Geologia Romaniei_Mutihac

1

V. MUTIHAC

Iuliana Maria STRATULAT Roxana Magdalena FECHET

G E O L O G I A R O M Â N I E I

BUCUREŞTI 2004

2

ÎNCADRAREA TERITORIULUI ROMÂNIEI ÎN ANSAMBLUL GEOSTRUCTURAL CONTINENTAL...... 4

P A R T E A I -a..................................................................................................................................................... 7

U N I T Ă Ţ I L E P R E C A R P A T I C E ........................................................................................................ 7

1. UNITĂŢI EOPROTEROZOICE ...................................................................................................................... 10

1.1. P L A T F O R M A M O L D O V E N E A S C Ă .................................................................................. 10

1.1.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I ................................................................. 10

1.1.1.1. SOCLUL ...................................................................................................................................... 10

1.1.1.2. CUVERTURA ............................................................................................................................. 17

1.1.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă ................................................................................... 23

1.1.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E ......................................................................... 25

1.2. P L A T F O R M A S U D-D O B R O G E A N Ă................................................................................. 27


1.2.1.1. SOCLUL ...................................................................................................................................... 27

1.2.1.2. CUVERTURA ............................................................................................................................. 27

1.2.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă ................................................................................... 32

1.2.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E ......................................................................... 34

2. UNITĂŢI CADOMIENE.................................................................................................................................. 35

2.1. M A S I V U L C E N T R A L - D O B R O G E A N .......................................................................... 35

Ş I Z O N A A D I A C E N TĂ A F U N D A T Ă .................................................................................... 35


2.1.1.1. SOCLUL ...................................................................................................................................... 36

2.1.1.2. CUVERTURA ............................................................................................................................. 37

2.1.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă ................................................................................. 38

2.1.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E ....................................................................... 39

2.2. P L A T F O R M A V A L A H Ă........................................................................................................... 40


2.2.1.1. SOCLUL ...................................................................................................................................... 40

2.2.1.2. CUVERTURA ............................................................................................................................ 41

2.2.2. E VO L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă .................................................................................. 44

2.2.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E ........................................................................ 45

3. UNITĂŢI HERCINIC - CHIMERICE ............................................................................................................. 46

3.1. S T R U C T O G E N U L N O R D - D O B R O G E A N..................................................................... 46

3.1.1. S T R U C T U R A G E O L O G I C Ă ........................................................................................... 48

3.1.1.1. UNITATEA MĂCIN .................................................................................................................. 48

3.1.1.2. UNITATEA NICULIŢEL........................................................................................................... 58

3.1.1.3. UNITATEA TULCEA................................................................................................................ 59

3.1.1.4. ZONA CÂRJELARI – CAMENA............................................................................................... 65

3.1.2. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E ....................................................................... 68

4. CUVERTURI POSTCHIMERICE ................................................................................................................... 69

4.1. D E P R E S I U N E A P R E D O B R O G E A N Ă ............................................................................ 69

4.2. B A Z I N U L B A B A D A G................................................................................................................ 69

3

5. PLATFORMA CONTINENTALĂ A MĂRII NEGRE.................................................................................... 71

5.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I .......................................................................... 72

5.1.1. F U N D A M E N T U L P R E E U X I N I C................................................................................. 72

5.1.1.1. FUNDAMENTUL PREEUXINIC SUD-DOBROGEAN............................................................ 73

5.1.1.2. FUNDAMENTUL PREEUXINIC CENTRAL -DOBROGEAN ................................................ 73

5.1.1.3. FUNDAMENTUL PREEUXINIC NORD-DOBROGEAN ........................................................ 74

5.1.2. Î N V E L I Ş U L S E D I M E N T A R E U X I N I C ................................................................. 74

5.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă .......................................................................................... 75

5.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E .............................................................................. 76

P A R T E A a II-a U N I T Ă Ţ I L E C A R P A T I C E............................................................................... 77

1. C A R P A Ţ I I O R I E N T A L I ................................................................................................................. 83

1.1. Z O N A C R I S T A L I N O -M E Z O Z O I C Ă ................................................................................ 83

1.1.1. U N I T A T E A C E N T R A L–E S T–C A R P A T I C Ă ........................................................... 84

1.1.1.1. STRATIGRAFIE ŞI LITOFACIESURI ...................................................................................... 84

1.1.1.2. EVOLUŢIE ŞI TECTOGENEZĂ................................................................................................ 97

1.1.2. U N I T A T E A L E A O T A – B U C E G I – P I A T R A M A R E ........................................ 104

1.1.2.1. STRATIGRAFIE ŞI LITOFACIESURI .................................................................................... 104

1.1.2.2. EVOLUŢIE ŞI TECTOGENEZĂ.............................................................................................. 108

1.1.3. Î N V E L I Ş U L S E D I M E N T A R P O S T P A R O X I S M A L ..................................... 110

1.2. Z O N A F L I Ş U L U I........................................................................................................................ 112

1.2.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I ............................................................... 112

1.2.1.1. FLIŞUL INTERN...................................................................................................................... 113

1.2.1.2. FLIŞUL MEDIAN ..................................................................................................................... 115

1.2.1.3. FLIŞUL EXTERN ..................................................................................................................... 117

1.2.2. E V O L U Ţ I E Ş I S T R U C T O G E N E Z Ă........................................................................ 123

1.3. Z O N A D E M O L A S Ă ................................................................................................................. 129

1.3.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I ............................................................... 130

1.3.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă ............................................................................... 136

1.4. Z O N A T R A N S C A R P A T I C Ă ................................................................................................ 137

1.4.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I .............................................................. 139

1.4.1.1. CUVERTURA POSTAUSTRICĂ............................................................................................. 139

1.4.1.2. UNITATEA KLIPPELOR ŞI A FLIŞULUI TRANSCARPATIC........................................ 144

1.4.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă ............................................................................... 148

1.4.2.1. PÂNZELE FLIŞULUI TRANSCARPATIC............................................................................ 151

1.4.2.2. STRUCTURILE CUVERTURII POSTAUSTRICE................................................................ 152

1.5. Z O N A V U L C A N I T E L O R N E O G E N E ........................................................................... 153

1.5.1. C O M P A R T I M E N T U L O A Ş – G U T Î I ......................................................................... 153

1.5.2. C O M P A R T I M E N T U L Ţ I B L E Ş – B Ă R G Ă U.......................................................... 155

1.5.3. C O M P A R T I M E N T U L C Ă L I M A N – H A R G H I T A.............................................. 156

1.6. D E P R E S I U N I L E I N T R A M O N T A N E Ş I V U L C A N I T E B A Z A L T I C E.... 158

1.7. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E ............................................................................ 164

4

ÎNCADRAREA TERITORIULUI ROMÂNIEI ÎN ANSAMBLUL GEOSTRUCTURAL CONTINENTAL

Principalul eveniment tectonic care a avut loc la începutul ciclului alpin a fost apariţia

unui rift care a avut drept consecinţă separarea ariei continentale, care atinsese starea de

Pangea la sfârşitul ciclului hercinic, în două mari plăci: Placa Africană şi Placa Euroasiatică.

Riftul despărţitor a generat o arie de expansiune oceanică creând Marea (Oceanul) Tethys.

Aceasta şi-a încheiat evoluţia de arie labilă spre sfârşitul Eocretacicului devenind, în structura

actuală, sutura tethysiană sau sutura Vardar evidentă în ţinuturile Vardarului.

Ariile continentale din imediata vecinătate a zonei de rift, adică zonele de margine ale

plăcilor menţionate, au evoluat ca arii labile (margini de placă active) capabile de a genera

structuri cutate şi catene muntoase. Marginea Plăcii Euroasiatice, găsindu-se într-o asemenea

situaţie, a generat catenele alpino-carpato-balcanice.

Teritoriul României circumscrie în graniţele sale atât o parte din marginea activă

(labilă) a Plăcii Euroasiatice cât şi o parte din aria neafectată de influenţa ariei de rift care a

rămas şi a evoluat ca arie stabilă. În consecinţă, două sunt domeniile geostructurale majore în

care se încadrează unităţile geostructurale din România:

un prim domeniu îl constituie ariile cratonizate, adică regiunile care şi-au încheiat

evoluţia de arii labile înainte de ciclul alpin, sau chiar în ciclul alpin, dar într-o

tectogeneză anterioară aceleia care a generat primele structuri carpatice; acestea

formează domeniul precarpatic sau vorlandul carpatic.

cel de al doilea domeniu îl constituie spaţiul carpatic şi care corespunde marginii

active a Plăcii Euroasiatice. Acesta include ariile cutate în orogeneza alpină.

În aspectul fizico-geografic al ţării, celor două categorii de unităţi geostructurale li se

suprapun: zona de dealuri, podişuri şi câmpii (primei categorii), şi zona carpatică montană şi

submontană cu depresiunea colinară a Transilvaniei (celei de a doua categorie -Pl. I.)

La scară continentală, domeniul precarpatic include unităţile din faţa Carpaţilor

Nordici (Masivul Bohem, Munţii Sudeţi, Depresiunea Miechov, Munţii Swietokrzki),

Platforma Est-europeană şi domeniul moesic dintre Carpaţi şi Balcani (Platforma Sud-

Dobrogeană, Platforma Valahă, Masivul Central Dobrogean şi Structogenul Nord-Dobrogean)

(Pl.II). Între ultimele două domenii, consolidate anterior ciclului alpin, se delimitează un

spaţiu a cărui evoluţie de arie labilă din timpurile prealpine s-a continuat şi în primele epoci

ale ciclului alpin, dar a cărui cratonizare s-a desăvârşit, totuşi, în tectogeneza chimerică, adică

5

înainte de apariţia primelor structuri carpatice (mezocretacice). Acest spaţiu constituie (în

structura actuală) Structogenul Hercinic-Chimeric Nord-Dobrogean.

6

Cel de al doilea domeniu geostructural european, acela al ariilor cutate în orogeneza

alpină, pe teritoriul României formează cele trei ramuri ale Carpaţilor româneşti care

circumscriu Depresiunea Transilvaniei. Acestea constituie unităţile carpatice (Pl.III).

7

P A R T E A I -a

U N I T Ă Ţ I L E P R E C A R P A T I C E

8

Domeniul precarpatic este alcătuit din mai multe unităţi geostructurale care diferă între

ele prin anumite particularităţi. Astfel, în evoluţia lor, toate aceste unităţi au trecut printr-o

etapă de zonă labilă, urmată de o etapă de stabilitate (craton); însă nu toate au căpătat această

calitate în acelaşi timp. Prin urmare, o primă distincţie în rândul unităţilor precarpatice trebuie

făcută în funcţie de vârsta lor, adică timpul de consolidare a soclului. Din acest punct de

vedere, în graniţele României, în domeniul precarpatic se pot delimita: unităţi eoproterozoice,

unităţi cadomiene şi unităţi hercinic-chimerice.

O a doua distincţie este aceea că, unele din unităţile vorlandului carpatic, după ce au

devenit sisteme cutate cratonizate, au fost supuse eroziunii fiind nivelate; în continuare au fost

acoperite de ape încât au devenit arii de acumulare cu substrat consolidat. Depozitele

acumulate în această a doua etapă formează o cuvertură relativ groasă, cuasiorizontală, care

acoperă complet soclul. Aceste regiuni constituie unităţi tipice de platformă.

Alte regiuni, cutate şi cratonizate, au rămas emerse ca atare timp îndelungat fiind

supuse eroziunii Acestea alcătuiesc cratogenele.

Din prima categorie (unităţi de platformă), în vorlandul carpatic sunt: Platforma

Moldovenească, Platforma Sud-Dobrogeană şi Platforma Valahă. Din cea de a doua

categorie sunt: Masivul Central-Dobrogean şi Structogenul Nord-Dobrogean.

Limita la zi dintre unităţile precarpatice şi unităţile carpatice este dată de falia

pericarpatică ce se poate urmări de la graniţa de nord a ţării până în Valea Trotuşului; mai

departe este acoperită, însă a fost detectată prin foraje până în Valea Dunării la Drobeta-Turnu

Severin (v.Pl.III). Această limită este aparentă, căci unităţile precarpatice înaintează şi sub

edificiul carpatic.

10

1. UNITĂŢI EOPROTEROZOICE

În domeniul precarpatic, cele mai vechi unităţi geostructurale sunt acelea care s-au

cratonizat în Proterozoicul vechi şi anume: Platforma Moldovenească şi Platforma Sud-

Dobrogeană (v.Pl.III).

1.1. P L A T F O R M A M O L D O V E N E A S C Ă

Platforma Moldovenească este unitatea consolidată din faţa Carpaţilor Orientali

(v.fig.1). Limita vestică a acesteia este dată de o falie care trece prin localitatea Solca fiind

denumită ca atare (falia Solca). Spre sud, Platforma Moldovenească se întinde până la o falie

ce s-ar continua la est de Prut în direcţia prelungirii ipotetice a cursului Trotuşului şi care este

de fapt prelungirea faliei Solca. Spre est, Platforma Moldovenească face corp comun cu

Platforma Est-Europeană reprezentând marginea vestică a acesteia din urmă (v.Pl.III). Astfel

delimitată, Platforma Moldoveneasca, din punct de vedere morfologic, se suprapune Podişului

Moldovenesc (v.Pl.I).

La cunoaşterea geologiei Platformei Moldoveneşti şi-au adus contribuţia

Gr.Cobălcescu care a scris prima lucrare de geologie românească, apoi I.Simionescu,

Th.Văscăuţanu, I.Atanasiu, N.Macarovici, P.Jeanrenaud, Natalia Paghida-Trelea, Bica şi

Liviu Ionesi şi mulţi alţii.

1.1.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I

Aşa cum sugerează şi numele, Platforma Moldovenească este o unitate geostructurală

precarpatică cu structură tipică de platformă. În alcătuirea ei se disting cele două elemente

structurale specifice: unul inferior, cutat, constituind soclul şi care corespunde etapei în care

spaţiul moldav a evoluat ca arie labilă, şi altul superior, cuvertura, corespunzând etapei în care

spaţiul moldav a evoluat ca domeniu stabilizat.

1.1.1.1. SOCLUL

În Platforma Moldovenească au fost efectuate mai multe foraje dintre care unele (de la

Iaşi, Todireni, Bătrâneşti), la adâncimea în jur de 1000 m au atins şi au pătruns pe anumite

intervale în soclul platformei. Acesta este reprezentat prin mezometamorfite cărora li se

adaugă masive granitice (fig.2). Mezometamorfitele sunt reprezentate prin gnaise cuarţ-

dioritice cu biotit, hornblendă şi diopsid. Analizele radiometrice efectuate asupra biotitului din

11

gnaise (D.Giuşcă, V.Ianovici, 1967) au dat valori de 1398 şi 1500 M.a. În interpretarea

acestor date s-a ţinut seamă şi de ceea ce se ştie din Masivul Ucrainian, unde s-au obţinut

valori de 1750 şi 2500 M.a. indicând Proterozoicul inferior sau chiar Arhaicul. Adăugând şi

faptul că şi din punctul de vedere al constituţiei petrografice, soclul întâlnit în forajele din

Platforma Moldovenească este similar aceluia din Masivul Ucrainian, s-a conchis că soclul

din Platforma Moldovenească este de fapt prelungirea aceluia din Masivul Ucrainian, dar care

a suferit, parţial, unele remobilizări eoproterozoice, procese care dealtfel s-au petrecut şi în

Masivul Ucrainian. Neajunsul este că în Platforma Moldovenească soclul a fost atins doar în

jumătatea nordică a platformei şi numai între Prut şi Siret.

La vest de Siret, forajele s-au oprit în depozite paleozoice însă acestea sunt tot

orizontale şi similare cu cele de la est de Siret încât se admite că şi soclul este acelaşi. Acesta

se întinde spre vest până la falia Solca. La vest de această falie, prin foraje, la Putna, Valea

Seacă, Straja, Târgu Neamţ etc. s-au întâlnit depozite paleozoice, cutate, deosebite ca

litofacies de acelea din cuvertura platformei. Depozite paleozoice asemănătoare s-au mai

întâlnit între râurile Moldova şi Bistriţa (la Roman, Secueni, Bacău), iar la Bodeşti, s-au

întâlnit formaţiuni slab metamorfozate bogate în clorit. Deşi în unele interpretări acestea au

fost considerate ca reprezentând prelungirea structurilor cadomiene central-dobrogene,

acestea, atât ca litofacies cât şi ca poziţie în contextul structural regional, reprezintă

prelungirea structurilor presiluriene (epimetamorfitele de Boclugea) din Munţii Măcin.

Nici în jumătatea sudică a Platformei Moldoveneşti, soclul nu a fost atins de foraje

întrucât acesta coboară spre sud în lungul unor fracturi profunde cum este falia Siret-Târgu

Plopana-Fălciu (v.Pl.III). Această falie delimitează la sud de ea, o zonă mai coborâtă a

Platformei Moldoveneşti aparţinând unui sistem depresionar marginal care ar porni din

ţinuturile predobrogene şi s-ar prelungi în direcţia Bârlad-Paşcani-Lvov. Unele foraje (Bârlad,

Crasna) au atins depozite paleozoice (devoniene) necutate aparţinând cuverturii Platformei

Moldoveneşti, dovadă că soclul acesteia se întinde şi la sud de falia Siret-Târgu Plopana-

Fălciu. Indicii asupra limitei sudice a soclului Platformei Moldoveneşti oferă forajele de la

Băneasa şi de la Crăieşti din Depresiunea Bârladului (v.fig.14). Astfel, în timp ce forajul de la

Băneasa s-a oprit în depozite detritico-pelitice violacee cu anhidrite aparţinând Triasicului

cuverturii Platformei Moldoveneşti, forajul de la Crăieşti, situat imediat la sud, a intrat în

formaţiuni aparţinând structurilor nord-dobrogene. Este evident că limita sudică a soclului

Platformei Moldoveneşti trece printre cele două localităţi amintite (Băneasa şi Crăieşti) şi este

dată de falia Solca-Trotuş.

12

Fig. 1. Harta geologică a Platformei Moldoveneşti

1 – cuaternar; 2 – pliocen; 3 – Kersonian; 4 – Basarabian; 5 – Volhinian; 6 – Buglovian; 7 – Badenian; 8 – Cenomanian; 9 – domeniul carpatic; 10 – falia pericarpatică.

