1

Universitatea “ Alexandru Ioan Cuza “ din Iași

Facultatea de Geografie și Geologie

Secția – Inginerie geologică

O biografie a Pământului -de la Big Bang până în prezent-

Profesor îndrumător

prep. univ. drd. Iuliana Buliga

Ștefan Codrin Vatră

Anul II

Iași, 2010

2

Cuprins

1. Introducere ………………………………………………….……3

1.1 Pământul și locul său în Univers……………………….…3

1.2 Un tur prin sistemul nostru solar...........................3

2. Geneza................................................................4

2.1 Big Bang................................................................4

2.2 Marea răcire.........................................................4

2.3 Gaia......................................................................6

2.4 Curs de anatomie..................................................7

2.4.1 Scoarța terestră......................................................7

2.4.2 Mantaua................................................................9

2.4.3 Nucleul Pământului................................................9

3. 4,5 miliarde de ani de evoluție...........................10

3.1 Deriva continentelor și tectonica globală............10

3.2 Paleoclimatul și deriva........................................11

3.3 Paleomagnetismul și deplasarea polilor..............12

3.4 Pulsațiile Terrei...................................................13

3.4.1 Vulcanii................................................................13

3.4.2 Cutremurele de pământ.......................................15

3.4.3 Zona de rift și pământul nou................................18

3.5 Eroziunea și transformarea.................................20

3.5.1 Dezagregarea.......................................................20

3.5.2 Alterarea..............................................................23

3.5.3 Produsele alterării: scoarța de alterare și

solurile………………………………………………………………25

4. Concluzii………………………………………………………….26

5. Bibliografie………………………………………………………26

3

1. Introducere

1.1. Pământul și locul său în Univers

Pământul este a treia planetă de la Soare, fiind

totodată și căminul nostru. Este singura planetă

din Sistemul Solar care a permis, accidental sau

nu, dezvoltarea și perpetuarea vieții cu ajutorul

unor factori ce țin de o organizare macroscopică

perfectă a materiei și a energiei din Univers.

Modul în care am ajuns noi, ca și specie, să

existăm este în strânsă legătură cu evoluția

Pământului și a Sistemului Solar.

Pământul, ca orice parte materială a

Universului, își are istoria lui, în multe privințe

comună cu a altor planete, în altele, dimpotrivă, cu trăsături proprii.

1.2. Un tur prin sistemul nostru solar

Terra face parte din

Sistemul Solar, care, la

rândul său, este o parte a

componentă a galaxiei

noastre, numită Calea

Lactee. Soarele este sursa

de energie, în jurul căruia

graviteaza toate obiectele

cerești (planete, asteroizi,

comete, nori de meteoriți

și praf cosmic),

reprezentând în același

timp și peste 90 la sută din masa totală a întregului Sistem Solar. Aria de influență a Soarelui

se numește heliosferă și se întinde până la centura Kuiper care se afla la 102 Au. De aici

începe heliopauza, momentul în care vântul solar își încetinește ritmul și intra în contact cu

spațiul intergalactic. Cele 8 planete ce alcătuiesc sistemul solar sunt Mercur, Venus, Pământ,

Marte, Jupiter, Saturn, Uranus și Neptun. Pluto a fost considerată ca fiind planetă până în

anul 2006, când a fost adoptată o definiție generală ce-i reglementa statutul în sistemul

solar. Între Marte și Jupiter se găsește o centură de asteroizi, ce găzduiește marea majoritate

din obiectele cerești aflate în proximitatea Pământului. Alte regiuni de menționat sunt

zonele Trans Neptuniene și norul Oort, ce alcătuiesc partea terminală a Sistemului Solar.

4

2. Geneza

2.1. Big Bang

Teoria acceptată de comunitatea științifică cu privire la modul de formare a Universului este

cea a Big Bang-ului, conform căreia în urmă cu 13.7 miliarde de ani Universul a luat naștere

dintr-un punct cunoscut ca o singularitate. Definiția generală pentru acest punct ar fi o zonă

restrânsă în care materia este infinit de densă, infinit de fierbinte și în care normele fizice

obișnuite nu se aplică. Singularitatea este punctul care a permis expansiunea bruscă și rapidă

a materiei în spațiu, astfel dând naștere la Universul nostru. Primele momente conturează

un mediu foarte fierbinte, chimismul fiind variat și instabil, dar o dată cu răcirea treptată și-

au făcut apariția și primele elemente cunoscute ca Hidrogenul și Heliul.

Există numeroase dovezi ce susțin această teorie. Edwin Hubble a descoperit, în 1929, că

galaxiile se depărtează de noi la viteze proporționale cu distanța lor, iar in 1965, Amo Penzias

și Robert Wilson, doi radioastronomi, au căutat dovezi ale căldurii primordiale ale Big Bang-

ului într-o zonă a Universului observabil. Cei doi au descoperit “radiația cosmică de fond”, cu

o temperatură de 2,725 de K la o frecvență de 160,4 Ghz pe o lungime de undă 1,9 mm fiind

încadrată în domeniul microundelor.

2.2. Marea răcire

Făcând o retrospectivă istorică asupra ipotezelor care au căutat să explice geneza și să

aprecieze vârsta Pâmântului, ne dăm seama că acestea au fost și rămân unele dintre cele

mai pasionate

“necunoscute“ pe care

omul a căutat să le

dezlege. Lăsând la o

parte opiniile naive

sau superstițioase,

amintim pe filosoful și

matematicianul G.W.

Leibnitz (1646–1716)

care a presupus că

Pământul a trecut de

la o fază inițială

incandescentă la una

de răcire treptată. La rândul său, marele naturalist francez G. Buffon (1707-1788), în lucrarea

sa “ Teoria Pământului “ (1749), a formulat ipoteza originii materiale a Pământului.

5

Au urmat apoi numeroase ipoteze cosmogonice, care au încercat să explice formarea

sistemului planetar, inclusiv a Pământului, pornindu-se de la observații astronomice și

interpretări indirecte, teoretice.

Profesorul H. Alfven, de la institutul

de Tehnologie din Stockholm, s-a

preocupat în anii 50 de explicarea

genezei Sistemului Solar prin

studierea și interpretarea datelor din

cercetările multidisciplinare ca

geologia, astronomia și fizica.

Informațiile pe care le avem arată că

Spațiul, odată considerat vid, este

format defapt din plasmă de densități

scăzute, dar nu neglijabile, și ca este

străbătut de o rețea complexă de

curenți electrici și de câmpuri magnetice, prezentând discontinuități puternice. Astfel,

mediul extern este defapt unul heterogen, discontinuu, plin de fenomene tranzitorii,

adeseori variind chiar la scara unor intervale scurte de timp. Profesorul Alfven vizează,

înainte de toate, fizica plasmei, dată fiind proporția în care se află, pentru formarea

universului, Soarele și planetele putând să fi fost la origine dispersate în această formă.

După Alfven, într-o primă etapă, planetele s-au format prin condensarea unui nor de plasmă.

