Evolutia paleogeografica si trasaturile morfostructurale ale reliefului Romaniei

Evolutia paleogeografica si trasaturile morfostructurale ale reliefului Romaniei

1. Cadrul structural

Structura generala morfotectonica actuala a teritoriului tarii noastre este strans dependenta de evolutia oceanului Tethys situat intre placile africana si euroasiatica si de formarea lantului muntos alpino-carpatic-himalayan.

Acest mecanism prin care a luat nastere aceasta structura se inscrie in marele ciclu inceput acum cca.200 milioane de ani determinat de aparitia riftului Atlanticului si de inchiderea oceanului Tethys.

Orientarile diferite ale lanturilor muntoase actuale sunt rezultatele jocului local al subplacilor si microplacilor, al foselor si zonele de subductie locala si regionala al perioadelor de extensiune sau coliziune si compresie la aceleasi nivele locale sau regionale. In mare, placa europeana pare a fi cea care s-a subdus sub cea africana iar astazi subductia este inversa cauzand cutremurele din bazinul Mediteranei.

Evolutia teritoriului Romaniei a decurs sub directa influenta a deplasarii placii este europene, dar mai ales a miscarii variate a unor microplaci situate in fata ei si a deschiderii si apoi a inchiderii unor rifturi locale sau regionale.

Teoria microplacilor si a vechilor rifturi pune accent pe faptul ca placa est europeana (cu tendinta de deplasare spre vest), coboara sub Carpatii Orientali, ajungand intr-un proces de subductie manifestat puternic in mio-pliocen cand fruntea ei s-a topit si a dat nastere lantului vulcanic Calimani Gurghiu-Harghita. Anomaliile gravimetrice minime din lantul Carpatilor Orientali si cea de la sud de Carpatii Meridionali si de Curbura Carpatilor, continuata cu doua ramificatii pe directia Buzau-Mangalia si Adjud-Cahul, indica fasiile de contact dintre microplacile moesica, a Marii Negre, transilvana si moldava dovedite de anomaliile maxime (Fig. 90).

Lantul evolutiv al reliefului actual pare a fi inceput in triasic, cand in fata placii est europene s-a deschis acea mare marginala (Oceanul Siret) numit si carpato-balcanic aflat in expansiune. In vestul acestuia, un aglomerat de microplaci se situa la vest de pozitia actuala a Carpatilor. La inceputul jurasicului in regiunea muntilor Dinarici, la contactul aglomeratului de microplaci cu masa sialica dinamica a aparut un rift care prin expansiune s-a transformat in fund ocanic cu depunere de ofiolite printre care si cele din M-tii metaliferi. In jurasicul superior-cretacic riftul dinarid devenind inactiv, oceanul a intrat in subducti ceea ce va avea efect spre final in paleogen - eruptiile de banatite peste microplacile de la est. Sub presiunea microplacilor din vest, oceanul Siret a inceput sa se inchida, au aparut incalecari de tipul panzelor (panza Getica, panza de Biharia, panza de Codru), iar placa moldava a intrat in subductie, in fata ei formandu-se bazinul in care s-a depus flisul cretacic.

Fig. 90. Schita segmentelor de placi litosferice reflectate de anomalia gravimetrica regionala:

1 - anomalie regionala de maxim (placi); 2 - anomalie regionala de minim; 3 - axe de minim; 4 - camp de falii crustale; 5 - directia de miscare a placilor si microplacilor litosferice;

6 - limita ariei montane.

In paleogen, odata cu punerea in loc a banatitelor, subductia din zona Vadar a incetat, marea flisului cretacic s-a restrans sub impingerile din vest, sedimentele cretacice s-au cutat avansand spre placa moldava care se subduce si mai mult formand bazinul flisului neogen. Incepand din tortonian fruntea placii moldave ajunge la adancimi de 135-165 km care determina topirea ei si formarea lantului vulcanic neogen din Carpatii Orientali.

Ciocnirea dintre cele doua placi, moldava si carpatica, a continuat, s-au cutat flisul paleogen si molasa neogena, iar la sfarsitul pliocenului si inceputul cuaternarului a incetat. In acelasi timp insa in fata Carpatilor de Curbura s-a activat o noua zona de subductie unde o parte din placa carpatica avansand spre sud-est, incaleca peste microplaca Marii negre, pe care o forteaza la subducere pe un plan Benioff ce localizeaza cutremurele din Vrancea. Prin deplasarea spre sud-est aceasta lasa in spate deschiderea Depresiunii Brasovului.