În jumătatea nordică a Platformei Moldoveneşti, datele asupra soclului platformei

furnizate de forajele amintite au fost completate cu informaţii geofizice (gravimetrice,

magnetometrice şi magnetotelurice) privind, mai ales, nord-estul Moldovei.

Investigaţiile gravimetrice au indicat existenţa unor anomalii de maxim şi de minim

gravimetric ce se grupează într-un segment al unei anomalii majore denumită anomalia nord-

bucovinică. Aceasta se întinde mult spre nord până în Valea Nistrului, iar spre sud ajunge în

Valea Jijiei.

15

Anomalia nord-bucovinică indică prezenţa în adâncime a unor formaţiuni de vârstă

arhaică reprezentate prin metamorfite şi corpuri magmatice similare acelora din Masivul

Ucrainian. Anomaliile de maxim gravimetric (Ivăncăuţi-Drăguşani, Sadoveni-Liveni-

Dângeni, Ripiceni-Drăguşani etc.) alternează cu minime gravimetrice (Coţuşca-Sărata Grecea,

Movila Corbului-Mihăileşti etc. v. Pl. IVA). Pe aceste anomalii, ale căror izogale (1 mgal/2

km) le înscrie în rândul structurilor arhaice, pe alocuri se grefează anomalii ale căror izogale

prezintă o densitate ridicată (1 mgal/1 km) caracteristică structurilor eoproterozoice cum este,

de pildă, anomalia Srepeniţa-Valea Volovăţ grefată pe anomalia Liveni-Sadoveni-Drăguşani.

Anomaliile magnetice (Hudeşti-Cordăreni, Prepeleanca-Bătrâneşti etc. (v. Pl. IVB)

corespund unei zone compartimentată în blocuri de fracturi cu înclinări foarte mari.

Studiile magnetotelurice au completat datele gravimetrice şi magnetometrice privind

paleorelieful soclului (v.Pl.VA).

Deşi rezultatele investigaţiilor geofizice de până acum privesc un sector limitat din

Platforma Moldovenească, acestea pot fi extrapolate la întreaga platformă.

În ceea ce priveşte paleorelieful soclului, investigaţiile geofizice au arătat că energia

de relief este cuprinsă între –200 m şi –300 m. În ansamblu, relieful coboară de la -200 m în

zona Rădăuţi, spre vest şi spre sud-vest ajungând la –1800 m la marginea vestică a platformei

(v. Pl. VB). Este de remarcat existenţa la suprafaţa soclului a unor forme de relief de tipul

coşurilor vulcanice cum este aceea de la Coţuşca (v. Pl. VA).

16

Fig. 2. Coloană stratigrafică pentru partea de nord a Platformei Moldoveneşti

Studiul rezistivităţii rocilor au evidenţiat neomogenităţi în comportamentul unor roci

care constituie nuclee arhaice. Comportamentul deosebit se datorează contactelor foarte

înclinate care nu pot fi decât contacte ale unor corpuri magmatice intruse.

Cu privire la structura de ansamblu a soclului, se poate conchide că investigaţiile

geofizice au indicat existenţa în soclul Platformei Moldoveneşti a unor nuclee arhaice

constituite în cea mai mare parte din corpuri magmatice, la care se adaugă metamorfite

realizate în condiţiile faciesului granulitic. Pe acestea s-au grefat formaţiuni geologice cu un

comportament geofizic distinct, formate din corpuri magmatice şi metamorfite realizate în

condiţiile faciesului amfibolic. Această situaţie duce la concluzia că în structura soclului

Platformei Moldoveneşti şi a Platformei Est-Europene, în general, se disting două etaje

structurale: unul inferior, arhaic şi altul superior eoproterozoic (v.fig.2). Aceasta înseamnă că

soclul este rezultatul a două cicluri: unul arhaic spre 3100-3000 M.a. şi altul eoproterozoic

timpuriu spre 2500 M.a.

17

1.1.1.2. CUVERTURA

Peste soclul eoproterozoic se dispune transgresiv şi discordant o stivă de depozite

sedimentare cu grosime variabilă însă de ordinul a mii de metri, care corespunde intervalului

Neoproterozoic târziu-Cuaternar. Fireşte că aria moldavă nu a fost acoperită continuu de ape

în tot acest interval de timp, iar când a fost acoperită, acoperirea nu totdeauna a fost totală.

Prin urmare, suita de depozite din cuvertură nu este o succesiune stratigrafică neîntreruptă, ci

prezintă discontinuităţi cu durate inegale şi mai ales nu totdeauna generalizate la întreaga

suprafaţă a platformei. În consecinţă, în unele părţi ale platformei şi de regulă în jumătatea

sudică, se întâlnesc succesiuni mai complete, dar care nu sunt suficient cunoscute găsindu-se

la mare adâncime (v.fig.3); în schimb, în jumătatea nordică a platformei nu s-au dezvoltat

ciclurile de sedimentare complete, însă a fost interceptată, prin foraje, întreaga succesiune

care s-a depus (v.fig.2).

18

Fig. 3. Coloană stratigrafică pentru partea centrală şi de sud a Platformei Moldoveneşti

Cuvertura Platformei Moldoveneşti aparţine la mai multe cicluri de sedimentare şi

anume: ciclul Vendian-Ordovician, ciclul Silurian-Carbonifer inferior, ciclul Permian

terminal-Triasic, ciclul Jurasic mediu-Eocretacic, ciclul Cenomanian-Paleogen şi ciclul

Badenian-Pleistocen.

C i c l u l V e n d i a n - O r d o v i c i a n. Primul ciclu de sedimentare debutează

prin depozite psamito-psefitice urmate de depozite pelito-siltice cu Vendotaenia antiqua

revenind Vendianului. În continuare urmează gresii grosiere cu Sabellidites revenind

Cambrianului. Primul ciclu de sedimentare se încheie cu o formaţiune grezoasă-argiloasă cu

19

brahiopode revenind Ordovicianului inferior. Asemenea depozite au fost întâlnite în forajele

de la Bătrâneşti, Todireni, Iaşi (v.fig.2).

C i c l u l S i l u r i a n - C a r b o n i f e r i n f e r i o r. Acesta se instalează după

exondarea din Ordovician şi Silurianul timpuriu şi începe prin calcare negricioase cu

graptoliţi şi trilobiţi aparţinând Silurianului mediu; urmează depozite marnocalcaroase cu

intercalaţii de tufite reprezentând Silurianul superior. Al doilea ciclu de sedimentare, în nordul

Platformei Moldoveneşti, se încheie prin marnocalcare şi tufite cu Meristella sp. revenind

Devonianului inferior. Depozite devoniene au fost interceptate şi de forajele de la Crasna din

sudul platformei. În forajele de la Conţeşti şi Vindireni s-au întâlnit depozite epiclastice cu

Endothyra prima conferite Carboniferului inferior În Paleozoicul târziu (Carbonifer superior-

Permian), Platforma Moldovenească a fost exondată evoluând ca uscat supus eroziunii care,

penrtru o bună parte din aria moldavă, va dura până la începutul Neocretacicului.

C i c l u l P e r m i a n t e r m i n a l - T r i a s i c. În Permianul târziu, partea

sudică depresionară a Platformei Moldoveneşti a fost acoperită de ape încât aceasta a devenit

bazin de sedimentare în care s-au acumulat depozite grezoase şi argiloase de culoare roşie-

cărămizie cu cuiburi de anhidrite. Grosimea acestora depăşeşte 1000 m. Asemenea depozite

s-au întâlnit în forajele de la Oancea, Băneasa, Zărneşti şi au fost atribuite Permianului

terminal şi Triasicului însă fără o argumentare paleontologică, ci doar pe criterii geognostice,

acestea amintind Triasicul de tip germanic.

C i c l u l J u r a s i c - E o c r e t a c i c După exondarea din Triasicul târziu, tot în

zonele depresionare din sudul Platformei Moldoveneşti, apele au revenit spre sfârşitul

Liasicului şi, cu unele discontinuităţi nesemnificative, au durat până spre sfârşitul

Eocretacicului. Suita stratigrafică a acestui ciclu începe printr-un episod grezos atribuit

Liasicului superior, urmat de depozite preponderent pelitice cu Bositra buchi revenind

Jurasicului mediu (v.fig.3). Suita jurasică se încheie printr-o formaţiune carbonatică ce revine

Jurasicului superior. Depozitele jurasice au o grosime de peste 1000 m şi au fost întâlnite în

forajele de la Ghidigeni, Adjud, Glăvăneşti etc. (v.fig.14) din zona depresionară a platformei.

21

În Eocretacic, apele au persistat în partea sudică şi s-au extins treptat şi în partea

nordică a zonei marginale depresionare. În acest interval de timp s-au acumulat calcare algale

urmate de formaţiuni argilo-siltitice policolore, cărora li se adaugă anhidrite. Asemenea

depozite s-au întâlnit în zonele Rădăuţi şi Suceava şi au fost atribuite Neocomianului.

Spre sfârşitul Eocretacicului au avut loc unele ingresiuni. Dovada producerii acestora

o constituie existenţa unor depozite care s-au conservat ca martori de eroziune. Astfel, la sud

de Roman şi la Găiceaua şi Hurueşti în Depresiunea Bârladului, prin foraje, s-au întâlnit

arenite şi calcare oolitice cu Palorbulina conoidea conferite Barremian-Apţianului. Tot în

partea marginală depresionară, în zona Fălticeni-Suceava s-au întâlnit gresii calcaroase cu

Ticinella roberti aparţinând Albianului.

C i c l u l C e n o m a n i a n - E o c e n. Începutul Neocretacicului este marcat de o

transgresiune majoră încât apele au acoperit întreaga arie moldavă, situaţie ce a durat, cu

unele scurte întreruperi, până la sfârşitul Perioadei cretacice, pe alocuri prelungindu-se şi în

Paleogen. În acest timp s-au acumulat depozite foarte variate care au fost interceptate prin

foraje pe toată întinderea platformei, dar sunt deschise la zi numai pe Valea Prutului între

localităţile Rădăuţi-Prut şi Liveni (fig.1); au fost studiate la Crasnaleuca unde, din acest ciclu,

nu apar decât depozite cenomaniene (v.fig.4) reprezentate prin gresii şi nisipuri glauconitice;

spre vest s-au întâlnit şi depozite calcaroase-silicioase cu microforaminifere indicând prezenţa

etajelor superioare ale Neocretacicului.

Spre sfârşitul Perioadei cretacice începe o nouă regresiune, urmată de o ingresiune în

Paleogen când s-au acumulat depozite pelitice cu globigerine şi depozite detritice cu

22

foraminifere mari revenind Paleocen-Eocenului. Asemenea depozite se cunosc în zona Bacău.

şi în continuare spre nord la marginea vestică a platformei În continuare spaţiul moldav a

evoluat ca uscat.

Fig. 4. Secţiune la Crasnaleuca pe Prut (după N.Macarovici şi P.Jeanrenaud)

1-Calcare şi marnocalcare cretoase; 2-conglomerate şi nisipuri glauconitice; 3- calcare şi marnocalcare cu Lithothamnium; 4-bentonite; 5-gresii şi nisipuri;

6-calcare cu Serpula; 7-nisipuri argiloase şi gresii; 8-calcare oolitice.

C i c l u l B a d e n i a n - P l i o c e n. Faza de emersie începută în Paleogen s-a

prelungit până în Miocenul mediu când s-a produs o nouă transgresiune de amploare încât

apele au acoperit din nou întreg spaţiul moldovenesc. Primele formaţiuni ale noului ciclu de

sedimentare au fost întâlnite prin foraje pe toată întinderea platformei, iar la zi sunt deschise

pe Valea Prutului (v.fig.1) şi au fost cercetate în secţiunea de la Crasnaleuca (v.fig.4).

Badenianul include depozite variate ca litologie prezentând frecvente schimbări

laterale de facies. Conţinutul paleontologic conferă acestor depozite vârsta ca atare, însă nu

este atestată decât prezenţa jumătăţii superioare a etajului (Kossovianul).

Sarmţianul, ca peste tot, se caracterizează prin conţinutul în faună salmastră indicând

trecerea spre regimul de apă dulce ce se va realiza în Meoţian. În suita sedimentară, acest

proces este relevat de apariţia unor secvenţe cu faună de apă dulce (sub formă de intercalaţii),

începând din Basarabianul timpuriu şi care devin din ce în ce mai frecvente pentru ca la

începutul Meoţianului, depozitele de apă salmastră să devină subordonate. În Platforma

Moldovenească, Sarmaţianul corespunde cu începutul unei faze de retragere a apelor mării.

Drept urmare, depozitele de această vârstă apar pe anumite zone ce se eşalonează de la nord

spre sud, cele mai vechi aflorând în partea cea mai nordică şi cu cât sunt mai noi ocupă zone

mai sudice (v.fig.1). În general, Sarmaţianul este reprezentat prin depozite preponderent

pelito-detritice, dar cu frecvente schimbări laterale de facies (v.fig.2,3). Ca element

23

caracteristic se dezvoltă calcarele oolitice cu mactre (oolitul de Repedea). Retragerea apelor a

determinat dezvoltarea depozitelor deltaice cu faună de mamifere. Grosimea depozitelor

sarmaţiene este foarte modestă în partea estică a platformei, însă poate atinge 1000 m în

partea vestică şi sud-vestică.

Meoţianul în Platforma Moldovenească este restrâns la partea sudică unde s-au depus

cinerite (cineritele de Nuţasca-Ruseni) şi arenite ce conţin resturi de mamifere cu

Dinotherium gigantissimum.

Mio-Pliocenul este dezvoltat mai complet în zona depresoinară a Bârladului şi în aria

predobrogeană unde Ponţianul este reprezentat prin argile siltite şi nisipuri cu prosodacne şi

Valenncienius annulatus. Dacianul include depozite continentale cu argile şi siltite roşii, iar

Romanianului îi revin depozitele continentale şi lacustre care ocupă interfluviile, reprezentate

prin nisipuri, prundişuri şi argile cu resturi de mamifere incluzând zăcămintele de fosile de la

Bereşti şi Măluşteni. Ca entităţi litofaciale, în Romanian s-au identificat: formaţiunea de

Bălăbăneşti, Pietrişurile de Cândeşti şi formaţiunea de Tuluceşti.

În Cuaternar s-au format depozitele de terasă şi s-au acumulat depozite loessoide

revenind Pleistocenului inferior-mediu.

1.1.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă

Platforma Moldovenească este parte integrantă a Platformei Est-Europene şi în mod

firesc a evoluat în cadrul acesteia. Investigaţiile geofizice din ultimii ani sugerează că cele mai

vechi formaţiuni din soclul profund al platformei aparţin Arhaicului şi sunt reprezentate prin

granitoide. Acestea ar corespunde unei prime etape din evoluţia ariei moldave desfăşurate

înainde de consolidarea soclului. Tot înainte de a se ajunge la cratonizare, spaţiul moldav a

mai cunoscut o nouă etapă când au fost generate mezometamorfitele şi corpurile granitice

asociate care sunt cunoscute direct prin foraje. Această etapă a avut loc în Eoproterozoicul

timpuriu şi a dus în final la cratonizarea (formarea) soclului. Cu aceasta, spaţiul moldav şi în

general spaţiul est-european, a trecut la o a doua fază calitativ bine distinctă din punct de

vedere geodinamic şi anume, faza de stabilitate.

Ca arie stabilă, Platforma Moldovenească a cunoscut doar mişcări epirogenetice care

au generat transgresiuni şi regresiuni de anverguri diferite. Aceste evenimente au adus

Platforma Moldoveneasă de mai multe ori în situaţia de uscat supus eroziunii.

Cea mai îndelungată perioadă de timp, în care arii întinse din Platforma

Moldovenească au fost exondate, acoperă intervalul Paleozoic târziu - Eocretacic. O a doua se

plasează în intervalul Paleogen târziu - Eomiocen. Ultima fază de exondare, care durează şi în

prezent, a început în Sarmaţian (v.fig.3,4).

24

Pe lângă mişcările epirogenetice la care a fost supusă Platforma Moldovenească,

aceasta, şi în primul rând zonele de margine, au suferit şi importante deformări rupturale.

Două sunt principalele falii după care s-a produs ruperea şi afundarea zonelor de

margine ale platformei; una, cea mai externă, este falia Solca-Trotuş care reprezintă limita

sud-vestică a Platfprmei Moldoveneşti; cea de a doua este falia Siret-Plopana-Fălciu. Aceasta

delimitează la vest şi sud un sistem depresionar marginal predobrogean care se extinde în

direcţia Bârlad-Paşcani-Lvov (v.Pl.III). Acest sistem depresionar reprezintă structura majoră a

Platformei Moldoveneşti şi a funcţionat ca atare începând din Triasic, cunoscând etape de

subsidenţă foarte active. Aşa se explică faptul că aici se găsesc succesiunile cele mai complete

şi grosimea cea mai mare a depozitelor.

Din Jurasicul mediu, acestei arii depresionare cu substrat eoproterozoic, i s-a adăugat

şi marginea zonei de structuri hercinic-chimerice din imediata vecinătate vestică şi sud-

vestică, adică partea nordică a Structogenului Nord-Dobrogean, cu care, în continuare a avut o

evoluţie comună.

În afară de faliile majore menţionate, Platforma Moldovenească a mai fost afectată de

un sistem de falii aproximativ paralel cu faliile majore, după care soclul eoproterozoic, dar şi

cuvertura, coboară spre Orogenul carpatic (v.Pl.VB). Vârsta faliilor este, în general,

cadomiană însă acestea au evoluat ca falii active în diferite epoci când au afectat şi cuvertura

sedimentară.

În concluzie se poate spune că Platforma Moldovenească prezintă o tectonică rupturală

specifică unităţilor stabilizate. Aceasta se recunoaşte mai ales la nivelul soclului.

Ca efect al neotectonicii, Platforma Moldovenească, în ansamblu, arată o înclinare de

5-8o spre sud-est, care afectează şi depozitele cuaternare.

25

1.1.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E

În subsolul României se găsesc însemnate bogăţii de origine minerală, unele în

cantităţi suficiente susceptibile de a deveni rentabile, însă, zăcămintele, în majoritate, sunt de

dimensiuni mici sau cel mult medii, şi se caracterizează prin condiţii geologice şi miniere

dificile, şi prin caracteristici fizice, mecanice şi metalurgice complexe (Fodor şi Baican,

2002).

