La inceputul Cuaternarului se incheie evolutia orogenetica din ciclul alpin. Astfel, pe parcursul Pleistocenului teritoriul actual al Romaniei a fost afectat doar de miscari de inaltare si coborare cunoscute si sub denumirea de miscari neotectonice. Pe parcursul Pleistocenului s-a constatat o miscare cvasigeneralizata a teritoriului, indeosebi a domeniului carpatic. Pe baza unor masuratori geografice se admite inaltarea unor tronsoane carpatice cu cateva sute de metri, in unele situatii atingand 1000m, asa cum este cazul cu unele grupari montane din Meridionali (M. Fagarasului).
Miscarile neotectonice din Carpati au contribuit la intensificarea eroziunii, realizandu-se dezvoltarea bazinelor hidrografice pana la stadiul pe care il cunoastem astazi, iar pe de o parte s-a realizat o fragmentare deosebita a vechilor complexe de nivelare carpatice (Rau-Ses, Borascu, Gornavita).
Miscarile tectonice nu au fost constante in timp si nu au avut aceeasi intensitate pe intreg teritoriul tarii. In Subcarpati, inaltarile au fost ceva mai moderate, determinand suprainaltarea unor nivele de terasa, acelasi efect realizandu-se si in unitatile de platforma. Orice miscare de inaltare este insotita de miscari de coborare, intrucat miscarile neotectonice au un caracter compensatoriu. La nivelul teritoriului carpatic, miscarile au fost predominant pozitive, avand intensitati diferite pentru diferitele unitati morfostructurale. Masuratorile cu caracter geofizic ale lui Ciocardel si Esca au evidentiat cea mai mare amploare a inaltarilor pentru ariile cristaline si cristalino-mezozoice. Astfel, respectivii autori redau ca valoare a inaltarii intre 4 si 5mm pe an. In aceste conditii, pe durata a 1,85mil de ani, ar fi trebuit sa se realizeze o inaltare generala de 8500-8800m, fapt ce este imposibil. Intrucat altitudinile de astazi sunt mult mai modeste, ceea ce ar fi presupus un transfer de materiale erodate din domeniul montan si depuse in bazine depresionare, intra si extracarpatice. Mai mult, in aceasta situatie s-ar fi distrus toate urmele glaciare, ceea ce nu se justifica in realitatea de teren. In acest context, putem aprecia faptul ca aceste inaltari neotectonice nu au fost permanente si nu au avut intensitatea masurata in momentul de fata. Astfel, este posibil ca pe parcursul Pleistocenului sa fi existat perioada de timp in care intensitatea miscarilor de inaltare ar fi fost mult mai redusa, cu unele intervale de stagnare sau chiar cu perioade de coborare. Revenind la masuratorile geofizice actuale, in Carpatii Meridionali se constata o intensitate a miscarii de inaltare de 2-3mm pe an in cazul blocurilor cristaline, insa cu valori din ce in ce mai mici din axul central spre periferie.
In actualul spatiu al Carpatilor Occidentali, inaltarile sunt mult mai modeste, cuprinse intre 1 si 2mm pe an, aceste valori fiind specifice indeosebi si pentru aria flisului. In cazul flisului, cea mai tipica situatie este cea din Carpatii de Curbura, unde partea centrala inalta sufera o evidenta miscare de inaltare, in timp ce periferia interna dar mai ales cea externa sufera miscari de coborare.
In unitatile de platforma, miscarile epirogenetice se manifesta si prin inaltari si coborari generate de soclul rigid. Inaltarile sunt diferentiate in functie de sistemul de falii care delimiteaza anumitele compartimente. Pentru partea de nord a Podisului Moldovei se constata cea mai intensa miscare de inaltare, valorile fiind de 2-4mm pe an pentru ca in partea centrala inaltarile sa fie de 1-2mm pe an, tinzand spre 0 in sudul Podisului Moldovei, iar la trecerea spre Campia Romana se constata o miscare compensatorie de coborare.
La nivelul Podisului Dobrogei, cele mai intense miscari de inaltare se se constata in Dobrogea de Sud, cu valori intre 4 si 5mm pe an, pentru ca mai apoi valorile sa fie mult mai reduse in Dobrogea de N. Mai mult, prin fragmentarea orogenetica, in Dobrogea de Nord, la nordul faliei Sf. Gheorghe-Adjud-Oancea, pe parcursul Pleistocenului au avut loc miscari de coborare specifice depresiunii predobrogene.
La nivelul Campiei Romane inaltarile au fost ceva mai reduse, atingand 2mm pe an in sudul Campiei Romane si ceva mai mici la trecerea de la unitatea de platforma la cea de orogen. In cazul Depresiunii Transilvaniei s-au inregistrat miscari negative o data cu aparitia ca bazin tectonic, pentru ca spre partea finala a Neozoicului, incepand din Pliocen, sensul miscarilor sa se schimbe, iar astazi se inregistreaza miscari de inaltare cu pana la 2mm pe an. Schimbarea sensului de miscare s-a inregistrat in cazul ariilor subcarpatice, cat si in Podisul Piemontan Getic unde partea de nord a podisului suferit o basculare datorita inaltarii, in timp ce in partea sudica a inregistrat miscari de coborare. Cele mai caracteristice arii de coborare s-au inregistrat pe parcursul Pleistocenului, indeosebi la nivelul unitatilor de campie. In teritoriul extracarpatic, la est de Arges, s-a schitat o arie de coborare neotectonica caracteristica astazi campiilor Titu, Gherghitei,Saratei, Buzaului Inferior. Miscarile de coborare,de subsidenta marcate prin grosimea impresionanta a depozitelor sedimentare, care in Campia Siretului Inferior ating valori impresionante, 17-18000m. Miscari negative, de subsidenta, s-au inregistrat si in Campia Tisei, respectiv in Campia Somesului, Campia Timisului. Depresiunile tectonice, indeosebi cele intramontane, au functionat ca arii de subsidenta pana in Cuaternar, pentru ca pe parcursul acestei ere aceste depresiuni sa fie marcate de inaltarea cvasigeneralizata a Carpatilor, motiv pentru care aceste depresiuni au devenit uscaturi.
Astazi, inaltarea compartimentelor depresionare este mult mai lenta sau lipseste, existand insa si tronsoane cu inaltari locale. Asemenea situatie este in Depr. Giurgeu, unde in partea central-sudica relieful este asemanator cu o « campie » intramontana, in timp ce partea de nord a depresiunii sufera miscari de inaltare la zi fiind aduse prin exhumare unele formatiuni cristaline vechi (Pod. Toplitei).
UNITATI MORFOSTRUCTURALE ALE ROMANIEI
Formatiuni geologice si substante minerale utile
Unitatile morfostructurale ale Romaniei
U. m. s-au realizat de-a lungul erelor geologice sub impulsul indeosebi al fortelor intense tectonice fiind vorba despre unitatile de rel care se leaga prioritar de contextul structural-tectonic si de litologie.
U.m. se grupeaza in 2 mari categorii :
-unitati de orogen carpatic
-unitati de platforma
Unitatea de PLATFORMA :
-sunt cele mai vechi , avand in vedere formarea vechilor uscaturi, ulterior peneplenizate care functionau ca soclu, pentru unitatile de platforma.Orice unitate de platforma se caracterizeaza prin 2 elemente:
a)fundament/ soclu
b)cuvertura sedimentara , realizata in mai multe cicluri de sedimentare, cicluri care se asociaza cu transgresiunile marine , sunt marcate prin importante discordante sau lagune stratigrafice care corespund unor stadii de regresiune marina.
Unitatea de OROGEN
-ma noi cu exceptia Orog Nord-Dobrogean, fiind rezultatul fazelor din ciclul orogenului alpin.Diferentierile fata de unit de platf se leaga indeosebi de stilul strucural al unitatii. Astfel, in cazul orogenului carpatic si pericarpatic domina accentuat, structurile cutate lor li se adauga structurile vulcanice rezultate in urmatoarele faze de eruptie.
Unitatile de orogen sunt constituite din :
a) Unitatea carpatica propiu-zisa
b) Unitatea pericarpatica
c) Unitatea depresiunii intercarpatice a Transilvaniei
d) Dealurile de Vest
e) Campia Tisei
Unitatea de platforma are in componenta :
a) Platforma Moldovei
b) Depres Barladului
c) Depres Predobrogeana
d) Platforma Dobrogei de sud
e) Platforma Dobrogei Centrale
f) Masivul Nord Dobrogean
g) Platforma Valaha
Principalelel unitati morfostructurale corespund marilor ansambluri de rel sau marilor unitati fizico-geografice.Intre unitatile morfostrucurale si cele 919h75j fizico-geografice exista uneori diferente intrucat limitele nu sunt de fiecare data identice.Mai mult, unele unitati morfostructurale care..existenta orogenului prez o functionalitate asemenea unitatilor de platforma.Astfel depresiunea colinara a Transilvaniei pp existenta dpdv genetic unit de orogen dar functioneaza ca o unitate de podis( asemanari evidente ale Podisului Transilvaniei cu Podisul Moldovei).Dealurile de vest care presupune existenta unitatilor de orogen prezinta similitudini cu unele unitati deluroase din Unitatea de platforma dar sub aspect fuctional cele mai mari similitudini sunt intre Campia Tisei si Campia Romana care presupune existenta unit de platforma.
UNITATEA DE OROGEN CARPATIC
-ocupa partea CV a Romaniei insemnand aproximativ 65% din teritoriul tarii.Conturarea unitatii s-a realizat pe parcursul ciclului orogenetic alpin, atat direct , (prin cutari (inaltari)si prin sariaje) cat si indirect (prin sedimentarea intensa a unor bazine tectonice).
In teritoriul carpatic se realizeaza o serie de fasii sau de blocuri tectonice caracterizate prin existenta unor roci metamorfice , uneori roci magmatice efuzive cat si roci sedimentare.Astfel, rocile sedimentare s-au constituit in mai multe reprize intreg esafodajul rocile metamorfice si sedimentare formand structuri cutate, pliate sau sariate sau sub forma unor sisteme de panze de sariaj.
UNITATEA CARPATICA PROPRIU-ZISA :
-reprezinta edificiul structural dominant al teritoriului Romaniei, coloana vertebrelor.
In cadrul terit carpatic se disting mai multe arii morfostructurale sub forma unor fasii longitudinale (Carpatii Or), blocuri tectonice (Carpatii Merid ) sau prezinta structura de tip horst-graben (Carpatii Occidentali).
Principalele arii morfostructurale ale Orogenului Carpatic propiu-zis :
a) Aria morfostructurala cristalina si cristalino-mezozoica
b) Aria morfostructurala a flisului carpatic
c) Aria morfostructurala a vulcanitelor neogene
d) Aria morfostructurala vulcano-sedimentara
e) Aria morfostructurala a depresiunilor intramontane
a) Aria morfostructurala cristalina si cristalino-mezozoica,intalnita in toate cele 3 catene :
Aria morfostructurala cristalina si cristalino-mezozoica din Carpatii Orientali
se identifica sub forma unei fasii longitudinale cu o pozitie centrala , axata in cadrul Carpatilor Orientali. Aceasta fasie se identifica de la granita de N a Rom pana la valea superioara a Trotusului , reapare la contactul cu Carpatii Meridionali in Mtii Persani, Magura Codlei, Leaota.