Lantul actual al Carpatilor a rezultat deci din compresiunea exercitata de placa europeana in mersul ei spre sud si sud-vest ca si de nasterea placii africane, care au determinat strangerea, arcuirea si indoirea aliniamentului vechi oceanic si o noua fragmentare a blocurilor sialice respectiv a microplacilor (alpino-carpato-balcanice). In acest proces apar panze de incalecare si se individualizeaza segmente muntoase. Se ajunge astfel la o alta aliniere a noilor segmente si incepe crearea de structuri noi. Astfel, spre placa europeana sunt impinsi si se cuteaza Carpatii Orientali, capatand o usoara curbura pe aliniamentul Bargau-Dorna, iar mai tarziu in spatele lor apare lantul vulcanic. Carpatii Meridionali au fost impinsi spre microplaca moesica mai rigida, fapt pentru care s-au curbat in regiunea Portilor de Fier.

La curbura Carpatilor, falia crustala a Carpatilor Meridionali trece prin aliniamentul Culoarul Bran-Depresiunea Brasovului-Trotus-sudul Moldovei, in timp ce flisul specific Carpatilor Orientali o depaseste spre sud, in arc de cerc, mergand pana la Dambovita si deversandu-se peste cea mai adanca si mai activa fosa actuala. S-a creat astfel, in jurul microplacilor Transilvaniei un cerc muntos, usor deschis spre vest care insa s-a inchis in cerc complet prin deplasarea si sutura celor doua parti ale M-tilor Apuseni. Partea situata la nord de discontinuitaatea crustala Beius-Halmagiu-Brad, plasata initial intre Carpatii Orientali si regiunea Villany s-a deplasat in lungul unor falii pana in pozitia actuala unde s-au lipit cu M-tii Apuseni de sud (muntii Muresului) care au caractere asemanatoare cu m_tii Dinarici.

2. Etapele de evolutie si dezvoltare a reliefului

In evolutia reliefului Romaniei se disting cinci etape : etapa precambrian-paleozoica (prealpina), etapa mezozoica, etapa paleogena, etapa neogena si etapa cuaternara.

2.1. Etapa precambrian-paleozoica (prealpina)

Etapa precambrian-paleozoica corespunde ciclurilor tectonice prebaicalian, baicalian si hercinic, caracterizat fiecare prin litogeneza, magmatism, orogeneza si metamorfism prin care s-a format scheletul cristalino-magmatic, temelia principala a reliefului Romaniei. Din aceasta perioada dateaza sisturile cristaline si sisturile verzi din Dobrogea.

La inceputul paleozoicului existau doua unitati de uscat alcatuite din roci metamorfice si magmatice, una nordica in Podisul Moldovei, cealalta sudica corespunzand Campiei Romane si Dobrogei de Sud, separate de aria geosinclinalului din Dobrogea Centrala si de Nord. In vest functiona o arie de geosinclinal, in care, incepand din prebaicalian s-a inregistrat un proces continuu de metamorfozare a sisturilor cristaline, insotite de magamtism cu caracter bazic.

In cambrian in conditiile unui climat cald si uscat are loc o eroziune accentuata a uscatului. A rezultat astfel peneplena soclului precambrian care alcatuieste azi fundamentul Podisului Moldovei, Campiei Romane si al Podisului Dobrogei de Sud. Miscarile epirogenice care au afectat uletrior cele doua platforme au permis acoperirea lor de catre apele marii si depunerea unor depozite sedimentare groase, deci peneplena are caracter de suprafata de eroziune fosilizata.

Orogeneza caledonica care s-a desfasurat in silurian s-a materializat in cutarea stransa a sedimentelor din geosinclinal si printr-un metamorfism mai slab care a dat nastere sisturilor verzi. Prin aceasta orogeneza a avut loc ridicarea si consolidarea Dobrogei Centrale intre liniile tectonice Peceneaga-Camena si Capidava-Ovidiu. In geosinclinalul carpatic au aparut cordiliere dintre care cea mai importanta a fost cea din vecinatatea Platformei Moldovenesti prelungita pana in Dobrogea de Nord. In conditiile unui climat cald cu vegetatie redusa, relieful creat a fost intens modelat, rezultand o peneplena ramasa exodanta pana in jurasic cand a fost acoperita de apele marii.

