2.3. Tectonica plăcilor#
Intuiție
Coaja unui ou fiert, crăpată: bucățile rămân rigide, dar se pot mișca una față de alta pe albușul moale de dedesubt. Plăcile litosferice sunt bucățile de coajă. Aproape tot ce este „eveniment” în geologie, cutremure, vulcani, munți, se întâmplă la marginile lor.
2.3.1. De la deriva continentelor la tectonica plăcilor#
Ideea că continentele s-au deplasat de-a lungul timpului geologic a fost formulată coerent de meteorologul german Alfred Wegener, în 1912, și dezvoltată în lucrarea Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (Wegener, 1915). Ipoteza derivei continentelor se sprijinea pe câteva categorii de argumente: potrivirea remarcabilă a conturului țărmurilor Americii de Sud și Africii; continuitatea unor structuri geologice și a unor formațiuni de aceeași vârstă de o parte și de alta a Atlanticului; răspândirea unor fosile de plante și reptile terestre (Glossopteris, Mesosaurus) pe continente astăzi separate de oceane; urmele glaciației permo-carbonifere în India, Africa de Sud, America de Sud și Australia, inexplicabile în poziția actuală a continentelor. Wegener a reconstituit un supercontinent unic, Pangeea, fragmentat începând din Mezozoic. Ipoteza a fost respinsă de majoritatea geofizicienilor vremii deoarece mecanismul propus (forțe de maree și centrifuge) era fizic nesustenabil.
Reabilitarea a venit după 1950, din oceane. Cartarea fundului oceanic a dezvăluit sistemul global al dorsalelor medio-oceanice – lanțuri muntoase submarine de peste 60 000 km lungime, cu o vale de rift axială și cu seismicitate și flux termic ridicate – și al foselor adânci de la marginea Pacificului. Harry Hess a propus ipoteza expansiunii fundului oceanic (sea-floor spreading): scoarța oceanică se formează continuu la dorsale, prin ascensiunea și consolidarea magmei bazaltice, se îndepărtează simetric de acestea și se consumă în fose, prin coborârea în manta (Hess, 1962). Confirmarea a adus-o paleomagnetismul: Vine și Matthews au arătat că anomaliile magnetice ale fundului oceanic formează benzi paralele cu dorsala, simetrice față de ea, care înregistrează inversiunile succesive ale câmpului magnetic terestru pe măsura formării scoarței noi – o adevărată „bandă magnetică” a expansiunii (Vine și Matthews, 1963). Datarea acestor benzi a permis calculul vitezelor de expansiune (1–10 cm/an) și a arătat că fundul oceanic nu este nicăieri mai vechi de circa 180–200 de milioane de ani. Adăugarea conceptului de falie transformantă (Wilson, 1965), a distribuției globale a cutremurelor și a cinematicii mișcărilor pe sferă (McKenzie, Morgan, Le Pichon, 1967–1968) a condus, în numai câțiva ani, la sinteza numită tectonica plăcilor (plate tectonics) (Fowler, 2005, Grotzinger și Jordan, 2014).
2.3.2. Plăcile litosferice și limitele lor#
Teoria afirmă că litosfera este fragmentată într-un număr de plăci rigide – șapte mari (Pacifică, Nord-Americană, Sud-Americană, Africană, Eurasiatică, Indo-Australiană, Antarctică) și numeroase plăci mai mici (Nazca, Cocos, Caraibe, Filipineză, Arabă, Juan de Fuca, Scotia etc.) – care se deplasează unele față de altele pe astenosferă, cu viteze de ordinul a 1–10 cm/an, comparabile cu viteza de creștere a unghiilor (o hartă a plăcilor este dată în Figura 7.3). Interiorul plăcilor este relativ stabil; deformarea, seismicitatea și vulcanismul se concentrează la limitele lor, astfel încât harta epicentrelor cutremurelor (Figura 7.2) trasează cu fidelitate conturul plăcilor. Plăcile pot purta atât litosferă oceanică, cât și continentală (placa Africană, de exemplu); limita dintre continent și ocean nu este, în general, o limită de placă. După mișcarea relativă, limitele de plăci sunt de trei tipuri (Figura 2.3):
Limite divergente (constructive), la care plăcile se depărtează și se formează litosferă nouă. În domeniul oceanic sunt dorsalele medio-oceanice (dorsala medio-atlantică, dorsala est-pacifică); în domeniul continental, procesul începe printr-un rift – o depresiune alungită, mărginită de falii normale, cu vulcanism bazaltic și cutremure crustale de magnitudine moderată (riftul est-african, riftul Rinului) – care, dacă extensia continuă, evoluează într-un ocean tânăr (Marea Roșie).
