceanice sau câmpiile abisale reprezintă fundul deosebit de plat al oceanelor, situat sub aproximativ 3 000 - 4 000 m sub nivelul mării. Acestea deţin circa 30% din suprafaţa globului şi 41,8% din relieful submers. Netezimea este dată de sedimentele depuse peste neregularităţile crustei magmatice primare.Grosimea sedimentelor creşte dinspre dorsale spre continente (grosimea medie este de 300 m). Câmpiile abisale sunt situate la adâncimi de 3 000 - 6 000 m, au de regulă pante mici şi lăţimi de până la 1 000 km. Din punct de vedere tectonic sunt considerate inactive.
Şelful continental, povârnişul şi piemontul oceanic. Şelful sau platforma continentală mărgineşte continentele acolo unde acestea nu vin în contact direct cu gropile abisale, cum ar fi coastele estice ale Americii de Nord. Şelful se extinde de la aproximativ 20 m la circa 200 m sub nivelul mării (adâncimea medie este de 133 m), acolo unde începe povârnişul sau taluzul continental. Când platforma continentală este foarte prelungă, adâncimea ei poate merge până la 400 m sau 550 m sub nivelul mării. Panta este lină (cu o medie de 0° 07') iar în lăţime poate ajunge până la 1 500 km (în special acolo unde debuşează marile râuri). Lăţimea medie este însă de circa 78 km. Din punct de vedere structural, platformele continentale reprezintă continuarea continentelor sub nivelul oceanului. Suprafaţa acestora are adesea un relief de tip subaerian submers, cu văi, bancuri, insule, forme glaciare etc. Povârnişul sau taluzul continental reprezintă panta care face legătura între şelf şi câmpia abisală. Se întinde de la adâncimi de 200 - 550 m până la 3 000 - 4 000 m sub nivelul mării, având o lăţime medie de 20 km. Înclinarea sa este cuprinsă între de 3 şi 6, rar atinge 20°. Adesea este străbătut de văi de tipul canioanelor, unele dintre ele continuând văi de pe uscat (de exemplu, în faţa Indului, Gangelui etc.). Partea terminală a povârnişului are aspectul unei pante de racord cu o înclinare de 0° 30', lată de 100 - 1 000 km fiind denumită piemontul oceanic. Acesta este format dintr-o serie de conuri şi glacisuri rezultate prin acumularea sedimentelor prin intermediul curenţilor de turbiditate şi a alunecărilor submarine.
Gropile abisale sau fosele sunt forme majore ale reliefului fundului oceanic, cu aspect de groapă sau de şanţ, în general arcuite şi cu un profil transversal în V, care au lăţimi de 30 - 100 km la partea superioară şi de circa 10 km la fund. Fosele pot avea lungimi cuprinse între 300 şi 5 000 km şi adâncimi de 2 500 - 11 000 m (Fosa Cook, în estul Filipinelor - 11 516 m; Fosa Marianelor - 11 022 m; Fosa Tonga, la est de insula Fidji - 10 882 m etc). Înclinarea versanţilor este de 4 - 8 la cele mai puţin adânci şi de 10 - 16 la cele cu adâncimi în jur de 10 000 m. În anumite situaţii versanţii foselor adânci pot să aibă înclinări de 25 - 45°. În mod obişnuit, fosele sunt însoţite de arcuri insulare, de munţi vulcanici tineri. Oceanul Pacific conţine cele mai numeroase şi dezvoltate fose; acestea delimitează cadrul tectonic major al oceanului. Oceanul Atlantic are numai două fose (Puerto Rico şi Sandwich de Sud), iar Oceanul Indian trei (Djawa, în partea de NE, Ob-Diamandina şi Amirante, situate între Madagascar şi arhipelagul Seychelles).

Fig. 2.3. Curba hipsometrică a suprafeţei Pământului (Chorley et al., 1985)

Fig. 2.4. Principalele elemente morfologice ale Pământului (Summerfield, 1997).

