32157_raport_stiintific_1_2009

UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

Bd. Mihail Kogălniceanu, Nr. 36-46, Sector 5,

Cod poştal 70709, Bucureşti, România

Tel: +40 (21) 307 73 00; +40 (21) 315 71 87;

Fax: +40 (21)313 17 60.

HTTP://WWW.UNIBUC.RO

RAPORTUL STIINTIFIC SI TEHNIC IN EXTENSO

Contract 32157/2008

CARACTERIZAREA GEONOMICA A UNITATILOR

TECTONICE MAJORE DIN ROMANIA

Etapa I – perioada acoperită: 01.10.2008 – 28.02.2009

Construirea bazei de date

UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

INSTITUTUL NAŢIONAL DE CERCETARE-DEZVOLTARE

PENTRU FIZICA PĂMÂNTULUI

PROSPECTIUNI S.A.

Mocanu Victor (director proiect)

Raileanu Victor (responsabil proiect)

Gorie Jean (responsabil proiect)

Georgescu Paul Ardeleanu Luminita Tanasa Mihai Aurelian Negut Bala Andrei Rosca Decebal Dumitru Ioane Campion Vasilica Moroseanu Ion

Paunescu Cornel Costache Ioana Fulgeanu Ludovic Niculescu Bogdan Danet Anton Gorie Daniela

Orban Tudorel Diaconescu Mihai Iliescu Adriana Panea Ionelia Grecu Bogdan Florea Daniel

Chitea Florina-Mihaela Mateciuc Nervic Dordea Dorin Andrei Gina Muntean Alexandra Budui Bogdan Bocin Andrei Munteanu Laurentiu Corneanu Ilian Iacob Cezar Stefan Ion Boveanu Ioana Orza Razvan Tataru Dragos Chiriac Traian

Stanciu Christian Zaharia Bogdan Iliescu Dan Niculescu Marga Marinescu Doru

A P R O B, R E C T O R,

Prof. Dr. Ioan Pânzaru

2

CUPRINS

1. OBIECTIVELE GENERALE ALE PROIECTULUI;

2. OBIECTIVELE ETAPEI DE EXECUTIE NR.1;

3. REZUMATUL ETAPEI;

4. DESCRIEREA STIINTIFICA SI TEHNICA A ETAPEI;

5. CONCLUZII;

6. BIBLIOGRAFIE.

3

1. OBIECTIVELE GENERALE ALE PROIECTULUI

Obiectivul general al proiectului il constituie elaborarea pe baza analizei integrate a datelor geologice si geofizice a unor distributii de viteza bi- si tri-dimensionale pentru fiecare unitate tectonica majora si la nivelul intregii tari, distributii ce vor constitui date de intrare in crearea de modele geodinamice complexe, cu impact direct asupra hazardului seismic.

Obiectivele specifice ale proiectului propus sunt: - analiza datelor seismice de reflexie de mica si medie adancime, pe fiecare unitate tectonica majora, care sa permita evidentierea neomogenitatilor de viteza ale undelor seismice si pe cat posibil, asocierea lor cu structurile tectonice active si cu zonele cu amplificare locala a energiei seismice; - analiza datelor seismice de reflexie si refractie de mare adancime, pe fiecare unitate tectonica majora, imbunatatireae modelelor existente si extinderea in adancime a modelul de viteze a undelor seismice. - construirea unor modele integrate ale distributiilor bi- si tri-dimensionale de viteze seismice la nivelul unitatilor tectonice majore si apoi la nivelul intregii tari, modele care nu exista in prezent.

Realizarea proiectului consta in cinci etape distincte, etape in care coordonatorul si fiecare partener avand prevazute activitati specifice individuale si activitati comune de corelare si integrare a rezultatelor. Esalonarea in timp a activitatilor corespunzatoare fiecarei etape, iar rolul si responsabilitatile fiecarui participant la realizarea proiectului, si defalcarea pe activitati, sunt prezentate in schema de realizare a proiectului dupa cum urmeaza:

- Etapa 1 - Construirea bazei de date:

a) Construirea bazei de date geotectonice, geofizice si seismologice.

Selectare pe fiecare unitate tectonica majora a datelor seismice de

reflexie ce urmeaza a fi analizate. Pregatirea datelor pentru prelucrare.

Sintetizarea datelor de viteza din alte surse geofizice si geologice. (CO);

b) Construirea bazei de date geotectonice, geofizice si seismologice.

Selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a profilelor seismice de

reflexie si refractie pentru structura adanca si a informatiilor de viteze ce

urmeaza a fi analizate.Pregatirea datelor pentru prelucrare. (P1);

c) Construirea bazei de date geotectonice, geofizice si seismologice.

Selectare pe fiecare unitate tectonica majora a datelor seismice de

reflexie (locale, detaliate), a informatiilor de viteze ce urmeaza a fi

analizate si a celor gravimetrice. Pregatirea datelor pentru prelucrare.

(P2).

- Etapa 2 - Construirea distributiilor de viteza bi- si tri-dimensionale si a

bazei gravimetrice pentru zonele din Platforma Moesica:

4

a) Construirea si interpretarea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza

prelucrarii datelor seismice de reflexie.. Construirea modelelor de viteza

pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea

si interpretarea modelor de viteza. (CO);

b) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii

datelor seismice de reflexie si refractie. Construirea modelelor de viteza

pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale,

interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1);

c) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (P2);

d) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri . Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO);

e) Construirea modelelor de viteza pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1);

f) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelor de viteza.(P2);

g) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale.

Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO);

h) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale.

Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelor de viteza rezultate. (P1);

i) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelor de viteza. Construirea hartii gravimetrice a Platformei Moesice. (P2);

5

- Etapa 3: Construirea distributiilor de viteza bi- si tri-dimensionale si a

bazei gravimetrice pentru zonele din Platforma Moldoveneasca si Depresiunea Barlad.

a) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteze. (CO);

b) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1);

c) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor

primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P2);

d) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor

primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO);

e) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1);

f) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (P2);

g) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); h) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); i) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale.

6

Construirea modelelor pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. Construirea hartii gravimetrice a Paltformei Moldovenesti si a Depresiunii Barlad. (P2). - Etapa 4: Construirea distributiilor de viteza bi- si tri-dimensionale si a bazei gravimetrice pentru zonele din Depresiunea Pannonica. a) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); b) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); c) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primei sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P2); d) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri . Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); e) Construirea modelelor de viteza pe baza inversiei timpilor primelor sosiri . Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); f) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri . Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (P2); g) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); h) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale.Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); i) Construirea si interpretarea modelelor deviteza tri-dimensionale. Construirea

7

modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelor de viteza. Construirea hartii gravimetrice a Depresiunii Pannonice. (P2). - Etapa 5: Construirea distributiilor de viteza bi- si tri-dimensionale si a bazei gravimetrice pentru zonele din Depresiunea Transilvaniei; Construirea si intrepretarea distributiilor de viteze la scara intragii tari. Construirea de harti gravimetrice nationale. a) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); b) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); c) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri . Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P2); d) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); e) Construirea modelelor de viteza pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); f) Construirea modelelor de viteza bi-dimensionale pe baza inversiei timpilor primelor sosiri. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (P2); g) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelelor de viteza. (CO); h) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie si refractie regionale, interpretarea modelelor de viteza rezultate. (P1); i) Construirea si interpretarea modelelor de viteza tri-dimensionale. Construirea

8

modelelor de viteza pe baza prelucrarii datelor seismice de reflexie de detaliu, construirea si interpretarea modelor de viteza. Construirea hartii gravimetrice a Depresiunii Transilvaniei. (P2).

9

2. OBIECTIVE ALE ETAPEI 1

Etapa 1 a avut drept scop construirea bazei de date geotectonice, geofizice si

seismologice. Pentru aceasta punctual s-au urmarit dupa cum urmeaza:

1. S-a realizat selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a datelor seismice de

reflexie ce urmeaza a fi analizate: Platforma Moesica, Platforma Moldoveneasca si

Depresiunea Barlad, Depresiunea Pannonica, Depresiunea Transilvaniei.

2. A fost realizata pregatirea tuturor datelor disponibile pentru prelucrare

corespunzatoare fiecarei unitati tectonice.

3. S-a realizat sintetizarea datelor de viteza obtinute din alte surse geofizice si

geologice, respectiv din literatura, din masuratori efectuate anterior si din lucrarile

publicate anterior de numerosi cercetatori.

4. S-a realizat selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a profilelor seismice de

reflexie si refractie pentru structura adanca si a informatiilor de viteze ce urmeaza a fi

analizate.

5. S-a realizat selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a datelor seismice de

reflexie (locale, detaliate), a informatiilor de viteze ce urmeaza a fi analizate, precum

si a datelor gravimetrice.

6. S-a obtinut baza de date cu informatii complete disponibile pentru prelucrari.

10

3. REZUMATUL ETAPEI 1

Parametrul cel mai important ce caracterizeaza undele seismice este viteza

de propagare a acestora. Investigarea structurii geologice de mica si mare adancime

a fost posibila folosind informatiile de viteza, in general viteza undelor longitudinale.

Construirea distributiilor de viteza sta la baza studiilor tectonice si

seismologice, ele fiind folosite in elaborarea modelelor geodinamice si geotectonice

ce servesc la intelegerea proceselor care se desfasoara in zonele seismogene

active.

Metodele geofizice pot fi aplicate pentru obtinerea imaginilor structurale la

nivelul crustei (de exemplu gravimetria, magnetometria, electrometria si

seismometria). Primele informatii, la nivel local, privind grosimea crustei au fost

obtinute, in secolul trecut, in urma analizei datelor seismologice, mai exact a timpilor

de sosire ale diferitelor tipuri de unde seismice. Metodele gravimetrice au fost intens

folosite pentru construirea unor harti de grosime a crustei la nivel regional. Modele

3D ale structurii intregii cruste la nivelul intregii tari au fost construite de Ioane si Ion

(2005).

Studiile seismice de reflexie si refractie au inceput sa fie efectuate incepind

cu jumatatea a doua a secolului trecut. Rezultatele acestora au fost reprezentate, in

general, de distributii 2D ale vitezelor de propagare ale undelor longitudinale

(Radulescu et al., 1976). Dezvoltarea tehnologica din ultimele decenii ale secolului

trecut a permis efectuarea unor masuratori seismice pe aliniamente foarte lungi, cu

numar mare de canale (de ordinul sutelor), ceea ce a permis obtinerea de informatii

cit mai precise de la adancimi foarte mari. Astfel, au fost inregistrate o serie de profile

seismice de refractie (VRANCEA99 si VRANCEA01) si reflexie (DACIA-PLAN); cele

doua profile seismice de refractie s-au intersectat in zona de curbura a Carpatilor, iar

profilul de reflexie a fost suprapus cu o portiune din VRANCEA01. Analiza

inregistrarilor de refractie a condus la obtinerea unor imagini privind distributia

stratificata a vitezei undelor longitudinale (Raileanu et al., 2005).

Analiza si prelucrarea inregistrarilor seismice de reflexie a condus la

construirea unor distributii 2.5D de viteza si a unor sectiuni seismice pe doua

intervale de adancime, la scara crustei superioare si a celei inferioare (Bocin et al.,

11

2005, Panea et al., 2005). Alte studii seismice de reflexie de mare adancime au fost

efectuate in zone ale tarii ca zona Rimnicu-Sarat, Craiova etc. ele au fost combinate

cu studiile seismice din explorarea pentru hidrocarburi. Obtinerea inregistrarilor mai

lungi de timp a fost posibila prin prelungirea timpilor de inregistrare a sosirilor

seismice de la 4 s la 8 – 10 s. Calitatea acestor inregistrari este acceptabila, avand in

vedere ca ele au fost realizate in anii ‟80, cind parametrii de achizitie si capacitatea

de prelucrare a informatiilor seismice erau mult reduse fata de posibilitatile existente

in prezent.

Scopul acestei etape a fost construirea unei baze de date care contine

informatii geofizice si geologice necesare derularii viitoarelor etape propuse in

structura prezentului proiect.

Grupul de cercetare din cadrul Universitatii din Bucuresti a facut sinteza

informatiilor seismice de reflexie selectate din arhiva pusa la dispozitie de Partenerul

2. S-au selectat pentru analiza numai profilele seismice de reflexie inregistrate

incepind cu anii ‟80, deoarece tehnica de achizitie a datelor a fost mult imbunatatita

comparativ cu cea folosita pina la inceputul anului 1980; aceasta insemnand un

numar mult mai mare de canale, ordin de acoperire ridicat etc. Profilele seismice au

fost inregistrate in studii seismice de tip 2D si 3D. Informatiile de viteza pentru zonele

geografice cu grad scazut, sau foarte scazut, de acoperire cu profile seismice de

reflexie se vor obtine folosind alte surse, gen diagrafii de sonda, seismocarotaje si

seismica de refractie.

Grupul de cercetare al Partenerului 1 din cadrul proiectului a facut o

inventariere a bazei de date care va sta la baza realizarii celorlalte etape prevazute

in proiect. Deoarece rezultatele cercetarii acestui grup vor fi reprezentate de

distributii de viteza bi- si tri-dimensionale la nivelul intregii cruste de pe teritoriul

romanesc, au fost analizate si prezentate separat, in doua capitole, informatiile

seismice de reflexie si de refractie pentru structura adanca a crustei existente pina in

acest moment. Profile seismice de reflexie sunt identificate in special in partea de

sud si est a teritoriului romanesc, iar profile seismice de refractie acopera distante

lungi, de ordinul zecilor si sutelor de km, a caror orientare este, predominant, nord-

vest – sud-est si aproximativ est – vest.

12

Grupul de cercetare al Partenerului 2 din cadrul proiectului a facut o sinteza a

lucrarilor gravimetrice efectuate pe teritoriul romanesc, lucrari care vor fi folosite

pentru construirea hartilor gravimetrice Bouguer.

13

4. DESCRIEREA STIINTIFICA SI TEHNICA A ETAPEI 1

CUPRINS:

1. INTRODUCERE

2. PARTEA I (CO):

Construirea bazei de date geotectonice, geofizice si seismologice.

Selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a datelor seismice de


Sintetizarea datelor de viteza din alte surse geofizice si geologice.

2.1. Introducere

2.2. Informatii tectonice si geologice asupra crustei terestre din Romania

2.2.1 Platforma Moesica

2.2.2 Platforma Moldoveneasca

2.2.3 Depresiunea Birlad

2.2.4 Depresiunea Transilvaniei

2.2.5 Depresiunea Pannonica

2.3. Sinteza informatiilor provenite din seismica de reflexive

2.4. Concluzii

2.5. Bibliografie

3. PARTEA II (P1):

Construirea bazei de date geotectonice, geofizice si seismologice. Selectarea

pe fiecare unitate tectonica majora a profilelor seismice de reflexie si refractie

pentru structura adanca si a informatiilor de viteze ce urmeaza a fi analizate.

Pregatirea datelor pentru prelucrare.

3.1. Introducere

3.2. Informatii tectonice si geologice asupra crustei





14


3.3. Sinteza informatiilor provenite din seismica de refractie

3.4. Sinteza informatiilor provenite din seismica de reflexie

3.5. Informatii adiacente

3.6. Concluzii

3.7. Bibliografie

4. PARTEA III (P2):


Selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a datelor seismice de reflexie

(locale, detaliate), a informatiilor de viteze ce urmeaza a fi analizate si a

celor gravimetrice. Pregatirea datelor pentru prelucrare.

4.1 Introducere

4.2 Construirea bazei de date gravimetrice. Selectarea pe fiecare unitate

tectonica majora a datelor gravimetrice. Pregatirea datelor gravimetrice pentru

prelucrare.

4.3 Concluzii

15

1. INTRODUCERE

Parametrul cel mai important ce caracterizeaza undele seismice este viteza

de propagare a acestora. Investigarea structurii geologice de mica si mare adancime

a fost posibila folosind informatiile de viteza, in general viteza undelor longitudinale.

Studiul acestui parametru a stat la baza definirii a numeroase proiecte

nationale si internationale in care zona studiata de pe teritoriul romanesc a fost

reprezentata de zona seismogena Vrancea.

Construirea distributiilor de viteza sta la baza studiilor tectonice si

seismologice, ele fiind folosite in elaborarea modelelor geodinamice si geotectonice

ce servesc la intelegerea proceselor care se desfasoara in zonele seismogene

active.

Metodele geofizice pot fi aplicate pentru obtinerea imaginilor structurale la

nivelul crustei (de exemplu gravimetria, magnetometria, electrometria si

seismometria). Primele informatii, la nivel local, privind grosimea crustei au fost

obtinute, in secolul trecut, in urma analizei datelor seismologice, mai exact a timpilor

de sosire ale diferitelor tipuri de unde seismice. Metodele gravimetrice au fost intens

folosite pentru construirea unor harti de grosime a crustei la nivel regional. Modele

3D ale structurii intregii cruste la nivelul intregii tari au fost construite de Ioane si Ion

(2005).

Studiile seismice de reflexie si refractie au inceput sa fie efectuate incepind

cu jumatatea a doua a secolului trecut. Rezultatele acestora au fost reprezentate, in

general, de distributii 2D ale vitezelor de propagare ale undelor longitudinale

(Radulescu et al., 1976). Dezvoltarea tehnologica din ultimele decenii ale secolului

trecut a permis efectuarea unor masuratori seismice pe aliniamente foarte lungi, cu

numar mare de canale (de ordinul sutelor), ceea ce a permis obtinerea de informatii

cit mai precise de la adancimi foarte mari. Astfel, au fost inregistrate o serie de profile

seismice de refractie (VRANCEA99 si VRANCEA01) si reflexie (DACIA-PLAN); cele

doua profile seismice de refractie s-au intersectat in zona de curbura a Carpatilor, iar

profilul de reflexie a fost suprapus cu o portiune din VRANCEA01. Aceste studii

seismice au fost efectuate in urma colaborarii dintre Universitatea din Bucuresti,

16

Institutul National de Fizica a Pamintului, Universitatea Libera din Amsterdam si

Universitatea Tehnologica din Delft (Olanda), Universitatea din Karlsruhe

(Germania), Universitatea Carolina de Sud si Universitatea Texas (SUA). Analiza

inregistrarilor de refractie a condus la obtinerea unor imagini privind distributia

stratificata a vitezei undelor longitudinale (Raileanu et al., 2005). Analiza si

prelucrarea inregistrarilor seismice de reflexie a condus la construirea unor distributii

2.5D de viteza si a unor sectiuni seismice pe doua intervale de adancime, la scara

crustei superioare si a celei inferioare (Bocin et al., 2005, Panea et al., 2005). Alte

studii seismice de reflexie de mare adancime au fost efectuate in zone ale tarii ca

zona Rimnicu-Sarat, Craiova etc. ele au fost combinate cu studiile seismice din

explorarea pentru hidrocarburi. Obtinerea inregistrarilor mai lungi de timp a fost

posibila prin prelungirea timpilor de inregistrare a sosirilor seismice de la 4 s la 8 – 10

s. Calitatea acestor inregistrari este acceptabila, avand in vedere ca ele au fost

realizate in anii ‟80, cind parametrii de achizitie si capacitatea de prelucrare a

informatiilor seismice erau mult reduse fata de posibilitatile existente in prezent.

Studiile electromagnetice si analiza datelor seismologice au condus la

trasarea limitei dintre litosfera si astenosfera. Modelele litosferei deduse din date

magnetotelurice au adus informatii complementare in raport cu datele seismice sau

chiar informatii noi (Stanica si Stanica, 1981).

19

2. PARTEA I (CO):




Sintetizarea datelor de viteza din alte surse geofizice si geologice.

2.1. Introducere

Structura crustei pe teritoriul romanesc a fost investigata folosind metodele

gravimetrice, magnetice, electrice si seismice, in special seismica de refractie. Daca

ne raportam la datele gravimetrice si gravimetrice, o lucrare de referinta este cea

publicata de Gavat et al. (1963), care a construit un model al structurii geologice

adanci pe baza sintezei datelor gravimetrice si magnetice; modelul prezinta limitele

principalelor unitati tectonice. Modele 3D ale structurii crustei la scara intregii tari au

fost realizate de Sperner et al. (2004) si Ioane si Ion (2005).

Sondajele magnetotelurice realizate in anii ‟80 au dezvaluit particularitatile

structurii seismice adanci pe unitati tectonice majore (Stanica si Stanica, 1981)

Seismologia a furnizat primele informatii privind grosimea crustei. Prima

estimare a ei a fost facuta de Demetrescu si Petrescu (1953 – 1954). Reprezentari

ale modului in care variaza vitezele de propagare ale undelor de volum

(longitudinale, P, si transversale, S) au fost construite de Enescu et al. (1988), in

ipoteza unei variatii continue a vitezei cu adancimea. Distributiile de viteza au fost

construite folosind metoda Wiechert – Herglotz – Bateman.

Seismica de refractie a fost folosita incepind cu anii ‟70. Rezultatele prelucrarii

inregistrarilor seismice de refractie obtinute pe diferite aliniamente (Profilul XII, XI,

XI1, II) au fost prezentate de Radulescu et al. (1976).

Obiectivul general al proiectului este reprezentat de construirea unor distributii

de viteza bi- si tri-dimensionale pentru fiecare unitate tectonica majora in urma

analizei si prelucrarii inregistrarilor seismice de reflexie, furnizate de Partenerul 2 al

contractului.

20

Cunoasterea distributiilor de viteza in litosfera sau pe intervale de adancime

mai mici este folositoare in studiile tectonice si in explorarea pentru hidrocarburi.

Interpretarile structural-tectonice se bazeaza pe analiza distributiilor de viteza

2D si 3D, a sectiunilor seismice de reflexie si a datelor geologice reprezentate de

modele tectonice, date de sonda si aflorimente (Bocin et al., 2005; Panea et al.,

2005). In astfel de interpretari, in general, intervalul de adancime investigat este

destul de larg, de ordinul zecilor de km. Drept urmare, datele seismice care pot

furniza informatii privind vitezele de propagare ale undelor seismice sunt inregistrate

folosind tehnici de achizitie speciale (profile seismice lungi de ordinul km, distante

sursa – receptor cit mai mare astfel incat sa permita inregistrarea informatiei

provenita de la adancimi mari etc). Analiza datelor de reflexie si refractie a aratat ca

precizia distributiilor de viteza ale undelor P este mai mare atunci cand lucram cu

date de refractie. In plus, intervalul de adancime investigat este mult mai larg,

obtinandu-se informatii chiar din mantaua superioara.

In analizele efectuate in explorarea pentru hidrocarburi, intervalul de adancime

analizat este mult mai mic, fiind de ordinul km. Informatiile structurale si stratigrafice

se obtin din interpretarea datelor seismice de reflexie (Dicea et al., 1982).

Prelucrarea datelor seismice de reflexie, in scopul obtinerii sectiunilor seismice,

necesita cunoasterea distributiilor de viteza. Identificarea si analiza orizonturilor

suspectate a fi productive se face prin corelarea datelor geofizice de sonda cu cele

seismice (sectiuni seismice), iar aceasta corelare se face folosind informatia de

viteza necesara conversiei adancime – timp.

2.2. Informatii tectonice si geologice asupra crustei terestre din Romania


Denumirea de platforma Moesica a fost introdusa de Boncev (1947). In acea

vreme, se considera ca platforma Moesica contine Cimpia Romana, podisul

prebalcanic, Dobrogea de nord, unde se considera ca afloreaza formatiuni din

fundamentul cutat al platformei. Dupa alti autori, platforma Moesica se extinde pana

21

la falia Peceneaga – Camena (Bancila, 1958; Dumitrescu, 1962). Grigoras (1961)

considera ca platforma Moesica cuprindea numai Cimpia Romana. Dupa Sandulescu

(1984), limitele platformei Moesice sunt foarte clare in raport cu Orogenul Nord-

Dobrogean, falia Peceneaga – Camena o separa de orogen, si cu orogenul alpin din

Balcani (unde se constata o trecere gradata de la platforma la Prebalcani). In raport

cu Carpatii, platforma Moesica este subsariata, fiind regasita in subasmentul

panzelor flisului din zona de curbura a Carpatilor si al unitatilor externe ale carpatilor

Meridionali (Sandulescu, 1984). Spre nord, platforma se poate urmari pina la falia

Trotusului. O parte a fundamentului platformei afloreaza in Dobroigea centrala, in

zona sisturilor verzi. Platforma Moesica este impartita de falia Intra-Moesica in doua

sectoare diferite din punct de vedere al continutului fundamentului. Nu au fost puse in

evidenta diferentieri majore la nivelul cuverturii sedimentare (Sandulescu, 1984).

Cele doua sectoare au fost denumite astfel: sectorul valah, la sud de falia Intra-

Moesica, si dobrogean, la nord de falie (vezi Figura 2.1).

Informatii privind structura fundamentului din platforma Moesica se pot obtine

in urma analizei formatiunilor ce afloreaza in sectorul central si sudic al Dobrogei. In

Dobrogea centrala au fost separate doua serii metamorfice, seria de Altin Tepe si

formatiunea sisturilor verzi (Muresan, 1971; Sandulescu, 1984). S-a demonstrat ca

seria de Altin tepe (de varsta precadomiana) este mai veche decat cea a sisturilor

verzi (ankimetamorfism de varsta cadomiana), ambele fiind separate de o

discontinuitate tectonica (Muresan, 1971; Olteanu, 1975; Sandulescu, 1984).Varsta

acestei discontinuitati tectonice este posibil sa fie cadomiana, adica contemporana

cu ankimetamorfismul si cutarea sisturilor verzi (Sandulescu, 1984). Cutele majore

observate in Dobrogea centrala sint insotite de o sistuozitate axiala foarte stransa

care a fost confundata uneori cu stratificatia.

22

Figura 2.1. Harta tectonica a platformei Moesice (Sandulescu, 1984) 1 – sectorul dobrogean; 2 – sectorul valah

Din punct de vedere al caracterelor sedimentologice, la care se adauga si

grosimea considerabila de aproximativ 5000 m, seria sisturilor verzi se apropie de

tip-ul flis-ului (Mirauta, 1969; Jipa, 1970; Sandulescu, 1984). In afara

compartimentului dobrogean, fundamentul platformei a fost intilnit in putine foraje; la

vest de Vedea s-au intilnit roci metamorifce mezozonale sau retromorfozate de

varsta precambriana.

Analiza datelor geofizice obtinute in sectorul valah indica o constitutie putin

diferita a fundamentului, comparativ cu cea dins ectorul dobrogean (Visarion et al.,

1979). Au fost puse in evidenta intruziuni magmatice (granitice, granodioritice,

gabbroice). Initial, ele au fost considerate a fi de varsta precambriana sau chiar

preordoviciana dar datorile radiometrice au indicat varste hercinice si, deci,

considerate contemporane cu o parte a cuverturii de platforma (Sandulescu, 1984).

Existenta intruziunilor hercinice poate indica prezenta unei mobilitati mai ridicate a

compartimentului valah in Paleozoic.

Analiza datelor geologice (foraje) si geofizice a condus la identificarea celor

mai importante fracturi, unele din ele crustale (Sandulescu, 1984):

- Falia Intramoesica, considerata ca fiind transcrustala, se extinde pe o

distanta foarte mare, de pe platforma continentala a Marii Negre, in sud-

23

est, pina sub panza getica, in nord-est. Ea are caracterul faliilor compozite

cu compartimentul sudic mai coborit; au fost puse in evidenta miscari

dextre si senestre ale blocurilor si, in prezent, se considera ca miscarea de

translatie este senestra (Sandulescul, 1984).

- Falia Peceneaga – Camena marcheaza marginea de nord-est a platformei

Moesice; este o falie transcrustala cu o saritura pe verticala de cel putin 10

km si cu compartimentul nordic mai coborit; in prezent, se considera ca

miscarea de translatie dextra este activa.

- Falia Capidava – Ovidiu este recunoscuta pana la nivelul discontinuitatii

Conrad; are compartimentul sudic coborit si cu translatii orizontale

probabil dextre.

- Falia Trotusului delimiteaza in coltul de nord-est platforma Moesica si o

separa de catena dano-polono-predobrogeana.

- Falia Jiului, cu compartimentul estic mai coborit si probabil cu translatii

senestre.

- Falia Motrului, care prezinta continuarea nordica a faliei Timocului; are

caracterul faliilor compozite, cu compartimentul estic ridicat si cu o

importanta translatie orizontala dextra.

- Sistemul de falii corespunzatoare ridicarii de la Craiova – Bals – Optasi

care are morfologia unui horst ce coboara in trepte spre nord si sud.

Aceste fracturi principale sunt insotite de sisteme de falii secundare a caror extindere

si amploare este variabila (Sandulescu, 1984). Afundarea in trepte a platformei spre

si sub avanfosa carpatica se face dupa un sistem de fracturi care se cubeaza treptat,

paralele cu directia catenei carpatice. Se considera ca acest grup de fracturi este cel

mai tinar sau a fost generat si, in parte, reactivat in Neogen, in acelasi timp cu

subsidenta avanfosei (Sandulescu, 1984).

Prezenta sistemelor de fracturi, unele active, a determinat acomodarea depozitelor

din cuvertura sedimentara la tectonica de blocuri. Astfel, s-au format cute de invelire

sau cute in forma de cufar, structuri ce caracterizeaza tectonica de tip germanic.

Dezvoltarea lor circulara, dimensiunile reduse, le asociaza cu procesele de

fracturare.

24

Tinand cont ca varsta celor mai vechi formatiuni sedimentare din cuvertura

este Cambrian – Ordovician, se considera ca varsta consolidarii fundamentului este

anterioara Ordovician – Cambrian-ului. Analiza stratigrafica a carotelor a condus la

stabilirea mai multor cicluri majore de sedimentare:

- Ciclul Ordovician – Carbonifer: reprezentat de roci detritice cu caracter

grosier sau mediu grosier in intervalul Ordovician – Devonian mediu si

predominant pelitic in Silurian si Devonian inferior. Apoi, urmeaza depozite

carbonatice (dolomite, calcare) si evaporite intre Devonian superior si

Namurian. Se revine la roci detritice in restul Carboniferului cu episoade

carbunoase de extindere locala. Formatiunile detritice carbonifere se

incheie cu Stephanianul sau Westphalianul. Urmeaza apoi o lacuna de

sedimentare pana in Permian.

- Ciclul Permian – Triasic: in cadrul acestui ciclu se disting trei secventa

majore. Secventa inferioara si cea superioara contine roci detritice, intre

ele dezvoltindu-se o secventa carbonatica. S-au intilnit nivele de roci

evaporitice in Permian si Triasic inferior si superior. Caracteristic pentru

ciclul Permian – Triasic din cuvertura sedimentara a platformei Moesice

este prezenta rocilor efuzive acide si bazice pe mai multe nivele din

Permian – Eotriasic. Prezenta magmatismului efuziv permian – eotriasic

seinscrie in caracterele generale europene ale acestui interval stratigrafic

(Sandulescu, 1984). Originea magmatismului este legata de prezenta unor

procese tafrogene.

