4

UNITĂŢI STRUCTURALE MAJORE ALE

TERITORIULUI ROMÂNIEI Orogeneza alpină, ultima din istoria geologică a Pământului desfăşurată pe intervalul Triasic - Pleistocen, a condus la edificarea aranjamentului structural al teritoriului României, aşa cum se prezintă astăzi. Acest ciclu a încorporat şi formaţiuni mai vechi în care se pot recunoaşte amprenele orogenezelor hercinică, caledonică şi assyntică. Efectele finale ale tectogenezei alpine sunt concretizate în două aspecte structurale diferite:

- de orogen alpin, cu structură cutată şi complicată; - de platformă, cu structură simplă necutată.

Teritoriul României cuprinde următoarele unităţi structurale majore (Fig. 1): platforme prealpine

1. Platforma Moldovenească 2. Platforma Bârladului şi a Deltei Dunării 3. Platforma Valahă şi a Dobrogei de Sud 4. Masivul Dobrogei Centrale orogen alpin 1. Dobrogea de Nord 2. Carpaţii româneşti cu depresiunile adiacente platforme alpine 1. Platforma Covurlui 2. Paltforma Babadag

Fig. 1 Platforma Moldovenească în contextul unităţilor structurale majore de pe teritoriul României şi

R. Moldova (Ionesi et al., 2005): Platforme prealpine: Platforma Moldovenească (P.M.); Platforma Bârladului (P.B.) şi a Deltei Dunării (D.D.); Platforma Valahă (P.V.) şi a Dobrogei de Sud (D.S.); Masivul Dobrogei Centrale (M.D.C.); Platfome alpine: Platforma Covurlui (P.C.); Paltforma Babadag (B.Bg); Carpaţii Româneşti (Orientali, Meridionali, Apuseni) cu depresiunile tectonice adiacente: Depresiunea Transilvaniei, Depresiunea Timişoara-Carei, Depresiunea Braşov (D.B.), Depresiunea Comăneşti (D.C.), Depresiunea Haţeg-Strei (D.H.S.), Depresiunea Caransebeş-Mehadia (D.C.M.), Depresiunea Brad-Săcărâmb (D.B.S.), Depresiunea Petroşani (D.P.), Depresiunea Sighet (D.S.).

5

1. PLATFORMA MOLDOVENEASCĂ

1.1. Delimitare şi aspecte geografice Platforma Moldovenească este delimitată la vest de Unitatea Pericarpatică (pânza

subcarpatică, Zona de Molasă) prin falia pericarpatică care are un traseu sinuos care se suprapune localităţilor: Straja -Solca - Păltinoasa - Tg.Neamţ - Buhuşi.

Spre sud se învecinează cu ceea ce este deocamdată acceptat ca fiind Platforma Bârladului, de care este delimitată prin falia Fălciu - Munteni - Plopana, falie care se continuă spre vest cu falia Bistriţei în zona de orogen. Spre nord şi est Platforma Moldovenească se continuă cu marea Platforma Est- europeană (alte denumiri Platforma Podolică, Platforma Rusă, platforma epiproterozoică, platforma epialgomiană) din care face parte. Din punct de vedere geomorfologic, Platforma Moldovenească apare divizată în două unităţi: un podiş numit Podişul Moldovei şi o câmpie, denumită Câmpia Moldovei (Fig. 2).

Reţeaua hidrografică este tributară râurilor Siret şi Prut, care colectează toate cursurile de apă care-şi au obârşia în Carpaţii Orientali: Suceava, Moldova, Bistriţa, respectiv cele care vin din Podişul Moldovenesc, respectiv Câmpia Jijiei.

Fig. 2 Regionarea fizico-geografică a Podişului Moldovei de pe dreapta şi stânga Prutului (Ionesi et

al., 2005 fide Băcăuanu et al, 1982; Ungureanu, 1992).

1.2. Structura geologică Fiind o unitate geostructurală precarpatică are o structură tipică de platformă, cele

două etaje structurale sunt conturate astfel: - etajul structural inferior - fundamentul - a fost consolidat în Proterozoicul mediu,

fiind cunoscut numai din forajele executate; - etajul structural superior - cuvertura - alcătuită din depozite sedimentare, se consideră

că aparţine la trei mari cicluri de sedimentare întrerupte de etape de exondare.

6

Fiecare etaj structural reflectă stadii diferite de evoluţie. 1.2.1. Soclul (Fundamentul) corespunde unei etape mobile de geosinclinal, în

care s-au manifestat intense procese geodinamice (orogeneze, metamorfism, magmatism) care au fost finalizate într-un sistem orogenetic. Pe cuprinsul Platformei Moldoveneşti soclul a fost atins în câteva foraje, după care a fost delimitat acest etaj structural, demonstrându-se că este eterogen şi eterocron (Săndulescu, 1984).

Soclul este cunoscut din forajele de la Iaşi (- 1121m), Popeşti (- 1370m), Bătrâneşti (- 1008m) şi Todireni (- 950m). Studiul carotelor din aceste foraje, arată că soclul este alcătuit din şisturi cristaline intens metamorfozate (paragnaise plagioclazice, gnaise cuarţo-feldspatice) străbătute de intruziuni granitice şi pe alocuri de filoane de bazalt.

Determinările de vârstă absolută, prin metoda K-Ar, indică o vechime a metamorfismului de 1280 - 1593 M.a. (Proterozoic mediu). Vârsta premetamorfică a depozitelor sedimentare este cu siguranţă mult mai mare, de peste 2000 M.a. Acest lucru demonstrează că soclul Platformei Moldoveneşti poate fi asemuit cu formaţiunile constituente ale soclului Masivului Ucrainean (1750-2500 M.a.) reprezentând prelungirea spre sud-vest a acestora, dar care au suferit o regenerare în Mezoproterozoic (Săndulescu, 1984).

Fundamentul de la vest de Siret (Bacău, Roman, Secuieni, Bodeşti) se pare că este mai tânăr, Proterozoic terminal -Cambrian inferior, fiind alcătuit din epimetamorfite de tipul şisturilor verzi din Dobrogea Centrală. Investigaţiile geofizice au scos în evidenţă o înclinare mai mare spre Carpaţi, a soclului de la vest de Siret, iar datele din forajul de la Bodeşti ar conduce spre o separare a unui fundament de tip epicadomian la vest de Siret. Până la apariţia de noi date din foraje de mare adâncime, incertitudinea privind tipurile de fundament existente va persista (Fig. 3).

Fig. 3 Soclul Platformei Moldoveneşti (Ionesi, 1994)

1.2.2. Cuvertura. Peste fundamentul vechi, rigid, cratonizat şi peneplenizat se

dispune o stivă de formaţiuni sedimentare de vârste şi grosimi diferite. Acestea au

7

constituit oiectul de cercetare a multor geologi, drumul fiind deschis de către Gr. Cobălcescu, fiind apoi continuat de către I. Simionescu, I. Atanasiu, N. Macarovici, P. Jeanrenaud, Bica Ionesi, Natalia Trelea, Violeta Iliescu, L. Ionesi, M. Brânzilă şi mulţi alţii.

Acumularea depozitelor sedimentare nu a fost continuă şi uniformă pe întreg cuprinsul platformei, însă au putut fi separate în urma studiilor făcute mai multe cicluri de sedimentare. Depozitele cuverturii s-au acumulat în trei mari cicluri de sedimentare:

I — Vendian superior – Devonian – Carbonifer inferior II - Cretacic – Paleocen? - Eocen mediu III - Badenian superior – Meoţian Aceste cicluri de sedimentare au fost separate de perioade lungi de exondare

separându-se următoarele intervale: Paleozoic superior – Jurasic; Eocen superior – Badenian inferior şi Ponţian.

1.2.2.1. Ciclul Vendian superior – Devonian cuprinde depozite sedimentare, determinate pe baza carotelor extrase din diferitele foraje, dar datorită adâncimii mari la care se gasesc nu sunt suficient de bne cunoscute. În general, pe marginea sudică a platformei depozitele sunt mai bine cunoscute, iar în cea nordică ciclurile sunt incomplete (Fig. 4).

Datorită întreruperilor de sedimentare care apar în cadrul unui ciclu de sedimentare, acest megaciclu poate fi separat în două cicluri: ciclul Vendian superior-Ordovician şi ciclul Silurian – Carbonifer inferior (Mutihac et al., 2004). Detaliile privind aceste cicluri de sedimentare sunt interesante îndeosebi pentru studenţii geologi care pot pătrunde mai uşor în înţelegerea structurii profunde a acestei unităţi geotectonice. Aşadar, avand în vedere că acest curs se adresează studenţilor geografi, credem că este suficient amintirea lor, cu câteva caracteristici, urmând a fi prezentate mai multe detalii pentru formaţiunile care apar în deschideri şi care sunt utile în diferenţierea diferitelor tipuri de relief.

Fig. 4 Corelarea bio şi litostratigrafică a depozitelor vendiene, paleozoice, mezozoice şi eocene din

Platforma Moldovenească (Ionesi, 1994).

8

1.2.2.2. Ciclul Cretacic – Paleocen ? – Eocen, cuprinde depozite a căror grosime însumată poate ajunge la 1000 m, fiind acoperite de depozitele Miocene. Sunt cunoscute din aflorimente doar de la nivelul Cenomanianului, care afloreză între Rădăuţi şi Mitoc (pe malul Prutului, Fig. 5), astfel ca în mare parte cunoaşterea lor se bazează pe datele din foraje.

Fig. 5 Secţiune geologică în malul drept al Prutului la Miorcani-Cotul Zamca (Ionesi & Ionesi,

1982): 1-calcare cu silexuri (Cenomanian); 2-conglomerate; 3-calcare şi marne algale (Badenian superior); 4-gresii şi conglomerate; 5-gresii cu Ervilia, Mactra etc.; 6-argile bentonitice (Buglovian superior).

Sedimentarea din acest megaciclu a fost episodică, având numeroase întreruperi, pe

diverse etaje stratigrafice. Se pare că doar la nivelul Cenomanianului apele au acoperit întreaga suprafaţă a platformei. Din Campanian (partea estică) şi după eocen mediu şi superior (în cea vestică) platforma este exondată şi începe o lungă perioadă de denudaţie, pîână la sfârţitul Badenianului.

Paleorelieful modelat pe diferitele depozite (eocene, cretacice, paleozoice) îmbracă forma unei suprafeţe plane numită de Dorohoi, care era străbătută de o reţea hidrografică orientată NE-SV în jumătatea nordică şi E-V în jumătatea sudică (Paraschiv, 1987).

1.2.2.3. Ciclul Badenian superior – Meoţian, începe cu o transgresiune care acoperă întrega platformă, fiind cel mai scurt şi care durează aproximativ 7 M.a. Din datele existente s-a constatat că şi în cadrul acestui ciclu au existat întreruperi de sedimentare, între Badenian şi Sarmaţian, precum şi o alta între Basarabian şi Chersonian (Ionesi & Ionesi, 1982).

Formaţiunile aparţinând Badenianului superior apar pe toată Platforma Moldovenească, inclusiv pe marginea prinsă sun Orogenul Carpatic, aşternându-se transgresiv peste suprafaţa Dorohoi. Eroziunea a dezvelit Badenianul doar în malul Prutului, între Doroftiana şi Liveni, unde au fost separate trei formaţiuni după cum urmează: 1) formaţiunea infraanhidritică (detritică); 2) formaţiunea cu gipsuri şi anhidrite şi 3) formaţiunea supraanhiditică (argilo-marnoasă).

Sarmaţianul (Fig. 6) aflorează pe întreg arealul Paltformei Moldoveneşti, fiind caracterizat de prezenţa unei faune salmastre, cauzată de izolarea Paratethysului de Tethys. Pe baza conţinuturilor faunistice au fost separate toate cele 4 subetaje: Buglovian, Volhinian (Volinian), Basarabian şi Chersonian (Hersonian, Ionesi et al.,2005).

9

Buglovianul aflorează pe o suprafaţă mare între valea Başeului şi Prut, cât şi între valea Siretului şi valea Sucevei, în estul platformei fiind acoperit de formaţiunile mai noi.

Volhinianul aflorează pe o linie care ar uni localităţile Baia-Lespezi-Cotnari-Santa Mare, spre sud fiind acoperit de către Basarabian.

Fig. 6 Lito şi biostratigrafia Miocenului din Platforma Moldovenească (Ionesi, 1994). Mai la sud, în zona Fălticeni - Baia -Boroaia, în Volhinianul superior s-au acumulat

mai multe strate de lignit, care demonstrează existenţa unor turbării apărute odată cu retragerea apelor marine spre sud (L. Ionesi, Bica Ionesi, P. Ţibuleac, 1991). Grosimea depozitelor volhiniene scade de la vest la est, de la 800 m în vecinătatea orogenului la cca 150 m în est.

Basarabianul aflorează la sud de aliniamentul Baia - Santa Mare, ocupând partea centrală şi de sud a Platformei Moldoveneşti, până la linia ce uneşte municipiul Bacău cu zona Fălciu. Depozitele basarabiene sunt predominant psamitice şi subordonat pelitice,

10

remarcându-se variaţii litofaciale de la vest la est. În partea de vest depozitele sunt mai grosiere iar la est mai fine din punct de vedere granulometric.

La partea superioară a Basarabianului, între Prut şi Siret, se dezvoltă calcarul oolitic de Repedea cu o grosime de 3-5 m, iar la Iaşi în dealul Repedea are 25 m grosime prin includerea şi a altor variaţii laterale de facies a depozitelor superioare.

Ca şi în cazul Volhinianului grosimea depozitelor basarabiene scade de la vest (800 m) spre est (500 m). În vecinătatea orogenului carpatic continuă acumularea de pietrişuri deltaice cum sunt cele din dealurile Boiştea şi Corni care au o grosime de cca 200 m.

Chersonianul (Hersonian, Ionesi et al., 2005)(Fig. 7) se dispune discordant peste depozitele basarabiene. După depunerea nisipurilor şi gresiilor de Şcheia peste calcarul oolitic de Repedea urmează o scurtă întrerupere a procesului de sedimentare, ca rezultat a unei regresiuni marine care a afectat, se pare, întreaga platformă. În Chersonian salinitatea apelor bazinului de sedimentare a fost mult diminuată din cauza aportului de apă dulce de pe uscatul de la vest şi Nord. Acest fapt este atestat de resturile fosilifere de bivalve care au dimensiuni mult mai mici, ca şi de unele resturi de mamifere şi plante de uscat.

Fig. 7 Harta geologică a Platformei Moldoveneşti (Ionesi et al., 2005).

11

Litologic depozitele chersoniene sunt de natură detritică (nisipuri, nisipuri argiloase şi argile) şi calcaroasă. Acestea apar la zi în partea de sud a Platformei Moldoveneşti, începând de la sud de Iaşi - Negreşti - Băneasa, până în partea de nord a Platformei Bârladului. Grosimea depozitelor chersoniene însumează 120-150 m, prezentând în partea de nord şi vest un facies litoral-deltaic, ca urmare a vecinătăţii uscatului. Faciesul litoral-deltaic se distinge printr-o stratificaţie încrucişată.

Meoţianul prezintă în bază un nivel de cinerite andezitice cu intercalaţii de nisipuri, marne şi argile, denumit cinerite de Nuţasca — Ruseni, cu o grosime de 10-80 m. Peste cinerite urmează nisipuri şi argile cu intercalaţii de gresii în plăci şi conglomerate cu o grosime de 80-180 m.

Depozitele meoţiene apar în acelaşi areal ca şi cele chersoniene ocupând părţile mai înalte ale reliefului. După Meoţian apele mării se retrag spre sud, în Platforma Bârladului, încheindu-se procesul de sedimentare din Platforma Moldovenească.

Cuaternarul apare ca depozite continentale de terasă însoţind cursurile de apă mai importante. Tot în Cuaternar s-au format turbările de la Dersca-Lozna (jud. Botoşani) şi Zvoriştea (jud. Suceava).

1.2.3. Tectonica Platformei Moldoveneşti Platforma Moldovenească este o regiune rigidă, cunoscută din Proterozoic.

Fundamentul cuprinde depozite acumulate în etapa labilă de fund marin cu scoarţă oceanică (geosinclinal), depozite care au fost ulterior cutate intens, metamorfozate şi străpunse de intruziuni magmatice în timpul unui proces orogenetic. După Proterozoicul mediu orogenul a devenit rigid fiind apoi peneplenizat.

Se presupune că marginea vestică, dintre Siret şi orogenul carpatic, are ataşat fundamentului o porţiune mai tânără constituită din şisturi verzi tip Dobrogea Centrală.

Peste fundament sunt dispuse transgresiv şi discordant depozitele de cuvertură care n-au mai suferit deformări plicative în orogenezele care au urmat.

Cuvertura s-a acumulat în trei mari cicluri de sedimentare: 1- Vendian superior - Devonian 2- Cretacic - Eocen mediu 3- Badenian superior - Meoţian Cele mai noi depozite ale platformei de sub orogen sunt Volhinian inferioare ceea ce

denotă că împingerea cea mai recentă s-a produs în tectogeneza moldavă din Sarmaţianul inferior.

1.2.4. RESURSE MINERALE Resursele minerale din Platforma Moldovenească sunt legate de cuvertură. Argile şi argilite se exploatează la Mihăileni, Dorohoi, Udeşti, Tomeşti-Iaşi utilizate

ca materii prime pentru produse ceramice. Nisipuri. Cele mai cunoscute sunt cele de la Alba-Miorcani exploatate pentru industria

sticlei şi a porţelanului. Alte puncte importante mai sunt la Pătrăuţi, Hârtop, Sireţel, Corni, Bârnova etc. care şi-ar putea găsi utilizarea în industria sticlei şi metalurgie.

Pietrişuri, apar în aluviunile şi terasele principalelor râuri ce străbat platforma, fiind utilizate pentru betoane, terasamente de căi ferate şi drumuri.

Calcare, de grosimi mici, sunt exploatate pentru construcţii la Miorcani, Crasnaleuca, Mitoc, Liveni, Burdujeni etc.

Turbă. Exploatată la Dersca-Lozna, ce mai mare cca.100 ha cu o grosime de până la 4 m, apoi la Poiana-Zvorâştea, Dorohoi de dimensiuni mai mici, exploatate pentru combustibil şi ca pat germinativ.

12

Hidrocarburi, în special gaze, în zăcăminte exploatabile, se cunosc numai pe marginea vestică a platformei.

Ape minerale cu proprietăţi curative se cunosc la Strunga, Pârcovaci-Deleni, Răducăneni, Nicolina-Iaşi. Acestea din urmă (Nicolina-Iaşi) au calităţi terapeutice, sunt utizate pentru afecţiuni reumatismale şi gastro-intestinale.

13

2. PLATFORMA BÂRLADULUI

Platformei Bârladului nu i se cunoaşte fundamentul şi nici partea inferioară a cuverturii. Din acest motiv asupra ei există două opinii diferite. Aceasta este, fie o treaptă afundată a Platformei Moldoveneşti în faţa Orogenului Nord Dobrogean, cum susţine Dumitru Paraschiv, fie este o platformă mai tânără, prelungire spre V a Platformei Scitice, situată la S de Platforma Est-europeană şi la N de orogenul alpin timpuriu din Dobrogea de N, Crimeea de Sud şi Caucazul Mare, ipoteză susţinută de Mircea Săndulescu.

Delimitarea de Platforma Moldovenească se face după falia Fălciu-Plopana continuată la V, în orogen, prin falia Bistriţei (Fig. 1).

La sud, dacă includem şi mica platformă a Deltei Dunării, delimitarea de Orogenul Nord Dobrogean se face după falia Sf. Gheorghe - Oancea - Adjud, care se prelungeşte spre vest în orogen prin falia Trotuşului. Spre vest Platforma Bârladului vine în contact cu zona de Molasă după falia pericarpatică.

Relieful Platformei Bârladului cuprinde Colinele Tutovei, între Siret şi Bârlad, şi Dealurile Fălciului, între Bârlad şi Prut. Principala arteră hidrografică este râul Bârlad cu afluenţii săi (Tutova, Berheci, Bogdana, Zeletin), afluenţii de dreapta ai Prutului (Elan, Sărata, Horincea) şi de stânga ai Siretului (Răcătău, Palocin).

2.1. Structura geologică Ca orice platformă în alcătuirea ei intră un etaj structural inferior - soclul sau

fundamentul şi un etaj structural superior - cuvertura. 2.1.1. Soclul (fundamentul) nu a fost interceptat prin foraje, fiind situat la o

adâncime mai mare decât cel al Platformei Moldoveneşti. 2.1.2. Cuvertura N-a fost străbătută de foraje în întregime. Cele mai vechi depozite ale cuverturii

cunoscute sunt de vârstă devoniană, fiind întâlnite sub 1412 m şi străbătute până la 1602 m adâncime. Depozitele devoniene pot aparţine unui prim ciclu de sedimentare. Discordant urmează depozite aparţinând la încă 3 cicluri de sedimentare separate prin discordanţe stratigrafice. Aceste cicluri sunt:

Ciclul Permian - Triasic inferior Ciclul Jurasic - Cretacic - Eocen Ciclul Badenian superior - Romanian Pe depozitele ultimului ciclu de sedimentare este grefat relieful Platformei Bârladului.

Depozitele acestui ciclu de sedimentare sunt asemănătoare, în linii mari, cu cele din Platforma Moldovenească, cu deosebire că sedimentarea s-a continuat până în Romanian (Fig. 8).

Fig. 8 Contact orogen Platforma Bârladului (Ionesi, 1994).

14

Basarabianul cuprinde cele mai vechi depozite de cuvertură care apar la zi, pe stânga Siretului, între Poiana Jurăscu şi Buhociu de Sus, unde se întâlnesc calcare oolitice de Repedea şi nisipuri de Şcheia. Basarabianul are o grosime de 800 m la E şi 1500 m la V în vecinătatea orogenului unde depozitele sunt mai grosiere.

Chersonianul este deschis de eroziune în partea de N a platformei. Între Basarabian şi Chersonian s-a evidenţiat o scurtă perioadă de exondare. Reluarea sedimentării se face în două faciesuri diferite: între Bârlad şi Siret se remarcă un facies deltaic cu textură încrucişată, iar la E de Bârlad un facies marin salmastru. Chersonianul au o grosime de 130-150 m, grosime care creşte spre SV.

Meoţianul apare dispus peste Chersonian, având în bază cineritele de Nuţasca Ruseni. Sursa materialului piroclastic o constituie activitatea vulcanică de la V de Carpaţii Orientali, nefiind exclusă posibilitatea unui vulcanism extracarpatic cum susţine M. Filipescu (1944, 1958). Peste cinerite urmează depozite detritice adesea cu textură încrucişată Grosimea depozitelor meoţiene este de 200-250 m, crescând până la cea 400 m în SV.

Ponţianul se întâlneşte mai spre S de aliniamentul Godineşti - Ciocani – Rânzeşti fiind de natură argiloasă şi detritică. Grosimea depozitelor creşte de la E (150 m) spre V (400 m).

Dacianul se caracterizează prin prezenţa unor depozite continentale (de culoare roşie), argile şi siltite de până la 10 m grosime, evidenţiind o ridicare a platformei şi formarea unor depozite lateritice.

Romanianul ocupă zonele mai înalte din partea centrală şi sudică a platformei fiind de natura continentală şi lacustră cu depozite detritice (nisipuri, pietrişuri, argile) şi textură încrucişată. În aceste depozite a fost găsită de către Sava Athanasiu (1915) şi Ion Simionescu (1930, 1932) o bogată faună de mamifere de stepă caldă cu vegetaţie bogată.

Sedimentarea din timpul Romanianului se încheie cu Formaţiunea de Cândeşti la vest şi Formaţiunea de Bălăbăneşti la est, ambele cu depozite de pietrişuri şi nisipuri cu textură torenţială. Depozitele îşi au originea în aria carpatică de la vest, unde au şi grosimea mai mare (peste 300 m).

Cuaternarul se caracterizează prin ridicarea platformei în mişcările valahe, exondarea zonei şi instalarea reţelei hidrografice, în lungul căreia s-au format terase. În Cuaternar s-au acumulat şi depozite loessoide cu grosimi de 5-10 m în care se găsesc şi câteva niveluri de soluri fosile.

2.2. Tectonica Platformei Bârladului Soclul nefiind cunoscut nu se poate aprecia momentul trecerii la regim de platformă.

Cuvertura platformei nu este nici ea cunoscută în partea inferioară. Ca urmare a mişcărilor epirogenetice s-au evidenţiat 4 mari cicluri de sedimentare:

1- Ciclul ? - Devonian (posibil şi Carbonifer inferior); 2- Ciclul Permian - Triasic; 3- Ciclul Jurasic - Eocen; 4- Ciclul Badenian - Romanian. Fiecare din aceste cicluri mari au avut scurte intervale de exondare când sedimentarea

a fost întreruptă. Evoluţia Platformei Bârladului diferă de cea a Platformei Moldoveneşti prin faptul că

în ciclul al doilea şi prima parte din cel de al treilea (Jurasicul), Platforma Moldovenească a fost exondată. De asemenea în ciclul ultim, sedimentarea în Platforma Bârladului s-a continuat până în Romanian inclusiv.

Datele obţinute din foraje arată că în Jurasic maxima afundare a platformei era în partea de S, în vecinătatea orogenului Nord Dobrogean, ca urmare a unei posibile subducţii sub acesta. În timpul ultimului ciclu de sedimentare, Badenian - Romanian, afundarea

15

maximă este spre V, spre orogenul carpatic, unde se manifestă o subsidenţă activă, care a condus la acumularea unei stive groase de sedimente, de cca 4000 m. Subsidenţa este determinată de şariajul orogenului peste platformă de mişcările moldave din Sarmaţian.

Ca şi în Platforma Moldovenească, cuvertura Platformei Bârladului prezintă o înclinare slabă (7-8 m/km) spre SE, mai accentuată (12 m/km) fiind la V de valea Siretului.

2.3. RESURSE MINERALE Acestea sunt legate îndeosebi de depozitele de cuvertură şi aparţin ultimului ciclu de

sedimentare (Badenian superior-Romanian). Hidrocarburi. Zăcăminele sunt localizate în jumătatea vestică a platformei şi sunt

predominant gazeifere. Câteva puncte importante sunt la: Glăvăneşti, Găiceaua, Adjud, Sascut, Bacău.

Pietrişuri de Bălăbăneşti se exploatează sporadic la Bălăbăneşti, Pupezeni, Brădeşti, fiind utilizate ca agregate pentru betoane şi la întreţinerea drumurilor.

Nisipuri apar deschise prin eroziune în toată cuvertura, iar singurul punct mai important este la Murgeni, utilizate la mortare.

16

3. PLATFORMA DELTEI DUNĂRII

Platforma Deltei Dunării face parte din Platforma Bârladului, deosebindu-se de aceasta printr-o evoluţie geologică puţin diferită, ciclurile de sedimentare, tot 4 la număr, având o extindere în timp uşor decalată.

Spre SSE vine în contact cu Orogenul Nord Dobrogean după falia Oancea - Sf. Gheorghe, aproximativ paralelă cu braţul Sf. Gheorghe.

3.1. Structura geologică Forajele efectuate în Delta Dunării pentru descoperirea unor eventuale resurse de

petrol şi gaze au arătat că structura geologică a Deltei este asemănătoare cu cea a Platformei Bârladului.

3.1.1. Fundamentul Nu este cunoscut aflându-se la adâncimi mari, se crede că este similar cu cel al

Platformei Bârladului din care face parte. 3.1.2. Cuvertura Depozitele de cuvertură au fost acumulate în 4 mari cicluri de sedimentare. Cel mai

adânc foraj (3500 m) a străbătut cuvertura până la nivelul Devonianului, fără a ajunge la baza acesteia. Cele 4 cicluri de sedimentare sunt:

1- Ciclul ? - Devonian 2- Ciclul Triasic 3- Ciclul Jurasic - Cretacic 4- Ciclul Sarmaţian - Actual Depozitele ultimului ciclu de sedimentare au grosimi de 200-500 m şi sunt de natură

detritică (nisipuri, siltite, argile, uneori cu lentile de pietrişuri). Cuaternarul este cunoscut prin numeroase foraje. Este alcătuit din pietrişuri,

nisipuri şi pelite argiloase cu o grosime de 45-125 m. Caracteristic este faptul că fauna din aceste depozite alternează de la tipuri dulcicole, marin-salmastre şi marin-normale, ceea ce dovedeşte că nivelul Mării Negre a oscilat în timpul Cuaternarului ca urmare a glaciaţiilor (Fig. 9).

Delta actuală s-a format dintr-un golf al Mării Negre, prin bararea cu grinduri marine, care prin colmatare cu aluviuni aduse de Dunăre au dat naştere deltei, ipoteză emisă de Gr. Antipa în 1910.

Fig. 9 Evoluţia paleogeografică a Deltei Dunării în timpul Cuaternarului (Ionesi, 1994).

17

3.2. Tectonica Deltei Dunării Evoluţia geologică a Deltei Dunării, ca platformă, este asemănătoare cu cea a

Platformei Bârladului. Cuvertura este afectată de falii rupturale. Spre sud Platforma Deltei Dunării este încălecată de Orogenul Nord Dobrogean după falia Sf. Gheorghe - Oancea.

Înălţarea orogenului peste platformă s-a produs în mişcările neokimerice sau în cele austrice timpurii.

3.3. RESURSE MINERALE Hidrocarburi. Au fost executate prospecţiuni care au evidenţiat capcane cu

acumulări exploatabile, dar fără a fi începută exploatarea. Nisipuri cu minerale grele (rutil, zircon, granat, ilmenit, magnetit) conturate în

grindurile Sărăturile şi Letea. Nisipuri cuarţoase au fost evidenţiate în rindul Caraorman.

18

4. PLATFORMA VALAHĂ

Platforma Valahă face parte din Platforma Moesică situată între Carpaţii Meridionali şi Munţii Balcani. Platforma Valahă de pe teritoriul României este cuprinsă între Dunăre la S şi Carpaţii Meridionali la N, de care este delimitată prin falia pericarpatică care se continuă din faţa (estul) Carpaţilor Orientali. Spre NE se învecinează cu Platforma Covurlui, de care este despărţită de prelungirea faliei Peceneaga - Camena, iar spre E este delimitată de unităţile dobrogene prin falia Dunării (Fig. 10).

Platforma Valahă prezintă un relief de câmpie (Câmpia Română) cu o uşoară înclinare de la N spre S în partea vestică şi spre E şi chiar NE, în partea mai estică. Înclinarea generală este evidenţiată de direcţia cursurilor principalelor râuri Jiu, Olt, Argeş, Dâmboviţa, Ialomiţa, Buzău, toate avându-şi originea în Carpaţi.

Fig. 10 Limitele Platformei Valahe (Ionesi, 1994).

4.1. Structura geologică Cele două etaje structurale ale Platformei Valahe, fundamentul şi cuvertura sunt

cunoscute relativ bine, datorită celor peste 10 000 foraje care s-au efectuat în vederea prospecţiunilor pentru hidrocarburi, la care s-au adăugat şi numeroasele cercetările geofizice.

4.1.1. Fundamentul (soclul) Soclul este cunoscut numai din foraje, fiind interceptat în NV, la Mogoşeşti -

Străjeşti şi în NE, la Bordei Verde - Ţăndărei. Carotele extrase din foraje arată că în NV fundamentul este alcătuit din şisturi

cristaline intens metamorfozate (paragnaise, micaşisturi, amfibolite etc.). Determinările de vârstă absolută a acestor roci au dat valori cuprinse între 543-566 M. a., considerându-se că reflectă procese retromorfe assyntice târzii sau caledoniene timpurii.

În zona Balş - Optaşi a fost interceptat în foraje un batolit de roci magmatice intrunzive constituite din granite, granodiorite, diorite şi gabbrouri.

În NE, în forajele de la Bordei Verde, s-au scos carote care arată că fundamentul este alcătuit din roci slab metamorfozate (ankimetamorfice) asemănătoare cu şisturile verzi din Dobrogea Centrală.

19

Se consideră că mişcările assyntice târzii, sau cele caledoniene timpurii, au condus la consolidarea fundamentului, trecându-se apoi la etapa de platformă.

Fig. 11 Fundamentul Platformei Valahe (V. Mutihac, 1990).

Pe baza datelor din foraje cât şi datele geofizice arată că soclul Platformei Valahe este

de trei tipuri (Fig. 11): - de tipul şisturilor verzi, în prelungirea Masivului Dobrogei Centrale dintre

prelungirile faliilor Peceneaga - Camena şi Capidava - Ovidiu, aşadar în partea de NE a platformei;

- de tipul Palazu Mare - Ovidiu între faliile Capidava - Ovidiu şi falia intramoesică, - de tipul celui întâlnit în partea de NV, reprezentat îndeosebi prin şisturi cristaline

intens metamorfozate. 4.1.2. Cuvertura Cuvertura Platformei Valahe a fost acumulată în 4 mari cicluri de sedimentare după

cum urmează: 1- Cambrian - Carbonifer mediu 2- Permian - Triasic 3- Liasic superior - Cretacic superior 4- Badenian - Pleistocen Rocile acumulate în cele 4 cicluri de sedimentare prezintă faciesuri foarte diferite,

detritice, carbonatice, evaporitice precum şi euxinice. Faciesurile euxinice au permis conservarea materiei organice şi transformarea ei în hidrocarburi.

Depozitele sedimentare ale celui de al patrulea ciclu, constituie, substratul geologic pe care s-a grefat relieful de câmpie al Platformei Valahe.

Ultimul ciclu debutează cu o transgresiune dinspre N, din zona de molasă, care avansează spre S în Badenianul superior, ca urmare a mişcărilor moldave. În ultimul ciclu de sedimentare s-au manifestat mai multe întreruperi ale procesului de sedimentare ca urmare a unor regresiuni, de scurtă durată, care au afectat suprafeţe mai mari sau mai mici ale platformei, evidenţiate de lacune stratigrafice. Acestea au fost în Buglovian, Basarabian superior, Meoţian inferior.

Depozitele acumulate sunt de natură detritică, argiloasă, calcaroasă, marnoasă. Cele mai vechi depozite, care apar la zi în Platforma Valahă sunt de vârstă pliocenă

mai exact daciană, fiind întâlnite pe malul drept al Jiului între Comoşteni şi Zavalu şi în apropiere de Strehaia pe valea Motrului.

În ansamblu, depozitele ultimului ciclu de sedimentare, au grosimi care cresc de la S spre N, situaţie valabilă de altfel, pentru întreaga stivă sedimentară a cuverturii. Acest fapt

20

dovedeşte existenţa unor forţe de compresiune între Platforma Valahă şi orogenul Carpaţilor Meridionali.

Dacianul este reprezentat prin nisipuri, gresii şi microconglomerate în bază, şi argile, siltite şi mame, în partea superioară. Grosimea depozitelor creşte de la câţiva metri în sud, până la cca 500 m în nord. În Dacianul superior sunt cantonate strate de lignit.

Romanianul prezintă în bază depozite predominant pelitice, iar în partea superioară psamito-psefitice. Acestea din urmă fiind cunoscute sub numele de Formaţiunea de Cândeşti, constituită din depuneri fluvio-lacustre, are grosimi care cresc progresiv de la V la E, ajungând în zona Focşani, zonă cu subsidenţă activă, la cca 1000 m.

După resturile fosilifere de mamifere descoperite se pare că Formaţiunea de Cândeşti continuă şi în Cuaternarul inferior (Pleistocen).

Cuaternarul. Peste Formaţiunea de Cândeşti din Pleistocenul inferior se acumulează depozite similare, ca litologie, aparţinând Formaţiunii de Frăţeşti. Sursa de material terigen, atât pentru Formaţiunea de Cândeşti cât şi pentru Formaţiunea de Frăţeşti, este orogenul carpatic şi balcanic.

În continuare urmează Formaţiunea de Uzunu cu nisipuri, siltite şi argile, care încheie sedimentarea la V de Argeş, prin exondarea zonei.

La E se continuă sedimentarea cu acumularea unui complex marnos, de 50-200 m grosime, cunoscut sub numele de Formaţiunea de Coconi.

Peste Formaţiunea de Coconi, în centrul platformei, pe un areal redus se depun Nisipurile de Mostiştea, care au până la 25 m grosime.

Urmează în continutate de sedimentare Pietrişurile de Colentina întâlnite pe valea Argeşului.

Mare parte din arealul Platformei Valahe este acoperit de depozite loessoide cu grosimi cuprinse între 5-40 m în care se întâlnesc câteva nivele de soluri fosile.

Cu extindere mai redusă se întâlnesc depozite de terasă pe principalele râuri, terase considerate de vârstă pleistocenă.

Cele mai noi depozite, de vârstă holocenă, sunt dunele de nisipuri gălbui din sudul Olteniei şi din Bărăgan.

4.2. Tectonica Platformei Valahe Trecerea Platformei Valahe de la etapa de instabilitate tectonică, la cea stabilă de

craton, se consideră că s-a făcut în mişcările assyntice târzii sau caledoniene timpurii, deşi nu este exclus, dacă avem în vedere activitatea magmatică intrusivă şi vulcanică din Paleozoic, ca definitivarea consolidării fundamentului să se fi făcut în orogeneza hercinică.