Orogeneza hercinica, manifestata in carbonifer si permian se caracterizeaza prin cutari, exondari si magmatism granitic atat in geosinclinalul carpatic cat si in aria nord Dobrogeana. In geosinclinalul carpatic au avut loc metamorfozari slabe si cutari ce au dat cordiliere si catene dispuse intr-un arc ce urmarea vechiul contur al cordilierelor caledonice. Spre sfarsitul orogenezei hercinice au fost puse in loc mase granitice (lacolite si batolite) care astazi sunt scoase la zi prin eroziune.

In conditiile unui climat cald si umed, caracteristice carboniferului, masivele hercinice si cele din aria carpatica au fost supuse unei modelari intense formandu-se peneplena posthercinica.

2.2. Etapa mezozoica

De prima faza a etapei mezozoice , numita faza alpina veche, cand au avut loc miscarile kimerice, este legata manifestarea magmatismului ofiolitic in Carpati, a profirelor si diabazelor in Dobrogea.

In mezozoic au avut loc doua mari transgresiuni marine, una in triasic, cealalta in jurasic din care au rezultat depozite cu faciesuri predominant calcaroase, de mica adancime, depuse pe suprafata peneplenei posthercinice. Aceasta cuvertura calcaroasa si dolomitica se remarca prin relieful calcaros si carstic cu mare varietate de forme caracteristice, in special pe calcarele jurasice. Tot in faza alpina veche se schiteaza cuvetele marginale din Carpatii Orientali umplute ulterior si cu depozite cretacice

Faza orogenezelor austrica si mediteraneana au produs cutari intense, ducand la formarea panzei Getice in Carpatii Meridionali si a panzei de Codru in Carpatii Occidentali. In carpatii Orientali au avut loc dezlipirea invelisului sedimentar transilvanean de pe cristalin (panza transilvana) ca si deplasarea fundamentului cristalin cu sedimentul sau peste aria flisului intern (panza bucovinica). Catre sfarsitul fazei se remarca inaltarea generala a regiunii cristalino-mezozoicem dar si o coborare a bazinelor sedimenatre ale Hategului, Borodului, Ghimbav-Rucar.

Faza orogenezei laramice corespunde intervalului senonian superior-paleocen si se caracterizeaza prin definitivarea structurala a zonei cristaline mezozoice in Carpatii Orientali, precum si cutarea flisului cretacic ce se va inalta treptat alipindu-se unitatii cristaline. Impingerea spre est a blocurilor cristalino-mezozoice a produs in unitatea flisului o structura in panze deplasate tot spre est cum sunt panzele de Ceahlau, panzele flisului curbicortical si panza de Audia.

In aceasta faza, de la sfarsitul cretacicului superior, iau nastere Depresiunea Transilvaniei, Depresiunea Lovistei, Depresiunea Getica, care sunt ulterior invadate de apele marine si umplute cu depozite sedimentare variate.

Orogeneza laramica este insotita si de o intensa activitate magmatica ce a dus la aparitia andezitelor si profirelor in Muntii Poiana Rusca, andezitelor, dacitelor si riolitelor in Muntii Bihor, Vladeasa, Muresului; in Muntii Rarau apar ofiolite, iar in Muntii Persani tufuri bazaltice.

In conditiile unui climat tropical si subtropical nivelarea uscatului a dus la formarea platformei de eroziune Borascu.

2.3. Etapa paleogena

Miscarile savice din eocen au cutat si inaltat flisul paleogen impreuna cu toate celelalte unitati carpatice definitivandu-l ca unitate structurala aparte. In aceasta etapa a continuat peneplenizarea intregului relief format anterior sub influenta climatului subecuatorial cu nuante umede si aride. Incepe sa se formeze complexul sculptural Raul Ses si se constata slabe manifestari ale magmatismului.

2.4. etapa neogena

Aceasta etapa constituie ultima veriga din lantul evolutiei reliefului Romaniei. Miscarile de cutare din geosinclinalul carpatic au dus la ridicare celor mai noi unitati. Astfel miscarile epirogenice pozitive au inaltat treptat Carpatii, Subcarpatii, podisurile si campiile, iar eruptiile vulcanice au creat lantul vulcanic din vestul Carpatilor Orientali.

Inaltarea regiunii carpatice, in urma miscarilor savice, a determinat punerea in evidenta a unor abrupturi de contact si de separare a acesteia din regiunile joase din jur. In lungul acestor abrupturi, in conditiile unui climat mediteranean, s-au format piemonturi intinse (acvitanianburdigaliene) ale caror resturi se gasesc in conglomeratele si pietrisurile miocne inferioare de pe rama interna a Carpatilor sau de la exteriorul lor.