- Ciclul Jurasic – Cretacic este caracterizat de variatii de litofacies. Au fost

intilnite roci detritice in baza (Jurasic mediu), calcare masive (Jurasic

superior pina in Barremian), roci carbonatice – marnoase (Cretacic

superior). Grosimea depozitelor sedimentare Jurasic – Cretacice este mai

redusa comparativ cu cea din ciclurile descrise anterior. Explicatia consta

in caracterul mediului de sedimentare care a fost predominant calcaros

(neritic sau pelagic) si, local, evaporitic (la limita Jurasic – Cretacic si in

Aptian). In timpul tectogenezelor mezocretacice, platforma Moesica a avut

25

un rol activ in realizarea unora din structurile legate de primul paroxism

getic (Sandulescu, 1984).

- Ciclul Tertiar: este ultimul ciclu major de sedimentare separat intre

Badenian si Pleistocen si cuprinde depozite predominant detritice,

molasice. In citeva puncte s-au intilnit depozite calcaroase eocene.

Depozitele neogene ale cuverturii sedimentare de platforma sint comune

cu cele ale avanfosei; diferenta clara intre acestea este reprezentata de

grosimea mult mai mare a depozitelor din avanfosa.


Platforma Moldoveneasca cuprinde o portiune din Platforma Europei

Orientale, care ocupa mai mult de jumatate din suprafata continentului, fiind numita

din acest motiv si subcontinentul est-european (Hamilton, 1970). Fundamentul

contine roci metamorfice cutate, cu intruziuni granitice, si afloreaza in Scutul Baltic,

Masivul Ucrainean, in antecliza Voronej si local in Bielorusia. Platforma

Moldoveneasca este situata la vest si sud-vest de masivul Ucrainean, ale carui

formatiuni se gasesc in fundamentul ei, sub cuvertura sedimentara (Sandulescu,

1984). Fundamentul Platformei Moldovenesti a fost intilnit in foraje la vest de Prut

(Iasi, Nicolina, Todireni, Batrinesti) si s-a stabilit ca este de tipul Masivului Ucrainean

pana la falia Siretului (Figura 2.2). La vest de aceasta falie a fost separat blocul

Radauti – Pascani a carui varsta nu a fost determinata cu precizie (Visarion et al.,

1979). Analizand caracterele cuverturii sedimentare, se considera ca platforma se

intinde pina la falia Solca. Spre sud, falia Bistritei separa platformade depresiunea

Birladului. Datele geologice (foraje) si geofizice confirma faptul ca fundamentul

platformei Moldovenesti se extinde spre sud pina la falia Bistritei.

Structura rupturala a platformei Moldovenesti prezinta doua sisteme de fracturi

orientate in principal N – S sau NV – SE (si considerate mai vechi, dupa care

platforma coboara in trepte spre vest din timpul Paleozoicului) si cele orientate E –V

sau ESE – VNV, care le decaleaza pe primele.

26

Figura 2.2. Schita tectonica a vorlandului carpatic din Moldova (Sandulescu, 1984) 1. Platforma Europei Orientale (Moldoveneasca); 2 – platforma Scitica; 3 – prelungirea depresiunii Miechov; 4 – platforma Moesica; 5 – orogenul Nord-Dobrogean; 6 – fractru majore; 7 – falii; 8 – front de sariaj

Cuvertura sedimentara debuteaza cu roci detritice ce apartin partii terminale a seriei

de Valdai, de varsta Vendiana. Deasupra acestor depozite s-au separat mai multe

cicluri de sedimentare (Sandulescu, 1984; Patrut, 1982): Cambrian, Ordovician –

Silurian, Devonian, Jurasic superior – Eocretacic, Cretacic superior si, local, depozite

paleogene si Neogene. Lacunele prezente in succesiunea depozitelor sedimentare

pot fi, local, asociate cu tectogenezele majore. Astfel, lacunele dintre Vendian si

Cambrianul inferior sau dintre Cambrianul inferior si Ordovician sunt legate de fazele

tectogenezei cadomiene sau caledoniene timpurii, lacuna din baza Cretacicului

superior de tectogeneza mezocretacica, iar cea din baza Neogenului de faza stirica

veche. Perioadele in care depozitele de platofrma au fost supuse eroziunii sunt

Devonian – Eocretacic si Eocen – Miocen inferior (Sandulescu, 1984).

27


Depresiunea Birlad este incadrata la nord de marginea platformei Moldovenesti

(platforma epiproterozoica) si la sud de prelungirea orogenului Nord-Dobrogean.

Cuvertura sedimentara contine in partea inferioara termeni cu importante

discontinuitati (Cenomanian, Eocen), iar in partea ei superioara sunt dezvoltate

seriile de varsta Badenian – Pliocen. Grosimea depozitelor sedimentare creste de la

est spre vest, spre avanfosa carpatica. Fundamentul contine roci paleozoice si

mezozoice.

Formatiunile paleozoice au fost interceptate in foraje; au fost identificate, din

punct de vedere paleontologic, depozite siluriene si, spre sud, depozite de varsta

devonian inferior. Depozitele siluriene au fost intilnite la est de valea Birlad, in

sectorul Vaslui – Husi – valea Prutului; grosimea lor variaza intre 17 si 104 m.

Litologic contin calcare cenusii – negricioase, microgranulare, putine intercalatii de

argilite si calcare nisipoase cenusii. Calcarele sunt bogat fosilifere (echinoderme si

brahiopode). Mergand spre sud de sectorul Vaslui – Husi, au fost intilnite formatiuni

de varsta devonian inferior. In forajul de la Crasna au fost intilnite gresii cuartoase

violacee si argilite dure; grosimea aproximativa a fost de 60 m.

Formatiunile triasice si jurasice au fost intilnite in fundamentul depresiunii

Birlad, iar cele Cretacice in cuvertura sedimentara a acesteia. Triasicul a fost intilnit

la est de valea Birlad, pe o grosime de 375 – 840 m, si este reprezentat de argile

brune, rare intercalatii de gresii calcaroase brune. In partea de vest a vaii, grosimea

depozitelor triasice atinge valori de 415 m, fiind alcatuite din dolomite, calcare fine,

intercalatii subtiri de gresii si argile.

Formatiunile de varsta bajocian – bathonian sunt reprezentate de argilite

cenusiu – negricioase, marne si marnocalcare.

Formatiunile calloviene contin gresii calcaroase, partial microconglomeratice,

calcare brecioase si marne caramizii.

Formatiunile oxfordiene se afla in continuitate de depunere cu cele calloviene si

contin clcare alb – roz, argile nisipoase verzi, gresii cu diaclaze de calcit.

28

Kimmeridgianul este reprezentat de calcare brecioase brune, calcare

organogene cenusii cu diaclaze de calcit.

Tithonicul este reprezentat de depozite predominant detritice, fiind alcatuit

predominant din gresii calcaroase cenusii, calcare galbui sfarimicioase si argile brun

– roscate. Faciesul tithonicului este considerat a fi de tip lagunar.

Formatiunile cenomaniene sint dispuse transgresiv direct peste cele siluriene,

in partea de nord a depresiunii, si peste cele neojurasice, in partea de sud. Sint

formate din gresii glauconitice, marne calcaroase fine, marne compacte cenusii si

silexuri fine bogate in foraminifere.

Formatiunile neozoice intra in alcatuirea cuverturii sedimentare a depresiunii.

Au fost identificate depozite de varsta eocena, neogena (badenian – levantin). La zi

apar numai depozitele sarmatianului mediu sau mai tinere decat acesta.

Eocenul este reprezentat de depozite ce contin gresii calcaroase glauconitice,

marne verzui compacte; este dispus transgresiv peste neojurasic sau pe cenomanian

si este acoperit de depozite badeniene sau sarmatiene. Grosimea acestor depozite

este variabila (22 – 66 m) si prezinta intindere discontinua.

Badenianul este dispus transgresiv peste cretacic si eocen, in partea de nord, si

neojurasic, in partea de sud a depresiunii. Este reprezentat de gresii calcaroase,

marnocalcare, anhidrite. Grosimea depozitelor badeniene variaza de la 30 – 40 m, in

partea de nord-est, la 56 – 80 m spre valea Siretului.

In continuitate cu formatiunile badeniene se afla cele volhiniene. Ele contin

calcare dure, local organogene, marne cenusii compacte cu intercalatii mici de argile

nisipoase si gresii calcaroase. In partea de nord-est a depresiunii afloreaza

formatiunile kersoniene; acestea constau din argile marnoase, argile, argile nisipoase

cu intercalatii de marne calcaroase fosilifere (bivalve).

In extremitatea de nord-est a depresiunii s-au identificat depozite meotiene,

reprezentate de argile si nisipuri fosilifere. Depozitele pontiene – daciene apar pe

culmile dealurilor intre Birlad si Prut; grosimea acestora este de aproximativ 150 m si

prezinta o crestere spre sud-vest la 400 m. in aceste depozite se pot separa trei

orizonturi. Primul orizont contine argile, argile nisipoase si nisipuri (50 – 70 m). al

doilea orizont este format aproape numai din nisipuri galbui (40 – 50 m), iar al treilea

29

orizont este format din argile si argile nisipoase de culoare rosie (de grosime mica,

aproximativ 5 – 10 m). Pliocenul se incheie cu un orizont de nisipuri fine sau grosiere

de culoare alb-galbui. Ele apar in partea de sud a depresiunii. Depozitele sint bogate

in fosile de mamifere. Cele mai vechi formatiuni cuaternare sint reprezentate de cele

pleistocen inferioare. Depozitele contin pietrisuri cu grosimi de aproximativ 8 – 10 m

(pietrisurile de Balabanesti). Depozitele de varsta pleistocen superior contin aluviuni

de terasa si sunt bine dezvoltate intre valea Siretului si Birladului. In alcatuirea

acestor depozite de aluviuni intra pietrisuri, nisipuri grosiere si argiloase.

Depozitele holocene contin aluviuni de terase joase, loess, cu grosimi foarte

mici, 1 – 2 m.

Din punct de vedere tectonic, depresiunea Birladului, considerata o depresiune

premontana, a functionat cu subsidenta maxima in mezojurasic. Latimea depresiunii

este redusa in partea de est si creste spre vest, unde se continua pe marginea de

vest a platformei moldovenesti. In neojurasic, regiunea trece la stadiul cratonic.

Ultimii termeni ai neojurasicului de facies detritic lagunar inainteaza peste marginea

platformei moldovenesti. In faza cratonica instalata dupa jurasic, peste toate unitatile

se depune o cuvertura sedimentara subtire si discontinua formata din cenomanian –

eocen, ceea ce releva miscari oscilatorii verticale cu schimbari de sens. Procesul de

subsidenta incepe din badenianul superior.


Depresiunea Transilvaniei este considerata cea mai mare depresiune

molasica de varsta neogena dezvoltata pe teritoriul romanesc. Este situata intre

segmentele catenei orogenice, aflate in curs de ridicare, si functioneaza ca o arie de

sedimentare cu subsidenta activa (Sandulescu, 1984).

Dintre primele studii geologice cu privire la bazinul Transilvaniei indicam

lucrarea de sinteza a geologilor Hauer si Stache (1863) in care au fost separate si

descrise din punct de vedere stratigrafic si tectonic principalele unitati structurale ale

bazinului si ramei carpatice. In 1894, Koch publica o monografie cu privire la tertiarul

din bazinul Transilvaniei. In anul 1909, pe baza ipotezei emise de Koch si Suess,

30

conform careia apele sarate s-au concentrat in zona centrala a bazinului, s-au forat

sonde in zona Sarmasel in vederea descoperirii eventualelor zacaminte de potasiu.

Intre anii 1911 – 1913, o echipa de geologi sub conducerea lui Bockn au cartat

partea centrala a bazinului, separind o serie de anticlinale si sinclinale cu directie, in

general, N – S. Lucrarile au fost continuate de Mrazec incepind cu anul 1918. Dupa

Bally si Snelson (1980), depresiunea Transilvaniei este un bazin de sedimentare

Cretacic superior – Neogen care si-a definitivat forma circulara in intervalul Miocen

superior – Pliocen. Este marginita de Carpatii Orientali si Meridionali si separata de

depresiunea pannonica de Muntii Apuseni.

Depresiunea Transilvaniei este suprapusa peste doua etaje tectonice:

1. Elementele deformate ale diferitelor segmente apartin Dacidelor, inclusiv

Transilvanidelor;

2. Cuvertura post-tectogenetica contine formatiuni a caror varsta urca pina la

Miocenul inferior

Dupa Sandulescu (1984), schitarea depresiunii a avut loc la sfarsitul Miocenului

inferior, dupa tectogeneza stirica veche, primele depozite ce ii corespund fiind

molasa de Hida. Tuful de Dej marcheaza extinderea si conturul depresiunii, urmat

apoi de depunerea sarii badeniene. Procesul de subsidenta activa este reluat in

badenianul superior si continua pina in Sarmatian si Pannonian, cind se depun

formatiuni de molasa si schlier. Repartitia locala a depozitelor badeniene, sarmatiene

si pannoniene indica prezenta unei rotatii a axei depresiunii de la directia nord – sud

la cea de nord-est – sud-vest. Caracteristic pentru depresiunea Transilvaniei este

prezenta in centrul ei a domurilor circulare sau elipsoidale de dimensiuni care variaza

de la 10 pina la 50 km diametru. Fiecare dom corespunde unui masiv de sare

criptodiapir a carui particularitate este aceea ca el nu a strapuns in totalitate

depozitele badeniene.

Pe marginea de est si vest a depresiunii s-au dezvoltat cute alungite orientate

nord – sud sau nord-nord-vest – sud-sud-est. In lungul acestora apar diapire

deschise de tipul stockurilor de sare. Formatiunea nedeformata in aceste cute este

tuful de Dej, el fiind afectat numai de un sistem de falii cu saritura mica. Deformarile

31

molaselor din acoperisul formatiunii cu sare nu au fost determinate de compresiuni

tectogenetice, ci de decolarea lor spre partea mai profunda a depresiunii. Prezenta

sarii favorizeaza acest proces (Dumitrescu, 1962). Analiza cutelor marginale

conduce la presupunerea ca decolarea s-a produs de la est spre vest, pe marginea

estica, si in sens invers, pe marginea vestica (Sandulescu, 1984). Varsta acestor

deformari se considera a fi pontiana sau mai noua.

Fundamentul depresiunii Transilvaniei este asemenator cu cel al depresiunii

pannonice si constituit din panze de varsta Cretacic mediu (Sandulescu, 1984,

1988). Miscarile orogenice din Cretacic mediu au dus la formarea unor sisteme de rift

care au fost umplute cu o succesiune groasa de depozite clastice tip Gosau (Ciulavu

and Bertotti, 1994, Sanders, 1999). Schimbarile tectonice majore au aparut la

inceputul Oligocenului superior.

In seria depozitelor ce alcatuiesc depresiunea Transilvaniei au fost separate

urmatoarele cicluri de sedimentare:

- Cretacic – superior: apare local pe marginea depresiunii, asezat

transgresiv pe cristalin sau pe cretacicul inferior. A fost urmarit pe flancul

de nord – est al Muntilor Apuseni, unde formeaza o banda continua si pe

suprafete mai reduse pe flancul nordic al Muntilor Cibin si al Muntilor

Fagaras. In interiorul depresiunii, cretacicul superior a fost intilnit in

sondele de la Bucuresti – Gherla, Puini, Mociu, Filitelnic etc. Cretacicul

superior intilnit la suprafata in nord-vestul depresiunii, in bazinele vailor

Somes si Hasdate, este reprezentat prin faciesul de Gosau. In bazinul vaii

Somesului s-a putut face o identificare a formatiunilor prezente. Astfel, s-

au separat urmatoarele complexe: marnos – grezos (marne cenusii-verzui

cu intercalatii de gresie si calcare), grezos-calcaros (gresii, calcare in

bancuri metrice, alternanta de gresii, calcare si marno-calcare), complexul

calcarelor cu hipuriti, grezos – conglomeratic (gresii cenusii calcaroase cu

intercalatii de marne si conglomerate), marnos (marne cenusii, unele

nisipoase). In bazinul vaii Hasdate nu s-au putut urmari complexele de mai

sus dar a fost urmarita o succesiune de marne calcaroase cu fucoide, o

32

alternanta de gresii, argile si marne in care apar si intercalatii

conglomeratice. In partea de sud-vest a depresiunii, cretacicul superior,

transgresiv peste fundamentul cristalin, afloreaza la sud de Sebes – Alba;

prezinta argile si marne cenusii in baza, cu intercalatii de pietris cimentat si

conglomerate marunte. Pe flancul nordic al Muntilor Cibin, cretacicul

superior apare cu termenii: vraconian – cenomanian, turonian – coniacian

si senonian superior. Succesiunea incepe cu gresii calcaroase, cenusii,

micacee cu intercalatii subtiri de marne cenusii, din care s-au determinat la

partea inferioara foraminifere; urmeaza apoi, marne nisipoase ce trec la

marno-calcare si conglomerate si brecii cu elemente de cristalin, care

apartin senonianului. Ultima aparitie la suprafata a cretacicului superior

este pe marginea de sud-est a depresiunii si este reprezentata prin

cenomanian si senonian. Cenomanianul este alcatuit in baza de

conglomerate poligene cu elemente de cuartite albe, roz si cenusii,

micasisturi, calcare mezozoice, dolomitice si gresii micacee. Senonianul

este reprezentat prin marne cenusii-verziu cu numeroase exemplare de

inocerami. In interiorul depresiunii, cretacicul superior interceptat in sonde

se prezinta in facies de flis; varsta depozitelor fiind determinata pe baza

fosilelor la senonian si campanian.

- Paleogen: depozitele paleogene sint asezate transgresiv peste cele ale

cretacicului superior sau peste fundamentul cristalin si prezinta variatii mari

de facies si de grosime datorita cutarilor laramice si post-laramice care au

influentat sedimnetarea depozitelor. Se constatat o alternanta de depozite

de facies marnos cu facies continental – lacustru (eogen) urmata de

depozite cu facies marin si lagunar – salmastru (oligocen). In cadrul

paleogenului au fost separate trei serii apartinand paleocenului, eocenului

si oligocenului. Paleocenul a fost urmarit pe zone limitate in nord-vestul

depresiunii. Eocenul are o dezvoltare stratigrafica importanta in partea de

nord a depresiunii, unde s-a putut urmari intreaga succesiune. Eocenul

este reprezentat de orizontul gipsurilor inferioare (marne cenusii cu

intercalatii de gipsuri), orizontul marnelor si calcarelor (marne cenusii cu

33

nivele de calcare grezoase sau oolitice), orizont cu Gryphea eszterhazyi

(marne cu ostreide cu calcare la partea inferioara si marne cu intercalatii

de calcare cu oolite feruginaose la partea superioara), orizontul cu numuliti

(marne cenusii), orizontul marnelor si calcarelor cu moluste (bogat

fosilifer), orizontul marno-argilelor cenusii (cu doua intercalatii de lumasel

si cu ostreide). Evaporitele eocene constau din sisturi dolomitice si gips.

Raspindirea lor este limitata la marginea de nord-vest a depresiunii.

Depunerea acestora a fost realizata in lutetianul inferior si priabonianul

superior.

- Burdigalian – helvetian: marcheaza inceputul miocenului, avand seria

completa pe marginea de nord-vest, in timp ce pe celelalte margini apare

numai partea sa inferioara. Varsta acestor depozite a fost determinata pe

baza fosilelor. Este reprezentata de stratele de Corus si cele de Chechis.

Stratele de Corus sint reprezentate prin gresii, nisipuri cu slabe intercalatii

argiloase si conglomerate cu o grosime de 80 m. sint bogat fosilifere

(moluste). Stratele de Chechis sint bogate in foraminifere; sint reprezentate

de gresii nisipoase cu intercalatii subtiri de marne. In partea de nord-vest a

depresiunii, depozitele chattian – burdigaliene sunt mai sarate in continut

micropaleontologic. Acesta apare sporadic in complexul argilor negricios

cu intercalatii de gresii la care se adauga si conglomerate.

- Badenian – buglovian – sarmatian: depozitele sunt bogate in fosile

extrem de variate si bogata, care apar pe marginile depresiunii. Depozitele

badeniene contin un orizont bazal cu tufuri urmat apoi de orizontul cu sare,

orizontul sisturilor cu radiolari si orizontul marnelor cu Spirialis. Aceste

depozite marcheaza un nou ciclu de sedimentare, fiind dispus transgresiv

peste fundamentul cristalin, prin puternicul orizont de tufuri dacitice (tuful

de Dej), sau peste formatiuni pre-badeniene. Orizontul de tufuri dacitice

incepe cu conglomerate care apar pe suprafete intinse, la nord de

Somesul mare, Mihaesti si in sudul depresiunii intre Persani si Cisnadie.

Uneori conglomeratele sunt inlocuite cu gresii si argile marnoase cu

globigerine. Zacamintele de sare gema din depresiune au inceput sa fie

34

exploatate inca din secolul trecut. Sarea gema apare la zi sub forma de

diapire masive care se insira pe o linie circulara, situata in apropierea

marginilor depresiunii, in special partea estica. Masivele se ridica din

adincime sub forma unor coloane verticale, care poseda inaltimi pina la

peste 1500 m. uneori, ajunsa la suprafata, sarea se revarsa ca o ciuperca.

Aparitia la suprafata a sarii este un efect al tectonicii locale, avand in

vedere ca ea este dispusa in adancime ca o placa continua cu grosimi de

sute de metri. Tuful de Dej marcheaza baza stratului masiv de sare.

Depozitele badeniene, bugloviene si sarmatiewne contin zacaminte de gaz

metan cantonate in nisipuri si marne subtiri, de grosime variabila.

Alternanta de nisipuri si marne a favorizat localizarea zacamintelor de gaz

metan. Numarul si grosimea orizonturilor gazeifere variaza de la o

structura la alta, in functie de faciesul litologic sub care se prezinta

formatiunea cu gaze si de gradul sau de eroziune. Zacamintele de gaz sint

localizate in capcane structurale, domuri si brahianticlinale, cu inclinari de

1 – 10 o pe flancuri, lipsite de deranjamente tectonice. Domurile si

brahianticlinalele au amplitudini diferite si sint inconjurate de zone

sinclinale largi, de adancime variabila, de la zeci de metri la sute de metri.

Gazele ocupa cupolele boltirilor si sint in contact direct cu apele sarate de

zacamint. Zone cu titei, intre gaze si ape, nu au fost intilnite. Gazele sint

alcatuite in proportie de 99 % metan. In unele sonde, in orizonturile

productive inferioare din badenian, s-au intilnit si alte hidrocarburi in afara

de metan. Presiunea de zacamint a gazelor creste cu adancimea si are, in

general, valoarea aproximativa a coloanei hidrostatice corespunzatoare. In

unele structuri de amplitudine mica si in unele orizonturi, in special cele

inferioare, cantitatea de apa sarata creste foarte mult in detrimentul

gazelor. Complexul argilo-marnos, de sute de metri grosime, care se afla

in partea inferioara a formatiunii de gaze, precum si pachetele foarte

importante de marne care separa numeroasele orizonturi gazeifere sau

intra in componenta lor constituie roca-mama a gazului metan din

depresiunea Transilvaniei (Mrazec, 1937). Toate aceste sedimente s-au

35

depus intr-o mare putin adanca, lipsita de curenti, contin foarte numeroase

resturi de plante, care reprezinta materia organica principala, din

transformarea careia a luat nastere gazul metan. Analizele geologice arata

ca localizarea zacamintelor cu gaze se suprapune peste zonele de

maxima subsidenta ale bazinului si peste zonele de cutari intense cu

suprafete mari de ridicare.

- Pliocen: este reprezentat de depozite caracterizate de o monotonie

litologica, datorita predominarii argilelor, marnelor si nisipurilor. Pe

marginile de vest, sud-vest, sud, est si sud-est, depozitele pliocene stau

transgresiv peste cele sarmatiene sau chiar mai vechi. Grosimea

depozitelor pliocene creste spre interiorul depresiunii. Cercetarile

paleontologice au pus in evidenta prezenta unei discordante intre miocen

si pliocen; tuful de Bazna este considerat limita dintre formatiunile miocene

si pliocene. In interiorul depresiunii se face o distinctie petrografica intre

tuful de Bazna si restul tufurilor pliocene (tuful de Ighis, de Vama Seaca

etc). Se considera ca tuful de Bazna are o structura vitroclastica iar

celelalte tufuri au o structura vitrocristaloclastice (Ciupagea et al., 1970).

Tuful de Bazna a fost urmarit pe distante mari in centrul depresiunii, in

regiunea domurilor Bazna, Cetatea de Balta, Deleni, pe malul drept al

Muresului, la Oarba, Madaras, Ceausul de Cimpie, Moisa, Bala, Paingeni

si la teleac. In partea de sud a depresiunii, tuful de Bazna a fost intilnit la

Seica Mare, Salcau si in sondele de la Copsa Mica, Noul Sasesc, Nades si

Botorca. Analizele micropaleontologice arata ca depozitele care insotesc

tuful de bazna in diferitele puncte ale depresiunii nu se pot corela fie din

cauza variatiei litologice, fie din cauza transgresiunii pliocenului peste

miocen. Sub tuful de bazna apar, pe toate profilele, marne sistoase,

calcare dolomitice, tufuri andezitice, nisipuri in proportie diferita. Deasupra

tufului de Bazna se intilniesc marne calcaroase cu asociatii microfaunistice

de varsta meotian mediu si superior. In regiunea de est a depresiunii,

pliocenul contine o serie de orizonturi, si anume orizontul inferior marnos

(marne cenusii cu intercalatii rare de nisipuri), orizontul conglomeratic

36

(depus in continuitate de sedimentare, contine gresii dure, cuartite, tufuri

si roci eruptive cu extindere locala), orizontul marnos – nisipos (situat

transgresiv peste depozitele sarmatiene), orizontul nisipos (formeaza

majoritatea dealurilor la sud si nord de Tirnava Mica), orizontul superior

marnos, ce incheie ciclul de sedimentare al pliocenului. Pe marginea

vestica a depresiunii, pliocenul a fost identificat prin analiza fosilelor. Este

reprezentat de argile cenusii-negricioase, nisipoase, fin micacee, marne

cenusii inchise, nisipoase, nisipuri micacee cu rare concretiuni grezoase,

gresii sub forma de lespezi subtiri. In partea centrala a depresiunii,

depozitele pliocene au fost grupate in orizonturile nisipoase inferioare,

marnele medii si nispoase superioare.

- Cuaternar: in aceasta perioada, depresiunea a fost supusa eroziunii pe

suprafete intinse, proces ce se continua din pliocenul superior. Depozitele

cuaternare au un maxim de dezvoltare in bazinele de eroziune de contact

situate pe marginile depresiunii, bazine traversate de riurile Mures, Olt si

Somes. Bazinele dezvoltate ca urmare a activitatii cursului superior al

Oltului, bazinele Birsei, Sf. Gheorghe, Tg. Secuiesc, contin nisipuri, nisipuri

argiloase, pietrisuri marunte bogate in moluste, marne argiloase, argile,

nisipuri cu moluste si pietrisuri bine cimentate; aceste formatiuni apartin

pleistocenului inferior. Pleistocenul mediu contine nisipuri, in parte

argiloase, argile bogat fosilifere. Holocenul este reprezentat in aceste

bazine de pietrisuri, depozite de mlastina si bolovanisuri. Pe cursul mijlociu

al Oltului se dezvolta bazinul Fagarasului. Aici au fost intilnite roci

cuaternare dintre cele mai variate. In lunca Oltului, in faza de stagnare a

apelor Oltului, au luat nastere depozitele de turba. Valea Muresului,

incepand de la Aiud si pina la Orastie, este insotita de o larga lunca

aluviala de varsta holoen superior, care totalizeaza, uneori, o latime de

aproximativ 5 km.

37


Depresiunea Pannonica este cel mai mare bazin de sedimentare din Europa;

este umplut cu sedimente consolidate si neconsolidate. Este dezvoltat in partea

centrala a continentului european, ocupand o suprafata de aproximativ 300000 km2,

iar grosimea sedimentelor neogene variaza intre 0.2 – 7 km.

Depresiunea Pannonica acopera o mare suprafata a Carpatilor interni,

Dinarizilor interni si Alpilor orientali (Sandulescu, 1984); pe teritoriul romanesc, ea

acopera partea de vest a tarii fiind marginita la est de Muntii Apuseni si depresiunea

Transilvaniei (vezi Figura 2.3). Limita estica a depresiunii Pannonice este data de o

falie care trece pe la vest de ultimele prelungiri ale muntilor Apuseni; aceasta este o

falie profunda care se urmareste pe directia Carei-Oradea constituind falia Carei si

intercepteaza falia Plopis.

Depresiunea Pannonica este o depresiune neogena post-tectonica si se

suprapune peste elementele cutate si cuverturile post-panza ale acestora. Acest

bazin, relativ plat, este considerat ca fiind rezultatul a trei procese tectonice majore si

anume, colapsul gravitational al depozitelor combinat cu extensia orogena, miscarile

de compresiune cu formarea lantului cutat si faliat al Carpatilor externi (Roure et al.,

1993); acestea indica originea de bazin de back-arc a depresiunii Pannonice.

Prezenta subsidentei este descrisa de faza de sin-rift din perioada Miocen inferior –

mediu, urmata de o perioada de post-rift mai lunga si relativ linistita din perioada

Miocen superior – Pliocen inferior (Horvath, 1995). Huismans et al. (1997) au propus

o modificare importanta a mecanismelor descrise mai sus, bazandu-se pe rezultatele

unor modelari ale dinamicii zonei. Astfel, ei sugereaza ca dupa o perioada scurta de

riftare pasiva, indusa de fortele marginilor de placa, subtierea si subsidenta bazinului

a fost dominata de ridicari convective de astenosfera sub sistemele de rift. Studiile

efectuate indica un regim compresional orientat nord – nord-est, de varsta Miocen

inferior. Mai tirziu, Huisman et al. (2001), au propus existenta a doua mari stadii de

rift, unul intre 17.5 – 14 Ma si altul intre 11.5 – 8 Ma, separate de un eveniment de

compresiune care a afectat intreaga depresiune. Horvath si Cloetingh (1996) au

demonstrat prezenta anomaliilor de subsidenta in perioada Pliocen superior –

38

Cuaternar (prezent). Formarea depresiunii Pannonice a fost studiata folosind

modelarile termo-tectonice (Royden, 1988). Rezultatele au indicat ca subtierea sau

riftarea crustei a aparut in Miocenul mediu si faza de post-rift sau subsidenta termala

actioneaza pina in prezent

Pe teritoriul romanesc, incepind din nord (Baia Mare) pina in sud (Oravita),

depresiunea Pannonica acopera elemente apartinind Pienidelor, Dacidelor Interne,

Transilvanidelor si Dacidelor mediane. O trasatura importanta a depresiunii

Pannonice este lipsa formatiunii cu sare badeniana, caracteristica depresiunii

Transilvaniei.