Repartiţia resurselor naturale minerale este legată de anumite evenimente geologice şi

de anumite stadii din evoluţia geologică a diverselor unităţi geostructurale constituente ale

teritoriului României (v.Pl.III), cum ar fi: fazele de metalogeneză legate de anumite activităţi

magmatice şi mai ales vulcanice, când s-au produs mineralizaţii care au generat zăcăminte de

minereuri; fazele euxinice din evoluţia bazinelor de sedimentare care au favorizat formarea şi

acumularea hidrocarburilor; fazele lagunare din evoluţia bazinelor de sedimentare care au

generat zăcăminte de sare şi de săruri de potasiu; fazele de sedimentare paralică din zonele de

margine ale bazinelor care au favorizat formarea zăcămintelor de cărbuni etc.

În linii mari, în rândul resurselor minerale intră: diferite tipuri de minereuri,

hidrocarburile, sărurile haloide, substanţele nemetalifere, rocile utile, apele minerale şi

nămolurile terapeutice.

Deşi repartiţia resurselor naturale nu este totdeauna în strictă dependenţă de unităţile

geostructurale majore, totuşi, prezentarea lor pe unităţi tectonice pare a fi cea mai potrivită,

încât, în cuprinsul prezentei lucrări, descrierea fiecărei unităţi geostructurale majore va fi

însoţită şi de o prezentare succintă a resurselor naturale minerale pe care le include.

Platforma Moldovenească este săracă în resurse naturale minerale; se întâlnesc

acumulări foarte limitate de hidrocarburi, foarte puţini cărbuni, roci utile şi ape minerale.

H i d r o c a r b u r i. În Platforma Moldovenească au fost săpate numeroase sonde

pentru a se verifica dacă există acumulări de hidrocarburi. Asemenea zăcăminte, însă de mici

dimensiuni, au fost identificate numai în partea mai afundată a platformei (Depresiunea

Bârladului). Acumulările sunt localizate în depozitele badeniene, sarmaţiene şi pliocene. Se

cunosc structurile Glăvăneşti, Roman-Mărgineni, Todireşti, la care se adaugă structurile

Matca, Ţepu, Buciumeni şi Independenţa de pe promontoriul nord-dobrogean.

C ă r b u n i. În faciesul continental al Sarmaţianului inferior (Volhinian) se cunosc

acumulări de cărbuni inferiori (lignit) la Şoldăneşti-Fălticeni şi la Boroaia pe Valea Moldovei,

care apar sub forma unor mici lentile cu grosimi cuprinse între 5 şi 50 cm. Se mai cunosc şi

26

câteva turbării, în exploatare fiind cea de la Dersca-Lozna din jud. Botoşani cu turbă eutrofă

folosită ca îngrăşământ pentru paturi germinative, mai ales în horticultură.

R o c i u t i l e. Nisipuri cuarţoase se cunosc la Hudeşti-Darabani; au un conţinut în

SiO2 de 98 % reprezentând zăcământul cu cel mai ridicat conţinut în SiO2 din ţară. Se

utilizează în industria sticlei şi în industria metalurgică.

Argilele comune de la Trestiana, Vlădiceni, Ciurea, Paiu-Vaslui sunt utilizate la

fabricarea cărămizilor.

Nisipurile şi prundişurile din depozitele aluvionare ale principalelor cursuri de ape,

Prutul, Siretul şi Bârladul, sunt exploatate pentru construcţii.

A p e m i n e r a l e. La Copou-Iaşi este în exploatare un zăcământ de ape minerale

naturale necarbogazoase, iar la Nicolina-Iaşi se exploatează ape minerale terapeutice. _____________

27

1.2. P L A T F O R M A S U D-D O B R O G E A N Ă

Cea de a doua unitate eoproterozoică, Paltforma Sud-Dobrogeană este cuprinsă între

falia Palazu la nord şi falia Fierbinţi (transmoesică) la sud şi cuprinde treimea sudică a

Dobrogei cu prelungirea ei la vest de Dunăre până în falia pericarpatică (v.Pl.III).

Deşi acoperită în mare parte de o mantie de loes, Dobrogea de Sud a atras pe geologi

mai ales prin bogăţia de fosile pe care o conţin anumite formaţiuni geologice constituente.

La cunoaşterea geologică a Platformei Sud-Dobrogene şi-au adus contribuţia

Gh.Macovei, M.Chiriac, Gh.Bombiţă, Bica Ionesi, L.Ionesi, Magdalena Iordan, Th.Neagu,

O.Dragastan, V.Costache şi mulţi alţii.


Prin foraje s-a traversat întreaga cuvertură sedimentară a Platformei Sud-Dobrogene,

iar în partea central-nordică s-au atins şi formaţiunile soclului.

1.2.1.1. SOCLUL

Soclul eoproterozoic este cunoscut prin forajele efectuate în zona localităţilor Cocoşu

(Poeni) şi Palazu Mare. Acestea, la adâncimea de 930 m şi respectiv 1760 m au atins

formaţiunile soclului care sunt reprezentate în bază prin gnaise granitice urmate de şisturi

cristaline mezometamorfice. Ultimele includ concentraţia de magnetit de la Palazu Mare.

Determinările radiometrice efectuate pe biotitul din gnaisele granitice de la Cocoşu au indicat

1673 şi 1853 M.a. ceea ce înseamnă că formaţiunile constituente ale soclului au fost

metamorfozate în Eoproterozoicul timpuriu, repectiv în Karelian şi mai înseamnă că acestea

nu au mai suferit remobilizări ulterioare. Atât vârsta cât şi prezenţa concentraţiei de magnetit

constituie motivaţia ca soclul Dobrogei de Sud să fie asemuit formaţiunii de Krivoi Rog, de

asemenea eoproterozică, din Platforma Est-Europeană. Soclul cristalin de la Palazu, cunoscut

şi sub numele de cristalinul de Palazu, coboară spre sud încât nu a mai fost întâlnit prin foraje.

1.2.1.2. CUVERTURA

Formaţiunile cuverturii sedimentare sud-dobrogene aparţin la mai multe cicluri de

sedimentare şi sunt cunoscute prin numeroase foraje executate atât în dreapta, cât şi în stânga

Dunării. Însă, în timp ce la vest de Dunăre, cuvertura este acoperită de depozite mai recente,

28

la est de Dunăre, în Dobrogea de Sud, formaţiunile cuverturii, începând cu cele de vârstă

cretacică, aflorează pe numeroase văi (v.Pl.VI).

C i c l u l V e n d i a n ? - C a r b o n i f e r. Primul ciclu de sedimentare din

Platforma Sud-Dobrogeană debutează printr-o formaţiune care se cunoaşte numai în zona

Palazu Mare-Cocoşu din apropiere de Constanţa. Aceasta este alcătuită din depozite

vulcanogen-sedimentare care au fost denumite de O.Mirăuţă drept formaţiunea (seria) de

Cocoşu; este constituită din depozite preponderent detritice (conglomerate, gresii, argilite)

asociate cu vulcanite andezitice puternic afectate hidrotermal (fig.5). Ca vârstă, formaţiunea

de Cocoşu aparţine Vendian?-Cambrian-Ordovicianului; are dezvoltare locală găsindu-se

numai în zona Palazu Mare-Cocoşu. Spre sud trece la o formaţiune preponderent grezoasă,

argiloasă, slab metamorfozată (sericitizată), alcătuind formaţiunea de Cumpăna. Aceasta a

fost interceptată în forajele din jurul localităţii cu acelaşi nume de la sud de Constanţa şi în

împrejurimile Mangaliei.

29

Fig.5. Coloană stratigrafică în Platforma Sud-Dobrogeană

30

Peste formaţiunea de Cumpăna se dispun depozite calcaro-grezoase asociate cu şisturi

argiloase negre, fosilifere revenind Silurianului. Urmează depozite argiloase-grezoase care

suportă la rândul lor calcare bogat fosilifere aparţinând Devonianului. Ciclul paleozoic se

încheie cu o secvenţă argiloasă în care s-a identificat o asociaţie protisto-palinologică ce

indică apartenenţa acesteia la Carboniferul inferior.

Începând din Carboniferul târziu, Platforma Sud-Dobrogeană a funcţionat ca arie

emersă supusă eroziunii până în Jurasicul inferior inclusiv. În acest interval de timp se înscrie

totuşi un episod cu acumulări de tip continental reprezentate prin gresii şi argile feruginoase,

roşiatice întâlnite în forajul de la Topraisar şi care sunt atribuite Triasicului.

C i c l u l J u r a s i c m e d i u - C r e t a c i c. După exondarea instalată spre

sfârşitul Carboniferului, o transgresiune majoră s-a produs în Jurasicul mediu. Cu excepţia

unui episod calcaros detritic grosier care marchează începutul transgresiunii şi care aparţine

Jurasicului mediu (v.fig.5), în restul intervalului de timp şi cu precădere în Jurasic, condiţiile

de sedimentare au fost favorabile formării unei platforme carbonatice. Spre sfârşitul perioadei

s-a trecut la un regim lagunar când s-au format evaporite (facies purbekian). Asemenea

depozite au fost întâlnite în forajele de la vest de Dunăre şi în cele de pe Valea Carasu şi au

fost deschise şi la zi la Cernavoda cu ocazia săpăturilor la Canalul Dunărea-Marea Neagră.

Depozitele jurasice nu aflorează în Dobrogea de Sud, însă au fost interceptate prin toate

forajele executate în regiune.

Cele mai vechi depozite ale cuverturii care aflorează în Dobrogea de Sud aparţin

Neocomianului şi sunt bine deschise la piciorul podului de la Cernavoda (fig.6). Suita

debutează prin depozite preponderent calcaroase însoţite în bază de evaporite cu argile

policolore. Suita eocretacică se continuă cu calcare organogene masive care amintesc faciesul

urgonian al Barremian-Apţianului deschis pe văile tributare Dunării.

Fig. 6. Secţiune la piciorul podului de la Cernavodă

1. argile colorate şi gipsuri; 2. calcare micritice; 3. calcare noduloase;4. calcare cretoase; 5. calcare compacte; 6. marne şi argile; 7. argile; 8. calcare masive.

31

În Apţianul târziu, apele se retrag spre sud în timp ce în partea nordică se acumulează

depozite continentale.

Neocretacicul a însemnat pentru Platforma Sud-Dobrogeană o etapă în care întreaga

regiune a fost supusă unor mişcări de basculare pe verticală. Asemenea mişcări, în procesul de

sedimentare s-au reflectat prin apariţia unor discontinuităţi care, de regulă, preced fiecare etaj,

încât etajele Neocretacicului corespund unor "microcicluri" de sedimentare.

32

Fiecare din acestea debutează cu un nivel subţire de microconglomerate cu concreţiuni

fosforitice, care sunt urmate de gresii frecvent glauconitice şi calcare. Toate depozitele sunt

foarte fosilifere încât au făcut posibilă realizarea unei stratigrafii foarte detaliate (v.fig.5).

Formaţiunile cretacice aflorează de sub o placă de calcare sarmaţiene, în lungul râurilor care

au reuşit s-o fierăstruiască şi în primul rând pe Valea Carasu (v.Pl.VI).

C i c l u l P a l e o g e n. În Paleogen s-a desfăşoarat un nou ciclu de sedimentare

când s-au acumulat depozite preponderent calcaroase cu numuliţi revenind Eocenului şi

depozite bituminoase de tipul disodilelor aparţinând Oligocenului (v.fig.5). Formaţiunile

acestui ciclu s-au conservat pe suprafeţe limitate în partea sudică a Dobrogei, însă numai

depozitele eocene aflorează, cele oligocene rămânând acoperite.

C i c l u l M i o c e n - P l i o c e n. Ultimul ciclu de sedimentare din Platforma Sud-

Dobrogeană începe în Badenian şi, cu unele discontinuităţi nesemnificative, se încheie în

Pliocen (v.fig.5). Primele depozite ale ultimului ciclu de sedimentare aparţin Badenianului;

sunt preponderent arenitice şi fosilifere. În Dobrogea de Sud, depozitele badeniene apar

sporadic însă la vest de Dunăre au o răspândire continuă, dar se găsesc la adâncime.

Peste depozitele badeniene, după o scurtă întrerupere a procesului de sedimentare,

urmează depozitele sarmaţiene. Acestea sunt reprezentate prin calcare organogene, adesea

lumaşele de mactre care acopăr toate formaţiunile mai vechi şi apar pe văile tributare Dunării

şi pe malul mării, de la Costineşti spre sud (v.Pl.VI). Acest ultim ciclu de sedimentare se

încheie prin depozite arenito-pelitice aparţinând Mio-Pliocenului şi au o mare dezvoltare la

vest de Dunăre, dar sunt acoperite de mantia de loess. În Dobrogea de Sud, depozitele mio-

pliocene aflorează doar pe o fâşie îngustă în lungul Dunării de la localitatea Rasova spre sud

(v.Pl.VI).

C u a t e r n a r u l. Formaţiunile cuaternare sunt reprezentate prin loess şi depozite

loessoide. Acestea acoperă aproape în întregime Dobrogea de Sud şi pe alocuri pot atinge 20

m grosime. În masa acestora se găsesc frecvent lentile de gips cristalizate sub formă de

creastă de cocoş. Ansamblul depozitelor de loess şi loesooide sunt atribuite Pleistocenului

inferior şi mediu.


Platforma Sud-Dobrogeană s-a individualizat spre sfârşitul Neoproterozoicului prin

detaşarea unei porţiuni din Platforma Est-Europeană. În Platforma Sud-Dobrogeană se

distinge un aranjament tectonic vechi care a afectat soclul platformei şi un aranjament tectonic

care afectează cuvertura sedimentară; dar şi acesta din urmă este determinat, în primul rând,

33

de aranjamentul profund caracterizat de existenţa unor falii crustale vechi reactivate în diverse

etape ulterioare formării lor.

Elementele tectonice majore din prima categorie sunt faliile profunde care delimitează

Platforma Sud-Dobrogeană şi anume, falia Palazu şi falia Fiebinţi (v.Pl.III).

Falia Palazu delimitează Platforma Sud-Dobrogeană la nord şi a fost identificată iniţial

prin investigaţii geofizice (Şt.Airinei,1955), şi prin foraje în zona Constanţa-Palazu Mare-

Cocoşu. În lungul acestei falii, soclul eoproterozoic (cristalinul de Palazu) încalecă peste

structurile cadomiene central-dobrogene (fig.7). Primul termen al cuverturii neafectat sensibil

de falie este Jurasicul mediu, de unde se deduce că vârsta faliei Palazu este postcadomiană şi

ante mezojurasică.

Falia Fierbinţi delimitează spre sud Platforma Sud-Dobrogeană traversând domeniul

moesic; de aceea a mai fost denumită de M. Săndulescu şi falia transmoesică. Aceasta are o

vârstă postcadomiană şi s-a format ca urmare a tendinţei de ridicare şi rotire a Platformei Sud-

Dobrogene. De aici şi diferenţa de orientare a structurilor (NV-SE în Platforma Sud-

Dobrogeană şi E-V în Platforma Valahă învecinată). În afară de cele două falii amintite,

soclul eoproterozoic a mai fost afectat de un sistem de falii paralel cu faliile majore, şi un altul

perpendicular pe primul. Acestea au afectat şi cuvertura. În felul acesta, Platforma Sud-

Dobrogeană a fost compartimentată în mai multe blocuri care s-au mişcat diferenţiat pe

verticală dând structuri de tip horst şi de tip graben, mai ales la nivelul soclului (v.fig 7) cu

tendinţa generală de afundare spre sud.

Fig. 7. Secţiune prin zona litorală

1-Gnaise granitice; 2-cristalinul de Palazu; 3-formaţiunea de Cocoşu; 4-formaţiunea de Cumpăna; 5 a), b), c), d) - formaţiunea şisturilor verzi.

6-Malm, 7-Triasic; 8-Devonian; 9-Silurian; 10-Sarmaţian 11-Paleogen, 12-Senonian; 13-Albian-Cenomanian; F.P. – Falia Palazu

34

Cele mai recente falii, sau cele mai recent activate, sunt acelea care delimitează

Platforma Sud-Dobrogeană şi Dobrogea în ansamblu, ca horst. În vestul Dobrogei o asemenea

falie urmăreşte cursul Dunării între Galaţi şi Ostrov. În lungul acesteia compartimentul de la

vest de Dunăre este coborât cu 1000-1500 m; o a doua falie cu aceeaşi semnificaţie se găseşte

undeva la est de Constanţa în domeniul platformei continentale a Mării Negre. Ultima (cea

mai recentă) falie care afectează Platforma Sud-Dobrogeană este aceea prin care se face

contactul cu structurile carpatice, respectiv falia pericarpatică. Aceasta se urmăreşte din zona

de curbură spre sud-vest până în bazinul Dâmboviţei unde întâlneşte falia Fierbinţi. În lungul

faliei pericarpatice structurile sud-dobrogene se afundă sub cele carpatice.


În Platforma Sud-Dobrogeană, dintre resursele minerale existente sunt de menţionat

substanţele utile nematalifere, rocile utile, apele termominerale şi nămolul terapeutic.

În ceea ce priveşte mineralizaţiile de magnetit de la Palazu Mare, după cercetări

detaliate, s-a stabilit că acestea nu por fi clasificate ca resurse datorită condiţiilor tehnico-

economice de exploatare extrem de grele.

R o c i u t i l e. Argilele caolinoase de la Cuza Vodă, Ţibrinu, Mircea Vodă şi

Tortomanu sunt utilizate în industria produselor refractare, ceramică etc.

Argilele comune, cu dezvoltare lenticulară în depozitele loessoide, se utilizează pentru

fabricarea cărămizilor.

Calcarele jurasice şi cretacice se exploatează în carierele Valea Canaraua Fetii-

Băneasa, Deleni, Cernavodă, Medgidia etc; sunt utilizate în industria cimentului, îndustria

siderurgică, cea a materialelor de construcţii etc.

Calcarele dolomitice se exploatează la Ovidiu şi se utilizează în siderurgie,

metalurgie, în industria chimică, precum şi la construcţia de diguri.

Creta se exploatează în zăcământul de la Basarabi (Murfatlar).

Diatomite se întâlnesc în zăcământul de la Adamclisi; sunt utilizate în industria

chimică, industria materialelor de construcţii etc.

Nisipuri se exploatează în carierele de la Ciobăniţa şi Remus Opreanu, pentru industria

materialelor de construcţii.

N ă m o l u r i t e r a p e u t i c e. Cea mai importantă acumulare de acest fel este aceea

din Lacul Techirghiol.