Platforma Valahă este afectată de numeroase falii, unele orientate E-V altele N-S, care afectează în special depozite mai vechi, în care deplasările compartimentelor sunt mai mari, de până la 1 000 m (formaţiuni triasice). Astfel s-au evidenţiat mai multe zone de înălţare şi zone de coborâre pe cuprinsul Platformei Valahe (Fig. 12), după cum urmează:

- ridicarea nord Craiova - Balş - Optaşi - sud Periş, are direcţia V-E şi afectează şi fundamentul. Această zonă ridicată a fost sediul unor manifestări magmatice care au continuat până în Mezozoic;

- ridicarea Strehaia - Vidin situată la V de prima; - ridicarea Slatina - Ghighen, dispusă aproximativ perpendiculară pe prima, între Jiu

şi Olt; - ridicarea Videle - Vetrino paralelă cu Dâmboviţa;

- Ridicarea Însurăţei - Bordei Verde situată la E. Între zonele ridicate există zone coborâte, depresiuni tectonice, unde depozitele de

cuvertură au grosimi mari, fundamentul fiind uneori coborât sub 10 000 m. Acestea sunt: -Depresiunea Băileşti - Lom;

21

-Depresiunea Roşiori - Alexandria; -Depresiunea Urziceni - Călăraşi; -Depresiunea Movila Miresii - Ghergheasa.

Fig. 12 Zone de ridicare şi coborâre din Paltforma Valahă.

Începând cu ultimul ciclu de sedimentare, Badenian-Pleistocen coborârea părţii de

nord a platformei se accentuează, depozitele acumulate având grosimi tot mai mari. În mişcările moldave, din Sarmaţian, se produce încălecarea platformei de către zona

de molasă din faţa Carpaţilor Meridionali. În NE, Platforma Valahă vine în contact, după falia Peceneaga-Camena, cu Orogenul

Nord Dobrogean, coborât în mişcările stirice şi moldave, care constitue Platforma Covurlui, Ridicarea şi exondarea platformei are loc în mişcările valahe, de la începutul

Cuaternarului, care a debutat la V extinzându-se treptat spre centru. În partea de E subsidenţa continuă, fapt dovedit de fenomenul de divagare a cursurilor râurilor Ialomiţa şi Buzău, ca şi de interfluviile joase.

4.3. RESURSE MINERALE

Hidrocarburile reprezintă principala bogăţie a subsolului Platformei Valahe. Acestea au fost grupate în patru zone (Fig. 13):

- zona vestică, dintre Jiu şi Vedea, cu zăcăminte de petrol şi gaze, care cuprinde peste 24 de structuri productive;

Fig. 13 Zone cu zăcăminte de petrol din Platforma Valahă

22

- zona centrală dintre Vedea şi Teleorman, cu zăcăminte îndeosebi de petrol; - zona estică, care cuprinde zăcămintele dintre ridicarea Însurăţei-Bordei Verde şi Dâmboviţa, cu acumulări predominant gazeifere de dimensiuni mici; - zona Bordei Verde, suprapusă ridicării Însurăţei-Bordei Verde cu acumulări de petrol şi gaze. Pietrişurile şi nisipurile de Cândeşti, de Mostiştea şi din albiile principalelor râuri

sunt exploatate în cariere organizate sau locale, fiind utilizate pentru betoane, mortare, amenajarea şi întreţinerea drumurilor.

Roci loessoide sunt exploatate pentru ceramică brută.

23

5. PLATFORMA DOBROGEI DE SUD

Ca şi Platforma Valahă, Platforma Dobrogei de Sud face parte din Platforma Moesică. Se deosebeşte de Platforma Valahă prin faptul că reprezintă un compartiment mai ridicat, înălţarea Platformei Dobrogei de Sud s-a făcut după falia Dunării, orientată N-S (Fig. 14).

La nord Platforma Dobrogei de Sud este delimitată de Masivul Dobrogei Centrale prin falia Capidava – Ovidiu, în est se continuă cu zona de şelf a Mării Negre, iar în sud se continuă pe teritoriul Bulgariei.

Geomorfologic prezintă un relief de podiş cu înălţimi de până la 210 m. Reţeaua hidrografică este tributară Dunării, cu văi mai lungi, şi Mării Negre, cu văi mai scurte.

5.1. Structura geologică Structura geologică a Platformei Dobrogei de Sud este relativ bine cunoscută graţie

forajelor executate şi aflorimentelor de pe cuprinsul acesteia. 5.1.1. Fundamentul (Soclul) Soclul nu apare la zi, fiind cunoscut din forajele executate între Palazu şi Cernavodă,

o zonă în care acesta este mai ridicat. Datele din foraje arată că fundamentul aparţine la trei grupuri diferite separate prin discordanţe.

1- Grupul de Ovidiu situat spre NE este alcătuit din granite gnaisice stăbătute de filoane pegmatitice, ce a fost străbătut pe o grosime de 600 m.

Vârsta absolută, efectuată prin metoda K-Ar, indică 1670-1850 M.a. Se pare că granitele gnaisice din soclul Platformei Dobrogei de Sud, sunt echivalente

cu cele din soclul Platformei Moldoveneşti, ceea ce ar conduce la concluzia că Platforma Moesică făcea corp comun cu Platforma Est-uropeană.

2- Grupul de Palazu este dispus discordant şi transgresiv peste granitele gnaisice şi a fost străbătut pe o grosime de 600 m. La partea inferioară este alcătuit din şisturi amfibolice cu minereuri de fier, iar la partea superioară din micaşisturi în parte retromorfozate. Natura rocilor şi prezenţa fierului îl apropie de rocile din Masivul Ucrainian de la Krivoi-Rog, metamorfozat în orogeneza Kareliană. Retromorfismul este probabil contemporan cu metamorfismul şisturilor verzi.

3 - Formaţiunea de Cocoşu, ankimetamorfică, este dispusă discordant peste grupul de Palazu, fiind alcătuită din roci vulcano-sedimentare. Se bănuieşte că la baza ei s-ar găsi şisturi verzi tip Dobrogea Centrală. Metamorfismul Formaţiunii de Cocoşu s-a produs în mişcările assyntice târzii sau caledonice timpurii.

5.1.2. Cuvertura Depozitele de cuvertură s-au acumulat în 5 cicluri de sedimentare, în linii mari având

aceleaşi caracteristici ca în Platforma Valahă. Aceste cicluri sunt: 1- Cambrian - Carbonifer mediu, 2- Permian - Triasic; 3- Dogger mediu - Cretacic superior; 4- Eocen - Oligocen; 5- Badenian superior - Romanian. Se remarcă prezenţa Eocenului şi Oligocenului, ca ciclu de sine stătător şi lipsa

Pleistocenului din ultimul ciclu, ceea ce diferă de sedimentarea din cuvertura Platformei Valahe. Ca şi în celelalte platforme, fiecare ciclu a prezentat întreruperi ale procesului de sedimentare. Cele mai vechi depozite, care apar la zi pe văile afluente Dunării, sunt de vârstă cretacică şi aparţin celui de al III-lea ciclu de sedimentare.

Cretacicul apare deschis în faleza Dunării la Cernavodă fiind reprezentat prin diferite varietăţi de calcare, roci în care s-au găsit numeroase resturi fosilifere de foraminifere,

24

spongieri, briozoare, hidrozoare, gastropode, bivalve, echinide, crinoide şi un amonit. Aceste fosile indică vârsta Cretacic inferioară şi o sedimentare în zona de şelf.

Etaje superioare ale Cretacicului inferior mai aflorează în sectorul Ostrov - Gârliţa, fiind tot de natură calcaroasă. Spre sfârşitul Cretacicului inferior urmează o ridicare a Dobrogei de Sud şi exondarea acesteia, fapt dovedit de sedimentarea în facies lacustru cu pietrişuri, nisipuri, siltite şi argile.

Ridicarea zonei s-a produs ca efect al mişcărilor austrice de la mijlocul Cretacicului

având consecinţă întreruperea sedimentării în mediu marin, dar pentru o perioadă scurtă de timp. Eocenul are o mare răspândire fiind deschis în aflorimente. Litologic este reprezentat prin nisipuri, gresii cuarţoase, glauconitice şi gresii calcaroase.

Ciclul Badenian superior - Romanian, reprezintă ultimul ciclu de sedimentare, iar în depozitele acestui ciclu este sculptată cea mai mare parte a reliefului Dobrogei de Sud. Ca şi celelalte cicluri, prezintă unele întreruperi, evidenţiate prin lacune stratigrafice.

Cuaternarul acoperă formaţiunile mai vechi, cu produse de alterare reziduală, cu grosime de până la 5 m. Peste acestea se dispun depozite de loess, cu grosimi de până la 40 m, în care se găsesc intercalate mai multe niveluri de soluri fosile.

5. 2. Tectonica Platformei Dobrogei de Sud Cratonizarea soclului s-a produs după mişcările assyntice târzii sau caledonice

timpurii, fiind împins peste şisturile verzi ale Masivului Dobrogei Centrale, după falia Capidava - Ovidiu.

Fig. 14 Harta geologică a Dobrogei de Sud şi Centrale (Ionesi, 1994).

25

Soclul este afectat de o serie de falii paralele cu falia Capidava - Ovidiu, care conduc la ridicarea sau coborârea în blocuri a fundamentului. Principalele falii sunt Cernavodă -Agigea, Ostrov – Mangalia şi delimitează blocurile Palazu şi Mangalia, care sunt mai ridicate tectonic.

Pe platoul continental al Mării Negre, falia Capidava - Ovidiu se curbează treptat căpătând direcţia V-E. Astfel Platforma Dobrogei de Sud vine în contact cu Orogenul Nord Dobrogean, iar Masivul Dobrogei Centrale dispare, sau este acoperit tectonic.

Falia Capidava - Ovidiu a fost activă pe tot parcursul evoluţiei ca platformă a Dobrogei de Sud, astfel că transgresiunile ultimelor 2 cicluri de sedimentare n-au depăşit spre nord această falie.

Platforma Dobrogei de Sud a avut şi mişcări de basculare: - astfel în Chersonian s-a produs o transgresiune în estul platformei, partea vestică fiind

exondată; - iar în Ponţianul superior partea de vest a fost afundată, iar cea estică a rămas ridicată.

În Cuaternar, ca urmare a glaciaţiilor, s-au produs oscilaţii ale nivelului Mării Negre, cu exondarea sau restrângerea uscatului. Transgresiunile au avut loc în perioadele interglaciare (cataglaciare) când se topeau gheţarii, iar nivelul oceanului planetar creştea, în timp ce regresiunile s-au produs în perioadele extinderii gheţarilor (perioade anaglaciare) când o parte din apa care circulă în natură, era blocată sub formă de gheaţă, ducând la scăderea nivelului oceanului planetar. Ultima mare regresiune a început acum cca 80 000 ani şi s-a încheiat în urmă cu 15 000 ani - regresiunea Neoeuxnică (Grimaldi) - corespunzătoare anaglaciaţiei Würm, care a determinat o scădere a nivelului apei Mării Negre cu cca 180 m şi o mare extindere a uscatului spre E. Pe uscatul nou format s-a extins reţeaua hidrografică şi s-au acumulat depozite de loess.

Regresiunea Neoeuxinică a fost urmată de transgresiunea Flandrină (Marea Neagră Veche).

În timpurile istorice s-a produs o mică regresiune, când nivelul a scăzut cu cca 2 m faţă de cel actual (regresiunea Fanagoriană), după care nivelul creşte până la cel actual.

5.3. RESURSE MINERALE Minereuri de fier. Mineralizaţia constă în principal din magnetit şi a fost

evidenţiată la SV de Palazu Mare. Argile caolinoase. Apar sub forma unor lentile de diferite dimensiuni şi se

exploatează în cariere la Cuza Vodă, Gherghina-Ţibrinu, Mircea Vodă-Satu Nou, Tortomanu. Sunt utilizate în industria hârtiei, la fabricarea tuburilor ceramice sau la prepararea unor culori.

Diatomite apar ca intercalaţii de până la 5 m fiind exploatate la Urluia şi Adamclisi, fiind utilizate în diferite ramuri industriale.

Calcarele au o răspândire mare, fiind exploatate în cariere la Cernavodă, Medgidia, Lespezi, Limanu etc. fiind utilizate ca materiale de construcţii.

Hidrocarburi. Nu au fost evidenţiate reyerve deosebite, rămânând speranţa unor zăcăminte pe şelful Mării Negre.

26

6. MASIVUL DOBROGEI CENTRALE

Caracterul de «masiv» al acestei unităţi de platformă se datoreşte faptului că fundamentul cutat şi peneplenizat apare la zi pe întreaga suprafaţă, iar cuvertura se păstrează pe suprafeţe mici, fiind în cea mai mare parte îndepărtată de eroziune.

La N este despărţit de Orogenul Nord Dobrogean prin linia tectonică Peceneaga — Camena, orientată NNV-SSE, în partea de S, vine în contact cu Platforma Dobrogei de Sud prin falia Capidava — Ovidiu. Spre V, afundarea Platformei Valahe sugerează existenţa unei fracturi paralele cu Dunărea, care separă Masivul Dobrogei Centrale de Platforma Valahă (Fig. 14).

Aspecte orografice. Dobrogea Centrală, în limitele menţionate, are un relief de podiş, care, până la linia Capul Midia — Hârşova, este similar cu cel din Dobrogea de Sud. Spre N de această linie, se desfăşoară podişul Casimcei, în care înălţimile urca spre N (în Dealul Altân Tepe) până la 392 m. Detaliile morfologice sunt mascate în mare parte de depozitele de loess.

Pe seama calcarelor jurasice s-a format un relief carstic, cum se întâlneşte pe valea Casimcea şi în malul drept al Dunării, între Topalu şi Hârşova.

Principala arteră hidrografică care străbate Dobrogea Centrală este Casimcea, care se varsă în lacul Taşaul O altă arteră importantă este Topologul (Saraiu), care se varsă în Dunăre.

6.1. Structura geologică Cele două etaje structurale (fundament şi cuvertură) sunt accesibile observaţiilor

directe, ceea ce a permis o mai bună cunoaştere. Atât fundamentul, cât şi cuvertura sunt acoperite în mare măsură de loess cuaternar.

6.1.1. FUNDAMENTUL Masivul Dobrogei Centrale are fundamentul alcătuit din şisturi cristaline

mezometamorfice şi şisturi ankimetamorfice, aparţinând de două grupuri: grupul de Ceamurlia şi grupul şisturilor verzi, diferenţiate între ele prin vârstă, metamorfism şi structură.

Grupul de Ceamurlia, denumit şi grupul de Altân Tepe, aflorează la S de falia Peceneaga — Camena, între localităţile Topolog şi Ceamurlia de Sus, sub forma unei fâşii cu o lungime de 18 km şi o lăţime de 1-3 km. Acest grup mezometamorfic, în grosime de circa 2000 m, este separat în 4 formaţiuni (Formaţiunea terigenă inferioară, Formaţiunea vulcanogen-bazică, Formaţiunea terigenă mijlocie, Formaţiunea terigenă superioară) după natura rocilor primare (N. Mureşan,1971). T. Gridan şi L. Nedelcu (1987) neagă această orizontare.

Analizele de vârstă absolută au relevat valori cuprinse între 711 şi 208 M.a., valori care denotă că metamorfismul s-a produs într-o fază assyntică veche, eventual preassyntică, urmate de regenerări assyntice noi, care au provocat procese de retromorfism şi mişcări cimmerice vechi. În concluzie, se poate afirma că rocile sunt de vîrstă Proterozoic superior şi că ele au suferit un polimetamorfism.

Grupul şisturilor verzi este superior stratigrafic celui de Ceamurlia, reprezentând o succesiune groasă de aproape 5000 m, alcătuită predominant din roci epiclastice, asociate cu material piroclastic bazic, afectate de un metamorfism incipient (ankimetamorfism), care a condus la transformarea mineralelor argiloase în clorit şi sericit, ce imprimă o coloraţie verde.

Metamorfismul slab n-a anulat texturile primare ale rocilor, încât se recunosc stratificări gradate, laminaţii de curenţi şi mecanoglife pe talpa stratelor de gresii, aspecte caracteristice depozitelor de fliş (I. Atanasiu, 1940; D. Jipa, 1970). Ţinând seama de natura rocilor iniţiale, O. Mirăuţă (1969) a separat şisturile verzi în 4 formaţiuni: Formaţiunea de Dorobanţu, Formaţiunea de Istria, Formaţiunea de Măgurele şi Formaţiunea de Băltăgeşti.

27

Vârsta şisturilor verzi a constituit o problemă controversată şi se pare că, deocamdată, rămâne în acest stadiu, în decursul timpului, din lipsa dovezilor paleontologice, au fost datate la Proterozoicul superior, Paleozoicul inferior sau chiar Paleozoicul superior-Cambrian inferior.

6.1.2. CUVERTURA O particularitate a Dobrogei Centrale este dezvoltarea redusă a cuverturii,

reprezentată prin terenuri jurasice, cretacice şi sarmaţiene, care se păstrează pe suprafeţe restrânse. Dezvoltarea redusă a cuverturii, atât stratigrafic, cât şi ca distribuţie regională, se datoreşte faptului că Dobrogea Centrală a fost exondată intervale lungi de timp, iar în etapele de imersiune postjurasice, apele au acoperit doar parţial teritoriul ei.

Prin analogie cu situaţia din Platforma Moesică, cuvertura se încadrează în megaciclul Bathonian — Campanian — ?Maastrichtian inferior, în desfăşurarea căruia s-au produs mai multe întreruperi.

JURASICUL. Depozitele jurasice reprezintă cele mai vechi depozite care se aştern pe fundamentul de şisturi verzi. Ele se păstrează pe suprafeţe restrânse, în lungul Dunării între Hârşova şi Topalu, în împrejurimile localităţilor Crucea, Dorobanţu, M. Kogălniceanu şi pe o zonă ceva mai mare în cursul inferior al văii Casimcea şi în versantul nordic al lacului Taşaul, până la Capu Midia.

Litologic, în Jurasic s-au acumulat preponderent roci carbonatice, cu o grosime de circa 600 m, iar în partea bazală şi roci epiclastice, grupate în trei formaţiuni: 1) de Tichileşti (Bathonian superior — Callovian inferior); 2) de Gura Dobrogei (Callovian mediu şi superior); 3) de Casimcea (Oxfordian — Kimmeridgian). Sedimentarea are caracteristici de şelf, cu ape calde, în care s-a dezvoltat o faună bogată şi au existat condiţii pentru construcţii recifale (Fig. 15).

Fig. 15 Secţiune geologică la Topalu prin hioherme coraligene din formaţiunea de Casimcea (A.

Bărbulescu. 1974). CRETACICUL. După Kimmeridgian, Dobrogea Centrală este exondată şi, faţă de

Dobrogea de Sud, rămâne ca uscat o etapă mult mai îndelungată, până în Apţian. Stratigrafic, în afară de Apţian, s-au pus în evidenţă Albianul, Cenomanianul, Turonianul şi Senonianul. Depozitele cretacice apar pe suprafeţe restrânse şi, din distribuţia lor rezultă că apele s-au extins pe suprafeţe limitate.

Sarmaţianul a fost întâlnit în cîteva foraje, sub Cuaternar, pe o suprafaţă mică între Năvodari şi Mamaia. Este format din argile, siltite şi nisipuri, care după conţinutul în foraminifere revin Basarabianului, când s-a produs şi extensiunea maximă a mării sarmaţiene în Dobrogea de Sud.

CUATERNARUL acoperă suprafeţe întinse, mascând depozitele mai vechi. La fel ca în Dobrogea de Sud, în bază se găsesc argile roşii şi verzi, cu concreţiuni de gips, peste care urmează depozite de loess, cu o grosime până la 40 m, în care apar 2-7 niveluri de soluri fosile, de culoare roşcată.

28

6.2. TECTONICA Consolidarea Dobrogei Centrale şi trecerea la stadiu de platformă, cât şi apartenenţa

ei la Platforma Moesică depind de prezenţa sau absenţa formaţiunilor paleozoice superioare ankimetamorfice, cutate. Dacă aceste depozite lipsesc (fiind vorba doar de o infestare a şisturilor verzi cu fitocenoze paleozoice), trecerea la stadiul de platformă s-a produs în acelaşi timp cu Platforma Moesică, Masivul Dobrogei Centrale fiind un sector înălţat al acesteia, în schimb, dacă va fi confirmată prezenţa formaţiunilor paleozoice superioare în componenţa fundamentului, consolidarea Dobrogei Centrale este hercinică, constituind o unitate structurală diferită de Platforma Moesică, cu evoluţie geosinclinală pînă în Carboniferul inferior.

După consolidare, fostul orogen a fost adus într-un stadiu de peneplenă, ca urmare a eroziunii îndelungate la care a fost supus. Prezenţa unor galeţi de roci verzi remaniaţi în depozitele flişului extern şi a molasei Carpaţilor Orientali denotă continuarea spre NV a unei catene similare. Caracterele petrografice diferite ale unor galeţi (amfibolite) nu exclud provenienţa lor din formaţiuni mai vechi ca şisturile verzi.

Apariţia la zi a fundamentului prin eroziunea cuverturii permite o mai bună cunoaştere a structurii sale. La sud de falia Ostrov - Sinoe, elementele plicative (sinclinale şi anticlinale, grupate în cîteva anticlinorii şi sinclinorii) au orientarea aproape V-E care , după O.Mirăuţă (1969), este o reminiscenţă assyntică.

Între faliile Ostrov - Sinoe şi Peceneaga - Camena, direcţia cutelor se schimbă, devenind NV-SE (cu excepţia porţiunii sud-estice). După O. Mirăuţă (1969), aici se individualizează structura anticlinorie majoră Dorobanţu - Ceamurlia, ce are în ax grupul de Ceamurlia (Fig. 16). În accepţia autorului, acesta ar reprezenta o subunitate cu o tectonică proprie, diferită prin orientarea cutelor.

Fig. 16 Secţiune geologică între Camena şi Neatârnarea (O.Mirăuţă, 1956): GC - grupul de Ceamurlia; GSV - grupul şisturilor verzi (1 - form.de Dorobanţu; 2 - form.de Istria); DN -Dobrogea de Nord (3 - form.de Carapelit; 4 - Triasic şi Jurasic; 5 - porfire); FPC - falia Peceneaga - Camena.

Fig. 17 Relaţiile structurale între grupul de Ciamurlia şi grupul şisturilor verzi (M.Mureşan, 1971): GSV - grupul şisturilor verzi; CC - Grupul de Ceamurlia (a - form.terigenă inferioară, f- form.vulcanogen-hazică. t- - form.terigenă mijlocie, d - form.terigenă superioară); ODN - Orogenul Dobrogei de Nord.

29

M. Mureşan (1971) este însă de părere că şisturile verzi sunt şariate peste cristalinul mezometamorfic de Ceamurlia, care apare în fereastră tectonică (Fig. 17). O interpretare similară este dată şi de S. Cosma et al.(1983). Indiferent care dintre cele două puncte de vedere se va dovedi veridic, Masivul Dobrogei Centrale este şariat spre N după falia Peceneaga - Camena peste Orogenul Nord Dobrogean, ale cărui structuri sunt intersectate oblic.

Fig. 17. Secţiune prin sinclinalul Casimcea (după foaia Gura Dohrogei, sc. 1:50000, IGG): PCrfm - grupul şisturilor verzi - forni.de Măgurele; Jurasic: Bt + Cl1 (form.de Tichileşti); cl + ox – km (form.de Gura Dobrogei şi form.de Casimcea).

Falia Peceneaga - Camena, fractură veche şi profundă, a fost reactivată în mai multe

etape, ultima fiind după Jurasicul superior, care este prins sub planul de şariaj. Apariţia Bazinului Babadag, limitat în sud pe cea mai mare parte de falia Peceneaga - Camena denotă o activare (în plan vertical) la apariţia şi închiderea lui.

În ce priveşte cuvertura, depozitele jurasice prezintă slabe ondulări de tip platformă pe direcţia NV-SE, suprapuse oblic până la aproape transversal pe structurile assyntice. Se conturează trei zone sinclinale: Casimcea - Ovidiu, Topalu - Băltăgeşti şi Dorobanţu - Ovidiu. Cele trei sinclinale prezintă ondulări secundare, ceea ce le imprimă caracter de sinclinorii. O. Mirăuţă (1969) a recunoscut şi pe restul fundamentului de şisturi verzi ondulări largi similare, ce reprezintă un exemplu clar de interferenţă a unor structuri de origine şi vârstă diferite, primele fiind de orogen, iar celelate de platformă, produse probabil în mişcările neocimmerice sau preaustrice.

După Jurasic, Dobrogea Centrală a funcţionat mai mult ca uscat, exceptând marginile de V şi E, care au intrat în sedimentare în Albian (marginea vestică) şi Cenomanian - Senonian şi Basarabian (marginea estică şi respectiv sud-estică). În Cuaternar a avut o evoluţie identică cu a Dobrogei de Sud.

6.3. RESURSE MINERALE S u l f u r i p o l i c r i s t a l i n e cu mag n e t i t, sub formă de lentile, se

cunosc în formaţiunea terigenă superioară a grupului de Ceamurlia, la Altân Tepe. Roci c a r b o n a t a t e (Jurasic). Calcare jurasice se exploatează la Hârşova,

Topalu, Casimcea, Crucea, fiind utilizate ca materiale de construcţie şi ca materii prime pentru var şi ciment. Dolomite jurasice se exploatează la nord de Ovidiu, utilizate mai ales ca materiale de construcţie (diguri, piatră brută).

Ş i s t u r i v e r z i se exploatează în numeroase cariere pe plan local, fiind utilizate ca piatră brută pentru drumuri şi în construcţii.

30

7. OROGENUL NORD DOBROGEAN

Dobrogea de Nord este un orogen alpin timpuriu, al cărui aranjament structural s-a desăvârşit în mişcările neocimmerice sau eventual în cele austrice timpurii, după care a trecut în faza de kratogen stabil. Acest orogen este cuprins între Platforma Bârladului şi Platforma Deltei Dunării, de care este separat prin falia Sf. Gheorghe - Oancea - Adjud şi Masivul Dobrogei Centrale, de care este separat prin falia Peceneaga - Camena. Situat la N de ramura alpină principală (Balcani - Tauride - Caucazul Mic), se prelungeşte spre E pe sub apele Mării Negre în Crimeea alpină (sudică), de unde se continuă în Caucazul Mare (Fig. 18).

Fig. 18. Legătura dintre Dobrogea de Nord şi Crimeea (după M.Săndulescu,1984): 1- Platforma

Europei Orientale; 2 - Platforma Scitică (S); 3 - Orogenul nord Dobrogean - Crimeea (DC); M - Platforma Moesică (M. Săndulescu, 1984).

Pe teritoriul României, Orogenul Nord Dobrogean include Munţii Măcinului, Dealurile Tulcei, Podişul Babadag şi o porţiunea situată la N de Dunăre (între Prut şi Siret), cunoscută sub denumirea de «Promontoriul Nord Dobrogean îngropat». În limitele menţionate, acest orogen este alcătuit din formaţiuni prealpine (şisturi cristaline, depozite sedimentare paleozoice, magmatite) şi alpine (depozite sedimentare triasice şi jurasice, magmatite), cuprinse în structuri unitare, realizate în mişcările neocimmerice sau austrice timpurii. Formaţiunile prealpine conservă şi amprente ale cutărilor mai vechi (hercinice, caledonice şi posibil assyntice).

Orogenul Nord Dobrogean reprezintă o structură în pânze de şariaj, care în stadiul cunoştinţelor actuale sunt denumite astfel: Măcin, Niculiţel şi Tulcea.

Acest aranjament structural se regăseşte (în parte sau în totalitate) şi în fundamentul celor două platforme alpine (Babadag şi Covurlui).

7.1. PÂNZA MĂCIN Prin această unitate (cu caracter de pânză) înţelegem exclusiv aria ei de aflorare,

fără prelungirile din fundamentul celor două platforme alpine, în acest mod, Dunărea o separă la N şi V de Platforma Covurlui, iar la E falia Luncaviţa - Consul o delimitează de unitatea Niculiţel. În S se limitează cu Platforma Babadag.

Aspecte orografice. În limitele menţionate, Orogenul Nord Dobrogean a fost puternic erodat, încât se prezintă ca nişte munţi cu înălţimi mici, ce nu depăşesc 500 m, cunoscuţi sub numele de Munţii Măcinului. Deşi au înălţimi reduse, priviţi din bălţile Dunării, aspectul lor este impunător, îndeosebi prin culmea prelungă Măcin (circa 50 km) .

31

Munţii Măcinului sunt drenaţi de o serie de afluenţi de dreapta ai Dunării (Cerna, Plopilor, Jijila), cât şi de Valea Taiţa (care se varsă în lacul Babadag).

7.1.1. STRUCTURA GEOLOGICĂ Pânza Măcin este alcătuită aproape exclusiv din formaţiuni prealpine, formaţiunile alpine

fiind reprezentate doar prin filoane de roci eruptive. 7.1.1.1.FORMAŢIUNI PREALPINE Sunt reprezentate prin şisturi cristaline mezo- şi epimetamorfice, depozite

sedimentare paleozoice, afectate de un metamorfism incipient şi magmatite. Şisturi cristaline. Deşi au fost cercetate în mai multe etape (D.Giuşcă,

O.Mirăuţă, A.Seghedi), asupra lor există încă incertitudini în stabilirea vârstei şi chiar a succesiunii. Probabil aparţin de trei sau două grupuri diferite: de Orliga şi/sau de Megina, şi de Boclugea - Priopcea.

• Grupul de Orliga, ce apare pe o suprafaţă mică în dealurile Orliga şi Sărărica, este alcătuit din paragnaise, micaşisturi, cuarţite, amfiboliteşi calcare.

• Grupul de Megina apare în dealul cu acelaşi nume şi, în continuare, la S de Cerna până la Mircea Vodă, cât şi în Dealul Buceag şi la Balabancea. Ca şi precedentul, este un cristalin mezometamorfic, în grosime de circa 300 m, alcătuit în partea inferioară din amfibolite asociate cu gnaise cuarţo-feldspatice, iar în partea superioară din gnaise cuarţo-feldspatice (+ muscovit ± biotit ± granaţi) asociate cu tufuri micacee şi cuarţite.

Relaţiile dintre cristalinul mezometamorfic de Megina şi cel de Orliga nu sunt vizibile, întrucât apar în situaţii tectonice diferite: cel de Megina în solzul cu acelaşi nume, unde succed granite gnaisice, iar cel de Orliga în solzul Orliga, care după M. Săndulescu (1984) ar fi împins peste cel de Megina.

•Grupul de Boclugea - Priopcea. în cei doi solzi menţionaţi mai sus, peste cristalinul mezometamorfic se aşază şisturi epimetamorfice alcătuite din filite şi cuarţite. O. Mirăuţă (1960) consideră că ele aparţin unei singure unităţi litostratigrafice, de vârstă Ordovician şi metamorfozată hercinic. A. Seghedi (1986) a ajuns la o concluzie similară, însă presupune că vârstă lor este probabil mai veche decât Cambrianul.

În concluzie, cristalinul mezo- şi epimetamorfic din pânza Măcin provine din formaţiuni sedimentare şi magmatice, proterozoice şi eventual paleozoice inferioare (?Cambrian), metamorfozate în trei sau două cicluri tectonice: preassyntic (grupul de Orliga), assyntic (grupul de Megina) şi ?caledonic (grupul de Boclugea - Priopcea). Nu poate fi exclusă posibilitatea ca primele două grupuri să reprezinte o singură etapă geotectonică, corespunzătoare deschiderii primei arii de sedimentare.

PALEOZOICUL ocupă suprafeţe întinse în pânza de Măcin, depozitele respective fiind separate în trei formaţiuni: de Cerna, de Bujoarele şi de Carapelit. Primele două formaţiuni, pe criterii paleontologice, revin Silurianului şi Devonianului inferior; în schimb, cea de-a treia este raportată Carboniferului inferior, fără atestare paleontologică sigură. Toate cele trei formaţiuni prezintă un metamorfism regional incipient, cât şi aureole de metamorfism termic de contact provocate de corpurile intruzive de granite.

Magmatite prealpine. În grupurile de Orliga şi Megina există magmatite bazice, metamorfozate regional, care reprezintă ofiolite de rift, puse în loc în condiţii ensialice, eventual de rift cu scoarţă subţiată (M. Săndulescu,1984). Nu este precizat dacă acest magmatism reprezintă vestigiile a două etape geotectonice sau o singură etapă.

Şisturile cristaline şi formaţiunile paleozoice sunt străbătute de numeroase corpuri de roci intruzive, reprezentate în principal prin granite şi granodiorite. Dintre acestea, graniţele de Megina sunt considerate antepaleozoice, iar restul paleozoice. Intruziunile paleozoice aparţin de două generaţii: unele fiind puse în loc înaintea acumulării

32

formaţiunii de Carapelit (pe care n-o străbat şi n-o cornifică) şi altele după sedimentarea ei (D. Rotman,1917; O. Mirăuţă şi El. Mirăuţă, 1962).

Datele de vârstă absolută (K-Ar) obţinute în ultimul timp pentru unele roci magmatice considerate ca prealpine arată că unele dintre ele sunt alpine, în această situaţie se găsesc granitele alcaline de la Iacobdeal şi Piatra Roşie, corpurile subvulcanice din Dealul lui Manole, Iglicioara, Gorgane (cât şi din prelungirea acestora spre SE în riolitele alcaline de la Cârjelari - Atmagea), pentru care s-au obţinut vârstele absolute de 196 M.a., care corespund cu sfârşitul Triasicului (faza cimmerică veche) (I. Întorsureanu et al., 1989). De vârstă alpină ar fi şi granitul de Greci (192-227 M.a.). Dacă aceste date se vor confirma şi ele nu reprezintă regenerări, istoria magmatismului din pânza Măcin (în general în Dobrogea de Nord) se va schimba substanţial. Lipsa depozitelor corelative triasice în care să se fi imprimat aureola termică îngreuiază această interpretare. Menţinerea în prezentare a modelului cu magmatism intruziv, preponderent paleozoic, porneşte de la necesitatea unui plus de date (inclusiv de vârstă absolută) care să confirme vârstă alpină.

Efuziuni de porfire (riolite) negre şi roşii apar la Iacobdeal, Dealul Igliţa, Dealul lui Manole şi solzul Megina. În solzul Balabancea sunt mai rare şi formează filoane. Efuziunile au caracter acid. În solzul Balabancea există şi filoane de dolerite.

Intruziunile paleozoice de granitoide sunt legate de orogeneza hercinică, cele precarapelitice probabil de faza bretonă, iar cele postcarapelitice de faza sudetă. Efuziunile de porfire, după datele de vârstă absolută, s-au produs ceva mai târziu, în Permian. Asupra genezei granitoidelor paleozoice şi a cadrului structural de desfăşurare persistă o serie de incertitudini, cum sunt: deosebirile fundamentale dintre rocile calcoalcaline şi cele alcaline, cât şi dintre cele cu textură gnaisică şi masivă. Diferenţierea petrochimică a intruziunilor postcarapelitice, respectiv calcoalcalină în solzul Balabancea şi alcalină în solzul Megina, ar sugera desfăşurarea lor în două unităţi structurale diferite (distanţate între ele), apropierea lor fiind tectonică (M. Săndulescu,1984).

7.1.1.2. FORMAŢIUNI ALPINE În pânza Măcin (în limitele menţionate), formaţiunile alpine sedimentare (Triasic,

Jurasic) lipsesc. Ele apar însă în prelungirea pânzei Măcin (spre S), în fundamentul Platformei Babadag, conservate de eroziune sub cuvertura cretacică. În această situaţie, se ridică întrebarea dacă astfel de formaţiuni n-au existat şi în cadrul pânzei Măcin, dar au fost îndepărtate de eroziune. Dacă avem în vedere că intruziunile granitice postcarapelitice străbat în totalitate această formaţiune, consolidarea lor s-a produs obligatoriu sub un acoperiş destul de gros, posibil alcătuit din formaţiuni alpine, în pânza Măcin, ca formaţiuni alpine, se cunosc doar filoane de diabaze şi posibil de porfire, puse în loc în Triasic sau chiar în Jurasic.

7.1.2. TECTONICA Individualizarea pânzei Măcin, în cadrul Dobrogei de Nord, are ca punct de plecare

punerea în evidenţă de către M. Savul (1935) a liniei tectonice Luncaviţa-Consul, căreia autorul îi fixează şi vârsta, în sensul că încălecarea s-a produs după Triasicul superior (afectat de dislocaţie), dar înaintea Cenomanianului (care o acoperă la S de Consul). Caracterul de pânza reiese mult mai evident în interpretarea dată de I. Atanasiu în 1940.

Aranjamentul structural major al Orogenului Nord Dobrogean timpuriu şi, implicit, al pânzei Măcin s-a realizat în intervalul dintre Jurasicul superior şi Albian, în mişcările neocimmerice sau eventual în cele austrice timpurii. Lipsa depozitelor alpine din pânza Măcin, în care să se fi imprimat efectele acestor mişcări, îngreuiază foarte mult descifrarea elementelor plicative şi rupturale alpine timpurii de cele prealpine. Drept repere se iau relaţiile dintre formaţiunile prealpine, dar acestea ar putea fi mai vechi şi doar reluări

33

alpine. Pe baza acestor relaţii, în pânza Măcin sunt separate două sau patru subunităţi sau solzi. După M. Săndulescu (1984) se recunosc patru solzi: Balabancea -Buceag, Megina, Orliga şi Cârjelari (Fig. 19).

Fig. 19 Schiţa tectonică a pânzei Măcin (M. Săndulescu, 1984): l - Masivul Dobrogei Centrale; 2 -

Pânza Niculiţel; 3-9 - Pînza Măcin (3 - solzul Orliga; 4 - solzul Balabancea - Buceag; 5 - solzul Megina; 6 - solzul Cârjelari; 7 - granite alcaline în solzul Megina; 8 - granite şi granodiorite în solzii Megina şi Balabancea - Buceag; 9 - granite gnaisice de Megina); 10 - cuvertura posttectonică; FPC - falia Peceneaga-Camena; FLC -falia Luncaviţa - Consul; 12 - solzi alpini; 13 - solzi prealpini.

