Geologia României

l

EVOLUŢIA SI POZIŢIA TERITORIULUI ROMÂNIEI ÎN CADRUL GEOLOGIC STRUCTURAL GENERAL AL EUROPEI

Geologia României cuprinde noţiuni de geologie a teritoriului ţării cu caracter de geologie regională, încadrată în evoluţia continentului european.

Evoluţia geologică regională a scoarţei terestre constă în esenţă în trecerea de la stadiul de geosinclinal sau zonă labilă (mobilă), la stadiul de regiune consolidată si invers, prefaceri care sunt însoţite de procese tectono - magmatice complexe.

Unele zone au rămas, însă, foarte de timpuriu arii rigide, funcţionând pe parcursul evoluţiei ca regiuni de platformă, care sunt arii largi ale scoarţei terestre rigide, afectate numai de mişcări de translaţiei, rotaţie si de oscilaţie pe verticală, fără sau cu o cuvertură sedimentară cvasiorizontală. Mai sunt denumite regiuni cratonizate, stabile, fără zone seismice intense si care nu mai au fost regenerate în mişcări de cutare.

Alte regiuni au evoluat alternativ ca zone rigide si ca arii geosincinale. De aici posibilitatea de a separa suprafaţă scoarţei în arii structurale de diferite vârste, cele mai recente fiind ale orogenezei alpine.

Pe continentul european se pot delimita arii a căror structură s-a realizat în anumite cicluri orogenice. Pentru reconstituirea prefacerilor pe care le-a suferit pământul românesc si înţelegerea structurii geologice actuale, interesează, în mod deosebit, ansamblurile arhitectonice în care se încadrează unităţile structurale ale teritoriului României. Astfel se delimitează arii consolidate timpuriu sau de platformă, ce constituie vorlandul Carpaţilor. Acesta este format din regiuni care au suferit transformări profunde până in ciclul orogenic alpin inclusiv. O a doua categorie de regiuni sunt foste zone de platformă care au fost regenerate în orogeneza alpină, devenind unităţile carpatice.

În evoluţia sa, scoarţa terestra parcurge mai multe perioade:

A. perioada de geosinclinal prin care are loc o mişcare de coborâre continua si acumulare de sedimente. În acest fel se deschide un nou bazin oceanic prin expansiunea a doua margini continentale, care în faza iniţiala constituiau o zona de platforma stabila si care a fost fragmentată;

B. perioada de orogeneza, când are loc ridicarea unei catene muntoase si este considerată creatoare de relief pozitiv;

C. perioada de gliptogeneză în care forţa tectonică de compresiune se reduce foarte mult, iar catena muntoasă este supusă unor intense procese de eroziune, care tind să o transforme într-o peneplenă ( M. Şeclăman, 1999), ce constituie un teritoriu aplatizat cu aspect tabular ; prin reducerea forţei tectonice, procesul de ridicare a catenei muntoase încetează sau rata de ridicare a acesteia este inferioară proceselor de eroziune, astfel încât altitudinea se diminuează continuu până la ştergerea diferenţelor de relief.

Prin compresiune se produce o consolidare si rigidizare a marginilor continentale aflate în coliziune. Din modelul de mai sus rezultă că structurile orogenice, care în final sunt transformate în peneplene apar la marginile unora mai vechi, ceea ce ar rezulta o creştere a masei continentale. Însă procesele de dinamică a scoarţei terestre fac ca aceasta să evolueze continuu prin fragmentare, subsidenţe, consum, coliziune etc., astfel încât masa continentală variază de la o perioadă la alta.

Prin urmare, structura generală a scoarţei terestre este dată de structuri orogenice si zone de platformă rigide mai mult sau mai puţin aplatizate, constituite în stadii de evoluţie anterioare.