A p e t e r m o m i n e r a l e. Asemenea ape se exploatează pentru proprietăţile

terapeutice, în staţiunile de pe litoral dintre Neptun şi Mangalia.

35

2. UNITĂŢI CADOMIENE

A doua etapă din istoria precambriană a ariei precarpatice, în care s-au conturat şi s-au

individualizat unităţi geostructurale şi care s-au conservat ca atare în limitele teritoriului

României, o reprezintă ciclul cadomian (Neoproterozoic târziu-Eocambrian). Aceste unităţi au

fost generate, fie de evoluţia unei zone de tip rift care a afectat Platforma Est-Europeană

eoproterozoică, cum este cazul Masivului Central-Dobrogean şi a zonelor adiacente afundate,

fie prin remobilizarea unor porţiuni din aria cu soclu eoproterozoic detaşată din Platforma Est-

Europeană (aria moesică), cum este cazul Platformei Valahe (v.Pl.III).

2.1. M A S I V U L C E N T R A L - D O B R O G E A N Ş I Z O N A A D I A C E N TĂ A F U N D A T Ă

Masivul Central-Dobrogean se circumscrie în treimea mijlocie a Dobrogei fiind

delimitat la sud de falia Palazu, iar la nord de falia Peceneaga-Camena (v.Pl.III,VI). Trăsătura

distinctivă a acestei unităţi o constituie natura şi vârsta neoproterozoică a unei bune părţi din

soclu şi faptul că acesta din urmă aflorează pe suprafeţe foarte întinse; de aici caracterul de

"masiv" în sens geostructural (arie în care soclul precambrian cutat aflorează pe suprafeţe

întinse). Structurile cadomiene din Masivvul Central-Dobrogean se continuă şi la vest de

Dunăre în direcţia nord-vest unde sunt afundate, încât aria structurilor cadomiene are o

extindere mult mai mare afundându-se sub structurile carpatice.

Masivul Central-Dobrogean reprezintă numai parte din aria structurilor cadomiene,

însă are avantajul de a fi atras mai mult atenţia, prin faptul că aici soclul apare la zi putând fi

observat şi cercetat direct.

La cunoaşterea acestei unităţi geostructurale şi-au adus contribuţia L.Mrazec, R.Pascu,

St.Airinei, O.Mirăuţă, Aurelia Bărbulescu, Violeta Iliescu şi V.Mutihac, A.Drăgănescu,

D.Jipa, N.Anastasiu şi mulţi alţii.


Spre deosebire de celelalte unităţi precarpatice prezentate până acum, aşa cum s-a

amintit, în Dobrogea centrală soclul apare la zi, în timp ce cuvertura sedimentară acoperă

suprafeţe foarte limitate (v.Pl.VI).

36

2.1.1.1. SOCLUL

În alcătuirea soclului Masivului Central-Dobrogean se deosebesc două formaţiuni bine

distincte şi anume: cristalinul de Altân Tepe şi formaţiunea şisturilor verzi.

C r i s t a l i n u l d e A l t â n T e p e. Acesta este reprezentat prin

mezometamorfite care aflorează pe o zonă îngustă în lungul faliei Peceneaga-Camena; sunt

reprezentate prin micaşisturi, cuarţite şi amfibolite totul fiind afectat de retromorfism.

Măsurătorile radiometrice au indicat valori de 634 şi 711 M.a. Deşi valorile sunt aparente,

pentru că reprezintă remobilizări ulterioare formării acestora, înseamnă totuşi că

metamorfismul în urma căruia a rezultat cristalinul de Altân Tepe a avut loc în timpul unei

orogeneze anterioară Neoproterozoicului, adică în Eoproterozoic; şi mai înseamnă că

metamorfitele de la Altân Tepe sunt similare, dar mai ales sincrone, cu acelea de la Palazu,

dar primele au fost remobilizate.

F o r m a ţ i u n e a ş i s t u r i l o r v e r z i. Aceasta reprezintă un ansamblu de

depozite în grosime de peste 3000 m constituit dintr-o alternanţă ritmică de depozite pelitice

şi psefito-psamitice cu un pronunţat caracter de granoclasare. Depozitele din baza suitei, pe o

anumită grosime, sunt foarte slab metamorfozate. În formaţiunea şisturilor verzi, O.Mirăuţă a

deosebit mai multe complexe sau subformaţiuni (v.fig.8).

37

Fig. 8 Coloană stratigrafică în Dobrogea Centrală

Formaţiunea şisturilor verzi, în ansamblu, prezintă caractere de fliş fiind cel mai vechi

fliş cunoscut în Europa. Din anumite nivele ale şisturilor vezi provine o asociaţie protisto-

palinologică ce conferă acestei formaţiuni vârsta neoproterozoic târzie-eocambriană (v.fig.8).

2.1.1.2. CUVERTURA

Succesiunea mai completă a cuverturii soclului cadomian se cunoaşte la vest de

Dunăre în zona coborâtă unde a fost întâlnită prin foraje. Astfel, la adâncimea de peste 2000

m, la Bordei Verde, peste formaţiunea şisturilor verzi s-au întâlnit depozite pelitice cu

graptoliţi indicând prezenţa Ordovicianului.

38

În Masivul Central-Dobrogean, cuvertura este reprezentată printr-o masă calcaroasă

având în bază o secvenţă pelito-detritică cu Bisitra buchi semnificativă pentru Jurasicul

mediu. Masa calcaroasă este reprezentată prin calcare organogene, adesea silicifiate, foarte

fosilifere, revenind Oxfordianului şi Kimmeridgianului (v.fig.8). Depozitele cuverturii

jurasice se întâlnesc în Valea Casimcea şi în zona Hârşova (v.Pl.VI). La vest de Dunăre

cuvertura jurasică este acoperită de depozite mio-pliocene.


Masivul Central-Dobrogean a rezultat din evoluţia unei arii labile care s-a creat în

Neoproterozoic prin "spargerea" ariei continentale est-europene consolidată în Eoproterozoic

(fig.9). Aceasta a evoluat ca o zonă de rift intraplacă cunoscând procese de lărgire şi de

scurtare a scoarţei.

Fig. 9. Formarea şi evoluţia spaţiului central-dobrogean

A) în Neoproterozoic; B) la sfârşitul ciclului cadomian

Aranjamentul tectonic al Masivului Central-Dobrogean este, în primul rând, rezultatul

orogenezei cadomiene. Aceasta, pe lângă cutarea strânsă a şisturilor verzi, a generat şi o serie

de cute largi, anticlinale şi sinclinale care se succed de la nord spre sud (v.fig.10).

Elementele tectonice majore sunt cele două falii care delimitează Masivul Central-

Dobrogean: falia Peceneaga-Camena la nord şi falia Palazu la sud (v.Pl.VI). Prima

delimitează Masivul Central-Dobrogean de Structogenul Nord-Dobrogean. În lungul acesteia,

structurile cadomiene încalecă structurile hercinic-chimerice nord-dobrogene. Deşi această

falie este foarte veche, ea a fost activată încât prinde sub planul de încălecare şi depozite

neojurasice. Cea de a doua falie (Palazu) separă Masivul Central-Dobrogean de Platforma

39

Sud-Dobrogeană. În lungul ei soclul eoproterozoic sud-dobrogean încalecă structurile

Masivului Central-Dobrogean (v.fig.7). Atât falia Peceneaga-Camena cât şi falia Palazu se

continuă şi la vest de Dunăre având aceiaşi semnificaţie. În ansamblu, sectorul coborât de la

vest de Dunăre este de asemenea compartimentat în blocuri care se afundă spre şi sub

structurile carpatice.

Fig. 10. Secţiune prin Masivul Central-Dobrogean

1-Cuvertura jurasică; 2-soclul Platf. Sud-Dobrogene; 3-şisturi cristaline de Altân Tepe; 4-infragraywacke; 5-graywacke inf; 6-graywacke sup; 7supragraywacke; 8-Paleozoic;

9-Triasic 10- riolite; FPC-falia Peceneaga-Camena; FP-Falia Palazu.

În afară de tectonica preponderent plicativă şi care priveşte mai ales soclul, în Masivul

Central-Dobrogean se mai recunosc deformări caracteristice domeniilor consolidate. Acestea

constau în culminaţii şi afundări axiale cu alură de ondulaţii largi şi care au o dispoziţie oblică

faţă de structurile soclului. Astfel, se întâlnesc structuri de tip sinclinal cu rază mare de

curbură cum este aceea din zona localităţilor Cogealac şi Vulturu, sau structuri de tip

anticlinal cum este aceea din zona localităţilor Beidaud şi Neatârnarea (v.Pl.VI). Dealtfel,

situaţia din Valea Casimcea, unde ondulaţia de depozite jurasice se suprapune oblic peste

structurile cadomiene, este un exemplu clasic de interferenţă a unor structuri de origine şi

vârstă diferite.


M i n e r e u r i. În Dobrogea centrală, rezervele de minereu (pirită cupriferă) de la

Altân Tepe sunt aproape epuizate încât mina urmează să fie închisă.

R o c i u t i l e. Calcarele jurasice se exploatează în carierele de la Hârşova, Topalu şi

de la Piatra de pe Valea Casimcea, precum şi în cele de pe malul lacului Taşaul şi de la Corbu

de Sus, Sitorman şi M.Kogălniceanu. Calcarele sunt utilizate ca piatră de construcţie şi la

fabricarea cimentului.

Şisturile verzi sunt exploatate ca piatră spartă pentru drumuri şi agregate pentru

betoane în carierele Sibioara şi Cheia.

40

2.2. P L A T F O R M A V A L A H Ă

Platforma Valahă este cuprinsă între falia Fierbinţi la nord-est şi Dunăre la sud,

referindu-ne numai la teritoriul României (v.Pl.III, fig.11). Aceasta de fapt se prelungeşte şi la

sud de Dunăre până în faţa Balcanilor.

Fig.11. Harta structurală a spaţiului moesic decopertată la baza Permianului

(din V.Mutihac,1990)

Cunoaşterea destul de detaliată a structurii geologice a Platformei Valahe a fost

posibilă datorită celor peste 5000 foraje care s-au efectuat în această zonă. La interpretarea

datelor furnizate de foraje au contribuit N.Grigoraş, Gr.Răileanu, I.Pătruţ, D.Paraschiv şi şi-au

mai adus aportul D.Beju, R.Muţiu, C.Vinogradov, Magdalena Iordan, Th.Dăneţ şi alţii.


Şi în Platforma Valahă, prin foraje, a fost atins soclul, iar cuvertura, deşi alcătuită din

formaţiuni sedimentare groase, a fost traversată de foraje în întregime.

2.2.1.1. SOCLUL

Soclul Platformei Valahe a fost întâlnit prin câteva foraje în zonele Balş, Dioşti,

Slatina. Aici, la adâncimi în jur de 3000 m forajele au întâlnit şisturi cristaline

41

mezometamorfice reprezentate, în principal, prin amfibolite, frecvent retromorfozate, şi şisturi

cristaline epimetamorfice reprezentate prin şisturi clorito-cuarţitice, cloritoşisturi etc.

Şisturilor cristaline li se asociază corpuri magmatice reprezentate prin granitoide şi gabbrouri.

Deşi vârsta şisturilor cristaline nu a fost stabilită pe cale radiometrică, apartenenţa lor la două

cicluri orogenice ar fi demonstrată de faptul că mezometamorfitele, generate de un ciclu

eoproterozoic, au fost remobilizate şi parţial retromorfozate într-un ciclu orogenic ulterior

(cadomian) care a generat şisturile cristaline epimetamorfice. Această situaţie arată că soclul

şi respectiv aria de la sud-vest de falia Fierbinţi s-a consolidat spre sfârşitul

Neoproterozoicului, înainte de Cambrianul mediu.

2.2.1.2. CUVERTURA

În evoluţia ulterioară consolidării, soclul valah a fost fragmentat în blocuri care s-au

mişcat diferenţiat pe verticală determinând zone de ridicare şi zone depresionare (fig.11bis).

Aceste deformări au determinat, pe de o parte, transgresiuni şi regresiuni care se reflectă în

existenţa mai multor cicluri de sedimentare, iar pe de altă parte, au dus la largi variaţii a

grosimii depozitelor cuverturii.

Fig.11 bis. Imaginea structurală a părţii central-vestice din Platforma Valahă pe date seismice

(după J.Matreşu, 2003)

42

În Platforma Valahă, sedimentarul cuverturii acoperă intervalul Cambrian mediu-

Pleistocen şi aparţine la mai multe cicluri de sedimentare care corespund următoarelor

intervale de timp: Cambrian mediu-Carbonifer, Permian terminal-Triasic, Jurasic mediu-

Cretacic, Badenian-Pleistocen (v.fig.12).

Fig. 12. Coloană stratigrafică în Platforma Valahă

C i c l u l C a m b r i a n m e d i u - C a r b o n i f e r. Acesta include o formaţiune

detrito-pelitică inferioară cu Paradoxides paradoxissimus şi graptoliţi semnificativi pentru

Cambrianul mediu, urmată de depozite variate asociate pe alocuri cu anhidrite. Primul ciclu

de sedimentare se încheie printr-o formaţiune detritică superioară cu tufite şi cu conodonte

care indică vârsta namurian-westphaliană (v.fig.12).

43

C i c l u l P e r m i a n t e r m i n a l - T r i a s i c. Revin acestui ciclu depozitele

care s-au acumulat după faza de exondare din Neocarbonifer-Permian şi corespund unei etape

în care Platforma Valahă a evoluat ca arie cu o subsidenţă foarte activă. Procesului de

sedimentare i s-a adăugat o activitate vulcanică bimodală care a generat curgeri de lavă

riolitice, bazalte, tufite etc. Acumularea a durat până la sfârşitul Triasicului. Evoluţia zonei de

acumulare, care se profila ca o zonă de graben-rift, nu a atins stadiul de zonă labilă, ci a

continuat să evolueze ca arie consolidată. În aceste condiţii, procesul de sedimentare, care a

început spre sfârşitul Permianului, a continuat în aceleaşi condiţii şi în Triasic dezvoltându-se

faciesuri specifice Triasicului de tip germanic. În suita acestora se disting trei formaţiuni care

se succed în timp, şi anume: o formaţiune roşie inferioară, o formaţiune carbonatică-

evaporitică mediană şi o formaţiune detritică roşie superioară. Acestea corespund celor trei

subdiviziuni ale Triasicului germanic (v.fig.12). Grosimea depozitelor ciclului Permian

terminal-Triasic poate atinge câteva mii de metri cea mai mare întâlnindu-se în Depresiunea

Roşiori-Alexandria.

C i c l u l J u r a s i c m e d i u - C r e t a c i c. Acesta începe poate chiar din

Liasicul terminal şi durează până la sfârşitul Cretacicului prelungindu-se pe alocuri şi în

Paleogenul timpuriu. Suita sedimentară debutează printrr-o formaţiune preponderent detritică

cu gipsuri, iar în continuare se dezvoltă exclusiv depozite carbonatice. Acestea sunt foarte

fosilifere încât au fost identificate toate etajele Jurasicului mediu-superior şi ale Cretacicului.

Începând cu Barremianul a avut loc o restrângere a apelor spre partea centrală a spaţiului

valah, timp în care zonele marginale au devenit emerse. Retragerea apelor începută în

Barremian a atins cotele maxime în Apţian, după care au acoperit din nou tot spaţiul valah şi

au durat până la sfârşitul perioadei, timp în care s-au acumulat depozite arenito-pelitice şi

carbonatice cretoase (v.fig.12).

Paroxismul laramic manifestat în ariile labile învecinate domeniului valah s-a făcut

simţit şi în acesta din urmă printr-o ridicare generală. Totuşi, zone relativ limitate au rămas

acoperite de ape şi în timpul Paleocen-Eocenulu. Dovada o constituie unele depozite

marnoase şi calcarele cu numuliţi şi microforaminifere din zona dunăreană. În continuare, în

Oligocen şi în primele epoci ale Miocenului, Platforma Valahă a evoluat ca arie de denudaţie.

C i c l u l B a d e n i a n - P l e i s t o c e n. Acesta marchează o nouă transgresiune

majoră care a început spre sfârşitul Miocenului mediu, în Badenianul târziu (Kossovian).

Apele au atins expansiunea maximă în Sarmaţian. Succesiunea formaţiunilor celui de al

patrulea ciclu de sedimentare (v.fig.12) începe printr-un complex de depozite preponderent

detritice grosiere în bază, cărora li se adaugă, pe alocuri, gipsuri. Depozitele sunt foarte

fosilifere indicând o vârstă badeniană. Suita sedimentară se continuă printr-o alternanţă de

44

marno-argile cu nisipuri şi gresii calcaroase, iar în zonele de margine s-au format faciesuri

recifale cu serpulide. La acestea se mai adaugă calcare lumaşelice şi calcare oolitice

asemănătoare acelora din Platforma Moldovenească. Depozite de asemenea factură se

întâlnesc în toată Platforma Valahă excepţie făcând zona dunăreană de la Turnu Măgurele

spre est. În Meoţian, o bună parte din Platforma Valahă a continuat să funcţioneze ca bazin de

acumulare în care s-au depus nisipuri şi argile urmate de depozite preponderent pelitice

aparţinând Ponţianului. Formaţiunea marnoasă este urmată de depozite preponderent detritice

cu Unio rumanus revenind Dacianului. Suita pliocenă se încheie cu depozite marnoase-

argiloase cu Unio lenticularis revenind Romanianului. Suita ultimului ciclu de sedimentare se

încheie prin acumulări cuaternare care debutează cu depozite fluvio-lacustre cu resturi de

mamifere. Acestea sunt cunoscute sub numele de strate sau formaţiunea de Cândeşti şi

aparţine Romanianului superior şi Pleistocenilui inferior. Peste stratele de Cândeşti urmează

stratele de Frăteşti constituite din depozite aluvionare cu resturi de mamifere. Cu timpul lacul

pleistocen s-a restrâns şi în final s-a colmatat evoluând spre starea actuală.

2.2.2. E VO L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă

Platforma Valahă a fost generată şi s-a individualizat prin remobilizarea jumătăţii sud-

vestice a compartimentului detaşat din Platforma Est-Europeană în Neoproterozoic. Prin

aceasta, Platforma Valahă, deşi unitate cadomiană, se deosebeşte esenţial de cealaltă unitate

cadomiană (Masivul Central-Dobrogean) care a rezultat în urma evoluţiei unei zone labile de

tip rift.

