CURSUL 14 4.5. Evolutia paleogeografica si trasaturile morfostructurale ale reliefului României 4.5.1. Cadrul structural Structura generala morfotectonica actuala a teritoriului tarii noastre este strâns dependenta de evolutia oceanului Tethys situat între placile africana si euroasiatica si de formarea lantului muntos alpino- carpatic-himalayan. Acest mecanism prin care a luat nastere aceasta structura se înscrie în marele ciclu început acum cca.200 milioane de ani determinat de aparitia riftului Atlanticului si de închiderea 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 cauzând cutremurele din bazinul Mediteranei. Evolutia teritoriului României a decurs sub directa influenta a deplasarii placii este europene, dar mai ales a miscarii variate a unor microplaci situate în fata ei si a deschiderii si apoi a închiderii 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, ajungând într-un proces de subductie manifestat puternic în mio-pliocen când 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
Transcript
CURSUL 14
4.5. Evolutia paleogeografica si trasaturile morfostructurale ale reliefului României
4.5.1. Cadrul structural
Structura generala morfotectonica actuala a teritoriului tarii noastre este strâns dependenta de evolutia oceanului Tethys situat între placile africana si euroasiatica si de formarea lantului muntos alpino-carpatic-himalayan.
Acest mecanism prin care a luat nastere aceasta structura se înscrie în marele ciclu început acum cca.200 milioane de ani determinat de aparitia riftului Atlanticului si de închiderea 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 cauzând cutremurele din bazinul Mediteranei.
Evolutia teritoriului României a decurs sub directa influenta a deplasarii placii este europene, dar mai ales a miscarii variate a unor microplaci situate în fata ei si a deschiderii si apoi a închiderii 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, ajungând într-un proces de subductie manifestat puternic în mio-pliocen când 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 fâsiile 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 început în triasic, când în fata placii est europene s-a deschis acea mare marginala (Oceanul Siret) numit si carpato-balcanic aflat în expansiune. In vestul acestuia, un aglomerat de microplaci se situa la vest de pozitia actuala a Carpatilor. La începutul jurasicului în regiunea muntilor Dinarici, la contactul aglomeratului de microplaci cu masa sialica dinamica a aparut un rift care prin expansiune s-a transformat în 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 în subducti ceea ce va avea efect spre final în paleogen - eruptiile de banatite peste microplacile de la est. Sub presiunea microplacilor din vest, oceanul Siret a început sa se închida, au aparut încalecari de tipul pânzelor (pânza Getica, pânza de Biharia, pânza de Codru), iar placa moldava a intrat în subductie, în fata ei formându-se bazinul în care s-a depus flisul cretacic.
Fig. 90. Schiţa segmentelor de plăci litosferice reflectate de anomalia gravimetrică regională:
1 – anomalie regională de maxim (plăci); 2 – anomalie regională de minim; 3 – axe de minim; 4 – câmp de falii crustale; 5 – direcţia de mişcare a plăcilor şi microplăcilor litosferice;
6 – limita ariei montane.
In paleogen, odata cu punerea în loc a banatitelor, subductia din zona Vadar a încetat, marea flisului cretacic s-a restrâns sub împingerile din vest, sedimentele cretacice s-au cutat avansând spre placa moldava care se subduce si mai mult formând bazinul flisului neogen. Incepând din tortonian fruntea placii moldave ajunge la adâncimi 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 sfârsitul pliocenului si începutul cuaternarului a încetat. In acelasi timp însa în fata Carpatilor de Curbura s-a activat o noua zona de subductie unde o parte din placa carpatica avansând spre sud-est, încaleca 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 în spate deschiderea Depresiunii Brasovului.
Lantul actual al Carpatilor a rezultat deci din compresiunea exercitata de placa europeana în mersul ei spre sud si sud-vest ca si de nasterea placii africane, care au determinat strângerea, arcuirea si îndoirea aliniamentului vechi oceanic si o noua fragmentare a blocurilor sialice respectiv a microplacilor (alpino-carpato-balcanice). In acest proces apar pânze de încalecare si se individualizeaza segmente muntoase. Se ajunge astfel la o alta aliniere a noilor segmente si începe crearea de structuri noi. Astfel, spre placa europeana sunt împinsi si se cuteaza Carpatii Orientali, capatând o usoara curbura pe aliniamentul Bârgau-Dorna, iar mai târziu în spatele lor apare lantul vulcanic. Carpatii Meridionali au fost împinsi spre microplaca moesica mai rigida, fapt pentru care s-au curbat în regiunea Portilor de Fier.