Este constituita din roci metamorfice ( respectiv sisturi cristaline ), mezometamorfice(gnaise, micasisturi si amfibolite ) si roci epimetamorfice(sisturi sericito-calcaroase, glaritoase si manganoase , filite , cuartite albe si negre , calcare metamorfice si marmura).
Lipit de axul cristalin carpatic se dezvolta zona cristalino-mezozoica cu un fundament cristalin dar si cu depozite sedimentare mezozoice dispuse in cateva sinclinale suspendate.Umplutura sinclinalelor mezozoice este formata din roci marno-argiloase( depozite de Wildflis), in care sunt 'infipte' mari corpuri de roci carbonatice indeosebi calcare si dolomite.
Din punct de vedere structural , rocile metamorfice ale axului cristalin sunt ordonate sub forma unor structuri in panze de sariaj in sensul in care r. mezo-metamorfice mai vechi repauseaza peste rocile epimetamorfice mai noi.
In zona cristalino-mezozoica este caracteristica tot o structura in panze de sariaj in care sunt intalnite panzele bucovinice cu infrabucovinica, subbucovinica, panza bucovinica , care afecteaza fundamentul cristalin si sistemul panzelor transilvane (dacidelor interne, dacidelor mediane si transilvanidele).
Muntii axului cristalin din aceasta arie incepand din Mtii Maramuresului , Muntii rodnei, Suhardului, partial Obcina Mestecanis , Giumalau, Muntii Bistritei, Giurgeului, muntele Negru( obarsia Oltului si Muresului).
Zona cristalino-mezozoica este lipita de axul cristalin fiind situata imediat la E, spre exteriorul axului
Constituie mari inversiuni de relief intrucat imbraca forma unor mari sinclinale suspendate cu flancuri cristaline si cuvertura sedimentara mezozoica in interiorul sinclinalelor. Ii apartin Rarau-Breaza ( mtii Rarau- Breaza ;muntii rarau cu extensii in Ob. Mestecanis si in S mtiilor Stanisoarei), S Haghimasului (mtii Hasmasu), aria muntilor Bicazului (Cheile Bicazului), Piatra Craiului-mtii Piatra Craiului.
Aria morfostructurala cristalina si cristalino-mezozoica din Carpatii Meridionali
Se extinde de la V Dambovitei catre culoarul Timis-Cerna
Este contituita din roci epi- si mezometamorfice care ocupa partea centrala inalta la care se adauga formatiuni sedimentare mezozoice dispuse pe rama sudica indeosebi la V de Olt, cat si pe rama nordica, la V de Olt.
Carpatii Meridionali functioneaza in sistemul de munti block, fiind marcati de importanta liniei tectonice.Dpdv structural este prezenta structura in panze de sariaj, panze puse in loc in timpul fazelor orogenetice cretacice (austrica si laramica). Astfel, panza getica care cuprinde masivul Fagaras, Lotru, Candrel-Sureanu incaleca peste autohtonul Danubian care este reprezentativ pentru ansamblul mtilor Parang , Retezat-Godeanu extinzandu-se sin in mtii Valcan Cernei, Mehedinti spre pod. Mehedinti .
Sedimentarul mezozoic s-a depus in cateva cicluri Paleozoic-Cretacic.Acestea formeaza zona cristalino-mezozoica care incepe din muntii Cozia, continuandu-se prin muntii Capatanii si Valcanului unde formeaza o succesiune de sinclinale , unele suspendate (Buila-Vanurarita, Novaci, Polovragi, Tismana, Oslea, Campulung lui Ineag, Baile Herculane).Ariile acestea calcaroase de varsta mezozoica se regasesc pe flancul Nordic, indeosebi la periferia muntilor Sureanu unde formeaza celebra arie carstica OHABA_PONOR.
Aria morfostructurala cristalina si cristalino-mezozoica din Carpatii Occidentali
Se caracterizeaza printr-o deosebita diversitate litologica si o fragmentare tectonica.Astfel, dpdv tectono-structural Meridionalii se continua si la V de culoarul Timis-Cerna , in Poiana Rusca si Muntii Banatului.Astfel panza getica se continua sin in muntii Poiana-Rusca, apoi in Semenic si muntii Locvei in timp ce autohtonul Danubian este prezentin Poiana Rusca ( mtii Docnecei si mtii Almajului ).
Zona cristalino-mezozoica se continua si in muntii Banatului unde pe suprafete foarte mari sunt intalnite calcarele si dolomitele mezozoice (mtii Aninei, culoarul tectonic Resita-Moldova Noua, culoarul Timis-Cerna, unele sectoarele din mtii Almajului-depresiunea Bozovici).
Cea mai mare complexitate litologica si structurala tectonica este intalnita in mtii Apuseni, unde evolutia partii de N este diferita de cea a Apusenilor de S.
Astfel, in Apusenii N sunt caracteristice rocile epi- si mezometamorfice care formeaza mari blocuri cristaline (cristalinul de Gilau-muntele Mare ,cristalinul de Bihor si aici este caracteristica structura in panze de sariaj in sensul in care panza de Codru incaleca peste autohtonul de Bihor.Astfel, autohtonul este intalnit in masivul Gilau-muntele Mare, masivul N Meses si Plopis si partial intalnit in muntii Bihor si Codru-Moma.Panza de Codru este intalnita in muntii Codru-Moma, partial Padurea-Craiului si muntii Bihorului.Astfel in muntii Bihorului este foarte bine reprezentat invelisul sedimentar incepand cu depozitele paleozoice la care se adauga calcaro-dolomitele de varsta mezozoica.Acestea din urma au o extensie deosebita in partea Centrala a Bihorului, unde formeaza platoul Padesu in Padurea Craiului si in Codru-Moma.
In Apusenii de Sud-sunt mai noi avand in vedere prezenta si a formatiunilor vulcanogene si vulcano- sedimentare de varsta neozoica. De altfel, in aceasta parte Sudica putem vb de un adevarat mozaic de roci , intalnim atat formatiuni cristaline (mtii Zarand ), formatiuni sedimentare majoritar calcaro-dolomitice (Trascau si partial Metaliferi), roci vulcanice.
La nivelul Apusenilor se remarca si cea mai mare fragmentare tectonica , partile centrale functionand ca sisteme de munti Block (blocul de Bihor, Muntele Mare si Gilaului) dar si ca sisteme montane de tip horst-graben.Ca principale horsturi , V Apusenilor :Zarand, Codru-Moma, Padurea Craiului , inclusiv cele din N (Meses si Plopis) in timp ce grabenele :lungul culoarul Muresului, cat si din depresiunile de tip golf(Zarand, Beius, Vad-Borod).
b) Aria morfostructurala a flisului carpatic :
Se afla la exteriorul ariei cristaline si cristalino-mezozoice
Se intalneste de la granita de N a Romaniei pana la Valea Dambovitei , dicolo de care flisul carpatic dispare sau este prezent doar fragmentar, reintalnindu-se dosr in partea de S a Apusenilor. Formatiuni asemenea flisului carpatic se intalnesc si in partea interna a axului carpatic, indeosebi in N,NE Orientalilor, unde formeaza asa-numitul flis transcarpatic.
Flisul carpatic este specific indeosebi pt carpatii Orientali.
Sub aspect structural , flisul reprezinta o serie de fasii longitudinale care se succed de la interior spre exterior avand rang de panza de sariaj.
Sub aspect litologic , flisul carpatic cuprinde o stiva groasa de formatiuni sedimentare , detritice, apoi consolidate depuse in facies-uri diferite intr-o anumita ordine de sedimentare : conglomerate, gresii, marne, sisturi argiloase si argile.Aceste stive se repeta .Astfel, in flis se intalnesc numeroase complexe litologice cu un comportament morfo-genetic diferit : conglomeratele de Ceahlau, Ciucas, Bucegi, gresii de Bistra, gresie Curbicorticala, gresia de Tarcau, Fusaru, Prisaca, Kliwa, stratele de Audia, de Hangu ,Statele-sisturi negre, menilite, disodile.
Stilul structural al flisului este caracteristic succesiunii unor panze de sariaj cu vergenta estica care incaleca unele peste altele de la E la V.Astfel, in flisul intern caracteristice sunt : panza de Ceahlau (cu stratele de Sinaia, Bistra), panza flisului curbicortical( panza de Teleajen in care domina gresiile curbicorticale) si panza de Audia (in care dominante sunt faciesurile noi /moi cu stratele de Audia, seria sisturilor negre si cu statele de hango). In flisul extern se succed panza de Tarcau(flis paleocen-neocen), panza de Trascau , panza de Vrancea(oligocen-miocena ) in care apar numeroase formatiuni litologice (gresie de Kliwa, Bisericani).
Flisul carpatic reprez pt carpatii orientali...
Flisul carpatic se intalneste in Carpatii Orientali si de Curbura , ocupand inteaga latime a acestei ramificatii incepand din Persani , Baraolt , Bodoc pana la contactul cu subcarpatii de Curbura .
Mtii Ciuc, Vrancei, Buzau-Penteleu, Podu-Calului pana la culmea mtilor Baiului
c) Aria morfostructurala a vulcanitelor neogene :
Constituie o fasie aproape continua la V de axul crsitalin a Carpatilor Orientali, fiind consecinta manifestarilor vulcanice din 3 cicluri vulcanice :
o Badenian
o Sarmatian Superior-Pliocen Inferior
o Pliocen Superior - Cuaternar Inferior
Datorita migrarii axului cristalin carpatic catre E, ...Badenian , au inceput manifestarile vulcanice de tip subsecvent tardiv care au dus la constituirea celui mai lung lant de mti vulcanici stinsi din Europa .Aceasta arie cuprinde pe teritoriul Romaniei mtii vulcanici din NV Orientalilor (Oas, Ignis, Gutai-Varatec ) iar mai apoi mtii vulcanici din V Orientalilor (Calimani, Gurghiu, Harghita cu extensie pana in zona Persanilor).
Dpdv litologic aceasta arie este constituita din roci magmatice efuzive adica (andezite, riolite, dacite) rar bazalte la care se adauga formatiuni piroclastice in care fragmentele de bombe , lapili sunt prinse intr-o matrice de cenusele vulcanice.
Aceasta arie se deosebeste de celelalte avand in vedere predominanta structurilor vulcanice (strato-vulcani-med mar cat si aparate vulcanice propiu-zise edificate efuziunilor de lave in alternanta cu pachete de piroclastite.)
d) Aria morfostructurala vulcano-sedimentara :
Reprezinta o arie de tranzitie intre cea a vulcanitelor neogene si cea a flisului carpatic . In aceasta arie sunt incluse 2 sectoare : aria din V,NV Orientalilor care cuprinde ansamblul montan :Hudin, Tibles,Bargau.
