1.Placile tectoniceSuprafata globului terestru poate fi privita ca un mozaic de placi litosferice rigide,care au posibilitatea de a se misca pe substratul lor astenosferic, cat si una in raport cu celelalte. In mod particular,tectonica placilor este studiul interactiunii placilor litosferice in jurul marginilor lor. Caracteristici:-suprafete intre 10 la a 4-10 la a 8 km2 ; -grosimi medii de 70 km sub ocean si 150 km sub ariile continentale; -sunt lipsite practic de deformatiiSe accepta in prezent ca globul terestre este acoperit de: -7 placi majore cu suprafete de 10la7-10la8 km2; -8 placi intermediare cu suprafete de 10la6-10la7 km2; -si peste 20 de placi mici,cu suprafete de 10la5-10la6 km2. Cele 7 placi majore sunt:Eurasia,Antarctica,Australo-Indiana,America de Nord,America de Sud,Pacifica si Indiana. Placi cu marime intermediara:Filipine,Araba,Nazca,Cocos,China,Caraibe,Noua Scotie,Iran; Dintre placile cu marime mica:Turca,Euxinica,Apuliana,Noua Guinee,Tonga,etc.Intre placile litosferice exista trei tipuri majore de limite: -rifturi(limite divergente),cand cele doua placi se misca intertandu-se una de cealalta(duc la formarea fundurilor oceanelor); -fose(limite convergente),cand cele doua placi se misca una spre cealalta,una dintre placi fiind consumata prin afundare subcealalta(subductie); -falii transformante ,cand miscarea relativa a placilor se produce de-a lungul limitei de separatie intre placi ,fara a se crea sau a se distruge scoarta oceanica.

2.Miscarile placilor litosfericeOdata descrise placile litosferice se pune problema cauzelor deplasarii acestora. Au fost puse in evidenta viteze de deplasare absolute sau relative. Vitezele relative se masoara in raport cu un pol de rotatie numit polul lui Euler, care descrie miscarea unor carote pe o sfera. Daca luam polul lui Euler in partea de N a unei sfere, in raport cu acesta vitezele cresc de la N la S.Miscarile relative de deplasare intre placi pot fi obtinute prin masuratori directe sau metode indirecte. La cele directe se utilizeaza aparatura de montorizare satelitara, montata pe diferite placi tectonice.Un alt mod de a masura sensul si viteza deplasarilor sunt punctele fierbinti (hot-spot). Un exemplu clasic in care un hot-spot a ajutat in sensul de mai sus sunt Insulele Hawaii.Miscarile relative ale placilor: Polul lui Euler Variatiile ratei de expansiune cu distanta unghiulara de la polul de rotatie Solutiile mecanismului de focar al cutremurelorMiscarile absolute ale placilor: Masuratori directe de miscare a unor puncte informatii din pozitia hotspot-urilor