La curbura Carpatilor, falia crustala a Carpatilor Meridionali trece prin aliniamentul Culoarul Bran-Depresiunea Brasovului-Trotus-sudul Moldovei, în timp ce flisul specific Carpatilor Orientali o depaseste spre sud, în arc de cerc, mergând pâna la Dâmbovita si deversându-se peste cea mai adânca si mai activa fosa actuala. S-a creat astfel, în jurul microplacilor Transilvaniei un cerc muntos, usor deschis spre vest care însa s-a închis în 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 între Carpatii Orientali si regiunea Villany s-a deplasat în lungul unor falii pâna în pozitia actuala unde s-au lipit cu M-tii Apuseni de sud (muntii Muresului) care au caractere asemanatoare cu m_tii Dinarici.
4.5.2. Etapele de evolutie si dezvoltare a reliefului
In evolutia reliefului României se disting cinci etape : etapa precambrian-paleozoica (prealpina), etapa mezozoica, etapa paleogena, etapa neogena si etapa cuaternara.
baicalian si hercinic, caracterizat fiecare prin litogeneza, magmatism, orogeneza si metamorfism prin care s-a format scheletul cristalino-magmatic, temelia principala a reliefului României. Din aceasta perioada dateaza sisturile cristaline si sisturile verzi din Dobrogea.
La începutul paleozoicului existau doua unitati de uscat alcatuite din roci metamorfice si magmatice, una nordica în Podisul Moldovei, cealalta sudica corespunzând Câmpiei Române si Dobrogei de Sud, separate de aria geosinclinalului din Dobrogea Centrala si de Nord. In vest functiona o arie de geosinclinal, în care, începând din prebaicalian s-a înregistrat un proces continuu de metamorfozare a sisturilor cristaline, însotite de magamtism cu caracter bazic.
In cambrian în 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, Câmpiei Române 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 în silurian s-a materializat în cutarea strânsa 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 între 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 pâna în Dobrogea de Nord. In conditiile unui climat cald cu vegetatie redusa, relieful creat a fost intens modelat, rezultând o peneplena ramasa exodanta pâna în jurasic când a fost acoperita de apele marii.
Orogeneza hercinica, manifestata în carbonifer si permian se caracterizeaza prin cutari, exondari si magmatism granitic atât în geosinclinalul carpatic cât si în aria nord Dobrogeana. In geosinclinalul carpatic au avut loc metamorfozari slabe si cutari ce au dat cordiliere si catene dispuse într-un arc ce urmarea vechiul contur al cordilierelor caledonice. Spre sfârsitul orogenezei hercinice au fost puse în 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 formându-se peneplena posthercinica.
4.5.2.2. Etapa mezozoica
De prima faza a etapei mezozoice , numita faza alpina veche, când au avut loc miscarile kimerice, este legata manifestarea magmatismului ofiolitic în Carpati, a profirelor si diabazelor în Dobrogea.
In mezozoic au avut loc doua mari transgresiuni marine, una în triasic, cealalta în jurasic din care au rezultat depozite cu faciesuri predominant calcaroase, de mica adâncime, depuse pe suprafata peneplenei posthercinice. Aceasta cuvertura calcaroasa si dolomitica se remarca prin relieful calcaros si carstic cu mare varietate de forme caracteristice, în special pe calcarele jurasice. Tot în 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, ducând la formarea pânzei Getice în Carpatii Meridionali si a pânzei de Codru în Carpatii Occidentali. In carpatii Orientali au avut loc dezlipirea învelisului sedimentar transilvanean de pe cristalin (pânza transilvana) ca si deplasarea fundamentului cristalin cu sedimentul sau peste aria flisului intern (pânza bucovinica). Catre sfârsitul fazei se remarca înaltarea generala a regiunii cristalino-mezozoicem dar si o coborâre 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 în Carpatii Orientali, precum si cutarea flisului cretacic ce se va înalta treptat alipindu-se unitatii cristaline. Impingerea spre est a blocurilor cristalino-mezozoice a produs în unitatea flisului o structura în pânze deplasate tot spre est cum sunt pânzele de Ceahlau, pânzele flisului curbicortical si pânza de Audia.