Aceasta arie se caracterizeaza prin existenta unor formatiuni sedimentare asemanatoare flisului dar depuse in alte bazine de sedimentare.Acest flis este cunoscut sub denumirea de flisul transcarpatic care incepe de lânga Vatra Dornei (munele Ousoru), mtii Suhardului care se continua apoi prin mtii Bargaului , S Rodnei, masivul Tibles-Hudin catre rama depresiunii Maramuresului.marne , gresii depuse
Aceste formatiuni sedimentare sunt strabatute de importante corpuri subvulcanice cu magma consolidate in interiorul scoartei sau prin eroziune diferentiata , unele din aceste corpuri subvulcalnice au juns la zi formand un relief de maguri, asa cum este cazul cu el din mtii Bargaului (Maguricea, Casaru,Heniu Mare ,Heniu Mic, Magura,s.a.) iar in mtii Tibles cele mai importante sunt corpurile subvulcalnice din Tibles, Hudin.
In sudul Apusenilor , aceasta arie este caracteristica doar pentru mtii Metaliferi, unde sunt intalnite unele blocuri cristaline prealpine dar si formatiuni sedimentare indeosebi de varsta Jurasica la care se adauga ofiolite dar si formatiuni vulcanogene din Neogen.
In consecinta, structura geologica este extrem de complicata astfel incat in Trascau domina calcarele medio-jurasice si Cretacice strabatute frecvent de ofiolite in timp ce in Metaliferi se intalnesc si formatiuni sedimentare flisoide , cretacice si neogene, unele fiind strabatute de corpuri vulcanice propiu-zise, inclusiv de incluziuni de lave bazaltice.Pe langa vulcanitele neogene se intalnesc si ofiolite , cat si vanadite.
e) Aria morfostructurala a depresiunilor intramontane :
Aceste arii au un caracter tectonic ,de baraj vulcanic si e eroziune.
Cele mai vechi drepresiuni sunt de origine tectonica fiind un reflex al scufundarilor tectonice care au urmat unor faze de cutare si inaltare carpatica.Depresiunea Maramures , Lovistei, Petrosani,si Hateg.
depers tectonice si de baraj vulcanic asa cum este cazul cu depresiunea marelui Uluc din Carpatii Orientali( Dornelor, micile depres de la Glodu , Dragoioasa, Bilbor,Borsec,Giurgeu, Ciuc.)Acestea au un dublu caracter fiind tectonice dar si de baraj vulcanic , fiind o consecinta a aparitiei lantului vulcanic din V Orientalilor .Cea mai mare depres tectonica este depresiunea tectonica a Brasovului. In aceasta categorie incadrandu-se si alte depres mai mici precum cele din Carpatii Occidentali :cul Timis-Cerna,Resita -Moldova Noua, Depres Bozovici, Brac-Halmagiu, Zlatna, Huedin, depres tip Golf.
depres tectonice si de eroziune (tectono-eroziune). Sunt de mai mica intindere. Au un important caracter eroziv (ariile unde conflueaza 2 rauri carpatice ) : Comanesti, Plaiesi, Intorsura-Buzaului, la care se adauga si altele de tip butoniera : cele din lungul vaii Moldova (Campia Moldovei, Vama , Frasin, Humor).
2) UNITATEA PERICARPATICA :
este situata imediat la exteriorul ariei carpatice , avand o pozitie de limita dintre orogenul carpatic si unitatile de platforma exterioare.Aceasta unitate este constituita din formatiuni sedimentare de varsta miocena-pliocena , cutate si cu o structura in panze de sariaj :panza pericapatica .Fruntea acestei panze incaleca peste formatiunile mai noi de platforma .Formarea acestei unitati s-a produs treptat din miocen pana in pliocen motiv pentru care putem discuta de prezenta a 3 sectoare cunoscute sub denumirea de SUBCARPATI : Moldovei, de Curbura, Getici.
Subcarpatii Moldovei
Situati imediat la periferia E a Carpatilor Orientali, intre vaile Moldovei-Trotusului.Sunt constituiti din roci sedimentare asemenea flisului carpatic :conglomerate, gresii, marne, si argile cu o structura cutata.Astfel , la marginea ariei montane se dezvolta depresiunile subcarpatice grefate pe largi sinclinorii. Acestea sunt drenate de mari fluxuri de apa formandu-se depresiunea Ozana, Topolnita, Cracau-Bistrita, Tazlau- Casin .La exterior depresiunilor se afla o bordura deluroasa care corespunde unor mari anticlinorii , formandu-se astfel unele culmi prelungi (culmea Plesului, Culmea Pietricica-Bacaului ,Tazlau-Casin) , dealuri subcarpatice (dealurile Margineni, Runc ?)
La N de valea Moldovei , ulucul subcarpatic corespunzator depresiunii se restrange foarte mult avand latimi 0,5-0,7 km.In lungul acestui uluc se dezvolta mici depresiuni cum sunt cele de la Solca, Cacica.
a) In aria subcarpatica moldava se intalnesc si formatiuni salifere (depozite de evaporite de varsta Badeniana ).Acestea se caracterizeaza prin structuri de cute brahianticlinale , cute diapire.Aceste situatii cu samburi de sare si apa clorito-sodica (Solca, Tg. Neamt, La Oglinzi, Baltatesti,Tazlau, Tg.Ocna).
2) Subcarpatii de Curbura
Prezinta aproximativ aceeasi litologie cu formatiunile sedimentare :miocene si pliocene fata de comportamentul moldav apar diferete structurale : aparitia unor pinteni de flis :Pintenul lui Banetu determina inchiderea spre exterior a unor depresiuni submontane.Pe langa acestea se individulizeaza alte 2 siruri de depresiuni :
a) Un sir lipit de munte :depresiuni interne(submontane) care corespund unor sinclinorii :depresiunea de la Soveja, Vrancea. Depresiunile interne sunt inchise la exterior de un sir de dealuri grefate pe anticlinorii care poarta denumirea de dealurile interne :Ousoru, Raiut, Rachitasu,etc.
b) Dupa delurile interne , urmatoarele depresiuni intracolinare slab-cutate inscrise pe linii de sinclinorii flancate la exterior de un alt aliniament deluros :dealurile externe avand o structura de tip hog-back sau de monoclinal :Magura Odobesti, dealul Deleanu, Istrita, Dealul Mare.
Acest sector se asociaza ca geneza cu Piemontul Getic.Subcarpatii Getici incep de la valea Dambovitei pana la valea Motrului avand 2 sectoare :
a) Dambovita-Olt constituit din formatiuni sedimentare paleocene si miocene , avand structuri larg cutate sau de monoclinale , structuri in lungul carora se grefeaza unele depresiuni subcarpatice :Depres Campulung , Curtea de Arges, intre care se interpun dealurile Subcarpatice fragmentate de reteaua hidrografica si care formeaza un relief de muscele : muscelele Campulung, muscelele Argesului
b) La Veste de Olt se desfasoara Subcarpatii Olteniei mai noi, constituiti din formatiuni miocene-pliocene cutate in ultima faza, cea valaha sub forma unor largi sinclinale si anticlinale.Pe sinclinale apare un sir de depresiuni :Govora, Ocnele Mari , Horezu, Novaci, Bumbesti- Jiu, Tismana , dar la limita cu podisul piemontan getic se desfasoara unele depresiuni foarte largi : Tg.Jiu-Campu Mare. Si in acest sector apar formatiuni salifere asa cum sunt indeosebi cele de la Ocnele Mari.
Legat de subcarpati , imediat la sud se afla podisul piemontan Getic constituit indeosebi din formatiuni detritice piemontane , remaniate din Subcarpati sau depuse de catre cursurile de apa. Acest podis constituie o unitate de tranzitie intre zona de orogen si cea de paltforma. Pentru ca in N stratele geologice sunt larg cutate sau deformate si acoperite de pietris piemontane , in timp ce in S sunt structurile monoclinale parazitate de mari glacisuri si comeri imense aluviale cu caracter piemontan.
3) UNITATEA DEPRESIUNII INTERCARPATICE A TRANSILVANIEI(I.Bojoi)
Se afla inchisa in interiorul inelului carpatic , formarea ei incepand dupa orogeneza laramica si incheindu-se dupa ultimele secvente de sedimentare din pliocen.
Umplutura sedimentara a depres cunoaste doua situatii diferite :una pana in Bade nian, cand alura generala era aceea a unui sinclinal fragmentat tectonic ; alta dupa Badenian, cand formatiunile sedimentare sunt boltite in domuri si brahianticlinale , ca urmare a deformarii si migrarii spre suprafata a samburilor de sare formati in miocenul inferior.
In partea de NV a depresiunii, unde masivele cristaline vechi cad la adancime , sedimentarul eocen-oligocen- helvetian prezinta o structura monoclinala tipica.
In centrul depresiunii se individualizeaza o unitate de boltiri sub forma de domuri (cu pungi de gaz metan in bolta) , iar pe margini s-a diferentiat o centura inelara de cute diapire.
UNITATEA DEALURILOR SI A CAMPIEI DE VEST (I.Bojoi)
S-a format pe aria de scufundare carpatica de la V de carpatii Occidentali, in urma paroxismului laramic.Amploarea scufundarii si vechimea sedimentarului de umplutura variaza de la N la S astfel :in sectorul N , care cuprinde Dealurile Silvaniei si Campia Somesului , scufundarea a avut loc in ctretacicul superior, depunandu-se mai intai formatiun de plis paleogen apoi sedimentare miocene si pliocen-cuaternare , in partea centrala , fundamentul este cel mai putin scufundat si sedimentarea incepe din miocenul mediu , in sectorul banatean , fundamentul este putin scufundat iar sedimentarea incepe in helvetian.
Unele dealuri vestice sunt formate din cristalin si sedimentar mezozoic , ceea ce sugereaza ca scufundarea s-a facut in trepte succesive de la E la V.Intrgul fundament scufundat este strabatut de numeroasa linii de falie , conturand horsturi si grabene , dislocatii regenerate care conditioneaza arii de inaltare si de coborare , termalismul apelor subterane s.a.Formarea depresiunilor golfuri , care patrund in masa carpatica , tin de acest stil tectonic al dealurilor si campiilor din V tarii.
UNITATILE MORFOSTRUCTURALE DE PLATFORMA
Unitatile de platforma sunt situate in exteriorul axului carpatic , in E,SE Romaniei.
Se caracterizeaza prin existenta unui soclu (fundament) intens nivelat situat la divers adancimi constituit din roci metamorfice si din intruziuni , de regula granitice si dintr-o cuvertura sedimentara necutata constituita pe parcursul mai multor cicluri de sedimentare.Principalele unitati de platforma sunt :Platforma Moldoveneasca, Valaha, Moesica, Platforma Dobrogei de Sud ,Platforma Dobrogei Centrale, Masivul Nord Dobrogean, Delta Dunarii.