Figura 2.3. Harta structurala ce indica extinderea depresiunii Pannonice pe teritoriul romanesc, zona cu hasura albastra (modificata dupa Dolton, 2006)

Depresiunea Pannonica este caracterizata de prezenta unor bazine Neogene

dezvoltate peste elementele puternic deformate reprezentate de pinzele de varsta

Mezozoica, Paleozoica si Precambriana din constitutia arcului carpatic. In partea de

nord, deformarile alpine au avut drept rezultat aparitia unui sistem de bazine de

varsta paleogen – neogen inferior. Cel mai important bazin, ca extindere, este

bazinul paleogen unguresc, care contine secvente groase deformate si faliate de roci

sedimentare marine, epicontinentale, erodate in cea mai mare parte. Bazinul

39

extensional neogen, dezvoltat in interiorul arcului carpatic, este compus dintr-un

sistem de sub-bazine separate de blocurile de fundament. Aceste sub-bazine contin

sedimente tip syn-rift, de varsta Miocen mediu si intercalate cu roci vulcanice

neogene. Bazinele adanci sint limitate de un set de falii normale cu deplasari mari;

deschiderea acestora este rezultatul unor miscari de strike-slip pe directie nord-est –

sud-vest. Succesiunea depozitelor sedimentare atinge, in unele bazine, o grosime

mai mare de 3000 m.

Fundamentul pre-tertiar al depresiunii consta din roci magmatice, metamorfice

si sedimentare din Precambrian, Paleozoic si Mezozoic (Csontos et al., 1992). El

apartine a doua structuri majore: Alcapa, la nord, si Tisza-Dacia, la sud. Aceste

unitati au fost deplasate in timpul Neogenului si au ajuns in pozitia lor actuala in

Miocenul superior (Alcapa) si Pliocen (Tisza-Dacia). Miscarile acestor unitati unele

fata de altele s-au facut dupa falii dextre, cu directii nord-est – sud-vest, si senestre,

cu directii nord-vest – sud-est spre est – vest (Csontos, 1995; Fodor et al., 1997).

Unii autori au presupus ca blocul ALCAPA a avut o rotatie in sensul invers al acelor

de ceasornic, iar blocul Tisza-Dacia in sensul acelor de ceasornic pina in Oligone –

Miocen (Csontos et al., 1992); in acest fel, blocul ALCAPA este sariat peste blocul

Tisza-Dacia in lungul liniei Medio-Ungare.

In blocul Tisza-Dacia, formatiunile triasic inferior sunt compuse din gresii,

evaporite, carbonati si argile. Formatiunile triasic superior contin marne cenusii-

negricioase, calcare si dolomite recifale, fiind considerate roci sursa pentru gaze si

petrol. Rocile de varsta jurasic inferior sunt un amestec de argile, marne, calcare si

secvente de carbuni. Cele de varsta jurasic superior si cretacic inferior sunt

calcaroase.

Evolutia tectonica a partii de nord-est a depresiunii Pannonice a fost

controlata de falia Nord-Transilvana si de falia Bogdan – Voda, ambele fiind

cunoscuta ca falii de strike-slip orientate est – vest. Intre cele doua falii au fost

identificate zone de uplift si subsidenta. Miscarea principala de-a lungul faliei Nord-

Transilvane a avut loc in Burdigalian, iar la limita Burdigalian – Badenian a avut loc

miscarea dupa falia Bogdan –Voda. Cele doua falii principale sint taiate de decrosari

40

dextre cu orientare nord-vest si senestre, cu orientare nord – est; ca exemple de

decrosari senestre indicam faliile Faget si Mara.

Sedimentarea in depresiunea Pannonica a fost considerata relativ monotona

(Dicea et al., 1982). Imaginea structurala a depozitelor neogene a fost construita, in

principal, in urma interpretarii datelor de foraj si seismice de reflexie. Sistemele de

falii compartimenteaza cuvertura sedimentara si fundamentul cristalin intr-un sistem

de blocuri, unele din acestea constituind forme structurale de tipul grabenelor si

horsturilor. In compartimentele ridicate, formatiunile neogene sunt depuse direct pe

fundamentul cristalin sau eruptiv, in timp ce compartimentele coborite acopera un

fundament mai complex in care s-au mai pastrat si termeni mezozoici. Subsidenta si

sedimentarea au inceput in Miocenul mediu si s-au continuat pina in prezent. In

Miocen si Pannonian, sedimentele au fost depuse intr-un mediu cu apa putin adanca.

Seriile sedimentare depuse de riuri in timpul Cuaternarului se pot separa in functie de

granulatie. Astfel, in depozitele pleistocene au fost separate o serie de cicluri de

sedimentare majore, fiecare cu o durata de timp de 100000 – 400000 ani.

2.3. SINTEZA INFORMATIILOR PROVENITE DIN SEISMICA DE REFLEXIE

In general, pe teritoriul tarii noastre, prospectiunea seismica de reflexie s-a facut

cu scopul de a identifica noi structuri purtatoare de hidrocarburi (gaz si petrol).

Lucrari seismice de detaliu au fost realizate cu scopul de a imbunatati imaginea

structurala existenta pentru o zona aflata deja in exploatare. Deoarece rezultatele

bune ale seismicii de reflexie depind de prezenta in subsol a unor suprafete de

contrast de impedanta acustica sufficient de mare pentru a putea genera unde

reflectate usor vizibile pe inregistrari , prospectiunea seismica de reflexie s-a efectuat

in zonele de platforma si depresiune. Achizitia datelor seismice in studiile de

explorare pentru hidrocarburi s-a facut folosind modelul de dispunere a receptorilor si

surselor 2D si 3D.

Studiile tectonice folosesc sectiuni seismice de reflexie, pe interval mai larg de

timp, pentru interpretarea geologica, in plus fata de informatiile geologice furnizate de

observarea aflorimentelor si analiza diagrafiilor geofizice de sonda. Obtinerea

41

acestor sectiuni seismice de reflexie s-a facut prin prelungirea timpului de inregistrare

a sosirilor seismice. Astfel au fost obtinute o serie de sectiuni seismice in zona de

curbura a Carpatilor si in dreptul avanfosei Carpatilor Meridionali (cunoscuta si sub

numele de depresiunea Getica.

Cuvertura sedimentara a platformei Moesice, a platformei Moldovenesti si a

depresiunii Birladului, contine o serie de orizonturi productive, de varsta Miocena,

identificate si separate in urma analizei datelor geologice (de sonda) si geofizice

(seismica de reflexie si refractie). Din setul de profile seismice realizate pe teritoriul

platformei Moesice am selectat un numar de profile spre analiza (vezi Tabelul 1).

Profilele selectate pentru construirea distributiilor de viteza pe teritoriul platformei

Moldovenesti sunt indicate in Tabelul 2, iar cele din depresiunea Birlad in Tabelul 3.

Aceste profile au fost proiectate exclusiv pentru lucrarile de explorare si exploatare a

zacamintelor de petrol identificate in cuvertura sedimentara. Local, au fost

inregistrate in partea de nord-vest a platformei Moesice o serie de profile seismice de

reflexie in care intervalul de observatie a ajuns pina la aproximativ 10 s (vezi Figura

1, profilele sunt reprezentate cu linii albastre). Cuvertura sedimentara din

depresiunea Pannonica si Transilvaniei contine orizonturi de varsta Miocena ce

contin gaze. Orizonturi ce produc petrol au fost identificate local pe teritoriul

depresiunii Pannonice. In Tabelul 4 sint indicate profilele seismice de reflexie ce

urmeaza a fi analizate in vederea construirii distributiilor de viteza. Prezenta

acumularilor de gaze din depresiunea Transilvaniei este corelata cu dezvoltarea

domurilor de sare. Profilele selectate pentru analiza sunt indicate in Tabelul 5. S-au

ales pentru analiza numai profile seismice inregistrate in perioada 1980 – prezent,

datorita parametrilor de achizitie superiori.

Tabel 1. Profile seismice de reflexie selectate de pe teritoriul platformei Moesice

Y X Profil no.

380733.54 425373.10 PM1

385829.29 440375.58

382741.86 440636.51 PM2

379018.45 423300.45

331895.79 404025.09 PM3

42

354316.37 409237.96

324207.67 393044.93 PM4

329261.67 378929.23

317581.01 391072.19 PM5

335162.59 390308.72

401299.96 396049.28 PM6

388384.74 397481.36

392403.64 404282.92 PM7

393846.70 392322.56

394179.09 395765.56 PM8

394449.33 408483.76

395219.06 383409.76 PM9

386241.67 382773.06

396642.52 386463.93 PM10

381689.53 385294.93

381556.67 386107.50 PM11

396401.89 388868.77

381358.97 385371.08 PM12

388492.51 393928.46

386613.00 396744.21 PM13

380335.99 384975.98

345173.88 377352.47 PM14

355706.87 395168.58

362728.34 377777.48 PM15

362333.84 395768.01

356912.61 368105.54 PM16

354251.42 395950.24

352503.93 395578.89 PM17

350156.60 360775.27

361068.49 375399.16 PM18

334970.36 365273.41

342484.33 358833.67 PM19

337481.94 382299.14

379017.48 392506.41 PM20

368658.83 405977.93

352388.10 391500.57 PM21

324653.99 381479.51

336911.95 410435.32 PM22

347650.54 427298.81

345484.75 424919.80 PM23

335825.32 410934.57

43

332818.54 420465.82 PM24

347575.51 414295.77

347658.57 414948.01 PM25

333390.54 422159.22

318519.10 397505.34 PM26

331361.98 363876.11

Tabel 2. Profile seismice de reflexie selectate de pe teritoriul platformei Moldovenesti

Y X Profil no.

534508.45 658524.75 PMd1

544498.71 669846.73

534526.07 660905.82 PMd2

541108.69 669404.85

549396.41 661201.34 PMd3

527344.25 667280.80

543195.32 658937.15 PMd4

529798.18 665513.47

544200.16 656550.19 PMd5

544202.99 669549.52

530935.73 662264.24 PMd6

518497.51 666040.92

530779.98 661232.85 PMd7

516930.03 663532.87

519030.12 660616.44 PMd8

521325.15 676045.98

521330.79 728879.35 PMd9

552226.19 744180.06

524139.67 729327.13 PMd10

479139.54 735514.40

523412.68 703216.23 PMd11

544668.33 743865.01

494377.25 701382.87 PMd12

511704.23 738322.25

522059.01 702189.19 PMd13

512945.77 722487.30

519679.78 702841.00 PMd14

512263.10 717774.42

525136.87 701327.74 PMd15

44

516231.36 720621.84

511224.50 710462.54 PMd16

534441.31 719902.20

525803.58 735744.54 PMd17

517084.84 739642.03

518572.41 731606.99 PMd18

525216.27 739144.27

516020.72 732650.70 PMd19

520179.50 740320.50

538669.00 728749.25 PMd20

534087.61 739975.03

523023.71 732619.60 PMd21

544027.07 741613.10

523037.00 728605.98 PMd22

520271.05 736219.14

498328.00 663986.00 PMd23

501359.09 670309.75

528981.00 732103.00 PMd24

541840.00 723562.00

534671.00 731906.00 PMd25

540516.00 723094.00

537251.00 683472.00 PMd26

560596.00 675152.00

542751.00 687589.00 PMd27

520952.00 693228.00

548513.00 699193.00 PMd28

530181.00 705134.00

517571.90 680234.50 PMd29

489526.90 696575.70

513700.90 702384.40 PMd30

500590.60 685807.90

501744.40 687168.40 PMd31

500577.50 704490.60

535030.20 687954.70 PMd32

543052.32 704399.93

539448.98 706270.04 PMd33

532941.22 695449.33

532088.00 698935.00 PMd34

545343.00 690708.00

554973.00 678271.00 PMd35

537050.00 685782.00

45

549837.49 700179.16 PMd36

538211.90 676786.98

518305.10 680320.72 PMd37

523848.06 684916.44

527584.60 674308.85 PMd38

510402.04 695714.19

517413.51 693545.43 PMd39

515507.80 673264.51

521600.30 670746.26 PMd40

510515.62 683441.80

540757.88 652527.46 PMd41

546856.27 645931.41

536198.16 641902.13 PMd42

546851.08 644609.21

541190.30 641926.62 PMd43

540796.40 652013.53

541429.80 648008.50 PMd44

546043.73 651951.14

543662.83 669120.88 PMd45

547445.42 651960.12

512053.59 689544.28 PMd46

520036.21 706177.27

514273.74 707768.18 PMd47

507951.92 692851.19

536959.49 690392.32 PMd48

530306.38 675612.27

535100.43 678035.72 PMd49

535194.48 669169.85

538713.07 686317.46 PMd50

551364.13 677887.87

502725.57 701066.57 PMd51

511097.13 677539.07

486237.39 664145.75 PMd52

501822.44 663951.80

514847.88 694936.87 PMd53

504739.50 674883.42

507701.56 675682.72 PMd54

496725.87 680709.75

503445.85 669718.18 PMd55

503392.83 655613.17

540601.07 627700.01 PMd56

46

560771.46 617598.36

540476.08 630836.31 PMd57

564801.29 618794.51

542649.90 679022.47 PMd58

535561.19 664288.81

548281.12 683065.31 PMd59

539887.60 666174.06

538860.63 664535.77 PMd60

546501.81 675271.39

569553.06 632354.10 PMd61

564955.86 614924.94

565491.23 633169.09 PMd62

563290.13 612353.77

559936.49 617385.25 PMd63

564554.08 633908.29

670695.83 579766.53 PMd64

664969.91 571323.46

669227.36 580749.57 PMd65

662999.37 572675.85

686497.81 566430.33 PMd66

684299.47 577283.73

690167.12 577158.75 PMd67

685028.03 585798.40

684405.79 581099.94 PMd68

684371.84 589273.17

692923.02 569925.66 PMd69

684360.73 572779.66

692125.13 566596.85 PMd70

682351.66 571701.43

684591.65 564628.29 PMd71

687809.76 571871.28

684195.99 566082.00 PMd72

687078.76 574638.81

694771.54 577290.36 PMd73

678180.76 584520.29

692715.96 573780.04 PMd74

684842.64 578087.52

648082.07 621401.96 PMd75

665290.73 637351.03

639082.57 627981.96 PMd76

663095.44 640917.30

47

633862.96 633104.12 PMd77

658441.58 639102.91

666210.76 631961.94 PMd78

657732.40 652384.32

631963.17 653350.70 PMd79

652403.65 657334.08

660500.51 644848.43 PMd80

643698.15 663054.99

667865.26 637528.01 PMd81

658205.51 655068.84

646823.92 639054.48 PMd82

636427.55 663075.66

630668.90 635980.93 PMd83

670268.78 644174.88

634282.90 658413.13 PMd84

646662.39 662298.69

663113.74 651856.15 PMd85

635565.23 650166.59

692224.98 592250.04 PMd86

667136.59 638843.55

707550.06 576499.97 PMd87

692121.69 588302.45

675719.15 598404.86 PMd88

657139.19 636906.28

706478.70 583001.93 PMd89

694894.16 576966.43

701498.59 588676.39 PMd90

690773.43 578807.26

685419.93 588220.01 PMd91

692337.79 596705.90

690521.49 603837.10 PMd92

676319.82 596494.78

688680.00 606219.93 PMd93

673085.49 598887.72

686284.02 610436.40 PMd94

671548.13 601043.22

684197.63 614318.70 PMd95

668765.09 604278.79

587613.95 636624.36 PMd96

585247.28 645396.26

690135.09 584850.02 PMd97

48

691981.69 598412.35

702067.27 575744.92 PMd98

685836.37 588225.80

712942.44 569124.87 PMd99

704565.60 576253.82

655093.03 591604.82 PMd100

661115.21 599620.14

657636.63 586954.69 PMd101

662523.11 596864.82

661353.27 577636.32 PMd102

672707.46 591603.14

661883.51 575637.59 PMd103

669215.77 585137.49

660543.35 582247.17 PMd104

669136.04 593201.69

659718.11 654803.99 PMd105

639508.55 652890.11

658266.44 649980.14 PMd106

647474.69 648123.82

669077.66 607190.50 PMd107

645576.81 652706.42

681560.64 591560.54 PMd108

675903.60 585903.82

678224.81 583988.52 PMd109

683336.11 590142.21

688016.05 583971.01 PMd110

680915.65 587656.13

675758.43 587919.72 PMd111

677047.54 595814.96

662217.88 604600.13 PMd112

656255.50 599266.05

616704.45 648369.24 PMd113

565721.28 700995.89

628525.25 641516.36 PMd114

590635.38 687552.01

636262.34 652720.36 PMd115

623238.06 672399.50

634289.85 641293.44 PMd116

609257.52 677690.93

582241.21 666951.95 PMd117

615139.47 672228.94

49

590867.34 659084.87 PMd118

633971.96 670242.21

604182.94 653382.47 PMd119

635502.39 658576.89

665042.96 568843.57 PMd120

669138.83 574734.64

547889.00 722368.00 PMd121

536636.00 729063.00

Tabel 3. Profile seismice de reflexie selectate de pe teritoriul depresiunii Birlad

Y X Profil no.

484784.52 702387.72 DB1

482105.89 688645.99

474216.90 697011.06 DB2

488094.48 695166.05

477525.91 694005.21 DB3

479804.56 706801.24

478067.51 693882.18 DB4

481548.48 713069.92

485819.72 702390.92 DB5

483387.69 689466.71

465081.12 746078.39 DB6

461326.99 738754.56

524139.67 729327.13 DB7

479139.54 735514.40

480747.26 733888.78 DB8

478152.19 744037.08

488102.82 719399.90 DB9

498836.32 739968.44

439572.35 710693.10 DB10

455498.49 725303.13

445109.17 717857.73 DB11

454313.48 725865.19

437103.47 711764.59 DB12

454023.13 726136.80

437035.78 713235.99 DB13

453297.70 726043.55

437109.58 714187.97 DB14

453243.42 726814.60

50

454048.60 719470.40 DB15

439734.32 726478.30

436214.53 716936.78 DB16

450542.06 728241.13

453273.51 718170.29 DB17

439431.01 724947.25

453000.68 717474.42 DB18

438710.64 724360.32

452166.76 716013.72 DB19

437416.20 722709.96

453754.75 722834.27 DB20

440442.20 730169.59

473134.43 694009.11 DB21

475642.29 710076.92

473993.72 693987.48 DB22

476844.11 709413.94

475987.04 693358.57 DB23

478298.06 708533.62

487965.78 704326.16 DB24

471979.31 709325.44

487569.35 702237.45 DB25

471146.19 707090.41

408015.00 699770.00 DB26

408267.60 727095.00

408001.00 728006.00 DB27

397892.92 704837.00

393403.00 701920.00 DB28

402527.00 726503.00

406069.00 696953.00 DB29

406321.00 722352.00

401046.00 726050.00 DB30

438090.00 708662.00

435524.00 717828.00 DB31

418096.00 724242.00

419636.00 728716.00 DB32

432871.00 724899.00

432835.00 728317.00 DB33

429237.00 705733.00

393510.00 717850.00 DB34

414592.00 707330.00

436693.00 712782.00 DB35

51

413236.00 692623.00

408038.00 697997.00 DB36

416174.50 715251.50

414778.00 711793.09 DB37

414771.82 724897.09

403962.09 714012.00 DB38

403281.59 696215.42

413461.13 710417.15 DB39

395015.00 718959.50

401146.30 717294.50 DB40

419356.60 710027.10

425297.00 711392.40 DB41

402006.90 721097.20

403656.20 722759.40 DB42

424238.90 714442.80

412169.10 708828.90 DB43

417396.80 724687.30

415155.10 725509.80 DB44

408730.20 708773.50

405445.40 727929.80 DB45

442893.20 710050.50

420694.10 697159.90 DB46

431023.10 729551.30

492973.40 689808.50 DB47

493436.60 706625.00

489170.00 688649.50 DB48

499451.50 681773.50

517571.90 680234.50 DB49

489526.90 696575.70

447385.80 724681.30 DB50

461436.80 718143.50

493732.87 688431.42 DB51

489639.33 678173.19

493114.22 680104.53 DB52

472617.30 690531.03

478780.30 693895.96 DB53

494960.78 686101.50

490718.74 695224.24 DB54

486143.32 681982.64

448624.56 714513.20 DB55

457589.18 726189.02

52

486372.19 681011.38 DB56

467280.72 691548.68

482373.10 711313.60 DB57

482015.00 722692.80

484096.30 694960.10 DB58

481461.50 682059.40

467945.50 694361.50 DB59

482243.50 687451.90

467013.08 742268.58 DB60

466663.90 718268.43

468588.05 717052.74 DB61

468810.06 742713.66

471345.48 743615.25 DB62

471147.91 721115.47

472780.04 725457.70 DB63

476187.55 745468.30

468562.53 749067.14 DB64

454081.93 749924.73

462214.08 743497.30 DB65

462896.46 753058.13

480289.60 704542.57 DB66

465320.84 715562.54

466930.81 719359.48 DB67

460734.35 706252.24

474207.84 714926.59 DB68

472564.60 702537.80

Tabel 4. Profile seismice de reflexie selectate de pe teritoriul depresiunea Pannonica

Y X Profil no.

587084.40 466813.84 DP1

576131.11 483778.75

566530.76 489226.97 DP2

561917.53 474539.22

590789.91 267092.00 DP3

53

598897.55 264991.96

565836.79 475478.67 DP4

573966.23 484972.57

555376.44 227143.16 DP5

571504.49 221738.56

568035.57 231699.15 DP6

567720.96 218702.42

564872.83 228468.52 DP7

575868.46 228149.01

558989.86 219587.33 DP8

562696.18 226905.19

595568.89 257375.41 DP9

592837.90 265425.80

345152.14 656530.37 DP10

339740.26 640023.08

336195.74 652157.17 DP11

348366.54 648161.81

347846.82 652266.35 DP12

339134.77 638128.61

605941.69 418327.14 DP13

590617.89 427761.56

577214.70 462752.80 DP14

585683.02 485198.87

589659.06 460293.20 DP15

601691.11 483287.95

568289.89 424167.33 DP16

508736.31 447600.57

546744.36 404852.92 DP17

562195.06 456576.87

596701.61 289857.70 DP18

614254.04 270902.78

579666.88 267094.31 DP19

590068.26 267910.85

630455.39 292656.46 DP20

632111.27 279727.96

560819.45 495757.37 DP21

570644.11 488348.01

554852.30 451608.30 DP22

559586.50 462289.00

643480.00 274037.00 DP23

647270.00 285077.00

54

636791.67 286319.44 DP24

648119.00 275096.00

580639.00 256116.00 DP25

587794.00 261373.00

587952.00 263795.00 DP26

579578.00 261523.00

583741.00 236205.00 DP27

575246.00 247385.00

595575.00 252066.00 DP28

585661.00 246932.00

332780.00 671243.00 DP29

328831.00 665426.00

339197.00 665130.00 DP30

336899.00 651421.00

336568.00 639301.00 DP31

340578.00 667208.00

620148.00 250887.00 DP32

613010.00 257892.00

265127.00 479555.00 DP33

280982.00 477399.00

264066.00 484804.00 DP34

287022.00 483862.00

268153.00 506751.00 DP35

268099.00 477442.00

571653.00 263215.00 DP36

569048.00 261792.00

631085.00 274357.00 DP37

642330.00 263723.00

624617.00 286144.00 DP38

635576.00 278272.00

623138.00 276404.00 DP39

630556.00 288235.00

616950.00 262825.00 DP40

612173.00 271267.00

618863.00 265983.00 DP41

598382.00 252327.00

613322.00 282401.00 DP42

622197.00 282400.00

622107.00 287132.00 DP43

611976.00 288311.00

591625.00 252738.00 DP44

55

616097.00 247718.00

547100.00 253179.00 DP45

540960.00 262513.00

565501.00 253678.00 DP46

549058.00 279428.00

560184.00 233169.00 DP47

546443.00 254173.00

601520.92 257347.56 DP48

604593.25 244194.55

607857.88 258684.20 DP49

615636.93 247477.99

550796.00 227834.00 DP50

579054.00 246406.00

304982.36 553354.21 DP51

243062.29 550743.78

260608.25 516548.51 DP52

269556.16 583679.79

253963.54 462763.63 DP53

260887.52 574023.37

598386.71 412403.22 DP54

585823.08 425328.06

559800.82 461098.94 DP55

571853.25 470153.82

600609.12 427866.32 DP56

595826.95 414976.06

589536.43 414768.09 DP57

598083.36 432849.30

587198.81 421324.77 DP58

598049.88 416217.72

Tabel 5. Profile seismice de reflexie selectate de pe teritoriul depresiunea Transilvaniei

Y X Profil no.

587084.40 466813.84 DT1

576131.11 483778.75

566530.76 489226.97 DT2

561917.53 474539.22

565836.79 475478.67 DT3

56

573966.23 484972.57

605941.69 418327.14 DT4

590617.89 427761.56

577214.70 462752.80 DT5

585683.02 485198.87

589659.06 460293.20 DT6

601691.11 483287.95

568289.89 424167.33 DT7

508736.31 447600.57

546744.36 404852.92 DT8

562195.06 456576.87

560819.45 495757.37 DT9

570644.11 488348.01

554852.30 451608.30 DT10

559586.50 462289.00

598386.71 412403.22 DT11

585823.08 425328.06

559800.82 461098.94 DT12

571853.25 470153.82

600609.12 427866.32 DT13

595826.95 414976.06

589536.43 414768.09 DT14

598083.36 432849.30

587198.81 421324.77 DT15

598049.88 416217.72

57

2.4. CONCLUZII

Grupul de cercetare al “Coordonatorului de proiect” are ca tinta construirea

distributiilor de viteza bi- si tri-dimensionale pentru fiecare unitate tectonica majora si

pe un interval de adancime de maxim 10 km.

In prima etapa a proiectului s-a facut o inventariere, in special, a informatiilor

seismice de reflexie ce pot fi folosite in analiza si prelucrare. Aceste informatii provin

din studiile de explorare pentru hidrocarburi si, deci, acopera un interval de timp de

maxim 6 s.

In Capitolul 2 sunt descrise din punct de vedere stratigrafic si tectonic unitatile

tectonice majore pentru care se vor construi distributiile de viteza bi- si tri-

dimensionale. Ordinea in care s-a efectuat aceasta analiza este urmatoarea:

platforma Moesica, platforma Moldoveneasca, depresiunea Birladului, depresiunea

Transilvaniei, depresiunea Pannonica. Pentru fiecare unitate tectonica majora, sunt

prezentate continutul stratigrafic al termenilor geologici, grosimea acestora si istoria

tectonica a fiecarei unitati tectonice majore.

In Capitolul 3 este prezentata o sinteza a datelor seismice de reflexie cu

listarea profilelor seismice ce urmeaza a fi analizate, pentru fiecare unitate tectonica

majora in parte. Au fost selectate pentru analiza, in special, profilele seismice de

reflexie inregistrate dupa anii ‟80 deoarece inregistrarile au fost efectuate folosind

noile tehnici de achizitie din acea perioada (numar de canale ridicat, grad de

acoperire multipla ridicat etc).

Raportul se incheie cu un scurt capitol de Concluzii urmat de o bibliografie

selectiva.

58

2.5. BIBLIOGRAFIE

Bancila, I., 1958. Geologi Carpatilor Orientali, Ed. Stiintifica, Bucuresti.

Bocin, A., Stephenson, R., Tryggvason, A., Panea, I., Mocanu, V., Hauser, F.,

Matenco, L., 2005. 2.5 seismic velocity modeling in the south-eastern Romanian

Carpathians Orogen and its foreland, Tectonophysics 410, 273 – 291.

Boncev, E., 1947. An. Dir. Rech. Geol. Min. Bulg., A, IV, Sofia.

Ciulavu, D., Bertotti, G., 1994. The Transylvanian Basin and its Upper

Cretaceous substratum. Romanian Journ. Tectonics 75 (2), 59 – 64.

Ciupagea, D., Pauca, M., Ichim, Tr., 1970. Geologia depresiunii Transilvaniei,

Ed. Academiei RSR, Bucuresti, 256.

Csontos, L., Nagymarosy, A., Horvath, F., Kovac, M., 1992. Tertiary evolution

of the Intra-Carpathian area: A model. Tectonophysics 208, 221 – 241.

Csontos, L., 1995. Tertiary evolution of the Intracarpathian area: a review.

Acta Vulcanologica 7, 1 – 15.

Dicea, O., Ianas, M., Lungu, A., Alexandrescu, M., Gheorghiu, G., Popescu,

M., 1982. Procese depozitionale si structuri sindepozitionale in formatiunile

sedimentare ale Depresiunii pannonice, St. Cerc. Geol., Geof., Geogr., Geofizica.

Dumitrescu, I., 1962. Curs de geologie structurala cu elemente de cartografie

geologica, Ed. Pedag., 292 p., Bucuresti.

Dolton, G.L., 2006. Pannonian Basin Province, Central Europe (Province

4808) – Petroleum Geology, Total Petroleum Systems and Petroleum Resource

Assesment, Bulletin 2204-B.

Enescu, D., Pompilian, A., Bala, A., 1988. Distributions of the seismic wave

velocities in the lithosphere of some regions in Romania. Rev. Roum. Geol.

Geophys. Geogr., Ser. Geophys, 32, 3 – 11.

Fodor, L., Csontos, L., Bada, G., Benkovics, L., Gyorfi, I., 1997. Tertiary

tectonic evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new

synthesis of paleostress data. Geol. Soc. Of London Spec. Publ.

Gavat, I., Airinei, S., Botezatu, R., Socolescu, M., Stoenescu, S., Vencov, I.,

1963. Structura geologica profund a teritoriului RPR, St. Cerc. Geof.I, 1, 7 – 34.

59

Grigoras, N., 1961. Geologia zacamintelor de petrol si gaze din Romania, Ed.

Stiintifica, Bucuresti.

Hamilton, W., 1970. Bull. Geol. Soc. Am., 81, 9, Denver.

Hauer, P., Stache, G., 1863. Geologie Siebenburgens, W., Braumler edit.

Wien.

Horvath, F., 1995. Phasses and comprasion during the evolution of the

Pannonian basin and its bearing hydrocarbon exploration. Marine Petroleum Geology

12, 837 – 844.

Horvath, F., Cloetingh, S., 1996. Stress induced late-stage anomalies in the

pannonian Basin, Tectonophysics, 266, 287 – 300.

Huismans, R., Bertotti, G., Ciulavu, D., Sanders, C.A.E., Cloetingh, S., Dinu,

C., 1997. Structural evolution of the Transylvanian Basin (Romania): a sedimentary

basin in the bend of the Carpathians, Tectonophysics, 272, 249 – 268.

Ioane, D., Ion, D., 2005. A 3D crustal gravity modeling of the Romanian

territory, Journal of the Balkan Geophysical Society, 8(4), 189 – 198.

Jipa, D., 1970. An. Inst. Geol. Geofiz. XXXVIII, 51 – 110, Bucuresti.

Mirauta, O., 1969. An. Inst. Geol. XXXVII, 7 – 36, Bucuresti.