3.Fortele care produc miscarile placilor litosfericePrincipalele forte care favorizeaza deplasarea placilor sunt cele asociate cu ascensiunea materialului din manta in dorsala oceanica. Pe de alta parte, deplasarea placilor este favorizata si de forta gravitationala intrucat in zonele de subductie litosfera oceanica mai densa este trasa in jos gravitational. Exista si forte care se opun. Cea mai importanta este frecarea dintre baza litosferei si astenosfera.Fortele care actioneaza asupra placilor litosferice induc in acestea sisteme de stress,impartite in 2 categorii principale: 1.Sisteme de stress regenerabile care persista in litosfera ca rezultat al actiunii continuie sau aplicarii repetate a fortelor pe limitele placilor;2.Sisteme de stress neregenerabile provocate de forte cu actiune limitata in timp si care au dezvoltare locala.Fortele care produc stressuri regenerabile:1.Forta de impingere de la rift care actioneaza in sensul separarii placilor si cauzeaza compresiune laterala.Ea rezulta din ridicarea dorsalei in expansiune in raport cu fundul oceanului inconjurator.Induce stressuri de 20-30 Mpa;2.Forta de tractiune a placii in subductie care actioneaza pe placa ce se subduce ca rezultat al fortei de flotabilitate negativa a litosferei ce se afunda in astenosfera3.Forta de suctiune a fosei ce acioneaza la marginile convergente pe placa de deasupra,este produsa de lipsa unui suport al placii.Produce o tensiune in jur de 20 Mpa. 4. Forta de rezistenta la tarare cu aactiunea la baza litosferei ca efect al alunecarii placii e suportul astenosferic si care induce un stress de sens opus miscarii placii. 5.Forta de flotabilitate a litosferei care se afunda vertical in astenosfera din cauza diferentei de densitate si care este dependenta de racirea litosferei;6. Alte forte de rezistenta ce se nasc din afundarea capatului placii listosferice in subductie si arcuirea sa in jos.Sisteme de stress neregenerabile:1.Stressuri flexurale generate de incarcarea verticala neuniforma a litosferei prin acumularea produselor eruptiilor vulcanice,sedimente pe marginile pasive,etc;2.Stressuri ale membranei produse de schimbarile in raza de curbura a unei placi prin miscarea ei spre ecuator sau spre pol; 3.Stressuri termale care iau nastere datorita variatiilor de temperatura legate mai ales de procesul de racire a litosferei oceanice nou formate;4.Stressuri induse prin schimbari de faza ale mineralelor litosferei,legate de procesul de subductie,care condu la schimbari importante de volum.5. Falii transformante si triple jonctiuniFalii care afecteaza pe distante mari, in special crusta oceanica inclusiv dorsalele. Termenul de transformanta se refera strict la domeniul oceanic. Cand falia transformanta afecteaza si domeniul continental, numele ei devine falie transcurenta sau falie de strike-slip. Ca orice falie de decrosare, ele pot fi dextre sau senestre. Acestea afecteaza nu numai faliile ci si zonele de subductie, deseori creeaza structuri complexe in functie de elementele pe care le leaga.

Mai exista si situatia faliilor in care distanta dintre cele 2 zone active se conserva.

Faliile transformante sau de strike-slip, rareori sunt drepte (geometric), de cele mai multe ori sunt curbe. In acest mod exista zone unde au loc fenomene transtensive (iau nastere bazine de sedimentare), si fenomene transpresive (iau nastere lanturi cutate).6.Rifturi continentale si oceanice: structuri, exemple.Rifturile continentale sunt amplasate in interiorul unui continent,la care atat fundul cat si umerii riftului sunt din crusta continentala.Zonele de rift continental se pot dezvolta in:1.Zone de rift de ale platformelor.Sunt asociate cu roci ale fundamentului care au o istorie lunga,complexa si variata si pot fi:-zone de rift de tip arc vulcanic-zone de rift de tip crevasa;2.Zone de rift ale regiunilor cutate tinere.Acestea se dezvolta in completarea ciclului geosinclinal ,fiind formate prin miscari de taphrogeneza ale perioadei postgeosinclinale. Zonele de rift oceanic se dezvolta in zona centrala a dorsalelor medio-oceanice ,formand asa-numita vale de rift,cu o latime de circa 25 km(in oceanele Atlantic si Indian) si o adancime de 1-1,3km ,in care s-au recunoscut falii gravitationale convergente. Trasaturi:-deformatia nu se face la volum constant deoarece rocile sunt create in timpul actiunii procesului de deformare -deformatia suferita de roci la suprafata nu este reprezentativa pentru deformatia rocilor in adancime,ea reprezentand doar o faza incipienta fata de deformatia finita; -stilul de deformatie variaza rapid cu adancimea ,astfel incat nivelele structurale sunt foarte reduse ca grosime(1-2 km); -grosimea scoartei este mica (4-5km) ,astefle ca scoarta este afectata de deformatie prin distensiune pe aproape intreaga sa grosime.