Nu se știe dacă din același nor a luat naștere și Soarele, sau dacă Soarele, deja format, a

atras norul de plasmă din care ulterior s-au

format planetele. Mecanismul condensării a

funcționat în mod diferit în cadrul planetelor de

tip terestru și al celor gigantice. Interacțiunea

dintre particulele de materie deja condensată și

plasmă s-a desfășurat într-un mediu foarte puțin

dens și la o temperatură relativ ridicată.

Coliziunea a avut loc între particule în mișcare, cu

viteze ridicate (≥5km/s), într-un câmp magnetic cu

proprietăți focalizante (deci de condensare și nu

dispersie). Așadar, particulele au urmat orbite

apropiate unele de altele, formând în spațiu

“curenți de particule“. Un astfel de curent are

tendința să capteze, prin coliziune, noi particule.

În cadrul miliardelor de particule, stabilizate în

curenții de particule, se poate presupune că una

din ele, numită de Alfven embrion, este de talie

6

superioară celorlalte. Prin captare, acest embrion își va spori masa mai repede, ajungându-se

ca, prin efecte gravitaționale, creșterea embrionului să devină rapidă. Evoluția mai departe

determină condensarea materiei spre embrion și formarea protoplanetei.

Deasemenea, este de remarcat și momentul cinetic primordial pe care l-ar fi avut Sistemul

Solar. Observațiile astronomice arată că numeroase stele mai tinere decât Soarele se rotesc

în jurul axei lor mult mai repede decât el. Prin urmare, și Soarele nostru a avut un moment

cinetic mare datorat norului de plasmă, dar cu timpul, acesta și-a încetinit mișcarea orbitală.

2.3. Gaia

În explicarea formării planetelor, niciuna dintre ipotezele emise până acum nu a putut

aduce o explicație care să fie unanim acceptată. Ipotezele au formulat unele presupuneri sau

au generat alte ipoteze. Se admite că numai în planetele cu o masă protoplanetară mai

dezvoltată cantitativ apar procese chimice și fizice care marchează momentul când începe

viața proprie a planetei, când, prin activitatea ei interioară, începe diferențierea materiei și

transformarea potențialului chimic de origine cosmică în materie și energii proprii planetei.

Primele procese în cadrul hidrurilor metalelor și a peroxizilor, substanțe existente într-o

anumită fază a materiei protoplanetare, sunt de oxido-reducere, după reacția:

MeH2+MeO2 -> Me + MeO + H2O + energie

în care apare un metal, apar oxizii ai metalelor și o substanță nouă, apa, primul produs

mineral al Pământului, format în interior și nu în exteriorul planetei. Odată formată, apa

intră în reacție cu alte substanțe primare, ca: nitruri, carburi, fosfuri, ș.a., punându-se în

libertate substanțe gazoase (metan, bioxid de carbon, hidrogen, amoniac) și oxizi ai unor

metale:

MeC + 2H2O -> MeO2 + CH4

MeC + 3H2O –> MeO + CO2 + 3H2

2MeN + 3H2O –>Me2O3 + 2NH3

Intensitatea proceselor duce la diferențieri care, cu timpul, vor separa unele zone cu produși

proprii ai Pământului și zone cu substanță primară de origine cosmică. O astfel de zonare ar

putea schița și zonalitatea cadrului mai larg al Pământului; nucleul cu un conținut metalic, în

care metalele pot rezulta din reacții chimice proprii; mantaua cu un bogat conținut de

materie protoplanetară, de carburi, hidruri, nitruri, fosfuri, gaze și praf cosmic; scoarța, cu

compușii ei mai complecși, acoperită de hidrosferă și atmosferă, învelișuri rezultate din

activitatea proprie a Pământului.

7

Din substanța inițială este accesibilă cercetătorilor numai o anumită fracțiune, reprezentată

prin oxizi unor elemente precum: Si, Al, Mg, restul fiind, în prezent, concentrate în mantaua

inferioară între 1000 – 2900 km.

Dezvoltarea istorică a planetei poate fi diferențiată în trei mari stadii sau etape:

a. Etapa de formare a componenților chimici care definesc planeta calitativ și cantitativ;

b. Etapa individualizării Pământului ca un corp cosmic angrenat într-un sistem energetic

și cinetic propriu, dar în relație cu alte corpuri din Cosmos;

c. Formarea învelișurilor sau geosferelor care îi definesc structura și interrelațiile;

După formarea planetei, pe suprafața ei a continuat să cadă, în continuu, o substanță

meteorică și meteoritică, care în decursul celor 4,5 miliarde de ani ai Pământului ar fi putut

constitui un strat gros de câțiva kilometri. Materia cosmică s-a amestecat cu cea telurică prin

aportul de produși magmatici ajunși la suprafața și mai ales printr-o remobilizare chimică și

ulterior biologică, după individualizarea învelișurilor exterioare ale planetei. Atmosfera,

hidrosfera și biosfera, prin efectul lor dinamic de dislocare, transport și redepunere au dat o

alta dispersare materiei cosmice ajunsă pe Pământ, iar transformările chimice ulterioare au

schimbat complet conținutul chimic, omogenizând părțile solide de suprafață. S-a produs și

se produce un proces de asimilare telurică a materiei cosmice ajunse pe Pământ.

2.4. Curs de anatomie

Răcirea treptată precum și configurarea structurală a planetei au dus la separarea mai

multor strate în interiorul acesteia. Elementele mai grele s-au scufundat spre interiorul

Terrei, cele mai ușoare s-au ridicat la suprafață, iar la exterior a apărut crusta. Prin urmare,

studiile seismice, precum și calculul câmpului gravitațional, ne permit să sistematizăm

structura Pământului ca a unei planete alcătuită din mai multe pături concentrice, cu o

succesiune bine determinată, care revine la patru unități fundamentale: scoarța (crusta),

mantaua, nucleul extern și nucleul intern.

2.4.1. Scoarța terestră

Aceasta are grosimi variabile: 20 – 80 km în regiunile continentale și 5-15 km în cele

oceanice. Limita inferioară a scoarței este marcată de discontinuitatea Mohorovičid (Moho),

iar cea superioară de atmosferă, respectiv hidrosferă. Se deosebește o scoarță continentală

cât și una oceanică, existând diferențe atat din punct de vedere al grosimii, cât și al structurii,

reflectată de viteza de propagare a undelor seismice.

8

a. Scoarța continentală are grosimi mai reduse (30-40 km) în zonele continentale

stabile, fără relief important (arii continentale), pentru ca în regiunile muntoase să

ajungă la 60-80 de km. Se pot stabili următoarele formațiuni de roci:

- Formațiuni sedimentare, care reprezintă învelișul de roci sedimentare, ce are o

grosimi variabile. Ele pot lipsi sau pot căpăta o grosime de ordinul câtorva mii de

metri (în unele bazine sedimentare). Densitatea medie = 2,5 g/cm2, iar viteza

undelor seismice este cuprinsă între 2-5 km/s.

- Formațiuni granit-gnaisice, cu grosimi de 10-15 km. Alături de granite se

întalnesc multe roci cristaline (gnaise, micașisturi etc.). Densitatea medie = 2,7-

2,8 g/cm2, iar viteza undelor seismice este de 5,9-6,3 km/s.