Arcurile insulare sunt asociaţii de insule cu dimensiuni foarte variabile (de la mai puţin de 1 km2 până la dimensiunea insulelor Noua Guinee, Luzon sau Hokkaido), dispuse în ghirlande arcuite ce se extind pe mii de kilometri, fiind alcătuite în cea mai mare parte din roci magmatice. Se formează în zonele de subducţie ale plăcilor şi din această cauză sunt paralele cu fosele oceanice. Forma arcuită pare a rezulta din intersecţia, obligatoriu curbată, dintre placa semisferică ce se subduce şi suprafaţa globului. Aceste fâşii de insule sunt seismic active şi prezintă anomalii gravimetrice puternic negative.
Bazinele mărilor marginale sunt situate fie între arcuri insulare şi continente (cum ar fi Marea Japoniei, Marea Ohotsk), fie între arcuri insulare (de exemplu, Marea Filipinelor). Aceste mări au lăţimi cuprinse între 500 - 1000 km şi uneori pot include câmpii abisale, situate la 5 000 m adâncime sub nivelul mării. Unele dintre aceste mări sunt active din punct de vedere tectonic, altele nu.
Munţii cutaţi sunt structuri tectonice formate prin compresiunea (cutarea) şi înălţarea rocilor sedimentare în cadrul geosinclinalelor, acţiuni însoţite de manifestări vulcanice şi metamorfice. Lanţurile de munţi cutaţi au lăţimi de la câteva sute până la câteva mii de km şi lungimi de mii de kilometri. În funcţie de vechimea acestora şi de stadiul de evoluţie munţii cutaţi pot fi împărţiţi în munţi vechi şi munţi tineri. Cei vechi au fost puternic erodaţi, unii au fost recutaţi şi reînălţaţi în faze orogenetice mai noi, alţii au fost doar reînălţaţi, formând munţii-bloc. Munţii cutaţi vechi care au fost regeneraţi sau care au fost înălţaţi în bloc au înălţimi ce variază de la circa 7 000 m (Tianşan), 5 000 m (Altai), până la sub 1000 m (Apalaşii, munţii din Scandinavia şi Scoţia, Munţii Pădurea Neagră, Masivul Bohem, Masivul Central Francez, Munţii Dobrogei, Uralii, Alpii Australieni, munţii din Antarctica). Aceşti munţi sunt, în general, tectonic stabili şi prezintă reduse anomalii gravimetrice. Munţii cutaţi tineri înregistrează cele mai mari altitudini ale uscatului. Din această categorie fac parte Munţii Himalaya, Alpii, Carpaţii, Anzi, Apenini, Dinarici, Pamir, Hinducuş, Elbrus, Verhoiansk etc. În general sunt tectonic instabili şi prezintă anomalii gravimetrice şi magnetice puternice.
Platforme continentale sunt porţiuni extinse ale scoarţei continentale, opuse unităţilor de orogen, care s-au format prin consolidarea şi rigidizarea soclurilor muntoase vechi peneplenizate. Ele sunt tectonic stabile şi prezintă anomalii gravimetrice pozitive (de exemplu, nordul Canadei).

2.3. Structura internă a Pământului

Datele directe de investigare a structurii Pământului se referă la o parte cu totul superficială, care nu depăşeşte câţiva kilometri. De exemplu, forajele cele mai adânci au ajuns "doar" la 10 - 15 km, iar cele mai adânci mine ajung până la 3 000 m (în regiunea diamantiferă Kimberley - Africa de Sud, în arealul zăcământului de fier Minas Gerais - Brazilia). Pentru descifrarea interiorului planetei s-au folosit metode indirecte, între care mai importantă ar fi studiul propagării undelor seismice naturale sau artificiale. Se disting trei categorii de unde seismice: unde longitudinale sau primare (P); unde transversale sau secundare (S); unde superficiale sau longae (L). Undele superficiale provoacă adevărata zguduire resimţită de oameni şi pagubele cele mai mari. Deoarece undele seismice au viteze diferite, mai ales în funcţie de proprietăţile fizico-mecanice ale mediului prin care se propagă, s-a ajuns la reconstituirea structurii profunde terestre. S-a constatat că spre interiorul planetei viteza de propagare a undelor seismice creşte, iar pe de altă parte, la anumite adâncimi această viteză variază brusc. Astfel s-a ajuns la ideea structurării zonale a Pământului şi a prezenţei mai multor suprafeţe de discontinuitate, indicate de variaţia bruscă a undelor seismice. Această aranjare se datorează mişcării de rotaţie şi forţei de gravitaţie care a ordonat materia din interiorul Pământului pe verticală dând naştere unei structuri zonar-concentrice. În etapa actuală, a dezvoltării teoriei expansiunii fundului oceanic şi a tectonicii globale, se consideră că structura geologică a Pământului este formată din litosferă, manta şi nucleu (fig. 2.5.).
(I) LITOSFERA, geosfera solidă externă care interesează cel mai mult din punct de vedere geologic şi geomorfologic, are o grosime variabilă, între 8 şi 80 km (după Le Pichon -1980, litosfera are o grosime finită în jur de 125 km determinată de cauze termice) şi poate fi subdivizată de suprafaţa Mohorovičič (sau Moho) în două: litosfera superioară (crusta sau scoarţa terestră) şi litosfera inferioară, care înglobează o parte din mantaua superioară.
SCOARŢA sau CRUSTA este cuprinsă între suprafaţa reliefului continental, respectiv suprafaţa fundului oceanic, şi discontinuitatea Mohorovičič. Scoarţa are grosimi de 20 - 80 km în regiunile continentale şi de 5 - 15 km în cele oceanice. Cercetările seismice au confirmat existenţa a două tipuri majore de scoarţă - continentală şi oceanică -, separate pentru prima dată de Gutenberg (1924) şi argumentate integrat de Worzel şi Shurbet (1965). Pe parcurs, în cadrul fiecărui tip major de scoarţă, au fost separate mai multe subtipuri bine individualizate, precum şi subtipurile de scoarţă de tranziţie de la scoarţa continentală la cea oceanică.