Modelarea pretortoniana s-a soldat cu sculptarea unei trepte noi de eroziune si anume nivelul superior al complexului sculptural Raul Ses. Aceasta treapta are caracterul unor pedimente periferice continuate in interiorul muntilor prin pedimente de vale. Prin fragmentarea lor uletrioara s-a creat peisajul de culmi prelungi de inaltime medie.

Miscarile stirice din helvetian superior tortorian si moldavice din tortorian-sarmatian au dus la accentuarea inversiunilor morfotectonice schitate in paleogen (scufundarea Masivului Transilvan si Masivul Panonic).

Ele au pus in evidenta avanfosa in care se acumulau depozite mio-pliocene si au cutat formatiunile din sectorul Subcarpatilor Moldovei unde se creeaza o noua unitate structurala. Tot acum s-au conturat mai evident golfurile si depresiunile din Muntii Apuseni si s-au produs primele eruptii neogene din nordul Carpatilor Orientali si Muntii Apuseni. Ridicarea Carpatilor Orientali, in prima jumatate a sarmatianului, a favorizat dezvoltarea unor intinse piemonturi iar in jurul Carpatilor Meridionali, Muntilor Banatului si Muntilor Apuseni s-au format campii fluvio-lacustre cu aspect piemontan (Fig. 91).

Fig. 91. Situatia paleogeografica a teritoriului Romaniei la sfarsitul orogenezei stirice (dupa Emilia Saulea si colab., 1956 cu modificari): 1 - uscat; 2 - domeniu marin; 3- eruptii vulcanice si masive deja consolidate.

Miscarile attice din sarmatianul superior au definitivat stilul tectonic al flisului paleogen din Carpatii de la Curbura, si au ridicat acest arc carpatic la inaltimea unui lant muntos si au exondat partial sau total o parte a golfurilor si a bazinelor interne. Ca rezultat al modelarii in aceasta perioada s-a format nivelul inferior al complexului sculptural Raul Ses cu mare desfasurare in intreg lantul Carpatic si mai ales in Carpatii Orientali unde apare ca nivel superior in toata unitatea flisului paleogen.

Altitudinile diferite la care se afla in prezent, 1200-1600 m in Carpatii orientali, 1200-1500 m in Carpatii Meridionali si 700-1000 m in Muntii Apuseni, sunt rezultatul deformarilor neotectonice ulterioare. In acelasi timp au fost supuse modelarii si regiunile colinare exondate dupa sarmatian in special in nordul Podisului Moldovei, Subcarpatii Moldovei, Podisului Somesan, Podisul Tarnavelor etc (Fig. 92).

Fig. 92. Situatia paleografica a teritoriului Romaniei in timpul orogenezei attice (dupa Emilia Saulea si colab., 1956 cu modificari): tarmul marii in timpul sarmatianului superior.

In pontian, prin ridicare regiunii carpatice si a celei somesene s-au individualizat trei bazine lacustre (Transilvan, panonic si getic). Modelarea, manifestata in mare parte prin abraziune la poalele masivelor carpatice, a dus la formarea complexului sculptural Gornovita, pastrat sub infatisarea unei prispe ce domina cu 200-300 m unitatile vecine. Astazi acest complex sculptural se afla la inaltimi cuprinse intre 800-1300 m.

Miscarile rhodanice din dacian au contribuit la ridicarea Carpatilor si a regiunilor vecine impunand retragerea apelor din Bazinul Transilvaniei de pe cea mai mare parte din Podisul Moldovei ca si din regiunile colinare si din golfurile din vestul tarii.

Faza tectonica valaha a afectat puternic Subcarpatii olteniei si ai curburii unde au aparut cute largi simetrice, uneori faliate si cute diapire. In Carpati (si Subcarpati) au loc ridicari cu amplitudini de 500-1000 m

Astfel, sunt exondate treptat sudul Podisului Moldovei, Piemontului Getic si o parte a Campiei Banato-Crisane. Totusi, pe fondul general al miscarilor de inaltare la exteriorul Carpatilor ca si in interiorul lor (ex. Depresiunea Brasovului), se contureaza arii subsidente care au favorizat dezvoltarea si mentinerea unui regim lacustru (Fig.93).