In aceasta faza, de la sfârsitul 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 însotita si de o intensa activitate magmatica ce a dus la aparitia andezitelor si profirelor în Muntii Poiana Rusca, andezitelor, dacitelor si riolitelor în Muntii Bihor, Vladeasa, Muresului; în Muntii Rarau apar ofiolite, iar în Muntii Persani tufuri bazaltice.
In conditiile unui climat tropical si subtropical nivelarea uscatului a dus la formarea platformei de eroziune Borascu.
4.5.2.3. Etapa paleogena
Miscarile savice din eocen au cutat si înaltat flisul paleogen împreuna cu toate celelalte unitati carpatice definitivându-l ca unitate structurala aparte. In aceasta etapa a continuat peneplenizarea întregului relief format anterior sub influenta climatului subecuatorial cu nuante umede si aride. Incepe sa se formeze complexul sculptural Râul Ses si se constata slabe manifestari ale magmatismului.
4.5.2.4. etapa neogenaAceasta etapa constituie ultima veriga din lantul evolutiei reliefului României.
Miscarile de cutare din geosinclinalul carpatic au dus la ridicare celor mai noi unitati. Astfel miscarile epirogenice pozitive au înaltat treptat Carpatii, Subcarpatii, podisurile
si câmpiile, iar eruptiile vulcanice au creat lantul vulcanic din vestul Carpatilor Orientali.
Inaltarea regiunii carpatice, în 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, în conditiile unui climat mediteranean, s-au format piemonturi întinse (acvitanianburdigaliene) ale caror resturi se gasesc în 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 Râul Ses. Aceasta treapta are caracterul unor pedimente periferice continuate în interiorul muntilor prin pedimente de vale. Prin fragmentarea lor uletrioara s-a creat peisajul de culmi prelungi de înaltime medie.
Miscarile stirice din helvetian superior tortorian si moldavice din tortorian-sarmatian au dus la accentuarea inversiunilor morfotectonice schitate în paleogen (scufundarea Masivului Transilvan si Masivul Panonic).
Ele au pus în evidenta avanfosa în 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, în prima jumatate a sarmatianului, a favorizat dezvoltarea unor întinse piemonturi iar în jurul Carpatilor Meridionali, Muntilor Banatului si Muntilor Apuseni s-au format câmpii fluvio-lacustre cu aspect piemontan (Fig. 91).
Fig. 91. Situaţia paleogeografică a teritoriului României la sfârşitul orogenezei stirice (după Emilia Saulea şi colab., 1956 cu modificări): 1 – uscat; 2 – domeniu marin; 3- erupţii vulcanice şi 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 înaltimea unui lant muntos si au exondat partial sau total o parte a golfurilor si a bazinelor interne. Ca rezultat al modelarii în aceasta perioada s-a format nivelul inferior al complexului sculptural Râul Ses cu mare desfasurare în întreg lantul Carpatic si mai ales în Carpatii Orientali unde apare ca nivel superior în toata unitatea flisului paleogen.
Altitudinile diferite la care se afla în prezent, 1200-1600 m în Carpatii orientali, 1200-1500 m în Carpatii Meridionali si 700-1000 m în Muntii Apuseni, sunt rezultatul deformarilor neotectonice ulterioare. In acelasi timp au fost supuse modelarii si regiunile colinare exondate dupa sarmatian în special în nordul Podisului Moldovei, Subcarpatii Moldovei, Podisului Somesan, Podisul Târnavelor etc (Fig. 92).
Fig. 92. Situaţia paleografică a teritoriului României în timpul orogenezei attice (după Emilia Saulea şi colab., 1956 cu modificări): ţărmul mării în timpul
sarmaţianului superior.