Fig. 2.5. Structura internă a Pământului

A) SCOARŢA CONTINENTALĂ are grosimi mai reduse (30 - 40 km) în zonele continentale stabile, fără relief important (scuturi şi platforme continentale), pentru ca în regiunile cu catene montane tinere (de exemplu, Himalaya) să ajungă la 60 - 80 km. De sus în jos, în cadrul crustei continentale se pot stabili următoarele subdiviziuni sau pături principale:
• Cuvertura sedimentară, sau învelişul de roci sedimentare, are grosimi care variază de la zero metri lipseşte (scuturile continentale arhaice), la câteva sute sau câteva mii de metri pe platfome, şi până la 10 - 20 km în zonele de orogen tânăr şi mai ales în regiunile de avant-fosă.
• Pătura granitică (numită adesea şi Sial - pentru că predomină silicaţii de aluminiu sau soclul cristalin al continentelor), alcătuită din granite, granodiorite, gnaise, micaşisturi etc., este delimitată spre interior de discontinuitatea Conrad. Această pătură, care deseori iese la zi, are grosimi de 10 - 15 km în cuprinsul platformelor vechi şi al scuturilor (baltic, canadian etc.) şi de peste 30 km în zonele muntoase cutate tinere unde formează veritabile “rădăcini ale munţilor”.
• Pătura bazaltică (denumită uneori şi Sima deoarece predomină silicaţii de magneziu), cuprinsă între discontinuităţile Conrad la partea superioară şi Mohorovičič la partea inferioară, are grosimi de 10 - 20 km, în general mai mici sub structurile platformice şi mai mari sub munţii tineri. Înafară de roci din grupa bazaltului mai apar amfibolite, diorite etc. Aceste roci nu sunt întâlnite la suprafaţă, dar pot să fie, eventual, interceptate în foraje.
• După unii autori, celor trei pături principale li se adugă o a patra cunoscută sub denumirea de pătura gabrou - serpentinitică sau stratul gabroic cu grosimi de 10 - 20 km. În compoziţia acesteia, alături de gabrouri intră serpentinite (roci metamorfice care iau naştere prin tansformarea hidrotermală sau prin metamorfismul regional al rocilor ultrabazice), peridotite (roci ultrabazice, alcătuite mai ales din olivină şi cromit) etc. Formaţiunile respective nu sunt vizibile la suprafaţă şi nici nu au fost atinse în sondaje. Densitatea medie a acestei pături este de 3,3 g/cm3, iar viteza undelor seismice longitudinale (P) este în jur de 7 km/s.
B) SCOARŢA OCEANICĂ are grosimi mai reduse şi se remarcă prin lipsa păturii granitice. Scoarţa oceanică acoperă aproximativ 2/3 din suprafaţa terestră şi participă la formarea elementelor structurale majore ale fundului Oceanului Planetar: dorsalele, fosele, platourile abisale etc. Grosimea scoarţei oceanice variază între 5 - 15 km şi are o densitate medie de 2.9 - 3,0 g/cm3. În general, i se admite următoarea alcătuire:
o pătura sedimentară, formată de obicei din sedimente neconsolidate (în primii metri de la suprafaţă au o porozitate de până la 90%), are o grosime medie în jur de 300 m (după unii autori grosimea medie ar fi de 500 - 600 m). Studiile au arătat că cea mai veche vârstă a acestor sedimente este jurasică. În zonele oceanice tipice această pătură este formată din mâluri actuale, sedimente semiconsolidate şi roci consolidate. Sedimentele lipsesc în lungul dorsalelor oceanice, grosimea acestora crescând spre fose unde se estimează că depăşeşte, uneori, 5 000 m. În unele mări interioare (de exemplu, Marea Neagră) sedimentele au grosimi de 10 - 15 km.
o pătura bazaltică, care are o grosime medie de 5 - 6 km, este alcătuită în cea mai mare parte din curgeri de lave bazaltice cu o densitate cuprinsă între 2,5 - 3,0 g/cm3.