Platforma Valahă prezintă o tectonică rupturală tipică ariilor cratonizate. Principala

falie este aceea care o delimitează de Platforma Sud-Dobrogeană, falia Fierbinţi. Aceasta este

o falie crustală de vârstă cadomiană dar care a fost reactivată în mai multe etape ulterioare.

Soclul Platformei Valahe a mai fost afectat de un sistem de falii orientat est-vest şi de

un altul orientat aproximativ nord-sud (v.fig. 11,11bis). Acestea au fost falii funcţionale până

în Terţiar, încât blocurile rezultate în urma compartimentării soclului s-au mişcat pe verticală

dând zone de ridicare şi zone depresionare. Astfel, de la vest spre est, s-au recunoscut:

ridicarea Strehaia, iar mai spre est ridicarea Iancu-Jianu-Făureşti, separate prin zona

depresionară Golumbu. Urmează depresiunea Craiovei delimitată spre est de ridicarea Balş-

Strejeşti, iar între aceasta din urmă şi ridicarea Balş-Oporelu se găseşte depresiunea Slatinei.

În centrul Platformei Valahe se conturează depresiunea Roşiori-Alexandria care este structura

majoră a Platformei Valahe. Aceasta este delimitată spre sud-est de ridicarea nord-bulgară,

spre nord de pragul Ciureşti, iar la nord de acesta este depresiunea Negreni delimitată spre est

de ridicarea Optaş (v.fig.13).

45

Fig. 13. Secţiune geologică sintetică N-S prin Platforma Valahă (din V.Mutihac, 1990)

1-Roci vulcanice; 2-Miocen (N1) 3-Sarmato-Pliocen (N2); 4- Jurasic şi Cretacic (J+K); 5-Permian terminal-Triasic (PT); 6- Carbonifer (C); 7-Devonian (D); 8-Silurian (S);

9-soclu proterozoic (Ptz)

Cea mai recentă falie este falia pericarpatică ce se poate urmări din Valea Dâmboviţei

până la Drobeta-Turnu Severin. Aceasta este acoperită de depozitele sarmato-pliocene însă a

fost interceptată prin foraje.

Ca o trăsătură specifică a Platformei Valahe, în comparaţie cu Platforma

Moldovenească de pildă, prima este mult mai fragmentată, de unde caracterul de platformă

instabilă care i se conferă.


H i d r o c a r b u r i. Platforma Valahă constituie cea de a doua unitate structurală de

pe teritoriul României, atât în ceea ce priveşte volumul rezervelor, cât şi producţia de petrol a

ţării noastre. Dintre numeroasele structuri productive sunt de menţionat: Ciurăşti, Oporelu,

Iancu Jianu, Melineşti, Brădeşti şi Bibeşti, localizate în depozitele triasice. La Bibeşti-

Bulbuceni acumulările sunt în depozite detritice devoniene. Acumulări se mai întâlnesc în

depozitele detritice mezotriasice de la Sâmnic, Ghereşti, Malu Mare, Oporelu, Spineni, Incu

Jianu etc. şi în calcarele eocretacice de la Corbii Mari-Petreşti, Ciurăşti etc. din partea centrală

a platformei. Tot în partea centrală sunt productive depozitele detritice miocene şi cele

pliocene în care sunt localizate numeroase zăcăminte.

R o c i u t i l e. Nisipurile şi pietrişurile din albiile râurilor Ialomiţa, Argeş, Olt, Jiu şi

ale afluenţilor acestora, se exploatează pe scară largă asigurând necesarul de materiale de

construcţie pentru numeroasele oraşe din sudul ţării printre care şi capitala.

Argile comune se exploatează în numeroase cariere. ___________

46

3. UNITĂŢI HERCINIC - CHIMERICE

Odată cu încheierea ciclului cadomian, care a însemnat cratonizarea ariei dintre cele

două domenii eoproterozoice (est-european şi moesic), s-a refăcut de fapt domeniul consolidat

precarpatic, dar care, în noua situaţie, includea şi aria structurilor cadomiene (v.fig.9).

Începând chiar din Paleozoicul timpuriu, aria consolidată, întregită cu spaţiul

cadomian, a fost din nou parţial remobilizată şi deformată încât, o zonă din vecinătatea

contactului dintre domeniul cadomian central-dobrogean şi soclul eoproterozoic est-european

a devenit arie labilă (v.Pl.VIIA). Din evoluţia acesteia a rezultat Structogenul Nord-

Dobrogean.

3.1. S T R U C T O G E N U L N O R D - D O B R O G E A N

Structogenul Nord-Dobrogean este circumscris în treimea nordică a Dobrogei fiind

delimitat la zi de falia Peceneaga-Camena la sud şi de o falie care urmăreşte aproximativ

cursul Dunării falia Galaţi - Sf. Gheorghe (v.Pl.VIII), la nord. Însă structurile nord-dobrogene

se întind şi la nord de această falie, zonă ce reprezintă un compartiment afundat care se

întinde până la falia Trotuşului unde ia contact cu soclul eoproterozoic est-european.

Structurile nord-dobrogene se continuă şi la vest de Dunăre alcătuind ceea ce s-a numit

promontoriul nord-dobrogean (v.fig.14) şi mai departe spre nord-vest unde se afundă sub

structurile carpatice (v.Pl.III).

47

Fig. 14. Schiţa structurală a promontoriului Nord-Dobrogean

Dobrogea de Nord a atras atenţia cercetătorilor geologi încă de timpuriu, prin

variabilitatea petrografică a constituenţilor din alcătuirea subsolului. Primii geologi de seamă

în a căror preocupare a intrat această zonă ca Gh.Munteanu-Murgoci, D.Rotman,

I.Simionescu, D.Giuşcă, M.Savul au pus bazele cunoaşterii geologice a Dobrogei de Nord. Au

urmat V.Mutihac, O.Mirăuţă, Elena Mirăuţă, E.Grădinaru, Antoneta Seghedi şi alţii care, prin

lucrări de detaliu au întregit imaginea geologică a Dobrogei de Nord.

48

3.1.1. S T R U C T U R A G E O L O G I C Ă

Spaţiul nord-dobrogean a avut o evoluţie geologică foarte variată şi complexă, atât în

timp cât şi în spaţiu, în sensul că, în anumite intervale de timp, întreaga arie avea o evoluţie

unitară, de pildă în Paleozoicul timpuriu; în alte perioade, diversele zone din aria nord-

dobrogeană aveau comportamente diferite: unele evoluau ca arii rigide, în timp ce altele se

comportau ca arii instabile şi chiar labile. Drept urmare, aranjamentul arhitectonic definitoriu

este heterocron. Cert este că spaţiul nord-dobrogean şi-a păstrat parţial starea de arie labilă,

sau cel puţin instabilă, până în ciclul alpin. De aici justificarea şi necesitatea încadrării ariei

nord-dobrogene, din punct de vedere tectogenetic, în rândul unităţilor hercinic-chimerice, în

sensul că, în Structogenul Nord-Dobrogean se întâlnesc unităţi hercinice şi unităţi chimerice;

deşi H.Stille (1951) o încadra în ariile chimerice, iar autorii hărţii tectonice a României,

I.Dumitrescu, M.Săndulescu et al. continuă să o considere în rândul unităţilor alpine. Din cele

arătate şi din ceea ce se va prezenta mai departe, reiese că încadrarea acesteia ca arie hercinic-

chimerică pare mai judicioasă şi reflectă mai fidel realitatea.

O altă trăsătură specifică Dobrogei de Nord constă în faptul că ultimele structuri, adică

ultimele aranjamente tectonice (chimerice) s-au desăvârşit înaintea apariţiei primelor structuri

carpatice (austrice). Pentru a scoate în evidenţă acest fapt, sau mai bine zis, pentru a nu se

pune semnul egal între Orogenul carpatic (structuri cutate încă labile) şi "Orogenul" nord-

dobrogean (în curs de cratonizare sau chiar cratonizat), este de preferat termenul de

Structogenul Nord-Dobrogean ca stare intermediară între orogen şi cratogen.

Ca urmare a evoluţiei foarte variate şi complexe a Dobrogei de Nord, în cuprinsul

acesteia se disting mai multe unităţi structurale bine individualizate şi anume: Unitatea Măcin,

Unitatea Niculiţel şi Unitatea Tulcea, la care s-ar mai putea adăuga zona Cârjelari-Camena

(v.Pl.VII, VIII).

3.1.1.1. UNITATEA MĂCIN

Situată în partea de nord-vest a Dobrogei, Unitatea Măcin este delimitată la vest de

Dunăre, iar la est de o falie care pleacă din Dealul Consul spre nord-vest cunoscută sub

numele de falia Luncaviţa-Consul evidenţiată de M.Savul (1935). Astfel delimitată, Unitatea

Măcin este descoperită spre sud până în zona localităţii Mircea Vodă; mai departe este

acoperită în mare parte de cuvertura neocretacică din zona Babadag (v.Pl.VIII).

49

a. Stratigrafie şi litofaciesuri

În alcătuirea geologică a Unităţii Măcin, din punct de vedere stratigrafic, petrofacial şi

petrogenetic, se disting două categorii de elemente constituente care diferă între ele atât ca

vârstă şi origine, cât şi ca semnificaţie structo- şi tectogenetică. Astfel, se întâlnesc elemente

de soclu (eoproterozoice), deci anterioare apariţiei ariei labile Măcin. Cea de a doua categorie

include elemente proprii zonei labile Măcin rezultate în urma evoluţiei acesteia şi care aparţin

exclusiv Paleozoicului (v.fig.15).

E l e m e n t e d e s o c l u. Elementele de soclu sunt foarte vechi fiind reprezentate

prin mezometamorfite. Acestea apar ca insule ce se eşalonează pe două aliniamente. Unul

circumscrie promontoriul Orliga şi Dealul Sărărie la nord de oraşul Măcin, iar

mezometamorfitele în cauză au fost descrise drept cristalinul de Orliga. Cel de al doilea

aliniament se găseşte mai spre centrul Munţilor Măcin, formând Culmea Megina care se

prelungeşte spre sud până la localitatea Mircea Vodă. Cristalinul de aici este descris drept

cristalinul de Megina.

C r i s t a l i n u l d e O r l i g a descris ca atare de D.Giuşcă, include polimetamorfite

rezultate din transformarea unui material predominant terigen, în condiţiile faciesului

amfibolitelor, subfaciesul staurolit-almandin; este reprezentat prin micaşisturi cu granat,

gnaise amfibolice, amfibolite adesea rubanate şi paragnaise biotitice cu disten. Totul este

străbătut de pegmatite.

C r i s t a l i n u l d e M e g i n a provine din metamorfozarea, în condiţiile faciesului

amfibolitelor, a unui material preponderent magmatogen bazic şi subordonat material terigen;

este reprezentat prin amfibolite, şisturi cuarţo-feldspatice, micaşisturi cu granat şi gnaise cu

biotit. În baza cristalinului de Megina sunt gnaise granitice.

Analizele de vârstă pe cale izotopică au indicat, pentru cristalinul de Orliga valori între

390 şi 400 M.a, iar pentru cristalinul de Megina valori între 250 şi 420 M.a. Fără îndoială că

aceste valori indică remobilizări în ciclurile ulterioare aceluia care le-a generat. Cele mai

scăzute valori (250 M.a.) arată că mezometamorfitele din Unitatea Măcin nu au suferit

influenţa mişcărilor alpine.

Luând în consideraţie petrofaciesul, gradul de metamorfism, precum şi contextul

geostructural regional, V.Ianovici, D.Giuşcă et al. (1961) au considerat că mezometamorfitele

din Unitatea Măcin sunt similare şi sincrone cu cristalinul de Altân Tepe şi cu cristalinul de

Palazu reprezentând soclul eoproterozoic. Mezometamorfitele din Unitatea Măcin, ca de altfel

şi acelea din Masivul Central-Dobrogean, sunt interpretate de V.Mutihac (1990), ca

reprezentând elemente relicte ale soclului eoproterozoic est-european remobilizat în ariile

labile posteoproterozoice.

50

F o r m a ţ i u n i l e p a l e o z o i c e. Formaţiunile proprii Unităţii Măcin sunt

reprezentate prin epimetamorfite, prin formaţiuni sedimentare şi prin formaţiuni magmatice.

Ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e e p i m e t a m o r f i c e sunt cele mai vechi formaţiuni

ale Unităţii Măcin propriu-zise. Acestea reprezintă acumulări realizate în condiţii de

instabilitate a bazinului de sedimentare care au suferit un metamorfism regional în condiţiile

faciesului şisturilor verzi, astfel încât, în structura actuală, se prezintă ca epimetamorfite.

Metamorfismul regional s-a produs în Paleozoicul presilurian probabil în faza taconică.

Acestea aflorează pe două aliniamente: unul estic formând culmile Coşlugea şi Boclugea de

unde se prelungesc pe versantul estic al Munţilor Măcin până în promontoriul Bugeac din faţa

oraşului Galaţi; cel de al doilea aliniament formează culmile Priopcea şi Piatra Cernei

(v.Pl.VIII).

În culmile Boclugea şi Coşlugea, epimetamorfitele au o largă dezvoltare şi sunt

reprezentate prin şisturi cuarţito-sericitice în alternanţă cu şisturi verzi, urmate de un complex

filito-cuarţitic. Întreaga suită epimetamorfică a fost descrisă drept cristalinul de Boclugea.

În zona Priopcea-Piatra Cernei epimetamorfitele au aceeaşi alcătuire cuarţito-filitică,

iar suita se încheie cu o secvenţă de cuarţite masive cu intercalaţii subordonate de şisturi

satinate care formează Culmea Priopcea.

I n v e l i ş u l s e d i m e n t a r. Sedimentarul Munţilor Măcin aparţine Silurianului,

Devonianului şi Carboniferului (v.fig.15).

Silurianul. Depozitele siluriene se întâlnesc pe aliniamentul Priopcea-Piatra Cernei

fiind bine deschise pe versantul vestic al Culmii Priopcea; se dispun peste complexul

cuarţitelor masive al epimetamorfitelor caledoniene. În succesiunea depozitelor siluriene se

disting două formaţiuni carbonatice (inferioară şi superioară) separate printr-o formaţiune

filito-argiloasă. Din aceasta din urmă provin exemplare de Cyathophyllum sp., Rastrites sp. şi

Fenestella sp. semnificative pentru Silurian.

Devonianul. Depozitele devoniene urmează în continuitate de sedimentare peste

depozitele siluriene formând dealurile Bujoare de la vest de Culmea Priopcea; sunt

reprezentate printr-o suită, adesea pararitmică, de calcare dolomitice, gresii cuarţoase, argilite

şi silicolite fosilifere şi care atestă vârsta devoniană (v.fig.15). De remarcat şi de reţinut este

faptul că în jumătatea estică a Munţilor Măcin în cuta-solz Boclugea-Bugeac, nu se întâlnesc

depozite siluriene şi devoniene.

Carboniferul. Acesta include depozitele care s-au acumulat după faza de exondare

din Devonianul târziu. În cuprinsul acestora se disting: o formaţiune inferioară

conglomeratică în care sunt remaniate granite de tip Hamciarca prinse într-o masă argiloasă,

satinată, adesea de culoare roşiatică, o formaţiune grezoasă-graywackică, de asemenea, de

51

culoare roşiatică, şi o formaţiune superioară vulcanogen-sedimentară în care materialului

terigen i se adaugă material piroclastic reprezentat prin tufite, ignimbrite, curgeri de lavă şi

filoane bazaltice (v.fig.15). Ansamblul acestor depozite a fost descris de L.Mrazec şi R.Pascu

(1912) sub numele de “Strate de Carapelit”.

52

Depozitele atribuite Carboniferului au o grosime de 1500-2000 m şi ocupă zona axială

a unei structuri sinclinale din centrul Munţilor Măcin; mai sunt asimilate acestora unele

depozite care aflorează sporadic pe un aliniament mai vestic şi în insula Blasova, deşi acestea

ar putea fi mai tinere. Vârsta carboniferă a depozitelor descrise rămâne încă incertă. Pe de o

parte, depozitele din baza suitei sunt afectate de granitul de Greci a cărui vârstă a fost stabilită

la 306-320 M.a. ceea ce indică sfârşitul Eocarboniferului şi că depozitele în cauză ar reveni

Carboniferului inferior. Pe de altă parte, nivelele superioare ale acestora sunt constituite din

acumulări vulcanogen-sedimentare cu ignimbrite şi curgeri de lavă riolitică ceea ce înseamnă

că ele sunt sincrone cu vulcanismul riolitic hercinic desfăşurat în Carboniferul terminal-

Permian. Concluzia firească ar fi că aşa numitele strate de Carapelit, în ansamblu, ar fi mai

comprehensive revenind Permo-Carboniferului.

F o r m a ţ i u n i m a g m a t i c e. În evoluţia ariei labile Măcin a avut loc o

activitate magmatică plutonică şi alta efuzivă. Acestea s-au manifestat în două etape; una

prehercinică legată de ciclul caledonian şi alta legată de ciclul hercinic.

M a g m a t i t e l e p r e h e r n i c e. Acestea sunt reprezentate prin corpuri plutonice

care străbat şi metamorfozează la contact cristalinul de Boclugea. Corpurile granitice sunt

reprezentate prin granite roşii cu structură microcristalină, cu mult feldspat potasic. În rândul

lor intră masivul granitic care străbate şi metamorfozează la contact epimetamorfitele din

Culmea Boclugea, corpul granitic de la Hamcearca şi corpul granitic Pietrosu. Nu se cunosc

situaţii în care granitele de acest tip să vină în contact cu formaţiunile sedimentare paleozoice

(Silurian şi Devonian); în schimb, granitele de Hamcearca sunt remaniate în stratele de

Carapelit. Aceasta înseamnă că granitele de tip Hamcearca sunt prehercinice şi

postcaledoniene timpurii; probabil aparţin ciclului caledonian târziu reprezentând

magmatismul tardicinematic.

M a g m a t i t e l e h e r c i n i c e. Sunt reprezentate prin importante corpuri granitice

care străbat depozitele carbonifere pe care le metamorfozează la contact; se disting două tipuri

de granite hercinice: granite calcoalcaline şi granite alcaline.

G r a n i t e l e c a l c o a l c a l i n e formează două corpuri; masivul de la Greci şi

masivul Pricopan.

Masivul de la Greci este cel mai mare corp plutonic din Unitatea Măcin (15/3 km).