Muresan, M., 1971. D.S.Inst. Geol. LVII, 5, 127 – 154, Bucuresti.

Olteanu, Fl., 1975. Bul. IPGGH, 81 – 999, Bucuresti.

Panea, I., Stephenson, R., Knapp, C., Mocanu, V., Drijkoningen, G., Matenco,

L., Knapp, J., Prodehl, C., 2005. Near-vertical seismic reflection image using a novel

acquisition technique across the Vrancea Zone and Focsani Basin, Tectonophysics,

410, 293 – 309.

Patrut, I., 1982. Univ. “Al. I. Cuza”, lucr. ses. Stiint. “Gr. Cobalcescu”, 181 –

190, Iasi.

Radulescu, D., Cornea, I., Sandulescu, M., Constantinescu, P., Radulescu, F.,

Pompilian, A., 1976. Structure de la croute terestre en Roumanie, Essai

d‟interpretation des etudes sismiques profondes, Rev. Roum. Geophys., 32, 13 – 17.

Royden, L., 1988. Late Cenozoic tectonics of the Pannonian basin system, In:

Royden, L., Horvath, F. (Eds.), The Pannonian Basin: a Study in Basin Evolution,

American Association of Petroleum Geologists Memoir, vol. 45, 27 – 48.

60

Roure, F., Roca, E., Sassi, W., 1993. The Neogen evolution of the outer

carpathian flysch units (Poland, Ukraine and Roumania): Kinematics of a foreland

/fold-and-thrust belt system, Sediment. Geol., 86, 177 – 201.

Sanders, C.A.E., 1999. Tectonics and erosion. Competitive forces in a

compressive orogen. A fission track study of the Romanian Carpathians. PhD Thesis,

Vrije Universiteit, Amsterdam, 204 p.

Sandulescu, 1984. Geotectonica Romaniei, Ed. Tehnica, Bucuresti, 336 p.

Sandulescu, M., 1988. Cenozoic tectonic History of the carpathians, In The

Pannonian Basin, a Study in basin Evolution, edited by L. Royden and F. Horvath,

AAPG Memoir, 45, 17 – 25.

Sperner, B., Ioane, D., Lilllie, R., 2004. slab behaviour and its surface

expression: new insights from gravity modeling in the SE Carpathians:

Tectonophysics, 382, 51 – 54.

Stanica, D., Stanica, M., 1981. Utilizarea cimpului electromagnetic natural al

Pamintului la elaborarea unui model structural in zona de curbura a Carpatilor

Orientali, St.cerc.Geol.Geof.Geogr., geofizica, 19, 41 – 51.

Visarion, M., Sandulescu, M., 1979. St. cerc. Geol. Geofiz. Geogr., Geofiz., 7,

2, 3 – 13, Bucuresti.

61

3. PARTEA II (P1):


Selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a profilelor seismice de

reflexie si refractie pentru structura adanca si a informatiilor de viteze ce

urmeaza a fi analizate. Pregatirea datelor pentru prelucrare.

3.1. Introducere

Litosfera - invelisul terestru extern solid al Pamantului este locul in care au loc

procesele geodinamice ce se desfasoara la scari largi de timp, de la scara geologica

la scara vietii umane. Procesele geodinamice au efecte care influenteaza nu doar

evolutia planetei noaste ci si viata, atat in sens pozitiv prin resursele pe care le

genereaza, cat si prin actiuni distructive, precum cutremurele sau eruptiile vulcanice.

Cunoasterea proceselor dinamice inseamna investigrea cauzelor care le produc, si a

modului lor de manifestare care este dependent de compozitia, structura si reologia

materialelor care alcatuiesc litosfera. Structura litosferei este inalt heterogena atat pe

orizontala cat si pe verticala, gradul de heterogenitate scazand de la suprafata in

adancime. Elaborarea unor modele realiste ale structurii si compozitiei litosferei la

diferite scari de detaliu se sprijina pe proprietatile fizice ale litosferei. Dintre acestea,

proprietatile elastice, in particular vitezele de propagare a undelor seismice joaca un

rol important, ele fiind direct legate de litologie, de conditiile de presiune si

temperatura, precum si de prezenta fluidelor.

Primele informatii punctuale privind grosimea crustei au fost deduse din date

seismologice, la inceputul secolului trecut. Gravimetria a adus la randul ei informatii

la scara regionala asupra grosimii crustei. La jumatatea secolului trecut au inceput

studii sistematice ale structurii crustei prin inregistrarea unor profile seismice de

refractie si reflexie cu sursa controlata. Rezultatele au furnizat nu numai o imagine

geometrica a structurii crustei ci si distributia 2D a vitezelor seismice de propagare, in

particular a undelor de volum longitudinale Vp. In aceeasi perioada, studiile

electromagnetice au furnizat la randul lor informatii asupra structurii litosferei, trasand

in paralel cu seismologia, limita dintre litosfera si astenosfera. Tehnicile de modelare

62

directa si inversa a datelor seismice primare au cunoscut o dezvoltare exploziva

dupa anii ‟80, odata cu dezvoltarea tehnicilor de calcul automat si a algoritmilor

corespunzatori, atingand in momentul de fata, performante de neimaginat in urma cu

2-3 decenii.

In prezent, principala sursa de date privind structura la scara regionala a

litosferei se bazeaza pe inregistrarile seismologice de banda larga, in particular pe

inregistrari ale evenimentelor seismice la scara regionala si globala. Datele

seismologice provenite de la teleseisme furnizeaza modele 3D ale structurii litosferei

la nivel regional si global prin metode de tomografie, sau doar modele 1D de viteze la

scara crustala, prin aplicarea metodei functiilor receptorului sau a inversiei undelor

de suprafata.

Structura adanca a teritoriului Romaniei a fost investigata prin metode

seismice, gravimetrice, magnetice si electromagnetice.

Gavat et al. (1963) au facut o sinteza a datelor gravimetrice si magnetice la

scara Romaniei, din care a rezultat un model al structurii geologice adanci, prin

evidentierea unor limite magnetice majore intre sectoare din fundament, a unor linii

structurale reprezentand fracturi crustale, regionale si secundare, si a unor linii

magnetice de maximum generate de eruptiunile paleozoice, mezozoice si neogene.

Aceste date au permis separarea unor sectoare distincte in cadrul unitatilor tectonice

majore.

Socolescu et al. (1964) realizeaza prima schita a configuratiei discontinuitatii

Mohohorovicici (Moho) la nivelul Romaniei pe baza datelor gravimetrice si de

densitate, gasind o grosime de 30-35 km pentru crusta in zonele de platforma si cca

40 km in orogen.

Seismologia a furnizat primele date ale grosimii crustei. Demetrescu si

Petrescu determina pentru prima data grosimea crustei in Vrancea in 1953-1954, iar

in 1963, Radu si Petrescu elaboreaza o schita a structurii crustei in Romania

(Radulescu et al., 1976).

Primele investigatii sistematice ale structurii crustale prim metode seismice

incep in a doua jumatate a anilor 1960 si se continua in anii 1970 (Radulescu et al.,

1976). Sunt inregistrate mai multe geotraverse prin metoda seismica de refractie,

63

insumand cca 1000 km: geotraversa II Galati-Calarasi, geotraversa XI Galati-

Tg.Secuiesc-Oradea, profilul XI1 Focsani-Jirlau, profilul XII din vestul Platformei

Moesice si o serie de sondaje seismice circulare in bazinul Focsani, vestul platformei

Moesice si in bazinul Transilvanei, Fig.3.1. Modele crustale furnizate de profilele

enumarate au evidentiat discontinuitatile majore (fundamentul cristalin, limita Conrad,

si limita Moho situata la baza crustei terestre), fara a determina insa si vitezele de

propagare ale undelor seismice in mod sistematic, ci doar in unele cazuri (Enescu et

al., 1972, Radulescu et al., 1976, Cornea et al., 1981).

Tot in anii 1970 seismica de reflexie din industra de hidrocarburi furnizeaza o

serie de inregistrari pe profile seismice la timpi prelungiti 10 s, Fig.3.1. Sectiunile

seismice ale profilelor prelucrate ofera imagini detaliate asupra geometriei

discontinuitatilor majore din cuverura sedimentara si din crusta cristalina (Raileanu et

al., 1994, 1998 si Raileanu, 1998). Cateva zeci de profile cu lungimi de la 5-60 km

lungime, insumand mai multe sute de km, au fost inregistrate in zonele de platforma,

cu precadere in Platforma Moesica si in depresiuni (avanfosa carpatica, depresiunile

Transilvaniei si Pannonica).

In anii 1980 au fost inregistrate cateva profile de refractie in Dobrogea si pe

aliniamentul Bicaz-Roman, utilizand exploziile industriale din cariere. Lungimea

individuala a acestor profile este de 100-150 km (Pompilian et al., 1993). Informatiile

aduse de aceste profile sunt relativ sarace si pot fi considerate ca informatii calitative.

In se realizeaza pe baza datelor seismice primele modele ale crustei la scara

intregii tari materializate prin doua schite/harti la limitele Conrad si Moho,

(Radulescu, 1988).

La inceputul anilor 1990 Enescu (1992) si Enescu et al., (1992) elaboreaza

modele ale distributiei vitezelor seismice P si S in principalele unitati tectonice din

Romania la nivel crustal si in primii kilometri ai mantalei superioare, din date

seismologice. Pe baza lor sunt apoi realizate doua harti: la baza crustei si la baza

litosferei.

Seismicitatea ridicata din zona Vrancea, expresie a evolutiei complexe a

sistemului Carpatic a tras atentia unor centre de cercetare din Europa si SUA, asupra

necesitatii elaborarii unui model seismotectonic care sa explice cauzele seismicitatii.

64

Un prim proiect complex de studiere a zonei Vrancea a inclus realizarea in

parteneriat intre Institutului National de C-D pentru Fizica Pamantului, Universitatea

Bucuresti si Universitatea din Karlsruhe, Germania a doua profile seismice de

refractie Vrancea 99 si Vrancea 2001, (Hauser et al., 2001, 2007; Raileanu et al.

2005), impreuna cu un experiment de tomografie, CALIXTO (Martin et al., 2005,

2006; Weilde, 2005). Profilul de refractie Vrancea 2001 a fost dublat de profile

seismice de reflexie la unghi apropiat de verticala pe segmentele Braila-Covasna

(DACIA-PLAN, Panea et al., 2005, Bocin et al., 2005) si Covasna-vest Medias

(DRACULA, Knapp et al., 2007). Datele colectate in cadrul experimentului de

tomografie CALIXTO au permis pe langa elaborarea unui model al litoferei

subcrustale din zona Vrancea, modele 1D prin metoda functiilor receptorului seismic

in amplasamentele dotate cu statii seismice de banda larga (Diehl et al., 2005). Pe

baza undelor seismice de suprafata generate de cutremure, Raikova si Panza (2006)

elaboreaza un model al structurii liotsferei bazat pe undele de forfecare pentru partea

de SE a Romaniei pana la 250 km adancime.

Modele 3D ale structurii crustale la scara teritoriului romanesc deduse din date

gravimetrice au fost realizate de Sperner et al., (2004) si Ioane si Ion (2005).

Modelele litosferei deduse din date magnetotelurice au adus informatii

complementare in raport cu datele seismice sau chiar in exclusivitate. Sondajele

magnetotelurice realizate din anii 1980 au dezvaluit particularitatile structurii de

adancime din diferite unitati tectonice majore si au evidentiat raporturile structurale

dintre ele, precum raportul dintre orogenul carpatic cu Platforma Moesica si

Platforma Moldoveneasca, sau cu bazinul Transilvaniei si marginea estica a

Depresiunii Pannonice (Stanica si Stanica et al., 1984, 1986, 1987, 1989, 1993).

Investigatiile magnetotelurice din zona Vrancea a avut ca rezultat modele noi care

descriu unele particularitati ale acestei zone seismogene (Stanica et al., 1998, 1999,

2000 si 2004).

65

Figura 3.1. Distributia profilelor seismice de refractie si de reflexie pentru structura crustala din Romania, pe fondul Hartii tectonice a Romaniei (Dumitrescu si Sandulescu, 1970)

3.2. Informatii tectonice si geologice asupra crustei


Platforma Moesica este un masiv vechi inclus in platforma epipaleozoica, cu

soclul consolidat in Cadomian (Sandulescu, 1984; Visarion et al.,1988). Platforma

vine in contact la NE cu Orogenul Nord Dobrogean de-a lungul faliei Peceneaga-

Camena, spre nord se delimiteaza de aulacogenul caledono-hercinic dano-polono-

predobrogean de-a lungul faliei Trotusului, este suprasariata de panzele flisului si ale

Subcarpatilor din zona de curbura a Carpatilor Orientali si vine in contact direct cu

domeniul danubian al Carpatilor Meridionali. Dupa constitutia soclului, platforma este

divizata in doua sectoare distincte separate de falia Intramoesica. La nord si est de

aceasta falie se afla compartimentul dobrogean al platformei, iar la sud

compartimentul valah, sau valah-prebalcanic. Unitatile structurale dobrogene se

prelungesc atat spre nord-vest si la vest de Dunare, precum si in zona platoului

continental al Marii Negre. Unitatile Dobrogei centrale si de sud se prelungesc la sud

66

de falia Peceneaga-Camena si la vest Dunare pe sub cuvertura Platformei Moesice

pana in regiunea de curbura Carpatilor Orientali. La vest de Dunare soclul se afla la

adancimi ce depasesc 5 km, in zona Amara-Calarasi si mai mult de 10 km in aria

avanfosei (Visarion et al.1988).

Structura sectorului dobrogean al Platformei Moesice, cuprins intre faliile

Peceneaga-Camena si Intramoesica, contine o retea densa de falii, cu doua orientari

preferentiale: NV-SE si NE-SV, ultimile fiind mai noi si decrosandu-le pe primele.

Datele geofizice au pus in evidenta la nivelul soclului un sistem predominant de

fracturi orientate NV-SE. Majoritatea acestor falii au un caracter compozit, cu

deplasari atat pe orizontala cat si pe verticala. Al doilea sistem de fracturi, NE-SV

este legat de afundarea in trepte a platformei spre avanfosa carpatica si sub panzele

carpatice. Regiunea situata intre cele doua fracturi majore, Peceneaga-Camena si

Intramoesica, reprezinta un panou de vorland care a avansat spre aria carpatica si

prin impingere a generat cutarea intrapliocena din zona de curbura a Carpatilor

Orientali.

Sectorul valah al Platformei Moesice, situat la vest de falia Intramoesica, are

un soclu diferit de acela al Dobrogei centrale si de sud. O serie de foraje din zona

Craiova-Bals-Optasi au interceptat formatiuni metamorfice mezozonale sau

retrometamorfozate (Visarion et la., 1990). Prezenta unor intruziuni granitice,

granodioritice si gabroice, considerate ca apartinand fundamentului Platformei

Moesice, constituie o particularitate a acestui sector. Prezenta intruziunilor hercinice

constituie un argument in favoarea unei mobilitati mai ridicate a sectorului valah in

timpul Paleozoicului, cu exceptia ariei mai ridicate Craiova-Bals-Optasi. Limita

nordica sectorului valah al platformei este marcata de fractura sud-Calimanesti -

Targu Jiu. La vest de Targu Jiu fractura taie falia Timocului care a fost activa pana in

Neogen. Fractura Calimanesti-Targu Jiu separa la nivelul Paleozoicului formatiunile

sedimentare de tip platforma de acelea deformate si metamorfozate din nord,

apartinand elememtelor cutate hercinice.

Sectorul valah al platformei este taiat de doua sisteme de falii: un sistem

orientat N-S care a compartimentat platforma in blocuri denivelate, si al doilea,

orientat E-V, de-a lungul caruia platforma coboara spre avanfosa. Se remarca grupul

67

de falii care delimiteaza ridicarea Craiova-Bals-Optasi, o structura de tip horst,

cunoscuta ca „pragul oltean‟. Soclul din aceasta arie ridicata atinge adancimi de 3-4

km. La nord, soclul coboara in doua trepte majore, cea nordica atingand adancimi de

10-12 km, conform sondajelor magneto-telurice. Aceasta treapta de afundare

maxima corespunde unei avanfose hercinice care s-ar extinde de-a lungul marginii

externe a domeniului danubian si mai la est, in aria subsariata a Platformei Moesice

din zona de curbura. In partea de sud a pragului oltean predomina elementele

struturale cu orientari est-vest, cu exceptia zonei Bals, unde se remarca un bloc

ridicat, cu o orientare NNE-SSV(Visarion et al., 1988).

Fundamentul platformei Moesice este heterogen ca varsta si compozitie fiind

divizat in cateva zone majore de ridicare si afundare. Zonele de coborare majora ale

platformei sunt reprezentate de depresiuni alungite, situate pe blocuri crustale care

au suferit miscari de subsidenta. Depozitele acumulate cuprind succesiuni de

sedimente mai groase si mai complete decat in zonele ridicate. Ele si-au pastrat

caracterul structural major din Paleozoic, pana in Cretacic si chiar Neogen

(Paraschiv, 1975).

Anomaliile gravimetrice si magnetice majore din cuprinsul Platformei Moesice

evidentiaza morfologia si constitutia fundamentului urmarind ariile ridicate si

depresiunile. Pe baza datelor gravimetrice si magnetice, Gavat et al., (1963) au

definit o serie de linii structurale majore care separa arii tectonice cu fundament

diferit sau denivelate. In Platforma Moesica a fost trasata o linie de contact care

separa fundamentul arhaic-carelian la sud, de cel baikalian la nord, pe aliniamentul

Plenita-Slatina-sud Costesti-Fierbinti-Urziceni-Rasova-Eforie (Botezatu, 1982). Pe

langa aceasta linie tectonica majora, mai exista alte linii tectonice subordonate, care

reprezinta plane de dislocatie de-a lungul carora s-au produs ridicari sau scufundari

ale unor blocuri de fundament. Fundamentul arhaic carelian este fragmentat de linii

tectonice orientate pe directia NV-SE ce separa blocuri denivelate de dimensiuni

mari. Enumerarea lor de la vest la est cuprinde: ridicarea Branistea-Calafat,

scufundarea Bailesti-Caracal, ridicarea Craiova-Bals-Slatina-Corabia, scufundarea

Turnu Magurele-Rosiori-Alexandria-Zimnicea, ridicarea Giurgiu, scufundarea

Bucuresti-Oltenita, ridicarea Calarasi-Mangalia si grabenul Dobrogei de sud.

68

Structurile enumerate corespund in linii mari acelora citate mai sus, dupa Paraschiv

(1975). Fundamentul baikalian al partii de nord din Muntenia si Oltenia este

puternic scufundat si acoperit de depozite sedimentare groase. El a fost divizat in

doua sectoare: unul extern, care reprezinta suportul ariei externe a avanfosei

carpatice, cu depozite de cuvertura necutate si cu fracturi care au produs

scufundarea in trepte spre orogen, si al doilea, sectorul intern, cu un sedimentar

cutat, mai ales la nivelul etajelor superioare, afectat de asemenea de fracturi. Se

remarca fracturile din zona de curbura a Carpatilor Orientali de-a lungul carora s-a

produs caderea in trepte de la sud spre nord pe directia Urlati-Calvini si cele de la

nord spre sud, pe directiile Valenii de Munte-Patarlagele si Campina-Slanic-

Nehoiasu-Varlam (Botezatu, 1982).

Lucrarile seismice au evidentiat un tablou structural complex pentru Platforma

Moesica incepand cu sedimentarul si terminand cu litosfera subcrustala.

In anii „60 lucrarile seismice de refractie au acoperit platforma evidentiind o

serie de orizonturi caracteristice. Unele profile inregistrate in jumatatea estica a

platformei, (Bodescu et al., 1967), au evidentit cateva nivele de contrast de

impedanta acustica care apar ca orizonturi refractatoare pe sectiunile seismice:

sedimentar cuaternar + tertiar (1800-2500 m/s) / calcare si dolomite cretacice +

jurasice (5000-6000 m/s). Depozitele jurasice detritice / alternante de marne, calcare

si gresii (3000 m/s) dau a doua limita refractatoare, formatiunile din Triasic inferior +

Permian (3000-4000 m/s) / calcare carbonifere formeaza a treia limita, iar suprafata

fundamentul cristalin, ultima limita. Densitatea medie a Neogenului a fost evaluata la

2,1-2,15 g/cmc, iar a depozitelor mezozoice si paleozoice la 2,45 g/cmc.

Seismica de reflexie a brazdat de la est (Dunare) la vest si de la sud la nord

platforma cu o retea deasa de profile care au furnizat structura de detaliu, de la

nivelul superior al cuverturii tertiare a platformei, pana la nivelul formatiunilor

paleozoice, pentru explorarea structurilor potential petrolifere din Oltenia de vest,

pana la Dunare in est.

Sondajul seismic de adancime s-a materializat prin cateva profile situate in

partile extreme ale platformei: profilul international XII Sebes-Targu Jiu-Filiasi-

Bailesti, profilul international II Galati-Calarasi, profilul international XI Galati-Focsani-

69

Targu Secuiesc-Targu Mures-Cluj-Oradea si profilul XI1 Focsani-Jirlau. Pe malul

drept al Dunarii (Bulgaria) si paralel cu acest fluviu a fost inregistrat profilul Macres-

Marea Neagra, care intersecteaza prelungirile structurilor romanesti extinse spre sud,

in Bulgaria. Profilul Macres ( 35 km sud-vest Calafat)-Tiulenovo (35 km sud

Mangalia) arata o ridicare continua a fundamentului de la 10 km adancime in vest

(Macres, depresiunea Lom) la 3-4 km in zona ridicarii Nord Bulgare, apoi coboara

spre depresiunea Varna la 6-7 km (Dacev, 1988). Vitezele de limita la suprafata

fundamentului variaza de la 6,5 km/s in zona Macres, la 6,7 km/s spre vest, in

zona ridicarii Nord Bulgare. Limita Conrad are adancimi cuprinse intre 14-15 km in

vest si 20 km in partea centrala la vest de ridicarea Nord Bulgara, iar Moho atinge

adancimi cuprinse intre 30-35 km de la vest spre est. Grosimea crustei consolidate

(cristaline) scade de la 25-28 km in depresiunea Varna la 22-25 in Depresiunea Lom

(in vest).

La nivelul Paltformei Moesice din sectorul romanesc se remarca o crestere a

grosimii crustei superioare si inferioare spre orogenul carpatic: de la 14 km

(Conrad) si respectiv respectiv 30 km (Moho) in jurul paralelei de 440, la 20 km si

respectiv 35 km langa paralela de 450.

Un studiu geofizic complex al partii vestice a Platformei Moesice si Depresiunii

Getice arata o ingrosare a crustei de la sud spre nord. Fundamentul se afunda pe

aceeasi directie de la 5 la 8 km adancime, iar Moho coboara de la 30 la 33 km

(Diaconescu, et al., 1994). Datele seismice si termice permit incadrarea ariei de

platforma din acest sector in categoria crustei continentale cratonice, iar pentru

sectorul de avanfosa alaturat, crusta se inscrie in tipul de crusta orogenica,

regenerata tectono-termal, in timpul orogenezei alpine.

Un alt studiu, de aceasta data numai seismic, se refera la partea de est a

Romaniei (Pompilian et al., 1993). Datele seismice inregistrate pe cinci profile de

refractie, din Platforma Moldoveneasca, Dobrogea de nord si estul Plateformei

Moesice furnizeaza informatii asupra fundamentului si a limitelor Conrad si Moho.

Harta bazata pe aceste informatii arata ca suprafata Moho se afunda de la 30 km in

aria localitatii Cernavoda, la 43-44 km in zona localitatii Focsani. Faliile Peceneaga-

70

Camena si Capidava-Ovidiu decaleaza usor relieful suprafetei Moho, compartimentul

dintre aceste falii fiind mai ridicat.

3.2.2. Platforma Moldoveneasca

In partea de NE a Romaniei sunt localizate platforma Est-Europeana (sau

platforma Moldoveneasca pe teritoriul romanesc) si platforma Scitica, doua blocuri

crustale alaturate, delimitate la sud de falia Trotusului si spre vest de falia

Campulung-Bicaz (Sandulescu si Visarion, 1988).

Datele seismice si magnetotelurice au relevat o structura complexa pentru

cele doua platforme, cu o cuvertura sedimentara de < 1km in partea de NE si > 10

km in zona avanfosei Carpatilor Orientali. Discontinuitatile Conrad si Moho sunt

localizate la adancimi medii de 20 si respectiv 40 km (Raileanu et al., 1994), in timp

ce datele seismologice arata o grosime crustala de 43 km (Enescu et al., 1988,

1992). O grosime de 35 km este indicata de masuratorile magnetotelurice la vest de

falia Solca, in platforma Scitica (Visarion et al., 1988). Falia Solca reprezinta in acest

context limita estica a zonei de sutura Trans-Europeana sau TTZ (Botezatu si Calota,

1983; Guterch et al., 1986), care in forelandul romanesc coincide cu platforma Scitica

si cu orogenul Nord-Dobrogean.

Spre vest, platforma Est-Europeana se extinde sub partea frontala a

Carpatilor Orientali, la nord de falia Bistritei si la vest de falia Solca. Platforma este

subdivizata de falia Siretului pe o directie NNV-SSE: blocul estic are elemente de

fundament metamorfic foarte similare cu cele din Masivul Ucrainian, (Airinei et al.,

1966), iar blocul vestic (Radauti-Pascani, dupa Sandulescu si Visarion, 1988),

localizat intre faliile Siret si Solca, se subtiaza spre sud si dispare la sud de Piatra

Neamt, in timp ce rocile paleozoice observate in cateva foraje adanci sunt similare

celor din blocul estic (Airinei et al., 1966).

Platforma Scitica este un bloc continental orientat NV-SE la vest, si V-E la

sudul platformei Moldovenesti, care se extinde intre faliile Bistrita si Trotus. In

depresiunea Barladului, la sudul paltformei Est-Europene este bine documentat.

Spre V si NV, platforma Scitica este continuata cu blocul de fundament dintre faliile

71

Solca si Campulung-Bicaz (Sandulescu si Visarion, 1988), unde, un fundament

similar celui Scitic a fost sugerat de anomaliile magnetice si datele din foraje adanci,

la fel ca si in depresiunea Barladului (Sandulescu si Visarion, 1988). Structura

interna a platformei Scitice este mai putin cunoscuta decat cea a platformei Est-

Europene, datorita sedimentelor tertiare mai groase din depresiunea Barladului si

subincalecarii sub stiva de panze ale Carpatilor Orientali.

Faliile observate pe cuprinsul platformelor Est-Europeana si Scitica sunt de

doua tipurii: falii normale cu directie NV-SE care determina adancirea progresiva a

unitatilor de autohton sub panzele flisului si falii cu orientari NE-SV si E-V asociate cu

o afundare progresiva a fundamentului spre sud. Sub panzele flisului, partea

superioara a cuverturii sedimentare se afunda spre sud, de la o adancime medie de

1500 m in nord la 5000 m in regiunea vaii Bistrita si 8000-10000 m mai departe spre

sud (Dicea, 1995).


Depresiunea Barlad reprezinta prelungirea spre NV a depresiunii

Predobrogene, si este delimitata spre S de falia Trotusului, care o separa de

platforma Moesica si Orogenul Nord Dobrogean, iar la nord de Falia Bistritei care

delimiteza contactul ei cu Platforma Moldoveneasca. Depresiunea Predobrogeana

corespunde in linii mari platfomei Scitice de pe teritoriul romanesc (Sandulescu,

1984). Depresiunea Predobrogeana s-a format prin fracturarea si coborarea marginei

nordice a Orogenului Nord-dobrogean si a marginii sudice a platformei Moldovenesti.

Faliile care au facilitat scufundarea sunt: falia Galati-Sf.Gheorghe, in sud, care se

prelungeste in directia Tecuci spre NV, si falia Falciu-Plopana (sau falia Bistritei) in

N-NE. O a treia fractura, falia Trotusului marcheaza contactul dintre domeniul scitic

cu cel nord-dobrogean si respectiv moesic. Fundamentul depresiunii este de tip mixt:

in N-NE, un fundament stabil de origine est-europeana, si in S-SV un fundament

cutat de origine nord dobrogeana (Mutihac, 1990).

72

Datele privind structura crustei in acest domeniu indica grosimi ale stratului

sedimentar de pana la 6 km (Polonic, 1996), limita Conrad la cca 22-24 km

adancime, iar limita Moho la cca 40-45 km (Radulescu, 1988).


Depresiunea Transilvaniei (DT) apartine sistemului de bazine formate an

interiorul arcului carpatic si reprezinta o arie cu sedimentare si subsidenta activa,

situata intre segmentele catenei orogenice carpatice in curs de ridicare (Sandulescu,

1984). Depresiunea Transilvaniei este suprapusa peste doua etaje tectonice

(Sandulescu, 1984): elementele deformate ale diferitelor segmente de Dacide,

inclusiv Transivanide, si cuvertura lor post tectonica care se extinde pana in Miocenul

inferior.

Fundamentul cristalino-mezozoic al depresiunii este alcatuit din sisturi

cristaline prealpine (Dacide, Transilvanide) peste care sta cuvertura post-tectonica.

Pe baza datelor geologice si geofizice, sub Depresiunea Transilvaniei si intre M-tii

Apuseni si Carpatii Orientali s-au putut distinge mai multe elemente structurale

majore, ele reprezentand in mare parte prelungirile sub depresiune a unitatilor

tectonice care afloreaza la marginea ei, Dacidele interne si Dacidele mediane

(Sandulescu si Visarion, 1978).

Pe flancul vestic al depresiunii se afla Autohtonul de Bihor (AB) care se

extinde spre est si sud-est, sub cuvertura paleogena. Spre nord, AB este delimitat de

fractura nord-transilvana, iar spre SV, AB vine incaleca formatiunile ofiolitice.

Zona Ofiolitica (ZO) se poate contura in subasmentul partii centrale si sud-

vestice a Depresiunii Transilvaniei. ZO este prinsa intre doua grupe de unitati ale

soclului cristalin: la vest Apusenidele nordice si/sau Metaliferii nordici, iar la est

unitatile centrale est-carpatice. Complexele ofiolitice cuprind pe langa roci eruptive si

cinerite, roci detritice si calcare. Limita de est a zonei ofiolitice are o forma arcuita si

reprezinta conturul frontului de sariaj cu vergenta estica, care acopera partile cele

mai interne ale panzelor central-est-carpatice. Panzele central-est-carpatice

73

(Dacidele Mediane) din fundamentul partii estice a Depresiunii Transilvaniei, sunt

evidentiate prin forajele de la Stupini, Gurghiu si Ibanesti.

Formatiunile cristaline au fost recunoscute in foraje, atat pe rama depresiunii

cat si in cateva puncte din zona centrala. Ele constau din roci metamorfice epi- si

mezo-zonale.