Platforma Moldovei
Este situata in partea de E a Romaniei si se suprapune peste unitatea de relief numita Podisul Moldovei.Aceasta unitate de relief este constituita dintr-un fundament vechi, cutat si intens nivelat care apartine unui nr de 3 unitati tectono-structurale : Platforma Est Europeana in jumatatea de N a pod.Moldovei, depresiunea Barladului in partea central-sudica si depresiunea predobrogeana in extremitatea sudica.Pentru platforma Est Europeana, fundamentul se afunda progresiv spre vest, in timp ce pt depresiunea Barladului fundamentul este mult mai scufundat.In cazul depresiunii predobrogene fundamentul este mai nou fiind constituit in timpul ciclului orogenetic alpinic.Fundamentul este alcatuit din roci metamorfice, prioritar gnaisice fiind strabatute de intruziuni granitice .Adancimea variabila, mai mica spre Prut , din ce in ce mai mare spre limita cu zona de orogen.
Depresiunea Barladului
Fundamentul este la adancimi mult mai mari nefiind interceptat prin foraje.
Cuvertura sedimentara acopera discordant, fundamentul fiind constituit din roci sedimentare acumulate din 3 mari cicluri realizate in intervalul Silurian-Pliocen.Dintre aceste roci apar la zi doar rocile ultimlui ciclu depus in intervalul Sarmatian-Pliocen.Astfel, in partea de nord a Pod. Moldovei , la zi afloreaza indeosebi marne, argile , nisipuri cu rare intercalatii de gresii indeosebi de varsta Volhiniana , in timp ce in partea centrala domina depozitele Basarabiene constituite din intercalatii de argile, nisipuri cu nivele de gresii si calcare (jurul Iasului), iar in partea de sud depozite mai noi fiind de varsta Chersoniana si Meotian-Pontiana individualizadu-se intercalatii de nisipuri cu argile la care se adauga si nivele de tufuri cineritice.In partea terminal sudica domina depozite pliocene, nisipuri argiloase cu unele nisipuri si pietrisuri piemontane dar si cu depozite loeesoide de varsta cuaternara.Depozitele sedimentare de cuvertura prezinta o structura monoclinala cu stratele usor inclinate pe directia NNV-SSE.Inclinarea stratelor este cuprinsa intr 4-12% , cel mai adesea cu 4-8%.
Platforma Valaha
Situata in partea de S a Romaniei , fiind practic extensia N a platformei Moesice .
Acestei platforme ii corespunde ca forme de relief:Campia Romana si partea de sud a Podisului Piemontan Getic.Ca si in cazul Platformei Moldovenesti, fundamentul este scufundat , avand o inclinare progresiva de la S spre N,partea terminal nordica fiind situata la mare adancime in cazul asa numitelor avanfose carpatice.
Fundamentul este constituit din roci metamorfice puternic metamorfozate de varsta precambriana, strabatut de incluziuni granitice.Acest fundament s-a constituit in orogeneza baikaliana fiind ulterior intens...si fragmentat tectonic.
Cuvertura de sedimentare s-a depus in cateva mari cicluri incepand din Silurian continuand cu unele discontinuitati in Cuaternar.Grosimea cuverturii sedimentare creste de la S spre N, in Sud spre Dunare aceasta grosime fiind de cateva sute de m, iar la zi aflorand formatiuni de varsta cretacica .Inaintand spre N, grosimea sedimentarului de cuvertura creste, atingand 8-9000m, in timp ce la contactul cu celelalte unitatide platforma, in partea de NE a Campiei Romane grosimea acumulativului este impresionanta :17-18000m. Pentru relieful actual prezinta importanta doar depozitele care apar la zi, acestea fiind de varsta Pliocen-Cuaternara,(S Pod.Getic) si de varsta cuaternara(Campia Romana). Astfel, merita a fi enumerate formatiuni de nisipuri si pietrisuri asa cum sunt pietrisurile de Candesti , nisipurile de Mostistea la care se adauga pe suprafete mari in partea Central-Sudica si in restul regiunii depozite loeesoide si leoss-uri de varsta cuaternara .Aceste formatiuni ating grosimi de 30-40 m in Campia Baraganului.
Platforma Dobrogei de Sud
Cuprinde un fundament extrem de vechi, prebaikalian , aici realizandu-se primul usat de pe actualul teritoriu al Rom.Ulterior,fundamentul in cauza s-a cratonizat si a fost intens nivelat , apele marine invadand acest teritoriu in mai multe faze de transgresiune (Silurian,Mezozoic,Eocen,Miopliocen).Astfel, s-au acumulat depozitele cuverturii sedimentare , multe dintre aceste depozite cuprinzand roci de precipitare chimica precum nivele de calcare sau de creta de varsta mezozoica sau calcarele de varsta sarmatica.Aceste formatiuni apar la zi in lungul vailor fiind mult adancite in timp ce relieful actual s-a grefat indeosebi pe calcare sarmatice cu o structura aproape tabulara.Peste calcarele sarmatice , in cuaternar s-au depus si leoss-uri care acopera in buna parte actualul terioriual Dobrogei de Sud.
Platforma Dobrogei Centrale
Dispune de un funament mai complicat realizat in timpul orogenezei baikaliene dar si cu unele influente prebaikaliene.Definitizarea fundamentului s-a realizat insa in timpul orogenei caledonice.Elementele reper ale fundamentului il constituie prezenta sisturilor verzi desavarsite in timpul orogenezei baikaliene.
Peste acest fundament peneplenizat care apare local la zi, s-au depus formatiuni sedimentare indeosebi de varsta Jurasica Superioara, Cretacica Medie si de varsta Sarmatica.Cele mai importante pt relieful actual sunt calcarele recifale de varsta medio-jurasica care apar la zi indeosebi in Pod.Istriei (zona Gura Dobrogei-Luminita).
Limitata de 2 linii tectonice majore :falia Capitava-Ovidiu(s), care o desparte de Dobrogea de S, falia Peceneaga- Camena.
Masivul nord Dobrogean
Constituie o unitate morfo-structurala de tranzitie intre orogen si platforma.Astfel, aceasta regiune s-a constituit in urma orogenei hercinice si s-a desavarsit in timpul miscarilor chimerice vechi.Dupa Jurasic, inceteaza miscarile orogenetice , intreaga regiune devenind o arie de cratogen.
Cuprinde mai multe subunitati dupa cum urmeaza
Muntii Macinului (NV tarii) s-au desavarsit in timpul orogenezei hercinice , constituiti din sisturi cristaline cutate cu intruziuni de granite.structura cutata se caracterizeaza prin existenta a 2 mari anticlinale in lungul carora sunt instalate culmea Pricopanului si culmea Niculitelului separate de valea superioara a Taitei , care merge pe o arie de sinclinal .Relieful este asemanator ariilor de orogen avand aspect imbatranit, ruiniform dar care pastreaza aspectul de horst.
Dealurile Tulcei situate in prelungirea E a mtilor Macinului.Se caracterizeaza printr-u fundament hercinic dar si prin depozite mezozoice indeosebi calcaroase afectate de miscarile chimerice.Acest ansamblu se intinde in E pana la falia Lucavita-Consul, unde depozitele vechi (triasice,Jurasice) se afunda sub depozite noi ale Deltei.Relieful imbraca aspectul unor dealuri izolate cu aspect de inselberg (d Huzum, d Bestepe,etc).Din loc in loc apar si formatiuni eruptive legate de miscarile chimerice vechi/noi.
Podisul Babadagului-situat la S de vaile Taita,Telita.Se caracterizeaza prin existenta unui larg sinclinoriu cu margini abrupte .Acest sinclinoriu fiind constituite prioritar din calcare de varsta cretacica.
Delta Dunarii
Se suprapune peste o parte a depresiunii predobrogene care constituie o parte a orogenului Nord Dobrogean , parte scufundata in lungul liniei Sf.Gheorghe-Oancea-Adjud.Ca si Dobrogea de nord, fundamentul este constituit din sisturi cristaline cutate cu incluziuni.Peste acest fundament s-au acumulat formatiuni sedimentare Triasice, Jurasice,Sarmatiene, Pliocene, Cuaternare.In post glaciar Dunarea se varsa intr-un vechi golf al Marii Negre umplut cu depozite sedimentare holocene.Astazi, la zi apar depozite nisipoase in special in grinduri , alaturi de luturi si argile.Toate acestea formeaza un relief jos , deltaic considerat cel mai nou teritoriu al tarii .
In concluzie unitatile mrfostructurale reprezinta anumite uniatati de relief in care se pastreaza un anumit model de evolutie diferentiatin cele doua unitati majore :orogen si platforma.Intre unitatile morfo-structurale si cele de relief nu se considera o similititudine perfecta datorita pe de o parte modului diferit de evolutie iar pe de alta parte datorita functionalitatilor diferite.
CURS 9
RELIEFUL ROMÂNIEI-component polarizator si factor de control
Trasaturi generale ale reliefului României:
Relieful României s-a constituit pe parcursul diferitelor etape ale evolutiei paleogeografice, beneficiind de o serie de trasaturi care individualizeza fata de alte sisteme regionale.Astfel:
-o prima trasatura :dispunerea reliefului într-un encart altitudinal de 2544m între nivelul 0 calculat la tarmul Marii Negre (Borna-Sulina) si 2544m-vârful Moldoveanu-Fagaras.Rezulta pante longitudinale diferite fata de cele 4 puncte cardinale extreme,valori mai mari pe directia S,respectiv 9,3m/km ,valori mai mici ,respectiv 8,5m/km fata de directia V(Beba Veche).
-o a doua trasatura :proportionalitatea reliefului României în spatiul actual regasindu-se 3 trepte majore ,fiecare treapta detinând aproximativ 1/3 din teritoriul României.Asadar,este vorba de dispunerea în trepte a reliefului începând cu treapta de câmpie,care reprezinta aproximativ 38% din teritoriul românesc,câmpiile fiind considerate între 0-200m altitudine.Urmeaza trepta intermediara ,constituita din unitatile deluroase si de podis, situate între 200-700m altitudine, acestea reprezentând 40% din teritoriul tarii.A treia treapta ,cu altitudini >700m care reprezinta 22% din teritoriul tarii.
In situatia în care treapta montana coboara si la altitudini mai mici, creste ponderea reliefului montan în defavoarea celui deluros realizându-se o oarecare proportionalitate a reliefului României.
-o alta trasatura o reprezinta dispunerea reliefului sub forma inelar-concentrica.Astfel, coloana vertebrala a reliefului României o reprezinta teritoriul carpatic care îmbraca forma unor inele (continuata în N Apusenilor prin jugul...),inel ce inchide în interior o vasta arie depresionara (DCT).
In exteriorul arcului carpatic este situata un semiinel deluros care începe de la granita de N a tarii si se întrerupe în zona defileului Dunarii si se continua pâna în NV României.La exteriorul tarii este situat un semiinel de câmpie ,în partea de SE,S,V catre NV tarii.
-Complementaritatea zonelor/treptelor de relief:Cele 3 mari trepte de relief functioneaza în cadrul unui sistem general al reliefului având în vedere transferul de energie si masa intre treptele de relief.Astfel, în trepta montana domina accentuat procese denudationale complexe ,mari cantitati de materiale fiind transferate prin intermediul agentilor externi în unitatile extracarpatice.Astfel, in treapta intermediara coexista procesele de eroziune cu cele de transport si acumulare în timp ce în treapta joasa de relief (de câmpie) domina copios procesul de acumulare.