- Formațiuni bazalt – amfibolitice, cu grosimi de 10-20 km. Alături de roci de

compoziția bazaltului se găsesc amfibolite, diorite etc. D.m. = 2,8-2,9 g/cm2, iar

viteza undelor seismice = 6,5-7,6 km/s.

- Formațiuni gabrou serpentinice, cu grosimi de 10-20 de km. În compoziția lor,

alături de gabrouri intră serpentinite, peridotite, eclogite etc. D.m. = 3,3 g/cm2, iar

viteza medie = 7,9-8,4 km/s.

Reținem așadar, că limita inferioară a scoarței terestre este marcată de discontinuitatea

majoră Moho, situată la o adâncime variabilă, dar în medie la 33 km în spațiul continental și

la 5 km în spațiul oceanic. La circa 20 km adâncime, geofizicienii au evidențiat o

discontinuitate de mai mică amploare, numită discontinuitatea Conrad.

b. Scoarța oceanică are grosimi mai reduse și se remarcă prin lipsa formațiunilor granit-

gnaisice. În general, i se admite următoarea alcătuire:

- Formațiuni sedimentare, formate de obicei din sedimente neconsolidate și cu

grosimia medie de circa 300 m. În zonele oceanice tipice, acest pachet este

format din mâlurile actuale, sedimente semiconsolidate și roci consolidate.

D.m.=2,3 g/cm2, iar viteza undelor seismice este redusă (în medie 2 km/s). În zona

rifturilor oceanice, aceste sedimente lipsesc, iar în unele mări interioare ajung și

la 10 km grosime.

- Formațiuni bazaltice, cu grosime medie de 6,5 km. Sunt alcătuite în

predominanță din curgeri de lave bazaltice. D.m. = 2,5 – 2,8 g/cm2, iar viteza

medie a undelor seismice este de 5,7 -6,7 km/s.

- Formațiuni serpentinitice, cu grosimea medie de circa 6 km. Au o compozitie

relativ uniformă. D.m.=3 g/cm2, iar viteza medie a undelor seismice este de 5 -

6,7km/s.

9

2.4.2. Mantaua

A doua geosferă, înspre interiorul Pământului, a fost numita manta și este delimitată în

exterior de discontinuitatea Moho, iar spre interior de discontinuitatea Guteberg (situată la

2900 km adâncime ).

Compoziția mantalei este apreciată ca fiind peridiolitică. D.m. = 3,3-6,7 g/cm2, iar vitezele

undelor seismice variază între 8-13 km/s.

Pentru explicarea multor fenomene geologice, specialiștii sunt interesați în cunoașterea

părții superficiale a mantalei, groasă de câțiva zeci de kilometri. Starea ei de agregare este

considerată ca fiind solidă.

Scoarța terestră și partea

superficială a mantalei

poartă numele de litosferă.

Sub litosferă, până la 600-

800 km, se dezvoltă așa

numita astenosferă, unde

materia se află într-o stare

vâscoasă. Este susceptibilă

să se deformeze mult mai

ușor și este considerată a fi

sediul unor mișcări

importante de materie.

Partea superficială a

mantalei și astenosfera

alcătuiesc mantaua externă.

Sub astenosferă se găsește mantaua internă.

2.4.3. Nucleul Pământului.

a. Nucleul exterior fluid, care se dezvoltă între 2900 km ( d. Gutenberg ) și 5 000 km

adâncime ( d. Lehmann). Are un comportament fizic de fluid relativ omogen, D.m.=9-

11 g/cm2, viteza undelor seismice de 8-11 km/s.

b. Zona de tranziție, dezvoltată pe aproape 200 de km, are proprietăți intermediare

între nucleul exterior și cel interior.

c. Nucleul interior, aflat în stare solidă, ocupă zona centrală a globului terestru.

Densitatea sa ajunge la 12-18 g/cm2, iar viteza de propagare a undelor seismice este

de peste 11 km/s. Oamenii de știință admit că nucleul este foarte bogat în Fe și Ni.

10

3. 4,5 miliarde de ani de evoluție

3.1. Deriva continentelor și tectonica globală

Problema centrală care se pune în fața cunoașterii geologiei de ansamblu a Terrei este dacă

continentele au ocupat dintodeauna același amplasament ca și astăzi, ori, dimpotrivă, ele și-

au schimbat locul într-un timp mai scurt sau mai indelungat, raportat la scara milioanelor de

ani a timpurilor geologice.

Ipoteza potrivit căreia continetele ”s-au mișcat” sunt destul de vechi, fiind emise, deja, într-o

manieră mai mult sau mai puțin confuză, de diferiți autori chiar înainte de începutul

secolului al XX-lea. Dar, incontestabil, de numele lui A. Wegener se leagă fundamentarea

ipotezei privind deriva sau translația maselor

continentale. Această ipoteză, formulată în 1912 și

publicată într-un volum apărut în 1915, avea să se

impună lumii științifice

ca o veritabilă

doctrină în tectonica

globului terestru. Ipoteza amintită, așa

dupa cum a formulat-o Wegener,

constă în

următoarele:

continetele au astăzi

un loc diferit față de

cel pe care l-au ocupat în trecutul geologic; ele s-

au deplasat (au

alunecat) la suprafața

Terrei, împingând în

fața lor o oarecare

cantitate de materie

sub forma de

încrețituri din care au

luat naștere lanțurile muntoase. Examinand amplasamentul actual al continentelor, în

particular coastele Oceanului Atlantic, Wegener a remarcat mai ales corespondența dintre

țărmurile estice ale Americii de Sud și cele vestice ale Africii, putându-se imbina prin

apropiere, ca și când ar fi făcut parte dintr-un continent unitar. Pornind de la această primă

11

observație, Wegener a imaginat existența unui imens continent primordial numit Pangeea,

înconjurat de apele Oceanului Tethys; partea nordică a uscaturilor continentale a fost

numită Laurasia, iar cea sudică Gondwana. În era secundară, Pangeeea s-a dezmembrat în

blocuri continentale, care printr-o mișcare de translație, de derivă unele față de altele, și-au

schimbat tot mai mult poziția: unele au alunecat spre vest, altele spre nord, apropiindu-se de

ecuator. Fragmentarea a început în zona australă actuală, producându-se deschiderea, prin

sud a Oceanului Atlantic și Indian. Începuturile procesului de translație însemnat totodată

detașarea Antarticii și Australiei din blocul unitar al Gondwanei. Australia s-a deplasat mai

întâi spre est, apoi spre nord, lăsând în urmă Tasmania și Noua Zeelandă, determinând

lanțurile muntoase din insulele Sonde – Noua Guinee. India, deplasându-se spre nord, a

produs o compresiune mare spre blocul eurasiatic, dând naștere lanțului Himalaya. Arcul

alpin apare ca rezultat al compresiunii blocului african și nordic (eurasiatic).

Cele doua Americi, în derivă spre vest, se lovesc de rigiditatea fundului Oceanlui Pacific; în

acest mod ia naștere Cordiliera Nord Americană, un lanț muntos masiv ce se întinde pe toată

marginea vestică a celor doua continente.