Solzul Balabancea-Buceag este cel mai estic şi fruntea sa reprezintă linia de şariaj Luncaviţa-Consul, după care pânza Măcin este şariată peste pânza Niculiţel. În lungul acestei fracturi, formaţiunile paleozoice şi şisturile cristaline din solzul Balabancea-Buceag sunt împinse spre E peste cele triasice ale unităţii Niculiţel. În aceasta din urmă apar trei iviri (N de Trestenic şi SV de Revărsarea) cu metamorfite (din grupul Boclugea-Priopcea) şi granite de Coşlugea, presupuse ca reprezentând petice de acoperire din pânza Măcin, ceea ce ar releva amploarea şariajului.

Solzul Megina, situat la vest de precedentul (Fig. 20), se poate urmări începând de la Măcin până la Atmagea, fruntea sa punând în contact granitele gnaisice şi grupul de Megina cu formaţiunea de Carapelit (exclusiv prealpină). Cu toate acestea, caracterul său alpin (nu neapărat originea) pare evident, cel puţin prin paralelismul cu falia Luncaviţa-Consul.

Fig. 20 Secţiune geologică prin pânza Măcin (O.Mirăuţă,1966, completată): PÂNZA MĂCIN:

GM - grupul de Megina; GBP - grupul de Boclugea — Priopcea; yM - granite gnaisice de Megina; yC - graniţe de Coşlugea; yT - granite de Turcoaia; FC - form.de Cernea (Silurian); FB - form.de Bujoarele (Devonian inf.); FCp - form.de Carapelit (Carbonifer inf.); FM - falia Megina; FLC - falia Luncaviţa - Consul; PÂNZA NICULIŢEL: T2 - Triasic mediu.

34

Solzul Cârjelari este mai vestic, fiind paralel cu falia Peceneaga - Camena şi se desfăşoară mai mult în fundamentul Platformei Babadag. În el sunt implicate şi formaţiuni alpine, triasice şi jurasice. La S de Cârjelari dispare sub planul faliei Peceneaga - Camena.

Solzul Orliga este conturat la N de Măcin, exclusiv pe seama grupului de Orliga, considerat împins peste solzul precedent. Forma lui, apropiată de petic de acoperire, ar sugera o încălecare de amploare (M. Săndulescu,1984).

Primii trei solzi se prelungesc spre S în fundamentul Platformei Babadag, însă urmărirea traseului lor este îngreuiată de cuvertura cretacică. Spre N, cu excepţia solzului Cîrjelari, ceilalţi se continuă în fundamentul Platformei Covurlui (Promontoriul Nord Dobrogean îngropat).

Deşi aranjamentul structural al Pânzei Măcin şi individualizarea ei ca pânză sunt alpine timpurii, formaţiunile prealpine permit recunoaşterea amprentelor unor procese geotectonice mai vechi. Discontinuitatea dintre formaţiunile de Bujoarele (Devonian inferior) şi de Carapelit (Carbonifer inferior), cele două generaţii de magmatite paleozoice (precarapelitice şi postcarapelitice), care au produs fenomene de contact diferite în timp, atestă clar intervenţia orogenezei hercinice prin două faze, una după Devonianul inferior (faza bretonă) şi alta după Carboniferul inferior (faza sudetă), după cum arată vârstele absolute ale granitelor carapelitice (S. Mînzatu et al.,1975). Cele două faze au generat şi slabe procese ankimetamorfice.

Cele două sau trei grupuri de metamorfite (Orliga, Megina sau Orliga - Megina şi Boclugea - Priopcea) sunt rezultatul a două sau trei cicluri geotectonice: preassyntic, assyntic şi ?caledonic. În afara proceselor metamorfice primare şi de retromorfism, recunoaşterea unor elemente structurale majore nu este posibilă.

În cadrul Orogenului Nord Dobrogean, pânza Măcin este cea mai înălţată, atât faţă de unităţile Niculiţel şi Tulcea (lipsite de formaţiuni posttectonice, nedeformate), cât şi faţă de porţiunile afundate, ce au cuverturi posttectonice (Platformele Babadag şi Covurlui). După mişcările neocimmerice sau austrice timpurii, în care s-a realizat structura majoră, funcţia geosinclinală s-a terminat şi s-a trecut la etapa de Kratogen stabil, supus proceselor denudaţionale, parte din el reintrând prin scufundare în sedimentare, fără ca depozitele respective să fie deformate (cuverturile celor două platforma alpine).

7.1.3. RESURSE MINERALE Din pânza Măcin se exploatează roci magmatice (granite, granodiorite, porfire),

cuarţite şi argile caolinoase. Granite şi granodiorite se exploatează la Turcoaia (carierele Fîntîna lui Manole,

Valea cu Plopi, lacobdeal), Greci (cariera Carabalu), Pricopan (carierele Izvoarele, Sulucu, Căprarii) şi Atmagea, fiind utilizate sub formă de piatră brută şi concasată, criblură, pavele şi molane la drumuri, căi ferate şi construcţii. Prin lustruire, pot fi utilizate şi ca plăci ornamentale.

P o r f i r e cuarţifere cenuşii se exploatează la Iglicioara (V de Turcoaia) pentru piatră spartă.

C u ar ţ i t e din grupul Boclugea - Priopcea aflorează în Culmea Priopcea, unde sunt exploatate în carierele Piatra Rîioasă, Dealul Rîioasa şi Vîrful Priopcea. Caracteristicile fizico-mecanice permit utilizarea lor ca materie primă pentru cărămizi refractare şi substanţe abrazive, cît şi ca piatră spartă pentru drumuri şi căi ferate.

A r g i l e c a o l i n o a s e apar la 3 km N de Măcin, în culmile Cheia şi Viţelaru, cât şi în Culmea Orliga la Epaminonda, sub forma unor filoane până la 10 m grosime, ce au rezultat din alterarea unor porfire.

35

7.2. PÂNZA NICULIŢEL Regiunea situată la E de falia Luncaviţa - Consul a fost considerată mult timp ca

fiind unitară din punct de vedere structural şi denumită «zona Tulcea» sau «zona triasică». Particularităţile litofaciale ale depozitelor triasice din sectorul vestic al acestei zone, marea dezvoltare a magmatismului bazic şi acid, cât şi diferenţele tectonice de suprafaţă şi profunzime au condus la separarea acesteia ca unitate aparte, şariată spre E. Contribuţii în acest sens au adus lucrările lui O. şi M. Mirăuţă (1962), V. Mutihac (1964), D. Patrulius et al.(1974), M. Mureşan (1975), S. Cosma et al.(l983), E. Grădinaru (1984), autorii foilor Babadag, Somova, Niculiţel din Harta geologică a României (sc. 1:50 000) editată de I.G.G.

Fig. 21 Schiţa tectonică a Dobrogei de Nord (după hărţile ridicate de O. şi El.Mirăuţă, din

D.Patrulius et al.,1974, simplificat): / - pânza Macin; // - pânza Consul; /// - pânza Niculiţel; IV - pânza Tulcea; V - Platforma Babadag.

Există două modele: - regiunea menţionată ar aparţine la două pânze (Consul şi Niculiţel), cum

interpretează O. Mirăuţă (manuscris), D. Patrulius et al.(1974) (model înscris şi pe foile menţionate);

- este o pânză unitară (Niculiţel) cu două digitaţii (Consul şi Sarica), cum presupune M. Săndulescu (1984) (Fig. 21).

În ce ne priveşte, am adoptat modelul pânzei unitare - pânza Niculiţel -separată în două digitaţii (Consul şi Sarica), ceea ce nu infirmă caracterul de pânze independente al acestora.

Pânza Niculiţel (s.l.) este cuprinsă între pânza Măcin (în V), de care este separată prin falia Luncaviţa-Consul şi pânza Tulcea (în E), de care este separată prin falia Sarica.

Aspecte orografice. Partea nordică a pânzei Niculiţel se prezintă ca un podiş, ce corespunde ariei de răspândire a diabazelor triasice, care au condiţionat formarea unui relief unitar. Spre N, către lunca Dunării, podişul prezintă o margine abruptă, iar către S este fragmentat de către cursurile de apă, trecându-se treptat la dealuri izolate, suprapuse depozitelor triasice sau unor porfire (dealurile Trestenic, Malciu, Consul). Cel mai impunător este Dealul Consul (333 m) ce are o formă piramidală, între dealurile menţionate apare un relief depresionar acoperit cu depozite loessoide. În N, între marginea Podişului

36

Niculiţel şi lunca Dunării apare, de asemenea, o zonă depresionară care pătrunde pe văi, ca nişte golfuri, în interiorul podişului.

Regiunea este drenată de unii afluenţi de dreapta ai Dunării (pârâul Viilor) şi de cursurile superioare ale râurilor Teliţa şi Taiţa, care în timpul verii seacă.

7.2.1. STRUCTURA GEOLOGICĂ Pânza Niculiţel este alcătuită în principal din formaţiuni alpine de vârstă triasică,

atât sedimentare, cât şi magmatite. Pe arealul ei apar şi cîteva iviri cu formaţiuni prealpine, cum sunt în: Dealul Edirlen, SV de Revărsarea şi V de Mihai Bravu. Cu excepţia celei de la Mihai Bravu, apartenenţa celorlalte două la pânza Niculiţel este pusă la îndoială, fiind interpretate ca având poziţie tectonică, reprezentând petice de acoperire ale pânzei Măcin.

Între digitaţiile Consul şi Sarica există unele diferenţe litologice şi stratigrafice care, adăugate la cele tectonice, impun o prezentare stratigrafică separată, în acest mod sunt evidenţiate mai bine particularităţile lor, ceea ce nu infirmă caracterul de pânză unitară.

7.2.1.1. DIGITAŢIA CONSUL În alcătuirea acestei digitaţii (sau eventual pânză) participă formaţiuni prealpine şi

formaţiuni alpine triasice (sedimentare şi magmatice). Succesiunea formaţiunilor alpine se încheie la nivelul Triasicului mediu (Anisian).

Formaţiuni prealpine. În arealul digitaţiei Consul, depozite prealpine se cunosc numai la vest de Mihai Bravu, fiind reprezentate printr-o formaţiune vulcanogen-sedimentară.

Formaţiunea vulcanogen-sedimentară de Mihai Bravu este alcătuită din brecii vulcanogene, conglomerate mărunte poligene (cu galeţi de porfire, cuarţ, granite), siltite roşii, jaspuri roşii şi verzi în strate subţiri şi tufuri porfirice cu feldspat roşu. Ansamblul depozitelor însumează 600-700 m (Fig. 22). D. Patrulius et al. (l974) au atribuit, fără dovezi, această formaţiune Permianului, însă conţinutul palinologic denotă o vârstă mai veche, Devonian superior-Carbonifer.

Fig. 22 Coloană litostratigrafică la V de Mihai Bravu: 1-conglomerate şi brecii; 2-tufuri porfirice;

3-jaspuri; Q-porfire Pe formaţiunea vulcanogen-sedimentară se dispune transgresiv Triasicul inferior. Formaţiuni alpine. Sedimentarea alpină a început în Triasicul inferior (Werfenian)

printr-o secvenţă epiclastică după care s-a instalat o sedimentare carbonatică. Atât în digitaţia Consul, cât şi în digitaţia Sarica şi pânza Tulcea, depozitele triasice se prezintă (litologic şi faunistic) în facies alpin-mediteranean. Activitatea magmatică s-a declanşat tot în Werfenian şi a influenţat sedimentarea, în digitaţia Consul este cunoscut numai Triasicul inferior şi mediu (Fig. 23).

37

TRIASICUL INFERIOR (WERFENIANUL) debutează prin depozite epiclastice rudito-arenitice, după care se trece la o sedimentare carbonatică, ceea ce permite separarea a două unităţi litologice: formaţiunea epiclastică şi formaţiunea calcarelor în plăci. Cele două unităţi sunt, în fapt, comune şi pentru digitaţia Sarica şi pânza Tulcea. Diferenţele dintre ele fiind neânsemnate, au fost denumite în acelaşi mod, respectiv "formaţiunea epiclastică de Bogza" şi "formaţiunea calcarelor în plăci de Somova" (A. Baltreş,1982). Holostratotipurile lor sunt în pânza Tulcea.

TRIASICUL MEDIU, în digitaţia Consul, este reprezentat numai prin Anisian. Acesta urmează în continuitate, fiind alcătuit preponderent din calcare şi dolomite.

Fig. 23 Coloane stratigrafice sintetice în pânza Niculiţel. 7.2.1.2. DIGITAŢIA SARICA Această digitaţie, situată la E de precedenta, este sinonimă cu "pânza Niculiţel" (sens

restrâns). Ocupă o suprafaţă mai mare, fiind alcătuită din depozite triasice extinse pe intervalul Werfenian-Norian. Pe arealul ei, după cum am arătat, există şi formaţiuni prealpine, interpretate ca având poziţie tectonică.

Formaţiuni prealpine. Astfel de formaţiuni apar în Dealul Edirlen (N de Trestenic) şi SV de Revărsarea, fiind reprezentate prin metamorfite şi granite.

Formaţiuni alpine, în digitaţia Sarica, la fel ca şi în digitaţia Consul, sedimentarea alpină a început în Triasicul inferior, însă aici se menţine până în Triasicul superior (Norian). Sedimentarea a început prin roci epiclastice, însă din Werfenianul superior se trece la o sedimentare carbonatică, substituită parţial, în Ladinian şi Triasicul superior, prin faciesuri arenito-pelitice. Procesul de sedimentare în Triasicul inferior şi mediu a fost perturbat de magmatismul bazic şi acid.

Magmatite triasice. În pânza Niculiţel (în cele două digitaţii), în Triasic a fost o intensă activitate magmatică efuzivă, atât bazică, cât şi acidă.

Vulcanitele bazice sunt localizate cu precădere în partea de N, între Luncaviţa (dealul Sarica) şi Niculiţel, însă apar sporadic şi în S. Petrografic, sunt reprezentate prin bazalte, bazalte amigdaloide şi variolite, adesea spilitizate, ce formează curgeri submarine, frecvent sub formă de «pillow-lava», însoţite de piroclastite (M. Savul,1931; H. Savu et al.,1980,1985). Între rocile efuzive apar şi mici corpuri sau silluri de gabbro-dolerite şi dolerite spilitizate.

38

Vulcanitele acide au dezvoltare mare în digitaţia Consul (dealurile Malciu, Eschibalîc, Consul), dar apar şi în digitaţia Sarica. După M. Savul (1935), ele constau din porfire microgranitice cu textură masivă şi porfire cuarţifere (riolite) cu textură fluidală, însoţite de tufuri riolitice şi ignimbrite, care în Dealul Malciu sunt străbătute de dyke-uri de dolerite cuarţifere. Efuziunile acide s-au manifestat la sfîrşitul Triasicului inferior şi în Triasicul mediu, ultimele formând dyke-uri (El. Mirăuţă,1982). Rezultă că efuziunile de roci bazice şi acide au fost intense într-un interval scurt (Spathian - Asinian), dar magmatismul bazic a continuat şi mai tâziu, probabil până în Triasicul superior.

CUATERNARUL acoperă suprafeţe «întinse, mascând în mare măsură formaţiunile mai vechi. Este reprezentat de o pătură cu depozite de loess şi loessoide, constituite din prafuri arenito-siltito-argiloase (2-5 m), între care apar şi câteva niveluri de paleosoluri. Analizele mineralogice au relevat o legătură cu rocile din subasment, cel puţin ale celor din zona Niculiţel, în timp ce la altele sursele sunt diferite (V. Codarcea, C. Ghenea,1987).

7.2.2. TECTONICA Pânza Niculiţel, aşa cum a fost definită de la început, este şariată după falia

Sarica peste pânza Tulcea, iar la V suportă şariajul pânzei Măcin. Falia Sarica are un traseu sinuos, prezentând un intrând adânc spre V, între localităţile Nalbant şi Trestenic şi un altul la N de Dealul Sarica. Cele două intrânduri arată amploarea şariajului şi conturul de eroziune a frunţii pânzei.

Pânza Niculiţel cuprinde două digitaţii: una internă (Consul) şi alta externă (Sarica), pe care D. Patrulius et al. (l974) le-au interpretat ca pânze solz independente, respectiv pânza solz Consul în V şi pânza solz Niculiţel (s.s.) în E.

Fig. 24 Relaţiile dintre pânzele Măcin, Niculiţel şi Tulcea: M - pânza Măcin; C – digitaţia (pânza) Consul; S - digitaţia Sarica (pânza Niculiţel s.s.); T – pânza Tulcea.

Digitaţia sau pânza Consul, cu o lăţime de 1-6 km, dispare la N de valea

Covandria sub şariajul pânzei Măcin (Fig. 24). Specific pentru această digitaţie este marea dezvoltare a porfirelor cuarţifere, la care se adaugă şi unele particularităţi ale depozitelor triasice medii, care reprezintă şi termenul stratigrafic superior. D. Patrulius et al. (1974) apreciază că această digitaţie este împinsă cu cel puţin 8 km peste digitaţia Sarica. Amploarea şariajului pledează pentru interpretarea ca pânză independentă.

Digitaţia Sarica (pânza Niculiţel s.s.) este mult mai mare şi în cadrul ei formaţiunile triasice formează mai multe cute sinclinale şi anticlinale, cu vergenţe estice şi solzi în partea frontală. Având în vedere acest aspect, în cazul separării ca pânză independentă, denumirea de pânză solz nu mai este adecvată, în V suportă şariajul digitaţiei Consul, iar din pârâul Covandria, şariajul direct al pânzei Măcin. La E este şariată cu 12-15 km peste pânza Tulcea (Fig. 24).

Formaţiunile prealpine (de tip Măcin) din Dealul Cilic şi de la SV de Revărsarea se înscriu în axele unor anticlinale (V. Mutihac,1964) sau reprezintă petice de acoperire din pânza Măcin, în ultimul caz, poziţia lor în digitaţia Sarica ar sugera că digitaţia Consul şi, parţial, cea de Sarica au fost acoperite de pânza Măcin, conturul digitaţiei Consul fiind în întregime de eroziune.

Pânza Niculiţel (s.l.) provine dintr-o zonă de rift intracontinental, deschis în Triasicul inferior, care a funcţionat până în Norian, cu maximum de activitate ofiolitică în Spathian-Anisian. Compresiunea care a condus la apariţia pânzei şi a celor două digitaţii, după M.

39

Săndulescu (1984) s-a manifestat în două etape: în Liasic (mişcările eocimmerice), cînd s-a produs încălecarea digitaţiei Consul peste cea de Sarica, schiţându-se şariajul peste pânza Tulcea şi în intervalul postjurasic - ante-Albian (mişcările neocimmerice sau intra-neocomiene sau austrice timpurii), când s-a definitivat acest aranjament (Fig. 25).

Fig. 25 Riftul nord-dobrogean şi geneza pânzei Niculiţel (M. Săndulescu, 1984): 1 - formaţiuni

carbonatate; 2 - formaţiuni calcaro-detritice; 3 - formaţiuni de fliş; 4 - roci mafice; M - pânza Macin; T - pânza Tulcea; C - digitaţia Consul; S - digitaţia Sarica; C + S = pânza Niculiţel.

Avînd în vedere că în digitaţia Consul succesiunea Triasicului se încheie la nivelul

Anisianului, prima etapă s-a declanşat, probabil, mult mai timpuriu, când are loc şi demarajul şariajului pânzei Măcin.

7.2.3. RESURSE MINERALE Pânza Niculiţel are puţine resurse minerale, reprezentate prin mineralizaţii de

fier asociate magmatitelor triasice acide (riolite) şi bazice (bazalte), la care se adaugă calcare şi gresii triasice.

În perimetrul magmatitelor acide din dealurile Consul, Eschibalâc şi Malciu, apare o m i n e r a l i z a ţ i e de f i e r , reprezentată prin corpuri lenticulare de oligist (transformat în cea mai mare parte în magneţii), asociate cu o gangă de granaţi, epidot, cuarţ, clorit şi carbonaţi. Lentilele sunt localizate preponderent în calcarele triasice, având în general o dispoziţie concordantă cu stratificaţia. Geneza lor este considerată fie exhalativă, prin sublimare la o distanţă suficient de mare de sursă (V. Ianovici et al.,1977), fie pirometasomatică şi hidrotermală (I. Mârza et al., 1981). Sub aspect economic, conţinutul mediu în fier este de 25,5%.

C a l c a r e triasice, cum sunt cele de la Mihai Bravu, N. Bălcescu şi Niculiţel, prezintă însuşiri pentru a fi utilizate ca piatră naturală pentru drumuri, construcţii, fabricarea varului sau ca roci ornamentale. Se exploatează numai în zona Fântâna Zmeului (sud de Niculiţel).

P o r f i r e cuarţifere, din dealurile Malciu, Eschibalîc şi mai ales Consul, ar putea fi utilizate ca piatră spartă şi, mai ales, criblură de marcaj sau ca piatră ornamentală.

7.3. PÂNZA TULCEA Pânza Tulcea este cuprinsă între pânza Niculiţel (în V şi S V), de care este separată de

falia Sarica, şi Platforma Deltei Dunării (Platforma Scitică), de care este separată de falia Sf. Gheorghe-Oancea (al cărei traseu este paralel cu braţul Sf. Gheorghe). Spre E, se afundă sub depozitele cuaternare ale complexului lacustru Razelm şi, în continuare, se prelungeşte pe şelful Mării Negre.

Aspecte orografice. Principalele trăsături ale reliefului pânzei Tulcea sunt dealurile insulare, sub formă de culmi prelungi sau mamelonare, izolate sau grupate (cu înălţimea maximă de 267 m în Denis Tepe), separate de depresiuni şi înşeuări largi, acoperite cu depozite loessoide (E. Nedelcu şi Ş. Dragomirescu, 1965). Între culmile prelungi, cu vârfuri teşite, orientate pe direcţia NV-SE sau VNV-ESE, sunt cele din zona centrală, de pe aliniamentul Uzum Bair - Redi - Horia - Somova, suprapuse pe un anticlinal. în lungul Dunării, între Nufărul

40

şi Mahmudia sunt culmile Beilia Mare şi Beştepe (de asemenea în lungul unui anticlinal), iar la S de ele sunt dealurile Cairacelor, sub formă de mameloane separate de înşeuări.

Partea sudică a pânzei Tulcea este acoperită de apele lacului Razelm, ce are 2-3 m adâncime. În cuprinsul lui se găseşte insula Popina.

Reţeaua hidrografică este săracă, fiind tributară Dunării (cursuri scurte), lacului Razelm (pâraiele Nucarilor şi Agighiol) şi lacului Babadag (râul Teliţa).

7.3.1. STRUCTURA GEOLOGICĂ Pânza Tulcea este alcătuită din formaţiuni prealpine şi formaţiuni alpine, ultimele

având dezvoltare largă. Şi unele şi altele sunt în mare măsură acoperite de depozite loessoide, cuaternare.

7.3.1.1. FORMAŢIUNI PREALPINE În pânza Tulcea, formaţiunile prealpine sunt prezente prin şisturi cristaline,

depozite paleozoice (afectate de un metamorfism incipient) şi magmatite. Şisturile cristaline apar pe suprafeţe reduse, fiind reprezentate prin roci

mezometamorfice şi roci epimetamorfice şi/sau ankimetamorfice. Întrucât în stadiul cunoştinţelor actuale echivalarea cu metamorfitele din pânza Macin nu este certă, se impune separarea lor prin denumiri locale.

• Formaţiunea de Uzum Bair grupează roci mezometamorfice, care aflorează în dealul cu acelaşi nume (Fig. 26), alcătuite din micaşisturi cu disten, în care apar benzi de paragnaise şi pegmatite cu muscovit şi granati (A. Seghedi şi V. Uricaru,1985).

Fig. 26 Secţiune geologică între Uzum Bair şi Rediu (după O. Mirăuţă): 1 - formaţiunea de

Uzum Bair; 2 - formaţiunea de Horia; 3 - formaţiunea de Rediu (3a - cuarţite; 3b -ardezii); 4 - Werfenian; 5 - Anisian; 6 - Ladinian - Carnian; 7 - porfire.

• Formaţiunea de Horia apare în dealurile Rediu şi mai ales Horia, fiind descrisă

de O. Mirăuţă (1966). Autorul separă în cadrul ei două unităţi litologice: una inferioară, cu roci metapsamitice (alternantă ritmică de cuarţite şi filite) şi alta superioară, cu şisturi sericito-cuaiţitice (alternantă deasă de filite sericitice, cuarţite sericitice, filite şi cuarţite grafitoase), în grosime de 100 m.

PALEOZOICUL. în pînza Tulcea, Paleozoicul este reprezentat prin Silurian şi Devonian, care sunt separate în două formaţiuni: de Rediu şi de Beştepe (Fig. 27).

• Formaţiunea de Rediu (Silurian - ?Devonian inferior) a fost separată de O. Mirăuţă (1966) la E de Cataloi, în dealurile Rediu şi Puturosu (Fig. 27). în cadrul ei se diferenţiază doi membri: unul inferior, alcătuit din gresii cuarţoase şi silicolite negre sau cenuşii, în strate subţiri (2-10 cm), argile filitice negricioase şi intercalaţii de calcare; altul superior, format din şisturi ardeziene, cu intercalaţii subordonate de argile filitice şi strate subţiri de gresii cuarţoase (300 m).

• Formaţiunea de Beştepe (Devonian). Prezenţa Devonianului a fost presupusă în colinele Mahmudiei de către G. Murgoci (1914), însă atestarea paleontologică o datorăm lui O. şi El. Mirăuţă (1965), prin identificarea unei faune de conodonte. Aceiaşi autori au stabilit şi succesiunea, separând în cadrul ei trei membri: inferior, median şi superior. Grosimea însumată este de 170-180 m.

41

Fig. 27. Lito şi biostratigrafia Proterozoicului superior şi Paleozoicului.

Magmatitele prealpine sunt reprezentate prin roci intruzive granito-dioritice, filoane de

porfire şi de diabaze. 7.3.1.2. FORMAŢIUNI ALPINE În pânza Tulcea, formaţiunile alpine revin Triasicului şi Jurasicului, fiind reprezentate

atât prin depuneri sedimentare, cât şi prin magmatite efuzive, bazice şi acide. TRIASICUL. Ca urmare a studiilor efectuate de V. Anastasiu, I. Simionescu, E.

Kittl, O. şi El. Mirăută, V. Mutihac, D. Patrulius, E. Grădinaru etc., este atestată prezenţa tuturor etajelor, mergându-se în unele cazuri până la detalieri de biozone.

În general, sedimentarea a început prin roci epiclastice (conglomerate, gresii, siltite), după care s-a instalat o sedimentare carbonatică, iar la sfârşitul Triasicului a devenit epiclastică, în facies de fliş. În Triasicul mediu şi Triasicul superior, sedimentarea carbonatică s-a diversificat, funcţie de morfologia bazinului de acumulare.

TRIASICUL INFERIOR (WERFENIAN) (Fig. 28) se aşază discordant şi transgresiv peste formaţiunile prealpine. În acest interval sedimentarea a fost relativ uniformă pe întregul areal al pânzei Tulcea, fiind asemănătoare cu cea din pânza Niculiţel. În cadrul depozitelor care revin Werfenianului, se pot separa două unităţi litologice: una epiclastică (de Bogza) şi alta calcaro-marnoasă (de Tulcea Veche-Somova).

Fig. 28 Secţiune geologică în Dealul Monument - Tulcea (după I.Atanasiu): 1 - filite verzui cuarţoase;

2 - filoane de porfire; 3 - conglomerate (Werfenian inferior). TRIASICUL MEDIU ŞI SUPERIOR (ANISIAN-NORIAN), începând cu Triasicul

mediu (de fapt în Werfenianul terminal), procesul de sedimentare s-a diversificat, fenomen semnalat încă de I. Simionescu (1927). Avînd în vedere că pe o suprafaţă mică apar în contact litofaciesuri diferite, nu este exclus ca acestea să reflecte, în realitate, suprapuneri tectonice,

42

cel puţin de amploarea unor digitaţii sau solzi, dacă nu chiar a unor pânze, aspect presupus încă de I. Atanasiu (1940, p.40).

În linii generale, se pot diferenţia trei litofaciesuri: de Murighiol-Popina (Fig. 29), de Agighiol şi de Cataloi.

Fig. 29 Coloana stratigrafică sintetică a depozitelor triasice în litofaciesul de Murighiol - Popina.

I. Simionescu (1910) a remarcat asemănarea faunei cu cea din stratele de St. Cassian din

Alpi, atribuindu-le Ladinianului superior. A. Baltreş et al.(1981) afirmă că, după litologie şi conţinutul fosil, calcarele din Popina sunt de tipul Wetterstein şi revin Ladinianului şi Cordevolianului (Carnian inferior). Acumularea lor s-a produs în ape puţin adânci, deasupra bazei valurilor. Patul acestor depozite nu este cunoscut. Nu este exclus ca arealul respectiv să fi rămas ca şelf puţin adânc între Anisian şi Carnian cu acumulări de calcare de tip Murighiol-Popina sau, în Ladinianul inferior, a suferit o afundare (însă de scurtă durată) cu acumulare de roci similare formaţiunii de Cataloi, ca din Ladinianul superior să se revină la ape puţin adânci.

MAGMATITE TRIASICE. În pânza Tulcea, magmatitele sunt localizate exclusiv în NV, între Somova şi Malcoci, mai ales în dealurile Vărăria şi Cortelu (Fig. 30). La fel ca în pânza Niculiţel, sunt reprezentate prin roci bazice şi acide.

Fig. 30 Răspândirea vulcanitelor triasice între Somova şi Mineri (după H.Savu et al.,1985).

43

Rocile bazice formează curgeri şi dyke-uri. Primele sunt cele mai răspândite şi corespund unor bazalte amigdaloide şi dolerite, în facies de pillow lava. Dyke-urile constau din dolerite cuarţifere şi bazalte, puse în loc posterior diabazelor, în condiţii hipabisice (H. Savu,1985). Din relaţiile cu depozitele triasice, între care se intercalează, rezultă că activitatea efuzivă a început în Werfenianul superior (Spathian) şi s-a încheiat în Anisianul inferior (El. Mirăuţă,1982).

Rocile acide constau din riolite, ce formează lacolite, dyke-uri şi filoane, asociate cu piroclastite (aglomerate, tufuri, rar ignimbrite), ce apar în acelaşi areal cu rocile bazice.

În ce priveşte geneza, magmatitele bazice şi acide, la fel ca cele din pânza Niculiţel (s.l.), sunt considerate vulcanite fisurale, de interplacă continentală ce precede separarea continentelor, şi aparţin fazei de vulcanism bimodal manifestat în Werfenianul superior-Anisianul inferior (H. S avu et al., 1985; H. Savu, 1986).

JURASICUL. Depozitele jurasice sunt conservate în partea vestică, pe aria litofaciesului de Cataloi, şi în cea estică, pe aria litofaciesului de Murighiol-Popina, care reprezintă zone afundate tectonic, în comparaţie cu partea mediană, înălţată. Stratigrafic este dovedită prezenţa Liasicului, Doggerului şi a Malmului inferior (E. Grădinaru,1984).

LIASICUL este cunoscut numai în partea vestică în câteva iviri: la Cataloi-Poşta, Nalbant şi în Dealul Denis Tepe. Litologia se schimbă, devenind epiclastică cu aspect de fliş. I. Atanasiu (1940) a denumit depozitele respective «flişul de Nalbant», atribuindule Carnianului superior. V. Mutihac (1964) păstrează aceeşi denumire, însă pe baza faunei identificate le atribuie Pliesbachianului şi consideră că Liasicul inferior lipseşte. E. Grădinaru (1984) demonstrează existenţa continuităţii între Triasic şi Liasic şi, pe baza unor diferenţe litologice, separă trei formaţiuni, în mare măsură sincrone: de Nalbant, de Teliţa şi de Denis Tepe (Fig. 31). La acestea se poate adăuga formaţiunea de Zebil, interceptată exclusiv în foraje.

Fig. 31 Corelarea depozitelor liasice din pânza Tulcea (după E. Grădinaru,1984). A-Nalbant, B-

Denis Tepe, C-Poşta, Cataloi

44

DOGGERUL ŞI MALMUL INFERIOR au fost identificaţi, pe criterii paleontologice, numai în regiunea Dunavăţ (E. Grădinaru,1974,1984). Autorul separă două formaţiuni: de Dunavăţ şi de Carabair.

CUATERNARUL. Depunerile cuaternare acoperă suprafeţe întinse, mascând în mare măsură formaţiunile mai vechi. Ele sunt reprezentate de o pătură cu depozite de loess şi loessoide (5-20 m), în care apar câteva niveluri brune de paleosoluri.

Analizele granulometrice şi mineralogice (V. Codarcea şi C. Ghenea, 1976) au relevat că în partea centrală (ex. Agighiol) materialul a provenit din surse diferite, fiind depus iniţial pe zonele înalte şi resedimentat la sfârşitul Pleistocenului şi în Holocen. În schimb, în lungul Dunării aportul aluvionar a fost determinant, iar în sud a devenit dependent de complexul lacustru Razelm-Sinoe.

7.3.2. TECTONICA Pânza Tulcea suportă în V şi S V şariajul pânzei Niculiţel, iar în NNE este şariată după

falia Sf.Gheorghe peste Platforma Deltei Dunării (Scitică). Având în vedere că în alcătuirea pânzei Tulcea participă depozite jurasice (inclusiv Oxfordian), rezultă că şariajul s-a produs în mişcările neocimmerice. Reluarea (sau definitivarea) în mişcările austrice timpurii nu este exclusă, dar lipsesc depozitele corelative.

Formaţiunile prealpine şi alpine sunt cutate în anticlinale şi sinclinale (cu tendinţa de grupare în partea de NV şi de lărgire în SE), afectate de unele fracturi (Fig. 32). Se conturează trei anticlinale: Redi-Uzum Bair; Trei Fântâni-Murighiol şi Tulcea-Mahmudia.

Fig. 32 Secţiune geologică între pânza Măcin şi falia Sf.Gheorghe (după foile 134h şi 135h din

Harta geologică a României scara 1:50 000):1 - granite şi granodiorite; 2 - hazalte; 3 - riolite (porfire); 4 - şisturi cristaline (Ionesi, 1994).

Anticlinalul Redi-Uzum Bair, situat aproximativ în partea centrală, se prelungeşte în NV

până spre Isaccea, iar în SV (Agighiol) se bifurcă. S. Cosma et al. (l983) îl consideră ca derivând dintr-un rid şi trasează, în lungul flancului său nord-estic, o falie inversă. Nu este exclus ca acest rid să reprezinte fruntea unei digitaţii sau chiar a unei pânze, având în vedere că desparte litofaciesul de Cataloi (în V) de litofaciesurile carbonatice (în E).

Anticlinalul Tulcea-Mahmudia (tot rid, după S. Cosma et al., 1983) este paralel cu falia Sf.Gheorghe-Oancea, ce reprezintă fruntea pânzei Tulcea.

Între cele două anticlinale, cât şi în V de anticlinalul Redi, se desfăşoară mai multe sinclinale şi anticlinale, cele din sectorul vestic fiind întretăiate oblic de pânza Niculiţel.

Elementele plicative sunt afectate de fracturi dirijate aproximativ N-S, dintre care mai importantă pare să fie falia Teliţa, care delimitează la V un sector coborât, în care s-a deschis prin foraje formaţiunea de Zebil. Semnificaţia corectă a prezenţei acestei formaţiuni poate fi dedusă numai după precizarea vârstei. Nu este exclus ca aceste fracturi să fie posterioare elementelor plicative, fiind corelabile cu fracturi de acelaşi tip, ce afectează şi Masivul Dobrogei Centrale (S. Cosma et al., 1983).

45

După cum am arătat, sectorul vestic al pânzei Tulcea este mult mai afundat decât cel estic, cu precădere la contactul cu pânza Niculiţel, unde sunt jalonate aflorimentele cu depozite jurasice. La rândul lor, cele două sectoare sunt înălţate în NV şi afundate în SE.

7.3.3. RESURSE MINERALE Principalele resurse din pânza Tulcea sunt: sulfurile polimetalice, baritina şi rocile

carbonatice. S u l f u r i p o l i m e t a l i c e se găsesc între Somova şi Mineri, fiind

reprezentate printr-o parageneză cu blendă, galena, pirită, calcopirită şi tetraedrit, asociată riolitelor. Mineralizaţia de origine hidrotermală se prezintă sub două aspecte:

• compactă, situată la limita riolitelor cu calcarele triasice; • sub formă de impregnaţii în riolite brecifiate şi . B a r i t i n a (exploatată în cea mai mare parte) apare în aceeaşi zonă ca filoane

(perimetrul Mineri) şi ca un corp cilindric (Dealul Cortelu), ce are în bază sulfuri polimetalice.

C a l c a r e de vârstă triasică au răspândire foarte mare. Cea mai importantă exploatare se găseşte la Mahmudia (Dealul Caraicul Mare), fiind utilizate în Combinatul Siderurgic de la Galaţi, îndeplinesc condiţii de calitate şi pentru industria varului, sodei, cauciucului şi ceramicii fine. Alte exploatări de calcare triasice, sistematice sau sporadice, se găsesc la Tulcea, Agighiol, Zebil, Mineri, Somova, Murighiol - Dunavăţ etc., fiind utilizate ca piatră pentru drumuri, căi ferate, elemente de construcţie şi fabricarea varului.

D o l o m i t e , provenite prin dolomitizarea calcarelor, apar la diferite niveluri între calcarele din perimetrul localităţii Mahmudia. Se exploatează împreună cu calcarele, fiind utilizate în siderurgie.