Subiectul 7. Mecanisme de formare a rifturilorAu fost presupuse 3 stadii de dezvoltare in evolutia unui rift,si anume:1.un panas de manta se formeaza sub litosfera continentala ,prin ridicarea unei coloane ascendente de material topit,provenit din mantaua inferioara2.litosfera continentala devine mai calda,se subtiaza,are loc o ridicare a limitei litosfera/astenosfera ,cu formarea unui dom termic.Ca o consecinta se produce o ridicare izostatica a crustei si se dezvolta un sistem de stress tensiv in partea superioara (casanta)a crustei;3. cand stresul tensiv devine suficient de mare incepe formarea riftului ,prin dezvoltarea faliilor gravitationale pe cele doua directii ale planelor de forfecare. Geneza rifturilor este descrisa prin 2 metode importante:1. Metoda pure-shear (forfecare-pura)-sensul Mc Kenzie (1973)2. Metoda simple-shear (forfecare-simpla)-sensul Wernicke (1981) Metoda pure-shear presupune fracturarea unei litosfere prin deplasarea divergenta, simetrica si cu flux termic din astenosfera, localizat in zona de extensie. Metoda simple-shear presupune o deplasare convergenta a litosferei, dar insotita de rotatii de blocuri tectonice. Fluxul termic este situat asimetric sub litosfera superioara.

Riftingul contine 2 tipuri de subsidenta:1. Subsidenta sin-rift (tectonica)2. Subsidenta post-rift (termica)(1+2=subsidenta totala)

Subiectul 8. Falii majore de strike-slipFaliile stike-slip reprezinta falii la care saritura se facepe orizontala, paralela pe directia planului de ruptura. In Romania, faliile mai importante de strike-slip sunt: Falia Cernei, Falia Intra-Moezica, Falia Bogdan-Voda (Maramures).1. F. Cernei: falie dextra care spre NE isi amortizeaza miscarea printr-o serie de falii mai mici, in structura de coada de cal, pe care le gasim in azimutul bazinului Pietrosani.2. F. Bogdan-Voda: situatie inversa, falie senestra, o saritura masurata in afloriment de cel putin 25 km, orientata EV, miscarea de transformare se amortizeaza prin incalecari (mici sariaje).

Falia Intra-Moezica=falie senestra, orientare NV-SE, transcrustala, ale carei terminatii in coada de cal se intalnesc de la Campulung pana la Vidraru. Din acest motiv barajul este monitorizat permanent in privinta seismelor. Deseori faliile de strike-slip sunt generate de seisme. In plan vertical falia de strike-slip capata aspectul de flower structure. Acestea pot fi negative (zona centrala este coborata). Cand campul central este ridicat, este o structura flower structure pozitiva. De obicei, faliile de strike-slip in structura de floare, nu au dimensiuni foarte mari si se gasesc in special in cuvertura platformelor. Alte structuri tectonice impart asociate 7 transformante, sunt bazinele de tip pull-apart. Ele se dezvolta cu zone transtensive de-a lungul faliei. Ex: Golful Californiei. In general aceste tipuri de bazine sunt romboidale, cu margini foarte active, capabile sa genereze crusta oceanica.Din punct de vedere geometric: -falii longitudinale: paralele cu directia structurilor; -falii diagonale:taie sub un unghi ascutit axele cutelor; -transversale: taie perpendicular axele cutelor;-dextre;-senstre;

Structuri asociate: 1. Decrosari asociate cu compresiune laterala se dezvolta frecvent in centurile cutate si taie transversal axele cutelor (datorate fortelor de tensiune ce apar din compresiune fiind initial diaclaze) si incalecarile sau uneori diagonal (provin din evolutia fracturilor de forfecare, aparand ca un sistem conjugat)2.Decrosari asociate cu alunecari crustale apar datorita deplasarii unor segmente mari de crusta care aluneca unul in raport cu celalalt.3.Decrosari asociate sistemului regmagnetic al Pamantului prin existenta unui sistem general de linii de slabire a crustei sub forma unei retele de fracturi NV-SE si NE-SV pe margine continentelor.Exemple: decrosarile marcheaza pe suprafata globului nu numai regiuni cu activitate seismica ci si zone de ridicare si eroziune a lanturilor cutate sau sedimentare. -Sistemul de falii dextre SAN ANDREAS- falie transformata continentala ce leaga 2 rifturi, are 1500km lungime si 500 km latime si este formata din falii individuale care nu au mai mult de 100km fiecare; este activ de cel putin 25milioane de ani, saritura din Miocen pana in prezent este de 250km, ce corespunde la o viteza de 1cm/an;-Sistemul de falii dextre Alpine din Noua Zeelanda:- leaga 2 zone de subductie cu sensuri de afundare diferite; se intinde pe 1100km si este activa si in prezent la cutremure; saritura totala de 18 km numai pt Cuaternar; a inceput sa functiooneze din Jurasic, iar saritura totala este de 480 km;-Sistemul de falii dextre al insulelor CHUGACH-FAIRWEATHER-QUEEN CHARLOTTE: leaga riftul Juan de Fuca cu o zona de subductie a ins.Aleutine;formeaza o decrosare curba in Alaska;-Falia de decrosare dextra GUAYAQUI care leaga riftul Galapagos cu fosa Peru-Chile