Acesta include o mare varietate de tipuri petrografice începând de la diorite cu nuclee de

gabbrouri până la tonalite şi leucogranite. Analizele de vârstă pe cale radiometrică au indicat

valori de 320 şi 306 M.a; ceea ce înseamnă că plutonul de la Greci a fost pus în loc spre

sfârşitul Eocarboniferului.

53

Masivul Pricopan este un corp omogen de granite cu biotit, larg granular, de culoare

alb-cenuşie sau roz; textura cataclastică (milonitizare intensă) este apreciată ca fiind rezultat

al deformării chimerice. Granitul de Pricopan este intrus în granitul de Greci, iar vârsta de 264

M.a. arată că punerea în loc a granitului de Pricopan este hercinică târzie.

Pentru granitele hercinice, în general, s-au mai obţinut valori izotopice între 245 şi 193

M.a. ceea ce arată că punerea lor în loc a durat până în Permian.

G r a n i t e l e a l c a l i n e apar pe un aliniament mai vestic şi includ masivele

Iacobdeal şi Piatra Roşie de la Turcoaia şi masivul Sacar Bair de la Cârjelari. Granitele

alcaline sunt reprezentate prin granite cu riebekit, granite cu egirin, sienite cuarţifere, granite

micropegmatitice şi granite aplitice. Rocile au o textură masivă. Vârsta obţinută pe cale

radiometrică pentru granitele alcaline este de 290 M.a. ceea ce indică Neocarboniferul.

V u l c a n i t e l e h e r c i n i c e. Magmatismul hercinic s-a manifestat şi printr-o

activitate vulcanică de pe urma căreea au fost puse în loc importante mase de material riolitic

şi care s-a desfăşurat spre sfârşitul ciclului hercinic. Vulcanitele apar, fie interstratificate în

formaţiunea vulcanogen-sedimentară de la partea superioară a stratelor de Carapelit, fie sub

formă de curgeri de lavă sau corpuri vulcanice. În primul caz, materialul piroclastic este

reprezentat în principal prin ignimbrite care pot forma corpuri masive cu aspect lenticular.

Acestora li se asociază diferite tipuri de tufuri ( de cădere, de val, tufuri cu lapilli etc.). În cea

de a doua categorie intră apariţiile de riolite de pe aliniamentul Cârjelari-Turcoaia care

însoţesc masivele de granite alcaline. Pe acest aliniament apar faciesuri subvulcanice, roşii, cu

structuri primare de curgere, reprezentate printr-o masă fundamentală sticloasă cu fenocristale

de feldspat potasic şi cuarţ (la Sacar Bair), sau printr-o masă microcristalină sau granofirică

(la Cârjelari şi Turcoaia).

Formaţiunile constituente ale Unităţii Măcin sunt străbătute şi de vulcanite bimodale.

Acestea sunt reprezentate prin dyke-uri riolitice sau bazaltice, însă ele ţin de ciclul alpin

prehercinic care s-a desfăşurat în zonele învecinate dinspre est şi în principal în Unitatea

Niculiţel care, în ciclul alpin a funcţionat ca arie labilă.

55

b.Evoluţie şi tectogeneză

Din analiza litofacială şi cronostratigrafică a formaţiunilor constituente ale Unităţii

Măcin se deduce că structura acesteia este rezultatul unor prefaceri pe care le-a suferit

începând din Paleozoicul timpuriu şi până la sfârşitul acestei ere.

În Paleozoicul timpuriu (antesilurian), zona Măcin evolua în cadrul unei arii labile mai

largi care fucţiona ca bazin de sedimentare (v.Pl.VIIA). În aceste codiţii s-au acumulat

depozite preponderent detritice cu caractere turbiditice. Întreg nsamblu sedimentar a suferit

efectele unui metamorfism regional slab, în condiţiile faciesului şisturilor verzi, care a avut

loc cel mai probabil în faza taconică.

Începând cu Silurianul (v.Pl.VIIB), aria Unităţii Măcin, cel puţin parţial, a redevenit

bazin de sedimentare cu un substrat labil. În aceste condiţii s-au acumulat depozite

carbonatice şi detritice frecvent cu caracter turbiditic. Procesul de sedimentare a cunoscut o

întrerupere spre sfârşitul Devonianului şi începutul Carboniferului când au avul loc mişcările

bretone. Aceste mişcări au determinat un metamorfism de tip incipient asupra formaţiunilor

sedimentare.

Mişcările bretone au avut urmări şi din punct de vedere morfostructural. Astfel, după

desăvârşirea mişcărilor bretone, numai aria Măcin a redevenit bazin de acumulare cu substrat

instabil, în care s-au acumulat depozite foarte groase, respectiv depozitele permo-carbonifere.

Restul ariei nord-dobrogene a evoluat ca uscat cu un pronunţat caracter de stabilitate tectonică

(v.Pl.VII C). Cert este că, în această arie, nu se întâlnesc depozite carbonifere şi nici nu sunt

indicii că s-ar fi depus şi că ar fi fost erodate. Aşadar, se poate aprecia că, încă din ciclul

hercinic timpuriu, în aria nord-dobrogeană a început să se delimiteze zone cu evoluţii

distincte.

Mişcările sudete, pentru Unitatea Măcin, reprezintă tectogeneza definitorie Aceste

mişcări au determinat cutarea intensă a zonei care a dus la stabilirea unui aranjament tectonic

de tip cute-solzi. Deşi O. Mirăuţă a sugerat, iar M.Săndulescu susţine structura în pânze de

şariaj a ariei nord-dobrogene, aceasta nu se confirmă şi nici nu se justifică. Două sunt

structurile majore ale Unităţii Măcin: structura Megina şi structura Boclugea-Bugeac (v. Pl.

VII D,E, Pl.VIII).

Structura Megina este o cută-solz în a cărei zonă axial-anticlinală apar gnaisele

granitice eoproterozoice şi cristalinul de Megina, iar în zona axial-sinclinală se gâsesc

depozite permo-carbonifere şi granitele alcaline dela Iacobdeal-Turcoaia. Flancul estic al

anticlinalului Megina este afectat de falia Megina. În lungul acesteia, formaţiunile

constituente ale structurii Megina, începând cu gnaisele granitice încalecă peste formaţiunile

permo-carbonifere din structura Boclugea-Bugeac de la est. Falia Megina se urmăreşte până

56

în promontoriul Orliga. În structura Megina se mai întâlnesc epimetamorfite caledoniene şi

depozite sedimentare siluriene, devoniene şi carbonifere.

Structura Boclugea-Bugeac se situează la est de Megina şi are în zona axial-anticlinală

epimetamorfitele caledoniene respectiv cristalinul de Boclugea. În zona axial-sinclinală se

găsesc stratele de Carapelit; lipsesc depozitele siluriene şi devoniene. Flancul estic al

anticlinalului Boclugea-Bugeac este faliat. În afară de cutele majore menţionate, se mai

întâlnesc o serie de solzi de mai mică amploare şi o serie de falii (v.Pl.VIII) cum ar fi falia

Taiţei în lungul căreea curge râul cu acelaşi nume însă aceasta este complet acoperită de

depozite cuaternare.

Cu tectogeneza sudetă se desăvârşeşte aranjamentul arhitectural al Unităţii Măcin.

Mişcările chimerice nu au mai afectat-o sensibil. Influenţa acestora a constat doar în

reactivarea contactului estic al unităţii, contact care va deveni falia Luncaviţa-Consul

(v.Pl.VIIE). Pe un sistem de fracturi, rezultat în urma influenţei stressului chimeric, în

Unitatea Măcin au ajuns şi lavele vulcanice bimodale din zona Niculiţel care a apărut ca arie

de rift în ciclul alpin.

Mai trebuie adăugat că, structurile hercinice din Munţii Măcin se prelungesc spre

nord-vest peste Dunăre alcătuind promontoriul nord-dobrogean (v.fig.14) şi mai departe spre

nord-vest se prelungesc şi sub structurile carpatice (v.Pl.III). Acest sector vest-dunărean a

suferit o afundare puternică după o falie ce urmăreşte cursul Dunării pe direcţia nord-sud. În

felul acesta, s-a lărgit aria depresionară a marginii Platformei Moldoveneşti din zona

Bârladului, adăugându-i-se un sector cu soclu hercinic cu care, în continuare, va avea o

evoluţie comună. Formaţiunile cele mai vechi ale cuverturii soclului hercinic, aparţin

Badenianului mediu. În continuare depresiunea a evoluat ca bazin de sedimentare în care s-au

acumulat depozite sarmato-pliocene şi cuaternare similare acelora din Platforma

Moldovenească.

58

3.1.1.2. UNITATEA NICULIŢEL

Unitatea Niculiţel se delimitează între falia Luncaviţa-Consul şi o falie mai estică ce se

urmăreşte pe direcţia localităţilor Isaccea-Poşta-Trestinic. Această unitate a rezultat în urma

evoluţiei unei zone de tip rift intracontinental (v.Pl.VII D şi VIII).


La alcătuirea Unităţii Niculiţel participă vulcanite bazice constituind formaţiunea de

Sarica-Niculiţel, acumulări mixte vulcanogen-sedimentare reprezentate prin formaţiunea de

Consul şi formaţiunea de Poşta-Trestinic şi o formaţiune flişoidă denumită formaţiunea de

Alba (v.fig.15).

F o r m a ţ i u n e a d e S a r i c a - N i c u l i ţ e l. Aceasta este reprezentată prin

curgeri de bazalte şi corpuri de gabbrouri. Bazaltele apar frecvent în facies de pilow-lava sub

forma unui val puternic ce formează în întregime platoul Niculiţel şi dealurile Sarica. La

anumite nivele în masa bazaltică apar calcare stratificate cu intercalaţii subţiri de argile.

Calcarele au dezvoltare lenticulară, iar pe verticală cresc în frecvenţă formaţiunea în ansamblu

căpătând un aspect caracteristic în platoul Niculiţel şi mai ales în dealurile Sarica (v.fig.15).

F o r m a ţ i u n e a d e C o n s u l. Este reprezentată printr-o alternanţă de turbidite şi

calcare pelagice, cu curgeri de riolite. Asemenea depozite se întâlnesc pe un aliniament vestic

între dealul Consul şi Luncaviţa. Dezvoltarea tipică o au în dealul Consul.

F o r m a ţ i u n e a d e P o ş t a - T r e s t i n i c. Aceasta are o structură litofacială

mai complexă; include calcarenite, calcare crinoidale, şisturi argiloase-marnoase, gresii

calcaroase etc. la care se adaugă material vulcanic bazic. Asemenea depozite se întâlnesc pe

un aliniament estic ce se poate urmări de la Poşta până la Trestinic şi mai departe până în

Valea Taiţei la Nicolae Bălcescu. În masa preponderent şistoasă a acestei formaţiuni se găsesc

însedimentate blocuri mari (de sute de metri) de calcare de tipul celor de la Agighiol care

conţin fragmente de amonoidee însă improprii pentru o determinare riguroasă. Formaţiunea

de Poşta-Trestinic vine în contact de superpoziţie tectonică faţă de gresiile liasice de la Poşta,

iar pe verticală trece la Formaţiunea de Alba.

Ca vârstă, Formaţiunea de Consul este cel puţin în parte sincronă cu Formaţiunea de

Sarica-Niculiţel revenind Triasicului inferior-mediu, iar în parte este sincronă cu formaţiunea

de Poşta-Trestinic. Cât priveşte vârsta acesteia din urmă, se apreciază a fi triasic mediu-

superioară. Dacă blocurile însedimentate se dovedesc a fi calcare de Agighiol, Formaţiunea de

Poşta-Trestinic ar fi cu certitudine postanisiană urcând şi în Carnian.

59

F o r m a ţ i u n e a d e A l b a. Aceasta se dezvoltă peste formaţiunea de Poşta-

Trestinic şi este preponderent grezoasă cu factură pararitmică. În baza ei se întâlnesc secvenţe

conglomeratice ale căror elemente constituente sunt aproape exclusiv calcaroase. Gresiile care

formează strate groase au intercalaţii subţiri de argile în care s-au găsit impresiuni de halobii

ceea ce le conferă Triasicului superior, în bună parte Norianului. Formaţiunea de Alba are o

grosime în jur de 600 m şi acoperă cea mai mare parte a Unităţii Niculiţel (v.Pl.VIII). Cu

aceasta se încheie suita stratigrafică a Unităţii Niculiţel.

b. Evoluţie şi tectogeneză

Dezvoltarea largă a vulcanitelor bazice arată că Unitatea Niculiţel a rezultat în urma

evoluţiei unei zone de rift intracontinental. Riftul s-a deschis după ridicarea şi stabilizarea

Unităţii Măcin. În Triasic, zona de rift a cunoscut o etapă de lărgire urmată de o etapă de

restrângere însoţită de procese de scurtare a scoarţei. Această ultimă etapă s-a încheiat cu

desăvârşirea aranjamentului tectonic al Unităţii Niculiţel care se caracterizează prin existenţa

a doua cute-solzi: solzul Consul şi solzul Sarica-Cilic (v.Pl.VII E,VIII ).

Solzul Consul este delimitat de falia Luncaviţa-Consul şi de o falie mai estică falia

Consul. În lungul acesteia din urmă formaţiunea de Consul încalecă peste formaţiunea de

Alba de la est.

Solzul Sarica-Cilic se întinde la est de precedentul fiind cuprins între falia Consul şi

falia Poşta-Trestinic situată mai la est. În lungul acesteia, formaţiunea de Alba neotriasică,

având în bază formaţiunea de Poşta-Trestinic, încalecă peste formaţiunile Unităţii Tulcea şi

prinde sub planul de încălecare depozitele liasice de la Poşta din Unitatea Tulcea. De aici

concluzia că aranjamentul tectonic al Unităţii Niculiţel s-a desăvârşit în urma tectogenezei

chimerice târzii intra sau postliasice (v.Pl.VII, VIII).

3.1.1.3. UNITATEA TULCEA

Unitatea Tulcea se suprapune jumătăţii estice a ariei nord-dobrogene şi se delimitează

la nord prin falia Galaţi-Sf.Gheorghe, iar la vest prin falia Poşta-Trestinic; spre sud este

acoperită de cuvertura neocretacică a zonei Babadag; spre est se continuă în platforma

continentală a Mării Negre (v.Pl.VIII).


În alcătuirea geologică a Unităţii Tulcea se deosebeşte un fundament prealpin şi un

înveliş sedimentar alpin.

F u n d a m e n t u l p r e a l p i n. În alcătuirea fundamentului prealpin al Unităţii

Tulcea intră şisturi cristaline şi un înveliş sedimentar paleozoic.

60

Ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e. În Unitatea Tulcea şisturile cristaline apar pe suprafeţe

foarte limitate în dealurile din partea centrală a acestei zone şi anume în dealurile Horia şi

Redi, iar mai spre sud la Uzum Bair (v.Pl.VIII).

Mezometamorfitele de la Uzum Bair sunt reprezentate prin micaşisturi. Acestea ar fi

rezultat în urma metamorfozării depozitelor siluriene la contactul cu un corp granitic-

pegmalitic de vârstă carboniferă, încât în Unitatea Tulcea nu poate fi vorba de prezenţa

elementelor de soclu eoproterozoic.

Epimetamorfitele de Horia constituie cea de a doua categorie de şisturi cristaline din

Unitatea Tulcea. Acestea sunt reprezentate printr-o suită de metagresii grosiere sau fine,

metagraywacke cu intercalaţii subţiri de metapelite, metamorfozate în condiţiile faciesului

foarte slab al şisturilor verzi, dar care au şters structurile sedimentare primare. Matricea este

sericitoasă. Aceste epimetamorfite au fost echivalate de unii geologi cu cristalinul de

Boclugea din Unitatea Măcin, fapt contestat de alţii. Interpretarea cea mai apropiată de

realitate ar fi că această formaţiune, denumită de Horia, ar reprezenta numai partea terminală

(cea mai de sus) a cristalinului de Boclugea şi anume complexul cuarţitic, adică acela care

formează Culmea Priopcea. Faptul că şi formaţiunea de Horia suportă depozite siluriene

fosilifere întăreşte şi mai mult această convingere. Dealtfel, vârsta ordoviciană a

epimetamorfitelor de Horia este atestată întrucâtva şi de conţinutul paleontologic reprezentat

prin acritarche şi chitinozoare.

Î n v e l i ş u l s e d i m e n t a r p a l e o z o i c. Acesta aparţine Silurianului şi

Devonianului (v.fig.15).

Silurianul. Depozite siluriene se întâlnesc în dealul Redi şi în dealul Horia unde se

dispun peste epimetamorfitele de Horia; sunt reprezentate în baza suitei prin silicolite cu

intercalaţii de calcare cenuşii urmate de o secvenţă de ardezii negre sau cenuşii totul purtând

urmele unui anchimetamorfism. Din calcarele intercalate în silicolite, E.Mirăuţă a făcut

cunoscută o asociaţie de conodonte (Ozarkodina fundamentata, Palmatodella unicostata etc.)

care conferă depozitelor descrise sub numele de formaţiunea de Redi, vârsta siluriană

(v.fig.15).

Devonianul. Acesta include depozitele care se găsesc în zona axială a anticlinalului

Tulcea-Mahmudia şi acelea care apar sporadic de la Isaccea până la Mahmudia cu cea mai

largă arie de aflorare în Colinele Mahmudiei (Beştepe). Acumulările sunt reprezentate, în

general, prin depozite turbiditice, depozite calcaroase sau argiloase şi silicolite care au un

conţinut paleontologic (conodonte) semnificativ pentru Devonian.

Tot Paleozoicului pot fi atribuite depozitele întâlnite în forajele din deltă la adâncimea

în jur de 3000 m la Rosetti, Lacu Roşu, Stipoc etc. Deşi acestea au fost asimilate de

61

D.Paraschiv şi I.Pătruţ cu Paleozoicul din Depreşiunea Bârladului sau din Platforma Valahă,

ele nu au nimic comun cu acesta din urmă, în schimb seamănă până la identitate cu

Paleozoicul din colinele Mahmudiei.

Se constată că există o deosebire litofacială între Silurian-Devonianul din Unitatea

Tulcea şi acela din Unitatea Măcin, primul având trăsături de acumulări de mare adâncă.

Sedimentarul paleozoic este străbătut de filoane riolitice cum sunt acelea dela Tulcea-

Monument (fig.16), sau acelea din Colinele Mahmudiei, şi de granite pegmatoide cum sunt

acelea de la Uzum Bair. Atât vârsta detectată pe cale radiometrică, cât şi faptul că filoanele

riolitice străbat depozitele paleozoice de la Tulcea-Monument dar nu şi pe cele triasice, atestă

că magmatismul în cauză este prealpin.