Fig. 93. Situatia paleografica a teritoriului Romaniei in pliocenul superior - pleistocenul inferior (villafranchian) (dupa C. Ghenea si colab., 1963): 1 - uscat; 2 - domeniu fluvio-lacustru; 3 - domeniul lacustru; 4- eruptii vulcanice.

In conditiile unui climat mediranean cu nuante temperate in regiunile mai inalte modelarea a dus in munti la o intensa denudare cu formarea de lunci si glacisuri laterale largi.

Incepand din romanian fragmentarea tot mai intensa pe verticala a marilor unitati colinare a dus la conturarea subunitatilor actuale. Eroziunea laterala se manifesta cu intensitate mai mare sau mai mica functie de miscarile neotectonice si natura rocilor, si va avea ca efect punerea in evidenta a depresiunilor si culoarelor de contact. Tot in aceasta faza au avut loc eruptii vulcanice mai active in vestul Carpatilor Orientali unde s-a cladit lantul Calimani-Harghita si s-a intregit cel din nord.

2.5. Etapa cuaternara

Cuaternarul are un rol decisiv in diferentierea actualului relief al Romaniei. Intreaga Campie Romana, impreuna cu baltile si Delta Dunarii, Piemontul Getic si Campia Banato-Crisana sunt unitati de relief formate in cuaternar, iar o mare parte a Subcarpatilor reprezinta un relief modelat tot in cuaternar.

Totodata in cuaternar in lantul vulcanic s-au produs unele completari, iar unele bazine intramontane au devenit uscat catre sfarsitul cuaternarului. Practic o treime din relieful Romaniei isi are originea in cuaternar.

In aceasta perioada au avut o serie de miscari epirogenice prin care, dupa unii autori, Carpatii s-au inaltat cu aproximativ 1000 m precum si unele cutari care au avut un rol considerabil in stabilirea trasaturilor regionale ale formelor de relief. Miscarile epirogenice au prezentat diferente mari de la o regiune la alta cu o diminuare evidenta a intensitatii de la nord-est la sud si vest adica de la Carpatii Orientali la Carpatii Meridionali si de la acestia la Muntii Banatului si Muntii Apuseni. Cea mai intensa mobilitate a fost determinata in arii care corespund blocurilor cristalino-mezozoice. In general, intensitatea medie a ridicarii este de 4-5 mm/an in zona cristalino-mezozoica a Carpatilor Orientali, 2-3 mm/an in Carapatii meridionali, 1-2 mm/an in Muntii Apuseni, Podisul Moldovei, respectiv Podisul Barladului 2-4 mm/an iar Campia Romana peste 2 mm/an. Depresiunea Transilvaniei este antrenanta intr-o miscare de ridicare de pana la 2 mm/an.

Pe teritoriul Romaniei exista si o arie afectata de miscari negative extinsa din campia Siretului inferior pana spre Arges. Miscarile negative determinate de fracturile si deplasarile blocurilor din fundament si de afundare a blocurilor cazute diferentiat s-au resimtit cu pregnanta si in Campia Banato-Crisana mai ales in Campia Muresului si Campia Crisurilor, unde acumularile de aluviuni in cuaternar depasesc 400 m grosime. Totodata trebuie precizat ca Depresiunea intercarpatica a Transilvaniei a functionat pana la mijlocul pliocenului si in cuaternar a fost inaltata si tranformata in podis deluros. Dealurile Banatului si Crisanei au intrat intr-un proces astfel de proces abia spre sfarsitul pliocenului si in cuaternarul inferior iaar partea sudica a Podisului Moldovei si a Piemontului Getic abia in cuaternarul inferior si cel mediu.

Cuvetele cu formatiuni romaniene si villafranchiene din subcarpatii si partea nordica a Podisului Getic, care astazi reprezinta dealuri de 600-800 inaltime, dovedesc ca in cuaternarul inferior functionau ca arii de acumulare subsidente si ca numai in post villafranchian au fost inaltate si fragmentate, ajungand la o energie a reliefului de pana la 400 m.

Depresiunile intracarpatice tectonice, umplute cu sedimente neogene si cuaternare, au functionat la inceput ca arii subsidente, apoi au fost prinse in inaltarile de ansamblu ale Carpatilor, ajungand ca unele sa fie definitivate abia in ultima parte a cuaternarului.

Sensul general al miscarilor in cuaternar au fost de inaltare si de reducere continua a ariilor de lasare. Este o trasatura principala a teritoriului Romaniei, ceea ce a avut ca rezultat aparitia si definitivarea treptelor principale de relief.