Formatiuni sedimentare preneogene intalnite in foraje sunt de varste triasice,

jurasice, cretacic inferioare si cretacic superioare. O suita mai completa a fost

conservata in zonele depresionare, fiind partial deschisa prin foraje. Pe alocuri

acestea lipsesc din cauza eroziunii, astfel ca depozitele molasice stau direct pe

cristalin.

Cuvertura post-tectonica contine depozite neocretacice, paleogene si

eomiocene de grosimi variabile si cu extensii inegale. In timp ce varsta lor inferioara

difera de la un sector la altul, cea superioara este marcata de inceputul subsidentei

generalizate a Depresiunii Transilvania - stratele de Hida reprezentand topul

cuverturii post-tectonice. Cele mai vechi formatiuni sedimentare din nord si vest sunt

de varsta senoniana. In zonele unde cuvertura post-tectonica este foarte groasa se

presupune ca exista formatiuni neocretacice mai vechi decat cele senoniene.

Formatiunile paleogene au fost intalnite in mai multe foraje din nordul si estul

depresiunii. O larga dezvoltare a lor este asteptata in depresiunea Tarnavelor, unde

cuvertura post-tectonica ar putea fi constituita dintr-o secventa sedimentara

neocretacic-eomiocena fara lacune, (Sandulescu si Visarion, 1978).

Pe baza informatiilor geologice, geofizice si de foraj au fost create mai multe

modele structurale ale fundamentului Depresiunii Transilvaniei. Din analiza modelelor

se constata ca fundamentul depresiunii prezinta o morfologie variata si un sistem de

fracturi care au condus la compartimentarea acestuia in mai multe blocuri. Miscarile

verticale diferentiale ale acestor blocuri au dat nastere unor zone cu fundament

denivelat, unele mai ridicate, iar altele mai coborate. Un model (Soroiu et al., 1985)

bazat pe determinarea varstelor izotopice din apropierea suturii dintre placa

Transilvana si cea Pannonica releva influenta puternica a tectogenezelor paroxiste

alpine. La sud si est de aceasta linie, s-a observat fie o influenta a orogenezei

hercinice, fie o regenerare partial alpina. Pe schita structurala a acestui model, la

74

vest de linia de sutura amintita, sunt situate Dacidele Interne, iar la nord sutura este

taiata de falia Bogdan Voda. Dacidele Mediane din Carpatii Orientali reprezinta

marginea estica forfecata a Placii Transilvane. Fundamentul DT situat intre linia de

sutura si limita vestica a Dacidelor Mediane reprezinta aria neforfecata a Placii

Transilvane - Transilvanidele.

Datele de sondaj seismic adanc (Radulescu et al., 1976) au aratat ca aria

Placii Transilvane - considerata a fi neforfecata - difera de ariile situate la est si vest

de ea, prin pozitia mult mai ridicata a suprafetei Conrad, precum si prezenta pe

marginile sale a doua discontinuitati crustale, care marcheaza o discrepanta fata de

suprafata Moho adiacenta. Cele doua linii sudice care traverseaza Transilvanidele

reprezinta extensia spre vest a faliei Trotus (linia nordica, care se presupune a fi in

legatura cu marginea subdusa a ansamblului format de platforma Moesica si

Dacidele Externe) si respectiv falia Sud-Transilvana, reprezentand limita interna a

Panzei Laramice de Boia si posibil, marginea nordica a ariei de sud forfecate a Placii

Transilvane. Conform acestui model structural se poate considera ca ariile de

forfecate din spatiul carpatic sunt reprezentate de o secventa ingrosata care se

suprapune limitei Conrad si crustei pe antregul sau interval de adancime, in timp ce

ariile neforfecate se caracterizeaza prin subtierea acestor secvente si deci a crustei

in general. Ariile cu crusta subtiata sunt remarcate prin depresiuni cu subsidenta

post-tectonica activa.

Un alt model structural (Ionescu et al., 1986) la nivelul fundamentului

cristalino-mezozoic este reprezentat de unitatile bucovinice (Dacidele Mediane)

alcatuite din formatiuni cristalofiliene in partea estica, si formatiunile cristaline ale

unitatilor de Bihor, Arieseni si Biharia in vest. In zona centrala fundamentul este

mascat de o stiva groasa de sedimente mezozoice asociate cu curgeri ofiolitice,

precum si de depozitele cuverturii post-tectonice cretacice si neogene. Pe model se

observa o depresiune centrala larga (depresiunea Tarnavelor-DTv), marginita de

ridicari si scufundari secundare spre contactul cu rama muntoasa. DTv este

delimitata de la E la V de un sistem de falii extinse care converg spre nord. Zona de

maxima adancime atinge cca 10,5 km, fiind delimitata de faliile: Ulies-Noul Sasesc si

Teaca-Galateni. Spre sud, delimitarea se face de-a lungul unor falii E - V: falia Blaj-

75

Rupea si falia Sud Transilvana. Spre vest, DTv este separata de scufundarea Turda-

Beclean, cca 5 km adancime maxima, si de o ridicare relativ ingusta Ludus-

Pogaceaua-Stupini. Spre est se desprind trei ramificatii care separa intre ele doua

ridicari ale fundamentului de mica amploare: Targu Mures-Gurghiu si Ocna de Sus-

Bentid. Aceste ramificatii leaga DTv de Depresiunea Deda, de cca 5 km adancime.

Intre cele doua depresiuni se gaseste un prag structural ridicat, delimitat de faliile

Beclean-Odorheiu Secuiesc si Gurghiu.

Depozitele paleogen-neogene ale depresiunii care acopera fundamentul nu au

suferit miscari tectonice, in consecinta ne avand deformari importante. S-a remarcat

o deosebire intre deformarile suferite de depozitele paleogene si eomiocene fata de

cele neomiocene. Primele au o inclinare slaba spre centrul depresiunii si sunt

fracturate spre zonele marginale. Depozitele neomiocene din centrul depresiunii

prezinta o tectonica de cute diapire si domuri.

Depresiunea Transilvaniei arata o zonalitate evidenta. In centrul ei sunt

domuri circulare sau elipsoidale de dimensiuni de 10-50 km diametru, fiecare dom

avand in centru un masiv de sare criptodiapir, care nu a strapuns in intregime

secventa badeniana. Pe marginile ei estica si vestica s-au dezvoltat cute alungite,

orientate N-S sau NNV-SSE. Atat domurile cat si cutele marginale au afectat doar

depozitele de deasupra formatiunii cu sare. Tuful de dej a ramas nedeformat in

aceste cute, fiind in schimb afectat de un sistem de fracturi cu sarituri mici. Aceste

observatii dovedesc ca deformarea molaselor din acoperisul formatiunii cu sare a

fost determinata de decolarea lor spre spre partile mai profunde ale depresiunii,

sarea favorizand alunecarea lor (Sandulescu, 1984).

Depresiunea Transilvaniei prezinta o crusta de 32 - 37 km (Hauser et al.,

2007). Aceasta arie se caracterizeaza prin cea mai extinsa si intensa anomalie

magnetica pozitiva de pe teritoriul Romaniei, dublata de un maxim gravimetric

regional, maxim regasit si la nivelul anomaliei izostatice reziduale (Cornea si

Lazarescu, 1980; Socolescu et al., 1964). Crusta terestra din centrul depresiunii

prezinta fracturi crustale, interpretate de multi autori ca asociate cu patrunderi de

mase de origine subcrustala in crusta (Cornea si Lazarescu, 1980). Unii autori

76

interpreteaza crusta din DT ca fiind de tip de tranzitie antre modelul de platforma si

cel al masivelor mediane (Radulescu, 1979).

Originea fundamentului cristalin a fost comentata de diferiti autori ca fiind de

natura unui masiv hercinit neregenerat (Dumitrescu et al., 1962), un mezogeoid rigid

(Ciocardel et Socolescu, 1972), bloc rigid rezultat din dezmembrarea microplacii

transilvano - panonice ca urmare a aparitiei zonei de expansiune sud - apusene

(Mutihac, 1990), sau structuri alpine cu radacini ale panzelor de sariaj cunoscute in

Carpati (Sandulescu, 1975).

Harta anomaliei gravimetrice a depresiunii Transilvania (Visarion et al., 1973)

arata o configuratie complexa determinata de contrastele de masa situate atat in

formatiunile sedimentare cat si in subasmentul lor. Prin eliminarea efectelor maselor

situate deasupra subasmentului s-a obtinut o imagine comparabila cu harta

aeromagnetica. Anomalia reziduala a gravitatii, care ocupa zona centrala si de est a

DT, a evidentiat ca numai 25% din anomalia regionala se datoreaza reliefului

fundamentului, cauzele anomaliei regionale fiind legate de heterogenitatile

petrografice ale fundamentului si/sau de ridicarea stratelor crustale. Anomalia pare a

fi efectul formatiunilor ofiolitice larg dezvoltate in fundament. S-a remarcat extinderea

spre est a anomaliei, pana sub depresiunea Tarnavelor, fapt ce a sugerat extinderea

ofiolitelor la mare adancime, sub acest sector. Heterogenitatea complexelor ofiolitice

s-a evidentiat prin cateva anomalii secundare de extindere limitata, determinate

probabil de intruziuni ultrabazice (Sandulescu si Visarion, 1978).

Distributia anomaliei magnetice este relativ complicata. O interpretare

satisfacatoare se poate face doar in ipoteza existentei in fundament a unui masiv de

roci eruptive de dimensiuni considerabile (Airinei et al., 1985). Harta magnetica

regionala este dominata de un maximum care acopera zona centrala a depresiunii.

Intensitatea si morfologia acestei anomalii pozitive sugereaza o sursa cu un grad

ridicat de regionalitate, profunda si larg dezvoltata areal. Pozitia mai ridicata a

suprafetei Conrad din parte centrala a depresiunii nu justifica decat partial acesta

anomalie magnetica majora, sugerand existenta unui complex ofiolitic larg dezvoltat

in subasment.

77

Metoda magneto-telurica (Stanica et al., 1986) indica pentru Bazinul

Transilvaniei o adancime medie la Moho de 30 km si o grosimea a litosferei de 80-90

km pentru partea estica a acestui bazin.


Depresiunea Pannonica (DP) este reprezentata de o arie cu topografie joasa,

situata antre muntii Carpati, Alpi si Dinari, care contine cateva bazine mai mici,

formate prin subsidenta miocena a unui fundament pre-miocen, acoperit de depozite

sedimentare de varste de la Miocen la Cuaternar, cu grosimi maxime de pana la 7

km. Subsidenta initiala a bazinelor s-a produs in acelasi timp cu sarierea miocena a

Carpatilor externi (latura externa a Carpatilor Vestici si Orientali) spre vorlandul

european. Sistemul de bazine a aparut ca rezultat al proceselor extensionale

miocene si se extinde peste o suprafata cu crusta continentala subtire, flux termic

ridicat si cu temperaturi inalte la nivelul litosferei. Este considerat ca un bazin de tip

mediteranean backarc sau interarc, care s-a format in timpul subductiei placii

europene sub Carpatii interni (Royden, 1988). Este o depresiune neogena post-

tectogenetica asezata peste elementele cutate si cuvertura lor post-tectogenetica

(Sandulescu,1984).

Sectorul romanesc al DP se intinde de la Oravita in sud, la Baia Mare in nord,

si are in subasment elemente care apartin, de la nord la sud, Pienidelor, Dacidelor

interne, Transilvanidelor si Dacidelor mediane.

Fundamentul cristalin are in compozitia lui roci metamorfice de tip epi- si

mezozonal (sisturi sericitoase, cloritoase, amfibolice si micasisturi) si este strapuns

de roci eruptive (granite, grano-gneise, porfirite si melafire). La suprafata cristalinului

exista o patura de alteratie de 10 m pana la 50-60 m (care adesea creaza un

contrast de impedanta acustica), sub care s-a observat un sistem de fisuri verticale,

mai ales in corpurile eruptive. Adancimea de interceptare a fundamentului difera de

la un sector la altul datorita compartimentarii in blocuri denivelate si variaza de la <1

km pe blocurile ridicate, la 4-5 km pe cele coborate.

78

Formatiunile sedimentare asezate pe fundament apartin mai multor cicluri de

sedimentare, cele mai vechi intalnite in foraje fiind de varsta cretacica. Nu este

exclus ca pe blocurile mai coborate sa existe si formatiuni mai vechi, jurasice, triasice

sau chiar paleozoice (Ionescu, 1981).

Cele doua etape de evolutie a DP: Paleogen-Miocen inferior si Miocen

superior-Pliocen s-au reflectat in secventele sedimentare depuse in decursul lor

(Mutihac, 1990).

Depozitele paleogene s-au depus in perioada de individualizare a depresiunii,

ele fiind intalnite pe blocurile mai coborate. Se pare ca grosimea lor fie a fost mica,

fie au fost indepartate prin eroziune in Miocenul inferior.

Neogenul contine depozite din a doua etapa de evolutie a bazinului si

debuteaza cu Badenianul. Formatiunea pannoniana are o dezvoltare puternica, cu

litologii dependente de departarea de la rama depresiunii (Visarion et al., 1979;

Visarion si Sandulescu, 1979). Variatiile litologice largi din cuprinsul Miocenului nu au

permis o separare clara a subdiviziunilor lui. Grosimea depozitelor miocene variaza

in partea de sud a depresiunii de la cca 800 m in zona Sannicolau Mare, la zero in

zona Gataia (la nord Moravita). Pliocenul este transgresiv peste diferitii termeni ai

Miocenului, peste Cretacic sau chiar peste fundamentul cristalin.

Tectonica depresiunii este casanta, cu blocuri individulale denivelate, horsturi

si grabene, separate printr-un sistem de falii grupate pe doua directii: un sistem de

falii paralel cu directia structurilor muntoase, iar al doilea, aproximativ pe directia est-

vest, care reprezinta sistemului de falii carpatice, ce au condus la formarea

depresiunilor adiacente.

Ionescu N. (1981) separa DP in doua complexe: unul inferior, reprezentat de

fundamentul cristalin si altul superior, care cuprinde cuvertura sedimentara a

depresiunii. Complexul superior contine trei etaje structurale: etajul structural inferior,

format din depozite mai vechi decat Cretacicul, etajul mediu, cu depozite cretacice si

paleogene, si etajul superior, cu formatiunea de molasa neogena. Tectonica etajului

inferior pare a fi destul de complicata. Etajul mediu cuprinde aceleasi elemente

geomorfologice de la suprafata fundamentului cristalin si par a fi puternic tectonizat.

Formatiunile paleogene au o tectonica mai simpla decat cele cretacice si pre-

79

cretacice. Etajul superior are o structura cu inclinari mici, cu strate usor ondulate

peste relieful pre-existent, formand anticlinale de tasare, mai mult sau mai putin

afectate de faliile mai vechi de fundament, reactivate.

Formatiunile sedimentare care alcatuiesc cuvertura depresiunii au o structura

diferita de aceea a fundamentului, care cuprinde pe langa cristalin si etajele inferior si

mediu- deosebite prin grade diferite de tectonizare. In timp ce formatiunile

fundamentului au fost cutate si faliate in mai multe faze tectonice, formatiunile

cuverturii au suferit mai ales influenta oscilatiilor pe verticala a diferitelor blocuri

tectonice.

Seismica de reflexie a contribuit la descifrarea structurii cuverturii neogene,

care prezinta o reflectivitate ridicata, cu numeroase unde cu coerenta ridicata pe

distante mari, cu inclinari mici si interferente rare. Sub cuvertura neogena, densitatea

si corenta undelor reflectate scade, apar interferente si unde difractate care

ingreuneaza descifrarea tabloului structural. Suprafata soclului cristalin este bine

evidentiata pe blocurile mai ridicate, fie ca un orizont seismic bine individualizat, fie

ca o suprafata infasuratoare a difractiilor generate de reliefurile cristaline accidentate.

Gravimetria si magnetometria au evidentiat aspecte legate de alcatuirea

geologica a subasmentului depresiunii (Visarion si Sandulescu, 1979). Anomalia

regionala a gravitatii este generata de contrastul major dintre cuvertura neogena si

formatiunile pre-neogene, pe fondul subtierii spre vest a crustei. Anomalia Bouguer

evidentiaza prezenta unor corpuri eruptive sau a unor ofiolite metamorfozate, cat si

pozitia ridicata sau coborata a blocurilor denivelate. Anomalia magnetica dubleaza

adesea anomalia gravitationala evidentiind natura rocilor din fundament care

genereaza situatiile anomale.

Datele de sondaj seismic adanc din DP, realizate in Romania si Ungaria

evidentiaza o crusta cu tendinte de subtiere spre vest (Radulescu et al., 1976,

Posgay et al., 1986, 1988, 1990, 1996). Harta structurala la limita Moho arata grosimi

descrescatoare ale crustei de la 35 km la sud de Timisoara, la 30 km in zona Arad

si 27,5 km an zona Oradea (Radulescu, 1988; Enescu et al., 1992).

Printre particularitatile DP, in afara de grosimea redusa a crustei si fluxul

termic ridicat, se mai numara: pozitia ridicata a stratului de inalta conductivitate,

80

HCL=40-60 km, si a zonei de viteza mica, ZVM=80-88 km, precum si viteze si

densitati cu valori anomale, mai mici decat cele normale (Visarion si Sandulescu,

1979).

Un profil seismic de reflexie adanca inregistrat in Ungaria de la Szeged spre

nord-est, pana in zona din apropierea localitatii Salonta pune in evidenta un dom

astenosferic a carui apex este plasat in apropierea zonei de granita. Profilul

traverseaza de la SV spre NE grabenul Hódmezövásárhely-Makó, bazinul Békés si

ridicarea domala pre-neogena Pusztaföldvár-Battonya. Adancimea la astenosfera in

zona apexului domal, asa cum reiese din datele seismice si magneto-telurice, este

de 40 km (Posgay et al.1996).

Grosimea litosferei variaza de la 70 km in aria ramei muntoase din

partea sud-estica si central estica a PD, la 55 km in apropierea granitei cu Ungaria

(Enescu, 1992).

3.3. Sinteza informatiilor provenite din seismica de refractie

Seismica de refractie a fost aplicata in Romania in anii 1960 in prospectiunea

pentru hidrocarburi, in vederea evidentierii structurii la scara regionala a unor

orizonturi seismice refractatoare, precum suprafata calcarelor cretacice din Platforma

Moesica sau fundamentul cristalin. O serie de profile cu lungimi de zeci de km au fost

inregistrate in platforma Moesica, depresiunea Barlad si platforma Moldoveneasca,

furnizand atat informatii structurale cat si date de viteza a undelor alunecatoare de-a

lungul lor, Fig.3.1.

La inceputul anilor 1970 este inregistrat profilul seismic de refractie XI1, avand

ca obiectiv structura adanca la nivel crustal in NE platformei Moesice, in bazinul

Focsani, pe un aliniament NS de cca 50 km lungime, de la Focsani spre sud, Balta

Alba, Jirlau, Fig.1.1. Sectiunea crustala a profilului (Fig.3.2) ilustreaza cateva

segmente refractatoare in cuprinsul cuverturii sedimentare. Suprafata fundamentului

cristalin este pozitionata la cca 18 km adancime sub bazinul Focsani si ceva mai

ridicata spre sud. Alte cateva segmente de orizonturi refractatoare la nivelul interfetei

intracrustale Conrad, apar la 23-27 km adancime (Enescu et al., 1972). Sunt

81

remarcate viteze ale undelor longitudinale Vp de 4,2 si 5,6 km/s in stratul sedimentar

si de 6,5 km/s la nivelul fundamentului cristalin.

Fig.3.2. Sectiunea crustala a profilului seismic de refractie XI1. S1, S2 interfete din cuvertura sedimentara; K0=suprafata fundamentului cristalin ; K1=interfata intracrustala Conrad; + = crusta crisatlina superioara; v = crusta inferioara.

Un alt profil seismic de refractie, profilul GT II a fost inregistrat in cadrul

programului international KAPG (Academiile de stiinte ale Pamantului din fostele

tari socialiste) de studiere a litosferei in Europa centrala si de est in anii 1970. Profilul

este un segment de cca 150 km lungime dintr-o geotraversa care vine din Ucraina,

traverseaza partea de SE a Romaniei si se prelungeste dincolo de Dunare in

Bulgaria, Fig.3.2. Profilul traverseaza pe teritoriul romanesc Orogenul Nord

Dobrogean (OND) si Platforma Moesica (PMs). Structura crustei (Fig.3.3) indica un

model stratificat cu o cuvertura sedimentara, un strat superior si altul inferior al

crustei cristaline, precum si mantaua superioara (Radulescu et al., 1976, Cornea et

al., 1981). In zona localitatii Braila se observa o fractura crustala semnificativa,

Peceneaga-Camena, care separa OND de PMs.

82

Fig.3.3. Sectiunea crustala a profilului seismic de refractie II.

Falia Peceneaga-Camena separa doua domenii crustale: un domeniu cu o

crusta mai groasa de 40-45 km, ce apartine platformei Scitice si pe care sta ONG, si

o crusta mai subtire de 30-35 km, a platformei Moesice. In mod similar cele doua

strate crustale, superior si inferior sunt mai groase in compartimentul nordic, cca 20

km respectiv 23 km in medie, decat in cel sudic, 12-15 km, respectiv 15-20 km.

Profilul seismic nu da informatii punctuale asupra vitezelor de propagare, ci doar date

generale: cca 7 km/s la limita Conrad.

Profilul seismic de refractie GT XI a fost inregistrat la jumatatea anilor 70‟ tot in

cadrul programului KAPG, pe un aliniament care traverseaza de la Galati spre

Focsani, peste Carpatii de curbura, la Tg.Secuiesc, Tg.Mures si Cluj pana la Oradea,

Fig. 3.1. In lungime de cca 500 km profilul traverseaza mai multe unitati tectonice:

prelungirea Orogenului Nord Dobrogean, bazinul Focsani (platforma Moesica),

Orogenul Carpatilor Orientali, bazinul Transilvaniei, Muntii Apuseni si depresiunea

Pannonica. Sectiunea crustala a profilului, Fig.3.4, arata o structura cu 3 strate bine

individualizate: cuvertura sedimentara, crusta cristalina superioara si crusta inferioara

(Radulescu et al., 1976, Cornea et al., 1981). Grosimea stratului sedimentar variaza

de-a lungul profilului de la cateva sute de metri in zona Apusenilor, la cativa kilometri

in zonele vest Tg. Mures si Galati, la aproape 20 km in bazinul Focsani. Crusta

superioara cristalina atinge 10-12 km pe flancul estic al bazinului Focsani si zona

83

Tg.Mures, si 19-20 km la est de Galati si in Apuseni. Crusta inferioara este mai

groasa decat cea superioara, de la cca 15 km in zona Oradea si Apuseni, la 20-25

km la est de Galati si sub Carpatii de curbura. Grosimea totala a crustei are o

tendinta crescatoare de la vest, cca 27 km in zona Oradea, spre est, 47-48 km sub

bazinul Focsani. Sectiunea si lucrarea care o prezinta (Radulescu et al., 1976) nu

dau informatii punctuale asupra vitezelor de propagarea Vp de-a lungul profilului, ci

doar valori generale: 5,9-6,2 km/s la suprafata fundamentului cristalin, exceptie in

bazinul Focsani unde acelasi reper indica 6,7 km/s la cca 18 km adancime, 7 km /s la

interfata Conrad in Transilvania. O sectiunea cu viteze medii pana la cca 25 km

adancime a fost construita in bazinul Transivaniei pe cca 140 km de-a lungul

profilului (Cornea et al., 1981). Izoviteza medie de 5,5 km/s se afla la cca 20 km

adancime in aria localitatii Tg.Mures.

Tot in anii 70‟ sondajele seismice adanci au investigat partea de vest a

platformei Moesice si a depresiunii Getice. Pe langa o serie de sondaje circulare

amplasate la nord de Craiova pana la Sebes, s-a inregistrat si profilul seismic de

refractie GT XII pe un aliniament N-S de la Filiasi la Bailesti, pe cca 65 km lungime,

Fig.3.1. Sectiunea crustala a profilului, Fig.3.5, schiteaza o structura simplificata cu

informatii mai consistente in partea superioara si mai difuze la baza crustei.

84

Fig.3.4. Sectiunea crustala a profilului seismic de refractie XI.

Fig.3.5. Sectiunea crustala a profilului seismic de refractie XII. K0=suprafata fundamentului cristalin ; K1=interfata intracrustala; K2 = o interfata intracrustala Conrad; M = baza crustei, Moho; + = crusta cristalina superioara; v = crusta inferioara.

85

Sedimentarul are grosimi de 4-5 km. Viteza de propagare a undelor seismice

Vp este de 6,2-6,4 km/s la suprafata fundamentului cristalin si de 6,7-6,8 de-a lungul

unei interfete intractrustale din crusta superioara. Interfata intracrustala Conrad este

schitata doar la mijlocul sectiunii la cca 15 km adancime, iar Moho la cca 30 km

adancime spre capatul nordic al sectiunii.

La o distanta de peste 30 de ani de profilele prezentate mai sus, doua noi

profile seismice de refractie traversand Carpatii de curbura au fost inregistrate in

Romania, Vrancea 99 si Vrancea 2001, Fig.3.1, (Hauser et al., 2001, 2007, Raileanu

et al., 2005).

Profilul seismic Vrancea 99 se extinde pe o lungime de cca 320 km de la sud

de Bacau peste zona Vrancea, Bucuresti la vest Giurgiu, Fig.3.4, (Hauser et al. 2001,

Raileanu et al., 2005). Sectiunea crustala a profilului arata o structura stratificata, cu

valori ale vitezei undelor P si S (transversale). Sunt traversate structurile geologice

apartinand orogenului carpatic si platformei Moesice. Cuvertura sedimentara este

alcatuita din 2-4 strate reprezentate de stiva neogena din jumatatea sudica sau

panzele orogenului carpatic, in cea nordica, care stau pe autohtonul mezo-paleozoic

al platformei, extins de-a lungul intregului profil, ca baza a stivei sedimentare.

Grosimea cuverturii sedimentare este de cca 7 km in sud, 11 km in centru si 9 km in

nord. Vitezele de propagare variaza de la 2,1 km/s la 5,8 km/s pentru undele P si de

1,2 km/s la 3,25 km/s pentru undele S.

86

Fig.3.6. Sectiunea crustala a profilului seismic de refractie Vrancea 99.

Crusta superioara are o grosime variabila: mai groasa in centru, cca 18 km si

mai subtire pe margini, 10-13 km. Vitezele de propagare sunt crescatoare in

adancime si relativ constante de-a lungul interfetelor crustale, cu valori de la Vp=5,9

km/s si Vs=3,40-3,45 km/s la suprafata fundamentului cristalin, la Vp=6,2 km/s

respectiv Vs=3.60-3.70 km/s la suprafata fundamnetului cristalin.

Crusta inferioara este mai subtire, 10-12 km in captul sudic si in centru

profilului, ingrosandu-se la cca 17 km la capatul nordic. Vitezele de propagare cresc

de la Vp=6,7 km/s si Vs=3,9 km/s la partea superioara, la Vp=7,0 km/s si Vs 4,03-

4,07 km/s la baza.

Grosimea totala a crustei este variabila, de la 38 km in nord, la 41 km in

centru si 29 km in capatul sudic. Vitezele la suprafata mantalei superioare sunt de

Vp=7,9 km/s si respectiv Vs=4,40 km/s.

Al doilea profil seismic de refractie Vrancea 2001 se extinde pe cca 450 km,

Fig.3.1, de la sud de Tulcea, peste Carpatii de curbura pana la Aiud in Transilvania

(Hauser et al., 2007). Sectiunea crustala a profilului, Fig.3.6, expune o structura

multistratificata, atat la nivelul cuverturii sedimentare cat si in crusta cristalina. Profilul

87

traverseaza cateva din principalele unitati tectonice majore din Romania: Orogenul

Nord Dobrogean, platforma Moesica si bazinul Focsani, Orogenul Carpatic si bazinul

Transilvaniei. Profilul traverseaza trei blocuri crustale: blocul dobrogean, blocul

moesic si blocul transilvan.

Cuvertura sedimentara este variabila de la est la vest, atat ca grosime cat si

ca viteze seismice de propagare, Fig 3.7. In partea de est, in zona Orogenului Nord

Dobrogean panzele acestei unitati tectonice au 1,5-2,0 km grosime si viteze seismice

relativ inalte, Vp=5,60-5,80 km/s. In partea centrala a sectiunii, profilul traverseaza

bazinul Focsani, umplut cu cca 18 km de sedimente, avand viteze seismice Vp de la

2,00 km/s la suprafata, la 5,8-5,9 km/s la baza. Panzele Orogenului Carpatic ating

cca 5 km grosime si au Vp=3,60-4,90 km/s, iar autohtonul pe care stau se extinde in

adancime pana la cca 10 km si prezinta viteze seismice Vp=5,30-5,60 km/s.

Cuvertura sedimentara traversata de profil in aria depresiunii Transilvaniei se extinde

pana la cca 7-8 km adancime si are viteze seismice in gamaVp=3,0-5,6 km/s.

Fig.3.7. Sectiunea crustala a profilui seismic de refractie Vrancea 2001.

88

Crusta cristalina este mai groasa in partea estica, in aria Orogenului Nord

Dobrogean, cca 40 km, in raport cu partea vestica, sub 30 km. Crusta cristalina

superioara are grosimi de cca 26 km in est, cca 18 km in vest si doar 10-12 km sub

bazinul Focsani. In jumatatea de vest doua strate de viteza redusa (5,30 kms/s si

respectiv 5,50-6,00 km/s) sunt insertate intre strate cu viteze mai mari din crusta

superioara. Vitezele in crusta superioara cresc de la 5,80-6,10 km/s la suprafata

fundamentului cristalin, la 6,30-6,50 km/s la baza. Crusta inferioara are o grosime

variabila de-a lungul profilului, de la 10 km in vest la 5-18 km in partea centrala si de

est. Vitezele cresc de la 6,70-6,80 km/s la 7,00-7,10 km/s la baza crustei. Viteza la

suprafata mantalei superioare este de 7,90-8,00 km/s. Grosimea totala a crustei este

cca 35-37 km sub bazinul Transilvaniei, intre 35-46 km sub Orogenul Carpatic si

bazinul Focsani, si cca 44 km sub Orogenul Nord Dobrogean.

3.4. Sinteza informatiilor provenite din seismica de reflexie

Inregistrarea profilelor seismice de reflexie la nivelul crustal a inceput la

jumatatea anilor 1970 si s-a continuat pana in 1993, in cadrul activitatilor de

prospectiune pentru hidrocarburi, prin prelungirea timpului de inregistrare de la 4-7s

la 10-17s, a unor profilele destinate in principal investigarii cuverturii sedimentare.

Cateva zeci de profile au fost in acest fel colectate ca subprodus al prospectiunii

pentru hidrocarburi, motiv pentru care ele sunt amplasate doar in zonele de interes

pentru petrol si gaze: platforma Moesica, Avanfosa Carpatica si depresiunile

Transilvaniei si Pannonica, Fig.3.1. Doua profile de reflexie dedicate exclusiv

structurii crustale si subcrustale, suprapuse peste profilul seismic de refractie

VR2001, Fig.3.1, au fost inregistrate in 2001 (DACIA PLAN, de la vest Braila la

Covasna) si in 2004 (DRACULA, de la Covasna la vest de Medias).