Subiectul 9. Zone transtensive si transpresive generate de faliile de strike-slip.Exista doua tipuri de regimuri de decrosare ale sistemelor de decrosare evidentiale de Harland in 1971, aceste regimuri sunt realizate datorita curburilor existente de-a lungul faliei de alunecare pe directie,ramificarii faliilor si reunirii lor intr-un sistem sau decolarilor pe lungul unei falii in releu, terminatiile faliilor strike-slip pot fii:- transtensiune: combinatie de miscari de transcurenta si extensiune; sunt marcate prin faliere gravitationala, formara bazinelor de sedimentare si vulcanism;-transpresiune;combinatie de miscari de transcurenta si compresiune; marcate prin faliere de incalerare , cutare si ridicare;

Subiectul 10.Morfostructura zonelor de subductieSubductiile sunt zonele de consum a placilor litosferice. Zonele de subductie sunt situate la contactul dintre: O placa oceanica si una continental Doua placi continentale Doua placi oceanice Din punct de vedere al mecanismului de subductie, precum si a efectelor asucpra placilor in coliziune, se disting 2 tipuri: Subductii de tip A ( Alpin ) Subductii de tip B ( Benioff ) Subductiile de tip A caracterizeaza contactele de tip placa continentala placa continentala. Subductiile de tip B caracterizeaza contactele de tip placa oaceanica placa oceanica placa continentala. In urma procesului de subductie de tip B, placa subdusa ajunge in zona de P si T inalte si intra intr-un process de topire partiala. In mod obisnuit topirea partiala debuteaza la adancimi de 120 de km, iar topirea totala la 600 800 de km. Initerea procesului de subductie are loc in zonele de margini passive, acolo unde contactul actual dintre crusta oceanica si crusta continental sufera in timp unele modificari tectono termice. Conteaza densitatea mai mare a crustei oceanice, precum si incarcatura cu sediment la contactul dintre crusta oceanica crusta continental. Acei doi parametric fac intr-un anumit moment crusta oceanica sa se rupa sis a isi inceapa drumul sub cea continental.

Un exemplu de subductie de tip A sunt Carpatii. Astfel dupa consumul unei cruste oceanice, cele 2 placi continentale intra in coliziune, una dintre ele avand tendinta sa se scufunde sub cealalta. Trasaturi morfo structural ale zonelor de subductie placa oceanica sub placa continentala.

Un prim element morfologic este o ridicare extrema ( convex extrema ), uneori situate deasupra nivelului marii pe placa oceanica in subductie. Un alt element important asociat subduct sunt fosele. Acesta sunt generate la contact si pot avea morfologii foarte diferite. In linii mari ele pot fi : Fose bogate in sedimente Fose sarace in sedimente11.Structura termica , seismica si distributia magmatismului intr-o zona de subductieIn zonele de subductie prin topirea litosferei subduse, in general iau nastere magme bazice, totusi deseori formatiunile din prisma sunt antrenate in subductie marind aportul de SiO2 ( oxid de siliciu ). Astfel, magmele capata un caracter intermediar andezitic. De asemenea un alt factor care mareste cantitatea de silice este materialul prin care are loc ascensiunea magmelor. O serie de fenomene importante au loc in placa superioara. Astfel iau nastere o serie de bazine sedimentare cum ar fi: Bazine fore arc Bazine back arc Bazine marginale Bazine de foreland