G r e s i i , în Dealul Carierei (Tulcea) se exploatează gresii calcaroase, iar în Dealul Denis Tepe gresii cuarţoase, utilizate ca piatră pentru drumuri şi construcţii.

46

8. PLATFORME ALPINE

Prin scufundarea a două porţiuni din Orogenul Nord Dobrogean, mai întâi (în mezocretacic) a regiunii sud-vestice (Babadag) şi mult mai tîrziu (în Badenianul superior) a regiunii de la N de Dunăre (Promontoriul Nord Dobrogean), s-au instalat «bazine de sedimentare», în care s-au acumulat depozite ce n-au fost deformate, încât au căpătat caracteristici de «cuvertură». Acestea sunt aşezate pe un «fundament» orogenic alpin timpuriu, intens cutat, în acest mod, fostele bazine de acumulare prezintă în alcătuirea lor cele două etaje structurale specifice platformelor: fundamentul cutat şi cuvertura nedeformată.

Prin faptul că este un orogen alpin timpuriu, însă devenit stabil, cele două platforme sunt tinere (alpine), spre deosebire de celelalte, care sunt platforme vechi (prealpine). În acest sens, considerăm că denumirile de Platforma Babadag şi Platforma Covurlui corespund aspectelor structurale majore.

8.1. PLATFORMA BABADAG Este localizată în partea sud-vestică a Dobrogei de Nord, având forma unui culuar alungit

NV-SE, cuprins între Masivul Dobrogei Centrale (în V), pânza Măcin (în N) şi pânzele Niculiţel şi Tulcea (în E).

Aspecte orografice. Platforma Babadag prezintă un relief de dealuri, cu înălţimi mici pînă la 350 m care, privite dinspre N, apar ca un podiş - Podişul Babadag. Caracterul carbonatic al depozitelor cretacice a favorizat unele fenomene carstice, cum sunt dolinele şi lapiezurile.

Principalele artere hidrografice care drenează regiunea sunt: Slava (pe latura vestică) şi Taiţa cu afluenţii săi de dreapta (pe latura estică). Cele două artere au direcţia generală a podişului (SE) şi debuşează în lacul Razelm. Atât ele, cât şi afluenţii lor sunt largi şi au numai temporar apă.

8.1.1. STRUCTURA GEOLOGICĂ Platforma Babadag a apărut prin scufundarea în mezocretacic a unei părţi din Orogenul

Nord Dobrogean (pânzele Măcin, Niculiţel şi Tulcea), cât şi a unei porţiuni foarte mici din Masivul Dobrogei Centrale (în sud-vest). Suprafaţa afundată s-a transformat în bazin de acumulare, care s-a menţinut până în Senonianul inferior. Sondele săpate pe şelf, în prelungirea Platformei Babadag au arătat că aici sedimentarea a persistat, cu unele întreruperi, până în prezent.

Depozitele cretacice nu sunt deformate decât foarte slab, încât prezintă caracteristici de cuvertură. Având în vedere acest aspect, în alcătuirea unităţii se diferenţiază foarte clar cele două etaje structurale specifice unei platforme: cuvertura şi fundamentul.

8.1.1.1. FUNDAMENTUL (SOCLUL) Exceptând o mică porţiune din partea sud-vestică (Baia - Mihai Viteazu), fundamentul

este alcătuit din formaţiuni prealpine şi alpine, similare cu cele din pânzele Măcin, Niculiţel şi Tulcea (Fig. 33).

FUNDAMENTUL DE TIP MĂCIN este vizibil pe marginea nordică, aproximativ pe linia Horia - Izvoarele - Traian şi pe marginea vestică, în lungul faliei Peceneaga - Camena, la Cîrjelari - Atmagea şi la Camena. Specific pentru pânza Măcin din fundamentul Platformei Babadag este faptul că în componenţa ei participă şi formaţiuni alpine triasice şi jurasice (sedimentare şi magmatite), ce aflorează de sub cuvertura cretacică la Cârjelari - Atmagea şi Camena.

Formaţiuni prealpine. Întrucât formaţiunile prealpine sunt similare cu cele din pânza Măcin, asupra lor nu vom insista, relevând numai unele aspecte. Ele sunt reprezentate prin şisturi cristaline (grupurile de Megina şi Boclugea - Priopcea), depozite paleozoice afectate de

47

un metamorfism incipient (formaţiunile de Cerna, Bujoarele şi Carapelit) şi magmatite. Toate acestea sunt vizibile pe marginea nordică.

Fig. 33 Schiţă geologică a Platformei Bahadag (după O. Mirăuţă).

Magmatitele prealpine sunt reprezentate prin granitele din Dealul Sacar Bair şi prin

riolitele de Cârjelari. Formaţiuni alpine, în alcătuirea fundamentului de tip Măcin (dezvelit de sub cuvertura

cretacică la Cârjelari şi Camena) participă şi formaţiuni alpine triasice şi jurasice, reprezentate atât prin depozite sedimentare, cât şi prin magmatite.

8.1.1.2. CUVERTURA Cuvertura este alcătuită exclusiv din depozite cretacice, atribuite pe criterii

paleontologice etajelor Albian, Cenomanian, Turonian, Coniacian şi, eventual, Santonian. Relaţiile dintre Albian şi Cenomanian nu sunt vizibile.

CUATERNARUL. La fel ca în restul Dobrogei, formaţiunile mai vechi sunt acoperite de loess şi depozite loessoide, cu o grosime până la 10 m. Analizele granulometrice au relevat că acestea sunt siltite nisipoase cu predominarea fracţiunii siltice, caracterizate printr-o cantitate redusă de minerale grele în fracţiunea nisipoasă, cu excepţia celor din zona Camena, în care mineralele grele au un procent mai ridicat în partea superioară (V. Codarcea şi C. Ghenea, 1976). Aceste aspecte denotă că aportul local aluvio-deluvial în acumularea loessului din Platforma Babadag a avut o pondere ridicată.

8.1.2. TECTONICA Tectonica fundamentului. Fundamentul Platformei Babadag nu este altceva decât o

porţiune din Orogenul alpin timpuriu al Dobrogei de Nord, având un aranjament similar sub formă de pânze suprapuse, aspecte care au fost analizate în cadrul pânzelor Măcin, Niculiţel şi Tulcea, încât nu vom mai reveni asupra lor. Traseul celor trei pânze, cu structurile lor interne nu se poate urmări cu exactitate în cadrul fundamentului, datorită acoperirii de către cuvertura cretacică.

48

Un aspect inedit îl constituie prezenţa formaţiunilor mezozoice (sedimentare şi magmatite) în componenţa pânzei Măcin din cadrul fundamentului, vizibile la Cârjelari şi Camena, unde sunt implicate tectonic împreună cu formaţiunile prealpine. Conservarea lor sub cuvertura cretacică ridică problema dacă astfel de formaţiuni n-au existat, iniţial, pe întreg arealul pânzei Măcin, dar au fost ulterior îndepărtate de eroziune.

Tectonica cuverturii. Depozitele cretacice superioare prezintă cute largi, în general asimetrice, orientate VNV şi suprapuse discordant şi oblic peste structurile fundamentului. Astfel, în jumătatea de N se conturează pe margini trei brachisinclinale: Traianu - Izvoarele şi N. Bălcescu (pe latura estică şi nord-estică), separate între ele prin ridicarea (pragul) Atmagea şi Başpunar - Uspenia (pe latura vestică), între ele fiind anticlinalul Jidini (Fig. 89).

8.1.3. RESURSE MINERALE În Platforma Babadag există resurse minerale legate atât de fundament, cât şi de

cuvertură. Resursele fundamentului sunt reprezentate prin unele impregnaţii de calcopirită şi

carbonaţi bazici de cupru, asociate cu riolite de Camena. Riolitele se exploatează în cariera Movila Goală, fiind utilizate sub formă de piatră

spartă şi criblură de drumuri şi construcţii. Din formaţiunea de Cîrjelari (Dealul Sfânta) se exploatează calcare jurasice, utilizate

pentru piatră brută şi în construcţii. Resursele cuverturii sunt reprezentate prin rocile calcaroase cretacice, care se extrag în

numeroase cariere (Codru, Coşari, Babadag, Ciucurova, Jurilovca etc.), fiind utilizate pentru drumuri, lespezi pentru fundaţii şi zidării sau sub formă de plăci şlefuite, ca dale pentru pardoseli şi elemente arhitectonice.

În prelungirea Platformei Babadag, în depozitele cretacice şi eocene de cuvertură s-au identificat zăcăminte de hidrocarburi (petrol şi gaze), cum este structura Lebăda.

8.2. PLATFORMA COVURLUI Platforma Covurlui s-a format prin scufundarea părţii nord-vestice a Orogenului

Nord Dobrogean, proces declanşat în Badenianul superior, începînd cu extremitatea nord-vestică, şi s-a extins treptat în sud pe parcursul Sarmaţianului. Depozitele acumulate pînă la sfîrşitul Romanianului constituie cuvertura care acoperă fundamentul cutat.

Platforma Covurlui este cuprinsă între Platforma Bîrladului (în nord), Platforma Valahă (în vest) şi pînzele Măcin-Niculiţel (în sud). Traseul faliei Sf.Gheorghe-Oancea-Adjud, care desparte Platforma Covurlui de Platforma Bârladului, şi mai ales prelungirea faliei Peceneaga-Camena spre N, după care Platforma Bârladului este delimitată de cea Valahă, sunt în mare măsură arbitrare.

Aspecte orografice. Cu excepţia regiunii de NV (între Bârlad şi Siret), care reprezintă terminaţia sudică a Colinelor Tutovei, cea mai mare parte a platformei (E de Valea Gerului) are un relief de coline şi platouri joase, cunocute sub denumirea de Podişul Covurlui (V.Sficlea,1972). În partea nordică a acestui podiş predomină interfluvii colinare, cu altitudini de 200-300 m (colinele Covurlui), în care procesele de versant sunt deosebit de active, favorizate de substratul nisipos. Partea sudică este formată din câmpuri înalte, uşor înclinate spre S, altitudinile coborând treptat de la 200 m până a 60-70 m (Câmpia Covurlui). Regiunea de la V de Valea Gerului aparţine, sub aspectul reliefului, de Câmpia Tecuciului.

Reţeaua hidrografică care drenează Platforma Covurlui este formată de o serie de afluenţi de dreapta ai Prutului (Covurlui) şi de stânga ai Siretului (Bârlad, Geru, Suhurlui, Lozova, Mălina). Văile principale sunt însoţite de terase.

49

În partea sudică, în apropiere de Dunăre şi Siret sunt mai multe lacuri (Lozova, Mălina, Cătuşa, Brateş), cel mai mare fiind Brateşul, care a fost redus foarte mult prin desecare. Ele sunt foste limanuri fluviatile, create prin bararea grindurilor Prutului, Dunării şi Siretului, în timpul Holocenului.

8.2.1. STRUCTURA GEOLOGICĂ În cadrul Platformei Covurlui, cele două etaje structurale, specifice unei platforme

(fundamentul şi cuvertura), se detaşează foarte net. Diferenţa faţă de platformele vechi constă în participarea unor formaţiuni alpine la alcătuirea fundamentului (Fig. 34).

Fig. 34 Fundamentul Platformei Covurlui (D. Paraschiv, 1983).

8.2.1.1. FUNDAMENTUL Fundamentul Platformei Covurlui, după cum am arătat, nu reprezintă altceva decît

extremitatea nord-vestică a Orogenului Nord Dobrogean (Promontoriul Nord Dobrogean afundat). Cea mai mare parte revine pânzei Măcin, iar pe latura estică (spre Prut) o mică porţiune aparţine pânzei Niculiţel. Nu este exclus ca, prin acoperirea ultimei de către pânza Măcin, să fie prezentă şi pânza Tulcea.

FUNDAMENTUL DE TIP MĂCIN. A fost deschis în numeroase sonde, încât este bine cunoscut, fiind format din şisturi cristaline, depozite sedimentare paleozoice şi magmatite prealpine. Nu este exclusă nici prezenţa unor depozite alpine triasice.

FUNDAMENTUL DE TIP NICULIŢEL. Pe latura estică, în apropiere de Prut, în zona Frumuşiţa-Brăneşti, s-au deschis prin sonde vulcanite bazice (bazalte) şi acide (filoane de porfire cuarţifere). Aceste vulcanite, prin poziţia lor (latura estică a fundamentului), aparţin probabil pânzei Niculiţel, în care au o dezvoltare mare, mai ales în partea nordică. Vulcanitele

50

respective ar putea fi încadrate la pânza Tulcea, în eventualitatea acoperirii tectonice a pânzei Niculiţel de către pânza Măcin, însă acest lucru este foarte greu de stabilit prin foraje (Fig. 34).

8.2.1.2. CUVERTURA Pe fundamentul cutat se aştern depozite neogene, ce aparţin ciclului de sedimentare

Badenian superior-Romanian, la care se adaugă formaţiuni cuaternare. CUATERNARUL. După depunerea formaţiunilor de Bălăbăneşti-Cândeşti,

Platforma Covurlui devine uscat, pe care se instalează reţeaua hidrografică, în lungul căreia, prin înălţări episodice s-au format terasele, începnd probabil cu Pleistocenul inferior şi pînă în Holocen.

Tot acum, s-au acumulat depozite loessoide, care acoperă pe interfluvii suprafeţe întinse, mascând formaţiunile mai vechi, inclusiv pietrişurile de Poiana Nicoreşti. Grosimea lor variază între 25 şi 70 m, fiind cele mai groase de pe teritoriul României, iar în cuprinsul lor apar pînă la 7 niveluri, ceva mai argiloase, de culoare roşcată, interpretate ca soluri fosile. Acumularea loessului este posterioară formaţiunilor de Bălăbăneşti-Cândeşti, probabil în Pleistocenul mediu şi superior.

În partea sudică a Platformei Bîrladului, între Prutul inferior şi pârâul Lozova, apar nisipuri, siltite şi argile, cu o grosime de 20-30 m (în zona Galaţi ajungând la 90 m), cunoscute sub numele de formaţiunea de Bărboşi-Babele. (N. Macarovici şi G. Costeţchi,1973).

Vârsta pleistocenă a formaţiunii de Bărboşi-Babele nu este pusă la îndoială. V. Sficlea (1980), făcând o analiză amplă asupra extinderii şi relaţiilor cu celelalte depozite, consideră că această formaţiune este alcătuită din depuneri fluvio-limanice (reprezentând cel puţin trei generaţii aluvionare) sincrone cu depozitele teraselor IV-VI şi, parţial, cu cele loessoide.

Văile principale sunt însoţite de terase. Astfel, în lungul versantului drept al Prutului, V. Sficlea (1980) menţionează 6 niveluri de terase (cea mai înaltă fiind de 115-120 m), a căror altitudine se reduce spre aval; la sud de Folteşti terasele inferioare dispar.

Pe stânga Siretului, se detaşează numai două niveluri de terase (7-20 m şi 35-37 m), din care cel superior corespunde interfluviului Siret-Bârlad (S de Cosmeşti). Pe stânga Bârladului inferior, apar tot două niveluri (60-70 m şi 10-15 m), care se reduc treptat spre S.

Terasa inferioară de pe stânga Bârladului, între Ungureni şi Hanu Conachi, are pe ea acumulări de nisipuri sub formă de dune, modelate din materialul adus de afluenţii ce vin din Podişul Covurlui şi, posibil, din cel adus de Bârlad. Vîrsta lor este holocenă.

8.2.2. TECTONICA În alcătuirea Platformei Covurlui se detaşează foarte clar cele două componente majore

ale unei platforme (fundamentul şi cuvertura), fiecare din ele având aspecte structurale diferite. Fundamentul reprezintă o prelungire a pânzelor Măcin şi Niculiţel şi, eventual, chiar a

pânzei Tulcea. Cea mai mare extindere are pânza Măcin, cu structura sa de solzi însă, având în vedere modul de investigare (foraje), conturarea frunţii şi urmărirea elementelor tectonice nu sunt posibile decît aproximativ sau ipotetic. Din datele existente asupra pânzei Măcin, s-ar părea că solzii Megina şi Balabancea-Buceag ar avea dezvoltarea cea mai largă, însă pe latura nordică (la contacul cu falia Oancea-Adjud), cât şi pe cea sudică (la contactul cu falia Peceneaga-Camena) pot exista complicaţii, cu apariţia de elemente tectonice necunoscute.

Pânza Niculiţel se conturează până la Brăneşti, de unde prelungirea ei spre N sau dispariţia sub pânza Măcin rămîne ipotetică.

După realizarea aranjamentului structural alpin timpuriu a avut loc o îndelungată şi activă perioadă de denudaţie, care a modelat relieful orogenic, fără a-1 aduce în stadiu de

51

peneplenă, moştenire care a fost preluată şi a influenţat acumularea cuverturii neogene, împreună cu fenomenul de afundare. Paleorelieful format până în pre-Badenian se cuprinde în suprafaţa Dorohoi (D. Paraschiv,1988).

Sedimentarea cuverturii s-a declanşat în Badenianul superior, pe o porţiune limitată (NV şi SV) şi s-a extins treptat, prin cuprinderea de noi sectoare ale fundamentului, printr-o afundare a acestuia, în trepte, pe linii de fractură, către NV şi V (spre Orogenul Carpatic), unde s-a produs o acumulare foarte groasă de sedimente.

Fenomenul afundării spre V, comun şi platformelor prealpine (Bârladului şi Moldovenească), a produs o solicitare tectonică intensă la contactul cu Orogenul Carpatic, concretizată prin apariţia a numeroase fracturi pe marginea platformelor respective (O. Dicea et al.,1969).

Căderea accentuată spre V se produce de la linia Cotu Lung-Braniştea-Pechea, prelungită şi în NV spre Cudalbi-Ţepu-Buciumeni. La E de această linie, grosimea cuverturii neogene prezintă variaţii mici, ceea ce reflectă diferenţe reduse în morfologia fundamentului sau amplitudini mici de afundare şi ridicare după linii de fractură. O uşoară înălţare se produce în apropierea Prutului (Frumuşiţa).

Procesul de afundare şi subsidenţă n-a fost continuu, ci a stagnat şi s-a inversat (prin înălţare şi exondare) în trei etape: între Badenian şi Volhinian; între Basarabian şi Chersonian; între Ponţianul mediu şi Romanian sau Dacian superior.

După acumularea formaţiunilor de Bălăbăneşti-Cândeşti, Platforma Covurlui se înalţă, însă diferenţiat, mai accentuat în N, încît cuvertura neogenă devine cvasiorizontală, cu o slabă înclinare spre SV. Această înclinare a afectat inclusiv formaţiunea de Bălăbăneşti-Tuluceşti, care prezintă o valoare medie de 4 m/km (V. Sficlea, 1960, 1980). De la această valoare există şi abateri, cum se întâmplă pe interfluviul Bârlad-Prut, de unde spre SV înclinarea este mai mare (7-8 m/km). Acest deranjament este pus de V. Sficlea (1980) pe seama unor mişcări neotectonice, posterioare, de înălţare, fenomen care ar sta şi la baza devierii spre SV a cursului Bârladului (spre deosebire de celelalte văi, care sunt consecvente).

Credem că această uşoară bombare, prelungită în NE şi pe Platforma Bârladului, este mai curând primară, pe fondul general al înălţării, fiind răspunzătoare, din prima fază, de apariţia cursului Bârladului. Mişcările neotectonice produse mai tîrziu au condus la deformarea teraselor, evident tot prin înălţări şi afundări.

Fenomenul de înălţare, comun şi platformelor prealpine (Bârladului şi Moldovenească), denotă că în Neogen cele trei platforme au funcţionat ca un bloc comun, înălţarea diferenţiată (efect al mişcărilor valahe) fiind responsabilă de caracterul cvasiorizontal al cuverturii, cu înclinare redusă spre SV, pe toate trei.

Acumularea rudito-arenitică, specifică formaţiunilor de Bălăbăneşti-Cândeşti este o consecinţă a acestei înălţări, comună şi Orogenului Carpatic, unde s-a declanşat mai timpuriu.

În concluzie, aspectul cuverturii neogene este rezultanta mulării reliefului fundamentului, a subsidenţei active spre Orogenul Carpatic şi a înălţării diferenţiate, provocată de faza valahă, răspunzătoare de caracterul cvasiorizontal. Tot acum, prin apariţia reţelei hidrografice, începe modelarea reliefului.

8.2.3. RESURSE MINERALE Resursele minerale din Platforma Covurlui sunt reprezentate în primul rând de

hidrocarburi, la care se adaugă: pietrişuri, nisipuri şi loess. H i d r o c a r b u r i , în cadrul Platformei Covurlui s-au pus în evidenţă capcane

cu hidrocarburi (petrol şi gaze), grupate în două sectoare: unul nord-vestic şi altul sudic, având fiecare mai multe structuri. În afară de acestea, cu importanţă mai redusă sunt structurile Frumuşiţa şi Suraia (D. Paraschiv, 1975; C. Paraschiv et al., 1976). Majoritatea

52

capcanelor se găsesc în depozitele cuverturii neogene (Badenian superior, Sarmaţian, Meoţian şi Ponţian), însă câteva, cum sunt cele de la Matca şi Burcioaia apar, pe lângă cuvertura neogenă, şi în depozite paleozoice.

N i s i p u r i şi p i e t r i ş u r i . Se exploatează din aluviunile Siretului (Cozmeşti, Doaga, Suraia, Umbrăreşti etc.) fiind utilizate ca agregate pentru betoane, cît şi pentru balastarea drumurilor.

Nisipurile de dune din zona Hanul Conachi, prin calităţile lor, pot fi utilizate în construcţii, turnătorie şi balastarea drumurilor.

Pietrişurile de Bălăbăneşti se exploatează local pentru balastarea drumurilor şi betoane.

D e p o z i t e l e l o e s s o i d e se exploatează într-o serie de cariere (Tecuci, Braniştea şi mai ales Ţiglina), fiind folosite îndeosebi la fabricarea cărămizilor.

53

9. OROGENUL CARPATIC

Orogenul carpatic formează o a doua categorie geotectonică de pe teritoriul României ca o consecinţă a orogenezei alpine, făcând parte din sistemul cutat alpino-carpato-balcano-caucazian, cu prelungire spre E până în Himalaia inclusiv.

În România Orogenul carpatic prezintă trei segmente distincte cu trăsături proprii: Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi Munţii Apuseni, care cuprind în interiorul lor Depresiunea Transilvaniei.

Orogenul carpatic reprezintă în parte structuri mai vechi reluate în mai multe orogeneze, dar care au fost intens afectate de ciclul orogenic alpin,

Catenele carpatice reprezintă faza finală de evoluţie a unor bazine marine cu scoarţă oceanică după ce etapa de expansiune a scoarţei a fost urmată de o alta de compresiune cu procese de subducţie. După consumarea litosferei cu scoarţa oceanică prin subducţie, au venit în contact blocuri continentale, catenele carpatice reprezentând sutura acestor blocuri.

9.1. CARPAŢII ORIENTALI Pe teritoriul României, ca unitate geotectonică majoră, se întind de la graniţa de N

până la râul Dâmboviţa. Spre V se mărginesc cu Depresiunea Transilvaniei, iar spre E şi SE falia pericarpatică îi desparte de unităţile de platformă Platforma Moldovenească, a Bârladului, Covurlui şi Valahă.

De la V spre E, în Carpaţii Orientali, se individualizează patru zone longitudinale distincte prin structura geologică, ca şi prin aspectul morfologic, acestea sunt următoarele:

1-Zona vulcanitelor neogene; 2-Zona cristalino-mezozoică; 3-Zona flişului;

4-Zona de molasă (Unitatea Pericarpatică). Din punct de vedere geomorfologic, în Carpaţii Orientali, structura geologică este

reflectată în morfostructură. Astfel, latura vestică a vulcanitelor neogene se caracterizează prin masive muntoase unitare cuprinzând Munţii Oaş, Gutâi, Ţibleş, Bârgău, Călimani, Gurghiu, Harghita. Substratul geologic al acestor munţi este alcătuit preponderent din diferite tipuri de andezite, ceea ce dovedeşte că reprezintă produsele unui vulcanism de subducţie.

La est de lanţul vulcanic se află zona cristalino-mezozoică, osatura principală a Carpaţilor Orientali, la alcătuirea căreia iau parte şisturi cristaline şi formaţiuni de vârstă mezozoică, predominant calcaroase. Această zonă se prezintă cu masive muntoase formate din şisturi cristaline, dar şi calcare mezozoice, incluzând Munţii Maramureşului, Rodnei, Bistriţei, Hăghimaş, Perşani, Piatra Craiului, Bucegi-Leaota, Postăvaru şi Piatra Mare

Urmează spre E zona flişului, care de la N la S cuprinde Obcinele Bucovinei (Obcina Mestecăniş, Obcina Mare, Obcina Feredeului) ca nişte culmi paralele delimitate la S de Valea Moldovei. Urmează Munţii Stânişoarei şi Ceahlău până în Valea Bicazului. Între Bicaz şi Trotuş se află Munţii Tarcăului şi ai Tazlăului. La S de Trotuş se întind Munţii Ciuc, Bodoc, Baraolt spre V, şi Oituz şi Vrancea la E. Depresiunea Bârsei întrerupe parţial continuitatea culmilor muntoase, pentru ca la S de depresiune să întâlnim Munţii Baiului, Ciucaş-Zăganu şi Buzăului

Ultimul aliniament, cel estic, suprapus zonei de molasă, cuprinde zona subcarpatică, cu înălţimi reduse, foarte îngustă la N, cu extindere tot mai amplă spre S. În această zonă se remarcă culmea Pleşu la NV de Târgu Neamţ, culmea Pietricica la SV de Bacău şi Măgura Odobeşti la NV de Focşani şi Odobeşti.

54

Carpaţii Orientali constituie obârşia principalelor cursuri de apă dirijate atât spre interiorul ţării cât mai ales spre E, spre regiunile de vorland.

9.1.1. Zona cristalino-mezozoică Cuprinde partea centrală a Carpaţilor Orientali cu primele generaţii de structuri din

orogeneza alpină, provenind dintr-un bloc continental desprins la marginea vestică a plăcii litosferice Est europene (Fig. 35).

Mişcările austrice ale orogenezei alpine au schiţat aranjamentul structural actual al acestei zone, mişcările ulterioare au individualizat trei compartimente distincte. Acestea sunt:

1- Compartimentul moldav (nordic); 2- Compartimentul Munţilor Perşani (median); 3- Compartimentul Munţilor Leaota - Bucegi - Piatra Mare (sudic).

Fig. 35 Schiţa tectonică a Carpaţilor româneşti interni : 1-aria cristalino-mezozoică ; 2-

înveliş posttectonic ; 3 klippele transilvane ; 4-flişul transcarpatic ; 5-klippele pienide ; 6-vulcanite neogene ; 7-flişul carpatic ; 8-unităţi supragetice ; 9-pânza Getică ; 10-autohtonul Danubian ; 11-unităţile Munţilor Apuseni ; 12-blocul transilvan (1.acoperit, b.la zi) ; 13-depresiuni posttectonice ; 14-urmă de şariaj ;15.urma suturii transilvane ; FDV-falia Dragoş Vodă ; FS-falia Someşului ; FST-Falia sud transilvană ; FP-Falia Plopiş ; FA-Falia est apuseană (V. Mutihac et al., 2004).

55

9.1.1.1. Compartimentul Moldav (nordic) Acest compartiment a mai fost denumit sinclinalul marginal extern şi se întinde de

dincolo de graniţa de N a ţării până în regiunea Ciuc, fiind constituit din epi- şi mezometamorfite ca şi dintr-un înveliş sedimentar de vârstă triasică, jurasică şi cretacic inferioară (înveliş preaustric). Se mai adaugă un înveliş postectonic (postaustric) de vârstă cretacică superioară şi paleogenă.

La V, compartimentul moldav, este delimitat de vulcanitele neogene, care-l acoperă parţial, la N de graniţă se afundă tectonic, la E vine în contact tectonic cu flişul intern, peste care încalecă după falia central carpatică.

Structura geologică La alcătuirea compartimentului moldav iau parte masive cristaline prealpine

(prehercinice şi hercinice), masivul alcalin de la Ditrău, sedimentar preaustric (bucovinic şi transilvan), magmatite bazice şi ultrabazice şi înveliş posttectonic.

Masive cristaline prealpine Ocupă cea mai mare suprafaţă a compartimentului moldav. Masivele cristaline au

rezultat în urma ciclurilor geotectonice din Proterozoic (şisturi cristaline prehercinice) sau în urma ciclului hercinic (şisturi cristaline hercinice) (Fig. 36).

Şisturile cristaline prehercinice au o largă răspândire şi cuprind mezometamorfite şi epimetamorfite. Mezometamorfitele aparţin la două mari grupuri, grupul de Hăghimaş - Rarău - Bretila şi grupul de Rebra - Barnar.

Fig. 36 Model ipotetic privind formarea şariajelor prealpine şi a pânzelor

intracutanate (M. Săndulescu, 1984): 1-pânzele intracutanante de Rebra (R), Pietrosul Bistriţei (PB) şi Tulgheş (T); 2-pânza gnaiselor de Rarău; 3-posibile pânze hercinice din Munţii Rodnei; domeniile alpine bucovinic (b), sub-bucovinic (sb) şi infrabucovinic (ib) în poziţie retrotectonică.

Grupul de Hăghimaş - Rarău - Bretila apare în Munţii Hăghimaş, în Munţii Rarău, în anticlinalul Bretila, in Munţii Rodnei şi în promontoriul Vaserului din Munţii Maramureşului, fiind alcătuit din roci care au rezultat în urma unui metamorfism realizat în condiţiile faciesului almandin-amfibolitic. În acest grup sunt cuprinse şi granitoidele de Hăghimaş (granite gnaisice, granodiorite gnaisice, diorite gnaisice şi gnaise oculare).

Grosimea cristalinului de Hăghimaş - Rarău - Bretila este de cea 3000 m, iar vârsta, determinată radiometric, prin metoda K-Ar, a fost estimată la 910-850 M.a. pentru şisturile cristaline şi 780-720 M.a. pentru granitoide.

Grupul de Rebra - Barnar este întâlnit pe suprafeţe mici în Munţii Maramureşului, pe suprafeţe mari în Munţii Rodnei şi în zona Iacobeni - Vatra Dornei şi Munţii Barnar. Mezometamorfitele acestui grup cuprind frecvent calcare sau dolomite cristaline, roci care lipsesc în grupul precedent. Vârsta rocilor aparţinând grupului de Rebra - Barnar, determinată prin aceeaşi metodă, este de cca 800 M.a.

Grupul de Tulgheş - cuprinde epimetamorfite, foarte larg răspândite în compartimentul moldav. Grupul însumează cca 4000 m grosime, fiind alcătuit din şisturi sericitoase, şisturi grafitoase, şisturi cloritoase, calcare şi dolomite cristaline şi şisturi cuarţitice. În grupul de Tulgheş este cantonat un daic de roci acide subvulcanice - daicul porfiroidelor de Pietrosu Bistriţei.

56

Grupul de Tulgheş este încălecat de către grupul de Hăghimaş - Rarău - Bretila şi constituie pânza de Rarău, şariajul este de vârstă prealpină, pânza având înrădăcinare la E.

Vârsta metamorfismului grupului de Tulgheş, determinat prin metoda K-Ar, este de 610-500 M.a., ceea ce corespunde ciclului geotectonic assyntic.

- Şisturile cristaline hercinice cuprind formaţiuni slab metamorfozate (faciesul şisturilor verzi-subfaciesul cu clorit) de origine sedimentară şi magmatică, de vârstă paleozoică. Aceste formaţiuni se întâlnesc în Munţii Rodnei şi pe suprafeţe mai mici în Munţii Maramureşului, Bistriţei, Barnar, pe creasta Dămuc şi la izvoarele Mureşului. Şisturile cristaline hercinice sunt cunoscute sub numele de seria de Repedea şi evident au fost metamorfozate în orogeneza hercinică - faza sudetă (Carbonifer inferior).

Sedimentarul preaustric Sedimentarul preaustric, în ansamblul său, deşi a fost acumulat în condiţii faciale

diferite, poartă acest nume deoarece a fost implicat în mişcările austrice. Acest sedimentar s-a păstrat în marginea estică a compartimentului moldav, în ceea ce V. Uhlig a denumit sinclinalul marginal extern. Acesta reprezintă o structură sinclinorie care are în N sinclinalul Rarău, iar la S sinclinalul Hăghimaş. Sedimentarul preaustric este de două tipuri: - un sedimentar depus pe substratul cristalin, discordant şi transgresiv, care aparţine pânzelor bucovinice; - un alt sedimentar, alohton, căruia nu i se cunoaşte substratul, care intră în alcătuirea pânzelor transilvane, fiind denumit sedimentar transilvan. Sedimentarul bucovinic formează o succesiune relativ subţire de depozite neritico-litorale (conglomerate, gresii, dolomite, calcare recifale) cu numeroase întreruperi ale procesului de sedimentare.

În Jurasicul superior condiţiile de sedimentare se schimbă prin apariţia unor depozite cu caracter flişoid. Modificarea mediului de sedimentare a fost determinată de apariţia celei de a doua zone de rift intra-continental, din care va evolua marea flişului. În noile condiţii, sedimentarea debutează cu acumularea jaspurilor (roci silicioase - silicolite), care se depun pe un paleorelief.

Instabilitatea tectonică se accentuează în Cretacic, determinând acumularea unor depozite în faciesuri sinorogene, cu caracter flişoid. Spre sfârşitul Cretacicului inferior (Barremian-Albian) se acumulează depozite de wildfliş care formează umplutura sinclinalului marginal extern. Depozitele de wildfliş, sunt formate dintr-o matrice argiloasă de culoare închisă, în care sunt prinse blocuri mari de roci exotice, preponderent de tip transilvan. Wildflişul nu prezintă stratificaţie, iar uneori este asociat cu curgeri de bazalte (Valea Seacă - Rarău şi Valea Bicazului).

Fig. 37 Succesiunea de punere în loc a pânzelor bucovinice: b-pânza bucovinică; sb-

pânza sub-bucovinică; ib-pânzele infrabucovinice (M. Săndulescu, 1984).

57

Cristalinul subjacent, împreună cu sedimentarul bucovinic care-l acoperă, formează în Carpaţii Orientali pânzele bucovinice, care încalecă dinspre E spre V având caracter intracutanat (Fig. 37). Ordinea şariajelor este următoarea:

1 - Pânzele infrabucovinice - situate la partea inferioară; 2 - Pânza subbucovinică - situată la mijloc; 3 - Pânza bucovinică - situată la partea superioară. Punerea în loc s-a făcut prin subşariaj în intervalul Barremian - Apţian - Albian.

Învelişul sedimentar posttectonic În Cretacicul superior marea a acoperit din nou zona cristalino-mezozică, situaţie

care s-a menţinut cu unele întreruperi până la sfârşitul Paleogenului. În acest interval s-au acumulat depozite predominant detritice cu rare episoade carbonatice. Sedimentar posttectonic se întâlneşte pe suprafeţe întinse la marginea masivelor cristaline spre V în Maramureş şi în Munţii Bârgăului, pe suprafeţe mai mici pe şisturile cristaline de la Ţibău, Glodu şi din sinclinalul Hăghimaş.

Magmatitele bazice şi ultrabazice Se întâlnesc magmatite (vulcanite) bazice asociate sedimentarului transilvan în

Maramureş, sub formă de fragmente sau blocuri în formaţiunea de wildfliş. Majoritatea vulcanitelor bazice sunt bazalte care au erupt în condiţii submarine, fiind în legătură, foarte probabil cu o zonă de rift.

În zona cristalino-mezozoică a compartimentului moldav se întâlnesc şi magmatite ultrabazice, cum este cazul unui corp de mai mulţi kilometri de pe Valea Moldovei între pâraiele Breaza şi Tătarca. Acest corp este alcătuit din serpentinite, dunite şi gabbrouri sepentinizate, reprezentând un fragment de crustă oceanică rupt probabil în procesul de obducţie.

Tectonica compartimentului moldav Aranjamentul tectonic al zonei cristalino-mezozoice a fost realizat în timpul

mişcărilor austrice de la mijlocul Cretacicului. Mişcări tectonice mai vechi, prealpine, care au avut loc în Paleozoic, în orogeneza hercinică, faza sudetă, au realizat şariajul cristalinului grupului de Rarău - Bretila - Hăghimaş peste cristalinul epimetamorfic al grupului de Tulgheş, rezultând controversata pânză de Rarău.

Mişcările austrice, efect al unor forţe de compresie cu scurtare de scoarţă, au realizat pânzele bucovinice şi pânzele transilvane.

Pânzele bucovinice sunt pânze de soclu, deoarece antrenează în şariaj substrat cristalin şi sedimentar bucovinic. Acest tip de pânze, pânze de soclu, formate prin forfecare, întâlnite în Carpaţii Orientali şi Meridionali constituie un grup de unităţi tectonice numite Dacide mediane.

Dacidele interne se întâlnesc în Munţii Apuseni, Dacidele externe aparţin pânzelor flişului intern şi flişului de Severin, iar Dacidele marginale sunt structurile domeniului Danubian, fiind cuprinse între Dacidele externe - pânza de Severin şi Platforma Valahă (Moesică).

Pânzele bucovinice s-au format prin subşariaj succesiv, începând cu unităţile cele mai estice, adică cu cele infrabucovinice, au fost subşariate sub pânza subbucovinică şi în continuare, tot acest ansamblu structural, a fost subşariat sub pânza bucovinică, ceea ce face ca pânza bucovinică să aibă cea mai mare extindere.