Limite convergente (distructive), la care plăcile se apropie și litosfera se consumă. Când cel puțin una dintre plăci este oceanică, aceasta, mai densă, coboară sub cealaltă într-o zonă de subducție, marcată la suprafață de o fosă adâncă; placa în coborâre este sediul unui plan înclinat de hipocentre (zona Benioff) care ajunge până la circa 700 km adâncime, iar deshidratarea ei declanșează topiri în mantaua de deasupra și formarea unui arc vulcanic (arcuri insulare – Japonia, Marianele; arcuri continentale – Anzii). În aceste zone se produc cele mai puternice cutremure (Chile 1960, Sumatra 2004, Japonia 2011). Când ambele plăci sunt continentale, subducția se blochează, deoarece litosfera continentală este prea ușoară pentru a coborî în manta, și are loc o coliziune cu îngroșarea scoarței, formarea pânzelor de șariaj și ridicarea lanțurilor muntoase (Himalaya, Alpii, Carpații).
Limite transformante (conservative), la care plăcile alunecă lateral una față de alta, fără a crea sau a consuma litosferă, de-a lungul unor falii de decroșare. Cele mai multe leagă segmente decalate ale dorsalelor; unele traversează continentele și sunt surse de cutremure crustale distrugătoare (falia San Andreas în California, falia Nord-Anatoliană în Turcia).
Figura 2.3 Cele trei tipuri de limite de plăci și fenomenele asociate: (a) limită divergentă – dorsală medio-oceanică cu rift axial și formare de scoarță oceanică nouă; (b) limită convergentă – subducția unei plăci oceanice sub o placă continentală, cu fosă, zonă Benioff de hipocentre și arc vulcanic; (c) limită transformantă (vedere în plan) – falie de decroșare care leagă două segmente de dorsală.#
2.3.3. Motorul plăcilor#
Sursa de energie a mișcării plăcilor este căldura internă a Pământului, evacuată prin convecția mantalei. Forțele care acționează efectiv asupra plăcilor sunt însă de mai multe feluri și importanța lor relativă a fost mult discutată (Forsyth și Uyeda, 1975, Turcotte și Schubert, 2014). Tragerea plăcii în subducție (slab pull) – greutatea porțiunii de litosferă oceanică reci și dense care coboară în astenosferă – este considerată forța dominantă: plăcile cu margini lungi în subducție (Pacifică, Nazca) sunt cele mai rapide. Împingerea de la dorsală (ridge push) rezultă din poziția topografic ridicată a dorsalelor și din alunecarea gravitațională a litosferei care se răcește și se îngroașă pe măsură ce se îndepărtează de axă. Frecarea vâscoasă la baza plăcilor (basal drag) poate, după caz, să antreneze sau să frâneze mișcarea. Peste această cinematică se suprapun punctele fierbinți (hot spots), coloane ascendente de material fierbinte din mantaua adâncă, relativ fixe față de plăcile care trec pe deasupra lor (Hawaii).
2.3.4. Consecințe geologice#
Tectonica plăcilor oferă un cadru unitar pentru fenomenele geologice majore. Seismicitatea globală se concentrează pe limitele plăcilor – centura circum-pacifică și centura alpino-himalaiană eliberează împreună cea mai mare parte a energiei seismice (Secțiunea 7.2.2). Vulcanismul bazaltic caracterizează dorsalele și punctele fierbinți, iar cel andezitic-exploziv, arcurile de subducție. Orogeneza – formarea lanțurilor muntoase – este rezultatul convergenței: îngroșarea scoarței, cutarea și șariajul sedimentelor bazinelor închise, metamorfismul regional și magmatismul granitic (Capitolul 4). Formarea și evoluția bazinelor de sedimentare (rifturi, margini pasive, avanfose) determină distribuția și grosimea depozitelor sedimentare. Ciclul de deschidere și închidere a unui ocean – rift, ocean, subducție, coliziune și orogen – este cunoscut sub numele de ciclul Wilson (Grotzinger și Jordan, 2014).