Trasaturile morfometrice ale reliefului României:
Acestea grupeaza întreaga gama a însusirilor cuantificabile ale reliefului.Este vorba despre altitudinea medie si altitudinea maxima si minima ,energia??? de relief,densitatea fragmentarii reliefului, declivitatea ,expozitia.
Altitudinea reliefului/ Hipsometria:relieful se desfasoara între 0m (tarmul marii) si 2544m ( altitudinea maxima ).
Principalele trepte de relief se dispun între anumite paliere altitudinale:
-câmpie 0-200m (exceptional 300m în câmpiile piemontane)
-dealuri 200-700m dar exista si situatii în care dealurile pot depasi valoarea de 1000m(Magura Odobesti, dealurile din E Transilvaniei-dealul siclodului)
-treapta montana >700m dar exista si situatii în care ariile montane au altitudini mai mici :Oas, Berzunti, Dognecea, Locvei.
Altitudinea medie a reliefului României:O valoare 420m (relief nivelat ,total) care este comparabil cu a unitatilor de relief de la E de granita tarii (podisul Volino-Podolic).Valorile altitudinale medii sunt diferentiate pe cele 3 trepte majore de relief. Astfel:
-altitudinea medie a Carpatilor este 840m insa cu valori diferentiate pe cele 3 tronsoane (1136m altitudinea medie în Meridionali, 950m în Carpatii Orientali, 654m in Carpatii Occidentali ).
In domeniul montan exista o serie de paliere altitudinale reprezentative. Astfel:
-muntii cu altitudini>1000m reprezinta 10% din teritoriul tarii
-muntii cu altitudini>1500m................. 4% din teritoriul tarii
-muntii cu altitudini>200m...................1% din teritoriul tarii
In treapta deluroasa si de podis ,altitudinea medie :345m. Astfel, între treapta montana si cea deluroasa este o diferenta de aproximativ 500m ceea ce explica intensitatea proceselor denudationale din aria montana si transferul unor mari cantitati de materiale în treapta de podis. In cazul unitatilor de podis, exista unele situatii în care altitudinea medie are valori mult mai reduse: podisul Dobrogei unde Dobrogea de Nord : 140m altitudine medie, Dobrogea de Sud: 85m altitudine medie
In treapta de câmpie, valorile altitudinale medii se rezuma la sub 100m fiind în jur de 60 m pentru unitatile tabulare si subsidente însa ajung pâna la 150m în cazul subunitatile piemontane.
Energia de relief=diferenta dintre altitudinea maxima si cea minima daca avem în vedere energia maxima de relief.
Energia medie de relief descreste din aria montana spre câmpie. Astfel, în muntii înalti cu caracter alpin, valoarea energiei medii depaseste 1000m ,în timp ce în muntii mijlocii valorile sunt cuprinse între 700-1000m, iar în muntii josi valorile se reduc pâna la 500-700m.
In treapta deluroasa, energia medie de relief este cuprinsa între 200-400m, valori>300-400m caracterizând dealurile înalte, în timp ce în delurile joase energia de relief 200-300m.
In treapta de câmpie, energia medie de relief nu depaseste decât rareori valoarea de 100m, fiind mai mare, pâna la 150m în treapta piemontana si în jur de 50 pâna la 60m în câmpiile tabulare.
Densitatea fragmentarii reliefului (lungimea liniara a râurilor) determina tipul de relief în raport cu densitatea retelei hidrografice la care se adauga reteaua de drenaj si reteaua intermitenta.
Acest parametru prezinta valori din ce în ce mai scazute din aria montana spre treapta de câmpie. In medie, la nivelul tarii sunt cuprinse 0,1-5km/km˛. Astfel, în treapta montana: valorile sunt supraunitare atingând frecvent 2-3km/km˛,cele mai mari valori (3-4km/km˛)se înregistraza pe flancul N al Fagarasului, unde se înregistreaza si cea mai mare densitate a râurilor. In treapta deluroasa /podisurilor densitatea se apropie sau poate depasi valoarea unitara în timp ce în unitatea de câmpie, densitatea prezinta valori subunitare .Cele mai mici fiind caracteristice câmpiilor tabulare din partea E a C.Române si a unor regiuni din Dobrogea Central-Sudica (0,1-0,3km/km˛).
Declivitatea reprezinta gradul de înclinare al suprafetei topografice si se exprima in grade sexazecimale sau în procente (%).
Valoarea declivitatii creste de la câmpie spre aria montana. Astfel, în unitatea de câmpie, valorile medii sunt cuprinse 0-5ş tinzând spre 0ş,în cazul câmpiilor tabulare, în timp ce în câmpiile piemontane se înregistreaza valori >3-5ş.
In treapta deluroasa, valoarea declivitatii creste foarte mult. Categoria de panta cea mai frecvent întâlnita fiind între 10-12ş care ocupa 50% din aceasta treapta de relief. Valori <10-12ş se înregistreaza în lunci si pe terase ,apoi la nivelul platourilor si interfluviilor largi cât si în cazul versantilor revers de cuesta. Valori>10-12ş sunt caracteristice unor versanti deluviali îndeosebi a celor, fruntilor de cuesta.
In treapta montana, suprafetele înclinate de tipul versantilor ocupa cca 80% din întreg teritoriul montan. Categoria de panta cea mai frecvent întâlnita prezinta declivitati între 15-30%.
Valori <15% caracterizeaza relieful fluvial: lunci si terase, suprafete de nivelare, cât si a platourilor / interfluviilor / culmilor montane largi.
Valori>30% care intra în categoria reliefului puternic înclinat sunt caracteristice pentru versantii puternic înclinati pentru abrupturile din domeniul alpin sau în cazul reliefului de chei si defilee.
Trasaturile morfografice ale reliefului României:
Cele 3 mari trepte de relief îmbraca aspecte diferite, morfografia referindu-se la principalele forme de relief. Trasaturile morfografice se grupeaza diferit în cazul celor 3 mari trepte de relief.
1.Trasaturile morfografice din domeniul montan: In domeniul montan, exista 2 mari grupuri de forme de relief caracteristice muntilor înalti, cu aspect alpin si muntilor josi si mijlocii.
a) in muntii înalti principalele forme de relief sunt crestele alpine. Ele pot fi unitare sau monolitice asa cum este creasta principala a Fagarasului, sau creasta de tip penat (din creasta principala se desprind creste secundare de ex.creasta Fagarasului, Rodnei). In unele situatii, crestele sunt ramificate sau divergente, ca în cazul muntilor Retezat, partial Rodna, creste secundare întâlnindu-se si în celelate masive cu altitudini >2000m.
Peste nivelul crestelor, se întâlnesc vârfuri piramidale ascutite care functioneaza ca martori de rezistenta litologica: vârful Peleaga, Moldoveanu, Negoiu, Omu.
O alta forma de relief o reprezinta abrupturile, care flancheaza crestele cu valori foarte mari ale declivitatilor.
La baza abrupturilor apar forme de relief racord de tipul grohotisurilor. Pot fi active sau inactive (vechi, acoperite vu vegetatie subalpina) .
Intre formele de relief alpine, mentionam si pe cele de factura glaciara respectiv circurile glaciare. In unele situatii, circurile care pot continua în aval cu sectoarele de vai glaciare.
In ariile montane înalte pot sa apara si forme ale reliefului ciclic respectiv fragmente ale unor suprafete de nivelare. In aceasta categorie intra fragmentele care apartin complexelor de nivelare Borascu.
b) morfografia muntilor josi si mijlocii:aspectele morfografice se schimba vizibil.
O prima forma o reprezinta culmile montane situate la altitudini variate, care pot fi scurte sau prelungi, orizontale sau înclinate, înguste sau late (Bistretei), monolitice, convergente, divergente-ramificate, penate, dentritice, s.a.
Peste nivelul culmilor se pastreaza vârfurile montane situate la altitudini variate având forme diferite: piramidale, conice, rotunjite, cupola care funtioneaza si ele ca martori de rezistenta litologica. In unele situatii, datorita fragmentarii reliefului apare un relief derivat cu forme de tip bâtca sau forme de tip magura (Câmpulung ,Rarau).
Versantii - cea mai reprezentativa forma de relief constituie cca 75-80% din întregul relieful montan. Se clasifica pe criterii diferite:
-înclinare: slab, moderat, puternic înclinati
-dupa lungime: scurti, prelungi
-dupa forma: liniari, în trepte, concavi, convecsi, micsti.
In baza versantilor apar forme de racord de tipul glacisurilor.
Alte forme sunt vaile carpatice (longitudinale, transversale, diagonale). In functie de elementele morfometrice pot fi vai largi însotite de lunci si terase sau vai înguste fara acumulative. Un loc deosebit îl ocupa vaile cu caracter de defileu (Oltului, Turnu-Rosu, Cozia, Jiului) sau chei în care peretii sunt apropiati si aproape verticali (Bicazului, Ialomicioarei, Nerei, Iarei, Hasdatelor) .Vai fluviale normale(v), glaciare(u).
Depresiunile: frecventa deosebita în Carpati, cca 300 în C.Românesti. De origini diferite (tectonice, tecono-baraj natural, tectono-erozive sau erozive). Ele pot fi mari,mici,adânci.
ex: Ciuc, Giurgeu.
Prezenta pasurilor si trecatorilor (spatii joase si înguste din lungul vailor asociate frecvent cu defilee,traversate de cai de comunicatie:Lainici (Jiu),Turnu Rosu, Cozia, Racos (Olt).
Pasurile=arii mai joase dintre diferite subunitati montane prin care se face trecerea între diferite unitati de relief (Predeal, Prislop, Mestecanis)
Din Bojoi(pag82)
2. Trasaturi morfografice ale podisurilor si dealurilor: se grupeaza în fragmente de platouri orizontale sau slab înclinate, masive deluroase usor bombate, culmi deluroase alungite, dar cu spinari tesite, coline (culmi deluroase prelungi, de obicei paralele si cu spinarea îngusta, depresiuni intracolinare s.a), fiind controlate de alcatuirea petrografica (faciesuri nisipo-grezo-calcaroase, aciesuri argilo-nisipoase, depozite piemontane), dispunerea orizonturilor de roci (orizontale, monoclinale, usor bombate), cât si organizarea retelei de vai, de miscarile neotectonice, de pozitia si dinamica nivelelor de baza regionale, si locale.
CURS 10
RELIEFUL SCULPTURAL MOSTENIT DIN ETAPELE
DE EVOLUTIE PRECUATERNARE
Relieful ciclic - relief de evolutie avansata - acest tip de relief mostenit s-a constituit pe parcursul Neozoicului in perioada de calm tectonic. In conditiile unei evolutii subaeriene indelungate, pe fondul unor conditii climatice specifice, relieful preexistent a fost intens nivelat, rezultand o serie de suprafete de nivelare in teritoriul carpatic. Conditiile morfogenetice s-au derulat inclinate cu sezoane contrastante, favorizand alterari profunde urmate de evacuarea spasmodica a materialelor, fie in ariile periferice mai joase, fie la marginea unor suprafete inclinate. Au rezultat o serie de suprafete sculpturale - platforme de eroziune sau suprafete de eroziune, suprafete de nivelare sau complexe de modelare apropiate de peneplena in sensul oferit de Davis sau apropiate fata de pediplena - King.