De-a lungul zonei de subductie se inregistreaza cutremure intermediare, precum si cutremuri de mare adancime ( 600 800 km )De-a lungul planului Benioff, placa subdusa sufera procese de extensie in zonele superioare, de compresie in zona subcrustala, apoi iar de extensie si de compresie in zonele adanci. Clasificare in functie de planul Benioff: Filipine, Mariane, Tango Nord, Tango Sud, Japonia Curile

EDUCTIE

12.Prisma de acretiune. Mecanisme de formare, structura.In functie de cantitatea de sediment accumulate intr-o fosa iau nastere prisme de acretiune cu compozitii diferite. O prisma de acretiune e formata din sedimente razuite si dezlipite de pe placa oceanica si din materialul sedimentar erodat din placa superioara. In prisma de acretiune se pot intalnii amestecuri haotice de roci bazaltice, maluri abisale precum si blocuri cu originea in crusta continental. Acest tip de formatiune sedimentara tectonica se numest melouge afiolitica. De exemplu este suita franciscana ( marginea vestica a Americii de Nord ). Au fost facute estimari ale cantitatii de sedimente subduse-2.5 milioane km3 in ultimii 100 m.a pt fiecare 1.000 km de fosa.Limita dintre fosa si bazinul pre-arc este marcata de o ruptura de panta denumita muchia fosei; relieful bazinului pre-arc este linistit iar aspectul general este de mare putin adanca;

13. Margini continentale pasive: mecanisme de formare, tipuri, structuraFenomenele de rifting urmate de spreadingul oceanic si in final drifting, generaza 2 margini pasive. Pe acestea pentru a recunoaste suite sedimentare, apartinand etapei de sin - drift si past rift.Aceste margini continentale sunt importante intrucat adapostesc nele dintre cele mai mari reserve de petrol ( Nigeria ). Functie de mecanismul de generare a riftului, secventele sedimentare sunt diferite, un exemplu classic de sedimente sinrift este riftul Est African. Acolo s-au acumulat in special depozite evaporitice si carbonatice in stransa legatura cu roci vulcanice. MARGINI CONTINENTALE PASIVE NON-VULCANICE :deformarea litosferei este dominata de falierea blocurilor pe o zona larga (100-300 km),activitatea vulcanica in crusta superioara este de importanta minora exemple: partea estica a SUA, Africa de NW, Australia de NW, Goban Spur din SW Irlanda margini continentale pot fi slab nutrite (cu sedimente de sin-rift groase de 1-2 km) sau puternic alimentate cu sedimente (grosimi ale sedimentelor de post-rift de peste 10 km).MARGINI CONTINENTALE PASIVE VULCANICE: limita dintre crusta continentala si cea oceanica se caracterizeaza prin larga dezvoltare a unitatilor vulcanice groase care se afunda spre mare si care acopera crusta continentala. marginile de acest tip sunt mai inguste decat cele nonvulcanice si unele dintre ele pot fi asociate cu platouri marginale exemplu: Rockall Bank din SUA MARGINI TRANSFORMANTE DE RIFT :provin dintr-o deformare extensionala initiala, la care se asociaza o componenta semnificativa transformanta (de alunecare pe directie) exemplu: Golful Californiei. FAZA DE RIFT :foarte activa din punct de vedere tectonic, faliere normala, subtierea crustei, schimbari de elevatie, vulcanism si flux termic ridicat, local cu subsidenta ridicata si acumulari de sedimente. in zona adanca, rifturile devin asimetrice datorita unei miscari predominante intr-o singura directie prin aparitia faliilor de sprijin cu unghi mic de inclinare. in apropiere de suprafata, faliile de sprijin au unghi de inclinare mare si se propaga in lungul axei riftului. cea mai mare deplasare si cea mai groasa stiva de sedimente sunt intalnite in lungul faliilor majore ce marginesc riftul. sedimentele sunt in general siliciclastice de origine continentala intr-un facies fluviatil lacustru. adesea sunt intalnite si roci vulcanoclastice. in functie de conditiile paleogeografice si climatice locale, stiva sedimentara de rift poate contine atat roci rezervor cat si roci sursa.PERIOADA DE DRIFT INCIPIENT(early-drift, proto-oceanic troughs)- conexiunea riftului cu apa marina este intermitenta ;- apare o sedimentare lagunara caracterizata in principal de argile bogate in materie organica si evaporite In faza past rifting ( Marea Rosie ) incep acumulari de sedimente groase, din faza Marea Rosie se ajung la o margine pasiva clasica margine pasiva de tip Atlantic. Prin tehnica back stripping se paote clacula grosimea sedimentelor accumulate pe o margine pasiva. Un bazin de sedimentare format pe o asfel de margine cuprinde sedimente associate subsidentei tectonice si sedimentarii associate subsidentei termice. Insumarea subsidentei tectonice si a celei termice, da subsidenta totala a bazinului.