Studiul rifturilor și a foselor oceanice a dus la

fundamentarea ipotezei “expansiunii fundului

oceanului“. Față de aceste elemente (rifturi și

fose), partea superioară a globului suferă

deplasări importante. În procesul de derivă

sunt antrenate plăcile tectonice, care cuprind

atât continentele cât și sectoare ale

oceanelor. Suprafața globului este compusă

astfel dintr-un număr de plăci, ce se comportă

ca niște blocuri rigide, dar care sunt deplasate

divergent față de rifturi și absorbite parțial în

fose oceanice. Această mișcare este antrenată de curenții de convecție din interiorul

Pământului.

3.2. Paleoclimatul și deriva

Modificările paleoclimatice survenite la suprafața Terrei în cursul timpurilor geologice au fost

invocate de Wegener ca argumente majore în favoarea deplasării maselor continentale.

Caracterele unor sedimente, apoi fosilele vegetale și animale arată, în mod evident, că

aceeași regiune de pe glob a trecut prin tipuri climatice diferite: tropical, temperat, umed

sau deșertic. Aceasta a fost posibilă numai dacă regiunile respective s-au deplasat față de

ecuator sau poli. Cauzele au fost multiple, dar deplasarea polilor și respctiv translația

continentelor trebuie menționate în primul rând. Fenomenele glaciare, ce se pot constata la

anumite nivele ale scării geocronologice, pot fi judecate luând în considerare aceleași două

12

cauze mai sus amintite. Cele mai mari glaciațiuni cunoscute, ce s-au instalat pe largi areale,

au fost cele de la finele precambrianului, din carbonifer și din cuaternar. Evident, au mai

existat glaciațiuni și în alte perioade geologice, dar au avut un caracter relativ local.

În aprecierile paleoclimatice privind deplasarea continenteleor sunt martore depozitele de

evaporite (care se formează la temperaturi ridicate și precipitații scăzute) și bauxitele (care

pretind un climat tropical – subtropical, cu alternanțe sezoniere secetoase și umede).

Răspândirea lor în timp și spațiu demonstrează existența altor zone climatice decât cele

actuale.

Alți indicatori paleoclimatici sunt determinați de cunoașterea faunei și florei fosile. Astfel,

Wegener a arătat că în paleogen, în insulele nordice (Groenlanda, Spitzbergen) existau

plante de climat temperat (stejari, magnoli, viță de vie, plopi, tei, etc.). În decursul eocenului,

în Belgia de astăzi, existau imense păduri de palmieri. În miocen, la latitudinea României,

prosperau păduri e magnolii, lauracee (arbori de camfor, de scorțișoară, specii de dafin),

chiparoși de baltă și chiar palmieri.

Răspândirea unor grupe de animale fosile ne conduce la aceleași concluzii, privind deriva

continentelor. De exemplu, din răsăpândirea geologică a recifelor coraligene (care astăzi se

găsesc doar în regiunile intertropicale ale planetei noastre) ne dăm seama ca acestea au

suferit migrări continue legate de zona climatică (tropicală) unde se pot dezvolta.

3.3. Paleomagnetismul și deplasarea polilor

Rocile magmatice și sedimentare odată formate achiziționează o magnetizare permanentă

care se pastrează de-a lungul

perioadelor geologice; este

așa numitul magnetism

remanent sau

paleomagnetismul. În

principiu, magnetizarea

permanentă are aceeași

direcție cu cea a câmpului

geomagnetic existent pe

glob în epoca respectivă. Ea este de obicei atât de slabă, încât pentru a fi detectată astăzi,

este nevoie de o aparatură foarte sensibilă; însă paleomagnetismul este suficient de stabil

pentru a-și păstra direcția timp de milioane de ani.

Dezbătând problema paleomagnetismului terestru, trebuie să amintim aici pe scurt și despre

ceea ce specialiștii au constatat și numit inversiunea câmpului magnetic. Prima observație

datează de la începutul secolului nostru, când s-a stabilit că mineralele feromagnetice din

bazalte, pliocene, dezvoltate în Masivul Central Francez, aveau polii inversați.

13

Un pas suplimentar în

precizarea acestui

fenomen a fost făcut

dupa 1963, când, prin

metode de datare

potasiu – argon, s-au

putut stabili exact

vârstele inversiunilor de polaritate observate. Datele acumulate au permis întocmirea unei

sinteze ce se referă la ultimii 4,5 milioane de ani. În această sinteză a polarității magnetice s-

au distins 4 mari perioade de polaritate:

- Perioada cea mai recentă (0 – 0,7 milioane ani) este normală

- Cea următoare (0,7 – 2,4 milioane de ani) este o perioadă inversă

- Urmează din nou o perioadă normală (2,4 – 3,3 milioane de ani)

- Ultima perioadă stabila (3,3 – 4,5 milioane de ani)

3.4 Pulsațiile Terrei

3.4.1. Vulcanii

Din punct de vedere chimic, magma este o topitură saturată de silicați, concentrată în gaze și

vapori (îndeosebi apă). Principalii săi componenți sunt: oxizii de siliciu, aluminiu, fier,

magneziu, calciu, sodiu, potasiu. Se apreciază ca topiturile magmatice iau naștere la

adâncimi de 100 – 120 km, dar cuptoare (rezervoare) importante s-ar putea forma chiar la

30 – 50 km.

Odată formată, magma suferă deplasări în direcții diferite, în funcție de numeroși factori

(interni și externi). În evoluția sa, ea se poate consolida chiar în cuptorul magmatic sau în

imediata lui apropiere. De această racire se leagă un întreg cortegiu de fenomene numite

magmatice sau plutonice.

14

Însă magma poate să migreze către suprafața Pământului, unde mai apoi, prin răcire, se

consolidează. De data aceasta, topitura de silicați este sărăcită îndeosebi în gaze și poartă

numele de lavă. Extraordinarele fenomene vulcanice, caracterizate prin recrudescențe de la

o perioadă la alta de activitate, se desfășoară foarte complex, fiind urmate de numeroase

procese mecanice, calorice, chimice, etc.

Un vulcan este un aparat natural prin care topitura din interiorul Pământului se îndreaptă

spre suprafața scoarței. În mod obișnuit, aparatul vulcanic este constituit din:

- Horn sau coș, ce reprezintă canalul prin care are loc ascensiunea topiturii;

- Conul vulcanic, format din materialul rezultat în urma activității vulcanice.

Deobicei are formă geometrică de con, de unde și denumirea, cu dimensiuni

variabile în funcție de tipul de erupție;

- Craterul este o adâncitură sub formă de pâlnie, din vârful conului vulcanic.

În mod normal, activitatea vulcanilor constă dintr-o succesiune de erupții de intensități

diferite, separate prin intervale de repaus. Erupția propriu-zisă constă din revărsări

incandescente de lavă și acest moment constituie proximismul erupției. El este precedat de

fenomene explozive, cu emanații de gaze, cutremure, etc. În multe cazuri se constată abateri

de la această regulă și deobicei torenții vâscoși de lavă sunt însoțiți de fum și cenușă.