Pânzele transilvane sunt pânze de obducţie şi aparţin Dacidelor interne, deoarece substratul pe care s-a depus sedimentarul transilvan, substrat de tip scoarţă oceanică -ofiolitică, se afla mai spre V, făcând corp comun cu ofiolitele din Apusenii de Sud.

Însăşi denumirea de pânze transilvane arată că originea lor este situată la V, sub Depresiunea Transilvaniei, aşa cum a presupus la începutul secolului XX geologul austriac V. Uhlig.

58

În compartimentul moldav a fost identificată o singură pânză transilvană, pânza de Hăghimaş, de către M. Săndulescu în 1967. Este alcătuită din sedimentar transilvan, de vârstă Jurasic superioară - Cretacic inferioară, având în bază rare iviri de roci bazice, ofiolitice sau serpentinite.

Pânza de Haghimaş a fost şariată de la V spre E, peste pânzele bucovinice, fiind cea mai vestică pânză din Carpaţii Orientali. Pânza de Hăghimaş a avut o mare extindere, fiind în mare măsura erodată. Astfel în sinclinalul Rarău (Fig. 38), peticele de acoperire, Pietrele Doamnei şi Muntele Rarău pat fi atribuite pânzei de Hăghimaş.

Fig. 38 Secţiune geologică prin sinclinalul Rarău (V. Mutihac et al., 2004): 1-şisturi

cristaline. Sedimentar bucovinic: 2-conglomerate werfeniene; 3-dolomite anisiene; 4-jaspuri callovian-oxfordiene; 5-Formaţiunea de Lunca; 6-wildfliş. Sedimentar transilvan: 7-calcare mezotriasice; 8-calcare barremian-aptiene. Flişul carpatic: 9-Formaţiunea de Sinaia; β-bazalte.

În ansamblu, zona cristalino-mezozoică este şariată spre E peste zona flişului, după

linia (falia) central carpatică. Mişcările postaustrice au afectat mai puţin zona cristalino-mezozoică, manifestându-se prin apariţia unor cute falii, cum sunt cele din faţa pânzei flişului transcarpatic, din Maramureş. S-au mai produs decroşări în lungul unor falii, cum este falia Dragoş Vodă, de la N de Munţii Rodnei, decroşare senestră cu o amploare de cca. 25-30 km.

59

9.1.1.2. Compartimentul Munţilor Perşani (median) După cum arată şi numele, compartimentul median se suprapune Munţilor Perşani,

extinzându-se între Munţii Harghita, situaţi la N şi culoarul Vlădeni la S, areal în care, formaţiunile cristalino-mezozoice apar la zi în trei sectoare:

1 - Sectorul Vârghiş la N; 2 - Sectorul defileul Oltului la mijloc; 3 - Sectorul Gârbova - Cuciulata la S.

Compartimentul Munţilor Perşani, fiind o continuare a compartimentului moldav, prezintă numeroase similitudini cu acesta, atât litostratigrafic, cât şi tectonic. Acest compartiment este dispus pe un aliniament situat mai la V.

Structura geologică

Compartimentul Munţilor Perşani este alcătuit din şisturi cristaline, sedimentar preaustric de tip bucovinic şi transilvan, precum şi dintr-un înveliş posttectonic.

- Şisturile cristaline sunt constituite din epimetamorfite cunoscute sub numele de seria de Gârbova (metagrauwacke, şisturi sericito-cloritoase şi filite), având vârsta prehercinică.

- Sedimentar preaustric se prezintă cu formaţiuni aparţinând celor două faciesuri, bucovinic şi transilvan, având aceleaşi caracteristici ca cele întâlnite în compartimentul moldav.

Sedimentul transilvan ia parte la alcătuirea pânzei de Perşani (descrisă de M. Ilie). Această pânză de şariaj face parte din grupul pânzelor transilvane fiind mai bine conservată în regiunea Comana.

- Magmatitele bazice şi ultrabazice sunt mai bine reprezentate în compartimentul Munţilor Perşani decât în cel moldav. Astfel, roci bazice şi ultrabazice (bazalte, dolerite, gabbrouri şi serpentinite) se întâlnesc în toate cele trei sectoare.

Magmatitele reprezintă fragmente de dimensiuni relativ mari ale scoarţei oceanice, care a constituit substratul sedimentarului transilvan.

Acestea au rezultat prin ruperea unor porţiuni de scoarţă oceanică în procesul de subducţie şi înglobarea lor în sedimentarul transilvan obdus.

- Înveliş sedimentar posttectonic. învelişul posttectonic este asemănător cu cel din compartimentul moldav cu deosebirea că acumularea lui a început mai târziu.

Tectonica compartimentului Munţilor Perşani Aranjamentul tectonic al compartimentului Munţilor Perşani este asemănător celui

din compartimentul moldav, rezultând în urma mişcărilor austrice, care se pare că aici au avut loc mai timpuriu.

Ca unităţi tectonice se deosebesc aici pânza bucovinică care încalecă spre E, peste flişul intern. Linia central carpatică se poate urmări numai în sectorul Vârghiş, la N, mai spre S este acoperită de depozite mai tinere şi suferă o decroşare spre E în zona Depresiunii Bârsei. Pânza bucovinică include depozite triasice, jurasice şi cretacic inferioare la fel ca în compartimentul Moldav.

Pânza de Perşani (pânză transilvană) se dispune peste formaţiunea de Wildfliş (Cretacic inferior) a pânzei bucovinice cu rol de paraautohton. În afară de aceste pânze de şariaj, compartimentul Munţilor Perşani este afectat de falii rupturale cu orientări diferite, care fragmentează în blocuri acest compartiment, în special sectorul sudic Gârbova - Cuciulata.

60

9.1.1.3. Compartimentul Leaota - Bucegi - Piatra Mare La S de Depresiunea Bârsei şi de culoarul Vlădeni se întinde compartimentul Leaota

- Bucegi - Piatra Mare (sudic) al zonei cristalino-mezozoice. Acesta cuprinde Munţii Postăvaru, Piatra Mare, Bucegi, Leaota, Piatra Craiului, Vulcan şi Măgura Codlei.

Compartimentul sudic prezintă o structură geologică, care se deosebeşte de restul zonei cristalino-mezozoice, prin faptul că nu mai apar cele două faciesuri bucovinic şi transilvan, motiv pentru care unii geologi consideră acest compartiment că aparţine de pânza getică a Carpaţilor Meridionali, având şi unele asemănări cu aceasta. Faţă de această situaţie, ne raliem părerii, că deosebirile compartimentului sudic sunt mai mari decât asemănările cu pânza getică, prin faptul că în pânza getică sunt prezente depozite carbonifere şi permiene, lipsind depozitele triasice, în timp ce în compartimentul sudic situaţia este inversă, Carboniferul şi Permianul lipsesc, iar Triasicul este prezent, aşa cum se întâmplă cu zona cristalino-mezozoică a Carpaţilor Orientali.

Compartimentul sudic apare ca pânză de şariaj denumită pânza Leaota - Bucegi -Piatra Mare, având o poziţie mai estică decât compartimentele Perşani şi Moldav. Sedimentarul compartimentului sudic prezintă unele asemănări cu sedimentarul bucovinic.

Spre vest, compartimentul Leaota - Bucegi - Piatra Mare este încălecat de pânza getică în lungul faliei Iezer - Păpuşa.

Structura geologică

La alcătuirea unităţii Leaota - Bucegi - Piatra Mare iau parte şisturi cristaline prealpine, înveliş sedimentar preaustric şi înveliş sedimentar postaustric.

Şisturi cristaline prealpine Şisturile cristaline formează în întregime culmea Leaota, de unde se prelungesc

spre V până la falia Iezer - Păpuşa. Acestea sunt asemănătoare celor întâlnite în compartimentele Moldav şi Persani şi aparţin, după cât se pare, unor cicluri prehercinice şi ciclului hercinic.

- Şisturi cristaline prehercinice se întâlnesc în culmea Leaota, unde formează două grupe cu metamorfism diferit, primul grup mezo-katamorfic, iar cel de al doilea epimetamorfic.

Grupa şisturilor cristaline mezo-katamorfice, cunoscută sub numele de complexul de Voineşti, ocupă partea centrală a culmii Leaota, unde are o grosime de până la 2500 m fiind constituită din paragnaise, gnaise oculare, rar amfibolite, calcare cristaline şi uneori eclogite. Prezenţa cloritului atestă un retromorfism al întregului complex.

Grupa şisturilor epimetamorfice ocupă cea mai mare parte a culmii Leaota, fiind dispusă peste mezo-katamorfitele de Voineşti. Sunt cunoscute sub numele de seria de Lereşti - Tămaş, şi au o grosime de 1500-4000 m.

- Magmatite prehercinice se găsesc în fiecare din cele două grupe de metamorfite. În mezo-katamorfitele de Voineşti este intrus granitul de Albeşti, un granit roşu cu biotit având o grosime de 50 m.

În epimetamorfitele de Lereşti - Tămaş este intrus granitul de Lalu, tot de culoare roşie, care aflorează pe valea Bughea.

Analizele radiometrice de vârstă au arătat valori între 464-545 M.a. pentru granitul de Albeşti. Cam aceeaşi vârstă este apreciată şi pentru granitul de Lalu, ceea ce le-ar plasa în ciclul baikalian. După relaţia dintre granite şi metamorfite, ca şi prezenţa enclavelor de metamorfite în granite se ajunge la concluzia că granitele sunt ulterioare metamorfismului. - Şisturi cristaline hercinice se întâlnesc în partea de V a unităţii Leaota - Bucegi - Piatra Mare, fiind dispuse peste şisturile cristaline de Lereşti - Tămaş. Sunt epimetamorfite,

61

cunoscute sub numele de cristalinul de Căluşu - Tămăşel, alcătuite din şisturi cloritoase cu intercalaţii de şisturi amfibolice şi şisturi grafitoase. Vârsta premetamorfică a materialului este considerată paleozoică, iar metamorfismul hercinic, faza sudetă. Prezenţa în aceste şisturi cristaline a biotitului şi granatului a făcut pe unii geologi să considere cristalinul de Căluşu - Tămăşel metamorfozat într-o orogeneză prehercinică, la un grad mai înalt, corespunzător biotitului şi granatului, şi ulterior retromorfozat.

Sedimentarul preaustric Învelişul sedimentar preaustric, acumulat în intervalul Triasic-Cretacic inferior s-a

făcut într-un domeniu cu oarecare stabilitate, care a suferit numai mişcări pe verticală, de ridicare şi coborâre, determinând 4 cicluri de sedimentare: Triasic, Liasic, Dogger-Apţian şi Albian.

Sedimentarul formează două sinclinale majore: - Sinclinalul Piatra Craiului - Dâmbovicioara, care se prelungeşte spre N în zona Vulcan - Codlea; - Sinclinalul Bucegi - Postăvaru - Piatra Mare. Aceste sinclinale sunt separate între ele prin - Anticlinalul Leaota.

Sedimentarul postaustric După mişcările austrice, compartimentul sudic a mai fost supus unei transgresiuni

marine, reluându-se procesul de sedimentare. Astfel, învelişul posttectonic este alcătuit din depozite Cretacic superioare şi mai puţin din depozite paleogene.

Cretacicul superior este bine reprezentat în compartimentul Leaota - Bucegi - Piatra Mare, fiind constituit din conglomerate şi gresii. Acestea se întâlnesc în bazinul Dâmbovicioara, în zona Codlea - Vulcan, culoarul Râşnov, în Munţii Postăvaru, în S Munţilor Bucegi.

Paleogenul apare pe arii restrânse în zona Zărneşti, fiind reprezentat prin gresii calcaroase cu nummuliţi şi argilite cu resturi de peşti.

Tectonica compartimentului Leaota - Bucegi - Piatra Mare

Premergător fazei austrice au avut loc mişcări tectonice încă de la sfârşitul Jurasicului, în faza neocimmerică, mişcări de care sunt legate formaţiunea cu blocuri şi klippele sau olistolitele însedimentate.

Mişcările austrice au determinat încălecarea compartimentului (unităţii) Leaota - Bucegi - Piatra Mare peste flişul intern de la E, după falia central carpatică. Această falie se poate urmări începând de la localitatea Săcele - E de masivul Piatra Mare - Predeal - V de Sinaia - Valea Ialomicioarei. Tot în faza austrică s-au realizat cutele sinclinalele Piatra Craiului - Dâmbovicioara - Vulcan - Codlea şi Bucegi - Postăvaru - Piatra Mare. .

Acestea sunt sinclinale simetrice, care au fost afectate de falii rupturale postaustrice, ce le-au compartimentat în blocuri, unele mai ridicate, altele mai coborâte.

Faţă de compartimentul Munţilor Perşani, compartimentul sudic apare decroşat spre E după fractura profundă, crustală Zărneşti - Oituz.

62

9.1.2. Zona flişului Zona flişului este cea mai întinsă dintre cele 4 zone ale Carpaţilor Orientali şi a luat

naştere ca urmare a evoluţiei unei zone de rifting. Riftul a apărut în Jurasicul superior la marginea unui bloc continental esteuropean aproximativ paralel cu riftul transilvan

Zona Flişului se întinde de la graniţa de N, până în Valea Dâmboviţei. La V vine în contact cu zona cristalino-mezozoică, după falia central carpatică, flişul fiind încălecat de unităţile zonei cristalino-mezozoice (cele trei compartimente, Moldav, Perşani şi Leaota -Bucegi - Piatra Mare). La E flişul încalecă peste unitatea pericarpatică (zona de molasă) după falia pericarpatică. Aceasta poate fi urmărită pe aliniamentul Vicovu de Sus - Păltinoasa - Tg. Neamţ - Buhuşi - E de Oneşti. Mai departe spre S este acoperită, dar ea se continuă până în Valea Dâmboviţei şi mai departe prin faţa Carpaţilor Meridionali depăşind Dunărea.

Zona flişului cuprinde formaţiuni sedimentare detritice cu caracter turbiditic cărora le este propriu fenomenul de ritmicitate, adică pe grosimi de sute sau mii de metri se repetă secvenţa de trei sau patru termeni care alcătuiesc un ritm (microconglomerat - gresie - argilă - marnă).

Turbiditele se mai caracterizează prin prezenţa hieroglifelor (proeminenţe pe talpa primului termen al ritmului). Acestea au rezultat în urma rostogolirii sau târârii unor fragmente grosiere pe substratul neconsolidat în timpul deplasării ritmului turbiditic.

Bazinul marin, în care s-au format depozitele de fliş, a funcţionat de la sfârşitul Jurasicului, până la sfârşitul Paleogenului, având extinderea maximă în Cretacic. Subordonat cantitativ, în acest interval de timp s-au acumulat şi depozite care nu au caracter de fliş, corespunzătoare unor perioade de linişte tectonică.

Marea flişului s-a caracterizat prin condiţii de sedimentare diferită, în funcţie de distanţa faţă de sursele de material terigen, dar mai ales de diversele denivelări şi de natura fundului marin.

Dintre toate denivelările, a existat o ridicare majoră, cu poziţie oarecum mediană, mai activă spre sfârşitul Cretacicului inferior şi în Cretacicul superior denumită cordiliera cumană. Aceasta reprezenta marginea continentală care delimita spre V zona de expansiune intracontinentală cu crustă oceanică sau mixtă. Apele marine acopereau şi o parte din aria continentală, de la E de cordiliera cumană. Astfel depozitele flişului s-au acumulat şi au evoluat în două bazine cu condiţii de sedimentare diferite, la V flişul intern, iar la E flişul extern.

Depozite de fliş apar şi în vestul zonei cristalino-mezozoice ceea ce constituie flişul transcarpatic, care are o mai mică extindere.

9.1.2.1. Flişul intern (Dacidele externe)

Flişul intern aparţine din punct de vedere tectonic Dacidelor externe aşa cum consemnează M. Săndulescu (1984) în Geotectonica Românească.

Aria de sedimentare a flişului intern corespunde mării flişului cu substrat de scoarţă oceanică. Sedimentarea în acest bazin marin a început spre sfârşitul Jurasicului şi a continuat până către sfârşitul Eocenului. Aria sursă de material terigen a reprezentat-o zona cristalino-mezozoică a Carpaţilor Orientali aparţinând Dacidelor mediane. Acumulările de turbidite, caracteristice flişului, sunt predominant arenitice (grezoase, psamitice) şi polimictice.

În timpul mişcărilor austrice flişul intern (Dacidele externe) a fost acoperit tectonic, de la V, de zona cristalino-mezozoică a Dacidelor mediane după falia central carpatică.

În alcătuirea Dacidelor externe intră mai multe pânze de şariaj (Fig. 39): - Pânza flişului negru; - Pânza de Baraolt;

63

- Pânza de Ceahlău; - Pânza de Bobu. Acestea aparţin flişului intern al Carpaţilor Orientali, la care se adaugă Pânza de

Severin din Carpaţii Meridionali. De reţinut faptul că pe lângă formaţiuni sedimentare de tip fliş se întâlnesc în

cadrul Dacidelor externe roci eruptive bazice şi chiar ultrabazice, ceea ce dovedeşte că substratul depozitelor sedimentare este de tip scoarţă oceanică.

Această situaţie arată că Dacidele externe reprezintă o arie de sutură în aria carpatică alături de Transilvanidele Munţilor Apuseni.

Pânza flişului negru Apare la zi în Munţii Maramureşului şi a fost descrisă prima dată de M. Bleahu

(1962). În cadrul acestei pânze, la partea inferioară a depozitelor sedimentare, se găsesc roci bazice de tipul celor de intraplacă, ceea ce dovedeşte poziţia intracontinentală a riftului.

Fig. 39 Schiţa tectonică a pânzelor central-est-carpatice (M. Săndulescu, 1984)

64

Pânza flişului negru este acoperită prin şariaj, de la V, de către Dacidele mediane (zona cristalino-mezozoică), iar la rândul ei este şariată spre E, peste pânza de Ceahlău.

Depozitele sedimentare aparţin intervalului Jurasic superior - Cretacic inferior fiind afectate de un metamorfism slab, de presiune înaltă şi temperatură scăzută, metamorfism anterior şariajului.

Din punct de vedere tectonic în cadrul pânzei se individualizează mai mulţi solzi. Pânza de Baraolt

A fost identificată în 1970 de M. Ştefănescu, fiind situată în Munţii Baraolt. Pânza de Baraolt este şariată, spre E, peste pânza de Ceahlău, linia de încălecare fiind acoperită de depozite posttectonice, nu se poate urmări la suprafaţă.

La fel se întâmplă şi spre V, unde contactul tectonic cu Dacidele mediane ale compartimentului Munţilor Perşani este mascat de sedimentarul postaustric. În cadrul pânzei de Baraolt n-au fost observate roci bazice, ceea ce înseamnă că, în timpul şariajului austric sedimentarul a fost desprins de pe substratul său.

Pânza de Ceahlău Pânza de Ceahlău mai este cunoscută sub numele de unitatea vest internă (I.

Băncilă, 1958), sau pânza internă superioară (G.M. Filipescu, 1955). Este cea mai reprezentativă unitate a Dacidelor externe, extinzându-se de la graniţa

de N până în Valea Dâmboviţei. Pânza de Ceahlău este partea vestică a flişului intern ridicată tectonic, şariată spre E peste pânza de Teleajen după falia Lutu Roşu. La V, la rândul ei pânza de Ceahlău este încălecată de Dacidele mediane ale zonei cristalino-mezozoice pe cea mai mare parte a lungimii ei, cât şi de pânza flişului negru, în partea de N, în Munţii Maramureşului, şi pânza de Baraolt în partea centrală.

La N, în zona localităţii Moldova Suliţa, aproximativ între pârâul Lucava şi pârâul Lucina, pânza de Ceahlău este complet acoperită de Dacidele mediane.

În bazinul Văii Moldovei, între pârâul Sadova şi pârâul Ioana, pânza de Teleajen de la E este complet acoperită de pânza de Ceahlău, astfel ea vine în contact direct cu pânza de Audia. Lăţimea maximă a pânzei de Ceahlău este atinsă în zona de curbură unde are cca 35 km.

Masivele muntoase importante formate în depozitele pânzei de Ceahlău sunt: Stânişoara, Ceahlău, Ciuc, Bodoc, Ciucaş - Zăganu şi Gârbova - Baiul, fiind cele mai mari înălţimi din munţii flişului.

Pânza de Ceahlău este alcătuită din formaţiuni geologice aparţinând intervalului Jurasic terminal - Cretacic inferior.

În cadrul pânzei de Ceahlău au fost identificate 4 digitaţii în partea centrală şi sudică a acesteia. Aceste digitaţii sunt următoarele:

1 - Digitaţia Ciuc; 2 - Digitaţia Bratocea - Durău; 3 - Digitaţia Comarnic - Ticoş; 4 - Digitaţia Bodoc.

Digitaţia Ciuc este situată în partea centrală a pânzei de Ceahlău, fiind acoperită la V de şariajul Dacidelor mediane. Digitaţia Bratocea - Durău se dezvoltă la N de Valea Bistriţei, până spre Valea Moldovei şi este parţial acoperită spre V de precedenta. Digitaţia Comarnic - Ticoş aflorează în două zone restrânse, în sud, în zona de curbură lângă Comarnic şi pe Valea Bicazului în zona afluentului său Ticoş. Digitaţia Bodoc este cea mai externă (estică) subunitate a pânzei de Ceahlău, acoperind un areal relativ important în Munţii Bodoc cu prelungire spre N şi S de aceştia.

65

Caracteristic pentru toate digitaţiile pânzei de Ceahlău este prezenţa turbiditelor tipice, cu ritmuri de până la 1 m grosime, aparţinând formaţiunii de Sinaia. Grosimea acestei formaţiuni atinge 2500 m. În partea bazală a formaţiunii de Sinaia se găsesc roci ofiolitice, de tip scoarţă oceanică. Rocile sedimentare pelitice, uneori silicolitice, asociate ofiolitelor, prezintă un slab metamorfism evidenţiat de prezenţa cloritului şi sericitului.

În zona Văii Prahovei pe afluentul Zamura, în baza formaţiunii de Sinaia apar şi klippe de şisturi cristaline rupte tectonic dintr-un bloc cu scoarţă continentală.

Acumularea depozitelor turbiditice ale formaţiunii de Sinaia s-a făcut în condiţii asemănătoare în toată aria de sedimentare a pânzei de Ceahlău. În continuare, formaţiunile ulterioare, prezintă diferenţieri ale condiţiilor de sedimentare.

În ansamblu putem conchide că turbiditele pânzei de Ceahlău au un caracter polimictic pronunţat, fiind alcătuite din fragmente de şisturi cristaline, roci sedimentare carbonatice şi roci eruptive bazice. Sursa de material terigen se consideră a fi fost la V în zona cristalino-mezozoică a Dacidelor mediane, exondată parţial sub forma unor cordiliere alungite.

Situaţia de pe teren arată că digitaţiile pânzei de Ceahlău sunt anterioare şariajului acestei pânze, peste pânza de Teleajen, şariaj care s-a produs în Senonian, în mişcările laramice timpurii.

Conglomeratele de Ceahlău - Zăganu, de vârstă albiană, s-au acumulat în acelaşi timp cu Conglomeratele de Bucegi, constituind entitatea cu care se încheie sedimentarea flişului pânzei de Ceahlău. Sunt conglomerate polimictice (gnaise oculare, granitoide, cuarţite, şisturi clorito-sericitoase, calcare etc.) prinse într-o matrice grezoasă.

Pânza de Bobu Ocupă o suprafaţă relativ restrânsă în zona de curbură a Carpaţilor Orientali.

Planul de şariaj al pânzei de Bobu se poate urmări în bazinul superior al Teleajenului. Unii autori consideră pânza de Bobu ca o digitaţie a pânzei de Ceahlău.

Datorită faptului că turbiditele pânzei de Bobu sunt mai puţin polimictice şi mai apropiate de cele ale flişului curbicortical al pânzei de Teleajen, se consideră că şi aria sursă a sedimentelor era diferită, fiind situată la E, în cordiliera cumană, care separa marea flişului intern de la V (domeniul Dacidelor externe), de marea flişului extern de la E (domeniul Moldavidelor).

Pânza de Bobu este încălecată de la V de pânza de Ceahlău, iar la rândul ei este şariată spre E peste pânza de Teleajen.

Tectonica Dacidelor externe (flişului intern)

Dacidele externe se prezintă ca pânze de şariaj în cadrul flişului intern al Carpaţilor Orientali. În ansamblu, Dacidele externe sunt încălecate de la V de către Dacidele mediane ale zonei cristalino-mezozoice, după falia central carpatică. La rândul lor, Dacidele externe, sunt şariate peste pânzele Moldavidelor (flişului extern), de la E, după falia Lutu Roşu.

Dacidele externe în Carpaţii Orientali se prezintă sub forma a patru pânze de şariaj: pânza flişulin negru, pânza de Baraolt, pânza de Ceahlău şi pânza de Bobu. Între acestea, pânza de Ceahlău are cea mai mare extindere în lungul Carpaţilor Orientali. În partea de N, în zona Văii Moldovei, pânza de Ceahlău este complet acoperită de pânzele Dacidelor mediane.

În Carpaţii Orientali, depozitele de fliş s-au acumulat în două bazine distincte, un bazin situat mai la V, corespunzător unui rift, cu fundul bazinului de tip scoarţă subţiată, pe alocuri chiar scoarţă oceanică, în care s-au acumulat formaţiunile flişului intern al Dacidelor externe, iar la E, separat de cordiliera cumană, se afla un alt bazin de

66

sedimentare, cu substrat din scoarţă continentală instabilă tectonic, în care s-au acumulat formaţiunile flişului extern, din care au rezultat mai târziu structurile moldavidice.

Pânzele de şariaj ale flişului intern au fost puse în loc în Senonian de mişcările subhercinice sau laramice timpurii.

Pânza de Ceahlău, cea mai extinsă, prezintă patru digitaţii, de la interior spre exterior acestea sunt: Ciuc, Bratocea - Durău, Comarnic - Ticoş şi Bodoc.

Formaţiunile pânzelor de şariaj sunt cutate în anticlinale şi sinclinale adesea cu un flanc faliat, formând cute răsturnate.

Învelişul posttectonic, dispus peste pânzele de şariaj, formează cute mai largi, deformările fiind mai reduse.

9.1.2.2. Flişul extern (Moldavidele)

Moldavidele cuprind pânze tectonice care au fost puse în loc în timpul Miocenului. Din acest grup fac parte pânzele flişului extern şi pânza subcarpatică (molasa).

Pânzele Moldavidelor sunt pânze de cuvertură, în care sedimentarul a fost dezlipit de substratul primar şi şariat spre exterior.

Spre interiorul lanţului carpatic Moldavidele suportă şariajul Dacidelor externe după linia Lutu Roşu, iar spre exterior sunt şariate la rândul lor peste platformele din faţa Carpaţilor (platforma Moldovenească, platforma Bârladului, platforma Covurlui şi platforma Valahă), după falia pericarpatică.

Sursa de alimentare pentru flişul extern, în primele epoci, a constituit-o în principal vorlandul, aşa cum o dovedeşte prezenţa fragmentelor de şisturi verzi de tip Dobrogea centrală în formaţiunile Cretacicului inferior. În Cretacicul superior se oferă material detritic, cu intermitentă din cordiliera cumană.

Începând din Senonian, după şariajul pânzelor Dacidelor externe (ale flişului intern), aceste unităţi, în mare parte exondate, devin treptat arie sursă de material terigen. Astfel domeniul de sedimentare se restrânge cu timpul la cel în care se acumulau depozitele flişului extern.

Şariajul pânzelor aparţinând Modavidelor s-a produs în mişcările stirice şi moldavice şi cuprind următoarele pânze de şariaj:

- Pânza de Teleajen; - Pânza de Macla; - Pânza de Audia; - Pânza de Tarcău; - Pânza de Vrancea; - Pânza Subcarpatică. Pânza de Teleajen

A fost intuită şi conturată de către I. Băncilă (1952, 1958) sub numele de Unitatea Est-internă şi corespunde cu Pânza internă inferioară cum a denumit-o M.G. Filipescu (1955) sau Pânza flişului curbicortical după I. Dumitrescu et. al. (1962). Credem că este mai potrivită denumirea cu semnificaţie toponimică de Pânza de Teleajen, denumire acceptată de tot mai mulţi geologi.

Pânza de Teleajen este cuprinsă între linia Lutu Roşu, spre interiorul lanţului carpatic, după care este încălecată de pânza de Ceahlău, în cea mai mare parte, ca şi de pânza de Bobu pe o mică porţiune. În est este şariată, după linia Teleajen peste pânza de Audia, în partea de N a Carpaţilor Orientali şi peste pânza de Macla, la S de Depresiunea Bretea.

67

În lungul Carpaţilor Orientali, pânza de Teleajen se întinde de dincolo de graniţa de N, până în Valea Dâmboviţei.

În partea de N, între văile Suceava şi Ostra pânza de Teleajen are numai 1-3 km lăţime, iar între Fundu Sadovei şi Câmpulung Moldovenesc, pe cca 16 km lungime, este complet acoperită de pânza de Ceahlău.

Masivele muntoase mai importante cuprinse pe arealul pânzei de Teleajen, de la N spre S sunt: Măgura Hangului (la N de Bistriţa), Ciribuc, Sasu (între Bistriţa şi Bicaz), Bolovăniş — Muntele Lung (între Bicaz şi Trotuş). Cotumba (între Trotuş şi Sulta), Botşara (între Uz şi Caşin), Călugăru, Chiţu, Tătaru (între Râul Negru şi Prahova).

La alcătuirea pânzei de Teleajen iau parte depozite sedimentare de fliş de vârstă cretacic superioară, la care se mai adaugă sedimentar posttectonic aparţinând Paleocenului şi Eocenului.

Pentru pânza de Teleajen sunt caracteristice turbiditele alcătuite din doi termeni care constituie flişul curbicortical care a mai fost denumit seria curbicorticală sau seria de Teleajen. Astăzi pentru acest tip de fliş este utilizat termenul formaţiunea de Palanca. Din punct de vedere petrografîc sunt gresii calcaroase convolute, siltite şi argile (gresii convolute = gresii care se desfac prin lovire sau alterare după suprafeţe curbe).

Formaţiunea de Palanca prezintă uniformitate litologică pe întreaga arie a pânzei de Teleajen, avînd grosimi de 500-700 m în sectorul central şi nordic şi de până la 1500-2000 m în sectorul sudic. Vârsta formaţiunii de Palanca este vraconian-turoniană.

Această formaţiune este dispusă peste Formaţiunea de Toroclej - barremian-apţiană, care la rândul ei stă peste Formaţiunea de Plăieşi - hauteriviană. Formaţiunile de Toroclej şi Plăieşi au caracter discontinuu în cadrul flişului pânzei de Teleajen ceea ce arată neunifonnităţi în spaţiu şi timp, atât ale fundului bazinului, cât şi a ariei sursă de material terigen.

Neuniformităţi ale depozitelor de fliş manifestate în lungul pânzei de Teleajen se observă şi pentru formaţiunile superioarei celei de Palanca.

Aria de sedimentare în care s-a acumulat flişul pânzei de Teleajen, ocupă cel de al doilea bazin marin, situat la E de bazinul în care s-au acumulat depozitele flişului intern.

Depozitele pânzei de Teleajen au fost supuse unor deformări tectonice spre sfârşitul Senonianului, în faza laramică timpurie, când sedimentarul a fost amorsat într-un proces de şariaj, dar încălecarea propriu zisă se produce mai târziu, în Miocen (Burdigalian) în faza stirică veche.

Pânza de Macla

La început a fost considerată ca un facies lateral al flişului curbicortical, al formaţiunii de Palanca sau inclus în partea inferioară a acestui fliş.

Planul de încălecare al pânzei de Macla se poate urmări de la S de depresiunea Breţcu (localitatea Covasna) până aproape de Valea Teleajenului, unde este acoperit de depozite mai noi. Acest plan reapare în Valea Dâmboviţei.

Formaţiuni ale pânzei de Macla au fost întâlnite în foraje şi mai la N de depresiunea Breţcu, pe Valea Trotuşului - la Ghimeş şi Valea Brateşului (afluent al Tarcăului), ceea ce arată o extindere longitudinală mai mare a acestei pânze, fiind însă acoperită de şariajul de la V al pânzei de Teleajen.

Între Covasna şi Valea Sinului, pânza de Macla este şariată peste pânza de Audia, pe care mai spre S o acoperă complet, ajungând în contact cu pânza de Tarcău.

În linii mari, depozitele sedimentare de fliş ale pânzei Macla sunt asemănătoare cu cele ale pânzei de Teleajen. Şariajul pânzei de Macla ca şi cel al pânzelor de Teleajen, mai internă şi de Audia, mai externă, a fost determinat de mişcările stirice timpurii din Burdigalian.

68

Pânza de Audia

Mai este cunoscută sub numele pânza medio-internă - I. Băncilă, pânza de solzi - M.G. Filipescu, pânza şisturilor negre - I. Dumitrescu (1962). Pânza de Audia este încălecată de la V de pânza de Teleajen şi de pânza de Macla, care o acoperă, în sectorul sudic în întregime, iar spre E, la rândul ei, este şariată peste pânza de Tarcău după falia Audia.

Pânza de Audia are lăţimea maximă în partea de N a ţării între Valea Sucevei şi Valea Moldovei, unde măsoară 11 km şi respectiv 4,5 km. Pe arealul acestei unităţi se înscrie culmea Obcina Feredeului cu înălţimea maximă de 1590 m - Vf. Tomnatecu. Între Valea Moldovei şi pârâul Râşca Mare lăţimea se menţine între 3,5 şi 7 km, cu un relief cu înălţimi mai mici, sub 1200 m (Măgura Bătrână, Măgura Sărată, Girilău, Clădită, Măgura Doliei), Spre S de p. Râşca Mare lăţimea pânzei de Audia se reduce mult, la 0,2-2 km, menţionându-se între aceste limite până în Depresiunea Breţcu. În continuare spre S până în Siriul Mare, lăţimea creşte din nou, oscilând între 4 şi 7 km.

În alcătuirea pânzei de Audia participă depozite cretacice şi paleogene. Cretacicul inferior este reprezentat prin aşa numitul facies silezian (roci preponderent argiloase, siltice, „şistoase”, adesea bituminoase, având culoarea neagră, de aici provine denumirea de şisturi negre), caracteristic depozitelor care alcătuiesc formaţiunea de Audia, formaţiune definitorie pentru pânza de Audia. Formaţiunea de Audia este alcătuită din trei complexe: complexul inferior sferosideritic (sferosiderite = concreţiuni sferoidale, uneori lenticulare, bogate în siderit - FeCOs, care în aflorimente capătă culoarea brun roşcată datorită oxidării FeCO3 cu formare de FeOOH), complexul median „şistos” şi complexul gresiilor silicioase glauconitice. În ansamblu cele trei complexe totalizează cca 600-650 m grosime. Primele două complexe nu prezintă caractere de fliş, decât în unele secvenţe, în timp ce la complexul gresiilor glauconitice caracterul turbiditic este evident.

Vârsta formaţiunii de Audia este barremian-albiană. Culoarea neagră a formaţiunii de Audia, în primele două complexe, este determinată de condiţiile reducătoare ale mediului de sedimentare. Complexul gresiilor glauconitice a avut un mediu de sedimentare slab reducător - slab oxidant, aşa cum dovedeşte prezenţa glauconitului, mineral de geneză sedimentară care se formează în astfel de condiţii.

În cadrul formaţiunii de Audia, apar intercalaţii de roci mai grosiere, reprezentate prin fragmente detritice de granodiorite cu feldspat roz şi elemente de şisturi verzi de tip Dobrogea Centrală. Aceste fragmente sunt furnizate de cordiliera cumană, care separa domeniul de sedimentare al Moldavidelor de la E, de domeniul Dacidelor externe de la V.

În Cretacicul superior, condiţiile redox ale mediului de sedimentare se schimbă, devin oxidante, acumulându-se argile şi marne de culoare roşcată, verzuie sau vărgată, cu intercalaţii de radiolarite, jaspuri şi cinerite în partea bazală. Aceste depozite însumează 30-40 m grosime.

Paleocenul şi Eocenul este reprezentat în partea de N a pânzei de Gresia de Prisaca - Tomnatec, care apare de la N de Valea Râşca Mare şi se continuă peste graniţa de N. Este o gresie cenuşie, micacee ce formează bancuri metrice, asemănătoare cu gresia de Tarcău. Grosimea maximă cca 1000 m.

Gresia de Siriu este echivalentul gresiei de Prisaca - Tomnatec, care se întâlneşte în partea de S a pânzei.

Ca şi celelalte pânze ale Moldavidelor, despre care s-a vorbit, pânza de Audia a fost şariată peste pânza de Tarcău, în mişcările stirice vechi din Burdigalian, după ce se realizează dezlipirea de substrat şi formarea solzilor în mişcările laramice de la sfârşitul Cretacicului.

69

Pânza de Tarcău

Este cea mai întinsă şi importantă pânză a flişului extern (Fig. 40). Ea mai este cunoscută sub numele de unitatea medio-marginală, cum a fost descrisă de I. Băncilă (1958).

La V pânza de Tarcău este încălecată de pânza de Audia, iar la E este şariată peste pânza Vrancea care în unele sectoare este acoperită în întregime. În N, pe valea Suha Mică, pânza de Tarcău are lăţimea minimă - 4 km iar în zona Vrancea, lăţimea maximă 41 km.

La alcătuirea pânzei de Tarcău iau parte depozite sedimentare cretacice, paleogene şi miocene. Cele mai vechi depozite cunoscute ale pânzei sunt identice cu cele din pânza de Audia cuprinzând cele trei complexe: complexul sferosideritic, complexul şistos complexul gresiilor silicioase glauconitice, care acoperă intervalul Valanginian-Cenomanian.