14. Procesul de coliziune: mecanisme de formare, structuriFenomenul de coliziune se refera in principal la cocnirea a 2 mari margini continentale. Aceasta este coliziune tipica. Aceasta coliziune ia nastere prin consumul litosferei oceanice situate intre doua margini. Odata consumata, marginea continental intra in coliziune, intre cele doua observandu-se resturi ale litosferei oceanice, ceea ce se numeste sutura oceanica. Orogenele sunt impartite in 2 tipuri mari: De coliziune ( de tip Hymalaian ) De subductie ( de tip Andean )

In fapt contactele coliziunale din punct de vedere tectonic sunt mult complicate de de forma celor 2 margini.

In mod obisnuit placile continentale au o morfologie complicate definindu-se promontorii si goefuri. Din acest motiv un orogen care ia nastere in astfel de conditii, prin coliziune are de-a lungul lui, unitatii tectonice cu varste tectogenetice diferite si stiluri structurale diferite. Pe de alta parte se pastreaza unele resturi ale litosferei oceanice numite oceane remercante .

Pe masura ce convergenta continua, pe placa superioara incep sa se dezvolte bazine de self in timp ce pe placa inferiaora se dezvolta o prisma de acretiune.Aceasta prisma, in timp, migreaza spre exteriorul zonei de subductie.

Odata intrata in coliziune, cele doua margini continentale are loc o ingrosare crustala ( 50 70 de km ) insotita de fenomene de metamorphism regional in faciesuri metamorfice usor diferite de faciesuri metamorfice precolizionale. Un efect al coliziunilor continentale este ceea ce se numeste colapsul extensional, astfel in anumite circumstante dupa coliziune in placa superioara A au loc fenomene de relaxare crustala, generandu-se bazine de colaps gratuit falii normale.

In decursul coliziunilor pot avea loc fenomene de strike slip. Acestea se petrec la distanta de doua ori mai mare in spatele zonelor majore de incalecare fata de latimea orogenului. De asemenea, in aceleasi zone pot aparea si grabene ca effect al aceleiasi coliziuni.

In decursul fenomenului de coliziune, placa superioara este puternic afectata de falii inverse care duc la formarea unei centuri cutate si incalecate. Ca urmare in functie de tipul de orogen ( subductie sau coliziune ) in cuprinsul zonelor cutate si incalecate iau nastere bazine de foreland. Acestea se numesc pentru orogen de subsidenta back thrust foreland basin, iar pentru orogenul de coliziune perifial foreland basin ( ex C. Orientali )

15.Procese post-colizionale: structuri caracteristice.

Stadiul 3 Ingrosare crustala si colaps extensional 1. Ingrosare maxima (50 70 km) 1. Colaps extensional = colaps orogenic; 1. Delaminare litosferica; 1. Topire partiala cu formarea granitelor post-orogenice. Alte consecinte ale tectonicii colizionale 1. Faliere regionala de strike-slip si expansiunea laterala (=lateral excape); 1. Platouri ridicate (=uplift plateau); 1. Zone cutate si incalecate in interiorul continentului (far-field stress); 1. Acretiune crustala (=Tectonica de acretiune): -accreted terranes -tectonic collage; - Structura adanca a orogenelor colizionale -litospheric delamination