Fig. 16. Secţiune la Tulcea-Monument

1-Formaţiuni prealpine; 2-filoane de porfire; 3-conglomerate werfeniene

Î n v e l i ş u l s e d i m e n t a r a l p i n. Formaţiunile învelişului sedimentar alpin

includ depozite preponderent calcaroase care aparţin Triasicului, şi depozite detritice-

turbiditice şi calcaroase atribuite Jurasicului (v.fig.15).

Triasicul. La începutul ciclului alpin, apele mării au acoperit relieful hercinic

peneplenizat încât acesta mai apărea doar ca insule. Acţiunea de erodare a apelor mării

conjugată cu aceea de transport şi depozitare a materialului terigen au dus la nivelarea

reliefului şi formarea unei platforme cu suprafaţă aproape plană.

Triasicul inferior include depozitele care au colmatat denivelările bazinului de

sedimentare şi care sunt predominant psefito-psamitice prezentând variaţii litofaciale locale.

Astfel, în jurul fostelor insule s-au acumulat depozite grosiere reprezentate prin conglomerate

cum sunt acelea de la Tulcea-Monument, de la Bogza sau de pe Valea Taiţei unde sunt

asociate cu vulcanite riolitice sau bazaltice. Acestea, lateral, sunt substituite, total sau în parte,

prin gresii cuarţoase stratificate, cu intercalaţii de argile roşii cum sunt acelea de la vest de

oraşul Tulcea; treptat, lateral şi pe verticală se trece la depozite preponderent argilo-marnoase,

fosilifere cum sunt acelea de la Tulcea Veche unde conţin amonoidee printre care Tirolites

haueri, Danubites ellipticus etc., sau bivalve cu Claraia clarai, faună care indică vârsta

62

werfeniană pentru aceste faciesuri heteropice sincrone. Tot Triasicului inferior aparţin şi

conglomeratele şi argilele roşii întâlnite prin foraje în subsolul deltei.

Triasicul mediu include depozitele care s-au acumulat pe suprafaţa aproape plană

realizată spre sfârşitul Eotriasicului. În felul acesta s-a format o platformă carbonatică în

condiţii de mare puţin adâncă. La alcătuirea acesteia participă calcare şi calcare dolomoitice

cenuşii, roşiatice sau negre. Astfel de calcare au o largă răspândire în zona Tulcea, însă în cea

mai mare parte, sunt acoperite de depozite loessoide încât nu apar decât pe dealuri. Sunt bine

deschise în dealurile Agighiolului unde sunt foarte fosilifere conţinând o bogată faună de

amonoidee care a constituit obiectul unei monografii în care I.Simionescu a descris peste 80

de specii. Printre acestea, cele mai semnificative, din punct de vedere cronostratigrafic, sunt:

Sturia forujulense, Protrachyceras archelaus, Acrohordiceras halili, indicând Triasicul mediu

(v.fig.15). Calcare dolomitice cu grosime importantă s-au intâlnit şi prin forajele din deltă

care, în ciuda faptului că au fost considerate (fără o argumentare concludentă) a aparţine

domeniului consolidat, acestea arată că formaţiunile Structogenului Nord-Dobrogean se întind

şi la nord de falia Galaţi-Sfântu Gheorghe.

Triasicul superior include depozitele calcaroase care debutează cu calcare nodulare

roşii ce urmează peste calcarele cenuşii mezotriasice (calcarele de Agighiol) şi care conţin

Trachyceras aon, indicând vârsta lor carniană. Calcarele nodulare roşii sunt urmate în

succesiunea stratigrafică de calcare stratificate cu intercalaţii subţiri de argilite, frecvent de

culoare verzuie. Ca element caracteristic, aceste calcare prezintă silicolite dispuse foarte

regulat şi aparent stratiform în masa calcarelor dându-le un aspect dungat foarte specific.

Vârsta acestor calcare nu este argumentată paleontologic însă urmând normal peste calcarele

nodulare roşii cu Trachyceras aon (carniene), li se atribuie aceeaşi vârstă (carniană).

De reţinut este faptul că relaţiile dintre calcarele de Agighiol (mezotriasice) şi

Werfenianul psamito-psefitic nu se surprind decât la Uzum Bair unde, primele se dispun pe

conglomerate werfeniene Aceasta înseamnă, pe de oparte, că faciesul conglomeratic ar putea

acoperi tot intervalul Werfenian, iar pe de altă parte, că între Triasicul inferior şi Triasicul

mediu, local pot exista discontinuităţi stratigrafice, acestea indicând fostele insule ale

fundamentului emers care au dăinuit până spre sfârşitul Eotriasicului.

Atât calcarele de Agighiol cât şi calcarele nodulare roşii şi calcarele cu silexite care

constituie platforma carbonatată, se întâlnesc aproximativ până la Valea Teliţei. Mai departe

spre vest se dezvoltă depozite de tip bazinal, de mare mai adâncă, în parte sincrone cu cele de

tip platformă carbonatată, în parte mai noi. Astfel, în dealurile de la sud de localităţile Câşla şi

Somova, se întâlnesc calcare pelagice, iar pe Valea Teliţei, la Cataloi, de sub şesul aluvionar,

apar calcare nodulare în strate groase până la un metru, cu intercalaţii subţiri de argile verzui.

63

Nu se surprind relaţiile cu depozitele subiacente iar distanţa până la calcarele cu silexite

dinspre est este destul de mare. Totuşi este de presupus că ivirile de calcare noduloase de la

Cataloi sunt sincrone cel puţin cu partea superioară a calcarelor cu silexite şi ar reveni deci

Carnianului. În continuitate de sedimentare calcarele nodulare trec la o formaţiune

marnocalcaroasă reprezentată prin nivele de marnocalcare şi calcare negre, stratificate, adesea

cu separaţii intraformaţionale elipsoidale. În nivelele de marnocalcare, care prin alterare devin

şistoase şi capătă culoare cenuşie-verzue, se găsesc adevărate lumaşele de halobii; urmează

calcare cu Sageceras haidingeri şi Cladiscites diuturnus care indică o vârstă carnian-noriană

pentru întreaga formaţiune descrisă drept formaţiunea cu Halobii sau formaţiunea de Cataloi

(v.fig.15). Această formaţiune se găseşte şi pe flancul nordic al anticlinalului Redi-dealurile

Somovei, între localităţile Somova şi Parcheş, pe malul gârlei Somova; sunt ultimele depozite

triasice (cele mai de sus) care se întâlnesc în Unitatea Tulcea.

Jurasicul. Depozitele jurasice marchează o schimbare sensibilă a condiţiilor de

sedimentare în bazinul de acumulare Tulcea, în sensul că, de la mediul favorabil acumulărilor

carbonatitelor indicând o perioadă de calm tectonic, se trece la condiţii de acumulare a

depozitelor eminamente detritice, în faciesuri turbiditice, adesea prezentând caractere tipice

de fliş (formaţiunea de Nalbant, formaţiunea de Denis Tepe etc.) care relevă o etapă de

instabilitate tectonică în mediul de sedimentare. Relaţiile dintre Triasic şi Jurasic sunt de

discontinuitate, deşi s-au exprimat şi păreri contrarii. Situaţiile de la Frecăţei pe Valea Teliţei

(v.fig.17) şi de la Denis Tepe (v.fig.18), indică discontinuitate. Posibil ca în părţile vestice

(bazinale) să existe continuitate. Cert este că pe Valea Teliţei, peste formaţiunea de Cataloi

urmează gresia de Frecăţei marcând o netă schimbare litofacială. Succesiunea mai completă a

Jurasicului inferior se întâlneşte la Denis Tepe (v.fig.18). Aici, direct peste depozitele

calcaroase cu Proarcestes ausseanus (carniene), se dispun gresii cu cochilii de

lamelibranchiate ca acelea de la Poşta unde conţin şi amonoidee (Tropidoceras masseanum,

Uptonia jamesoni) indicative pentru Liasic. În continuare, pe profilul de la Denis Tepe

urmează depozite turbiditice, cu fucoide, iar suita se încheie cu gresii silicioase. Aceiaşi vârstâ

o au şi depozitele cu factură tipică de fliş de la Nalbant (formaţiunea de Nalbant), dar ale

căror relaţii cu depozitele sub- şi supraiacente nu se cunosc.

64

Fig. 17. Relaţiile Triasic/Jurasic la Frecăţei pe Valea Teliţei.

Triasic: 1-marnocalcare cu halobii; 2- calcare cu elipsoizi; 3-lumaşel de halobii. Liasic: 4-gresii liasice

Jurasicul mediu este de asemenea reprezentat prin faciesuri turbiditice. Acestea

aflorează pe suprafeţe foarte limitate la Valea Nucarilor şi la Dunavăţul de Jos (formaţiunea

de Dunavăţ). Aici apar gresii cuarţoase cu ciment oolitic şi secvenţe turbiditice; acestea sunt

urmate pe verticală de calcare crinoidale şi marnocalcare cu Holcophylloceras zignodianum şi

Sowebyceras tortisulcatum indicând Jurasicul superior. Cu aceste depozite se încheie procesul

de sedimentare din Unitatea Tulcea.

Fig. 18. Secţiune geologică la Denis Tepe

1-Triasic: calcare roşii noduloase carniene; 2-Liasic: turbidite (formaţiunea de Denis Tepe); 3-gresii silicioase; Q-aluviuni.

b. Evoluţie şi tectogeneză

Unitatea Tulcea s-a schiţat în cadrul ariei nord-dobrogene în urma tectogenezei

bretone când zona Măcin a redevenit bazin de sedimentare, în timp ce zona Tulcea a rămas

exondată şi supusă denudaţiei (v.Pl.VII C). Procesul de erodare a cunoscut o etapă mai intensă

în Carbonifer când zona Tulcea a constituit sursa de alimentare cu material terigen pentru aria

de acumulare Măcin.

Tectogeneza sudetă, care s-a manifestat cu mare intensitate în zona Măcin, pentru

zona Tulcea a avut efecte nesemnificative, acestea constând, în primul rând, în reactivarea

contactului dintre cele două zone (Măcin şi Tulcea).

65

Spre sfârşitul ciclului hercinic, zona Tulcea ajunsese în stadiul de peneplenă, iar la

începutul ciclului alpin a fost acoperită de ape redevenind bazin de acumulare. Starea de

peneplenă şi stabilitate tectonică a favorizat formarea, în Triasic, a unei platforme carbonatice.

Apariţia în Triasic, la contactul dintre cele două arii (Măcin şi Tulcea), a zonei de rift

Niculiţel, a dus la separarea şi îndepărtarea una de alta a celor două zone, între ele

interpunându-se zona Niculiţel nou creată (v.Pl.VII D). Aceasta din urmă a avut o evoluţie

proprie de arie labilă care la sfârşitul perioadei a devenit arie emersă. Procesul de sedimentare

a fost preluat de zona Tulcea, care a devenit arie labilă favorabilă acumulării depozitelor cu

factură de fliş şi susceptibilă de a suporta deformări plicative. Spre sfârşitul Jurasicului mediu

instabilitatea a atins intensitatea maximă declanşându-se paroxismul neochimeric timpuriu.

Principalul efect al acestuia a fost redresarea structurilor preexistente şi cutarea largă a

învelişului alpin (v.Pl.VII E). Astfel, în centrul zonei Tulcea se desenează un anticlinal

orientat SE-NV pe direcţia Agighiol-dealurile Redi-Horia-Somova având în zona axială

epimetamorfitele de Horia. Acest anticlinal este flancat de sinclinalul Valea Nucailor-Câşla la

nord-est şi sinclinalul Teliţa la sud-vest. Spre nord-est urmează structura anticlinală Tulcea-

Mahmudia în a cărei zonă axială se găsesc depozitele paleozoice din colinele Mahmudiei

(v.Pl. VIII). Flancul nordic al acestei structuri este afectat de falia Galaţi-Sf.Gheorghe

acoperită de formaţiunile deltaice (v.Pl.VII E).

Stressul tectonic la care a fost supusă zona Tulcea a determinat şi raporturile tectonice

(de încălecare) dintre Unitatea Niculiţel şi Unitatea Tulcea în lungul faliei Poşta-Trestinic

(v.Pl.VIII).

Ultimele deformări au fost de natură rupturală şi au avut drept efect major afundarea

unei porţiuni de la marginea nordică a Structogenului Nord-Dobrogean. Această afundare s-a

produs în lungul faliei Galaţi-Sf.Gheorghe. În felul acesta s-a ajuns la lărgirea zonei

depresionare din sudul Platformei Moldovenesţi care, începând din Jurasicul mediu-superior a

preluat funcţia de bazin de acumulare cu substrat stabilizat. Aceasta se continuă spre nord-

vest constituind sistemul depresionar Predobrogean-Bârlad-Paşcani-Lvov (v.Pl.III, VII E).

Mişcările neochimerice terminale au imprimat structurilor Unităţii Tulcea, implicit planului

faliei Galaţi-Sf.Gheorghe, o vergenţă estică (v.Pl.VIII).

3.1.1.4. ZONA CÂRJELARI – CAMENA .

Cele mai sudice şi mai noi structuri ale Structogenului Nord-Dobrogean au fost

identificate recent de E.Grădinaru (2000). Acestea se desenează ca o zonă foarte îngustă la

66

nord şi în lungul faliei Peceneaga-Camena. Spre nord se întind până la o linie care urmăreşte

aproximativ direcţia localităţilor Traian-Cârjelari-Başpunar (v.Pl.VIII).

La alcătuirea acestor structuri participă depozite sedimentare terigene predominant

turbiditice şi depozite carbonatice cărora li se adaugă produsele unui vulcanism bimodal; totul

aparţine Jurasicului mediu-superior (fig.19).

Fig. 19. Coloană stratigrafică în zona Cârjelari-Camena.

. Jurasicul mediu în vestul zonei include depozite terigene cu caracter turbiditic şi

şisturi argiloase cu dinoflagelate descrise drept formaţiunea Aiorman care, spre est s-a întâlnit

(prin lucrări miniere) în zona Ciamurlia.

Jurasicul superior include depozite carbonatice, radiolarite, tufuri riolitice etc. la care

se adaugă blocuri exotice (de şisturi verzi). Aceste depozite, descrise drept formaţiunea de

Cârjelari, lateral trec la un facies terigen detritic cu spongoradiolarite, tufuri riolitice etc.

(v.fig.19). Local, formaţiunea de Cârjelari, total sau parţial, este substituită printr-o

megabrecie monomictică ale cărei elemente sunt reprezentate exclusiv prin şisturi verzi.

Vulcanitele bimodale sunt reprezentate prin produse acide şi bazice. Primele apar ca

ignimbrite riolitice şi riolite ca atare. Acestea (riolitele de Camena) aflorează în apropierea

67

localităţii Camena. Vulcanitele bazice au o pondere mult mai mică şi sunt reprezentate prin

spilite asociate cu silicolite radiolaritice.

Din punct de vedere structogenetic se apreciază că structurile din zona Cârjelari-

Camena au rezultat în urma evoluţiei unui graben-rift care a apărut spre sfârşitul Jurasicului,

apariţie favorizată de reactivarea faliei Peceneaga-Camena.

În final, sintetizând datele asupra evoluţiei aranjamentului arhitectural al

Structogenului Nord-Dobrogean, se poate conchide că acesta prezintă anumite particularităţi

care îl deosebesc de alte sisteme orogenice şi în primul rând de Orogenul Carpatic.

O primă distincţie o constituie faptul că Structogenul Nord-Dobrogean nu s-a edificat

în urma evoluţiei unei margini continentale active, aşa cum s-a întâmplat cu Orogenul

Carpatic. Structogenul Nord-Dobrogean s-a edificat în urma apariţiei succesive în timp a unor

arii labile cu structură de graben-rift de tip aulacogen sau tafrogen. Aceste grabene-rift

apăreau de regulă în zonele de contact dintre ariile cu structuri consolidate în timpuri diferite.

Astfel, un prim rift a apărut în Paleozoicul timpuriu între aria cadomiană central-dobrogeană

şi Platforma Est-Europeană eoproterozoică şi care a generat epimetamorfitele caledoniene; o a

doua arie labilă s-a format şi a evoluat în Silurian şi Devonian generând formaţiunile

argiloase-calcaroase şi detritice, pararitmice, din partea vestică a Munţilor Măcin (structura

Megina). Cea mai importantă deformare a fost aceea care a generat Unitatea Niculiţel. Ultima,

de o amploare mai modestă, a fost aceea din care a rezultat zona Cârjelari-Camena.

O caracteristică a grabenelor-rift nord-dobrogene o constituie faptul că acestea au avut

o evoluţie (ca arii labile) relativ scurtă în timp şi limitată în spaţiu; în consecinţă nu au putut

genera structuri tectonice de mare anvergură cum ar fi de pildă pânzele de şariaj. Deformările

s-au limitat la cute anticlinale şi sinclinale, având un flanc faliat (cute-solzi), cum se întâlnesc

în unităţile Niculiţel şi Măcin, sau cute normale largi cum sunt acelea din Unitatea Tulcea

(v.Pl.VII şi VIII).

Odată cu migrarea zonelor de deformare a avut loc şi o diminuare a ştressului tectonic

încât, ultimele efecte au constat doar în deformări rupturale şi imprimarea unei vergenţe nord-

estice a structurilor.

Apariţia şi evoluţia în timpuri diferite a zonelor labile dintre aria de structuri

cadomiene şi Platforma Est-Europeană înseamnă implicit cratonizarea heterocronă a acestora.

În consecinţă, în lungul acestei arii, începând din faţa Carpaţilor, trecând prin Dobrogea de

Nord şi mai departe prin Crimea până în Caucazul Mare, se delimitează zone (unităţi

structurale) de vârste diferite; mai vechi în partea nord-vestică şi din ce în ce mai tinere cu cât

se înaintează spre est.

68

În faţa Carpaţilor Orientali, imediat la vest de falia Solca (v.Pl.III), se întâlneşte

Paleozoicul cutat reprezentând prelungirea directă a structurilor hercinice din Munţii Măcin.