Erupțiile aduc la suprafață produse vulcanice care pot fi împărțite în trei mari grupe:

a. Emanații gazoase ce sunt expulzate în diferite momente ale activității vulcanice,

formate din vapori de apă și gaze supraîncălzite. Vaporii fierbinți de apă participă în

proporție de 60-90% din volumul global al emanațiilor, restul fiind: H2S, SO2, CO2, CO,

NCl, N etc.

b. Curgeri de lavă, ce rămân și cele mai importante elemente ale unei erupții. După

conținutul în SiO2, lavele se împart în acide, neutre și bazice. De fapt, compoziția

chimică a lavelor (ca și conținutul în gaze) determină proprietățile lor fizice

(vâscozitatea, fluiditatea). Se admite, în general, că lavele acide sunt mai vâscoase

decât cele bazice. De aceea se întâmplă adeseori ca lavele acide să înfunde hornul

aparatului vulcanic, solidificându-se ca adevărate dopuri la gura de ieșire. În schimb,

lavele bazice cu o fluiditate ridicată curg pe pantele conului vulcanicla mulți kilometri

depărtare.

c. Produsele vulcanice solide au mărimi variabile, de la blocuri de mai mulți metri cubi

la praf fin de dimensiuni milimetrice.

În literatura vulcanologică se întâlnește și termenul de lahari, care desemnează torenți de

noroi calzi sau reci, ce se rostogolesc pe pantele unor vulcani.

15

3.4.2. Cutremurele de pământ

Cutremurele de pământ sunt

mișcări de scurtă durată, ce dau

naștere la zguduituri bruște, de

diferite intensități, în scoarța

terestră. Oamenii de știință

apreciază că în decursul unui an

au loc peste un milion de

cutremure de pământ, ceea ce

ar însemna că în fiecare oră se

produc 120. Din fericire, însă,

simțurile omului înregistrează

aproximativ 100 000, din care

100 au efecte mai mult sau mai

puțin distrugătoare.

Mișcările seismice se produc datorită energiei terestre interne, acumulată sub diferite

forme. Ținându-se cont de cauzele ce le provoacă, mișcările seismice aparțin câtorva tipuri,

între care cutremurele tectonice au cea mai mare frecvență. Astfel, cutremurele au loc

datorită mișcării plăcilor tectonice, adică deplasărilor de materie din învelișurile superficiale

ale globului terestru. Explicația este fundamentată pe faptul că mișcările seismice sunt foarte

frecvente acolo unde intensitatea mișcărilor tectonice actuale este evidentă.

Confruntând o hartă seismică cu una ce consemnează activitatea tectonică actuală, ne vom

da seama de asemănarea sau chiar de similitudinea ariilor de manifestare. Seismele

tectonice sunt responsabile de cele mai mari dezastre, care se pun, în general, pe seama

cutremurelor.

Cutremurele vulcanice sunt de o

altă cateogire de seisme, dar cu o

participare mult mai restrânsă. Au o

arie de acțiune mică: 30-50 km în

jurul aparatului vulcanic. Totodată,

puterea lor de manifestare este

mult mai redusă față de a celor din

prima categorie.

Cutremurele de prăbușire au un

teritoriu de manifestare foarte

restrâns. Intensitatea lor este slabă.

16

Abia 1% din totalul de cutremure revin acestei categorii, dezvoltându-se în regiuni cu roci

solubile (calcare, gipsuri, sare). Prăbușiri de tavane în peșteri, în saline părăsite, grote etc.

pot sa genereze astfel de cutremure slabe cu caracter local.

Cutremurele de pământ se manifestă la suprafață, dar ele se declanșează la adâncimi

diferite ale scoarței terestre. Locul unde se

produce șocul inițial a fost numit

hipocentru sau focarul cutremurului.

Punctul situat deasupra focarului și

proiectat pe suprafața Pământului poartă

denumirea de epicentru.

Oscilațiile seismice se propagă sub formă

de unde seismice. Viteza lor este în funcție

de compoziția rocilor și are valori cuprinse

între 1–6 km/s. Pentru înregistrarea și

măsurarea automată a undelor seismice se

folosesc seismografele.

Seismele se deosebesc unele de altele și prin gradul lor de intensitate, acesta fiind și unul din

factorii de seamă ce determină efectele cutremurelor. Pentru compararea seismelor,

oamenii de știință au întocmit anumite scări de seismicitate, pe baza cărora s-au făcut

aprecieri asupra intensității cutremurelor. Practica din domeniul seismic a permis realizarea

unei scări internaționale cu 12 grade de intensități seismice, cunoscută și ca scara lui Mercali.

În paralel, se folosește și scara seismică a lui Richter (de la 1 la 10) și evaluează energia

eliberată din focar.

Oamenii percep în primul rând cutremurele ale căror focare se plasează în interiorul

continentelor. Există și cutremure al căror

hipocentru se plasează pe fundul mărilor

și oceanelor, numite cutremure

submarine.

Când seismul este acompaniat de

deplasări bruște de teren din zona

fundului marin, la suprafața mării se

formează valuri uriașe numite valuri

seismice sau tsunami. Dacă seismul nu

modifică topografia fundului marin, el nu

va determina formarea de tsunami.

17

Valurile seismice se deplasează pe distanțe de sute și mii de kilometri de la centrul

cutremurului submarin, atingând viteze de 400-800 km/h. În largul mărilor și oceanelor, ele

sunt relativ puțin vizibile, în schimb, pe măsură ce adâncimea mării scade, deci spre zona

litorală, înălțimea valurilor se ridică la 10-20 m, excepțional 25 m. Valurile pătrund destul de

departe în interiorul țărmului.

Cutremurele au loc cu precădere în zona pacifică, circa 68 % din totalul de pe glob se petrec

în acest loc. Aici sunt reunite cutremurele cu hipocentrul în domeniul continental și

submarin din Kamceatka, Japonia, Taiwan, Sonde, N. Guinee și regiunile litorale, din partea

de vest a celor două Americi ( Alaska, Mexic, Ecuador, Peru, Chile, Țara de Foc ). Din țările

asiatice, în Japonia se produc circa 1000 de cutremure pe an. În 1923 a avut loc unul din cele

mai mari cutremure înregistrate vreodată, afectând regiunea Tokio, Yokohama și Yakosuk,

130 000 de clădiri distruse complet, 150 000 de oameni au murit iar alți 100 000 grav răniți.

26 decembrie 2004, Sumatra

Data de 26 decembrie 2004 marchează

primul seism catastrofal al secolului XXI, un

cutremur cu magnitudinea undeva între 9.1 și

9.3 grade pe scara Richter. Epicetrul a fost

localizat ca fiind pe coasta de vest a

Sumatrei, la o adâncime de 30 km.

Cutremurul a declanșat o serie de valuri

tsumani uriașe, cu înălțimi de peste 30 de

metri ce au măturat intregul arhipelag

Indonezian, ajungând chiar și pe coasta Africii

de Est. S-au înregistrat 230 000 de decedați,

din 14 țări. Indonezia a fost cea mai afectată,

urmată de Sri Lanka, India și Thailanda.