16. Lanturi orogenice de subductie. Formare, strucuturi caract. Exemple.Din punct de vedere tectonic, orogenele se clasifica in: Orogene noncolizionale Orogene colizionale Orogenele colizionale sau de tip An de An iau nastere in zonele de subductie ale unei placi oceanice sub o placa continental. Exemplul tipic sunt Muntii Anzi si cartiliera Nord Americana.In cartiliera Nod Americana, in zona de subductie dintre cele 2 placi s-a acumulat suita franciscana, zona este inca active. Principalele elemente tectonice sunt: Prisma de sedimentare din fosa Bazine de tip fore arc dezvoltate pe placa continental Lantul magmatic Bazine de fore land retroarc In timp aceste 4 domenii tectonice isi schimba pozitia geografica datorita micarii de roll back a placii oceanice, adica retragerea zonei de subductie inspre rift.

In anumite circumstante in spatele lantului magmatic pe litosfera continental, pot aparea si zone de extensie, in ceea ce se numeste bazin and range province ( provincial vale si deal ). !! IMPORTANT !Grosimile placilor litosferice, in special cea litosferica continental. In bazinul Alberta au fost descries la sfarsitul secolului al 20-lea, de catre un canadian Chaueberlain, duplexurile. Duplexurile cuprind mai multi horses ( cai). Orogene colizionale (tip himalayan)

Acestea iau nastere in momentul in care litologia oceanului ce separa cele 2 margini continentale se consuma complet prin subductie sau mai rar prin fenomene de obductie.In momentul in care cele 2 margini intra in contact direct se formeaza un orogen denumit orogen de coliziune, diferit fata de orogenele de subductie.

In urma consumului placii oceanice, cele 2 margini continentale intra in coliziune, una dintre ele fiind impinsa in cealalta.In Himalaya, subcontinentul gondwanian este impins sub marea placa Eurasiatica.In mod obisnuit, orogenele de coliziune au vergenta a structurii tectonice majore bilaterala.In zonele centrale ale orogenului central sunt exumate rocile cele mai vechi si mai profunde din cele 2 placi. Zona se numeste metamorphic core complexVergenta unei unitati tectonice reprezinta directia geografica de deplasare.

Tot in zona centrala se regaseste si sutura ofiolitica --> reminescente ale marelui ocean ce separa cele 2 margini continentale.

Apusenii de sud --> formati prin compresiunea oceanului Tethys de cele 2 margini continentale (Europa-Africa)Bazinul Transilvaniei --> important pentru hidrocarburi.In metamorphic core complex se pot conserva si structuri tectonice mai vechi si decat cele rezultate in ultimul ciclu tectono-metamorfic.

17. Centuri cutate. fold and thrust beltsAceste zone, cu o structura tectonica complexa sunt specifice zonelor periferice ale orogenului de coliziune. In general se dezvolta in cuprinsul bazinelor de foreland periferice (ex: Carpatii Orientali). Thick skinned tectonic = panze de soclu Thin skinned tectonic = panze de cuverturaIn general exista o secventialitate temporara a genezelor diverselor unitati tectonice asociate centurilor cutate si incalecate.In mod obisnuit unitatile cele mai interne sunt cele mai vechi, varsta devenind mai tanara spre zonele externe.*intern si extern (din punct de vedere tectonic) este raportat la sutura.

21.Miscari tectonice vertical. Tipuri, caracteristici generale

Miscarile tectonice sunt pozitive, negative, grupate ca miscari verticale si miscari orizontale.Miscarile verticale pozitive sunt asociate cu perioade tectogenetice ( o geneza cuprinde mai multe perioade de tectogeneza, mai mult, orogeneza insasi face parte dintr-un ciclu tectono-metamorfic).Fortele tectonice compresive in cadrul genezei unui orogen sunt permanente. Din cand in cand, conform teoriei prismei de sedimentare critice au loc momente paroximale de deplasare prin incalecari a volumelor de roci.

Exemplu: in urma miscarilor tectonice verticale pentru Carpatii Orientali in zona lor nordica, s-a stabilit ca inceand cu Badenianul (11-13Ma) ridicarile au insumat 7-6 km.Spre sudul Carpatilor Orientali ridicarile (mai ales in zona Vrancea) au avut valori mai mari si sunt si mai tinere, incepand de prin Sarmatian (~8Ma).