2.3.5. Poziția României în cadrul tectonicii plăcilor#
Teritoriul României aparține centurii alpino-himalaiene, mai exact segmentului carpatic al acesteia, și reprezintă o zonă de contact între mai multe unități litosferice (Figura 7.5). Vorlandul (avantara) carpatic este format din unități de platformă stabile, cu soclu precambrian sau paleozoic și cuvertură sedimentară slab deformată: Platforma Est-Europeană (Moldovenească), cea mai veche și mai rigidă, la nord-est; Platforma Scitică și Depresiunea Predobrogeană între Prut și Dobrogea de Nord; Platforma Moesică la sud de Carpați, între Dunăre și Carpații Meridionali, pe care se așază Câmpia Română; și orogenul vechi (hercinic–chimeric) al Dobrogei de Nord (Mutihac et al., 2004, Săndulescu, 1984).
Orogenul carpatic s-a format în orogeneza alpină (Cretacic–Neogen) prin închiderea unor ramuri ale oceanului Tethys și prin coliziunea, cu vorlandul european, a unor microplăci (blocuri continentale) intra-alpine: blocul Tisza, care formează Munții Apuseni, și blocul Dacia, care formează Carpații Orientali cristalino-mezozoici și Carpații Meridionali; reconstituirile geodinamice recente reunesc aceste blocuri în microplaca Tisza–Dacia, deplasată și rotită spre est în interiorul arcului carpatic în Neogen, sub efectul retragerii unei zone de subducție (Csontos și Vörös, 2004, Săndulescu, 1984). Structura rezultată este, dinspre exterior spre interior: avanfosa carpatică (bazin de sedimentare molasică neogen, cu grosimi de mii de metri de depozite), unitățile de fliș ale Carpaților Orientali (pânzele moldavide), unitățile cristalino-mezozoice (dacide), iar în interiorul arcului Bazinul Transilvaniei și lanțul vulcanic neogen Oaș–Gutâi–Călimani–Harghita, unul dintre cele mai lungi lanțuri vulcanice din Europa, legat de subducția neogenă. Cadrul tectonic al României și consecințele sale seismice sunt detaliate în Secțiunea 7.2.3.
Cea mai importantă consecință inginerească a acestei poziții este zona seismogenă Vrancea, de la curbura Carpaților Orientali, unde un fragment de litosferă veche, rece și densă – interpretat ca rest al plăcii oceanice subduse sau ca litosferă continentală delaminată – coboară aproape vertical în manta și generează cutremure de adâncime intermediară (60–200 km), cu magnitudini ce pot depăși 7 (Ismail-Zadeh et al., 2012, Knapp et al., 2005). Este un caz aproape unic în Europa – o sursă de cutremure puternice de adâncime intermediară situată în interiorul continentului, departe de zonele de subducție active din Mediterana – și determină hazardul seismic ridicat al Moldovei, Munteniei și Bucureștiului (Secțiunea 7.2.4).
Tectonica plăcilor și proiectarea construcțiilor
Poziția amplasamentului în cadrul tectonic determină trei elemente de bază ale proiectării. (1) Acțiunea seismică: hazardul seismic din codul P 100-1, exprimat prin accelerația de proiectare \(a_g\) și perioada de control \(T_C\) (Secțiunea 7.6.2), este consecința directă a subducției relicte de sub Vrancea și a faliilor crustale active din Banat, Dobrogea sau Făgăraș. (2) Natura terenului de fundare: în unitățile de platformă (Câmpia Română pe Platforma Moesică, Podișul Moldovei pe Platforma Est-Europeană) fundațiile întâlnesc cuverturi groase de depozite sedimentare slab consolidate, orizontale, cu ape subterane la mică adâncime; în orogen, roci cutate, faliate și metamorfozate, cu proprietăți puternic anizotrope. (3) Mișcările actuale: ridicarea lentă a Carpaților și subsidența avanfosei și a Câmpiei Române (de ordinul milimetrilor pe an) influențează stabilitatea versanților și regimul râurilor.