Indiferent de mecanismele morfogenetice, relitatea din teren confirma existenta unor suprafete intens nivelate, pastrate la diferite altitudini caracteristice prin 2 elemente de referinta:
a) Existenta unor structuri de orogen intens nivelate, cu structuri retezate
b) Existenta unor depresiuni corelative in ariile periferice joase
Problema reliefului ciclic a fost studiata incepand cu secolul al XX-lea, primul geomorfolog fiind Emmanuel de Martonne. Ulterior, problema a fost analizata de geomorgologii romani care au identificat mai multe suprafete de nivelare in teritoriul carpatic. Majoritatea cercetatorilor vâneaza pt 3 mari suprafete de nivelare cu denumiri specifice - denumirile standard fiind atribuite de Emmanuel de Martonne. Cele 3 complexe de nivelare: Borascu, Râu-ses, Gornovita.
A. Borascu - modelarea acestui complex s-a realizat intr-un interval foarte lung de timp, cca 45 mil ani, intre faza de orogen laramica si faza de orogen savica, interval de timp cand climatul a fost de factura tropical-subtropical cu 2 sezoane contrastante: unul cald si umed si altul cald si uscat. In sezonul umed dominau procesele de alterare intensa, iar transferul materialelor alterate era omogen, in timp ce in sezonul uscat se realiza un transfer spasmodic, dar foarte intens al materialelor, fie la piciorul muntelui, fie spre regiunile mai joase de la marginea ariei montane, prin intermediul retelei de rauri.
In aceste conditii, in muntii axului cristalin si in unele masive ale flisului intern carpatic, au rezultat o serie de formatiuni intens nivelate situate la aproximativ aceeasi altitudine, rezultand peneplena carpatica sau pediplena carpatica.
Martonne a denumit aceasta suprafata de nivelare dupa masivul din Borascu-Godeanu. Complexul se pastreaza sub forma unor poduri netede cu suprafete de cativa km˛ situat spre partea superioara a reliefului, suprafetele in cauza fiind limitate de arcuri, vai glaciare - Muntele Godeanu, Ţarcu, Cândrel, Iezer; in timp ce in Retezat, Parang si Fagaras suprafetele in cauza sunt dominate de existenta crestelor si a reliefului piramidal, mai inalt cu 200-300m fara de suprafata de nivelare.
B. Râu-ses - miscarile orogenetice au fragmentat morfostructurile anterioare care au ramas pe locul de formare adaugand noi morfostructuri, ale flisului intern. Dupa miscarile savice se instaleaza o perioada de calm tectonic de cca 15 mil de ani. Pe parcursul perioadei de calm tectonic mediul morfoclimatic a fost de factura mediteraneana, relizandu-se o nivelare intensa a reliefului fara a se mai atinge netezimea caracteristica suprafetei Borascu. Acest lucru se explica prin durata mai redusa de evolutie subaeriana, cat si datorita interpunerii miscarii stirice vechi. De aceea complexul de modelare Rau-Ses se caracterizeaza prin existenta a 2 nivele de modelare situate la altitudini apropiate.
Etapele de modelare subaeriana debuteaza printr-o secventa de puternica eroziune in adancime, materialele transferate din aria montana contribuind la formarea unor piemonturi. In anumite perioade de timp s-a realizat si o modelare caracteristica formarii unei peneplene, rezultand un prim nivel al acestui complex, care a fost apoi fragmentat de miscarile stirice din Badenian.
Datorita regresiunii Badeniene si fazei orogenezei stirice, rezulta o serie de masive montane sub forma de arhipelarguri , masive care sunt nivelate in perioada poststirica, rezultand un al 2-lea nivel al acestui complex de modelare care se desfasoara in a 2-a parte a Sarmatianului pana in Miocenul Superior (Meotian).
In aceste conditii complexul nu mai are netezimea suprafetei Borascu, fiind constituit dintr-un complex de culmi montane, fragmente slab inclinate sau larg ondulate pastrate la altitudini diferite.
Nivelele altitudinale sunt diferite in teritoriul carpatic. Cele mai mari altitudini sunt cele din Carpatii de Curbura, unde suprafata de nivelare este situata la 1700-1800m, corespunzand cu nivelul culmilor.
In Meridionali nivelul altitudinilor este de 1400-1600m, iar denumirea este data de Martonne: Rau-Ses; in Orientali 1400-1600m, si are denumiri diferite: in Giumalau-Muntii Leonid cu denumirea de suprafata Ciungi, in Muntii Rodnei se numeste suprafata Cerbu.
In Apuseni cea mai tipica expresie a acestei suprafete este suprafata Marisel cu 2 nivele: unul cu altitudini de 1100-1200m si altul cu altitudini de 1000-1100m. In Banat altitudinea este de 1000-1200m.
C. Gornovita - suprafata Pasurilor Carpatice sau a Predealurilor. Acest complex s-a realizat pe parcursul Pliocenului, 7,5 mil de ani in conditiile in care perioadele de calm tectonic au fost intrerupte de fazele orogenezei rodonica si valaha. Pe parcursul Pliocenului au functionat 3 bazine lacustre mari, Transilvan, Panonic, Getic care prezentau nivele de baza cu pozitii altimetrice diferite. In teritoriul Carpatic, in cele ale flisului intern si extern au existat conditii pentru o intensa modelare subaeriana realizata in conditiile unor climate de natura mediteraneana, submediteraneana si temperata.
Evolutia reliefului s-a realizat in stransa legatura cu cea a retelei hidrografice, motiv pentru care formele de manifestare ale complexului Gornovita sunt cele ale umerilor de vale, ale pasurilor carpatice si ale treptelor de bordura.
Umeri de vale - se pastreaza pe flancurile vailor din aria flisului, deasupra teraselor suprafetei, fiind practic vorba de o prima faza de evolutie a retelei hidrografice.
CURS 11
PIEMONTURI sI GLACISURI DIN ROMÂNIA
Piemonturile si glacisurile constituie tipuri de relief alcatuite din formatiuni terminae depuse in conditii diferite. Aceste tipuri de relief s-au constituit pe parcursul a diferite etape de evolutie incepand din Miocen sub impulsul unor cond climatice diferite. Astfel, piemonturile au rezultat in urma unor conditii climatice de factura tropicala, subtropicala, submediteraneeana in timp ce glacisurile s-au format si au evoluat indeosebi in Pliocen-Pleistocen, Holocen sub impulsul conditiilor climatice de factura temperata si subpolara.Mecanismele morfogenetice au fost diferite pentru cele 2 tipuri de relief. Astfel, piemonturile au rezultat in urma transportului si depunerii unor formatiuni terminale la marginea(tarmul) unor lacuri/mari prin intermediul retelei hidrografice. Glacisurile au rezultat prin acumularea unor depozite la baza versantilor sau a altor suprafeteinclinate formandu-se o panta de racord.
PIEMONTURILE ROMANIEI:
S-au format incepând din Miocen prin intermediul retelei hidrografice, retea care a transportat mari cantitati de materie detritica depuse in zona de tarm (tarmurile marii Sarmatice) sub forma conurilor aluviale emerse si submerse sub forma fun-deltelor sau a deltelor propiu-zise. In climatele cu sezoane contrastante s-a realizat un transport spasmodic a materiei terigene (detritice) indeosebi a pietrisurilor ,nisipurilor depuse în cantitati foarte mari în ariile litorale. Ulterior, în urma retragerii liniilor de tarm ,reteaua hidrografica a fragmentat aceste depozite cu caracter piemontan, formatiunile în cauza fiind remaniate pe suprafete mult mai mari. Astfel, au existat 2 perioade distincte in formarea piemonturilor. Prima etapa cea din Miocen iar a II a perioada Pliocen-Cuaternar.
Prima etapa, adica in Miocen, la tarmul marii Sarmatice, apoi la tarmul Lacului Transilvan, Panonic, Getic s-au depus mari cantitati de materiale sub forma conurilor aluviale emerse, submerse, a fun-deltelor, deltelor.
Astfel, pe rama E a Carpatilor Orientali, râurile au depus mari cantitati de pietris si nisipuri care astazi se regasesc sub forma unor masive deluroase constituite din pietrisuri si nisipuri separate de catre actuala retea idrografica. S-a format o vasta arie piemontana la contactul dintre aria carpatica si subcarpatica si Podisul Sucevei, rezultând podisurile piemontane. Astfel,
râul Moldova la iesirea din domeniul montan a depus formatiuni cu caracter piemontan formându-se masivul Giungi,
râul Ozana...masivele deluroase Boistea, Blebea,
râul Cracau...masivul Corn,
râul Bistrita...formatiunile le regasim remaniate pe flancul E extern ale dealurilor Margineni,Runc, cât si pe Pietricica Bacaului,
râul Trotus...piemontul Pâncestilor.
Formarea acestor piemonturi a început din Nord, Sarmatian si a continuat în Miocenul superior respectiv in Meotian-Pontian în partea de sud. In acesta perioada au aparut primele piemonturi situate la N si S de Carpatii Meridionali dar si piemonturile situate în vestul bazinului Transilvan cât si in partea de nord.
*Piemonturile din sudul Transilvaniei se pastreaza fragmentar indeosebi la marginea depresiunii Fagaras (Cibin), la marginea culoarului Apold pâna la marginea depresiunii Hateg.
*Piemonturile din vestul Transilvaniei sunt cele mai tipice, create de râurile din muntii Apuseni. Astfel, se pastreaza astazi o serie de dealuri cu caracter piemontan: dealurile Feleacului, Mahacenilor, dealurile Aiudului.
*In nord, formatiunile cu caracter piemontan situate la poalele muntior Rodnei, Tibles, au fost intens fragmentate de reteaua hidrografica formând un relief de muscele (dealurile Nasaudului si ale Suplaiului).
La Vest de Carpatii Occidentali s-au depus mari cantitati de materiale de caracteristici piemontane. Cursurile de apa formând adevarate delte asa cum este Muresul care a creat o impresionanta fun-delta în zonele ocupate de Dealurile Lipovei. Se patreaza insa pe toata marginea de Vest a C Occidentali, piemonturile acestea vestice intâlnite in dealurile de vest fiind insa intens fragmentate si sectionate de catre cursurile de apa.
In sudul Carpatilor Meridionali,depozitele piemontane s-au depus în acualul spatiu al subcarpatilor Getici pentru ca ulterior, dupa inaltarea dealurilor subcarpatice din faza Rhodalica si Valaha, aceste formatiuni sa fie remaniate si redistribuite catre sud incepând formarea vastei arii piemontane din podisul piemontan getic.
A doua etapa desfasurata pe parcursul Pliocen panâ la începutul Cuaternarului. Astfel, dupa transgresiunea pontiana în conditiile unui climat semiarid au existat conditii pentru depunerea materialelor piemontane la marginea lacurilor transilvane, panonic, getic formând a II a generatie de piemonturi.