Cu o magnitudine de 9,3 grade pe scara

Richter, a fost al treilea cutremur ca mărime

înregistrat vreodată pe seismograf,

declanșând la randul său o serie de mișcări

seismice pe întreaga planetă. Hipocentrul a

fost localizat ca fiind sub secțiunea plăcii convergente Sunda, ce se presupunea a fi într-o

stare latentă. Ruptura de falie s-a întins pe o distanță de 1300 km, ridicând placa tectonică

cu 20 de metri. Mișcarea seismică a fost resimțită in Bangladesh, India, Malaysia, Thailanda,

Singapore. Doar alte două cutremure din istorie au fost mai mari ca cel din Sumatra

Andaman, și anume cel din Alaska din 1964 și cel din Chile din 1960.

18

3.4.3. Zona de rift și pământul nou

Dintre elementele morfostructurale ale Oceanului Planetar, două sunt cele care manevrează

mecanismele geodinamice la scară planetară: dorsalele și fosele oceanice.

Dorsalele oceanice sunt lanțuri de munți submarini care încing planeta într-un sistem închis.

Lungimea sistemului este de peste 80 000 km, depășind cu mult lungimea tuturor lanțurilor

de munți continentali, iar suprafața acoperită de ei este mult mai mare decât a continentelor

socotite

împreună.

Sistemul

dorsalelor

oceanice

poate fi

considerat

ca unul

dintre cele

mai

importante elemente morfostructurale ale globului terestru. El se află plasat aproape

median în cele trei mari oceane (Atlantic, Indian și Pacific), cu ramificații și legături continue

în ambele emisfere.

Dorsala oceanică este formată dintr-o zonă axială care este creasta lanțului muntos, în lungul

căreia se găsesc cotele cele mai ridicate, înâlțimea putând atinge 3600 m. Dorsalele sunt de

două tipuri:

a. Tipul Atlantic, având creasta despicată de un șanț adânc numit rift, cu flancuri

abrupte simetrice și cu lățimea până la 50 km.

b. Tipul Pacific, numit și rise, a cărui creastă este fără rift.

Dorsalele oceanice sunt intersectate de falii transversale, numite falii de transformare și care

pot deplasa tronsoane cu axa dorsalei pe orizontală la zeci sau sute de kilometri față de

poziția primară.

Caracterul planetar al mecanismelelor geodinamice dezvăluite de conceptul expansiunii

fundului oceanic rezultă atât din geometria la scară planetară a elementelor morfo-

structurale care intră în joc (dorsale și fosele oceanice), cât și din amploarea fenomenelor

geologice în care se gasesc implicate. Conceptul expansiunii fundului oceanului a oferit

explicații și a dat dimensiuni unor noi fenomene geologice (seismicitatea și vulcanismul,

formarea munților, mecanismul și istoria driftului continental ș.a.) sau a evidențiat pe altele,

fundamentându-le, fenomene care captează domeniu după domeniu și tind să revoluționeze

19

cunoașterea geologică (formarea scoarței oceanice și consumarea lor prin subducție,

deschiderea oceanelor Atlantic și Indian, conceptul tectonicii placilor litosferice etc.).

Expansiunea fundului oceanic și driftul continental. Deși par asemenătoare, după unii

specialiști înseamnă același lucru, sunt, după alții, două concepte net diferențiate, cu toate

că par să aibă la bază legături comune. Modul în care plăcile tectonice se deplasează a fost

explicat prin existența curenților de convecție din manta, prin care materia este mobilizată,

într-o mișcare cvasi circulară, localizată și limitată de așa numitele celule de convecție.

Astfel, plăcile tectonice sunt antrenate într-o mișcare de derivă, prin care ele se ciocnesc, se

subduc, sau se depărtează una față de alta.

În zonele de expansiune, marginile plăcilor se depărtează față de axa dorsalei active și

produc, local, o importantă scădere de presiune (extensiune). Ca urmare, materia

subcrustală adusă de ramurile ascendente ale curenților de convecție, în stare topită, se

ridică până la fundul oceanului unde se adaugă flancurilor dorsalei, răcindu-se și

transformându-se în crustă nouă. Adăugirile succesive de crustă nouă contribuie la

propulsarea mișcării divergente a plăcilor. Datorită puternicilor tensiuni provocate de ieșirea

substanței topite din interior, iau naștere fracturi perpendiculare pe axa dorsalei, pe care o

împarte în numeroase segmente, deplasate zeci sau sute de kilometri unele față de altele.

Aceste zone se numesc falii de transformare. Axa dorsalei se mai caracterizează și printr-o

anomalie puternică magnetică.

Întrucăt scoarța oceanică proaspătă se adaugă mereu celei vechi, trebuie sa admitem nu

numai că fundul oceanic se dilată, ci întreg globul se află într-un proces de continuă dilatare.

Odată cu expansiunea fundului oceanic, în zonele de subducție, crusta bazaltică împreună cu

sedimentele ce o acoperă este absorbită și digerată în adâncurile foselor marginale ( proces

însoțit de activitate seismică puternică). Rifturile sunt și furnizoare de căldură, degajând pe o

porțiune de 1400 km și 40 de cal/s, iar fosele au fluxul caloric subnormal.

20

3.5. Eroziunea și transformarea

Materialul sedimentar de la suprafața scoarței este, parțial, o consecință a tendinței de

adaptare a mineralelor și rocilor preexistente la noile condiții în care se găsesc. Modificarea

echilibrelor se realizează, de cele mai multe ori, prin acțiunea simultană a factorilor fizici și

chimici, care determină procesele exogene din zona superficială a scoarței și care au ca efect

dezagregarea și alterarea rocilor preexistente. Cele două fenomene constituie căi principale

de formare a materialului sedimentar.

3.5.1. Dezagregarea

Modificarea fizică a echilibrelor preexistente este o consecință directă a variatelor forme pe

care le îmbracă mișcarea apei și a aerului, variațiile termice ale atmosferei, activitatea

organismelor etc. Produsele formate prin procesele pe care le determină acești factori sunt

variate și sunt condiționate, cantitativ și calitativ, de natura materialului supus transformării

și de poziția acestuia în raport cu factorii de climă și relief. Aceste procese nu trebuie privite

izolat; ele se desfășoară simultan și împreună cu transformările de natură chimică. Unul

dintre principalele lor rezultate este reprezentat de creșterea suprafeței specifice a

materialului supus transformării.

Efectele mișcării apei și aerului

Eroziunea fluviatilă, abraziunea

marină și coraziunea constituie, în

regiunile bine deschise și cu relieg

accidentat, principalele procese

prin care rocile se dezagregă.

Acțiunea mecanică a scurgerii

apelor torențiale și a râurilor în

interiorul ariilor continentale sau

acțiunea valurilor asupra

țărmurilor înalte sunt capabile să slăbească coeziunea rocilor și să le fragmenteze până la

desfacerea în particule componente; acțiunea acestor agenți continuă prin transportul

materialului fragmentat spre locurile de depunere. Declanșarea acestor forțe își găsește

suportul în impactul maselor de apă și de aer cu suprafața liberă a rocilor. Mai ales în cazul

aerului, acțiunea distructivă numai în acele situații în care acesta poate antrena fragmente,

nisipoase sau chiar mai grosiere, pe care să le proiecteze în pereții stâncilor; intensitatea ei

este destul de redusă, fiind în realitate mai mult o acțiune de modelare decât de distrugere.