Fig. 40 Schiţa digitaţiilor Pânzei de Tarcău (M. Săndulescu, 1984): 1-depresiuni molasice; 2-pânzele moldavice; 3-pânza de Tarcău (3a-digitaţia gresiei de Tarcău; 3b-digitaţia Ciunget; 3c-digitaţia Tazlău; 3d-digitaţia externă); 4-petecele de rabotaj ale pânzei de Tarcău; 5-pânza cutelor marginale; 6-pânza subcarpatică.

Depozitele Cretacicului superior prezintă modificări litofaciale faţă de cele din

pânza de Audia, fiind predominant pelagice, mai bogate în roci marnoase şi calcaroase, ceea ce demonstrează că au fost acumulate într-un bazin marin cu adâncimea mai mică decât nivelul de compensare a calcitului (LCC = linia de compensare a calcitului). În această situaţie sunt formaţiunile de Cârnu Şiclău, descrisă de I. Băncilă, echivalentă

70

cu formaţiunea de Lupchianu, descrisă de I. Dumitrescu în Munţii Vrancei, ca şi cele superioare.

În Senonianul superior sedimentarul de fliş în pânza de Tarcău prezintă două litofaciesuri, unul marno-grezos la interior (la V) caracteristic formaţiunii de Horgazu şi altul calcaros, în formaţiunea de Hangu, la exterior, aceasta din urmă având o mult mai largă extindere.

Prezenţa celor două litofaciesuri evidenţiază faptul că sursele de material detritic sunt opuse, situaţie care se va menţine până în Miocen. Prima sursă de material terigen este situată în V, unde Dacidele externe sunt exondate, iar cealaltă este situată la E, fiind de tip platformă, cu sedimentar în care sunt prezente fragmente de şisturi verzi.

Paleogenul pânzei de Tarcău se caracterizează prin accentuarea diferenţelor litofaciale în cadrul sedimentarului acumulat, diferenţieri care se evidenţiază de la V spre E, dar şi de la N spre S. Acestea sunt determinate de natura diferită a materialului terigen provenind din ariile sursă vestice faţă de cele estice. În partea de mijloc a bazinului de acumulare are loc interferenţa litofaciesurilor vestice cu cele estice.

Depozitele eocene sunt grupate în trei litofaciesuri care se succed de la V la E astfel: litofaciesul de Tarcău, predominant grezos; litofaciesul de Tazlău, intermediar cu caractere de tranziţie de la grezos la calcaros şi litofaciesul de Doamna, cu un pronunţat caracter calcaros.

La nivelul Oligocenului, au fost separate de la V la E următoarele litofaciesuri: litofaciesul de Fusaru, cu gresii micacee, litofaciesului de Moldoviţa, din partea mediană a bazinului, îi corespunde în S litofaciesul de Pucioasa, ceea ce arată pe lângă diferenţieri V-E şi diferenţieri N-S, ca urmare şi a unor particularităţi diferite a morfologiei fundului bazinului de sedimentare şi litofaciesul de Kliwa, cu gresii silicioase de tip Kliwa.

Pentru pânza de Tarcău cele mai importante formaţiuni geologice sunt: - Formaţiunea de Tarcău - paleocen-eocenă - formată din gresii masive, micacee,

foarte dure, de culoare cenuşie care apare în bancuri de până la 3 m grosime. În total formaţiunea gresiei de Tarcău însumează peste 2000 m grosime. Aceasta se dezvoltă în partea de V în litofaciesul de Tarcău.

- Formaţiunea de Tazlău este echivalentă formaţiunii de Tarcău, dezvoltându-se în litofaciesul median, de Tazlău. Formaţiunea de Tazlău prezintă secvenţe ritmice de tip fliş, ritmurile cu grosimi submetrice totalizând 700-1000 m.

În timpul Oligocenului condiţiile de sedimentare se modifică, devenind reducătoare. euxinice chiar, ceea ce a dus la acumularea unor depozite în facies bituminos, mai ales în Oligocenul inferior. Astfel, în toate litofaciesurile, s-au acumulat bitumolite după cum urmează:

- menilite (silicolite de culoare negricioasă din cauza conţinutului de materie organică);

- marne brune bituminoase (roci marmoase, pelitice, dure cu grade diferite de silicifiere);

- disodile inferioare (siltite argiloase sau argilite siltice cu conţinut important de materie organică).

În Oligocenul superior, în partea de V a pânzei de Tarcău, este acumulat litofaciesul de Fusaru, în care este caracteristică Formaţiunea gresiei de Fusaru, o gresie masivă, micacee, slab calcaroasă, uneori friabilă, formând strate groase, care însumează 400-600 m.

În partea de E, sincron litofaciesului de Fusaru, s-au acumulat depozite aparţinând litofaciesului de Kliwa, pentru care este reprezentativă Formaţiunea gresiei de Kliwa de 600-1200 m grosime, alcătuită din gresii silicioase, albe, dure, în strate groase, de la submetrice până la câţiva metri.

71

Între cele două litofaciesuri, de Fusaru şi de Kliwa., se constată, în partea de N, o interferenţă între gresia de tip Fusaru şi cea de tip Kliwa, constituind litofaciesul de Moldoviţa. În partea de S, litofaciesul intermediar, poartă numele de litofaciesul de Pucioasa, fiindu-i caracteristică Formaţiunea de Pucioasa, de 1000-1200 m grosime, alcătuită dintr-o gamă variată de roci (argilite, disodile, marne, gresii).

În partea de S a pânzei de Tarcău s-au acumulat şi depozite de vârstă miocenă (argilite, gresii, conglomerate, în bază având şi nivele de gipsuri).

După şariajul pânzei de Tarcău în mişcările stirice, s-au acumulat şi depozite posttectonice, care s-au păstrat în sectorul sudic, unde măsoară până la 1000 m grosime.

Depozitele sedimentare ale pânzei de Tarcău au fost cutate în mişcările tectonice de la sfârşitul Cretacicului şi cele din Miocenul inferior. În litofaciesurile vestice, unde natura materialului este predominant grezoasă, au luat naştere cute verticale sau deversate, largi, faliate pe flancuri, grupate în mai multe digitaţii. În partea de E, unde materialul grezos apare cu totul subordonat, au luat naştere cute imbricate, cute solz.

Pânza de Vrancea

Pânza de Vrancea mai este cunoscută sub denumirea de unitatea marginală (I. Dumitrescu, 1952), unitatea externă(I. Băncilă, 1955), unitate submarginală (Th. Joja, 1952) şi în ultimul timp sub numele de pânza cutelor marginale (M. Săndulescu, 1984).

Spre vest este încălecată de pânza de Tarcău, fruntea acestui şariaj are un traseu foarte sinuos, conturând numeroase semiferestre şi ferestre tectonice. În unele sectoare, pânza de Vrancea este complet acoperită de pânza de Tarcău. Spre E pânza de Vrancea este şariată peste pânza subcarpatică.

În lungul flişului, de la nord la sud, pânza de Vrancea apare de sub pânza de Tarcău sub forma a numeroase semiferestre tectonice. De la N spre S acestea sunt: semifereastra Putna-Suceava, semifereastra Humor, semifereastra Bistrita-Râşca, semifereastra Slănic-Oituz şi semifereastra Vrancea. Alături de semiferestre tectonice apare şi o fereastră tectonică, fereastra Bran-Dumesnic, lângă Pipirig, de dimensiuni mai mari, precum şi altele de dimensiuni mai mici în bazinul văii Cracăului şi pe Valea Slănicului.

La alcătuirea pânzei de Vrancea iau parte depozite de vârstă cretacică, paleogenă şi miocen inferioară.

Aria de sedimentare a depozitelor pânzei de Vrancea a fost situată la estul domeniului în care se acumulau sedimentele pânzei de Tarcău, din acest motiv există asemănări litologice între litofaciesurile de Doamna şi de Kliwa ale pânzei de Tarcău şi cele ale pânzei de Vrancea.

Depozitele sedimentare ale pânzei de Vrancea prezintă secvenţe de fliş numai la nivele disparate, în general în partea mai internă a pânzei, ceea ce arată apropierea ariei de sedimentare de zone mai stabile de tip platformă, de la est.

În semifereastra Vrancea se disting, în cadrul pânzei, două subunităţi, de Greşu situată mai la interior şi de Coza, mai la exterior, prima dintre ele încălecând peste cea de a doua. Între cele două subunităţi se constată deosebiri litostratigrafice care confirmă individualizarea lor.

Diferenţe litostratigrafice se remarcă şi între depozitele cutelor pânzei de Vrancea, din semifereastra Bistriţei şi cele din Pocuţia la N, dincolo de graniţele ţării), evidenţiind, de asemenea, două subunităţi, de Bistriţa mai externă (mai estică) şi de Pocuţia, mai internă (mai vestică).

La N de fereastra tectonică Bran-Dumesnic, pânza Vrancea suferă o decroşare senestră, amploarea şariajului spre E fiind restrânsă, probabil din cauza unui prag mai ridicat al platformei, care în mişcarea sa de subşariaj a decalat spre V segmentul pânzei situat la N.

72

În cadrul pânzei de Vrancea se disting cute deversate, culcate sau răsturnate spre exterior, mai ales în partea estică a pânzei.

Şariajui pânzei de Vrancea a fost declanşat în mişcările stirice vechi şi definitivat în mişcările stirice noi.

În ansamblu, depozitele pânzei de Vrancea sunt mai subţiri, comparativ cu cele ale pânzei de Tarcău, ca urmare a depărtării domeniului de sedimentare de zona carpatică de la V, mai ridicată tectonic şi în continuă ridicare, care constituia o bogată sursă de material terigen.

Începând cu Oligocenul, ca şi în cazul pânzei de Tarcău, depozitele acumulate se caracterizează prin larga dezvoltare a unor pelite în facies bituminos, bitumolite care au funcţionat ca roci mamă de petrol. Tot de vârstă oligocenă sunt şi gresiile de Kliwa, gresii silicioase (monominerale) de culoare albicioasă, cu peste 95% SiO2.

Cele mai noi depozite ale pânzei de Vrancea aparţin Miocenului inferior (Aquitanian-Burdigalian inferior) fiind reprezentate de un complex de roci pelito-psamito-psefitic cu recurenţe de facies bituminos purtând numele de formaţiunea de Gura Şoimului.

Pânza pericarpatică (subcarpatică) Este cea mai externă unitate a Moldavidelor, care mai este cunoscută sub numele de

unitatea pericarpatică (I. Băncilă, 1958) sau zona de molasă (Fig. 41). Pânza pericarpatică este constituită în cea mai mare parte din depozite de molasă, depozite de mare varietate, conglomerate, gresii, nisipuri, marne, argile, uneori cu acumulări de cărbuni şi evaporite. Depozitele de molasă sunt slab consolidate (depozite moi, de aici denumirea de molasă) şi cel mai adesea lipsite de stratificaţie.

Fig. 41 Schiţa digitaţiilor Pânzei Subcarpatice din Moldova (M. Săndulescu, 1984):

1-digitaşia de Scăriga; 2-digitaţia Pietricica; 3-digitaţia de Valea Mare; 4-şariaj; 5-digitaţie; 6-fruntea pţnzei subcarpatice; T-pânza de Tarcău; CM-pânza cutelor marginale.

73

Pânza pericarpatică este delimitată la vest de pânza de Vrancea prin linia marginală, iar la est, linia pericarpatică o separă de unităţile de platformă ale vorlandului carpatic (Platforma Moldovenească, Platforma Bârladului, Platforma Covurluiului şi Platforma Valahă). Linia pericarpatică, după care pânza pericarpatică este şariată peste unităţile de vorland, se poate urmări de la graniţa de Nord, până în Valea Trotuşului, având aproximativ următorul traseu: Solca-Păltinoasa-Tg.Neamţ-Buhuşi - est de Oneşti. La sud de valea Trotuşului falia pericarpatică este acoperită de molasa sarmaţian superioară-pliocenă, fiind evidenţiată doar prin foraje.

Între Valea Trotuşului şi Valea Buzăului, la vest de falia pericarpatică se găseşte o altă falie inversă, mai tânără, pleistocenă apărută în mişcările valahe: falia Caşin-Bisoca, care separă pânza pericarpatică de avanfosa din faţă.

Cele mai vechi depozite care apar la zi în pânza pericarpatică sunt cele din Culmea Pleşu, de lângă Tg. Neamţ, de vârstă eocen superioară (Priabonian) aparţinând formaţiunii de Bisericani. Afară de acestea mai apar depozite oligocene, în facies bituminos la Sărata-Bacău, Valea Mare, Ciortea, Năruja. În aceste situaţii este vorba de poziţii tectonice, care formează o structură anticlinală, evidenţiind faptul că fundamentul depozitelor de molasă este constituit din formaţiuni paleogene.

Caracteristica pânzei pericarpatice o constituie prezenţa formaţiunii salifere inferioare de 300-400 m grosime, cu brecii argiloase având intercalaţii de evaporite, cunoscută şi sub numele de brecia sării, de vârstă miocen inferioară. În această formaţiune sunt incluse masivele de sare de la Tg. Ocna, Tazlău, Bălţăteşti. Peste brecia sării urmează un complex flişoid de 400-500 m grosime cunoscut sub denumirea de „suita vărgată inferioară” (sau formaţiunea de Măgireşti, sau formaţiunea de Tescani).

Spre est complexul flişoid este substituit parţial sau total de depozite mai grosiere ale formaţiunii de Borzeşti, care păstrează urme de picături de ploaie, urme de păsări sau mamifere, iar şi mai la est se depun Conglomeratele de Pleşu-Pietricica.

În continuitate de sedimentare se depune un alt complex flişoid de cca 2000 m grosime, denumit „suita vărgată superioară”.

În Miocenul superior se depune formaţiunea saliferă superioară în condiţii de facies lagunar.

Pentru Miocenul inferior, sedimentarul acumulat în pânza subcarpatică are ca sursă de material terigen unităţile de platformă de la est în timp ce în Miocenul superior, după mişcările stirice, sursa de material detritic devine exclusiv catena carpatică.

În relieful actual pânza pericarpatică se suprapune aproximativ zonei subcarpatice. De la graniţa de nord până în Valea Moldovei zona de molasă este foarte îngustă (0,3-3 km), apoi se lărgeşte treptat spre sud ajungând la 35 km între Valea Bistriţei şi Valea Trotuşului.

În structura pânzei pericarpatice au fost separate trei digitaţii: - Digitaţia Măgireşti-Perchiu; - Digitaţia Pietricica; - Digitaţia Valea Mare. În cadrul acestor digitaţii predomină cutele-falii cu deversare spre E. Şariajul pânzei pericarpatice s-a produs în Sarmaţian în tectogeneza moldavă, când

aceasta a fost împinsă peste unităţile de platformă din faţă.

Tectonica Moldavidelor Moldavidele grupează 6 pânze de şariaj: pânza de Teleajen, pânza de Macla, pânza

de Audia, pânza de Tarcău, pânza de Vrancea şi pânza pericarpatică. În structura acestor pânze intră depozite cutate de fliş extern, iar în pânza pericarpatică, depozite cutate de molasă.

74

Substratul geologic pe care s-au acumulat depozitele flişului extern şi cele de molasă a fost de tip scoarţă continentală.

Pânzele moldavidelor sunt pânze de cuvertură, constituite numai din formaţiuni sedimentare, dezlipite de pe substratul lor primar şi şariate spre exterior, ele încălecând una peste alta de la vest spre est şi mai departe peste platformele din faţa Carpaţilor Orientali.

Şariajul s-a produs în Miocen, în tectogeneza stirică în cazul pânzelor flişului extern, şi în tectogeneza moldavică în cazul pânzei pericarpatice.

Pe parcursul acumulării depozitelor flişului extern şi apoi a molasei, în intervalul Cretacic-Miocen, axa fosei de sedimentare s-a deplasat treptat de la vest spre est ca urmare a ridicării catenei carpatice.

Primele deformări ale Moldavidelor s-au produs în urma mişcărilor subhercinice, când flişul intern (Dacidele externe) a fost împins peste flişul extern.

Pânzele Moldavidelor prezintă fiecare dintre ele aranjamente tectonice proprii. Pânza de Teleajen prezintă cute şi cute solzi, mai evidente spre marginea internă

(vestică). Cutele îşi păstrează ambele flancuri şi adesea sunt deversate spre E. Planul de şariaj a fost recutat în tectogenezele ulterioare, astfel încât, în partea frontală poate fi vertical sau deversat spre interior, în timp ce mai spre interior, aşa cum arată forajele, planul de şariaj este mai mult sau mai puţin suborizontal.

Pânza de Macla prezintă o structură în solzi cu o imbricare avansată. Este încălecată de la interior (de la vest) de pânza de Teleajen, care la nord de Depresiunea Breţcu o acoperă în întregime, cu excepţia Văii Brateşului. Între Covasna şi Valea Siriului, pânza de Macla încalecă peste pânza de Audia, care treptat spre sud o acoperă complet, ajungând direct în contact cu pânza de Tarcău.

Pânza de Audia prezintă cute foarte strânse cu imbricarea deasă a unor solzi, de aceea a fost denumită zona de solzi. La nord de Valea Moldovei se disting două subunităţi, una internă care se prelungeşte pe toată lungimea pânzei de la nord la sud, şi o subunitate externă semnalată la nord de Valea Moldovei. În subunitatea externă are o mare dezvoltare gresia de Prisaca-Tomnatec. Planul de şariaj al pânzei de Audia a fost deformat după punerea în loc a pânzei, astfel încât în partea frontală a pânzei are o poziţie verticală sau chiar răsturnată.

Pânza de Tarcău are caracter polifacial ceea ce a condus la deformarea ei diferită, după litologia depozitelor care o compun. Digitaţiile din partea internă şi mediană a pânzei prezintă cute verticale sau deversate, largi, faliate pe flancuri datorită predominării gresiilor, în timp ce digitaţiile externe, unde materialul grezos aproape dispare, în favoarea celui pelitic cutele sunt mai strânse căpătând aspectul de cute solzi.

Pânza de Tarcău, după cum s-a mai spus, în unele sectoare acoperă în întregime pânza de Vrancea din faţă, fruntea pânzei descriind un traseu foarte sinuos cu numeroase semiferestre tectonice. În partea frontală a pânzei au fost antrenate petice de rabotaj smulse din pânza de Vrancea şi transportate peste aceasta. De la nord la sud cele mai importante petice de rabotaj sunt: Voievodeasa, Gura Humorului, Monachia-Moineşti şi Tg. Ocna.

Pânza de Vrancea se caracterizează prin apariţia ei de sub pânza de Tarcău în semiferestre tectonice, ca şi prin dezvoltarea unor cute cu flanc invers, deversate, culcate şi chiar răsturnate. În pânza de Vrancea se disting două subunităţi, una mai internă - subunitatea Greşu şi alta externă - subunitatea Coza. Ultima, în semifereastra Vrancea, este complet acoperită de prima. La nord de fereastra Bran-Dumesnic, pânza de Vrancea nu a mai fost întâlnită în foraje sub pânza de Tarcău, suferind o decroşare senestră. probabil - datorită opririi şariajului într-un prag mai ridicat al platformei.

75

Pânzele flişului extern apar mai ridicate în sectorul median ai Carpaţilor Orientali comparativ cu sectoarele din nord şi sud. Astfel pânza de Vrancea în semifereastra Bistriţa-Râşca este dominată de anticlinalul Doamna-Horaiţa cu sâmbure diapir de „şisturi” negre.

Pânza pericarpatică (subcarpatică) este alcătuită din depozite de molasă la care iau parte şi roci evaporitice. În această pânză Săndulescu et.al. (1980) au identificat trei digitaţii, digitaţia Măgireşti-Perchiu, cea mai internă, cu depozite de molasă grezoase, roşii şi cu două nivele de gipsuri; digitaţia Pietricica, situată mai la est, constituită dintr-o molasă conglomeratică şi digitaţia Valea Mare, cea mai externă, situată în fruntea pânzei ca o fâşie îngustă. La nord de Valea Moldovei pânza pericarpatică este foarte îngustă sub 3 km. La sud de valea Trotuşului şi la exteriorul pânzei pericarpatice se dezvoltă depozitele avanfosei carpatice, separate de pânză prin falia Caşin-Bisoca generată în tectogeneza valahă, pleistocen inferioară.

Primele deformări ale zonei de molasă au avut loc în faza eostirică din Burdigalian, când este încălecată de la V de flişul extern. Acestea au fost urmate de mişcările neostirice din Badenian. Efectele tectogenezei stirice, în ansamblul lor, au fost însoţite şi de episoade langunare cu depuneri de evaporite (formaţiunea cu sare inferioară, şi respectiv superioară). Punerea în loc a pânzei s-a produs în tectogeneza moldavă din Sarmaţian.

9.1.3. Pienidele şi flişul transcarpatic

Pienidele reprezintă corespondentul Transilvanidelor (al pânzelor transilvane) în partea de N a Carpaţilor Orientali, în Maramureş şi Ucraina, având ca trăsătură fundamentală dubla tectogeneza, cretacică şi miocen inferioară (Fig. 42). Caracteristica Pienidelor este reprezentarea lor sub formă de klippe tectonice (elemente alohtone sub formă de blocuri de mari dimensiuni, de ordinul sutelor de metri, prinse într-o matrice autohtonă). Apariţia klippelor este premergătoare unor fenomene de şariaj, care în cazul Pienidelor formează o bandă îngustă de câţiva km şi o lungime de peste 900 km, din Maramureş până la Viena. În sudul Maramureşului klippele pienine apar în solzii frontali situaţi în fruntea pânzei de Botiza. Klippele pienine din sudul Maramureşului sunt cunoscute şi sub denumirea de klippe transilvane (V. Mutihac, 1990). Ele sunt constituite din roci competente (roci dure, masive compacte) mai ales calcaroase, în timp ce matricea şi învelişul lor este alcătuit din roci, mai puţin competente, plastice, argile, marne şi turbidite.

La alcătuirea klippelor iau parte depozite sedimentare predominant de tip pelagic de vârstă Jurasic superioară - Cretacic inferioară. În bază se distinge un nivel detritic din brecii cu elemente bazaltice, tufuri bazice, calcare detritice sau oolitice cu jaspuri în bază, calcare micritice, marne şi calcare compacte.

Învelişul klippelor este alcătuit din depozite în facies pelagic, de vârstă neocretacică, aproape exclusiv marnoase.

Klippele pienine de la Poiana Botizii apar într-o serie de solzi din fruntea pânzei de Botiza, la sud de o importantă fractură, falia de decroşare senestră Dragoş Vodă din nordul Munţilor Rodnei.

Flişul transcarpatic se întinde din Valea Tisei spre sud până în Valea Izei şi este alcătuit aproape exclusiv din depozite turbiditice aparţinând Paleogenului care însumează 1500-2000 m grosime. Între aceste depozite, cele eocene au cea mai largă dezvoltare. Flişul transcarpatic formează trei pânze tectonice, de la N la S acestea sunt:

Pânza de Botiza este alcătuită în principal din depozite de fliş eocene acumulate într-o arie de sedimentare cu subsidenţă accentuată. Şariajul pânzei, aşa cum apare el astăzi, ar rezulta că s-a produs de la N la S. Situarea pânzei de Botiza la S de falia Dragoş Vodă nu exclude posibilitatea ca pânza să fi suferit o rotaţie în sensul acelor de ceasornic, în timpul mişcărilor tectonice. În fruntea pânzei de Botiza se găseşte o fâşie îngustă de solzi care găzduiesc klippele pienine.

76

Fig. 42 Schiţa structurală a zonei flişului transcarpatic şi a regiunilor învecinate (M.

Săndulescu, 1984): 1-Dacide interne; 2-Dacide mediane; 3-Dacide externe; 4-cuvertura postpânză a Dacidelor; 5-pânza de Petrova; 6-pânza de Botiza; 7-zona klippelor pienide; 8-pânza wildflischului; 9-formaţiuni molasice (a-intruziuni neogene).

Pânza wildflişului este situată la S de pânza de Botiza şi este şariată spre S peste

depozitele miocen inferioare ale cuverturii posttectonice ale Dacidelor mediane. Dinspre N este încălecată de pânza de Botiza. În structura pânzei s-au identificat trei solzi. Caracterele tipice wildflişului sunt mai clare în partea de V, iar spre E se trece treptat la formaţiuni de fliş cu hieroglife pe talpă. În pânza wildflişului sedimentarea a continuat până în Miocenul inferior.

Pânza de Petrova apare la zi în bazinul inferior al Vişeului şi se continuă peste graniţă cu pânza de Măgura. Şariajul pânzei s-a produs de la SV spre NE. În cadrul pânzei de Petrova se disting câteva cute solzi deversate spre exterior (spre NE şi spre SE) între care cel mai important este solzul Leordina. Grosimea depozitelor din pânza de Petrova măsoară mai multe mii de metri, în timp ce în cazul solzului Leordina depozitele nu depăşesc 1000 m. Acest fapt s-ar explica prin poziţia mai ridicată a ariei de sedimentare a depozitelor solzului Leordina, un prag submers, în timp ce aria sedimentării flişului de Petrova era o fosă cu subsidenţă accentuată.

Şariajul pânzelor flişului transcarpatic s-a produs în tectogeneza stirică, când flişul a fost împins peste învelişul posttectonic al zonei cristalino-mezozoice (Dacidele mediane).

9.1.4. Zona vulcanitelor neogene

Prezenţa vulcanitelor neogene pe latura internă a Carpaţilor Orientali a fost determinată de subducţia unei plăci litosferice cu scoarţă oceanică situată în partea de V a Platformei Est-europene. În evoluţia acestui proces de subducţie au fost create pânzele flişului şi molasei carpatice pe latura estică şi punerea în loc a vulcanitelor pe latura

77

vestică. Vulcanismul neogen, predominant andezitic este asemănător cu alte fenomene de pe glob care au aceeaşi cauză - subducţia.

Activitatea vulcanică s-a desfăşurat din Badenian până spre sfârşitul Pliocenului, timp în care au alternat momentele de paroxism cu fazele de calm.

Ca trăsătură generală a întregului lanţ vulcanic o constituie prezenţa tuturor tipurilor de vulcanite, de la riolite până la bazalte, cu predominarea însă a andezitelor.

În lanţul vulcanic de pe latura vestică a Carpaţilor Orientali se disting trei sectoare cu particularităţi diferite şi anume: sectorul Oaş-Gutâi, sectorul Bârgău-Rodna-Ţibleş şi sectorul Călimani-Gurghiu-Harghita (Fig. 43).

Fig. 43 Geneza vulcanismului neogen prin procesul subşariajului şi topirii vorlandului carpatic (Săndulescu, 1984, fide Stille, 1953).

Sectorul Oaş-Gutâi În Munţii Oaş relieful se prezintă ca adevărate platouri în care ies în evidenţă daicuri

vulcanice. Munţii Gutâi prezintă un relief mai pronunţat dat de conurile vulcanice - exemplu Creasta Cocoşului (1445). În acest sector activitatea vulcanică s-a desfăşurat cu intermitenţă din Badenian până la sfârşitul Pliocenului.

Vulcanismul a debutat printr-o activitate explozivă, când au fost puse în loc riolite, sub formă de aglomerate vulcanice şi tufuri, care intră în alcătuirea formaţiunii vulcano-sedimentare ce apare la zi în vecinătatea localităţii Oraşul Nou, constituind primul ciclu vulcanic.

Au urmat revărsări de lave dacitice şi andezitice însoţite de piroclastite rezultând structuri de tip strato-vulcani în care există o alternanţă de piroclastite şi curgeri de lave, aparţinând celui de al doilea ciclu, de care sunt legate procese metalogenetice cu mineralizaţii polimetalice şi auroargintifere.

Cel de al treilea ciclu maschează produsele ciclurilor anterioare cu punerea în loc a andezitelor piroxenice şi a andezitelor bazaltoide. În acest ciclu s-au format calderele Săpânţa şi Mara.

Sectorul Ţibleş-Rodna-Bârgău

Vulcanitele din acest sector se prezintă sub formă de corpuri subvulcanice intruse în şisturi cristaline sau în depozite paleogene, lipsind curgerile de lave şi piroclastitele.

Corpurile subvulcanice se prezintă ca lacolite, silluri, daicuri şi stokuri, care sunt de fapt apofize ce pornesc din corpul central. Rocile din vecinătatea vulcanitelor sunt afectate de un metamorfism termic de contact.

În sectorul Ţibleş-Rodna-Bârgău se disting mai multe corpuri subvulcanice scoase la zi prin eroziune, constituite din microdiorite porfirice în părţile centrale, în timp ce apofizele sunt alcătuite din diferite varietăţi de dacite şi andezite.

Cele mai importante corpuri subvulcanice sunt: - Corpul din Muntele Ţibleş, cu o întinsă aureolă de contact termic şi de alteraţie hidrotermală care au dat mineralizaţii de sulfuri polimetalice;

78

- Corpul din Munţii Hudin, situat la V de Ţibleş; - Corpul din Muntele Toroiaga, un masiv cu altitudinea de 1930 m, în care s-a

manifestat o intensă activitate hidrotermală, care a afectat atât corpul subvulcanic cât şi rocile înconjurătoare, producând importante mineralizaţii de sulfuri complexe, exploatate la Baia Borşei;

- Corpul intrusiv din vârful Cornii, cel mai important din nordul Munţilor Bârgău; - Corpul din Măgura Mică; - Corpul din Măgura Sturzilor; - Corpul subvulcanic dintre Sângeorz Băi şi Poiana Ilvei, are poziţia cea mai vestică

din partea nordică a Munţilor Bârgău; - Corpul intrusiv din Muntele Heniu, situat în partea centrală a Munţilor Bârgău.

O importantă masă intrusivă cu altitudinea de 1612 m; - Corpul intrusiv din dealul Miroslava. În afara acestor corpuri se mai găsesc şi altele de dimensiuni mai mici.

Sectorul Călimani-Gurghiu-Harghita

Acest sector este delimitat la nord de Bistriţa Bârgăului şi la sudde Valea Oltului şi cuprinde masivele muntoase Călimării, Gurghiu şi Harghita, în care vulcanitele neogene au cea mai largă dezvoltare, cu areal întins şi înălţimi ce depăşesc 2000 m. în Munţii Călimani se găsesc şi urme de gheţari.

Aparatele vulcanice sunt bine păstrate fiind reprezentate prin caldere şi cratere cum ar fi: caldera Călimani - în Munţii Călimani, caldera Fâncel-Lăpuşna, aparatul vulcanic Seaca-Tătarca, aparatul Şumuleu, aparatele îngemănate Ciumani şi Fierăstrae - în Munţii Gurghiu. În Munţii Harghita aparatele vulcanice au în general dimensiuni mici, între acestea se numără aparatul Astoroş, aparatul Harghita-Mădăraş, sau apar sub formă de platou cum sunt aparatele Harghita Mădăraş şi Lucs. În sudul Munţilor Harghita se găseşte aparatul vulcanic închis în care s-a instalat lacul Sfânta Ana. Acesta şi altele mai mici sunt considerate ca aparţinând unui scurt episod târziu de manifestări vulcanice explozive cu punerea în loc a unor lave acide.

Fundamentul vulcanitelor din sectorul Călimani-Gurghiu-Harghita este constituit fie din metamorfite, care pot fi acoperite pe unele porţiuni de cuvertura sedimentară, fie din depozite miocene şi pliocene ale Depresiunii Transilvaniei.

Edificiul vulcanic cuprinde două părţi care corespund unor etape diferite ale activităţii vulcanice, la partea inferioară se găseşte o structură vulcano-sedimentară cu material piroclastic acumulat subaerian sau subacvatic, în cea mai mare parte mascată de produsele etapei a doua. Formaţiunea vulcano-sedimentară este alcătuită din brecii şi aglomerate vulcanice prinse într-o matrice de lapili, tufuri şi tufite, având o grosime cuprinsă între 200 m şi 500 m.

Peste formaţiunea vulcano-sedimentară se dispun produsele etapei a doua, care constituie suprastructura conurilor vulcanice în alcătuirea căreia intră o alternanţă de produse piroclastice şi curgeri de lave caracteristică stratovulcanilor.

Cele mai vechi roci din suita curgerilor de lave sunt considerate dacitele de Drăgoiasa din estul Munţilor Călimani, urmează în ordine andezite amfibolice (cu homblendă neagră., apoi hornblendă brună), andezite amfibolice cu piroxeni, andezite cu piroxeni şi amfiboli şi andezite piroxenice, iar ca ultime veniri sunt considerate andezitele bazaltoide. Subordonat se întâlnesc şi andezite cu biolit şi cuarţ şi andezite cuarţifere.

Vârsta vulcanitelor neogene din Carpaţii Orientali

Din studiul relaţiilor vulcanitelor cu formaţiunile sedimentare ca şi pe baza determinărilor de vârstă absolută, s-a constatat că cele mai vechi vulcanite sunt intercalate în

79

depozitele de vârstă badeniană, iar cele mai noi în depozitele de vârstă pliocenă. Determinările prin metode radiogene indică vârste cuprinse între 10 M.a., pentru andezitele cuarţifere de Piscuiatu din sectorul Oaş-Gutâi şi 3,92 M.a. pentru andezitele cu piroxeni în Munţii Harghita.

Din determinările de vârstă absolută rezultă că în sectorul Oaş-Gutâi vulcanismul a început mai timpuriu decât în sectorul Călimani-Gurghiu-Harghita, acest fapt reiese şi din modul în care s-au păstrat aparatele vulcanice, care sunt mult mai bine conservate în sectorul sudic.

Bazaltele cuaternare

În partea de S a Munţilor Perşani în zona localităţilor Racoşu de Jos, Hoghiz, Veneţia se găsesc curgeri de bazalte, denumite bazaltele de Racoş, acestea fiind însoţite şi de piroclastite bazaltice. Curgerile de bazalte, cu o grosime de până la 30 m prezintă adesea separaţii sub formă de coloane hexagonale. Caracteristica acestor bazalte, indiferent de gradul lor de cristalinitate, îl constituie prezenţa unor noduli de peridotit, cu dimensiuni de până la 20 cm. Ridicarea topiturii bazaltice până la suprafaţă s-a făcut prin mai multe căi de acces, cum ar fi acelea de la Racoş, Mateiaş, Hoghiz, Bogata, Lupşa, Hegheş, ultimul fiind mai bine studiat.

Substratul pe care s-au depus vulcanitele bazice îl constituie tuful de Perşani, tuf andezitic de vârstă badeniană. Vulcanismul bazaltic a debutat cu punerea în loc a unei formaţiuni vulcano-sedimentare alcătuită din material terigen grosier, psefito-psamitic în amestec cu piroclastite bazaltice, cu o grosime de câţiva metri. Vârsta materialului sedimentar, determinată paleontologic, arată a fi Pliocen terminal - Pleistocen timpuriu. Peste acestea au fost puse în loc două curgeri de bazalte masive, prima de 5-20 m grosime şi a doua de 15-20 m, separate între ele printr-un nivel de piroclastite.

Manifestările vulcanice bazice se încheie cu o a doua secvenţă vulcano-sedimentară de 10-20 m grosime, urmată de piroclastite în care se se interpune şi o curgere de lavă. La sfârşitul Pleistocenului mediu activitatea vulcanică bazică se încheie. Vârsta absolută a bazaltelor de Racoş, determinată paleomagnetic arată 1,1-1,6 M.a.

Compoziţia chimică alcalină a bazaltelor de Racoş le diferenţiază pe acestea de vulcanitele neogene, care au un chimism calco-alcalin. Astfel aceste bazalte, ca şi cele de la Ilioara şi Sărmaş din Munţii Călimani, se consideră a fi produsele unui magmatism bazic mai profund, care ar fi avut loc în lungul unor fracturi crustale orientate N-S, care se prelungesc şi în Platforma Valahă (D. Rădulescu).

9.1.5. Avanfosa şi depresiunile intramontane ale Carpaţilor Orientali

Cele mai tinere elemente structurale ale Carpaţilor Orientali sunt reprezentate de avanfosa situată la exterior şi de depresiunile intramontane.

Avanfosa Avanfosa a fost definită ca depresiune a zonei de molasă formată la exteriorul

sistemelor cutate în faza finală a evoluţiei lor. Ea are două flancuri, un flanc intern cutat şi un flanc extern necutat suprapus platformelor din faţa orogenului.

Avanfosa este situată la exteriorul pânzei subcarpatice şi are o mare dezvoltare la S de Trotuş, dar mai ales în zona de curbură. La N de Trotuş avanfosa se îngustează mult fiind reprezentată de flancul extern, la V fiind delimitată prin falia pericarpatică de pânza subcarpatică (pericarpatică).

La S de Trotuş avanfosa este separată de pânza subcarpatică prin falia Caşin-Bisoca. Avanfosa internă, cutată, se dezvoltă la S de Valea Râmnicului Sărat spre S şi V prin apariţia cutelor diapire, în timp ce avanfosa externă are dezvoltarea cea mai tipică în Depresiunea Focşani.

80

Avanfosa a luat naştere ca urmare a unei subsidenţe active care s-a manifestat în Sarmaţian şi Pliocen, după tectogeneza moldavă. Ea mai este cunoscută sub numele de monoclinul sarmato-pliocen, dat fiind faptul că între Trotuş şi Slănicul de Buzău depozitele Sarmaţiene şi Pliocene au înclinări constante spre E. Aceste înclinări se accentuează pe măsura apropierii de falia Caşin-Bisoca unde treptat se apropie de verticală sau chiar sunt răsturnate.Grosimea depozitelor avanfosei este de mai multe mii de metri.