Astfel, râurile din vest si-au creat mari conuri aluviale sub forma de evantai/delte desavârsind piemonturile acestea vestice. Pe de alta parte se definitiveaza si piemonturile de la marginea bazinului transilvan care însa nu ramân unitare ci sunt intens fragmentate de reteaua hidrografica. ex: piemonturile de la marginea depresiunii Fagaras.
In exteriorul axului carpatic,respectiv la S de râul Trotus se definitiveaza o vasta arie piemontana care genereaza piemontul terasat de la curbura. Acesta începe din platforma Zabrauti si se continua pâna la valea Dâmbovitei pe klima interioara a ariei subcarpatice unde se întâlnesc forme succesive de la piemonturi deluroase care ulterior trec în vaste câmpii de glacis piemontan ex: marginea Magurii Odobesti.
Practic, la vest de Buzau, zona de câmpie piemontana de glacis se dezvolta foarte mult (cazul sectoarelor de câmpie piemontana Ploiestilor, Târgovistei). Si acest piemont de la curbura este astazi intens fragmentat de reteaua hidrografica. La vest de râul Dâmbovita, pe parcursul Pliocenului sunt depozite mari, cantitatile de formatiuni piemontane au contribuit la desavârsirea actualului Podis Getic. Acesta a capatat aspectul actual dupa retragerea apelor lacului Getic si evolutia retelei hidrografice.
*Conditii pentru formarea piemonturilor au existat si la marginea depresiunilor intramontane, insa in aceasta situatie piemonturile sunt de mai mica întindere si cu grosimi mult mai reduse ale formatiunilor piemontane ex: micile piemonturi de la marginea depresiunii Oas, Maramures, piemontul Calimanesti, Dornelor, formate din pietrisuri andezitice cât si unele formatiuni cu caracter piemontan de la marginea depresiunii Brasov.
GLACISURILE DIN ROMANIA:
Sunt constituite din formatiuni terminale acumulate la baza suprafetei inclinate in conditiile climatului temperat/subpolar.In aceste conditii prin conditii morfogenetice diferite, depozitele de pe versant sunt mobilizate pe suprafete inclinate si se acumuleaza in baza acestora sub forma de glacis. Pentru formarea glacisurilor au existat perioade optime de formare .In relieful actual se pastreaza glacisuri formate in Pliocen Superior-Pleistocen, iar a II a perioada :glacisurile Holocene.
Pe parcursul Pleistocenului ,in aria montana inalta in conditiile unui climat periglaciar sau glaciar,s-au format imense trene de grohotisuri indeosebi prin mecanisme ale clioplanatiei si prin mecanisme clionivale.
Aceste glacisuri din aria montana înalta se pastreaza astfel la marginea abrupturilor având practic un caracter relict fiind acoperit de o vegetatie subalpina sau un caracter activ in sensul in care formarea lor continua si astazi.
Aria montana propiu-zisa : glacisurile pleistocene s-au format în baza versantilor formând asa - numitele glacisuri de vale intrucât paraziteaza anumite terase sau chiar sesuri aluviale.Aceste glacisuri sunt întâlnite în toata aria montana, de-a lungul flancurilor vailor carpatice cât si la marginea depresiunilor intramontane ex:marginea depresiunii Maramures, Dornelor, Giurgeu, Ciuc, Brasov, Hateg.
Practic, glacisurile piemontane sunt în majoritate relicte insa exista si situatii în care formarea glacisurilor se continua si astazi.Astfel, cele mai reprezentative glacisuri sunt cele de la marginea ariei montane ex: glacisurile de la limita Obcinei Mari cu Podisul Sucevei sau glacisurile de pe fatada externa a dealurilor subcarpatice externe. Aceste glacisuri se continua în unitatea de câmpie cu asa numitele câmpii de glacis.
Formarea glacisurilor se realizeaza si in unitatile de podis ale României, prin mecanismele de retragere a versantilor si de consumare a interfluviilor. Asemenea mecanisme au fost sesizate de catre N.Josau (podisul Târnavelor), Donisa (Podisul Central Moldovenesc), Bacauanu (partea estica a României). Aceste tendinte de evolutie a reliefului se finalizeaza prin consumarea în intregime a interfluviilor si generarea unei pante unitare la nivelul intregului versant.
Unele dintre cele mai tipice glacisuri de vârsta Pliocena se regasesc la marginea depresiunilor submontane. Acestea au rezultat fie prin evolutia pleistocena a vechilor piemonturi, fir prin evolutia versantilor, formele de tip glacis fiind extrem de întinse acoperite în parte de terasele superioare ale râurilor. Cea mai tipica expresie: periferia sudica a depresiunii Fagaras unde glacisurile se extind pâna la nivelul teraselor superioare ale Oltului.
Glacisurile holocene sunt cele care evolueaza si astazi in conditiile unui climat temperat. Astfel, unele dintre asemenea glacisuri evolueaza prin mecanisme de eroziune, ale denudatiei astfel incat sub aspect functional glacisurile pot fi de acumulare la care se adauga glacisurile de eroziune, glacisurile mixte.
In concluzie, constituie forme de relief de racord intâlnite in toate unitatile de relief, incepand de la câmpie unde putem vorbi de existenta câmpiei de glacis .Câmpiile piemontane capata o dezvoltare deosebita în unitatile de podis în timp ce în ariile subcarpatice si montane sunt specifice glacisurile de vale sau cele de la marginea depresiunii. Deci, în aria montana înalta domina glacisurile relicte de forma tunelelor de grohotisuri de la marginea abrupturilor.
RELIEFUL TECTONO-STRUCTURAL SI DE FACIES PETROGRAFIC:
Dupa constituirea morfostructurii fie din zona de orogen sau platforma, relieful intra sub actiunea modelatoare a factorilor externi. Aceasta actiune modelatoare transforma relieful initial intr-un derivat, aceasta transformare fiind mai mult sau mai putin intansa in functie de tipul de structura,particularitati tectonice, propietatile rocii. Astfel, exista multe situatii când in relieful actual se pastreaza numeroase marturii fie legate de structura geologica, fie de tectonica,fie de roca. Daca relieful actual pastreaza elementele legate de structura, tectonica, litologie putem vorbi de existenta unor reliefuri specifice chiar daca agentii modelatori transforma progresiv relieful initial. Practic, cele 3 componente si indeosebi structura geologica si litologica se implica activa în stabilirea unor caracteristici ale reliefului. Daca rezistenta opusa la eroziune a unor structuri geologice sau a unor structuri de roci este deosebita, atunci putem vorbi de existenta unui relief structural sau petrografic. Acest lucru este cel mai evident în cazul structurii de orogen si în situatia unor roci deosebit de rezistente la eroziune ex:rocile metamorfice, magmatice, rocile sedimentare consolidate, pe când rocile slabe la eroziune dau particularitati mai putin evidente.
* Relieful tectono-structural:
- caracteristic indeosebi ariei de orogen dar se intâlneste si în cea de platforma. In cadrul acestui tip de relief putem vorbi despre marturii ale tectonicii pastrate in relief si marturii ale structurii geologice. Astfel, tectonica se implica indeosebi în unitatile de orogen carpatic unde pot fi întâlnite structuri de tip horst-graben marcate de prezenta accidentelor tectonice de tip falie. Acest tip de reliefeste caracteristic la scari mari,mijlocii si mici. Astfel, daca Carpatii Orientali se divid pe criterii structurale sub forma unor fâsii longitudinale, in Meridionali asistam la o compartimentare in masive de tip block delimitate de fracturi profunde ale scoartei ex: blocul Fagarasului, Parângului, Retezat-Godeanu. In Carpatii Occidentali, cea mai complicata structura geologica dar si o intensa fragmentare tectonica: structura de tip horst-graben în muntii Banatului, cu grabene in lungimea culoarului Timis-Cerna, culoarul Resita-Moldova Noua cu horst in muntii Dognecei, aceasta situatie regasindu-se si in muntii Apuseni, grabene fiind în lungul culoarului Muresului sau în cazul depresiunii de tip golf: Zarand, Beius, Vad-Borod In timp ce horsturi sunt cele din partea de vest: Zarand, Codru-Moma, Padurea Craiului, Meses, Plopos dar si cele din jugul transilvaniei: Preluca, Prîsnel. Tectonica se implica si prin existenta unor falii profunde care determina în relieful actual o serie de abrupturi tectonice. Astfel, falia directionala din N Fagarasului determina impresionantul abrupt nordic; falia Dragos-Voda din nordul muntilor Rodnei genereaza un abrupt nordic al Rodnei care domina accentuat depresiunea Maramures. Mai mult faliile directionale determina orientarea unor vai în lungul acestora formându-se vaile tectonice care în multe situatii constituie limite naturale clare ale diferitelor subunitati montane.In situatia unor falii directionate dublate de sistemul de falii perpendicular în domeniul montan se dezvolta depresiuni cu caracter tectonic: Dornelor, Lovistei, Petrosani, Hategului, Resita-Moldova Noua. Unele asemenea depresiuni sunt tectonice si de baraj vulcanic: Giurgeu, Ciuc.
In unitatile de platforma tectonica este mai putin evidenta, faliile de profunzime nefiind evidente în relief: Podisul Moldovei. Unele asemenea linii tectonice se impun în peisaj doar în podisul Dobrogei ex: Capitava-Ovidiu, Peceneaga-Camena, Sf.Gheorhe-Adjud.
CURS 12
Relieful structural
Implicatiile structurii geologice sunt semnificative, cu precadere în aria de orogen (orogenul carpatic). In urma derularii fazelor orogenetice alpine au rezultat structuri cutate care se pastreaza in teritoriul carpatic.
Astfel, o parte a acestui relief este adaptat structurii geologice în sensul în care culmile montane se grefeaza pe linii de anticlinal iar culoarele de vale se dispun in lungul unor linii de sinclinal. Aceasta adaptare a reliefului la structura este partiala in cazul ariilor cristaline si devine extrem de evidenta in aria flisului. Astfel de situatie se remarca in muntii Ţarcului (unde muntele Lung se mentine în lungul unui anticlinal ), Muntii Gosmanu, Stânisoarei, Nemirei, etc. In aceasta arie carpatica a flisului, numeroase vai au un caracter longitudinal fiind dispuse în lungul liniilor de sinclinal (valea Damucului, o partea din valea Tarcaului, sectoare ale vaii Trotusului). Exista si situatii în care adaptarea reliefului la structura geologica este aproape totala. Concordanta dintre liniile de relief si structuri determina aparitia reliefului de tip Jurasian. Asemenea situatii sunt prezente în N Carpatilor Orientali, Obcinele Bucovinei cu precadere in Obcina Feredeului si Obcina Mare (grefate pe anticlinal) în timp ce vaile precum: valea Sadovei, Moldovitei, Voronetului, partial valea Humorului se insinueaza pe linii de sinclinal.