Rocile preexistente, în funcție de compoziție, dar mai ales de caracteristicile lor structurale și

texturale, răspund diferit de acțiunea apei în mișcare. Prezența planelor de stratificație, a

21

șistuozității și a diaclazelor favorizează

fragmentarea în timpul eroziunii și abraziunii, iar

forma fragmentelor rezultate – de regula angulară

– reflectă, în primul rând, geometria planelor de

discontinuitate mecanică din cadrul rocilor supuse

dezagregării. Rocile sedimentare cu stratificație

pronunțată (șisturi argiloase, marne) sau cele

metamorfice cu șistuozitate evidentă (filitele) au,

față de acțiunea erozivă a apelor, o rezistență

considerabil mai mică decât gresiile și calcarele

masive sau micașisturile și gnaisele. În rocile

magmatice eroziunea decurge mai lent și este

accelerată numai acolo unde aceste complexe de

roci sunt afectate de diaclaze.

Efectul apei în mișcare asupra rocilor preexistente

este diferit în funcție de zonele de altitudine. În

zonele înalte și cu energii de relief mare, scurgerea

apelor capată o putere distructivă apreciabil mai

mare decât în zonele submontane cu energie de relief mică; în principalele bazine

hidrografice de pe glob denundarea mecanică capătă astfel valori considerabile; suprafețele

plane și cele depresionare reprezintă, prin excelență, zone de acumulare a materialului

sedimentar și nu de eroziune.

Efectele variațiilor termice ale atmosferei

Expunerea rocilor la radiațiile solare, variațiile diurne și sezoniere ale temperaturii,

contribuie la fragmentarea rocilor în zonele deșertice și temperate. În aceste regiuni,

suprafața liberă a rocilor se poate încălzi în timpul expunerilor la soare până la 75-80:, iar în

cursul nopții răcirea este foarte puternică. Diferențele termice diurne, egale cu 60-70: în

deșert și 40-50: în zonele temperate, determină sistematic dilatări și contracții diferențiate

ale constituienților, ceea ce slăbește astfel coeziunea rocilor.

Gelivația (înghețul sau dezghețul) este procesul care acționează drastic în regiunile montane

înalte, cu umiditate accentuată și unde temperatura, în mod periodic, oscilează în jurul lui 0:.

Procesul este mai puțin activ în zonele cu îngheț permanent. Creșterea volumului apei prin

îngheț determină în porii și fisurile în care se găsește, apariția unor forțe considerabile,

apreciate la 100 atm/cm2, care slăbește coeziunea dintre minerale și provoacă în timp

dezagregarea rocilor. Forma, dimensiunile și gradul de legătură a spațiilor libere din

interiorul rocii, imprimă un anumit mod de desfășurare a proceselor. Produsele rezultate

22

prin gelivație formează acumulări de fragmente colțuroase de dimensiuni dependente de

natura petrografică și structura substratului.

Efectele cristalizării soluțiilor

Cristalizarea substanțelor din soluțiile care se găsesc în porii sau care circulă în lungul

fisurilor din roci dezvoltă presiuni considerabile pe pereții spațiilor în care se formează și

contribuie la dezagregarea acestora. Comparativ cu efectele proceselor de îngheț sau

umezire uscare, efectele forțelor de cristalizare a substanțelor sunt de 10-1000 de ori mai

mari.

Pentru condiții deșertice, presiunile care se dezvoltă în cursul trecerii de la compuși anhidrii

la compuși hidratați sunt de asemenea mari. De exemplu:

Na2CO3•H2O -> Na2CO3•7H2O ─ 150 atm.

Na2SO4 -> Na2SO4•10H2O ─ 240 atm.

Na2CO3• H2O -> Na2CO3•10H2O – 300 atm.

CaSO4 -> CaSO4•2H2O ─ 1100 atm.

Efectul acestor forțe a fost urmărit experimental prin introducerea unor eșantioane de granit

în soluție de hiposulfit de Na. Umectarea probelor s-a făcut de două ori pe zi, alternative cu

uscare la 70:C. După trei luni de zile o probă de monolit de 100 g a fost complet

dezagregată.

Efectele activității organismelor

În zona de interacțiune a biosferei cu învelișul superficial al scoarței terestre, activitatea

plantelor și animalelor contribuie, de asemenea, la dezagregarea rocilor.

Lichenii gelatinoși distrug suprafața substratului (argile, granite etc.) pe care trăiesc.

Rădacinile arborilor instalați deasupra rocilor stâncoase pătrund pe fisuri până la adâncimi

cuprinse între 5-15 m și exercită presiuni considerabile (30-50 kg/cm2) asupra pereților lor.

Lărgirea fisurilor favorizează circulația apelor și desprinderea blocurilor de rocă.

Organismele perforante (unii spongieri, echinizi, anelizi, alegele albastre) găuresc substratul

pe care trăiesc (calcare, gresii, granite etc.) sau îl fragmentează, transformându-l în pulbere.

Organismele litofage, prin multe genuri de moluște, contribuie de asemenea la perforarea și

măcinarea rocilor.

Viermii, prin activitatea lor vitală, ingerează frecvent granule minerale și contribuie astfel la

distrugerea și amestecarea materialului dezagregat. S-a apreciat, pentru zone în care viermii

ajung la o frecvență de 100 000/hectar, că materialul astfel prelucrat poate ajunge la 36

tone/an.

23

3.5.2. Alterarea

Desfășurându-se sincron cu dezagregarea, alterarea constituie un complex de modificări

chimice suferite de minerale și roci în zona de interacțiune a atmosferei, hidrosferei și

biosferei cu litosfera. Zonele în care evoluează aceste procese au grosimi diferite în partea

superficială a scoarței și reprezintă un înveliș termodinamic caracterizat prin temperaturi și

presiuni scăzute specifice suprafeței Pământului. În aceste condiții, asociațiile mineralogice

preexistente, formate în special prin procese magmatice și metamorfice la temperaturi și

presiuni înalte, devin instabile.

Privit din acest punct de vedere, procesul de alterare constituie o tendință către echilibru

într-un sistem care

implică alături de rocă

prezența aerului și apei.

Intensitatea și sensul

reacțiilor în procesul de

alterare sunt determinate

de: abundența oxigenului

la suprafața scoarței,

bioxidului de carbon, apa

ca dizolvant ( concentrația

ionilor de H+ în apă,

potențialul redox al acesteia, conținutul de SO3) etc.

Pe lângă o condiționare fizico-chimică, modul de transformare a rocilor în zona de alterare

este controlat, evident, și de constituția materialului supus alterării, ca și de poziția lui în

raport cu zonele de climă și relief.