La fel ca şi în cazul scoarţei de tip continental unii autori menţionează existenţa sub stratul bazaltic a păturii serpentinitice, cu o grosime medie de circa 5 km şi o densitate de peste 3,0 g/cm3.
(II) MANTAUA este delimitată la exterior de discontinuitatea Moho, iar spre interior de discontinuitatea Gutenberg, situată la 2 900 km adâncime. Mantaua este învelişul care deţine cel mai mare volum (circa 82%) şi masă (circa 69%) din globul terestru. Din punct de vedere structural mantaua este subdivizată în trei învelişuri: mantaua superioară, mantaua de tranziţie şi mantaua inferioară.
o mantaua superioară este cuprinsă între discontinuitatea Moho şi o altă suprafaţă seismică aflată la adâncimea medie de 400 km. Partea din mantaua superioară cuprinsă între discontinuitatea Moho şi adâncimea de 100 - 125 km este înglobată litosferei (fig. 2.8.). Între aceste limite litosfera este constituită din roci bazice şi ultrabazice. Sub litosferă se înregistrează o descreştere a vitezelor undelor seismice, tendinţă care se menţine până la adâncimea medie de 400 km, drept pentru care acest înveliş a fost denumit "stratul cu viteză redusă" sau astenosferă. Comportamentul fizic al materialului din astenosferă, şi anume acela care duce la o scădere a vitezelor de propagare a undelor seismice, sugerează ideea că materialul astenosferic se manifestă ca o masă vâscoasă cu consecinţe dintre cele mai importante pentru "viaţa" planetei. Deşi litosfera reprezintă doar 1,5%, iar astenosfera circa 4,5% din lungimea razei terestre, ambele domenii sunt sediul celor mai ample procese cauzate de circuitul materiei terestre. Curenţii de convecţie care îşi au sediul în astenosferă produc, prin deplasarea de mase, forţe mecanice uriaşe care se răsfrâng asupra litosferei. În concluzie, litosfera şi astenosfera concentrează toate sursele mişcărilor cinematice şi dinamice necesare proceselor geodinamice şi constituie suportul material al conceptelor de "expansiunea fundului oceanic" şi al "tectonicii plăcilor".
o mantaua de tranziţie se află între suprafeţele seismice situate la adâncimi medii de 400 km şi 1 000 km. În acest înveliş au loc schimbări majore de faze chimice şi mineralogice ale materiei. După unii cercetători, starea materiei ar fi amorfă, probabil cu o vâscozitate mare.
o mantaua inferioară se află situată între suprafaţa seismică de la adâncimea medie de 1 000 km şi discontinuitatea Gutenberg, situată la o adâncime de aproximativ 2 900 km. Din analiza valorilor vitezelor undelor seismice, respectiv a densităţii, rezultă că materia din mantaua inferioară are o compoziţie chimică uniformă, bogată în fier şi magneziu, probabil solidă.
III) NUCLEUL este situat sub discontinuitatea Gutenberg deţinând 16% din volumul total al planetei şi 31% din masa ei. Din punct de vedere structural nucleul este subdivizat în trei învelişuri:
• nucleul exterior, situat între suprafeţele seismice de la adâncimile medii de 2 900 km şi 4 980 km, are un comportament fizic de fluid relativ omogen.
• nucleul de tranziţie este relativ subţire, de circa 140 km şi se află între suprafeţe seismice relativ bine marcate de salturi bruşte ale vitezelor undelor seismice (situate la 4 980 km, respectiv, 5 120 km). Materia din acest înveliş prezintă o stare de tranziţie de la cea fluidă din nucleul exterior şi cea solidă din nucleul interior.
• nucleul interior în care materia se comportă, din punct de vedere fizic, ca o substanţă solidă, are o rază de aproximativ 1 200 km (de la 5 120 km până la 6 370 km). Majoritatea cercetătorilor admit, ajutaţi şi de compoziţia chimică a rocilor meteoritelor, că materia nucleului este un amestec în care predomină fierul şi nichelul.