In figura 3.1 se poate urmari amplasarea profilelor care vor fi utilizate in cadrul

acestui proiect. Fiecare profil a fost denumit dupa o localitate din vecinatatea lui. Iata

lista acestor profile: Falticeni (Fa in Fig.3.1), Comanesti (Co), Ramnicu Sarat (RmS),

Buzau (Bz), Urziceni (Ur), Gruiu (Gr), Titu (Ti), Targoviste (Tg), Pitesti (Pi), Slatina

(Sla), Cetate-Motatei (Ce), Craiova 1 si 2 (Cr1, Cr2), Filiasi 1 si 2 (Fi1, Fi2), Moravita

89

(Mo), Teremia (Ter), Beba Veche (Be), Marghita (Ma), Targu Mures (TM),

Transilvania 1 si 2 (Tr1, Tr2).

In cele ce urmeaza se vor prezenta cateva din profilele seismice de reflexie

semnificative (Raileanu et al., 1994, 1998): Fa, RmS, Ti, Cet, Ter, Ma si Tr1.

Profilul Falticeni (Fa in Fig.3.1) a fost inregistrat pe un aliniament de 22 km

lungime orientat NV-SE, pe valea raului Moldova, intre localitatile Falticeni si Gura

Humorului, in zona de trecere de la avanfosa la orogenul carpatic (Moldavide).

Capatul vestic al profilului traverseaza cativa kilometri din Panza Subcarpatica.

Fundamentul ariei studiate reprezinta extinderea spre est a platformei din fata

Carpatilor, sub avanfosa carpatica si sub panzele orogenului carpatic. El apartine, de

la est la vest, Platformei Est Europene (Moldoveneasca) si platformei post-

paleozoice, Caledonian-Hercinica. In treimea sa vestica, profilul seismic traverseaza

falia Solca, expresie a fracturii regionale Torquist-Teysseire, o fractura cu extindere

regionala, care sectioneaza intreaga crusta.

Fundamentul cristalin a fost localizat pe baza datelor magneto-telurice intre 9-

12 km adancime in aria de maxima afundare, la vest de falia Solca (Visarion et

al.1988a), si 6 km la est de falie (Barbu, 1980).

Sectiunea seismica a profilului NV Falticeni este de o calitate buna, cu un

tablou bogat in unde coerente, nu numai la nivelul cuverturii sedimentare ci in crusta

cristalina, Fig.3.8. Secventa sedimentara (0-3 s) contine o stiva neogena reflectiva,

cu o usoara inclinare spre vest. Spre baza sa, la 1,2 s in capatul sud-estic, apare

anhidridul badenian (AB), orizont marker observat pe o arie extinsa a Platformei

Moldovenesti. Forajele carotate seismic din zona indica pentru acest reper, o viteza

VP = 4,0-5,1 km/s. AB este intrerupt si decalat de o falie F in jurul km.12 si poate fi

urmarit cel putin pana in zona faliei Solca. La vest de falie si deasupra orizontului AB

se afla marginea externa a panzelor sariate ale Moldavidelor, remarcate prin

prezenta unor difractii, pana la 1,2 s adancime. Formatiunile pre-badeniene, posibil

paleogene, dar mai ales cretacic-jurasice si paleozoice au o reflectivitate care scade

in adancime. La baza AB, intre falia de la km.12 si falia Solca, se observa o serie de

unde coerente, unele usor inclinate, care par a fi un amestec de unde reflectate si

90

difractate, dovada unei structuri tectonizate sau a unui relief de eroziune. Ca o

trasatura comuna, secventa mezo-paleozoica este brazdata de numeroase difractii,

care tradeaza prezenta unei stari de fracturare. In plus, in zona faliei Solca se

observa o perturbare a coerentei undelor seismice pana la cel putin 5-6 s, ceea ce

denota amploarea acestui accident sau contact tectonic, atat lateral, cat si in

adancime.

91

Fig. 3.8. Sectiunea seismica a profilului Falticeni.

92

In concordanta cu datele anterioare privind adancimea fundamentului, reflexia

bine individualizata de la 2,8 s ( 6,5 km) in capatul sudic si 3 s in zona faliei F de

la km.12 poate fi asociata cu baza cuverturii sedimentare.

Imaginea crustei cristaline difera de o parte si de alta a faliei Solca. In timp ce

la vest de falie sectiunea seismica este relativ transparenta, la est, tabloul este

compus

din evenimente coerente predominant difractive la nivelul crustei superioare, si

fascicule de reflexiile cu aspect de lamelar, la nivelul crustei inferioare.

In intervalul de adancime 3-5s apar numeroase unde difractate generate de o

structura tectonizata si fracturata. Intre 6-9s scade numarul de difractii si creste usor

numarul reflexiilor, acest interval fiind asociat cu crusta mediana.

Crusta inferioara debuteaza la 8-9s cu o reflectivitate care se accentueaza in

intervalul 11-13s. Grupuri de unde multiclice reflectate, orizontale, de forma unor

lamele se observa la est de prelungirea in adancime a faliei Solca, de-a lungul

intregii cruste inferioare. Pe fondul acestor lamele orizontale, reflective pot fi

observate unde coerente cu inclinare spre est, de natura difractiva, mai ales intre

km.6-9, in intervalul 10-12s. Aceste difractii par a fi generate din zona care ar

corespunde prelungirii in adancime a faliei Solca.

La 13 s se observa o scadere semnificativa a reflectivitatii, reper care

corespunde unei adancimi de 42 km, adica limitei Moho. Pana la 15 s, desi

reflectivitatea este sensibil mai scazuta, se pot observa o serie de unde coerente,

unele orizontale-posibile reflexii, altele usor inclinate-posibile difractii.

Profilul Ramnicu Sarat (RmS in Fig.3.1) este amplasat la est de localitatea

Ramnicu Sarat, in avanfosa externa, pe flancul estic al depresiunii Focsani. Are o

orientare est-vest si cca 34 km lungime.

Cuvertura sedimentara are o grosime de 18-20 km in zona de maxima

afundare a Depresiunii Focsani, intre localitatile Focsani si Ramnicu Sarat, din care

10-11 km apartin formatiunilor tertiare, Fig. 3.9. Modelele geofizice ale acestei arii

evidentiaza prezenta a doua structuri depresionare dizarmonice: depresiunea

Focsani, care este un element al cuverturii sarmato-pliocene a platformei si in acelasi

93

timp zona externa a avanfosei, si o depresiune subjacenta platformei, cu depozite

mezozoice si paleozoice de 8-9 km grosime, ce apartine prelungirii depresiunii

Miechow, (Visarion et al.,1988).

Aria pe care se extinde profilul seismic are un fundament de tip platforma si

apartine sectorului dobrogean al Platformei Moesice. Falia crustala Capidava-Ovidiu

(sau Palazu, PZ pe sectiune) este traversata de profilul seismic in jurul pichetului de

la km. 25. Profilul seismic are o directie aproximativ transversala pe flancul estic

al depresiunii Focsani. Partea superioara a sectiunii seismice prezinta o reflectivitate

ridicata la nivelul formatiunilor tertiare, delimitate in baza de un amestec de unde

reflectate si difractate de relieful de eroziune cretacic, de la 3,5 s in marginea estica

la 5,2 s in cea vestica (limita marcata prin eticheta Tert/Mez). In interiorul stivei

tertiare se remarca o reflectivitate ridicata, cu orizonturi relativ paralele si usor

inclinate spre vest, de la suprafata pana la limita Meotian/Sarmatian (Me/Sa).

Formatiunile sarmatiene se ingroasa de la est spre vest cu un gradient mai mare

decat secventa presarmatiana.

Reflectivitatea formatiunilor mezozoice si paleozoice este mult diminuata:

unde coerente mai rare si mai scurte, unele destul de inclinate avand o natura posibil

difractiva, apar in partea superioara a secventei. Se remarca un pachet de reflexii

paralele si inclinate spre vest in intervalul de la km.17 (4,2-5,0 s) la km.32 (5,0-6,5 s),

care ar putea apartine secventei mezozoice din prelungirea depresiunii Miechow in

zona Focsani (Sandulescu, 1984).

Fundamentul nu apare marcat printr-o schimbare a caracteristicilor seismice

ale sectiunii. O transcriere a principalelor limite crustale: fundament, Conrad si Moho

de pe profilul XI1 in punctul de intersectie cu profilul de reflexie este echivalenta cu

7,5 s (17 km), 9,5-10,5 s (23-26 km) si respectiv 15 s (41-42 km). La 7,5 s nu apar

unde coerente care sa poata fi asociate fundamentului.

Crusta cristalina are aspecte diferite in jumatatea estica si cea vestica a

sectiunii seismice. O dreapta imaginara care uneste punctul de la km.25 (aproximativ

urma la suprafata a faliei Palazu, FP in Fig.3.9.), cu km.14 de la baza sectiunii,

separa doua regimuri de reflectivitate: partea vestica care contine o serie de unde

94

coerente, uneori de cativa kilometri lungime, si partea estica, transparenta, lipsita de

evenimente coerente.

Fig.3.9. Sectiunea seismica a profilului Ramnicu Sarat. FP=falia Capidava-Ovidiu

(Palazu)

95

In partea estica a sectiunii seismice se remarca numeroase grupuri de unde

coerente atat in crusta superioara cat si in cea inferioara. Un grup de unde intre 9-10

s, in jurul km.21-25, poate fi asociat limitei Conrad. Mai jos si cativa kilometri mai la

vest, un grup de unde coerente si inclinate ce par a fi difractii au apexul in partea

centrala a sectiunii.

Crusta inferioara prezinta un grup de reflexii la 12 s, intre km.17-28 si un alt

grup bine conturat in baza ei, la 15 s, intre km.16 si 25, ultimul grup fiind asociat

limitei Moho.

Litosfera subcrustala >15 s, are acelasi aspect de-a lungul intregii sectiuni:

este lipsita de unde reflectate coerente. Mai curand pot fi observate o serie de unde

difractate.

Profilul Titu (Ti in Fig.3.1) se afla la 20 km est de localitatea Titu si se extinde

de la vest spre est pe un aliniament care separa localitatile: Brezoaiele si Crevedia la

sud, de Butimanu, Peris si Tancabesti la nord. Are o lungime de 13 km si se afla la

vest de falia Intramoesica, si imediat la nord de linia Plenita-Slatina-sud Costesti-

Fierbinti-Urziceni-Eforie, pe o zona cu fundament baikalian (Botezatu, 1987).

Apartine sectorului avanfosei externe, fiind amplasat pe o zona cu fundament mai

ridicat care separa la est depresiunea Urziceni-Calarasi de prelungirea spre nord a

depresiunii Rosiori-Alexandria, la vest. Orientarea profilului este perpendiculara pe

directia de afundare a platformei spre orogenul carpatic.

Datele privind structura adanca (Radulescu, 1988; Enescu et al., 1992) arata

adancimi la limita Conrad de 17-18 km si 33-35 km la limita Moho.

Sectiunea seismica a profilului est Titu, Fig.3.10., arata in partea superioara

un sedimentar reflectiv, in special primele 2,2 s care apartin cuverturii tertiare. In

acest interval apar o succesiune de orizonturi reflectatoare, corelabile pe distante

mari, unele de la un capat la celalalt al sectiunii. Limita Sarmat/Cretacic (Tert/Mez)

corelata intre 2,2-2,4 s are o usoara forma sinclinala, cu flancurile slab ridicate spre

capetele sectiunii seismice. Pana la 5 s pot fi observate cateva grupuri de reflexii

scurte si rare, mai bine conturate in jumatatea estica, care apartin depozitelor

mezozice si paleozoice ale platformei. Histogramele reflectivitatii arata o scadere

96

rapida a reflectivitatii sub 5 s, ceea ce desemneaza intrarea in crusta cristalina

superioara, (Raileanu et al.,1994). Harta la fundamentul cristalin (Barbu, 1980),

indica o adancime de 8 km, echivalentul unui timp de parcurs al undei reflectate de

5 s.

Fig.3.10. Sectiunea seismica a profilului Titu.

Crusta cristalina prezinta aspecte diferite ale reflectivitatii de la vest la est.

Primii 3-4 km din capatul vestic arata o crusta transparenta de la 5 la 12 s. Portiunea

centrala a sectiunii arata o crusta mediana reflectiva, si o crusta inferioara cu

reflectivitate slaba. Ultimii 5 km ai capatului estic arata o reflectivitate accentuata la

nivelul crustei mediane si usor mai slaba pentru crusta inferioara. Dupa o scadere a

reflectivitatii intre 8,5-9,5 s apar un grup de reflexii mai bine conturate intre 9,5-11,5

s. La 11 s, in jumatatea estica a sectiunii seismice cateva reflexii par a se

individualiza mai bine, la un nivel la care se asteapta a fi limita Moho, 33 km,

97

conform altor date de adancime (Radulescu, 1988; Enescu et al.1992, Hauser,

2001). Sub 12 s creste reflectivitatea, putandu-se observa o banda de reflexii ciclice

intre 12-13 s, urmate de altele, mai slab corelabile intre 14-15 s.

Profilul Cetate-Motatei (Cet pe Fig.3.1) este amplasat in partea sud-vestica a

Platformei Moesice, in sectorul valah, in vecinatatea localitatilor Cetate-Motatei-

Bailesti. A fost inregistrat pe un aliniament de 38 km lungime, orientat NV-SE, care

traverseaza ridicarea Strehaia-Vidin, in nord-vest, si Depresiunea Lom-Craiova, in

partea sud-estica.

Sectiunea seismica a profilului, Fig.3.11., arata in partea superioara o

secventa sedimentara extinsa in adancime pana la 3-4 s. In partea superioara

reflectivitatea este foarte inalta datorita stivelor tertiare si partial mezozoice. Desi

este mai greu de observat datorita frecventelor inalte si a scarii comprimate sub care

este prezentata sectiunea seismica, reflectivitatea descreste cu adancimea.

Secventele mezozoice si paleozoice prezinta reflexii din ce in ce mai scurte si mai

rare cu adancimea.

98

Fig.3.11. Sectiunea seismica a profilului Cetate-Motatei.

Pachetul neogen are grosimi variabile, de la 400 m spre capatul nordic, la 1

km spre cel sudic. Caracteristicile acestei secvente sunt puse in evidenta de o

succesiune de orizonturi reflectatoare cu frecvente inalte si configuratii paralele.

Intrarea in secventa mezozoica apare ca o limita reflectatoare puternica (Tert/Mez),

generata de contrastul puternic de impedanta acustica dintre stratul neogen bazal si

marno-calcarele cretacic superioare. Aceasta trecere are loc in partea de NV la 0,48

s, iar in SE la 0,92 s.

Secventa mezozoica are grosimi variabile, cu valori reduse in zona ridicarii

Strehaia-Vidin si mult mai proununtate in aria de maxima afundare a depresiunii

Lom-Craiova. O caracteristica a acestei secvente este prezenta unor reflexii bine

individualizate, a caror continuitate este intrerupta de frecvente difractii, provenite de

la suprafata de eroziune ce separa depozitele neogene de cele pre-neogene.

99

Orizontul reflectator corespunzator suprafetei Paleozoicului (Mz/Pz) prezinta

frecvente joase, inclinari accentuate si este discordant in raport cu depozitele

acoperitoare. Calitatea reflexiilor ce provin de la acest orizont nu permite o buna

corelabilitate de-a lungul profilului, acestea aparand mai pronuntate in extremitatea

de NV, la timpi de 1,1-1,2 s si intre 1,7-2,3 s in jumatatea de SE. In partea central-

vestica a sectiunii, reflexiile prezinta intensitate redusa si corelabilitate slaba.

Adancimea la care a fost interpretata suprafata depozitelor paleozoice, din date

seismice si de sonda, creste de la 2 km in zona de NV a profilului, la 4,0-4,1 km in

SE.

Suprafata fundamentului cristalin nu genereaza reflexii caracteristice vizibile

pe sectiunea analizata. Ea este marcata de descresterea brusca a reflectivitatii.

Pornind de la descresterea reflectivitatii si luand in considerare datele seismice de

refractie (Radulescu et al., 1977) si harta la fundament (Barbu, 1980), s-a corelat o

trecere de la cuvertura sedimentara la fundamentul cristalin de la 3,0 s, in capatul

NV-ist al profilului la 4,0 s, in partea SE-ica. Suprafata fundamentului se afunda in

zona depresionara traversata de jumatatea sudica a profilului.

Crusta cristalina superioara, limitata in partea de sus de suprafata

fundamentului, apare aproape transparenta, cu secvente coerente scurte, rare si

adesea inclinate, a caror natura este mai mult sau mai putin reflectiva si mai curand

difractiva, sugerand un mediu casant, sustinut si de datele reologice (Raileanu,

1998). Lipsa reflexiilor ar putea fi motivata si de prezenta unor corpuri intruzive la

aceste niveluri, avand in vedere orizontul refractator cu viteze de 6,7-6,8 km/s situat

la 9-10 km adancime pe GT XII.

Topul crustei inferioare este marcat de cateva grupuri de reflexii (6-7 s) in

partea centrala si de NV, ce pot fi asociate limitei Conrad. Sub acest reper

reflectivitatea creste cu adancimea, evidentiindu-se benzi de reflexii pronuntate,

suborizontale si corelabile pe distante de 3-5 km, separate de zone relativ

transparente. Reflectivitatea crustei inferioare este inegal distribuita de-a lungul

profilului: sectoare cu reflectivitate ridicata alterneaza cu sectoare lipsite de reflexii,

sau cu reflexii slabe. Sectoarele din capatul de NV (in intervalul de la km.0-7) si

central (km.20-27) au o reflectivitate ridicata pe aproape intregul interval de

100

adancime al crustei inferioare. Alte doua sectoare (km. 12-15 si 32-36) au o

reflectivitate mai accentuata spre baza crustei inferioare. Intervalele care separa cele

patru sectoare reflective sunt lipsite de reflexii. Densitatea cea mai mare de reflexii

se concentreaza in intervalul 8,0-10,2 s in partea nord-vestica si 9,5-11,0 s in

jumatatea sudica a profilului. Reflexiile din baza zonelor reflective marcheaza baza

crustei, care se coreleaza cu datele de pe GT XII (Radulescu, et al.1977) si de pe

profilul Macres-Tiulenovo (Dacev, 1988).

Litosfera subcrustala apare relativ transparenta. Cateva reflexii sporadice pot

fi observate intre km.25-27, in intervalul 12,0-13,5 s. Alte reflexii subcrustale mai slab

conturate si cu corelabilitate redusa apar atat in partea nordica (km.5-6) cat si in cea

sudica (km. 33-35).

Profilul Teremia (Ter in Fig.3.1) este amplasat in depresiunea Pannonica, la

vest de Timisoara, in apropierea granitei cu Iugoslavia, si se extinde la est de

localitatea Teremia Mare. Are cca12 km lungime si este orientat aproximativ est-vest.

Grabenul Sannicolau Mare-Jimbolia, pe care este amplasat profilul Teremia,

este flancat de ridicarile Sandra-Satchinez-Calacea (RSSC) la est si Teremia-

Cherestur (RTC) la vest. In aria grabenului Sannicolau Mare fundamentul cristalin

atinge o adancime maxima de cca 5 km, intr-o zona traversata de profilul seismic

Teremia.

In zona profilului grosimea crustei este mai mica de 30 km, iar limita Conrad

se situeaza la 13-14 km adancime. Profilul international KAPG din Ungaria, care

trece la 40 km vest in zona Szeged, arata grosimi ale crustei de 25-28 km. Pe

sectiunea seismica a acestui profil s-au separat trei orizonturi refractatoare: k0-

corespunzator fundamentului cristalin, cu adancimi cuprinse intre 2-6 km si cu viteze

VP=5,5-5,8 km/s, k1-in intervalul de adancime 5-8 km, cu VP=6,0-6,1 km/s si k3 la 18-

20 km si VP=6,5-6,9 km/s (Posgay, 1988).

Sectiunea seismica a profilului, Fig.3.12., arata o cuvertura sedimentara ( 3,0

s grosime) cu o reflectivitate ridicata, cu orizonturi dese si coerente pe distante lungi,

mai ales la nivelul formatiunilor neogene. Profilul traverseaza o structura sinclinala,

evidentiata atat la nivelul orizonturilor reflectatoare neogene cat si a celor pre-

101

neogene. Flancurile sectiunii seismice sunt mai ridicate, in timp ce partea ei centrala

este afundata. Se observa o inaltare mai accentuata a flancului estic din vecinatatea

ridicarii Gottlob-Tomnatec, fata de cel vestic, situat in apropierea fracturii care il

separa de ridicarea Teremia. Fundamentul cristalin nu este marcat de o reflexie

caracteristica, pozitia lui fiind localizata la baza secventei cu reflectivitate ridicata, de

la 2,7 s pe flancul vestic, la 3,2 s pe flancul estic.

Fig.3.12. Sectiunea seismica a profilui Teremia.

Crusta cristalina arata modele diferite de reflectivitate de la est la vest. In

jumatatea vestica prezinta o reflectivitate evidenta pe doua intervale de adancime:

primul interval se extindere la nivelul crustei mediane, iar al doilea, pe aproape

intregul interval de adancime al crustei inferioare. Jumatatea estica este in general

lipsita de semnale cu o coerenta evidenta. Spre capatul estic, cu greu se pot distinge

sub fondul de zgomot cateva reflexii coerente, la nivelul crustei mediane si mai ales

la nivelul crustei inferioare. In intervalul 4,5-5,5 s se observa un grup de reflexii cu

102

coerenta ridicata, in gama de distante dintre km.0-4. Continuitatea acestui grup de

reflexii este intrerupta spre est, dincolo de jumatatea sectiunii. Dupa un interval de 1

s lipsit de reflexii (5,5-6,5 s), se remarca o crestere a reflectivitatii, de la 6,5 la 10 s,

prin numarul mare si coerenta reflexiilor care se succed pe intregul interval de

adancime al crustei inferioare. Doua grupuri mai intense de reflexii par a se

concentra in jurul a 8 s si respectiv intre 9-10 s. La baza sectiuni seismice, la 9,8-9,9

s, intre km.0-2 si 4-6, o reflexie mai intensa pare a marca baza crustei, in acord cu

alte date geofizice din zona (Posgay et al., 1990; Raileanu et al., 1994).

Profilul Marghita (Ma pe Fig.3.1) este localizat la nord-nord-est de Oradea si la

cca.8 Km vest de localitatea Marghita, in partea nord-estica a Depresiunii

Pannonice. Profilul are o orientare NNV-SSE si o lungime de cca 5 km.

103

Fig.3.13. Sectiunea seismica a profilului Marghita.

104

Sectiunea seismica a profilului Marghita, Fig.3.13., infatiseaza o imagine

heterogena a reflectivitatii pe verticala. In portiunea superioara, (0-3s), se remarca o

densitate mare a reflexiilor, corelabile adesea pe toata lungimea sectiunii. Depozitele

neogene stratificate, cu o grosime de 1,8 s (cca 2,3 km) prezinta o reflectivitate

puternica si o corelabilitate deosebita, sugerand o structura monoclinala, usor

inclinata spre nord-vest. La baza lor, formatiunile preneogene, 1,8-2,8 s, genereaza

unde reflectate caracterizate prin frecvente mai joase, reflectivitate mai slaba si

corelabilitate mai scazuta.

Formatiunile pre-neogene muleaza relieful cristalin, care in in jurul km.3,5 este

mai ridicat, formand o structura anticlinala. Suprafata fundamentului cristalin nu

apare ca un orizont caracteristic, transant, din cauza contrastului slab de impedanta

acustica si a lungimii reduse a dispozitivului de inregistrare.

Trecerea de la sedimentar la crusta cristalina ( 3 s, 4-5 km) se observa prin

scaderea sensibila a lungimii si numarului reflexiilor, in paralel cu cresterea inclinarii

unora dintre ele. In pachetul crustal cuprins intre 2,8-4,0 s apar cateva unde

reflectate mai bine individualizate, corelabile pe distante de 1 km, orizontale sau cu

o usoara inclinare. Natura lor este legata probabil de prezenta unor limite de

separatie de tip milonitic intre panzele adanci ale cristalinului, sau limite intre

formatiuni cu compozitii litologice net diferite. Sub nivelul de 5 s se evidentiaza o

schimbare in aspectul reflectiv al sectiunii seismice: creste densitatea reflexiilor, insa

lungimea lor ramane <1 km. Cresterea reflectivitatii corelata cu datele din ariile

adiacente (saltul de viteza de la 6,5 la 6,9 km/s pe profilul KESZ-1, Posgay et al.,

1986) sugereaza ca in intervalul 5-6 s are loc trecerea la crusta inferioara.

Portiunea inferioara a sectiunii evidentiaza reflexii scurte (<1 km). Totusi,

cateva unde reflectate din partea sudica se pot corela pe distante de 2 km, in

intervalele 8,8-9,0 s si 9,3-9,4 s. Forma de unda si timpul de aparitie corelate cu alte

informatii crustale sugereaza ca ele provin de la baza crustei, cca 28 km adancime.

Reflectivitatea scazuta pe coloanele verticale dintre km.3-4 si dincolo de km.5 spre

nord s-ar datora fie efectelor absorbante si dispersive ale reliefului pozitiv, fie unor

accidente crustale profunde, avand in vedere pozitia transversala a profilului la

directia structurilor.

105

In partea sudica a sectiunii se remarca o serie de unde cu inclinare mare,

posibil unde difractate generate de fractura profunda care separa grabenul

Sannicolau de blocul mai ridicat de la sud.

Profilul Transilvania 1 (Tr1 pe fig.3.1.) traverseaza zona de maxima afundare

a sedimentarului din depresiunea Transilvaniei, pe o directie NNV-SSE.

Sectiunea seismica ilustreaza structura pachetului sedimentar si a crustei

cristaline pe un aliniament de cca 60 km, Fig. 3.14..

Pe sectiunea seismica a profilului, pachetul pre-neogen situat intre tuful de Dej

si fundament prezinta o separatie intre baza cuverturii pre-neogene si depozitele pre-

cretacice dupa urmatoarea configuratie: km.12/2,0 s ( 3,8 km adancime)-km.25/3,5

s ( 7 km)-km.43/3,5 s-km.50/3,0 s ( 6 km)-km.57/2,7 s ( 5,3 km). Reflexiile inclinate

din zona de la km.14/2,0-2,3 s la km.25/3,3-3,7 s situate la nivelul cuverturii post-

tectonice, indica o flexionare determinata de subsidenta formatiunilor din partea

centrala a sectiunii, care la nivel crustal se continua printr-o fractura, asa cum vom

vedea mai jos.

Fundamentul cristalin a fost evidentiat in capatul nordic la 2,8 s pe baza

saltului vitezelor de insumare de la acest nivel. O linie de delimitare a bazei

complexului pre-neogen de fundamentul cristalin ar parcurge urmatoarele puncte:

km.3/2,8 s ( 5,7 km adancime)-km.12/3,2 s ( 6,4 km)-km.25/4,0 s ( 9 km)-km.44/4,0

s. Aceasta limita este partial sustinuta si de analizele vitezelor de insumare, care

prezinta la acest nivel un salt de viteze. Intre km.19-22 este posibila existenta unei

fracturi la nivel crustal, avand in vedere unele difractii care apar la 4,1 s in

compartimentul sudic, precum si monotonia seismica pe tot intervalul de adancime.

Intre km.45-50 se observa o noua intrerupere a orizonturilor reflectatoare, nu numai

in partea superioara a sectiunii (2-4 s), ci si la nivel crustal, ceea ce sugereaza

prezenta unei alte fracturi crustale. Acest fapt este sustinut si de decalajul dintre

capetele orizontului tufului de Dej de o parte si de alta a acestei fracturi.

106

Fig.3.14. Sectiunea seismica a profilui Transilvania 1.

Crusta superioara (4-6 s sau 9-15 km adancime) este lipsita de evenimente

coerente de natura reflectiva, chiar daca pentru aceste adancimi lungimea minima a

unui reflector, conform teoriei zonei Fresnel, ar trebui sa fie doar de 2-3 km. Lipsa

reflectorilor se datoreaza absentei unor contraste de impedanta acustica in raport cu

lungimile de unda seismica. Din punct de vedere reologic materialul crustal prezenta

o stare casanta favorabila deformarilor rupturale. In acest caz eventualii reflectori

care au existat la un moment dat in evolutia crustei superioare, cum ar fi panzele de

sariaj formate la nivel crustal in timpul coliziunii marginilor de placi, s-au putut

distruge in timp datorita deformarilor rupturale, fiind astfel adusi la dimensiuni mai

mici decat o zona Fresnel.

Unele unde coerente, scurte si inclinate in domeniul crustei superioare par a fi

de natura difractiva, conform unor modelari facute de Raileanu (1998).

Semnalam faptul ca discontinuitatea Conrad, acceptata cel putin conventional

ca limita ce separa crusta superioara de cea inferioara, nu apare marcata printr-o

reflexie evidenta pe sectiunea seismica. In punctul de intersectie cu profilului GT XI,

107

pozitia ei ar fi la 11-12 km (5 s) adancime, nivel la care nu este vizibila nicio unda

coerenta pe sectiunea seismica de reflexie. Mai curand, la 6 s apar cateva unde

coerente scurte la km.22, 38-40 si 52, care ar fi legate de o usoara decuplare sub

influenta unor stresuri compresive. Este foarte probabil ca trecerea la crusta

inferioara sa se faca gradat, fara a fi semnalata de undele seismice reflectate la un

unghi de incidenta apropiat de verticala.

Crusta inferioara, 6-(9)10 s (15-30 km) se manifesta aproximativ in acelasi

mod, fiind lipsita de evenimente coerente de natura reflectiva. Pe baza datelor

furnizate de profilul GT XI, baza crustei se afla la 30 km adancime, adica 10 s timp

de reflexie. Pe sectiunea seismica a profilului de reflexie, incepand de la nivelul de

9,5 s, aproximativ baza crustei conform GT XI, pana la 13,5-14,0 s se observa o

zona cu o densitate crescuta a numarului de unde coerente cvasi-orizontale sau usor

inclinate.

Modelarile de difractii au aratat pentru adancimi de 9,5 s sau mai mult, ca

difractiile au o inclinare mica in vecinatatea punctului de difractie putand fi usor

confundate cu o reflexie. Odata cu cresterea distantei de la punctul difractor,

inclinarea undelor difractate se accentueaza, separand-se astfel de reflexiile cvasi-

orizontale.