In pontian, prin ridicare regiunii carpatice si a celei somesene s-au individualizat trei bazine lacustre (Transilvan, panonic si getic). Modelarea, manifestata în mare parte
prin abraziune la poalele masivelor carpatice, a dus la formarea complexului sculptural Gornovita, pastrat sub înfatisarea unei prispe ce domina cu 200-300 m unitatile vecine. Astazi acest complex sculptural se afla la înaltimi cuprinse între
800-1300 m.Miscarile rhodanice din dacian au contribuit la ridicarea Carpatilor si a
regiunilor vecine impunând 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 Câmpiei Banato-Crisane. Totusi, pe fondul general al miscarilor de înaltare la exteriorul Carpatilor ca si în interiorul lor (ex. Depresiunea Brasovului), se contureaza arii subsidente care au favorizat dezvoltarea si mentinerea unui regim lacustru (Fig.93).
Fig. 93. Situaţia paleografică a teritoriului României în pliocenul superior – pleistocenul inferior (villafranchian) (după C. Ghenea şi colab., 1963): 1 – uscat; 2 – domeniu fluvio-lacustru; 3 – domeniul lacustru; 4- erupţii vulcanice.
In conditiile unui climat mediranean cu nuante temperate în regiunile mai înalte modelarea a dus în munti la o intensa denudare cu formarea de lunci si glacisuri laterale largi.
Incepând 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 în evidenta a depresiunilor si culoarelor de contact. Tot în aceasta faza au avut loc eruptii vulcanice mai active în vestul Carpatilor Orientali unde s-a cladit lantul Calimani-Harghita si s-a întregit cel din nord.
4.5.2.5. Etapa cuaternara
Cuaternarul are un rol decisiv în diferentierea actualului relief al României. Intreaga Câmpie Româna, împreuna cu baltile si Delta Dunarii, Piemontul Getic si Câmpia Banato-Crisana sunt unitati de relief formate în cuaternar, iar o mare parte a Subcarpatilor reprezinta un relief modelat tot în cuaternar.
Totodata în cuaternar în lantul vulcanic s-au produs unele completari, iar unele bazine intramontane au devenit uscat catre sfârsitul cuaternarului. Practic o treime din relieful României îsi are originea în cuaternar.
In aceasta perioada au avut o serie de miscari epirogenice prin care, dupa unii autori, Carpatii s-au înaltat cu aproximativ 1000 m precum si unele cutari care au avut un rol considerabil în 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 în arii care corespund blocurilor cristalino-mezozoice. In general, intensitatea medie a ridicarii este de 4-5 mm/an în zona cristalino-mezozoica a Carpatilor Orientali, 2-3 mm/an în Carapatii meridionali, 1-2 mm/an în Muntii Apuseni, Podisul Moldovei, respectiv Podisul Bârladului 2-4 mm/an iar Câmpia
Româna peste 2 mm/an. Depresiunea Transilvaniei este antrenanta într-o miscare de ridicare de pâna la 2 mm/an.
Pe teritoriul României exista si o arie afectata de miscari negative extinsa din câmpia Siretului inferior pâna 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 în Câmpia Banato-Crisana mai ales în Câmpia Muresului si Câmpia Crisurilor, unde acumularile de aluviuni în cuaternar depasesc 400 m grosime. Totodata trebuie precizat ca Depresiunea intercarpatica a Transilvaniei a functionat pâna la mijlocul pliocenului si în cuaternar a fost înaltata si tranformata în podis deluros. Dealurile Banatului si Crisanei au intrat într-un proces astfel de proces abia spre sfârsitul pliocenului si în cuaternarul inferior iaar partea sudica a Podisului Moldovei si a Piemontului Getic abia în 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 înaltime, dovedesc ca în cuaternarul inferior functionau ca arii de acumulare subsidente si ca numai în post villafranchian au fost înaltate si fragmentate, ajungând la o energie a reliefului de pâna la 400 m.
Depresiunile intracarpatice tectonice, umplute cu sedimente neogene si cuaternare, au functionat la început ca arii subsidente, apoi au fost prinse în înaltarile de ansamblu ale Carpatilor, ajungând ca unele sa fie definitivate abia în ultima parte a cuaternarului.
Sensul general al miscarilor în cuaternar au fost de înaltare si de reducere continua a ariilor de lasare. Este o trasatura principala a teritoriului României, ceea ce a avut ca rezultat aparitia si definitivarea treptelor principale de relief.