Procesele chimice în alterare

Oxidarea

Mineralele formate în medii deficitare în oxigen devin instabile în condițiile zonei de oxidare

și trec, fie în compuși oxigenați solubili, fie în oxizi insolubili. De exemplu, sulfurile, care s-au

format în medii reducătoare, se oxidează și trec în sulfați, minerale relativ solubile și

instabile în zona de oxidație:

2FeS2 + 7O2 +16H2O -> 2(FeSO4•7H2O) + 2H2SO4

FeS + 2O2 -> FeSO4

24

Fixarea acestor elemente în scoarța de alterare are loc sub forma de carbonați ( siderit ) și

hidroxizi (de ex. goethit α•FeO•OH, lepidocrocit γ•FeO•OH).

FeSO4 + CaCO3 -> FeCO3 + CaSO4

6FeSO4 + 3O2 + 6H2O -> 2Fe•2(SO4)3 + 4Fe(OH)3

Prezența fierului și manganului în neoformațiile scoarței de alterare imprimă acesteia

colorații caracteristice – roșu (Fe2+), negru-violet (Mn4+) - și constituie criterii de

recunoaștere a proceselor de oxidare.

Alături de compușii fierului care apar ca unele dintre cele mai sensibile minerale la oxidare,

Mn și Al se concentrează prin reacții similare în zona de oxidare sub forma de oxizi și

hidroxizi (piroluzit – MnO2, criptomelan – Mn8O16, psilomelan – (BaH2O)•Mn5O10, hidrargilit

– Al(OH)3, diaspor - α•AlO•OH, boehmit – γAlO•OH).

Carbonatarea

Procesul de formare a carbonaților în depozitele reziduale este controlat de echilibrul CO2 în

atmosferă și apele de circulație. Apa, încărcată cu CO2, descompune ușor diverse minerale

preexistente și devine bicarbonatată. Scăderea la un moment dat a presiunii parțiale a CO2,

modifică echilibrul CO2/HCO3-, în sensul creșterii acestui raport și determină precipitarea

carbonaților. Procesul de carbonatare conduce la formarea de cruste, acumulări

concreționate și pulverulente.

Adâncimea de concentrare a carbonaților este o funcție direct a precipitațiilor căzute în

zonă; creșterea cantității de precipitații atrage după sine deplasarea carbonaților în niveluri

din ce în ce mai adânci.

Solubilizarea mineralelor

Trecerea mineralelor în soluție se face diferențiat, fiind o funcție a compoziției lor chimice, a

tipurilor de legături realizate între elemente și, deci, a structurii lor reticulare. Intensitatea

solubilizării mineralelor este determinată, alături de acești parametrii și de constantele

fizico-chimice ale mediului de solubilizare: T:C, CO2, pH etc. Procesul are ca prim efect

modificarea compoziției apelor de circulație și, în consecință, capacitatea ei de solubilizare.

Rolul factorilor naturali: clima și relieful

În evoluția ei geologică, suprafața scoarței terestre s-a încadrat, în raport cu Ecuatorul, în

diverse zone climatic. Trecerea de la zona ecuatorială, prin zonele tropicale și temperate, la

zonele polare a fost întotdeauna marcată de variații ale cantității de precipitații și ale

25

temperaturii atmosferice. Intensitatea proceselor de alterare și, deci, dezvoltarea unei zone

de alterare este și a fost controlată de poziția regiunii respective în raport cu clima și relieful.

Pentru acest motiv, problema echilibrului mineralogic la suprafața scoarței nu poate fi

abordată în general ori numai din puncte de vedere separate, așa ca influența pe care o

exercită asupra vechilor echilibre acțiunea oxigenlui, a apei, etc.; o compoziție mineralogică

stabilă într-o anumită zonă climatic sau de relief devine instabilă atunci când aceste condiții

se modifică pentru că și din punctul de vedere al apei ori oxigenlui situația se modifică. Dacă

în mod obișnuit se consider că, de exemplu, cuarțul, caolinitul și oxizii de fier sunt minerale

stabile în condițiile zonei de alterare, afirmația este valabilă pentru zonele temperate,

deoarece în zonele tropicale atât cuarțul cât și caolinitul devin instabile.

3.5.3. Produsele alterării: scoarța de alterare și solurile

Scoarța de alterare este rezultatul final al proceselor fizice și chimice care afectează simultan

partea superioară a crustei terestre. Ea se dezvoltă progresiv, cu grosimi variabile (până la

cca. 60 m) între roca proaspătă și învelișul de sol.

Din punct de vedere mineralogic, materialul solid rămas și/sau format după migrarea

selectivă a elementelor (reziduul) cuprinde: minerale relicte, agregate coloidale metastabile

și neoformații.

Mineralele relicte sunt reprezentate în mod obișnuit prin compuși stabili, greu solubili și

rezistenți la acțiunea oxigenului, și CO2. Cele mai frecvente minerale relicte sunt: cuarțul,

corindonul, topazul, casiteritul, distenul, aurul, rutilul, baritina, turmalina, muscovitul,

monazitul, zirconul.

Compușii coloidali meastabili și instabili sunt formați, de obicei, în primele moment ale

alterării și au tendința de a trece din geluri în agregate cripto – sau microcristaline.

Neoformațiile sunt reprezentate de minerale apărute pe seama substanței mineralelor

preexistente și a conținutului general de ioni în apele de circulație; ele sunt formate în

condițiile de la suprafața scoarței și au, aici, maxima stabilitate. Din punct de vedere chimic,

aparțin oxizilor (Fe2O3, MnO2), hidroxizilor (Al(OH)3, AlO•OH, Mn(OH)4) și silicaților (minerale

argiloase – illit, smectit, caolinit, vermiculite; zeoliți, clorit etc.).

Solurile. Activitatea microorganismelor în pătura superficială a scoarței de alterare conduce

la dezvoltarea unui înveliș cu particularități mineralogice și structural complexe, în

permanentă transformare – învelișul de sol. Trăsătura sa esențială o constituie fertilitatea,

adică proprietatea de a fi un excellent mediu pentru vegetație.

26

4. Concluzii

Personal, am privit evoluția Pământului ca pe un sistem deschis și omogen, determinat de

constanta cauză – efect. Orice interacțiune a Sistemului Solar asupra Terrei a determinat o

serie de factori ce ne-au modelat lumea în care trăim în cele mai diverse moduri posibile, de

la nașterea planetei până la eroziunea rocilor și apariția solului. Cert este că schimbări în

cadrul planetei noastre, atât evoluții și cât alterări, se vor produce în continuare, cu sau fără

noi ca martori.

5. Bibliografie

Lupei, N., DINAMICA TERESTRĂ. Editura Albatros, București, 1979.

Airinei, Șt., PĂMÂNTUL CA PLANETĂ. Editura Albastros, București, 1982.

Petrescu, I., PĂMÂNTUL – O BIOGRAFIE GEOLOGICĂ. Editura Albatros, București, 1978.

Rădulescu, D., Anastasie, N., PETROLOGIA ROCILOR SEDIMENTARE. Editura didactică și

pedagogică, București, 1979.

http://www.big-bang-theory.com/

http://en.wikipedia.org/wiki/Solar_System

http://en.wikipedia.org/wiki/Heliosphere

http://browse.deviantart.com/customization/wallpaper/scifi/