Din Valea Buzăului spre V, avanfosa internă a fost cutată în stil diapir. Cutele diapire, care constau în boltirea, subţierea şi străpungerea depozitelor din acoperiş de către un nucleu de sare, prezintă anticlinale înguste separate de sinclinale largi.

Cutarea diapiră a fost determinată de instabilitatea gravitaţională a sării, accentuată la adâncimi mari de peste 1500-2000 m (se ştie că sarea are greutatea specifică de 2,3 g/cm3, iar cea a rocilor înconjurătoare 2,5-2,7 g/cm3, diferenţa dintre aceste valori este suficient de mare pentru a crea instabilitatea gravitaţională), la care se adaugă presiunea tectonică tangenţială care a acţionat în tectogeneza valahă.

Deformările valahe au fost mai ample şi mai sunt încă. La exteriorul curburii Carpaţilor Orientali, mai ales între prelungirea faliei Peceneaga-Camena la NE şi prelungirea faliei Capidava-Ovidiu la SV, segment în care se exercită compresiunea determinată de deplasarea microplăcii tectonice a Mării Negre. De altfel, toate epicentrele seismelor din Vrancea se găsesc în limitele segmentului menţionat.

Depresiunile intramontane Ultimele deformări care au afectat Carpaţii Orientali s-au produs în Miocen,

Pliocen şi chiar Pleistocen având caracter ruptural. Acestea au provocat o serie de depresiuni situate în interiorul lanţului muntos prin afundarea unor arii limitate din diferite unităţi tectonice ale Carpaţilor Orientali. În depresiunile create s-au acumulat depozite de molasă, în care uneori au luat naştere şi zăcăminte de cărbuni.

În vecinătatea vulcanitelor neogene se pare că formarea depresiunilor (Fig. 44) a putut fi influenţată şi de bararea unor cursuri de apă şi formarea unor lacuri în care s-au acumulat depozite prin colmatarea lor cu material detritic (exemplu depresiunile Bilbor, Borsec, Jolotca, Gheorgheni şi Ciuc).

Fig. 44 Depresiunile pliocen-cuaternare din Carpaţii Orientali (M. Săndulescu, 1984): 1-

Depresiunea Bârsei; 2-Depresiunea Sfântu Gheorghe; 3-Depresiunea Breţcu; 4-Depresiunea Ciucului superior; 5-Depresiunea Ciucului de mijloc; 6-Depresiunea Ciucului inferior; 7-Depresiunea Gheorghieni.

81

Depresiunea Comăneşti

Este situată pe Valea Trotuşului la NV de Tg. Ocna şi a luat naştere prin coborârea locală a flişului pânzei de Tarcău şi de Vrancea în Sarmaţianul superior înlesnind comunicarea între bazinul dacic de la E şi bazinul Transilvaniei de la V. Este delimitată la N de oraşul Moineşti. iar la S de pârâul Dofteana.

Depozitele de umplutură aparţin Sarmaţianului şi Meoţianului fiind reprezentate prin pietrişuri, nisipuri, argile, tufuri şi strate de cărbuni. Acestea formează umplutura unor cuvete sinclinale. De la V la E acestea sunt: Lapoş, Asău-Sălătruc, Lăloaia-Dărmăneşti şi Larga. Grosimea depozitelor umpluturii atinge cca 500-550 m.

Depresiunea Bârsei

Are cea mai mare suprafaţă dintre depresiunile intramontane ale Carpaţilor Orientali şi a luat naştere în Pliocenul superior prin arondarea unei părţi din flişul intern din zona de curbură a Carpatilor Orientali. Este orientată V-E.

Spre N depresiunea Bârsei prezintă trei ramificaţii, cea vestică Căpeni-Baraolt este situată între Munţii Perşani şi Munţii Baraolt, cea centrală., depresiunea Sf. Gheorghe este situată între Munţii Baraolt şi Munţii Bodoc, iar cea estică, depresiunea Breţcu, este situată între Munţii Bodoc şi Munţii Oituz. Spre S, depresiunea Bârsei prezintă o prelungire coborâtă, depresiunea Zărneşti. Toate aceste depresiuni converg în Valea Oltului.

Depozitele de umplutură sunt foarte variate, întâlnindu-se astfel pietrişuri, nisipuri, argile, marne, tufite etc. În depresiunea Baraolt se găsesc mai multe strate de cărbuni în jumătatea inferioară a umpluturii. Grosimea depozitelor de umplutură, aşa cum sunt cunoscute în depresiunea Baraolt, unde au fost mai bine studiate, este cuprinsă între 500-600 m şi aparţin intervalului Ponţian superior-Pleistocen mediu.

Se apreciază că depresiunea Sf. Gheorghe s-ar fi format în Romanian iar depresiunile Breţcu şi Zărneşti în Pleistocen.

Depresiunea Ciucului

Este situată în bazinul superior al Oltului, fiind cuprinsă între masivul eruptiv Harghita la vest şi Munţii Ciucului la est. Două praguri transversale Jigolin şi Racu o separă în trei bazine, inferior, mijlociu şi superior, umplutura acestor bazine este formată din depozite sedimentare, în care materialul piroclastic are o pondere însemnată. Grosimea depozitelor este de până la 500 m având şi câteva strate de cărbuni. Vârsta umpluturii se estimează a fi Pliocen terminal-Pleistocen, fără dovezi paleontologice.

Depresiunea Gheorgheni

Situată între Munţii Harghita şi Gurghiu la V şi Munţii Hăghimaş şi Giurgeu la E, depresiunea Gheorgheni se află la izvoarele Mureşului. Depozitele sedimentare, care ating aproape 1000 m în centrul depresiunii, sunt formate din aglomerate vulcanice, tufuri, tufite cât şi din material terigen a căror vârstă se consideră a fi Pliocen terminal-Pleistocen, ca şi în cazul depresiunii Ciucului.

Depresiunile Borsec şi Bilbor

În zona Borsec - Bilbor sunt cinci depresiuni, dintre care cea mai importantă este depresiunea Borsec, care are 9 km lungime şi o umplutură de 70-130 m grosime. Umplutura este constituită din nisipuri şi pietrişuri cu intercalaţii de argile. Nisipurile găzduiesc un nivel de cărbuni de până la 3 m grosime, care a fost deja exploatat. Umplutura aparţine Pliocenului terminal-Pleistocenului, fiind determinată prin metode paleontologice.

82

Depresiunea Sighetului Depresiunea Sighetului se situează în aria transcarpatică a Carpaţilor Orientali, pe

cursul mijlociu şi inferior al Râului Iza. Aceasta a luat naştere prin afundarea uni porţiuni din flişul transcarpatic şi a învelişului posttectonic din zona cristalino-mezozoică. Unele caractere stratigrafice şi litofaciale conduc spre afinitatea acestei depresiuni cu Depresiunea Transilvaniei, considerându-se că ar fi o depresiune adiacentă a ei. Formaţiunile ce constituie umplutura sunt atribuite intervalului Badenian-Pliocen.

Din punct de vedere tectonic în această depresiune nu apar complicaţii, depozitele sunt dispuse în cute largi, iar pe alocuri sarea a generat cute diapire.

83

9.2. CARPAŢII MERIDIONALI

Ca unitate aparţinând orogenului alpin Carpaţii Meridionali se întind din Valea Dâmboviţei - falia Iezer-Păpuşa - spre V, depăşind Valea Dunării. La N sunt delimitaţi de depresiunea Transilvaniei, culoarul Mureşului şi marginea depresiunii Panonice. La sud sunt mărginiţi de Platforma Valahă după falia pericarpatică, ce se prelungeşte din faţa Carpaţilor Orientali, fiind acoperită însă de depozite mai recente. Traseul faliei pericarpatice, pe sub depozitele care o acoperă, ar fi următorul: Sud de Piteşti - nord de Drăgăşani - nord de Strehaia - Drobeta-Tumu Severin.

Masivele muntoase ale Carpaţilor Meridionali sunt: Făgăraş, Cibin, Lotru, Căpăţânei, Sebeş, Parâng, Vâlcan, Retezat, Godeanu, Ţarcu, Poiana Ruscă, Cernei, Semenic, Almăj. Înălţimea acestor masive adesea depăşeşte 2000 m (Negoiu - 2536 m şi Moldovanu - 2543 m).

Reţeaua hidrografică a Carpaţilor Meridionali are o dispoziţie centrifugă, cursurile de apă fiind dirijate spre N, spre V şi spre S. Dunărea şi Oltul fac excepţie, traversând întregul lanţ muntos. Reţeaua hidrografică separă masivele muntoase între ele.

Evoluţia geologică a Carpaţilor Meridionali diferă sensibil de cea a Carpaţilor Orientali. Principalele tectogeneze care au determinat realizarea lor structurală au fost tectogeneza austrică, de care este legată amorsarea şariajului getic (un fenomen tectonic de mare amploare) şi tecrogeneza laramică care a desăvârşit structura în pânză a actualei zone muntoase şi a dus la formarea depresiunii marginale subcarpatice - avanfosa, cunoscută şi sub numele de depresiunea Getică.

Din punct de vedere al structurii geologice, Carpaţii Meridionali sunt alcătuiţi dintr-o zonă a masivelor cristaline cu învelişul lor sedimentar paleozoic şi mezozoic, care alcătuieşte partea muntoasă şi o zonă formată din depozite de molasă - avanfosa.

Reconstituirea evoluţiei structogenetice este sugerată de prezenţa unui complex ofiolitic situat în Platoul Mehedinţi, asociat cu depozite sedimentare de fliş de vârstă tithonic-neocomiană (flişul de Severin), ca şi de banatite (vulcanite calcoalcaline).

Masivele cristaline cu învelişul lor sedimentar, din Carpaţii Meridionali îşi au originea într-o arie continentală prejurasică care a putut aparţine plăcii moesice sau altei plăci tectonice. În Jurasic s-a produs un rift care a creat două blocuri distincte danubian şi getic, primul situat la S, iar al doilea la N, judecând după actuala dispunere spaţială.

Forţele de distensie, care au cauzat riftul, au dus treptat la depărtarea celor două domenii, danubian şi getic, luând astfel naştere, între ele, a unei fose oceanice, fosa de Severin, cu fundament constituit din roci bazice (fundament oceanic). Pe fundamentul fosei de Severin s-au acumulat depozite sedimentare de fliş, ca urmare a eroziunii materialului terigen de pe cele două blocuri (domenii).

După încetarea acţiunii forţelor de distensie, care au generat riftul şi scoarţa oceanică, între domeniul danubian şi getic, a urmat apariţia unor forţe de compresiune cu tendinţa de scurtare a scoarţei. Aceste forţe au iniţiat producerea unui fenomen de subducţie, prin care fundamentul cu scoarţă oceanică, pe care s-au acumulat depozitele flişului de Severin se consuma sub unul din cele două domenii, probabil sub domeniul getic.

Procesul de subducţie, a generat în părţile profunde ale litosferei topirea parţială a plăcii subduse cu segregarea unor magme, manifestându-se la suprafaţă printr-un vulcanism subsecvent, care a avut loc la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului. Astfel au fost puse în loc o mare masă de roci de compoziţie intermediară numite banatite (vulcanism banatitic).

84

9.2.1. Domeniul Danubian (Dacidele marginale) Domeniul Danubian cuprinde cele mai externe elemente care au fost supuse

tectogenezelor cretacice constituind astfel Dacidele marginale. Acestea sunt situate între Dacidele externe, reprezentate aici de pânza de Severm, şi Platforma Moesică (pe teritoriul României Platforma Valahă). Dacidele marginale se continuă şi la S de Dunăre şi apoi la E de Timoc.

Acţiunea forţelor de compresiune a dus la consumarea prin subducţie a plăcii oceanice dintre cele două domenii, aducându-le în contact tectonic. Ulterior, procesul a evoluat, ducând la încălecarea domeniului getic, aparţinând de Dacidele mediane, peste domeniul Danubian (Dacide marginale).

Depozitele sedimentare de fliş, acumulate în fosa de Severin, dintre cele două domenii, au fost antrenate în şariaj de pânza getică (domeniul getic sau Dacidele mediane din Carpaţii Meridionali), constituind paraauthtonul pânzei getice. Situaţia tectonică, aşa cum este astăzi, se prezintă astfel: la partea inferioară a structurii se află domeniul danubian (Dacidele marginale) cu rol de autohton, motiv pentru care mai este cunoscut sub denumirea de autohtonul danubian; peste Dacidele marginale se află şariată pânza de Severin (aparţinând Dacidelor externe), cu rol de paraautohton, deoarece la rândul ei suportă şariajul domeniului getic (pânza getică) aparţinând Dacidelor mediane

Domeniul danubian, descoperit de eroziune, apare în Carpaţii Meridionali ca o imensă semifereastră tectonică situată în partea de SV a acestora, fiind extinsă de la V de cursul superior al Lotrului şi Olteţului până la Dunăre.

Limita nordică a semiferestrei, descoperită de eroziune, de sub pânza getică, are aproximativ direcţia E-V, trecând pe la S de localitatea Petroşani, continuându-se spre V până aproximativ la localitatea Măru. De aici fruntea pânzei de încălecare îşi schimbă direcţia spre SSV, trecând Dunărea pe la V de localitatea Berzasca.

Structura geologică În alcătuirea autohtonului danubian participă şisturi cristaline prealpine şi formaţiuni

sedimentare care constituie învelişul masivelor cristaline. Şisturile cristaline prehercinice au o largă dezvoltare şi după gradul de

metamorfism sunt mezometamorfice şi epimetamorfice. Mezometamorfitele cuprind cele mai vechi serii metamorfice din domeniul

danubian, între care mai importante sunt: seria de Lainici - Păiuş şi seria de Drăgşan. Cristalinul de Lainici - Păiuş se întinde din Muntii Cernei spre E pe versantul sudic

al Munţilor Vâlcan şi Parâng, precum şi în Munţii Retezat. În cadrul acestor metamorfite predomină gnaisele cuarţitice care au fost afectate de procese retromorfe şi de metamorfisni termic la contactul cu corpurile de granitoide.

Metamorfitele seriei de Drăgşan se întâlnesc începând din Valea Cernei până în Munţii Parâng, ca şi în Munţii Retezat fiind reprezentate în principal prin ortoamfibolite şi gnaise amfibolice aproape în întregime retromorfozate.

Există unele indicii care arată că seria de Drăgşan ar fi şariată peste seria de Lainici -Păiuş, vârsta şariajului se estimează că ar fi bretonă sau sudetă (la începutul Carboniferului inferior sau respectiv la sfârşitul Carboniferului inferior).

Metamorfitele de Lainici - Păiuş şi de Drăgşan sunt considerate sincrone, în ce priveşte procesul de metamorfism. Vârsta absolută fiind de 650 M.a. - proterozoic superioară.

Epimetamorfitele provin prin metamorfozarea unor formaţiuni vulcanogene şi terigene în faciesul şisturilor verzi. Au fost descrise sub denumirea de cristalinul de Corbu în E Munţilor Almăj. Aceste metamorfite cuprind şisturi verzi cloritoase cu albit şi

85

epidot, şisturi amfibolice cu actinot, şisturi cuarţitice cu sericit, porfiroide şi lentile de calcare cristaline, în ansamblu totalizând cca 600 m grosime.

Granitoide prehercinice. O caracteristică a metamorfitelor prehercinice o constituie asocierea lor cu numeroase masive de granitoide sincinematice sau tardicinematice. Granitoidele sunt dispuse concordant sau discordant cu metamorfitele. Corpurile de granitoide au forme foarte diferite şi sunt însoţite de o suită de roci filoniene, pegmatite, aplite, lamprofire, care străbat atât masa granitoidelor cât şi a şisturilor cristaline. Masivele tardicinematice prezintă aureole de contact în timp ce corpurile sincinematice au în jur migmatite.

Corpurile de granitoide sunt dispuse în lungul unor structuri anticlinale care pot fi urmărite pe întreg autohtonul domeniului danubian.

În Munţii Parâng se găsesc trei aliniamente de corpuri cu granitoide: 1 - În sudul Parângului între râul Olteţ şi localitatea Novaci se întâlnesc corpurile

Novaci, Cărpiniş, Crasna. Vârsta acestora determinată prin metoda radioactivă este de 650 M.a.

2 - Aliniamentul Nedeiu-Sadu-Suşiţa situat la N, se poate urmări din Valea Olteţului până în Valea Susenilor şi cuprinde masivul Suşiţa de aproape 60 km lungime şi 3-S km lăţime, concordant în cristalinul de Lainici-Păiuş, evidenţiind caracterul sincinematic al acestuia, ca şi geneza anatectică.

3 - Aliniamentul Latoriţa-Parâng situat în nordul Munţilor Parâng cuprinde mai multe corpuri ce străbat amfibolitele de Drăgşan.

În Munţii Vâlcan corpurile de granitoide ocupă suprafeţe mai mici întâlnindu-se următoarele corpuri:

1- Corpul Tismana cu dimensiunile 25/10 km, cantonat în cristalinul de Lainici -Păiuş, a cărui origine poate fi magmatică sau metasomatică;

2- Corpul Frumosu, situat mai la N este intrus în cristalinul de Lainici – Păiuş; 3- Granitoidul de Cerna situat în lungul Văii Cerna, este intrus în

amfibolitele de Drăgşan. În Munţii Retezat şi Ţarcu se întâlnesc corpuri de granitoide de dimensiuni mari,

cum ar fi următoarele: 1- Corpul din Retezat, de formă alungită, intrus concordant în cristalinul de

Lainici Păiuş, se consideră a fi sincinematic; 2- Corpul de la Buta este situat la sud-est de Masivul Retezat; 3- Corpul Petreanu şi masivul Furcătura situate în lungul Văii Râul Mare; 4- Corpul Vârful Pietrii din Munţii Ţarcu este aproape circular, intrus discordant

în cristalinul de Lainici - Păiuş pe care-l metamorfozează; 5- Corpul Muntele Mic din Munţii Ţarcului, are formă alungită NE - SV, prezintă în

jur o zonă migmatică. În Munţii Almăj se întâlnesc trei corpuri de granitoide dispuse pe un aliniament

nord sud. Acestea sunt următoarele: corpul Sfârdinu, corpul Cherbelezu şi corpul Ogradena.

Vârsta granitoidelor din domeniul danubian, dedusă din relaţiile cu metamorfitele gazdă prehercinice, cât şi cu cele hercinice, ca şi determinările de vârstă absolută prin metoda radioactivă, arată că sunt legate de tectogeneza prebaikaliană târzie sau baikaliană.

Şisturile cristaline hercinice au rezultat prin metamorfismul unor formaţiuni de vârstă paleozoică predominant terigene, în condiţiile ankimetamorfice. Cristalin hercinic s-a păstrat pe suprafeţe mici, în zonele axiale a unor cute sinclinale situate în Munţii Parâng, Vâlcan şi Retezat, sau la contactul tectonic dintre pânza getică şi autohtonul danubian.

86

Metamorfitele hercinice sunt dispuse transgresiv peste metamorfitele prehercinice, de care se deosebesc net prin metamorfismul mai slab. Grosimea lor poate atinge 2000 m, fiind mai completă în Munţii Vâlcan.

Metamorfismul formaţiunilor paleozoice s-a produs în tectogeneza sudetă, de la sfârşitul Carboniferului inferior, fapt dovedit de dispunerea peste metamorfitele hercinice a unor formaţiuni carbonifer superioare.

Magmatite bazice şi ultrabazice se întâlnesc în munţii Almăj între localităţile Iuţi şi Plavişeviţa, unde Dunărea face un cot spre NE. Aici se găsesc două masive de gabbrouri, la Iuţi şi la Plavişeviţa, între ele aflându-se masivul de serpentinite (ultrabazite metamorfozate) de la Tisoviţa. Vârsta magmatitelor se apreciază a fi paleozoică prin faptul că ele străbat cristalinul de Corbu. Este posibil ca aceste magmatite să reprezinte un fragment de crustă oceanică, fiind în legătură cu procese care au loc în zonele de rift.

Învelişul sedimentar al domeniului danubian este de vârstă paleozoic-superioară şi mezozoică. Acesta s-a păstrat numai în câteva zone care au funcţionat ca fose adânci, iar în configuraţia actuală vechile fose alcătuiesc următoarele zone: Sviniţa - Svinecea, Presacina, Cerna - Jiu şi Coşuştea. Depozitele sedimentare din acestea s-au acumulat în trei cicluri de sedimentare:

1 - ciclul Carbonifer – Permian; 2 - ciclul Jurasic – Cretacic; 3 - ciclul Cretacic superior.

Zona Sviniţa - Svinecea este situată în partea vestică a Munţilor Almăj, având lăţimea maximă pe Dunăre între loclităţile Sviniţa şi Cozla. Spre N zona se până în vârful Svinecea Mare şi vârful Sfârdinu, fiind denumită şi zon Sirinia, de la numele râului care o străbate. O altă fâşie îngustă se află în partea vestică, numită zona Drencova sau sinclinalul Cozla-Cameniţa. Zona prezintă o structură de cute solzi. În ansamblu, zona apare ca o structură sinclinorie în ale cărui cute sinclinale sunt prezente formaţiuni sedimentare, iar în cutele anticlinale apar şisturi cristaline. Tectonica plicativă este un rezultat al mişcărilor austrice peste care s-a suprapus efectul mişcărilor laramice.

Zona Presacina este situată între culoarul Caransebeş - Mehadia la vest şi Munţii Godeanu la est, la sud depăşeşte valea Mehadiei, iar spre nord se întinde până în bazinul Văii Bistra Mărului. În această zonă se întâlnesc depozite aparţinând tuturor celor trei cicluri de sedimentare. Depozitele celui de al treilea (ciclu cretacic superioare) au caracter de fliş şi wildfliş fiind cunoscute sub denumirea de flişul de Arjana. Zona se prezintă caun sinclinoriu în care se cunosc două structuri anticlinale având în axe şisturi cristaline şi depozite paleozoice. Tectonica zonei Presacina s-a desăvârşit în timpul mişcărilor laramice.

Zona Cerna - Jiu urmăreşte versantul sudic al Munţilor Vâlcan, începând din Valea Cernei până la E de Valea Jiului, ajungând în Valea Olteţului. Lăţimea variază fiind prezente chiar întreruperi cauzate de eroziune. O ramură a acestei zone trece pe la SE de Munţii Godeanu, ajungând până în sudul Munţilor Retezat. Aria de răspândire a depozitelor zonei Cerna-Jiu a fost restrânsă datorită acoperirii de şisturile cristaline a pânzei getice, care se conturează ca petice de acoperire, îndeosebi în Platoul Mehedinţi şi în regiunea văii Cerna. Sedimentarul zonei Cerna - Jiu aparţine celor trei cicluri de sedimentare. In cel de al treilea ciclu s-au acumulat şi depozite de fliş şi wildfliş ca urmare a condiţiilor sinorogene din Cretacicul superior. În timpul mişcărilor mezocretacice şi apoi laramice, ca urmare a şariajului getic, parte din depozitele acstei zone au fost dislocate şi transportate pe distanţe apreciabile dând naştere la duplicaturi.

Zona Coşuştea este situată în jumătatea estică a Platoului Mehedinţi, traversată pe direcţia NV-SE de râul Coşuştea. Este fosa cea mai externă situată la est de zona Cerna. Şisturile cristaline epimetamorfice care aflorează în structura anticlinală de pe aliniamentul

87

Balta-Baia de Aramă a fost pragul ce separa zona Coşuştea de zona Cerna de la vest. Spre nord zona Coşuştea se închide în regiunea Baia de Aramă, iar spre sud se prelungeşte spre Dunăre, îngustându-se foarte mult. În partea de est este acoperită tectonic. Zona apare mai mult ca o fereastră tectonică, motiv pentru care nu se cunoaşte succesiunea completă a sedimentarului. Deformările principale sunt date de suprapunerea tectonică a calcarelor jurasice peste Cretacicul superior, apărând flancuri inversate ale unor cute anticlinale desrădăcinate. Formaţiunea flişoidă este strâns cutată, desea tectonizată, ca rezultat al presiunilor exercitate de şariajul getic ce acoperă în mare măsură zona Coşuştea.

Tectonica domeniului danubian

Domeniul danubian este încălecat de pânza getică, şariajul producându-se în tectogeneza laramică de la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului.

Împingerea tectonică a determinat apariţia unor duplicaturi cum ar fi duplicatura de Anina din SV peticului Godeanu, duplicatura Cerna din Munţii Mehedinţi şi duplicatura Latoriţa.

Presiunea tectonică a cauzat apariţia unor falii inverse între diferite blocuri ale fundamentului cristalin, cu tendinţa de încălecare a acestora. Astfel de falii inverse se întâlnesc în zona Poiana Mărului la V de masivul Vârful Pietrei şi în regiunea Schela-Gorj de pe versantul sudic al Munţilor Vâlcan.

O falie importantă urmăreşte direcţional versantul sudic al Munţilor Parâng şi Vâlcan, ajungând până în Valea Cernei. Această falie este considerată în unele interpretări că ar reprezenta urma unui şariaj hercinic de mare amploare.

O altă falie inversă importantă, considerată a reprezenta de asemenea un şariaj este falia din Munţii Retezat.

Grabenul Cernei are la origine o importantă falie, falia Cernei, care a fost activă în mai multe tectogeneze, inclusiv în cele post laramice.

Depozitele sedimentare din zonele Sviniţa-Svinecea, Presacina, Cerna-Jiu şi Coşuştea au fost afectate de tectogeneza austrică şi apoi de cea laramică, care au cutat şi faliat învelişul sedimentar al domeniului danubian.

9.2.2. Pânza getică

Pânza getică evidenţiată de G. Munteanu Murgoci (1905, 1910) s-a individualizat structural în tectogeneza laramică, aflorând pe o mare suprafaţă a Carpaţilor Meridionali de la Valea Oltului până la Dunăre. Spre E de Valea Oltului, pânza getică este acoperită de pânza supragetică a Făgăraşului, de sub care apare la zi în Munţii Iezer-Păpuşa până la falia Zărneşti. În această zonă pânza getică încalecă peste cristalinul de Lereşti-Tămaş din compartimentul sudic Leaota-Bucegi-Piatra Mare, în lungul faliei Iezer-Păpuşa.

La V de Valea Oltului, pânza getică ocupă cea mai mare parte din Munţii Câpăţânii, Munţii Cibin, Munţii Sebeş, partea sudică a Munţilor Poiana Ruscă, Munţii Semenic şi zona Reşiţa-Moldova Nouă. Tot pânzei getice aparţin Munţii Godeanu şi două areale în Platoul Mehedinţi, ca petice de acoperire.

Structura geologică a pânzei getice Pânza getică şi pânza supragetică din Carpaţii Meridionali sunt echivalente pânzelor

bucovinice din Carpaţii Orientali, aparţinând aceloraşi generaţii de structuri a Dacidelor mediane.

Dintre Dacidele mediane, şi chiar a altor pânze de şariaj a unităţilor de orogen de la noi din ţară, pânza getică este deschisă pe cea mai mare suprafaţă. Ea este şariată peste domeniul (autohtonul) danubian, antrenând în fruntea şi la baza ei pânza de Severin.

88

Pânza getică este constituită din formaţiuni proterozoice metamorfozate, care constituie masivele cristaline prealpine, la care se adaugă depozite sedimentare ca un înveliş al acestora.

Ciclurile metamorfice, care au generat şisturile cristaline, au fost însoţite şi de o activitate magmatică plutonică de care este legată prezenţa unor masive de granitoide. Comparativ cu domeniul danubian, corpurile de granitoide sunt mai puţine la număr şi au dimensiuni mai mici.

Şisturi cristaline prealpine În pânza getică şisturile cristaline au o largă răspândire. După gradul de metamorfism ele

se grupează într-o serie mezometamorfică, seria de Sebeş-Lotru şi şisturi epimetamorfice descrise sub mai multe denumiri locale.

Grosimea cristalinului mezometarnorfic depăşeşte 10000 m, uneori poate chiar atinge 20000 m, având stabilită vîrsta la 838 M.a. Aceasta ar conduce la faptul că metamorfismul care a generat şisturile cristaline mezometamorfice s-ar fi produs în Neoproterozoicul timpuriu.

Epimetamorfitele se întâlnesc pe areale mai mici în pânza getică, fiind prezente în jumătatea sudică a Munţilor Poiana Ruscă şi în Munţii Semenic, unde sunt dispuse peste mezometamorfite. Epimetamorfitele din Munţii Poiana Ruscă sunt cunoscute sub numele de cristalinul de Dăbâca, cele din Munţii Semenic sunt denumite şisturi cristaline de Miniş, iar cele din Munţii Almăj sunt denumite cristalinul de Buceava. Vârsta acestora se deduce din relaţiile existente cu formaţiunile mezometamorfice, considerându-se că înre ele este o discordanţă de metamorfism. Aceasta ar conduce la concluzia că faza de metamorfism ar fi baikaliană.

Granitoidele prehercinice Activitatea magmatică legată de metamorfismul şisturilor cristaline din domeniul getic

a fost mult mai redusă decât în domeniul danubian, astfel că masivele de granitoide sunt mai puţine şi au dimensiuni mai mici. Cele mai importante corpuri de granitoide sunt următoarele:

- Plutonul Sicheviţa; - Plutonul Poneasca; - Corpul de granitoide de la Buchin; - Corpul de granitoide de la Criva.

Învelişul sedimentar al pânzei getice După tectogeneza baikaliană, care a generat epimetamorfitele, domeniul getic a

devenit arie exondată fiind supus eroziunii. Aşa se explică lipsa formaţiunilor paleozoice antecarbonifer superioare. Prin aceasta domeniul getic diferă de domeniul danubian în care sunt prezente metamorfite hercinice.

În domeniul getic procesul de sedimentare a fost reluat în Carboniferul superior, ca şi în domeniul danubian, acumulându-se depozite predominant continentale. Pe durata Triasicului domeniul getic a fost exondat, sedimentarea reluându-se la începutul Jurasicului sau mai târziu, prin apariţia unor zone depresionare, care constituie astăzi zona Reşiţa-Moldova Nouă, zona Haţeg, zona Holbav-Măgura Codlei, zona Vâturariţa, zona Rusca Montană şi zona Şopot.

Sedimentar getic s-a mai păstrat pe marginea depresiunilor intramontane şi în peticele de acoperire.

Învelişul sedimentar al cristalinului getic cuprinde depozite care aparţin intervalului Carbonifer-Cretacic, acumulate, acolo unde sunt complete, în 3 cicluri de sedimentare după cum urmează:

1- Carbonifer-Permian - înveliş prealpin; 2- Jurasic-Cretacic inferior - înveliş alpin; 3- Cretacic superior.

89

Sedimentarul getic de pe peticele de acoperire În nord-estul peticului de acoperire Godeanu, pe suprafeţe restrânse, se întâlnesc

depozite permiene, conglomerate şi gresii prinse în cutele şisturilor cristaline. În partea de sudică a peticului de acoperire Porţile de Fier, în jurul localităţii Gura Văii

se găsesc depozite jurasic medii şi superioare. Acestea formează depozitele carbonatice de la Gura Văii.

Tectonica pânzei getice Pânza getică aparţine dacidelor mediane (structuri care au fost generate în

tectogenezele cretacice) având cea mai mare arie de aflorare între unităţile carpatice. Amploarea şariajului getic este evidenţiată de peticele de acoperire din Munţii Godeanu şi Platoul Mehedinţi.

Şariajul getic s-a produs în două faze, prima fază s-a realizat în tectogeneza austrică, când domeniul getic a încălecat peste flişul de Severin - fenomenul s-a produs în Apţian.

A doua fază a şariajului a avut loc la sfârşitul Cretacicuiui în tectogeneza laramică, în care ansamblul getic, având în bază flişul de Severin şi fragmente din crusta oceanică adusă s-a deplasat, venind în contact cu domeniul danubian peste care a încălecat. Platoşa pânzei getice a acoperit în întregime domeniul danubian, aşa cum arată peticele de acoperire, antrenând în faţă şi dedesubt pânza de Severin, echivalentă cu pânza de Ceahlău din Carpaţii Orientali. Datele din teren arată că cea de a doua fază a şariajului getic s-a produs în timpul Senonianului.

Nu este clar dacă pânza getică se continuă la est de valea Oltului, unde aceasta este complet acoperită de unitatea supragetică a Făgăraşului. Ea reapare în culmea Iezer-Păpuşa unde încalecă peste cristalinul de Lereşti-Tămaş al sectorului (pânzei) Leaota-Bucegi-Piatra Mare, în lungul faliei Iezer-Păpuşa. În zona Zărneşti, pânza getică suferă o decroşare după care se continuă spre N până în zona Măgura Codlei, unde sedimentarul getic formează solzii Holbav şi Măgura Codlei. La rândul ei pânza getică este încălecată de la V de unitatea supragetică a Făgăraşului în lungul faliei Holbav. Astfel falia Iezer-Păpuşa delimitează Carpaţii Orientali de Carpaţii Meridionali.

În Banat, între pânza getică şi pânzele supragetice, se găsesc două pânze de cuvertură pânza de Sasca-Gornjak şi pânza Reşiţa.

Aceste pânze sunt interpretate în mod deosebit, fie ca solzi, fie ca părţi ale aceleiaşi pânze sau ca petice de rabotaj ale pânzelor supragetice.

9.2.3. Pânzele supragetice Pânzele supragetice aparţin dacidelor mediane şi au fost intuite de Sreckeisen A.

(1934). Ideea a fost reluată mai târziu în anii 60-70 după ce s-au acumulat date noi din teren. Aceste pânze se întâlnesc în vestul Banatului, nordul Munţilor Poiana Ruscă, nord-vestul Munţilor Cibin-Sebeş şi Munţii Făgăraş, având caracterul unor pânze de forfecare de soclu, la care iau parte metamorfite prealpine şi formaţiuni sedimentare paleozoic-superioare şi mezozoice.

Eroziunea a afectat în mare măsură unităţile supragetice ceea ce îngreunează studiul acestora, motiv pentru care vor fi analizate succesiv în diferite segmente ale catenei.

În Banat au fost evidenţiate trei pânze supragetice care încalecă de la V spre E. De la cea inferioară spre cea superioară (de la E spre V) acestea sunt următoarele:

- Pânza de Moniom, constituită din formaţiuni metamorfice, şariate peste depozitele sedimentare ale pânzei de Reşiţa, cât şi ale pânzei getice;

- Pânza de Locva, este constituită exclusiv din formaţiuni mezo- şi epimetamorfice, în cuprinsul cărora există şariaje;

- Pânza de Bocşa, cuprinde mezometamorfite, dar şi depozite sedimentare paleozoice superioare şi mezozoice.

90

Pânza de Poiana Ruscă. În Munţii Poiana Ruscă a fost evidenţiată o singură pânză supragetică, situată în partea de nord a acestor munţi şi care este şariată spre sud. Ea este constituită din formaţiuni cristalofiliene mezo- şi epimetamorfice, dar şi depozite sedimentare cretacice, dispuse transgresiv peste soclul cristalin.

Pânzele de pe Valea Oltului Pe Valea Oltului spre V, în partea de nord-est a Munţilor Cibin şi până la sud de valea

Lotrului au fost observate mai multe plane de şariaj orientate aproximativ N-S, paralel cu Oltul care indicau încălecări de la E spre V a unor pânze supragetice. Pânza de Făgăraş. În E Munţilor Făgăraş au fost observate mai multe plane de şariaj cu direcţia generală NE-SV. Aceasta ar cuprinde următoarele unităţi: de Uria, de Călineşti şi de Brezoi. Problema corelării acestor unităţi este dată de incertitudinea sau duplicitatea planelor de şariaj. Pânza de Bârsa Fierului. În N Munţilor Făgăraş (excepţie face parte de NV) se află o altă pânză de şariaj supragetică, care încalecă peste pânza de Făgăraş de la N spre S, denumită pânza de Bârsa Fierului. În cadrul pânzelor supragetice această pânză are poziţia superioară în zona Munţilor Făgăraş nemaifiind încălecată, la rândul ei de alte pânze.

Tectonica pânzelor supragetice Menţionăm faptul că nu toţi autorii care se referă la lucrările lor la aspecte privind

tectonica Carpaţilor Meridionali, sunt de acord cu existenţa reală a pânzelor supragetice menţionate anterior. Dintre acestea, mai larg acceptată este pânza de Făgăraş şi mai puţin, controversata pânză de Poiana Ruscă. Celorlalte pânze li se contestă amploarea şariajului, recunoscându-se totuşi încălecarea lor, după falii inverse, dar de mică amploare, aşa că se acceptă totuşi denumirea de unităţi tectonice, pentru cele care ocupă un areal mare, iar cele care au suprafeţe restrânse sunt denumite solzi.

Sunt considerate unităţi tectonice pânzele de Locva, de Bocşa şi adesea pânza de Poiana Ruscă.

Celelalte pânze din Banat (pânza de Moniom), de pe Valea Oltului (pânzele de Uria, de Călineşti, de Brezoi, de Valea lui Stan) din sudul estul şi nordul Munţilor Făgăraş (pânzele de Cozia, de Braşov – Dâmbovicioara, de Bârsa Fierului) sunt considerate solzi care formează o zonă mai mult sau mai puţin continuă la contactul dintre pânza getică şi unităţile, sau pânzele supragetice.

Existenţa unităţilor supragetice (fie că sunt considerate pânze sau solzi sau digitaţii) constituie rezultatul unei coliziuni a două blocuri continentale separate între ele printr-o zonă labilă, de expansiune intracontinentală.