CAPITOLUL VCLASIFICAREA SI REGIONAREA GEOMORFOLOGICA
A RELIEFULUI ROMÂNIEI5.1. Aspecte generale
A regiona relieful dupA P.Cotet, înseamna mai mult decât a face o clasificare teoretica a formelor care se asociaza dupa fizionomie, geneza si vârsta. Regionarea reprezinta o grupare a formelor de relief în vederea evidentierii specificului acestor forme. Regionarea trebuie sa aiba în vedere în primul rând geneza. De aceea fiecare forma de relief urmeaza sa fie încadrata într-una din marile categorii genetice întâlnite pe suprafata Pamântului si anume : relieful primar, relieful vulcanic, relieful de eroziune, relieful de acumulare, relieful structural-eroziv sau erozivo-structural.
In categoria reliefului primar, dintre formele de relief uscat se includ: depresiunile cu altitudini sub 0 m, câmpiile joase (între 0 si 200 m), podisurile (între 200 si 600 m sau 800 m), muntii si podisurile intramontane (peste 600 (800)m).
In categoria reliefului vulcanic intra umuntii si podisurile vulcanice ca forme de relief primar-structural, iar în categoria celui de eroziune, podisurile si câmpiile înalte rezultate în urma peneplenizarii reliefului primar si muntii rezduali.
Relieful de acumulare cuprinde depresiunile tectonice transformate în câmpiile fluviatile, lacustre, litorale joase si câmpiile eoliene si cele glaciare.
In cadrul acestor categorii genetice se pot stabili unitatile principale ale regionarii: regiunile geomorfologice , adica acele întinderi de teren unitare, sub raportul fizionomiei, genezei si vârstei.
Regiunile geomorfologice se subdivid în subregiuni si microregiuni stabilite dupa specificul mai de amanunt al formelor de relief.
5.2. Regiunile geomorfologice ale României
Teritoriul României se încadreaza într-o singura zona biopedoclimatica si de modelare a reliefului, iar în definirea regiunilor fizico-geografice trebuie sa se ia în considerare principiul diferentierii pe verticala a fenomenelor, adica a etajarii acestora.
In aceasta conceptie relieful trebuie înteles ca unul dintre factorii fizico-geografice cu rol determinant în stabilirea divesitatii teritoriale. De aceea, regionarea reliefului devine o premiza de baza in definirea si caracterizarea regiunilor fizico-geografice.
Fig. 94. Regiunile geomorfologice
I – Carpaţii Orientali; II – Carpaţii de Curbură; III – Carpaţii Meridionali; IV –
Carpaţii Banatului; V – Carpaţii Apuseni; VI – Depresiunea Transilvaniei; VII-XIII –
dealuri şi podişuri (VII – Dealurile Crişanei; VIII – Dealurile Banatului; IX – Podişul
Mehedinţi; X – Subcarpaţii;
XI – Piemontul Getic; XII – Podişul Moldovei; XIII – Podişul Dobrogei); XIV- XVII –
Câmpii
(XIV – Câmpia Banato-Crişană; XV – Câmpia Română; XVI – Lunca, Bălţile şi Delta
Dunării;
XVII – Câmpia lacustră a Razimului); XVIII – Platforma continentală românească.
Pentru stabilirea diviziunilor reliefului României, s-a avut în vedere în principal, geneza si evolutia unitatilor de relief, prezenta si pozitia lantului Carpatic,
care confera celei mai mari parti a teritoriului României un caracter prin excelenta carpatic.
Ideea centralitatii Carpatilor si a ordonarii unei scheme generale a diviziunilor reliefului în functie de lantul Carpatic, raspunde unor imperative legate de geneza si evolutia reliefului României.
Domeniul carpatic include toate formele bazate pe orogenul carpatic (sau
geosinclinalul carpatic, din regionarile anterioare), adica lantul Carpatilor,
Depresiunea Transilvaniei din interiorul lor, valul cutat al Subcarpatilor împreuna cu
cuverturile piemontane pericarpatice formate în fazele evolutiei lor neogene si
cuartenare, indiferent daca acestea au fost înaltate si transformate în unitati deluroase
sau de podis (în ultima parte a pliocenului si mai ales în cuaternar) si indiferent daca
periferia acestor cuverturi piemontane s-a extins deasupra regiunilor de platforma de
la sud si est.
Carpatii Românesti au fost divizati în ramuri, grupe de unitati si masive,