In Carpatii Românesti exista situatii de neadaptare la structura geologica fiind vorba de mari inversiuni de relief. In aceste situatii liniile majore de relief se leaga de prezenta unor sinclinale suspendate, mult înaltate asa cum este cazul cu cele din:
- zona cristalino - mezozoica ,fiind extrem de clare in Carpatii Orientali (sinclinalele suspendate Rarau-Breaza, Haghimas, Piatra Craiului) pentru ca in Meridionali (Buila-Vânturarita, Oslea, Novaci), Apuseni (Muntii Trascaului).
- zona flisului carpatic respectiv în Carpatii Orientali în cazul marilor sinclinale suspendate (Ceahlau, Ciucas, Zaganu, Bucegi).
Pe langa structura cutata în aria de orogen se evidentiaza în relief si unele elemente care tin de structura în pânze de sariaj. In relief se mentin , de regula frunti ale pânzei de sariaj sub forma de abrupturi structurale care pot avea si caracter tectonic sau litologic. Pentru exemplificare mentionam fruntea pânzelor transilvane (masivul Rarau, la periferia Pietrei soimului, Pietrele Doamnei, Pietrele Zimbrului pana in Pietrele Rocii). Si în sinclinalul Haghimas (fruntea pânzelor transilvane regasite sub forma de abruptului Estic al Haghimasului Negru).
La marginea ariei carpatice se mentine în relief fruntea pânzei de Vrancea (flisul extern) care domina teritoriile învecinate precum podisul Sucevei sau depresiunile pericarpatice. Un alt element: hog-back-urile care sunt asimetrii de relief conditionate de structuri geologice legate de cutele oblice sau rasturnate. Sunt întâlnite în toate masivele E Carpatice, cu o frecventa mai mare in Obcinele Bucovinei (Feredeu). Majoritatea culmilor subcarpatice se leaga de existenta unor anticlinorii iar depresiunile subcarpatice prezinta o structura de tip sinclinorium. Aceasta situatie este reprezentata în Subcarpatii Moldovei (Culmea Plesului, dealul Margineni si Runc închide depresiunea Cracau-Bistrita, culmea Pietricica Bacaului inchide la exterior compartimentul Tazlaului). In Subcarpatii de Curbura cât si în cei Getici, lucrurile se complica din punct de vedere structural însa implicatiile structurilor ramân evidente. Astfel, depresiunile interne se leaga de prezenta unor sinclinale, sinclinorii în timp ce dealurile interne (submontane) prezinta o structura anticlinala/anticlinorii. Depresiunile intracolinare se leaga de alte linii de sinclinorii în timp ce dealurile externe prezinta o structura de regula monoclinala.
La V de valea Dâmbovitei pâna la valea Argesului structurile cutate sunt mai putin reprezentative, mai putin fragmentate de reteaua hidrografica (relief de tip muscele) pentru ca la V de valea Argesului sa se regaseasca adaptari la structura geologica.
Un alt element: prezenta sâmburilor de sare de care se leaga structurile diapire si cutele brahianticlinale. De regula aceste structuri diapire se mentin în relief, sâmburele acestora iesind la zi (Slanic Prahova). In alte situatii datorita topirii sâmburilor de sare se formeaza mici depresiuni de tip butoniera (Solca, Cacica, Târgu Ocna, Teleaga, Govora, Ocnele Mari).
In Depresiunea Transilvaniei sunt 3 situatii caracteristice:
- in partea centrala, caracteristica este structura în domeniul de care se leaga relieful colinar suprapus pe domuri (câmpia Transilvaniei, o parte din dealurile Târnavelor). Daca reteaua hidrografica taie domurile pe un flanc, în retea rezulta forme asimetrice de tipul cuestelor semicirculare. Acestea sunt extrem de clare în Sudul Câmpiei Transilvaniei pâna la valea Muresului, intre Ludus si Câmpia Turzii în timp ce în situatia în care râurile taie perpendicular o structura de dom, în relief apar asa-numitele custe in oglinda (Bazna, Sarmas, Sarmasel, Sf.Georgiu de câmpie).
- structurile în cute diapire întalnite sub forma a 2 fâsii semicirculare. In fâsia Estica adaptarile la strucura sunt mai putin evidente, exista si situatii de inversiuni de relief prin topirea sâmburilor de sare (depresiunea Praid-Sovata). In cazul fâsiei Vestice, sâmburii de sare se mentin în relief dar apar si mici depresiuni, fie datorate topirii sâmburilor de sare, fie prabusirii tavanelor unor vechi saline. In aceste mici depresiuni s-au format si lacurile sarate (Ocna Dej, Cojocna, Turda, Ocna Mures si Ocna Sibiului).
- caracteristicile Podisului Somesan, unde domina o structura monoclinala cu strate sedimentare înclinate usor spre interiorul bazinului Transilvan, rezulta relief de cueste cu fronturile îndreptate spre exterior (V, NV, N) asa cum este cazul cu Dealurile Clujului si Dejului.
In Nord datorita fragmentarii acestor cueste se formeaza un relief de tip muscele (muscelele Nasaudului, dealurile Ciceului, dealurile Suplaiului). In dealurile de Vest de regula se realizeaza o trecere de la structura de orogen spre platforma realizându-se o bordura de contraforturi sub forma unor suprafete trapezoidale cu baza mare îndreptata spre aria de câmpie. Aceasta situatie este evidenta la exteriorul ariei montane în timp ce în interiorul depresiunilor de tip golf, ariile deluroase îmbraca forma unor suprafete trapezoidale inverse cu baza mare lipita de munte.
RELIEFUL STRUCTURAL CARACTERISTIC UNITĂŢILOR DE PLATFORMǍ:
In unitatile de platforma, relieful structural este subordonat celui cu caracteristici sculpural. Totusi se pastreaza o serie de forme legate de caracteristicile structurii geologice. Acestea sunt forme derivate rezultate în urma evolutiei retelei hidrografice. Astfel, în unitatile cu o structura de monoclin (Podisul Moldovei) dupa instalarea primelor vai (prima generatie cele cu caracter consecvent rezulta o serie de suprafete structurale de tipul platourilor si al interfluviilor cu caracter structural).
Aceste suprafete se mentin în relief datorita rocilor îndeosebi a celor de natura calcaroasa, grezoasa sau microconglomeratica. Asemenea situatii sunt prezente în diferite subunitati ale Podisului Moldovei, asa cum este cazul cu Dealul Dragomirnei (Platoul Repedea, scheia, Ipatele, Tansa) în timp ce alte platouri se mentin sub forma unor nivele superioare flancate de trepte laterale (platoul Dealu Mare Hârlau). Prin evolutia retelei hidrografice aceste platouri se diminueaza progresiv rezultând interfluvii structurale mai largi sau mai înguste (partea Central Nordica a Colinelor Tutovei ) pe cinerite Denutesca-Ruseni.
A doua mare generatie de vai este cea cu caracter subsecvent. In urma evolutiei retelei subsecvente rezulta relieful asimetric ,respectiv relieful de cueste.
In Podisul Moldovei, relieful de cuesta este foarte bine reprezentat ,exista situatii în care fruntea de cuesta se extinde pe lungimi considerabile formând fronturi de cuesta. Cel mai tipic front de cuesta din Podisul Moldovei este întâlnit pe dreapta râului Bahlui, Bahluiet rezultând Coasta Iasilor care începe în dreptul seii Strunga si se continua cale mai mare de 60km pâna dincolo de Iasi, pâna în fata Prutului. Este o cuesta în trepte având un nivel inferior deasupra vaii Bahlui/Bahluiet iar treapta superioara se extinde pâna la nivelul platoului superior. Alte fronturi de cuesta din Podisul Moldovei: Coasta Rahovei (dreapta pârâului...), Coasta Iohan, Coastele de pe partea dreapta ale râurilor somuzu Mic, respectiv somuzu Mare din Podisul Falticenilor. Cueste mai mici se intâlnesc si in Câmpia Colinara a Moldovei generate de sectoarele subsecvente ale Jijiei, Miletinului, Sitnei, Ibanesei. Pe lânga cuestele principale cu fronturi orientate catre NNV apar si asimetrii de ordinul 2, respectiv cuestele flancurilor de vale întâlnite îndeosebi în Colinele Tutovei si Dealurile Falciului.
In Podisul Piemontan Getic, formatiunile sedimentare monoclinale sunt în buna parte acoperite de catre formatiunile cu caracter piemontan. Chiar în aceste conditii se pastreaza platouri si interfluvii structurale indeosebi în Platforma Cotmeana si Cândestilor având o tendinta generala de înclinare spre Sud. Formatiunile acestor platouri si interfluvii sunt diferentiate in functie de tipul de retea hidrografica. Astfel, in cazul unei retele divergente (Platoul Cotmeana, Cândestilor ) aceste suprafete au forma trapezoidala cu baza mare spre exterior, spre Sud în timp ce în cadrul retelei de tip convergent (Arges, platforma Oltetutului) aceste suprafete se îngusteaza spre aval, S cu baza mare în amonte (N).
Unele forme cu caracter structural se pastreaza si în Podisul Dobrogei.
-Dobrogea de Sud - strate sedimentare de vârsta sarmatica sunt orizontale dezvoltând largi suprafete de tipul platourilor structurale dezvoltate în calcare sarmatice care suporta sau nu o cuvertura de loess. Având în vedere structurile tabulare, râurile care se adâncesc în aceste pachete de roci sunt înguste cu versanti în trepte, îmbracând frecvent aspect de microcanion.
-Dobrogea Centrala - relieful structural este mai putin evident pastrându-se unele elemente ale reliefului petrografic în unele sectoare fiind vorba de un suport carstic si calcaros.
-Dobrogea de nord - putem vorbi de existenta reliefului în structuri faliate de tip horst - graben caracteristic Muntilor Macinului, ca in partea de V si N unde curge Dunarea. Mai mult fiind o zona de orogen hercinic se mentin în relief 2 culmi principale aproape paralele grefate pe anticlinale asa cum este cazul: Culmea Pricopanului si Culmea Niculitel separate de o zona mai joasa drenata de râul Taita insinuata pe un sinclinal. Dealurile Tulcei - structurile cutate sunt mai putin vizibile întrucât relieful este dominat de prezenta formelor insulare de tip inselberg cum este Bestepe, Huzum si care practic sunt semiîngropate în formatiuni de tipul pedimentelor. Podisul Babadagului-relieful structural se leaga de existenta unui larg sinclinoriu calcaros usor suspendat marcat la capete de prezenta unor denivelari importante.
In Câmpiile de nivel de baza cu un evident caracter acumulativ structura geologica are o importanta mult mai mica în relief. Insa datorita legaturilor retelei hidrografice în relief ramân suprafete orizontale sub forma unor vaste platouri interfluviale, platourile dezvoltându-se prioritar pe loes-uri. Acesta este caracteristic câmpiilor de tip tabular. Spre contactul cu unitatile vecine mai înalte se dezvolta vaste arii piemontane evoluate prin îmbinarea unor imense conuri aluviale formând asa-numitele câmpii de glacis piemontane (Câmpiile din Câmpia Româna - la Est de Arges: Câmpia Pitestilor, Ploiestilor, Târgovistei pâna la N de Focsani, Câmpia Tisei unde frecventa câmpiei tabulare ca si a celor cu caracter piemontan este mult mai redusa.
|