Închiderea zonei labile, în urma mişcării convergente a celor două blocuri cu scoarţă continentală s-a realizat în tectogeneza austrică. Blocul care a generat unităţile supragetice s-a deplasat diferenţiat fragmentându-se în blocuri delimitate de falii majore Aceste falii au favorizat apariţia depresiunilor în timpul Neozoicului (depresiunea Caransebeş-Mehadia, depresiunea Haţeg-Strei).

Pânza de Severin Pânza de Severin aparţine grupului de structuri de la exteriorul Carpaţilor cunoscute sub

numele de Dacide externe, alături de pânzele flişului negru, Ceahlău, Baraolt şi Bobu, reprezentând o sutură a unor blocuri continentale.

În Carpaţii Meridionali pânza de Severin reprezintă corespondentul pânzei de Ceahlău din Carpaţii Orientali, fiind situată între pânza getică, care aparţine Dacidelor mediane şi autohtonul danubian, care ţine de Dacidele marginale.

Pânza de Severin, cu rol de paraautohton al pânzei getice, s-a conservat aproape exclusiv în Platoul Mehedinţi între Motru şi Dunăre suportând peticele de acoperire Bahna şi Porţile de Fier.

91

În afara acestei zone, formaţiuni ale pânzei de Severin se mai întâlnesc sub pânza getică la Polovraci, în Munţii Lotrului şi în bazinul Jiului de vest.

Pânza de Severin a fost descrisă de Al. Codarcea (1934, 1940), observaţiile sale de pe teren fiind confirmate ulterior de numeroşi alţi geologi.

În alcătuirea pânzei de Severin ia parte material eterogen, de natură sedimentară şi de natură eruptivă. Materialul eruptiv constituie un complex ofiolitic, de tip scoarţă oceanică, alcătuit din roci bazice şi ultrabazice (gabbrouri, bazalte, peridotite, dolerite, în mare parte serpentinizate).

Materialul sedimentar de natură terigenă cu caracter de fliş, provine de pe aria celor două blocuri, danubian şi getic, separate de fosa de Severin în procesul de expansiune, început în Jurasicul mediu. Flişul de Severin este constituit din formaţiuni sedimentare asemănătoare celor din pânza de Ceahlău cum ar fi: formaţiunea de Azuga, formaţiunea de Sinaia, formaţiunea de Comarnic.

Acolo unde se observă relaţiile dintre complexul ofiolitic şi flişul de Severin, aceasta din urmă ocupă poziţia superioară.

Se consideră că riftul din care a evoluat zona de expansiune este acelaşi rift care a generat marea flişului intern al Carpaţilor Orientali. Astfel se explică corelarea pânzei getice cu unităţile zonei cristalino-mezozoice din Carpaţii Orientali şi pânza de Severin cu pânza de Ceahlău.

Ca şi pânza getică, pânza de Severin a avut o evoluţie tectonică ce s-a realizat în două faze în prima fază desfăşurată în Mezocretacic, ca urmare a tectogenezei austrice, pânza getică a acoperit prin înaintare aria de sedimentare a pânzei de Severin, aşa se explică faptul că în cuprinsul ei nu se întâlnesc depozite neocretacice. În cea de a doua fază, de la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului, în tectogeneza laramică, formaţiunile pânzei de Severin s-au deplasat aproape solidar cu cele ale pânzei getice din acoperiş, peste autohtonul danubian. Deoarece numai partea din faţă a pânzei getice a acoperit elementele deformate ale pânzei de Severin, ele au fost păstrate doar în această parte.

Magmatitele laramice din Carpaţii Meridionali În Carpaţii Meridionali trecerea de la Cretacic la Paleogen a fost marcată de o intensă

activitate magmatică în urma căreia a fost pusă în loc o mare cantitate de material cunoscut sub numele de banatite, nume dat de Cotta B. (1865). Aceste magmatite se mai numesc laramice deoarece punerea lor în loc a fost înlesnită de tectogeneza laramică.

Magmatismul a debutat printr-o activitate eruptivă când au fost puse în loc piroclastite andezitice, dacitice şi riolitice precum şi curgeri de lave andezitice, întâlnite ca intercalaţii în depozitele de vârstă senoniană, mai ales în zona Rusca Montană.

Corpurile de magmatite se grupează pe direcţia a trei aliniamente cu orientare N-S. aliniamentul vestic pe direcţia localităţilor Moldova Nouă-Sasca-Oraviţa-Bocşa Română-Nădrag; aliniamentul central, Berzasca-Şopot-Poiana Ruscă şi aliniamentul estic urmăreşte marginea estică a cristalinului Munţilor Semenic pe direcţia Lăpuşnicel-Teregova-Armeniş.

După încheierea activităţii magmatice (laramică), Carpaţii Meridionali, în evoluţia ulterioară s-au comportat ca un segment cu o oarecare stabilitate, suferind în continuare două deformări rupturale, care au condus la coborârea unor porţiuni limitate din aria montană ce au devenit bazine de sedimentare. Astfel au luat naştere depresiunile intramontane.

Depresiunile intramontane Depresiunile intramontane sau posttectonice din Carpaţii Meridionali s-au format în

două etape.

92

În prima etapă, după tectogeneza laramică, în Paleogen, au luat naştere, depresiuni care au funcţionat ca golfuri ale depresiunii Transilvaniei sau depresiunii getice, cum ar fi: depresiunile Haţeg-Strei, depresiunea Petroşani, depresiunea Titeşti-Brezoi (Loviştei).

În a doua etapă, în Miocen, ca urmare a tectogenezei stirice au luat naştere depresiunile Sicheviţa, Bozovici, Culoarul Dunării, Caransebeş-Mehadia, Bahna şi Culoarul Balta-Baia de Aramă.

Depresiunea Titeşti-Brezoi, cunoscuă şi sub denumirea de Depresiunea Loviştei, a evoluat ca golf a Depresiunii Getice şi s-a format în Eocen, prin afundarea unei arii din cristalinul Munţilor Făgăraş, cu învelişul lui sedimentar mezozoic. Este afectată de o falie importantă la marginea sudică, care o separă de cristalinul din culmea Cozia.

Depresiunea Petroşani, este cea mai importantă dintre depresiunile intramonane, datorită zăcăminelor de cărbuni. Ea se găseşte în zona de contact dintre pânza getică şi autohtonul danubian. Aceasta a evoluat ca golf al Bazinului Transilvaniei, formându-se în Paleogen, iar umplutura este formată din depozite de vârstă paleogenă şi neogenă. Din punct de vedere tectonic se prezintă ca un sinclinal intens fracturat. Sunt cunoscute două sistemede falii: un sistem orientat în lungul bazinului, care delimitează sinclinalul astfel încât depresiunea apare ca un rabe şi un al doilea sistem care compartimentează umplutura depresiunii în blocuri decroşate, dar şi deplasate pe verticală.

Depresiunile Haţeg-Streiu, sunt separate între ele de pragul de la Haţeg. Ele s-au format în Paleogen şi făceau parte dintr-un golf al Depresiunii Transilvaniei, împreună cu Depresiunea Petroşani, dar a căror legătură a suferit frecvente întreruperi. Depozitele de umplutură aparţin Paleogenului şi Miocenului, însă nu prezintă continuitate de sedimentare. Depresiunea este traversată de mai multe praguri pe care le formează fundamentul cristalino-mezozoic, deplasate vertical pe un sistem de falii aparţinând deformărilor rupturale postlaramice.

Depresiunea Caransebeş-Mehadia, este străbătută de râul Timiş şi s-a format în Badenia, evoluând ca atare în Sarmaţian, fiind colmatată la începutul Pliocenului. Ultimele depozite depuse aparţin Pliocenului, fiind considerate ca reprezentând faciesul panonic al Sarmato-Pliocenului.

Depresiunea Sicheviţa şi Culoarul Dunării. Depresiunea Sicheviţa cuprinde depozite continental-lacustre, de vârstă Burdigalian-Badeniană. Coloarul Dunării cuprinde depozite de vârstă miocenă.

Depresiunea Bahna şi Culoarul Balta-Baia de Aramă. Depresiunea Bahna are o umplutură psefito-psamitică, atribuită Badenianului şi Sarmaţianului. Culoarul Balta-Baia de Aramă este umplut cu depozite similare şi atribuite Badenianului. Acesta constituia comunicarea cu Depresiunea Getică a Depresiunii Bahna.

Depresiunea getică După ridicarea Carpaţilor Meridionali, ca un sistem cutat, în tectogeneza laramică, în

sudul catenei montane s-a format o zonă depresionară devenind bazin de sedimentare de tip avanfosă. Eforturile de compresiune tectonică pe direcţia S-N a determinat subsidenţa acestei depresiuni, fapt dovedit de grosimea depozitelor de mii de metri ale umpluturii.

Depresiunea getică este o prelungire spre vest a avanfosei Carpaţilor Orientali, cu deosebirea că a luat naştere mai timpuriu. Ea se întinde din zona Văii Târgului până în Valea Dunării. Spre N vine în contact cu unităţile Carpaţilor Meridionali (pânzele supragetice, pânza getică, autohtonul danubian şi pânza de Severin), iar spre sud se delimitează de platforma Valahă, de care este separată prin falia pericarpatică. Falia este mascată de depozite sarmato-pliocene, însă a fost detectată pe aliniamentul sud de Găeşti - nord de Piteşti -Drăgăşani-Strehaia-Tumu Severin. Coborârea marginii sudice a Carpaţilor Meridionali a antrenat şi coborârea în trepte a părţii de N a platformei Valahe. Rezultă astfel că fundamentul

93

depresiunii Getice este mixt, de tip carpatic în partea de nord şi de tip platformă în partea de sud înclinarea fundamentului carpatic, spre axa de afundare maximă, este mai mare decât cea a fundamentului de tip platformă, astfel încât depresiunea Getică are o secţiune asimetrică, caracteristică depresiunilor premontane.

Structura geologică În depresiunea Getică se disting două etaje structurale: fundamentul şi umplutura. Fundamentul este mixt, carpatic la nord şi de platformă la sud. Adâncimea maximă

până la care coboară fundamentul este mult peste 8000 m (pe flancul nordic al depresiunii, la Ţicleni, fundamentul carpatic a fost interceptat la 3000 m adâncime, într-un foraj).

În tectogeneza moldavică, din Volhinianul superior, formaţiunile depresiunii Getice au încălecat după falia pericarpatică, peste formaţiunile platformei Valahe, astfel depresiunea Getică s-a individualizat ca unitate geostructurală distinctă. Evoluţia în continuare a depresiunii a fost legată de cea a platformei.

Depozitele de umplutură ale depresiunii sunt de tip molasă şi s-au acumulat în intervalul Paleogen-Pliocen inclusiv. Ponderea cea mai mare o au depozitele grezo-conglomeratice, la care se adaugă evaporite, calcare, cărbuni şi piroclastite. Acumularea depozitelor s-a făut în două faciesuri, facies litoral, cu depozite grosiere sau calcaroase recifale şi facies de larg, grezo-argilos. Provenienţa materialului sedimentar este preponderent de origine carpatică.

Tectonica depresiunii Getice Din punct de vedere structogenetic depresiunea Getică aparţine Moldavidelor, alături de

pânzele flişului extern şi pânza subcarpatică. Toate aceste unităţi au fost individualizate tectonic în timpul Miocenului, în tectogeneza moldavică.

Fracturile din fundament, inclusiv falia pericarpatică, au fost reactivate în faza moldavică determinând cutarea depozitelor de umplutură ale depresiunii până la Sarmaţianul inferior inclusiv şi totodată tendinţa de încălecare spre sud, peste platforma Valahă.

Structura cutată a depresiunii Getice poate fi observată numai între Valea Oltului şi Olteţului. Spre vest se mai găseşte structura anticlinală Săcel-Gorj care în partea axială scoate la zi depozite eocene.

La vest de Valea Oltului depresiunea Getică este acoperită de depozite sarmato-pliocene, iar la est de Valea Oltului, unde depozitele paleogene aflorează pe suprafeţe întinse, acestea formează un monoclin cu înclinări constante spre sud. Aici fundamentul lor este mai ridicat, ca un promotoriu, între Valea Argeşului şi Valea Dâmboviţei, constituindu-se într-un prag ce separă depresiunea Getică, de la vest, de avanfosa Carpaţilor Orientali de la est. Dealtfel, Valea Dâmboviţei se suprapune pe falia intramoesică, falie după care cele două compartimente vestic şi estic s-au mişcat independent.

94

9.3. MUNŢII APUSENI

Munţii Apuseni aparţin Dacidelor interne, structuri care grupează pânze de soclu

continentale, constituite, cel puţin parţial din formaţiuni metamorfice şi uneori granitice acoperite de depozite sedimentare permiene şi îndeosebi mezozoice. Limitele Dacidelor interne sunt în mare parte acoperite de formaţiuni posttectonice sau de depresiuni molasice neogene.

Dacidele interne se continuă parţial sub Depresiunea Transilvaniei şi mai ales sub Depresiunea Panonică, ajungând spre nord în apropierea căilor de acces a vulcanitelor neogene din sectorul Oaş-Gutâi.

Evoluţia geologică a Munţilor Apuseni are ca punct de plecare apariţia unei zone de rifting în blocul continental transilvano-panonic. Astfel acest bloc, ca urmare a forţelor de distensie sublitosferice, a fost rupt în două:blocul panonic şi blocul transilvan. Evenimentul s-a produs spre sfârşitul Jurasicului mediu. Procesul de expansiune cu producere de scoarţă oceanică a încetat, a urmat acţiunea forţelor de compresiune, care a condus la apropierea celor două blocuri, subducţia plăcii oceanice şi coliziunea lor, însoţită de şariaje importante. Rămăşiţe ale scoarţei oceanice se păstrează în Apusenii de Sud, pe arii întinse, fiind cunoscute sub denumirea de magmatite ofiolitice.

Din punct de vedere stratogenetic Munţii Apuseni se împart în două: Apusenii de Nord şi Apusenii de Sud.

9.3.1. Munţii Apuseni de Nord Munţii Apuseni de Nord cuprind masivele Gilău, Bihor, Vlădeasa, Pădurea Craiului,

Biharia, Codru-Moma şi Highiş (Zarand), reprezentând rezultatul proceselor geologice care au avut loc în orogeneza alpină.

Evoluţia Apusenilor de Nord s-a realizat în două etape: o etapă prealpină şi o alta alpină.

În etapa prealpină arealul în care se aflau şi Apusenii de Nord a suferit o serie de transformări cuprinse în mai multe cicluri geotectonice, ultimul fiind cel hercinic.

La sfârşitul ciclului hercinic Apusenii de Nord făceau parte dintr-un domeniu continental cratonizat, mult mai extins ca suprafaţă, format din metamorfite în fundament şi o cuvertură de roci sedimentare, acumulate la sfârşitul Paleozoicului, în principal în condiţii continentale, roci în care piroclastitele aveu o pondere însemnată. Similitudinile care există între Munţii Apuseni şi Carpaţii Meridionali duc la ideea că la sfârşitul Paleozoicului cele două arii făceau parte din acelaşi bloc continental.

După individualizarea blocului transilvano-panonic la începutul ciclului alpin, se pare că în cea mai mare parte, sau chiar în întregime, acesta era acoperit de o mare epicontinentală cu care au avut o evoluţie diferită.

În Apusenii de Nord au existat trei domenii distincte care au suferit o evoluţie tectonică diferită şi definitorie. Aceste domenii au fost, domeniul de Bihor, domeniul de Codru şi domeniul de Biharia, care se disting şi astăzi în structura de nord.

La sfârşitul Cretacicului, după profundele modificări tectonice când Apusenii de Nord capătă o mai mare stabilitate tectonică, zona a fost din nou acoperită de ape, acumulându-se învelişul sedimentar posttectonic, care se păstrează de regulă în ariile depresionare. Aproape concomitent cu formarea învelişului sedimentar posttectonic a avut loc o importantă manifestare magmatică, asemănătoare cu cea din Carpaţii Meridionali, cunoscută sub numele de magmatismul laramic.

95

Structura geologică La alcătuirea Munţilor Apuseni de Nord iau parte metamorfite prealpine cu

magmatitele asociate, învelişul sedimentar al acestora şi magmatite laramice. Masivele cristaline Metamorfitele din fundamentul Apusenilor de Nord aparţin mai multor cicluri

orogenice, inclusiv ciclului hercinic. Asociate cu aceste metamorfite apar şi magmatite. Structurile cristaline prehercinice sunt atât mezometamorfice, mai vechi, cât şi

epimetamorfice mai noi. Mezometamorfitele au la origine atât material terigen cât şi magmatogen şi au o largă

răspândire în Apusenii de Nord. Acestea sunt cunoscute sub mai multe denumiri: seria de Someş, seria de Baia de Arieş şi seria de Mădrizeşti.

Epimetamorfitele sunt de vârstă Proterozoic terminal-Cambrian, metamorfozate în tectogeneza baikaliană. Aceste petrofaciesuri au fost descrise sub diverse denumiri, ele însă, în parte sunt sincrone, având următoarele denumiri: cristalinul de Aradna, cristalinul de Biharia şi cristalinul de Muncel.

Magmatitele prehercinice. Magmatismul plutonic legat de ciclul sau de ciclurile care au generat metamorfitele prehercinice a condus la punerea în loc a unor masive de granitoide care însoţesc diversele şisturi cristaline (Mutihac, 1990). Masivul de granitoide Muntele Mare, situat în partea centrală a Munţilor Gilău, cel mai mare din Munţii Apuseni, este un batolit cu dimensiunea în plan orizontal de 35/10 km. Vârsta radiogenă a acestuia este estimată la 530 M.a., fapt care arată că ar aparţine ciclului baikalian.

Intruziunile de Codru reprezintă o asociere intimă între şisturile cristaline ce se consideră a aparţine cristalinului de Biharia şi intruziunile cu caracter migmatic. Materialul este de natură bazică şi se consideră a avea valori de vârstă absolută între 458-542 M.a., care l-ar plasa în orogeneza baikaliană.

Granitoidul de Şiria este mult redus ca dimensiuni, iar determinările de vârstă absolută indică o vârstă aparentă.

Granitoide de Mădrizeşti străbat şisturi cristaline cu acelaşi nume, fiind străbătute de granitoide pagmatoide.

Şisturi cristaline hercinice cuprind epimetamorfite dispuse transgresiv peste cristalinul prehercinic. Astfel, se disting: cristalinul de Păiuşeni, cristalinul de Arieşeni şi cristalinul de Vulturese-Belioara. Metamorfozarea acestora se pare că a avut loc, foarte probabil, în faza sudetă.

Masive de granitoide hercinice. Orogeneza hercinică a fost însoţită de un magmatism sincinematic acid, urmat de un magmatism tardicinematic alcalin.

Învelişul sedimentar al masivelor cristaline Învelişul sedimentar prezintă unele diferenţieri în cele trei domenii ale Apusenilor de

Nord: - domeniul de Bihor a cărui înveliş sedimentar s-a păstrat pe zone cu întinderi variate,

desfăşurate pe intervalul Permian-Turonian, interval cu multe lacune stratigrafice de amploare diferită;

- domeniul de Codru, are o dezvoltare mare, la alcătuirea lui luând parte şisturi cristaline şi învelişul sedimentar al acestora, iar din punct de vedere tectonic este divizat în trei unităţi cu rol de pânze (Codru, Tărcăiţa şi Moma);

- domeniul de Biharia, are o dezvoltare mai limitată, cuprinzând doar depozite sedimentare permiene.

Magmatitele laramice Magmatitele laramice au fost puse în loc în tectogeneza laramică de la sfârşitul

Cretacicului şi începutul Paleogenului. Sunt magmatite tipice de subducţie, asemănătoare celor din Carpaţii Meridionali. Activitatea magmatică s-a desfăşurat în trei stadii distincte:

96

- primul stadiu exploziv-efuziv; - al doilea stadiu cu caracter subvulcanic; - al treilea stadiu a dus la apariţia de daicuri şi filoane de aplite. În Masivul Vlădeasa aflorează un mare complex vulcano-plutonic de magmatite

laramice, care acoperă o suprafaţă de circa 500 km2. Succesiunea erupţiilor a adus din adâncuri material magmatic cu compoziţie din ce în ce

mai acidă. De la andezite, dacite până la riolite. Riolitele au cea mai mare pondere. Tectonica Munţilor Apuseni de Nord La sfârşitul Jurasicului mediu şi începutul Jurasicului superior microplaca transilvano-

panonică s-a rupt în două, ca urmare a forţelor de distensie sublitosferice, ducând la apariţia zonei de rifting sud-apusene, concomitent cu fragmentarea marginilor celor două blocuri, mai ales a celui panonic. Ulterior acţiunea forţelor de distensie a încetat, fiind înlocuit prin forţe de compresie, de îngustare a scoarţei, care au condus la încălecarea unor porţiuni cu producerea de şariaje. Aceste deplasări au determinat individualizarea în Apusenii de Nord a autohtonului de Bihor, ca un domeniu cu stabilitate mai mare şi a două sisteme de pânze, pânzele de Codru şi pânzele de Biharia.

Munţii Apuseni de Nord sunt separaţi de restul blocului panonic, neregenerat în orogeneza alpină, printr-o falie crustală cu orientarea VNV-ESE care delimitează Munţii Plopiş de Apusenii de Nord. După această falie Munţii Apuseni, în ansamblu lor, au fost deplasaţi spre blocul transilvan ca urmare a proceselor de subîmpingere ale blocului panonic.

Fiecare unitate tectonică a Munţilor Apuseni de Nord, la rândul ei, prezintă deformări şi caractere rupturale specifice.

Autohtonul de Bihor, prezintă un aranjament tectonic ruptural, datorat rigidităţii sale. Se poate recunoaşte un graben orientat NV-SE umplut cu produsele magmatismului laramic. Fragmentarea autohtonului de Bihor este dată de numeroasele falii care îl străbat.

Sistemul pânzelor de Codru, este puternic fragmentat, conducând la complicaţii tectonice de amploare secundară: digitaţii, solzi.

Sistemul pânzelor de Biharia, prezintă o modificare de orientare ca urmare a unui proces de subâmpingere şi rotaţie a autohtonului de Bihor.

9.3.2. Munţii Apuseni de Sud Ca unitate structurală Apusenii de Sud sunt cuprinşi între Valea Mureşului la sud şi

unitatea de Codru spre nord de care se delimitează după aliniamentul Bârzava - Mădrizeşti - Hălmagiu - Câmpeni - sud Roşia Montană - Sălciua – Ocoliş, incluzând Munţii Drocea, Munţii Vinţului, Munţii Metaliferi şi Munţii Trascău. Apusenii de Sud mai sunt denumiţi şi Munţii Metaliferi.

Prezenţa mineralizaţiilor aurifere, legate de vucanismul neogen, a făcut ca Apusenii de Sud să atragă atenţia omului încă din epoca preromană.

Structura geologică Apusenii de Sus au început să funcţioneze ca arie geosinclinală în ciclul alpin mai târziu

decât Apusenii de Nord, având în consecinţă o evoluţie diferită. În literatura de specialitate, Apusenii de Sud ca unitate structurală, mai sunt cunoscuţi sub numele de geosinclinalul Mureşului.

Evoluţia geologică a Apusenilor de Sud a început înainte de Jurasicul superior prin deschiderea unui rift continental, urmată de declanşarea unei activităţi magmatice de tip ofiolitic (magmatism bazic şi ultrabazic). Riftul creat a separat în două o masă sialică aparţinând ariei continentale transilvane - panonice formată în principal din şisturi cristaline. Resturi ale acestora se păstrează ca blocuri cu aspect de insule cum ar fi cristalinul de la Rapolt sau din Munţii Trascău.

97

În bazinul creat de rift a început procesul de sedimentare, care a continuat până la finele Cretacicului, în timp ce activitatea magmatică a durat cu intermitenţă până la sfârşitul Cretacicului inferior când s-a manifestat tectogeneza austrică.

La sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului a avut loc vulcanismul laramic, iar în Miocen iau naştere depresiunile intramontane concomitent cu manifestarea vulcanismului neogen.

Rezultă aşadar că în alcătuirea Apusenilor de Sud iau parte masive cristaline, magmatite ofiolitice, sedimentar prelaramic, vulcanite laramice, vulcanite neogene şi sedimentar postlaramic păstrat în depresiunile intramontane.

Masivele cristaline Şisturile cristaline în Apusenii de Sud se întâlnesc pe arii reduse fiind întâlnite sub

forma a două insule în Munţii Trascău şi încă una în zona Rapolt. La alcătuirea acestora iau parte şisturi cristaline prehercinice şi şisturi cristaline hercinice.

Magmatitele ofiolitice În Apusenii de Sud magmatitele ofiolitice au o mare răspândire formând o masă

imensă cu o lungime de 190 km, între Valea Arieşului şi localitatea Zăbalt de pe Valea Mureşului, şi o lăţime de până la 40 km. Munţii Drocea sunt formaţi aproape numai din ofiolite. Activitatea magmatică a început în Jurasicul inferior şi a durat până la mijlocul Cretacicului. Menţionăm că există părerei conform cărora deschiderea oceanului căruia îi corespund ofiolitele s-a produs în Triasicul mediu (M. Săndulescu, 1984).

Învelişul sedimentar prelaramic Învelişul sedimentar din Apusenii de Sud este de vârstă mezozoică, cu excepţia a două

iviri izolate de depozite conglomeratice cuarţoase, de la marginea estică a insulei de cristalin din nordul Munţilor Trascău, considerat de vârstă permiană.

Geosinclinalul Mureşului, în partea lui centrală, pe direcţia V-E, prezintă o zonă mai ridicată, constituită din masa de ofiolite, separând aria de sedimentare în mai multe zone în care s-au acumulat depozite cu faciesuri diferite, ceea ce îngreunează corelarea stratigrafică de pe întinsul Apusenilor de Sud.

Magmatitele laramice În Munţii Apuseni de Sud, ca şi în Munţii Apusenii de Nord, s-a manifestat

magmatismul laramic, cu deosebirea că, aici magmatismul este restrâns numai la cel de al doilea stadiu, când au fost puse în loc câteva corpuri intrusive, cantonate în masa de ofiolite. Magmatitele laramice sunt dispuse pe două aliniamente orientate NE-SV, urmărind acelaşi sistem de fracturi laramice întâlnite şi în Carpaţii Meridionali.

Vulcanitele neogene Ca şi în Carpaţii Orientali, în Apusenii de Sud, începând din Badenian şi până în

Pliocen superior, s-a manifestat un vulcanism subsecvent tardiv, ale cărui produse se întâlnesc pe suprafeţe relativ mari, fiind dispuse pe mai multe aliniamente, orientate de regulă pe direcţia NV-SE. Vulcanitele sunt reprezentate prin andezite bazaltoide, alte varietăţi de andezite, dacite şi riolite.

Erupţii de bazalte În Apusenii de Sud, în câteva zone se întâlnesc importante mase de bazalte, de vârstă

cuaternară, asemănătoare celor de la Racoş din Carpaţii Orientali. De natură bazaltică sunt cele două Detunate: Detunata Goală şi Detunata Flocoasă, din zona Roşia Montană. Bazaltele de aici sunt sub formă de coloane hexagonale. Bazalte se mai întâlnesc la sud de Mureş, pe malul râului Bega la Lucareţ.

Tectonica Munţilor Apuseni de Sud Structura tectonică a Apusenilor de Sud este rezultatul tectogenezelor alpine (austrică,

subhercinică, laramică). Apusenii de Sud (Fig. 45) reprezintă sutura între două blocuri

98

continentale separate de o zonă geosinclinală, realizată în urma unui proces de subducţie. Datorită dimensiunilor mici ale blocurilor cu scoarţă continentală, consumul de scoarţă oceanică, în timpul acţiunii forţelor de compresie, a fost limitat, conservându-se o importantă masă de ofiolite, iar deformările tectonice n-au fost de mare amploare.

Sutura Apusenilor de Sud are în partea vestică direcţia V-E, apoi spre est deviază treptat spre NE, înconjurând, ca şi pânzele de Biharia, autohtonul de Bihor. În continuare spre nord sutura Apusenilor de Sud este parţial mascată de formaţiunile Depresiunii Transilvaniei, fiind detectată prin metode geofizice până la paralela oraşului Turda, unde sfârşeşte în falia Plopiş. Aici sutura suferă o decroşare senestră, spre NV.

Procesele de scurtare a scoarţei, datorită forţelor de compresie, însoţite de procese de subducţie cât şi de obducţie, au condus la o serie de deformări, cu apariţia unor cute-solzi, a unor pânze de şariaj, ca şi a unor falii crustale, cum ar fi falia est-apuseană, care separă Apusenii de Depresiunea Transilvaniei, sau falia sud-transilvană ce urmăreşte Valea Mureşului.

Fig. 45 Schiţa tectonică Apusenilor de Sud: 1-pânzele sistemului de Biharia; 2-pânza de Vidolm; 3-pânza de Gorşi; 4-pânza de Criş; 5-pânza de Feneş; 6-pânza de Cerechiu Stănija; 7-pânza de Techereu; 8-pânza de Ardeu; 9-pânza de Fundoaia; 10-pânza de Bozeş; 11-pânza de Căbeşti; 12-unitatea de Bejani; 13-pânzele supagetice; 14-stratele de Remeţi; 15-depresiuni post-tectonice (M. Săndulescu, 1984).

Structura tectonică majoră a Apusenilor de Sud o constituie fragmentarea masei de ofiolite. Ridicarea şi împingerea ei peste sedimentarul din zonele marginale sudice cu substrat în profunzime tot de ofiolite sau de cristalin aparţinând blocului continental. Aşa a rezultat pânza de Drocea a cărei frunte se poate urmări din bazinul Crişului Alb, unde este acoperită de vulcanite neogene. Din zona depresiunii Brad-Săcărâmb, pânza de Drocea este decroşată spre SE de faliile orientate NV-SE, care au generat depresiunea. Urma planului de şariaj reapare la E de depresiunea amintită, fiind din nou deplasat spre SE de faliile depresiunii Zlatna-Almaş.

Pânza de Drocea este o pânză tipică de obducţie, la alcătuirea ei luând parte în cea mai mare măsură ofiolitele, mai ales cele din seria tholetică.

99

Sedimentarul din faţa pânzei, ca urmare a împingerii, a fost cutat rezultând cute-solz. În zona Bârzava-Mădrizeşti se individualizează clar doi solzi: solzul de Groşi, cu poziţie inferioară şi solzul de Criş, superior.

Ultimele deformări din aria Apusenilor de Sud, de natură rupturală, s-au produs în Miocen, când au luat naştere depresiunile posttectonice Brad-Săcărâmb, Zlatna-Almaş şi Roşia Montană.

Faliile după care s-au produs aceste depresiuni, falii mai vechi reactivate, au constituit şi căi de acces pentru vulcanitele neogene.

Depresiunile intramontane În Apusenii de Sud se găsesc trei depresiuni intramontane sau posttectonice: Brad-

Săcărâmb, Zlatna-Almaş şi Roşia Montană. Zonele coborâte ale depresiunilor au fost invadate de ape, reluându-se procesul de sedimentare.

Depresiunea Brad-Săcărâmb. Apare ca un culoar care leagă bazinul Crişului Alb cu Valea Mureşului. Aceasta s-a format în Badenian şi a evoluat ca bazin de sedimentare până în Sarmaţian. Pe suprafeţe limitate se întâlnesc şi depozite pliocene de facies panonic.

Depresiunea Zlatna-Almaş. Situată pe cursul mijlociu al Ampoiului, a funcţionat ca bazin de sedimentare în Badenian, caracterizat prin depozite detritice grosiere care local au faciesuri calcaroase sau evaporitice.

Depresiunea Roşia Montană. Dezvoltată în arealul localităţii cu acelaşi nume, este constituită din depozite badeniene şi sarmaţiene.

100

9.4. DEPRESIUNILE INTERNE ŞI ZONELE ADIACENTE

Depresiunile interne reprezintă acele unităţi care au fundament cristalin neregenerat în

cutările alpine, fiind cuprinse între unităţi carpatice. Morfologic au aspectul unor depresiuni în cadrul structural general. Aceste depresiuni sunt următoarele:

- Depresiunea Transilvaniei; - Depresiunea Panonică; - Ridicarea (pragul) Şimleu. 9.4.1. Depresiunea Transilvaniei Depresiunea Transilvaniei, ca unitate geostructurală, este delimitată de cele trei

ramuri carpatice, prezentând, din punct de vedere geomorfologic, un relief de podiş. Este traversată de râul Mureş cu afluenţii Târnava Mare, Târnava Mică şi Arieşul, de Someşul Mare cu afluenţii Someşul Mic şi Bistriţa Bârgăului şi de râul Olt cu afluentul Hârtibaciu.

Depresiunea Transilvaniei a luat naştere şi a evoluat pe un fundament rigid, în timpul tectogenezei laramice, la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului.

Structura geologică Depresiunea Transilvaniei are un fundament rigid format din şisturi cristaline cu

învelişul lor sedimentar prelaramic peste care sunt dispuse formaţiunile sedimentare postlaramice ale depresiunii.

Fundamentul, prezintă blocul transilvan rezultat prin dezmembrarea microplăcii transilvano-panonice datorită apariţiei zonei de expansiune a Apusenilor de Sud (Fig. 46). Fundamentul este alcătuit din şisturi cristaline de tipul celor ce apar la zi în Munţii Mezeş şi Preluca, ca şi în insula de cristalin de la Ţicău.

Fig. 46 Harta izobatică (în m) a spaţiului transilvan la suprafaţa soclului 1, 2,

3 – localizarea secţiunilor seismice (V. Mutihac, 2004).

101

Fundamentul Depresiunii Transilvaniei prezintă o morfologie complexă. S-au pus în evidenţă mai multe arii mai ridicate separate între ele prin zone coborâte. Astfel fundamentul a fost interceptat prin foraje la adâncimi ce variază între 1000 m, în sudul depresiunii, cu fundament ridicat (ridicarea Ilimbav-Rotbav), 3000 m la Pogăceaua şi 7000-8000 m în zona centrală (estimări geofizice), în depresiunea Târnavelor.

Formaţiunile depresiunii. Depozitele sedimentare postlaramice formează umplutura Depresiunii Transilvaniei. Ele aparţin Paleogenului şi Neogenului. Într-o primă etapă, care a durat până în Miocenul inferior, spaţiul transilvan se identifică, în cea mai mare parte, cu platforma epicontinentală a fundamentului cristalin de la marginea de NV a bazinului. Astfel au luat naştere depozite de şelf. Într-o a doua etapă, începând din Badenian, partea central-estică a depresiunii a suferit un proces de subsidenţă accelerată, acumulându-se astfel depozite de molasă.

Tectonica Depresiunii Transilvaniei În cazul Depresiunii Transilvaniei distingem o tectonică ce afectează fundamentul şi alta

care priveşte umplutura sedimentară postlaramică. Fundamentul este afectat de o tectonică rapturală, care a dus la compartimentarea

acestuia, în blocuri, cu afundări diferenţiate, formând horsturi şi grabene Afundarea diferenţiată a blocurilor învecinate prezintă diferenţe de până la 3 000 m.

Umplutura depresiunii nu prezintă deformări importante. Depozitele paleogene şi miocen inferioare evidenţiază o uşoară înclinare spre centrul depresiunii, iar în zonele marginale sunt fracturate (falia Mezeşului, falia Moigradului).

Sedimentarul Miocenului superior şi Pliocenului, care ocupă centrul depresiunii, este implicat într-o serie de domuri şi cute diapire, determinate de prezenţa sării. Cutele diapire se dispun pe mai multe aliniamente: Ocna Dej-Sic-Cojocna-Turda-Ocna Mureşului, Aiud-Ocnişoara şi Poiana-Ocna Sibiu în partea de V a depresiunii, iar în partea de E Şieu-Sovata-Praid şi Lueta-Rupea.

9.4.2. Depresiunea Panonică În partea de vest a ţării noastre se află marginea estică a Depresiunii Panonice (Fig.

47) , care are o mai mare extindere pe teritoriul Ungariei.

Fig. 47 Schiţa principalelor grabene post-tectonice din subasmentul

Depresiunii Panonice (M. Săndulescu, 1984).

102

Depresiunea Panonică se suprapune celui de al doilea bloc, de dimensiuni mai mari, rezultat din fragmentarea microplăcii transilvano-panonice, aşa că a avut o evoluţie asemănătoare cu cea a Depresiunii Transilvaniei. Limita estică a Depresiunii Panonice este dată de o falie care trece pe la vest de ultimele prelungiri ale Munţilor Apuseni. Aceasta este o falie profundă care poate fi urmărită pe traseul Carei-Oradea-Lipova-Lugoj.

Ca şi Depresiunea Transilvaniei, Depresiunea Panonică este alcătuită dintr-un fundament alcătuit din şisturi cristaline la care se adaugă un înveliş sedimentar peste care este dispusă umplutura depresiunii.

Depresiunea Panonică prezintă o tectonică în blocuri ca şi Depresiunea Transilvaniei. Un element important îl constituie falia Cărei care o separă de orogenul de la est.

9.4.3. Ridicarea Şimleu Se prezintă ca un horst care separă Depresiunea Transilvaniei de Depresiunea

Panonică. Aici fundamentul cristalin al celor două depresiuni apare la zi ca nişte insule formând Munţii Mezeş, Preluca şi Plopiş.

Fundamentul este alcătuit din mezometamorfite similare seriei de Someş din Apusenii de Nord.

Ridicarea Şimleu reprezintă un compartiment ridicat între cele două depresiuni interne, Panonică şi Transilvană, de care este delimitat de două falii, falia Carei la vest şi falia Mezeş la est. În tectogeneza laramică Ridicarea Şimleu a coborât tectonic, comparativ cu ariile carpatice, rămânând însă ridicată faţă de cele două depresiuni.