Exista si miscari verticale pozitive care sunt asociate unor procese litosferice adanci. In anumite circumstante, asociat unei dorsale oceanice, in listosferele continentale asociate pot aparea fenomene termice care conduc la formarea unui dom (bombament) termic. Geneza acestuia implica fenomene de eroziune litosferica in baza acesteia insotita de transformari de faza a mineralelor, mariri de volum si un flux termic ridicat.Acest dom termic uneori poate intra in procese de rifting, putand genera un rift intracontinental.Geofizicianul Crough a stabilit ca inaltimea domului termic minima pentru a putea rifta este de minim 1,7km. Geneza domului este strans legata de relatiile intre densitatile crustei oceanice si cele ale crustei continentale asociate cu diferentele de presiune intre dorsala si zona domului.

Miscarile verticale negative sunt in cea mai mare parte asociate fenomenelor de subsidenta,

22. Miscari tectonice orizontale(tangentiale): tipuri caracteristici

Miscari orizontale (tangentiale) sunt miscari de extensie si de compresie. Primele genereaza bazine de sedimentare de tipul rifturilor.Platformele sunt structuri rigide provenite din cratonizarea unor orogene. Peste soclul cratonizat se depun sedimente care alcatuiesc cuvertura unei platforme.Varsta unei platforme este data de varsta ultimelor deformari ale soclului.

Dupa sensul de deplasare relativa a diferitelor sectoare ale scoartei terestre,miscarile orizontale pot fi impartite in:1.Miscari divergente sau dinstensiune ,care determina aparitia rifturilor continentale ,a bazinelor de sedimentare de tipul Marii Rosii si a bazinelor oceanice.Aceste miscari isi au originea in procesele termice si de convectie si se manifesta sub zonele de expansiune.Ca efect al acestor procese si miscari ,intreaga crusta care constituie fundul oceanelor actuale.2.Miscari convergente,care determina compresiune,deformare intensa si ridicarea lanturilor muntoase.Ele au fost denumite miscari de cutare sau miscari tectonice propriu-zise.

??23.AVANFOSAFore-dip= avanfosaAvanfosa este ultimul etaj structural din evolutia unu orogen. Formatiunile sunt exclusiv sedimentare si in anumite conditii fac tranzitia catre depozitele de foreland (platforme).Avenfosele cuprind in exclusivitate materiale reciclate din orogenul deja format, adica sursa externa (platformica) este imbracata (nu este erodat).Din punct de vedere structural, avanfosele pot fi afectate uneori de falii inverse, dar in general predomina stilul plicativ (adica cutele).In cazul carpatilor Orientali, avanfosa este divizata in 2 parti: Avanfosa interna Avanfosa externaCea interna a fost afectata de ultimele miscari tectogenetice ale evolutiei Carpatilor Orientali (faza moldavica, intrasarmatian), astfel, avanfosa interna este regasita in panza subcarpatica.Deplasarea Sarmatiana pe planul de sariaj al panzei subcarpatice a fost contemporana cu geneza bazinului Comanesti. Acesta este un bazin de tip Piggy-back.Avanfosa externa face trecerea de la cele mai tinere formatiuni ale orogenului la cele de platforma. Uneori avanfosa externa poate acoperi structuri tectonice ale orogenului.

Un alt tip de bazine piggy-back sunt cele din Muntii Apuseni.

Zonele externe de tipul centurilor cutate si incalecate, dar si de tipul avanfosei sunt implicate in stilul structural de eventai imbricat, astfel sunt definite incalecari emergente si incalecari oarbe. Aceste incalecari se branseaza la un plan principal de detasare.

Planele de detasare a stivelor de roci trebuie sa respecte anumiti parametri litologici, astfel sunt favorizate sisturile argiloase negre (de tip Audia), sisturile disodilice (sisturi argiloase bituminoase) sau sarea.Aceste orizonturi de alunecare pot fi discontinui atat transversal cat si longitudinal in zona supusa compresiunilor.