Consideram ca in intervalul de timp 9,5 - 13,5(14,0)s sau 27-44 km adancime,

exista un amestec de unde reflectate si difractate care se interfereaza. Undele

reflectate din acest interval larg de adancime (15-17 km grosime) sugereaza

prezenta unui material heterogen, care s-a deformat ductil prin fluaj, ca raspuns la

campurile de stres orizontal la care a fost supus. O alta cauza a evenimentelor din

acest interval de adancime ar putea fi prezenta unor mase intruzive de origine

subcrustala de forma unor siluri, care fie ca s-au infiltrat pe linia de sutura si apoi pe

zonele de slabire din crusta inferioara, fie doar pe zonele de slabire produse ca

urmare a delaminarii. Suprafetele si/sau capetele acestor corpuri, paralele cu linia de

sutura, genereaza reflexii sau difractii.

108

3.5. Informatii adiacente

Un studiu sistematic al structurii crustei din Romania pe baza datelor colectate

de reteau seismologica, cutremure cu hipocentre pana la 10 km adancime si explozii

masive in cariere, a condus la construirea unui model de viteza a undelor P si S la

nivelul crustei si a topului mantalei superioare, pentru ariile principalelor unitati

tectonice: vestul si centrul platformei Moesice, platforma Moldoveneasca si Orogenul

Nord Dobrogean, sectorul dintre faliile Intramoesica si Peceneaga-Camena, Carpatii

Orientali si Subcarpatii lor, zona seismica Vrancea, Carpatii Meridionali si Subcarpatii

sudici, muntii Apuseni, depresiunea Transilvaniei si estul depresiunii Pannonice

(Enescu, 1987; Enescu et al., 1988a,b; Enescu et al., 1992; Enescu, 1992). Pentru

platforma Moesica au fost determinate grosimi ale crustei in gama de la 30 la peste

35 km, cu o medie de 34 km si valori medii crustale ale vitezelor P si S de 6,21 km/s

si respectiv 3,50 km/s. Vitezele P si S din topul mantalei superioare au valori de 7,78

km/s si respectiv 4,42 km/s. Litosfera platformei Moesice are grosimi medii de 72-74

km si viteze medii P si S de 7,05 km/s si respectiv 4,00 km/s pentru sectorul de la

vest de falia Intramoesica. Intre faliile Peceneaga-Camena si Intramoesica, litosfera

are grosimi medii de 68 km si viteze medii P si S de 7,00 km/s si respectiv 3,97 km/s

- in sectorul dobrogean si sectorul de platforma de la vest de Dunare, iar pentru aria

avanfosei, valorile cresc pentru adancimea medie la 75 km, si scad pentru vitezele

medii P si S: 6,70 km/s si respectiv 3,80 km/s (Enescu, 1992). Doua harti la baza

crustei si a litosferei, (Enescu et al., 1992; Enescu, 1992), arata o crestere a

grosimilor celor doua invelisuri de la sud catre nord. De asemenea, o serie de

expresii empirice determinate pe baza acelorasi date primare permit calculul vitezelor

de propagare P si S, precum si a vitezelor medii la diferite adancimi din crusta sau

din mantaua superioara.

La sfarsitul anilor 1990 si la nceputul anilor 2000 au fost obtinute noi informatii

privind structura crustei din date seismologice, prin utilizarea teleseismelor

inregistrate intr-o retea de statii de banda larga, o parte fiind statiile mobile instalate

pentru experimentul CALIXTO in 1999, iar altele apartinand retelei de statii fixe a

109

INCDFP. Cateva lucrari (Martin et al., 2005, Diehl et al., 2005) actualizeaza modelele

crustale la scara regionala din Romania.

Toate datele prezentate in mod sintetic mai sus au in spate o baza de date

care contin pe langa coordonate ale amplasarii profilelor seismice, si datele de baza

ale sectiunilor seismice, nu numai ca imagini, dar si determinari de viteze in diferite

puncte ale profilelor, date care vor fi utilizate in etapalele urmatoare.

3.6. Concluzii

Grupul de cercetare al Partenerului 1 din cadrul proiectului are ca tinta

realizarea modelelor de viteze ale undelor seismice la nivelul crustei din Romania.

In prima etapa a proiectului s-a facut o inventariere a bazei de date care va

sta la baza realizarii celorlalte etape: date geotectonice si geofizice, in particular date

de seismica de reflexie, de refractie si date seismologice.

Capitolul 3.2 descrie structura si particularitatile crustale ale principalelor

unitati tectonice din Romania: platformele Moesica, Moldoveneasca si Scitica si

depresiunile Barladului, Transilvaniei si Pannonica. Sunt prezentate date asupra

grosimii stratului sedimentar si a grosimii pachetelor crustale superior si inferior,

impreuna cu unele date asupra vitezelor undelor seismice, acolo unde au fost

disponibile. Pe marile unitati tectonice sunt prezentate structurile de ordin secundar,

ridicari (horsturi) si depresiuni (grabene) la nivelul fundamentului cristalin si

principalele sisteme de falii.

O sinteza a datelor furnizate de profilele seismice de refractie crustale este

prezentata in Cap.3.3. Sunt descrise particularitatile sectiunilor crustale ale profilelor

inregistrate in anii 1970 (GT XI1, GT II, GT XI si GT XII) si apoi ale profilelor mai

recente, din ultimul deceniu (Vrancea 99 si Vrancea 2001). Sunt remarcate grosimi

ale crustei >40 km in Carpatii de SE, in bazinul Focsani si in platformele

Moldoveneasca si Scitica, in timp ce in paltforma Moesica si in depresiunea

Transilvaniei crusta are 30-37 km, iar in depresiunea Pannonica ≤30 km. Valori ale

vitezei undelor seismice la nivel punctual sunt disponibile in mod sistematic numai pe

profilele mai recente, in timp ce profilele mai vechi prezinta doar valori generale.

110

Capitolul 3.4. face sinteza informatiilor din seismica de reflexie de mare

adancime. Cca 20 de profile cu lungimi de 5-60 km si cu timpi de inregistrare de 10-

17 s vor sta la baza modelelor crustale in diferite zone din platforma Moesica,

Avanfosa Carpatica si depresiunile Transilvaniei si Pannonica. Sunt prezentate spre

exemplificare 7 profile reprezentative din principalele unitati tectonice, pe care se

evidentiaza configuratia unor limite din pachetul sedimentar, limita sedimentar/crusta

si baza crustei. Capitolul 3.5. prezinta date suplimentare privind structura de viteze

seismice a crustei din date seismologice, din inversia timpilor de parcurs. Sunt

prezentate datele de viteza ale unui model crustal la scara regionala si se

anticipeaza obtinerea unor noi modele de viteze seismice 1D la statiile seismologice

dotate cu instrumente de banda larga, pe parcursul derularii proiectului.

3.7. Bibligrafie selectiva

Airinei, S., Stoenescu, S., Velcescu, G., Romanescu, D., Visarion, M., Radan, S.,

Roth, M., Besutiu, L. si Besutiu, G., 1985, Distributia anomaliilor magnetice

Za pe teritoriul Romaniei, St.Cerc.Geol.Geof. Geogr., Geofizice, 23, 12-19.

Barbu, C., 1980, Tectonica fundamentului cristalin, Mine, Petr.Gaze, 3(10), 492-501.

Bocin, A., Stephenson, R., Tryggvason, A., Panea, I., Mocanu, V.,Hauser, F.,

Matenco, L., 2005. 2.5D seismic velocity modelling in the southeastern

Romanian Carpathians Orogen and its foreland.Tectonophysics 410, 273–

291.

Botezatu,R.,1982, Modele geofizice ale alc`tuirii geologice a Romaniei, Ed.Acad.

R.S.R., Buc., 205 pag.

Bodescu, M., Tulbure, E. si Diaconu, E., 1967, Raport final asupra prospectiunii

seismice de refractie executate in Platforma Moesica de sectia 21-24/1966,

MP-DGFET, arhiva IPGG Bucuresti.

Cornea, I., Radulescu, F., Pompilian, A. and Sova, A., 1981, Deep seismic sounding

in Romania, Pure Appl. Geophys.119, 1144-1156.

Cornea,I. si Lazarescu,V., 1980, Tectonica si evolutia geodinamica a teritoriului

Romaniei, CSEN-CFPS, Arhiva INFP, Buc.

111

Ciocardel, R., Socolescu, M., 1972, Aspects of the Carpathian-Balcanic-Dinaric and

Central Mediterranean areas geodynamics. Rev.Roum. geol.geoph.geogr.,

S.Geophys., 16,1, 21-34.

Dacev, H, 1988, Ctroejna zemnata cora v Blgaria, Ed.Tehnika, Sofia, 384 pp.

Diaconescu, C., Raileanu, V., Diaconescu, M., Andreescu, M., Demetrescu, C., Ene,

M., Radulescu, F., Pomplilian, A. and Enescu, D., 1994, Complex geophysical

study in the western part of the Moesian Platform and Carpathian Foredeep,

Rev.Roum. Geophys., 38, 57-72.

Dumitrescu,I., Sandulescu,M., Lazarescu,V., Mirauta,O., Pauliuc,S. si Georgescu,C.,

1962, Memoire a la Carte tectonique de la

Roumanie,An.Comit.Geol.T.XXXII,p.5-96.

Diehl, T., Ritter, J.R.R., and CALIXTO group, 2005. The crustal structure beneath

Romania from teleseismic receiver functions, Geophys.J.Int.,163, 238-251.

Enescu, D, Cornea, I, Constantinescu, P, Radulescu F, and Patrut, St, 1972.

Structure of thye Earth‟s Crust and Upper Mantle on the Bending Area of the

Carpathians. Considerations on the Structure of Upper Mantle.

St.Cerc.Geol.Geofiz.Geogr., Seria Geofizica, 5, 2, 23-41.

Enescu, D., 1992, Lithosphere structure in Romania.I. Lithosphere thickness and

average velocties of seismic waves P and S. Comparaison with other

geophysical data, Rev.Roum.Phys., 37, 623-639.

Enescu, D., Danchiv, D., and Bala, A., 1992, Lithosphere structure in Romania.II.

Thickness of Earth‟s crust. Depth-dependent propagation velocity curves for

the P and S waves, St.Cerc.Geol.Geof.Geogr., Seria Geofiz., 30, 3-19.

Enescu, D., 1987, Contributions to the knowledge of lithosphere structure in Romania

on the basis of seismic data, St.Cerc.Geol.Geof.Geogr., Seria Geofiz., 25, 20-

27.

Gavăt, I, Airinei, S., Botezatu, R., Socolescu, M., Stoenescu, S., Vencov, I.: Structura

geologică profundă a teritoriului RPR, St.cerc.geof.,I,1, 7-34

Hauser, F., Raileanu, V., Fielitz,W., Bala, A., Prodehl, C., Polonic, G., Schulze, A.,

2001. VRANCEA'99-the crustal structure beneath SE Carpathians and the

112

Moesian Platform from a seismic refraction profile in Romania.

Tectonophysics 340, 233–256.

Hauser, F., Raileanu, V., Fielity, W., Dinu, C., Landes, M., Bala, A., Prodehl, C.,

2007. Seismic crustal structure between Transylvanian Basin and the Black

Sea, Romania. Tetconophysics, 430, 1-25.

Ioane, D., Ion, D., 2005. A 3D crustal gravity modelling of the Romanian territory,

Journal of the Balkan Geophysical Society, 8 (4), 189-198.

Ionescu, N., 1981, Les condition de l‟acumulation des hydrocarbures dans les pieges

lithostratigraphiques et les possibilities de la seismometrie pour la prospection

des gisement de ce type, sur les shelves, concernant surtout le Banat.

Stud.Teh.Econ.Inst.Geol.Rom. Ser.D,13,5-144.

Ionescu,Fl., Polonic,P.,Teodorescu,V., 1986, Structura si morfologia fundamentului

Depresunii Transilvaniei dupa date geofizice, St.Cerc.Geol.Geof.Geogr.,

GEOFIZICA,Tom 24, 17-20.

Martin, M., Ritter, J.R.R., and the CALIXTO Working Group, 2005. High-resolution

teleseismic body-wave tomography beneath SE Romania – I. Implications for

three-dimensional versus onedimensional crustal correction strategies with a

new crustal velocity model. Geophys. J. Int. 162, 448–460.

Martin, M., Wenzel, F., and CALIXTO working group, 2006. Highresolution

teleseismic body wave tomography beneath SERomania – II. Imaging of a

slab detachment scenario. Geophys. J. Int. 164, 579–595.

Mutihac, V, 1990, Structura geologica a teritoriului Romaniei, Ed.Tehnica, Bucuresti,

424 pg.

Panea, I., Stephenson, R., Knapp, C., Mocanu, V.v., Drijkonongen, G., Matenco, L.,

Knapp, J., Prodehl, C., 2005. Near-vertical seismic reflection image using a

novel technique across the Vrancea zone and Focsani Basin, Romania.


Pompilian, A., Radulescu, F., Diaconescu, M., Bitter, M., and Bala, A., 1993,

Refraction seismic data in the eastern side of Romania, Romanian Reports in

Physics, 7-8, 613-621.

113

Polonic, G., 1986. On the seismotectonic relations in the Moldavian Platform and

adjacent units, Rev. Roum. Geol., Geophys. et Geogr. - Geophysique, 30, 11-

17.

Paraschiv, D., 1975, Geologia zacamintelor de hidrocarburi din Romania, I.G.G.,

Studii tehnice si economice, Seria A, Prosp.Expl.Geol., 10, 363 pg, Bucure]ti.

Posgay, K., si 17 colaboratori, 1996, International deep seismic survey along the

Hungarian Geotraverse, Geophys.Trans., 40 (1-2), 1-44.

Radulescu,D., Cornea,I., Sandulescu,M., Constantinescu,P., Radulescu,F. et

Pompilian, A., 1976. Structure de la croute terrestre en Roumanie, Essai

d´interpretation des etudes sismiques profondes, Rev.Roum.Geophys., 20, 5-

32.

Radulescu, F., 1988, Seismic models of the crustal structure in Romania, Rev.Roum.

Geol. Geophys. Geogr. Ser. Geophys., 32, 13-17.

Raileanu, V., Diaconescu, C. C. and Radulescu, F., 1994. Characteristics of

Romanian lithosphere from deep seismic reflection profiling.Tectonophysics,

239: 165-185.

Raileanu, V. and Diaconescu, C., 1998, Seismic signature in Romanian crust,

Tectonophysics, 288, 127-136.

Raileanu, V., 1998. Studiul unor parametri fizici ai litosferei in unele zone din

Romania,. Ph.D. Thesis, Inst.Fizica Atomica, Bucharest,232 pp.

Raileanu, V., Bala, A., Hauser, F., Prodehl, C., Fielitz, W., 2005. Crustal properties

from S-wave and gravity data along a seismic refraction profile in Romania.


Raykova, R and Panza, G.F., 2006. Surface waves tomography and non-linear

inversion in the southeast Carpathians, PEPI, 157, 164-180.

Royden,L.,H.,1988, Late Cenozoic Tectonics of the Pannonian Basin System, AAPG

Memoir 45, Ed. L.H.Royden and F.Horvath,27-48.

Sandulescu, M., 1984, Geotectonica Romaniei, Ed.Tehnica, Bucuresti, 336 pag.

Sandulescu, M. et Visarion, M., 1988, La structure de la plate-formes situees dans

l‟avant-pays et au-dessous des nappes du flyschdes Carpathes Orientales,

I.G.G., St.Tehn.Ec., Ser.D, Prosp.Geof.,15, 61-68.

114

Socolescu, M., Popovici, D., Visarion, M. şi Roşca, V.1964. Structure of the Earth

crust in Romania as based on the gravimetric data, Rev.Roum.Geophys., 8, 3-

11

Sperner, B., Ioane, D., Lillie, R., 2004. Slab behaviour and its surface expression:

new insights from gravity modelling in the SE Carpathians: Tectonophysics,

382, 51-54.

Stanica, D. si Stanica, M., 1981, Utilizarea campului electromagnetic natural al

Pamantului la elaborarea unui model structural in zona de curbura a Carpatilor

Orientali, St.cerc.Geol.Geof.Geogr.,Geofizica,19, 41-51.

Stanica, D. Stanica, M. and Visarion, M., 1986, The structure of the crust and upper

mantle in Romania as deduced from magnetotelluric data, Rev.Rom.Geol.

Geophys. Geogr., Geophys., 30, 25-35.

Stanica, D.,Stanica, M., 1998. 2D modelling of the geoelectric structure in the area of

the deep-focus Vrancea earthquakes. CERGOP “South Carpathians”

monograph, vol. 7 (37), pp. 193–203. Warszawa.

Sandulescu,M., Visarion,M., 1978, Considerations sur la structure tectonique du

soubassement de la Depression de Transylvanie, Dari de seama ale

sedintelor, vol.LXIV (1976-1977), pag.153-173.

Socolescu, M., Popovici,D. si Visarion, M., 1963, Suprafata Mohorovicici in Carpatii

Orientali si Bazinul Transilvaniei rezultata din date gravimetrice, Acad.R.P.R.,

Stud.cerc.geof. I, 35-49.

Soroiu, M., Balintoni, I. si Voda, Al., 1985, A model of the basement of the

Transylvanian Basin as revealed by K-Ar dating,

Rev.Roum.Geol.Geoph.Geogr., Geophysique, 29, 29-35.

Visarion, M., Sandulescu, M., Stanica, D. and Veliciu, S., 1988. Contribution a la

connaissance de la structure de la Plate-forme Moesienne en Roumanie,

St.Tehn.Ec., Ser.D, Prosp.Geof.,15, 211-222.

Visarion, M, Sandulescu, M., Rosca, M., Stanica, D. and Atanasiu., L., 1990, La

Dobrogea dans le cadre de l‟avanpays carpatique. Rev.Roum.Geophys., 34,

55-65.

115

Visarion, M, Sandulescu, M., Stanica, D. and Atanasiu., L., 1988a, An improved

geotectonic model on the east Carpathians. Rev.Roum.Geophys., 32, 43-52.

Visarion,M., Ali-Mehmed,E. si Polonic,P.,1973, Studiul integrat al datelor geofizice

privind morfologia si structura fundamentului cristalin in Depresiunea

Transilvaniei, St.cerc. Geol.Geof.Geogr., Geofizica,11,193-201.

Visarion M. si Sandulescu M., 1979, Structura subasmentului Depresiunii Pannonice

in Romania (sectoarele central si sudic). Stud.Cerc.Geol.Geofiz.Geogr.,

Ser.Geofiz., 17,2, 191-201.

Visarion M., Polonic P., Ali-Mehmed E., 1979, Contributii geofizice la cunoasterea

structurii sectorului de nord-est al Depresiunii Pannonice si a unitatilor

limitrofe. St.Teh.Ec., seria D, 12, 45-57,Buc.

Weilde., C., Widiyantoro, S. and CALIXTO group, 2005. Improving depth resolution

of seismic tomography by simultaneous inversion of teleseismic and global P-

wave traveltime data-application to the Vrancea region in SE Europe,

Geophys.J.Int., 162, 811-823.

116

4. PARTEA III (P2):



reflexie (locale, detaliate), a informatiilor de viteze ce urmeaza a fi

analizate si a celor gravimetrice. Pregatirea datelor pentru prelucrare.

4.1. Introducere

În Contractul de finanţare subsidiară Nr. 32157 / 01.10.2008, pentru execuţia

proiectului „Caracterizarea geonomică a unităţilor tectonice majore din România”,

încheiat între UNIVERSITATEA din BUCUREŞTI, în calitate de „coordonator” şi

PROSPECŢIUNI S.A în calitate de „partener” se prevede că, în ceea ce priveşte

datele gravimetrice, PROSPECŢIUNI S.A să execute: Construirea bazei de date

gravimetrice, Selectarea pe fiecare unitate tectonică majoră a datelor gravimetrice şi

Pregatirea datelor gravimetrice pentru prelucrare.

4.2. Construirea bazei de date gravimetrice. Selectarea pe fiecare unitate

tectonica majora a datelor gravimetrice. Pregatirea datelor

gravimetrice pentru prelucrare

La începutul lucrărilor au fost întocmite schiţe cu gradul de acoperire cu lucrări

gravimetrice executate pe unităţile tectonice solicitate în contract. Apoi s-au verificat

rapoartele existente şi datele primare aferente acestora şi s-au realizat liste cu

lucrările ce urmează a fi utilizate în scopul obţinerii hărţilor gravimetrice Bouguer.

Lucrarile gravimetrice executate sunt prezentate în tabele şi sub forma grafică.

În tabele sunt menţionate numărul de identificare, autorii raportului, anul execuţiei şi

titlul raportului iar figurile conţin conturul fiecarui perimetru acoperit cu lucrări

gravimetrice şi numărul de identificare al acestuia precum şi, pentru localizare,

hidrografia şi principalele localităţi.

Platforma Moesică este prezentată în Tabelul 4.1 şi Figura 4.1;

117

Platforma Moldovenească şi Depresiunea Bârlad sunt prezentate în Tabelul

4.2 şi Figura 4.2;

Depresiunea Pannonică este prezentată în Tabelul 4.3 şi Figura 4.3;

Depresiunea Transilvaniei este prezentată în Tabelul 4.4 şi Figura 4.4.

Precizăm ca datele gravimetrice se înscriu în categoria de date secrete astfel

încât rezultatele finale se vor prezenta numai sub forma acceptată pentru această

categorie de date.

Pentru elaborarea hărţilor gravimetrice în reducere Bouguer se vor utiliza

datele primare obţinute în urma măsuratorilor pe teren sau hărţile cu staţii şi valori

calculate ale anomaliei gravimetrice Bouguer pentru o anumită densitate a stratului

intermediar, pentru lucrările la care nu a fost posibilă recuperarea, în totalitate, a

înregistrărilor primare ale măsurătorilor.

În primul caz se vor parcurge următoarele etape:

- introducerea în calculator şi verificarea tuturor datelor primare ale lucrărilor

de prospecţiune gravimetrică, pe unităţi structurale;

- întocmirea unui fişier total care va conţine numărul de identificare al staţiei,

gravitatea observată, eroarea, coordonatele X, Y în proiecţie Stereo '70, elevaţia,

pentru fiecare punct de observaţie şi corecţia de relief pentru densitatea de 2.00

g/cm3;

- calcularea valorilor anomaliei gravimetrice Bouguer corespunzătoare fiecărei

staţii gravimetrice, pentru diferite densităţi ale stratului intermediar.

Pentru cel de-al doilea caz se va recurge la georeferenţierea hărţilor

gravimetrice ale anomaliei gravimetrice Bouguer şi extragerea coordonatelor staţiilor,

obţinându-se fişiere care se vor completa cu valorile de gravitate observată, elevaţie

şi corecţie atunci când acestea există. Aceste fişiere vor putea fi folosite în

continuare, la calculul anomaliei gravimetrice Bouguer pentru diferite densităţi ale

stratului intermediar.

În situaţia lucrărilor foarte vechi, la care nu a fost posibilă recuperarea

sumarelor cu datele primare, se vor folosi hărţile gravimetrice Bouguer pe care sunt

figurate staţiile în care s-au efectuat măsurătorile. Acestea vor fi georeferenţiate şi,

apoi, se vor extrage coordonatele staţiilor măsurate şi valoarea anomaliei

118

gravimetrice Bouguer calculată pentru densitatea stratului intermediar adoptată

pentru contextul lucrării.

Tabel nr. 4.1 LUCRARI GRAVIMETRICE EXECUTATE IN PLATFORMA MOESICĂ

Nr.

crt.

Nr.

BDS Autor

Anul

execuţiei Titlul raportului

1 8129 Botezatu Radu

1949 Măsurători gravimetrice în regiunea Piteşti -

Goleşti


1949 Măsurători gravimetrice în regiunea Valea

Reşca


1949 Măsurători gravimetrice în regiunea Râmnicul

Sărat

4 14802 Popovici Dorin

1950 Raport asupra cercetărilor gravimetrice din

regiunea Berca - Arbănaşi

5 10185 Esca Alexandru 1950

Raport asupra lucrărilor gravimetrice din

regiunea Târgovişte - Gura Ocniţei - Dolani -

Tătărani - Pucioasa - Vulcana Băi - Voineşti


1951 Raport asupra prospecţiunilor gravimetrice din

regiunea Zărneşti-Fundeni


1951 Raport asupra cercetărilor gravimetrice din

regiunea Lopătari-Jitia


1952 Raport asupra prospecţiunii gravimetrice din

regiunea Logreşti - Bălteni (Craiova)

9 10855 Ghiciu Vasile

1953 Raport asupra prospecţiunii gravimetrice din

regiunea Râmnicu Vâlcea - Băbeni - Horezu

10 7046

Airinei Ştefan

1953

Raport asupra prospecţiunii gravimetrice pentru

petrol în regiunea Bezdead - Racea - Şotrile -

Buştenari - Mislea - Măgureni - Edera Ursei

11 7052 Airinei Ştefan

1954 Raport de lucrări pentru harta gravimetrică de

detaliu în regiunea Câmpina

12 7619 Băcioiu Traian

1955 Raport asupra lucrărilor de prospecţiuni

gravimetrice regionale în Dobrogea Centrală

13 7055 Airinei Ştefan 1955

Raport asupra lucrărilor de prospecţiuni

gravimetrice pentru hidrocarburi în regiunea

Câmpina - Slănic - Văleni de Munte

14 7621 Băcioiu Traian 1956

Raport preliminar asupra lucrărilor de

prospecţiuni gravimetrice semiregionale din

Moldova de Sud

119



gravimetrice pentru petrol în zona colinară şi

muntoasă din Muntenia la vest de curbură

16 7224 Andrei Justin 1957 Raport preliminar asupra prospecţiunilor

gravimetrice din regiunea Focşani - Brăila


Raport preliminar asupra prospecţiunii

gravimetrice pentru petrol în zona colinară şi

muntoasă din Muntenia de est, în sectorul de

curbură

18 6362 Voinea Mircea 1959

Raport final asupra lucrărilor de prospecţiuni

magnetometrice în regiunea Roşiorii de Vede -

Alexandria şi Mozăceni - Slatina (Câmpia

Română)

19 5099 Băcioiu Traian,

Băcioiu Ecaterina 1960


gravimetrice în Platforma Moesică (Câmpia

Română), la est de Olt

20 6363 Voinea Mircea 1960


magnetometrice din Câmpia Română, regiunea

Zimnicea - Giurgiu - Titu

21 16248 Suceava Mircea 1961

Raport asupra măsurătorilor gravimetrice

regionale de legatură şi control din Dobrogea de

Sud, Balta Ialomiţei şi Grindul Chituc

22 16246 Suceava Mircea

1961 Raport asupra prospecţiunilor gravimetrice de

detaliu din zona vest Constanţa




gravimetrice în Platforma Moesică (Sud şi Sud

Est Bucureşti)




gravimetrice din Platforma Moesică (Est

Bucureşti)

25 5381

Davidescu

Pantelimon,

Tache Ecaterina

1963


gravimetrice executate în regiunea Moreni-Gura

Ocniţei şi Giurgiu - Zimnicea

26 5871

Onofrei

Mandarin,

Mihalache Ion

1963


magnetice executate în regiunea Călăraşi -

Slobozia - Piua Petrii -Tibăneşti - Filimon Sârbu

27 5308 Culea Victor,



gravimetrice din Platforma Moesică (Sud - Est

Buzău)

28 5309 Culea Victor,

Diamandi Romeo 1965


gravimetrice executate în regiunea Oltenia de

Sud-Vest

29 12484

Maneguţ Paul,

Ciuta Victor,

Maneguţ Doina 1971

Raport asupra prospecţiunii gravimetrice de

detaliu pentru hidrocarburi în zona mio/pliocenă

a Carpaţilor Orientali, sectorul Târgovişte -

Băicoi - Buzău - Ploieşti

120

30 023

Druţă Vasile,

Popescu

Trandafir, Rusu

Victoria, Pop

Doina

1979


gravimetrice executate în zona Valea

Teleajenului

Figura 4.1. Lucrarile gravimetrice efectuate pe teritoriul Platformei Moesice

Tabel nr. 4.2 LUCRARI GRAVIMETRICE EXECUTATE IN PLATFORMA

MOLDOVENEASCĂ SI DEPRESIUNEA BARLAD

Nr.

crt.

Nr.

BDS Autor

Anul



1951 Prospecţiuni gravimetrice în regiunea

Moldova de NE


1952 Prospecţiuni gravimetrice în regiunea

Moldova de NE

3 16244

Suceava Mircea

1959

Raport asupra prospecţiunilor

gravimetrice şi magnetometrice din

regiunea Iaşi - Ungheni

4 11644 Ionaşcu Doina 1969


gravimetrice semiregionale pentru

hidrocarburi în Platforma

Moldovenească şi Depresiunea

Bârladului

121

5 9020 Ciuta Victor,

Zorilescu Vlad 1970

Prospecţiuni gravimetrice

semiregionale pentru hidrocarburi în

Platforma Moldovenească (zona est

Bacău)

6 0193

Gorie Jean, Gorie

Daniela, Hanu

Bogdan, Zamfir

Daniela

1989

Prospecţiuni gravimetrice şi

magnetometrice pentru minereuri de

metale rare şi disperse în Platforma

Moldovenească, perimetrul Bivolari -

râul Prut şi Costuleni - râul Prut,

judeţele Iaşi şi Vaslui

7 0194

Gorie Jean, Gorie

Daniela, Croitorescu

Sorin 1990

Prospecţiuni gravimetrice şi

magnetometrice pentru minereuri de

metale rare şi disperse în Platforma

Moldovenească, perimetrul Dărăbani

- Rădăuţi Prut - Mitoc, jud. Botoşani

8 0147

Chiţimuş Vasile,

Gorie Jean, Gorie


Sorin 1991

Studii şi prospecţiuni geologice,

gravimetrice şi magnetice pentru

minereuri de metale rare şi disperse în

Platforma Moldovenească, perimetrul

Cracalia - Avrămeni - Ripiceni,

judeţul Botoşani

9 0148

Chiţimuş Vasile,

Gorie Jean, Zamfir


Sorin, David Cornel,

Roşca Anca, Covrig

Adrian

1992

Studii geologice şi prospecţiuni

gravimetrice, magnetice şi

electrometrice regionale, scara

1:25000, în Platforma

Moldovenească, perimetrul Nicşeni -

Ripiceni - Mileanca - v.Volovăţ, în

vederea descifrării structurii de

adâncime şi realizarea unor modele

geologice

122

Figura 4.2. Lucrarile gravimetrice efectuate pe teritoriul Platformei Moldovenesti si Depresiunii Birladului

Tabel nr. 4.3 LUCRARI GRAVIMETRICE EXECUTATE IN DEPRESIUNEA

PANNONICĂ

Nr.

crt.

Nr.

BDS Autor

Anul


1 10398 Fotopolos Sotiris 1963

Prospecţiuni gravimetrice de mare detaliu

conjugate cu măsurători magnetice în

bazinul Oaşului pentru hidrocarburi

2 10399 Fotopolos Sotiris 1963

Prospecţiuni gravimetrice şi magnetice de

detaliu în regiunea Maramureş pentru

localizarea aparatelor vulcanice

3 16259 Suceava Mircea 1964 Raport asupra prospecţiunii gravimetrice

regionale din Banatul de mijloc şi de SV

123

pentru completarea hărţii gravimetrice

R.S.R.