În cadrul unui ciclu orogenic, au loc doua categorii principale de procese:

a. procese de tectogeneză, când se produc ample cutări ale scoarţei terestre derulate în mai multe faze, mai mult sau mai puţin periodice si contemporane.

b. procese de morfogeneză, prin care, pe de o parte, are loc ridicarea unităţii cutate pe mii de metrii înălţime, iar pe de alta, se edifică relieful spectaculos montan sub impactul factorilor modelatori externi.

Perioada de geosinclinal grupează stadii de expansiune a unui bazin oceanic, în timp ce perioada de orogeneza cuprinde stadii de compresiune a acestuia.

Evoluţia unui teritoriu de la structura geosinclinală la catenă muntoasă parcurge mai multe etape cunoscute sub denumirea de “ciclurile Wilson” separate în mai multe stadii:

Stadiul de rift continental constă în fisurarea unei bloc continental rigid, ca urmare a unui efort de distensiune generat de ramura ascendentă si cea orizontală a curenţilor de convecţie sublitosferici; se formează o structură de tip graben, asemănător riftului est-african, cu intense procese vulcanice si magmatice bazice si intermediare.

Stadiul Marea Roşie, în care riftul continental evoluează la o mare îngustă, prin îndepărtare marginilor continentale. Astfel, se formează o crustă oceanică nouă, iar sedimentarea este de tip evaporitic si carbonatic la margini, si turbiditic în zona de larg. Datorită legăturilor greoaie cu largul oceanului planetar si lipsei curenţilor marini se creează condiţii de transformare a materiei organice în mâluri sapropelice (viitoare roci “mame de petrol”).

Stadiul de ocean îngust corespunde unei mări în expansiune afectată de intense procese de subsidenţă. Se dezvoltă margini continentale pasive, la care se individualizează zona de şelf, de povârniş (taluz) continental si zona de larg, abisală.

Stadiul atlantic caracterizează un ocean în expansiune unde sedimentarea se produce în zona de şelf, povârniş (taluz) continental si zonei abisale. În zona de şelf se depun depozite clastice, carbonatice (de la depozite recifale la cele de precipitaţie), iar în zona povârnişului continental se depun depozite fine de natura mâlurilor, care sunt antrenate în curgeri submarine (turbidite). În zona abisală sedimentarea este de particule fine de natura mâlurilor argiloase sau calcaroase. La adâncimi mai mici de 4500 m (adâncimea de compensare a carbonaţilor) predomină mâlurile calcaroase, astfel încât, crestele dorsalelor oceanice sunt acoperite de o pulbere albă, dând aspectul unor munţi submarini acoperiţi de zăpadă. Sedimentarea este influenţată de curenţii marini profunzi sau de suprafaţă, cu ape reci sau calde.

Din modelele de evoluţie a unui geosinclinal, stadiile de mai sus, corespund etapelor de individualizare si dezvoltare (fig.1). Datorită extinderii bazinului oceanic si îngroşării litosferei în zonele de margine, aceasta cedează, iniţiindu-se procesul de subducţie. Din acest moment începe faza de compresiune, ce ar corespunde etapei orogenice sau de fliş, din modelul geosinclinalului. În această fază se produce închiderea completă a unui bazin marin si formarea unei centuri orogenice. Acest proces se derulează în trei stadii: stadiul de subducţie, de bazin remanent si de coliziune (fig.2).

Stadiul de subducţie. În acest stadiu o margine continentală pasivă (de tip atlantic) devine mobilă prin decuplarea plăcii oceanice si iniţierea procesului de coborâre. Astfel, se formează fosele oceanice, iar coborârea (subducţia) plăcii oceanice sub cea continentală declanşează procese magmatice si vulcanice, formând arcul vulcanic continental. În fosă se acumulează depozite sedimentare de natură pelagică, detritică si vulcanică. Depozitele pelagice formează prin alunecare gravitaţională turbidite. Datorită compresiunilor aceste depozite sunt cutate (prisma de acreţiune) formând un arc extern submers sau local emers (Insulele Antilele Mici, Timor, Celebes).