4 7236 Andrei Justin 1964

Raport asupra prospecţiunii gravimetrice

de detaliu din M-ţii Highiş - Drocea şi

zonele limitrofe de la nord de Bega



regionale în Banatul de Mijloc şi de N,

pentru completarea hărţii gravimetrice a

R.S.R. şi localizarea maselor de roci

banatitice ascunse

6 7237 Andrei Justin 1965


de detaliu în M-ţii Highiş, Drocea şi

Codrului pentru localizarea aparatelor

vulcanice



pentru hidrocarburi executate în zona de

nord a Banatului

8 14898

Proca Amuliu,

Andrei Justin,

Proca Angela

1966


din M-ţii Codru Moma şi bazinul Zarand

pentru localizarea de corpuri eruptive

9 10409 Fotopolos Sotiris,

Fotopolos Doina 1966 Raport asupra prospecţiunii gravimetrice

pentru hidrocarburi în zona Oradea - Borş

10 14899 Proca Amuliu,

Proca Angela 1967


de detaliu în M-ţii Bihor pentru localizarea

intruziunilor banatitice (zona Avram Iancu

- Groşi), sectorul Vf. Sudrigiu - Arieşeni

11 14900

Proca Amuliu,

Lascău Gheorghe 1967

Raport asupra prospecţiunilor gravimetrice

pentru hidrocarburi, zona Arad - Oradea -

Satu Mare

12 10412

Fotopolos Sotiris,

Fotopolos Doina 1967


de detaliu din regiunea Maramureş, zona

nord Baia Mare, pentru localizarea

aparatelor vulcanice (continuare)

13 11744 Ionescu Gheorghe 1967

Proiect de lucrări pentru prospecţiuni cu

gradientometrul pentru sare, zona Turda -

Mihai Viteazul - Câmpia Turzii

14 7070

Albaiu Mircea,

Fotopolos Sotiris,

Fotopolos Elena,

Ivan Traian,

Zorilescu Vlad

1968


de detaliu pentru hidrocarburi în

Depresiunea Pannonică, zona Carei - Satu

Mare

15 15337 Rusu Dorin 1968


pentru hidrocarburi din zona Oradea -

Curtici - Ineu

124

16 283

Albaiu Mircea,

Fotopolos Sotiris,

Diaconu Mircea,

Oncescu

Constantin

1969

Raport asupra sintezei lucrărilor de

cercetare geologică pentru hidrocarburi în

Depresiunea Pannonică şi ramura de vest a

Munţilor Apuseni

17 15409 Sava Constantin,

Rusu Dorin 1970



Depresiunea Pannonică (zona vest Ineu)

18 15410

Sava Constantin,

Filip Aurora,

Niculescu Victor 1971



Depresiunea Pannonică, zona Chişinău -

Criş

Figura 4.3. Lucrarile gravimetrice efectuate pe teritoriul Depresiunii Pannonice

125

Tabel nr. 4.4 LUCRARI GRAVIMETRICE EXECUTATE IN DEPRESIUNEA

TRANSILVANIEI

Nr.

crt.

Nr.

BDS Autor

Anul


1 16111 Stoenescu

Scarlat 1950

Prospecţiuni gravimetrice în regiunea

Ocna Mureş - Bogata

2 16113

Stoenescu

Scarlat 1952

Prospecţiuni gravimetrice în regiunea

Sorostin - Blaj - Mihalt (SV

Podişului Târnavelor)

3 10851

Ghiciu Vasile

1952

Raport asupra lucrărilor de

prospecţiuni gravimetrice din

regiunea Corunca - Tg.Mureş

4 10852

Ghiciu Vasile

1952



regiunea Homorod - Stalin

5 10853

Ghiciu Vasile

1952



regiunea Filitelnic - Tg.Mureş

6 17409

Visarion Marius

1952

Raport asupra prospecţiunii

gravimetrice regionale din

Transilvania de NE

7 17412

Visarion Marius

1953


gravimetrice din regiunea Beclean -

Sărăţel - Iad


Raport asupra cercetărilor magnetice

conjugate cu prospecţiuni

gravimetrice în regiunea Miercurea

Nirajului - Sângiorgiul de Pădure

9 10857 Ghiciu Vasile 1954


prospecţiune gravimetrică de detaliu

în regiunea Nadeş -Sighişoara


Prospecţiuni magnetice pentru

hidrocarburi în regiunea Saroş -

Bazna (Copşa Mică, Cetatea de Baltă

- Bahnea - Dumbrăveni)

11 10858 Ghiciu Vasile 1955

Raport asupra măsurătorilor

gravimetrice de detaliu în regiunea

Saroş - Bazna

126

12 17420 Visarion Marius 1958


gravimetrice şi magnetice în regiunea

Năsăud - Rodna - Săcel


Prospecţiuni gravimetrice conjugate

cu măsurători magnetice pentru sare

în regiunea Lunca Mureşului - Gura

Arieşului

14 16255

Suceava Mircea,

Proca Amuliu,

Proca Angela 1963


gravimetrice de detaliu conjugate cu

măsurători magnetice în Munţii

Gurghiu - Harghita, pentru sulfuri

complexe

15 14893 Proca Amuliu 1964


gravimetrice de detaliu în zona Cata

(Mărtiniş - Rareş - Sânpaul), pentru

sare

16 10406 Fotopolos

Sotiris 1965


gravimetrice de detaliu în zona Turda

pentru sare

17 15346 Rusu Nicolae 1965


gravimetrice de detaliu executate în

zona Cata (Mărtiniş - Rareş -

Sânpetru) pentru săruri de Na, K, Mg

18 15348 Rusu Nicolae,

Andrei Justin 1966


gravimetrice pentru săruri (Na,K,Mg)

din zona Turda - Aiud

19 11282

Hosbein

Francisc, Sava

Constantin

1967


gravimetrice pentru săruri (Na,K,Mg)

în zona Blaj

20 11743 Ionescu

Gheorghe 1967

Raport asupra prospecţiunilor cu

gradientometrul pentru hidrocarburi,

zona Oradea - Borş

21 15408 Sava Constantin 1968


gravimetrice pentru săruri (Na, K,

Mg) din zona Alba Iulia -Sibiu

22 12218

Lubenescu

Victoria, Radu

Magdalena,

Olteanu Radu,

Gheorghian

Doina, Sava

Constantin

1969

Raport privind sinteza lucrărilor de

cercetare geologică pentru sare şi

săruri de potasiu în sud-vestul

Depresiunii Transilvaniei, completată

cu prospecţiuni gravimetrice în

perimetrul Sălişte - Sibiu - Şelimbăr -

Daia - Porumbacu de Sus - Racoviţa,

jud. Sibiu

127

23 10572

Georgescu Dan,

Rusu R., Rusu

Dorin,

Georgescu

Liliana,

Mihailescu

Constantin,

Mihailescu

Liliana,

Sacerdoteanu

Stefan, Rusu

Emil, Szabo

Nicolae, Maieru

Mircea, Maieru

Cornelia

1969

Prospecţiuni geologice,

hidrogeologice şi gravimetrice

pentru sare şi săruri de potasiu (şi bor

la hidrogeologie) în zona cutelor

diapire dintre Gherla - Dej şi

Beclean, judeţele Cluj şi Bistriţa

Năsăud

24 12483 Maneguţ Paul,

Maneguţ Doina 1970

Raport preliminar asupra

prospecţiunii gravimetrice de detaliu

pentru hidrocarburi în Depresiunea

Transilvaniei, zona Victoria

24 11935 Ivan Traian 1970


gravimetrice de detaliu pentru

hidrocarburi în Depresiunea

Transilvaniei (zona N Luduş)

26 11882 Ismăileanu

Victoria 1970


gravimetice de detaliu pentru


Transilvaniei, zona Răstoliţa

27 7072 Albaiu Mircea 1971

Prospecţiuni gravimetrice de detaliu

pentru hidrocarburi în partea nordică

a Depresiunii Transilvaniei, zona

Agnita - Victoria - Făgăraş

28 11938 Ivan Traian 1971


gravimetrice de detaliu pentru


Transilvaniei (zona N Luduş)

29 15342

Rusu Dorin,

Ismaileanu

Victoria, Grecu

Valeriu

1973

Prospecţiuni gravimetrice de detaliu

pentru minereuri neferoase în M-ţii

Bârgăului, perimetrul Năsăud - Ilva

Mică - Sângeorz Băi - est Şanţ-est

Coşna - Vatra Dornei - Prundul

Bârgăului - Dumitra - Năsăud

128

30 O188 Gheorghe

Simona 1988

Prospecţiuni gravimetrice pentru

minereuri de metale neferoase în

formaţiunile cristalofiliene,

magmatice şi sedimentare din M-ţii

Perşani, perimetrul Şinca Veche -

Comana de Jos -Dopca, judeţul

Braşov

31 O110

Becleanu

Florina, Şchiopu

Ion, Milu Alin,

Suciu

Constantin

2004

Prospecţiuni geologice şi

gravimetrice pentru mineralizaţii

auro-argentifere în perimetrul

Bârbova - Sălişte, jud. Sibiu şi Alba

Figura 4.4. Lucrarile gravimetrice efectuate pe teritoriul Depresiunii Transilvaniei

129

4.3 Concluzii

Grupul de cercetare al Partenerului 2 din cadrul proiectului are ca tinta

realizarea hartilor gravimetrice in reducere Bouguer.

In prima etapa s-a construit baza de date gravimetrice, reprezentata de

selectarea pe fiecare unitate tectonica majora a datelor gravimetrice si pregatirea

datelor gravimetrice pentru prelucrare.

In Capitolul 2 sunt prezentate pe larg, sub forma de tabele si reprezentari

grafice, informatiile necesare studiului cerut de programa proiectului, cu prezentarea

pe etape de analiza a datelor gravimetrice. Pentru elaborarea hartilor gravimetrice in

reducere Bouguer se vor utiliza datele primare obtinute in urma masuratorilor de

teren sau hartile cu statii si valori calculate ale anomaliei gravimetrice Bouguer

pentru diferite valori ale stratului intermediar, pentru lucrarile la care nu a fost posibila

recuperarea, in totalitate, a inregistrarilor primare ale masuratorilor.

130

5. CONCLUZII

Scopul acestei etape a fost construirea unei baze de date care contine

informatii geofizice si geologice necesare derularii viitoarelor etape propuse in

structura prezentului proiect.

Grupul de cercetare din cadrul Universitatii din Bucuresti a facut sinteza

informatiilor seismice de reflexie selectate din arhiva pusa la dispozitie de Partenerul

2. S-au selectat pentru analiza numai profilele seismice de reflexie inregistrate

incepind cu anii ‟80, deoarece tehnica de achizitie a datelor a fost mult imbunatatita

comparativ cu cea folosita pina la inceputul anului 1980; aceasta insemnand un

numar mult mai mare de canale, ordin de acoperire ridicat etc. Profilele seismice au

fost inregistrate in studii seismice de tip 2D si 3D. Informatiile de viteza pentru zonele

geografice cu grad scazut, sau foarte scazut, de acoperire cu profile seismice de

reflexie se vor obtine folosind alte surse, gen diagrafii de sonda, seismocarotaje si

seismica de refractie.

Grupul de cercetare al Partenerului 1 din cadrul proiectului a facut o

inventariere a bazei de date care va sta la baza realizarii celorlalte etape prevazute

in proiect. Deoarece rezultatele cercetarii acestui grup vor fi reprezentate de

distributii de viteza bi- si tri-dimensionale la nivelul intregii cruste de pe teritoriul

romanesc, au fost analizate si prezentate separat, in doua capitole, informatiile

seismice de reflexie si de refractie pentru structura adanca a crustei existente pina in

acest moment. Profile seismice de reflexie sunt identificate in special in partea de

sud si est a teritoriului romanesc, iar profile seismice de refractie acopera distante

lungi, de ordinul zecilor si sutelor de km, a caror orientare este, predominant, nord-

vest – sud-est si aproximativ est – vest.

Grupul de cercetare al Partenerului 2 din cadrul proiectului a facut o sinteza a

lucrarilor gravimetrice efectuate pe teritoriul romanesc, lucrari care vor fi folosite

pentru construirea hartilor gravimetrice Bouguer.

131

6. BIBLIOGRAFIE

Bancila, I., 1958. Geologi Carpatilor Orientali, Ed. Stiintifica, Bucuresti.

Bocin, A., Stephenson, R., Tryggvason, A., Panea, I., Mocanu, V., Hauser, F.,

Matenco, L., 2005. 2.5 seismic velocity modeling in the south-eastern Romanian

Carpathians Orogen and its foreland, Tectonophysics 410, 273 – 291.

Boncev, E., 1947. An. Dir. Rech. Geol. Min. Bulg., A, IV, Sofia.

Ciulavu, D., Bertotti, G., 1994. The Transylvanian Basin and its Upper

Cretaceous substratum. Romanian Journ. Tectonics 75 (2), 59 – 64.

Ciupagea, D., Pauca, M., Ichim, Tr., 1970. Geologia depresiunii Transilvaniei,

Ed. Academiei RSR, Bucuresti, 256.

Csontos, L., Nagymarosy, A., Horvath, F., Kovac, M., 1992. Tertiary evolution

of the Intra-Carpathian area: A model. Tectonophysics 208, 221 – 241.

Csontos, L., 1995. Tertiary evolution of the Intracarpathian area: a review.

Acta Vulcanologica 7, 1 – 15.

Dicea, O., Ianas, M., Lungu, A., Alexandrescu, M., Gheorghiu, G., Popescu,

M., 1982. Procese depozitionale si structuri sindepozitionale in formatiunile

sedimentare ale Depresiunii pannonice, St. Cerc. Geol., Geof., Geogr., Geofizica.

Dumitrescu, I., 1962. Curs de geologie structurala cu elemente de cartografie

geologica, Ed. Pedag., 292 p., Bucuresti.

Dolton, G.L., 2006. Pannonian Basin Province, Central Europe (Province

4808) – Petroleum Geology, Total Petroleum Systems and Petroleum Resource

Assesment, Bulletin 2204-B.

Enescu, D., Pompilian, A., Bala, A., 1988. Distributions of the seismic wave

velocities in the lithosphere of some regions in Romania. Rev. Roum. Geol.

Geophys. Geogr., Ser. Geophys, 32, 3 – 11.

Fodor, L., Csontos, L., Bada, G., Benkovics, L., Gyorfi, I., 1997. Tertiary

tectonic evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new

synthesis of paleostress data. Geol. Soc. Of London Spec. Publ.

132

Gavat, I., Airinei, S., Botezatu, R., Socolescu, M., Stoenescu, S., Vencov, I.,

1963. Structura geologica profund a teritoriului RPR, St. Cerc. Geof.I, 1, 7 – 34.

Grigoras, N., 1961. Geologia zacamintelor de petrol si gaze din Romania, Ed.

Stiintifica, Bucuresti.

Hamilton, W., 1970. Bull. Geol. Soc. Am., 81, 9, Denver.

Hauer, P., Stache, G., 1863. Geologie Siebenburgens, W., Braumler edit.

Wien.

Horvath, F., 1995. Phasses and comprasion during the evolution of the

Pannonian basin and its bearing hydrocarbon exploration. Marine Petroleum Geology

12, 837 – 844.

Horvath, F., Cloetingh, S., 1996. Stress induced late-stage anomalies in the

pannonian Basin, Tectonophysics, 266, 287 – 300.

Huismans, R., Bertotti, G., Ciulavu, D., Sanders, C.A.E., Cloetingh, S., Dinu,

C., 1997. Structural evolution of the Transylvanian Basin (Romania): a sedimentary

basin in the bend of the Carpathians, Tectonophysics, 272, 249 – 268.

Ioane, D., Ion, D., 2005. A 3D crustal gravity modeling of the Romanian

territory, Journal of the Balkan Geophysical Society, 8(4), 189 – 198.

Jipa, D., 1970. An. Inst. Geol. Geofiz. XXXVIII, 51 – 110, Bucuresti.

Mirauta, O., 1969. An. Inst. Geol. XXXVII, 7 – 36, Bucuresti.

Muresan, M., 1971. D.S.Inst. Geol. LVII, 5, 127 – 154, Bucuresti.

Olteanu, Fl., 1975. Bul. IPGGH, 81 – 999, Bucuresti.

Panea, I., Stephenson, R., Knapp, C., Mocanu, V., Drijkoningen, G., Matenco,

L., Knapp, J., Prodehl, C., 2005. Near-vertical seismic reflection image using a novel

acquisition technique across the Vrancea Zone and Focsani Basin, Tectonophysics,

410, 293 – 309.

Patrut, I., 1982. Univ. “Al. I. Cuza”, lucr. ses. Stiint. “Gr. Cobalcescu”, 181 –

190, Iasi.

Radulescu, D., Cornea, I., Sandulescu, M., Constantinescu, P., Radulescu, F.,

Pompilian, A., 1976. Structure de la croute terestre en Roumanie, Essai

d‟interpretation des etudes sismiques profondes, Rev. Roum. Geophys., 32, 13 – 17.

133

Royden, L., 1988. Late Cenozoic tectonics of the Pannonian basin system, In:

Royden, L., Horvath, F. (Eds.), The Pannonian Basin: a Study in Basin Evolution,

American Association of Petroleum Geologists Memoir, vol. 45, 27 – 48.

Roure, F., Roca, E., Sassi, W., 1993. The Neogen evolution of the outer

carpathian flysch units (Poland, Ukraine and Roumania): Kinematics of a foreland

/fold-and-thrust belt system, Sediment. Geol., 86, 177 – 201.

Sanders, C.A.E., 1999. Tectonics and erosion. Competitive forces in a

compressive orogen. A fission track study of the Romanian Carpathians. PhD Thesis,

Vrije Universiteit, Amsterdam, 204 p.

Sandulescu, 1984. Geotectonica Romaniei, Ed. Tehnica, Bucuresti, 336 p.

Sandulescu, M., 1988. Cenozoic tectonic History of the carpathians, In The

Pannonian Basin, a Study in basin Evolution, edited by L. Royden and F. Horvath,

AAPG Memoir, 45, 17 – 25.

Sperner, B., Ioane, D., Lilllie, R., 2004. slab behaviour and its surface

expression: new insights from gravity modeling in the SE Carpathians:

Tectonophysics, 382, 51 – 54.

Stanica, D., Stanica, M., 1981. Utilizarea cimpului electromagnetic natural al

Pamintului la elaborarea unui model structural in zona de curbura a Carpatilor

Orientali, St.cerc.Geol.Geof.Geogr., geofizica, 19, 41 – 51.

Visarion, M., Sandulescu, M., 1979. St. cerc. Geol. Geofiz. Geogr., Geofiz., 7,

2, 3 – 13, Bucuresti.

Airinei, S., Stoenescu, S., Velcescu, G., Romanescu, D., Visarion, M., Radan, S.,

Roth, M., Besutiu, L. si Besutiu, G., 1985, Distributia anomaliilor magnetice

Za pe teritoriul Romaniei, St.Cerc.Geol.Geof. Geogr., Geofizice, 23, 12-19.

Barbu, C., 1980, Tectonica fundamentului cristalin, Mine, Petr.Gaze, 3(10), 492-501.

Bocin, A., Stephenson, R., Tryggvason, A., Panea, I., Mocanu, V.,Hauser, F.,

Matenco, L., 2005. 2.5D seismic velocity modelling in the southeastern

Romanian Carpathians Orogen and its foreland.Tectonophysics 410, 273–

291.

Botezatu,R.,1982, Modele geofizice ale alcatuirii geologice a Romaniei, Ed.Acad.

R.S.R., Buc., 205 pag.

134

Bodescu, M., Tulbure, E. si Diaconu, E., 1967, Raport final asupra prospectiunii

seismice de refractie executate in Platforma Moesica de sectia 21-24/1966,

MP-DGFET, arhiva IPGG Bucuresti.

Cornea, I., Radulescu, F., Pompilian, A. and Sova, A., 1981, Deep seismic sounding

in Romania, Pure Appl. Geophys.119, 1144-1156.

Cornea,I. si Lazarescu,V., 1980, Tectonica si evolutia geodinamica a teritoriului

Romaniei, CSEN-CFPS, Arhiva INFP, Buc.

Ciocardel, R., Socolescu, M., 1972, Aspects of the Carpathian-Balcanic-Dinaric and

Central Mediterranean areas geodynamics. Rev.Roum. geol.geoph.geogr.,

S.Geophys., 16,1, 21-34.

Dacev, H, 1988, Ctroejna zemnata cora v Blgaria, Ed.Tehnika, Sofia, 384 pp.

Diaconescu, C., Raileanu, V., Diaconescu, M., Andreescu, M., Demetrescu, C., Ene,

M., Radulescu, F., Pomplilian, A. and Enescu, D., 1994, Complex geophysical

study in the western part of the Moesian Platform and Carpathian Foredeep,

Rev.Roum. Geophys., 38, 57-72.

Dumitrescu,I., Sandulescu,M., Lazarescu,V., Mirauta,O., Pauliuc,S. si Georgescu,C.,

1962, Memoire a la Carte tectonique de la

Roumanie,An.Comit.Geol.T.XXXII,p.5-96.

Diehl, T., Ritter, J.R.R., and CALIXTO group, 2005. The crustal structure beneath

Romania from teleseismic receiver functions, Geophys.J.Int.,163, 238-251.

Enescu, D, Cornea, I, Constantinescu, P, Radulescu F, and Patrut, St, 1972.

Structure of thye Earth‟s Crust and Upper Mantle on the Bending Area of the

Carpathians. Considerations on the Structure of Upper Mantle.

St.Cerc.Geol.Geofiz.Geogr., Seria Geofizica, 5, 2, 23-41.

Enescu, D., 1992, Lithosphere structure in Romania.I. Lithosphere thickness and

average velocties of seismic waves P and S. Comparaison with other

geophysical data, Rev.Roum.Phys., 37, 623-639.

Enescu, D., Danchiv, D., and Bala, A., 1992, Lithosphere structure in Romania.II.

Thickness of Earth‟s crust. Depth-dependent propagation velocity curves for

the P and S waves, St.Cerc.Geol.Geof.Geogr., Seria Geofiz., 30, 3-19.

135

Enescu, D., 1987, Contributions to the knowledge of lithosphere structure in Romania

on the basis of seismic data, St.Cerc.Geol.Geof.Geogr., Seria Geofiz., 25, 20-

27.

Gavăt, I, Airinei, S., Botezatu, R., Socolescu, M., Stoenescu, S., Vencov, I.: Structura

geologică profundă a teritoriului RPR, St.cerc.geof.,I,1, 7-34

Hauser, F., Raileanu, V., Fielitz,W., Bala, A., Prodehl, C., Polonic, G., Schulze, A.,

2001. VRANCEA'99-the crustal structure beneath SE Carpathians and the

Moesian Platform from a seismic refraction profile in Romania.


Hauser, F., Raileanu, V., Fielity, W., Dinu, C., Landes, M., Bala, A., Prodehl, C.,

2007. Seismic crustal structure between Transylvanian Basin and the Black

Sea, Romania. Tetconophysics, 430, 1-25.

Ioane, D., Ion, D., 2005. A 3D crustal gravity modelling of the Romanian territory,

Journal of the Balkan Geophysical Society, 8 (4), 189-198.

Ionescu, N., 1981, Les condition de l‟acumulation des hydrocarbures dans les pieges

lithostratigraphiques et les possibilities de la seismometrie pour la prospection

des gisement de ce type, sur les shelves, concernant surtout le Banat.

Stud.Teh.Econ.Inst.Geol.Rom. Ser.D,13,5-144.

Ionescu,Fl., Polonic,P.,Teodorescu,V., 1986, Structura si morfologia fundamentului

Depresunii Transilvaniei dupa date geofizice, St.Cerc.Geol.Geof.Geogr.,

GEOFIZICA,Tom 24, 17-20.

Martin, M., Ritter, J.R.R., and the CALIXTO Working Group, 2005. High-resolution

teleseismic body-wave tomography beneath SE Romania – I. Implications for

three-dimensional versus onedimensional crustal correction strategies with a

new crustal velocity model. Geophys. J. Int. 162, 448–460.

Martin, M., Wenzel, F., and CALIXTO working group, 2006. Highresolution

teleseismic body wave tomography beneath SERomania – II. Imaging of a

slab detachment scenario. Geophys. J. Int. 164, 579–595.

Mutihac, V, 1990, Structura geologica a teritoriului Romaniei, Ed.Tehnica, Bucuresti,

424 pg.

136

Panea, I., Stephenson, R., Knapp, C., Mocanu, V.v., Drijkonongen, G., Matenco, L.,

Knapp, J., Prodehl, C., 2005. Near-vertical seismic reflection image using a

novel technique across the Vrancea zone and Focsani Basin, Romania.


Pompilian, A., Radulescu, F., Diaconescu, M., Bitter, M., and Bala, A., 1993,

Refraction seismic data in the eastern side of Romania, Romanian Reports in

Physics, 7-8, 613-621.

Polonic, G., 1986. On the seismotectonic relations in the Moldavian Platform and

adjacent units, Rev. Roum. Geol., Geophys. et Geogr. - Geophysique, 30, 11-

17.

Paraschiv, D., 1975, Geologia zacamintelor de hidrocarburi din Romania, I.G.G.,

Studii tehnice si economice, Seria A, Prosp.Expl.Geol., 10, 363 pg, Bucure]ti.

Posgay, K., si 17 colaboratori, 1996, International deep seismic survey along the

Hungarian Geotraverse, Geophys.Trans., 40 (1-2), 1-44.

Radulescu,D., Cornea,I., Sandulescu,M., Constantinescu,P., Radulescu,F. et

Pompilian, A., 1976. Structure de la croute terrestre en Roumanie, Essai

d´interpretation des etudes sismiques profondes, Rev.Roum.Geophys., 20, 5-

32.

Radulescu, F., 1988, Seismic models of the crustal structure in Romania, Rev.Roum.

Geol. Geophys. Geogr. Ser. Geophys., 32, 13-17.

Raileanu, V., Diaconescu, C. C. and Radulescu, F., 1994. Characteristics of

Romanian lithosphere from deep seismic reflection profiling.Tectonophysics,

239: 165-185.

Raileanu, V. and Diaconescu, C., 1998, Seismic signature in Romanian crust,

Tectonophysics, 288, 127-136.

Raileanu, V., 1998. Studiul unor parametri fizici ai litosferei in unele zone din

Romania,. Ph.D. Thesis, Inst.Fizica Atomica, Bucharest,232 pp.

Raileanu, V., Bala, A., Hauser, F., Prodehl, C., Fielitz, W., 2005. Crustal properties

from S-wave and gravity data along a seismic refraction profile in Romania.


137

Raykova, R and Panza, G.F., 2006. Surface waves tomography and non-linear

inversion in the southeast Carpathians, PEPI, 157, 164-180.

Royden,L.,H.,1988, Late Cenozoic Tectonics of the Pannonian Basin System, AAPG

Memoir 45, Ed. L.H.Royden and F.Horvath,27-48.

Sandulescu, M., 1984, Geotectonica Romaniei, Ed.Tehnica, Bucuresti, 336 pag.

Sandulescu, M. et Visarion, M., 1988, La structure de la plate-formes situees dans

l‟avant-pays et au-dessous des nappes du flyschdes Carpathes Orientales,

I.G.G., St.Tehn.Ec., Ser.D, Prosp.Geof.,15, 61-68.

Socolescu, M., Popovici, D., Visarion, M. şi Roşca, V.1964. Structure of the Earth

crust in Romania as based on the gravimetric data, Rev.Roum.Geophys., 8, 3-

11

Sperner, B., Ioane, D., Lillie, R., 2004. Slab behaviour and its surface expression:

new insights from gravity modelling in the SE Carpathians: Tectonophysics,

382, 51-54.

Stanica, D. si Stanica, M., 1981, Utilizarea campului electromagnetic natural al

Pamantului la elaborarea unui model structural in zona de curbura a Carpatilor

Orientali, St.cerc.Geol.Geof.Geogr.,Geofizica,19, 41-51.

Stanica, D. Stanica, M. and Visarion, M., 1986, The structure of the crust and upper

mantle in Romania as deduced from magnetotelluric data, Rev.Rom.Geol.

Geophys. Geogr., Geophys., 30, 25-35.

Stanica, D.,Stanica, M., 1998. 2D modelling of the geoelectric structure in the area of

the deep-focus Vrancea earthquakes. CERGOP “South Carpathians”

monograph, vol. 7 (37), pp. 193–203. Warszawa.

Sandulescu,M., Visarion,M., 1978, Considerations sur la structure tectonique du

soubassement de la Depression de Transylvanie, Dari de seama ale

sedintelor, vol.LXIV (1976-1977), pag.153-173.

Socolescu, M., Popovici,D. si Visarion, M., 1963, Suprafata Mohorovicici in Carpatii

Orientali si Bazinul Transilvaniei rezultata din date gravimetrice, Acad.R.P.R.,

Stud.cerc.geof. I, 35-49.

138

Soroiu, M., Balintoni, I. si Voda, Al., 1985, A model of the basement of the

Transylvanian Basin as revealed by K-Ar dating,

Rev.Roum.Geol.Geoph.Geogr., Geophysique, 29, 29-35.

Visarion, M., Sandulescu, M., Stanica, D. and Veliciu, S., 1988. Contribution a la

connaissance de la structure de la Plate-forme Moesienne en Roumanie,

St.Tehn.Ec., Ser.D, Prosp.Geof.,15, 211-222.

Visarion, M, Sandulescu, M., Rosca, M., Stanica, D. and Atanasiu., L., 1990, La

Dobrogea dans le cadre de l‟avanpays carpatique. Rev.Roum.Geophys., 34,

55-65.

Visarion, M, Sandulescu, M., Stanica, D. and Atanasiu., L., 1988a, An improved

geotectonic model on the east Carpathians. Rev.Roum.Geophys., 32, 43-52.

Visarion,M., Ali-Mehmed,E. si Polonic,P.,1973, Studiul integrat al datelor geofizice

privind morfologia si structura fundamentului cristalin in Depresiunea

Transilvaniei, St.cerc. Geol.Geof.Geogr., Geofizica,11,193-201.

Visarion M. si Sandulescu M., 1979, Structura subasmentului Depresiunii Pannonice

in Romania (sectoarele central si sudic). Stud.Cerc.Geol.Geofiz.Geogr.,

Ser.Geofiz., 17,2, 191-201.

Visarion M., Polonic P., Ali-Mehmed E., 1979, Contributii geofizice la cunoasterea

structurii sectorului de nord-est al Depresiunii Pannonice si a unitatilor

limitrofe. St.Teh.Ec., seria D, 12, 45-57,Buc.

Weilde., C., Widiyantoro, S. and CALIXTO group, 2005. Improving depth resolution

of seismic tomography by simultaneous inversion of teleseismic and global P-

wave traveltime data-application to the Vrancea region in SE Europe,

Geophys.J.Int., 162, 811-823.

32157_raport_stiintific_1_2009

Documents

Transcript of 32157_raport_stiintific_1_2009