Indiferent dacă aceste structuri, pe harta tectonică a Europei (1964), sunt considerate ca

formând Platforma Central-Europeană, ele reprezintă primele structuri care mărginesc spre

vest Platforma Est-Europeană din această zonă. Ceea ce se constată însă, este faptul că, în faţa

Carpaţilor Orientali nu apar prelungirile unităţilor nord-dobrogene chimerice Niculiţel şi

Tulcea. Ele dispar în zona de confluenţă a Bârladului cu Siretul (v.Pl.III). Aceasta înseamnă

că zona de rift alpină care a generat cele două unităţi s-a deschis începând din această zonă şi

s-a lărgit treptat spre est. În aria nord-dobrogeană, structurile alpine rezultate se interpun între

Dobrogea hercinicâ (Unitatea Măcin) şi Platforma Est-Europeană. Forajele efectuate în Delta

Dunării, la nord de falia Galaţi-Sf.Gheorghe, au întâlnit Triasicul de tip nord-dobrogean stând

pe depozite paleozoice cutate. În această situaţie este evident că nu sunt dovezi care să ateste

existenţa unei "Platforme Scitice". Dealtfel, cea mai clară şi judicioasă imagine structo-

genetică a Dobrogei de Nord a dat-o H.Stille încă din 1953, când a afirmat că, Dobrogea de

Nord face parte dintr-o zonă cutată (Sarmatide) care se întinde din Munţii Swietokrzyskie din

Polonia, prin Dobrogea de Nord, până în Crimea şi mai departe în Caucazul Mare. Cutarea şi

consolidarea acestei arii s-a făcut treptat; a început din capătul său nord-vestic în hercinic,

prin Dobrogea de Nord chimerică şi apoi în Caucaz alpină târzie. Stille mai adaugă

constatarea că această arie se situează între Feno-Sarmaţia (Platforma Est-Europeană) şi

Vistulikum (structurile cadomiene ce apar în Dobrogea centrală). Cu precizarea că Munţii

Măcin se înscriu în rândul structurilor hercinice, imaginea dată de Stille este cât se poate de

clară şi evidentă.


În Dobrogea de Nord resursele naturale minerale sunt foarte limitate şi sunt

reprezentate doar prin roci utile.

Calcarele dolomitice triasice se exploatează în carierele de la Cârjelari, Mahmudia şi

Murighiol şi sunt utilizate în metalurgie, siderurgie şi în industria chimică. La Codru-Babadag

se exploatează calcarele şi grezocalcarele neocretacice utilizate la construcţii.

Cuarţite se exploatează în cariera Priopcea şi sunt utilizate ca materiale refractare.

Granite se exploatează la Atmagea şi la Iacobdeal (granite alcaline), iar la Greci se

exploatează granodiorite utilizate sub formă de piatră brută şi concasată, griblură etc.

69

4. CUVERTURI POSTCHIMERICE

4.1. D E P R E S I U N E A P R E D O B R O G E A N Ă

După realizarea aranjamentului tectonic al Structogenului Nord-Dobrogean, marginea

nordică a acestuia s-a afundat alăturându-se ariei depresionare din sudul Platformei

Moldoveneşti cu care, în continuare, a avut o evoluţie comună începând din Jurasicul mediu-

terminal. Aceasta ar constitui Depresiunea Predobrogeană care se prelungeşte spre vest cu

Depresiunea Bârladului şi mai departe spre nord până în Depresiunea Lvov.

Formaţiunile postliasice acumulate pe fundamentul de origine nord-dobrogeană

aparţin cuverturii postchimerice şi este aceea întâlnită şi descrisă la cuvertura Platformei

Moldoveneşti (v.fig.3)

4.2. B A Z I N U L B A B A D A G

În aria Structogenului Nord-Dobrogean se întâlneşte numai cuvertura neocretacică şi

care se delimitează la zona Babadag.

După cratonizarea Structogenului Nord-Dobrogean, apele mării au revenit în această

arie spre sfârşitul Eocretacicului. Formaţiunile acumulate în aceste condiţii alcătuiesc

cuvertura postchimerică. Aceasta s-a conservat în jumătatea sudică a ariei Structogenului

Nord-Dobrogean şi constituie ceea ce se cunoaşte sub numele de bazinul sau zona Babadag

(v.Pl.VIII).

Procesul de sedimentare în Bazinul Babadag a început cu depozite continentale, spre

sfârşitul Eocretacicului şi s-a încheiat spre sfârşitul Senonianului (v.fig.20).

Apţianul ar include acumulările de prundişuri care se întâlnesc în jurul localităţii

Cerna din zona Măcin. Vârsta lor nu este argumentată paleontologic însă cu certitudine sunt

mai vechi decât conglomeratele cenomaniene pe care le suportă. Aceste prundişuri amintesc

Apţianul continental din Dobrogea de Sud.

Albianul, în Dobrogea de Nord este dovedit paleontologic şi este reprezentat prin

calcare recifale cu Archaeolithothamnium amphiroeforme, Hedbergella infracretacaea etc. şi

apar pe o suprafaţă foarte limitată la marginea nordică a Bazinului Babadag pe înălţimea care

poartă ruinele cetăţii Heraclea.

Cenomanianul marchează transgresiunea majoră şi include conglomerate şi calcare

lumaşelice cu Exogyra columba, Neohibolites ultimus etc. care indică o atare vârstă;

70

aflorează, mai ales, în zonele de margine iar spre sud ajung să se dispună peste şisturile verzi

din Masivul Central-Dobrogean.

Fig. 20. Secţiune prin Bazinul Babadag (din V.Mutihac, 1974) Q-Nisipuri şi loess (Cuaternar); sn-marnocalcare (Senonian); tu-marnocalcare şi pelite (Turonian) cm-

conglomerate şi calcare grezoase (Cenomanian); al-calcare recifale (Albian). Fundament: Pz-Paleozoic;T-Triasic

Turonianul este reprezentat prin calcare grezoase gălbui cu Inoceramus labiatus şi

calcare albicioase cu Inoceramus lamarcki. Depozitele turoniene ocupă partea centrală a

Bazinului Babadag

Senonianul încheie seria stratigrafică neocretacică şi este reprezentat prin calcare şi

marnocalcare în partea centrală a zonei care trec lateral la calcare grezoase şi

microconglomerate. Din depozitele descrise provine o faună cu Micraster cortestudinarium,

Barroissiceras haberfelneri, Parapachydiscus sayni etc. care atestă prezenţa Coniacianului şi

a părţii inferioare a Santonianului. În Senonianul târziu întreaga zonă a fost exondată.

Din punct de vedere tectogenetic, se poate spune că Bazinul Babadag s-a format şi a

evoluat în Neocretacic. Formarea şi amplasarea acestuia în imediata vecinătate a faliei

Peceneaga-Camena nu este întâmplătoare. De crearea ariei depresionare în care s-au acumulat

depozite cu grosime importantă este responsabilă falia amintită. Pe planul acesteia,

compartimentul din faţă (Structogenul Nord-Dobrogean) a cunoscut o afundare semnificativă

creindu-se astfel un bazin de sedimentare cu substrat consolidat. Depozitele acumulate au

caracter tipic de cuvertură de platformă. Deformările pe care aceasta le-a suferit sunt de tipul

ondulaţiilor de mică amploare. Astfel, se găsesc ondulaţii de tip siclinal cum este aceea dintre

Jurilofca şi Caugagia, sau aceia de la Ospenia, şi ondulaţii de tip anticlinal cum sunt acelea de

la Slava Rusă, sau ridicarea Atmagea (vPl.VIII).

Tectonica Bazinului Babadag este independentă de tectonica fundamentului.

71

5. PLATFORMA CONTINENTALĂ A MĂRII NEGRE

Platforma Continentală a Mării Negre, prin definiţie, este prelungirea unităţlor

geostructurale limitrofe sub apele mării. Această prelungire dă o prispă (şelf) cu lăţime

variabilă, care urmăreşte tot ţărmul Mării Negre constituind Platforma Continentală care, la

rândul ei, înconjoară o zonă mediană mult mai adâncă dar care, este compartimentată de o

ridicare mediană în două depresiuni, una estică şi alta vestică (Pl.IX A, B). Despre originea

acestor două depresiuni foarte adânci nu se ştie prea mult. Cei mai mulţi geologi estimează că

depresiunea vestică ar avea un substrat de origine oceanică.

Revenind şi limitându-ne la litoralul românesc, se poate spune că Platforma

Continentală românească se extinde spre est până la povârnişul continental care, prin partea sa

bazală, ia contact cu substratul presupus de origine oceanică. Suprafaţa zonei de şelf până la

marginea superioară a povârnişului (care se găseşte la o adâncimea de 130 m) are o lăţime de

130-150 km fiind mai largă în partea de sud (v.fig.21).

72

Din punct de vedere structural, Platforma Continentală românească reprezintă

prelungirea unităţilor dobrogene. Se înţelege deci că Platforma Continentală românească nu se

individualizează ca o unitate de platformă tipică, ci este o arie consolidată cu soclu heterocron

care s-a individualizat ca unitate geostructurală distinctă atunci când spaţiul submers a început

să evolueze unitar. În timp, acest moment s-ar plasa în Neocretacic (la limita

Turonian/Senonian), pe alocuri putând coborâ chiar în Albian. Cu alte cuvinte, Marea Neagră

s-a format şi a evoluat ca atare începând din Neocretacic.

5.1. S T R A T I G R A F I E Ş I L I T O F A C I E S U R I

În acceptul că Marea Neagră s-a format şi a evoluat ca atare începând din Neocretacic,

în Platforma Continentală românească se disting două etaje structurale: un prim etaj constituie

fundamentul preeuxinic incluzând soclul cutat şi cuvertura sa preeuxinică. Al doilea etaj

structural îl constituie învelişul sedimentar euxinic incluzând depozite care încep cu cele

neocretacice până la cele cuaternare (v.fig.21).

Fig. 21. Secţiune prin zona de margine a depresiunii vestice din Marea Neagră

5.1.1. F U N D A M E N T U L P R E E U X I N I C

Fundamentul preeuxinic al Platformei Continentale româneşti include formaţiunile

geologice şi structurile realizate înante de schiţarea Mării Negre. Acestea reprezintă de fapt

prelungirea în acvatoriu a Platformei Sud-Dobrogene, a Masivului Central-Dobrogean şi a

Structogenului Nord-Dobrogean.

73

5.1.1.1. FUNDAMENTUL PREEUXINIC SUD-DOBROGEAN

Acesta este constituit din prelungirea soclului eoproterozoic sud-dobrogean şi a

cuverturii sedimentare preneocretacice; se delimitează la sud de prelungirea faliei Palazu;

întinzându-se şi în apele teritoriale bulgare până la prelungirea faliei Fierbinţi; spre vest limita

este dată de linia ţărmului; iar spre est se întinde până la baza taluzului (povârnişul

continental) unde ia contact cu crusta bazaltică a depresiunii vestice din Marea Neagră.

5.1.1.2. FUNDAMENTUL PREEUXINIC CENTRAL -DOBROGEAN

Fundamentul preeuxinic cadomian al Platformei Continentale este constituit din

prelungirea formaţiunii şisturilor verzi central-dobrogene şi cuvertura lor sedimentară; este

cuprins între prelungirea celor două falii cunoscute (Palazu şi Peceneaga-Camena). La vest şi

la est limita este dată de ţărm şi respectiv de limita cu crusta bazaltică de la baza taluzului.

Deşi, în unele interpretări, falia Peceneaga-Camena s-ar uni cu falia Palazu închizând astfel

extinderea soclului cadomian, este mai probabil că cele două falii se prelungesc în Platforma

Continentală încât soclul cadomian ia contact cu crusta bazaltică din substratul depresiunii

vestice din Marea Neagră (v.Pl.IX A).

Cuvertura preneocretacică, pe lângă depozitele carbonatice cunoscute din Dobrogea

centrală, include şi depozite predominant evaporitice (anhidrite, gips, sare gemă), revenind

74

Neocomianului. Acestora li se adaugă depozite carbonato-ruditice şi depozite grosiere

revenind Apţianului.

5.1.1.3. FUNDAMENTUL PREEUXINIC NORD-DOBROGEAN

Reprezintă prelungirea structurilor nord-dobrogene sub apele Mării Negre. Acestea

sunt delimitate la sud de prelungirea faliei Peceneaga-Camena, iar la nord de prelungirea

faliei Trotuşului. De fapt, între limitele arătate, se întâlnesc numai structurile unităţilor Tulcea

şi ale zonei Cârjelari-Camena; lipsesc acelea ale unităţilor Măcin şi Niculiţel Prin foraje s-au

întâlnit formaţiunile cunoscute din Dobrogea de Nord, până la Triasic inclusiv. Jurasicul are o

răspândire generală fiind predominant detritic, iar în partea sudică se întâlnesc şi produsele

unui vulcanism bimodal de tipul acelora din zona Cârjelari-Camena. Se mai întâlnesc şi

depozite detritice neocomiene şi barremian-apţiene care nu au corespondent în zona Tulcea.

5.1.2. Î N V E L I Ş U L S E D I M E N T A R E U X I N I C

Acesta include formaţiunile care au luat naştere după individualizarea Mării Negre şi

conturarea acesteia ca bazin de acumulare. Momentul formării Mării Negre, aşa cum s-a

amintit, se consideră a fi limita dintre Turonian şi Senonian pentru că, începând cu acest

moment, acumulările au căpătat o grosime foarte mare şi uniformă şi o omogenitate litofacială

foarte constantă în timp, pe toată aria şelfului.

Sedimentarul euxinic mulează un paleorelief eocretacic şi corespunde intarvalului de

timp Senonian-Cuaternar; însă nu constituie o suită sedimentară neîntreruptă (v.fig.21). Se

cunoaşte o discontinuitate majoră corespunzătoare Miocenului inferior. Acest fapt face ca în

cuprinsul cuverturii euxinice să se delimiteze două cicluri de sedimentare majore: un ciclu

Senonian-Paleogen şi un altul Badenian-Cuaternar; se mai recunoasc şi alte discontinuităţi

însă de mică amploare..

C i c l u l A l b i a n - P a l e o g e n. Acesta are dezvoltarea mai completă în partea

sudică a zonei de şelf şi include o suită de formaţiuni predominant detritice-argiloase, care se

încheie cu şisturi argiloase, bituminoase, de tipul disodilelor, atribuite Oligocenului. În

general, conţinutul în alge, spongieri, foraminifere etc. indică pentru depozitele acestui ciclu

apartenenţa la intervalul Neocretacic-Paleogen. Cele din partea nordică şi centrală ar putea

coborî chiar şi în Albian..

C i c l u l B a d e n i a n-C u a t e r n a r. Acesta debutează prin depozite marno-

detritice şi subordonat calcare micritice cu Spiratella sp. revenind Badenianului superior.

Sarmaţianul este de asemenea preponderent argilos-siltic. Ponţian-Romanianului revin

75

depozite detritice, adesea preponderent grosiere; subordonat se întâlnesc marne cu

Phyllocardium sp.,Viviparus sp., Didacna sp etc. Cuaternarului îi revin prundişurile,

nisipurile şi mâlurile cele mai recente precum şi depozitele loessoide. De remarcat este

omogenitatea litofacială a întreg ciclului Badenian-Cuaternar pe toată suprafaţa şelfului

românesc; această uniformitate de fapt a început încă din Oligocen.

5.2. E V O L U Ţ I E Ş I T E C T O G E N E Z Ă

Şelful românesc, până spre sfârşitul Jurasicului şi chiar până spre sfârşitul

Eocretacicului, aparţinea unei arii continentale mult mai întinse care, la rândul ei, era formată

din mai multe unităţi structurale.

Spre sfârşitul Eocretacicului, această arie continentală a suferit o fracturare profundă

creindu-se una sau două zone depresionare de tip graben-rift din care a evoluat Marea Neagră.

Asupra originii acestor zone depresionare s-au emis diverse ipoteze, însă fără o argumentare

bazată pe elemente cât de cât concludente. Cei mai mulţi dintre cercetători admit că substratul

depresiunii vestice din Marea Neagră ar fi de origine oceanică. Prin urmare, aceasta ar fi

rezultat în urma evoluţiei unuia din rifturile amintite. Fără a intra în detalii, trebuie amintit că,

spre sfârşitul Jurasicului, la marginea sudică a Structogenului Nord-Dobrogean, în lungul

faliei Peceneaga-Camena, s-a format şi a evoluat un graben-rift în care s-a desfăşurat şi o

activitate vulcanică bimodală. Asemenea vulcanite se găsesc şi în acvatoriu în prelungirea

zonei Cârjelari-Camena; se poate presupune că acest graben-rift nu este străin de apariţia şi

evoluţia Mării Negre care şi-ar avea începutul chiar din Neojurasic. Cert este că, odată cu

apariţia depresiunii graben-rift, marginea estică a unităţilor dobrogene a suferit o puternică

fracturare distensională creându-se un sistem de falii, printre care falia est-moesică, falia est-

Caliacra etc, aproximativ perpendiculare pe sistemul de falii crustale (Palazu, Peceneaga-

Camena etc.). Acest fapt a determinat compartimentarea întregii arii în mai multe blocuri care

s-au mişcat diferenţiat atât pe verticală cât şi pe orizontală, însă tendinţa generală a fost de

afundare accentuată spre est (v.fig.21). În felul acesta, spre sfârşitul Eocretacicului s-a creat

un paleorelief pronunţat, delimitându-se zone depresionare ca: depresiunea Eforie,

depresiunea Istria etc. şi zone de ridicare. Acestea din urmă adesea se aliniază dând un prag

euxinic.

Începând din Neocretacic, acumulările constituind sedimentarul euxinic mulează

paleorelieful eocretacic. În timpul acumulării cuverturii sedimentare euxinice, regiunea a fost

afectată de mişcări epirogenetice care adesea au atins cote pozitive încât procesul de

sedimentare care a generat cuvertura euxinică a cunoscut mai multe întreruperi: dar, în

76

ansamblu, mişcările epirogenetice au fost prepoderent negative asigurând astfel permanenţa

acvatoriului Mării Negre şi extinderea acestuia asupra şelfului.

5.3. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E

În prezent, în zona de şelf a Mării Negre sunt în exploatare zăcămintele de petrol pe

structurile Lebăda vest, Lebăda est şi Sinoe, unde sunt productive formaţiunile cretacice,

eocene şi mai recent şi cele oligocene.

În curând, va începe exploatarea gazelor asociate din structura Lebăda şi se apreciază

că exploatarea va dura circa 10 ani în ritm de un milion metri cubi zilnic.

___________

77

P A R T E A a II-a

U N I T Ă Ţ I L E C A R P A T I C E

78

O mare parte din teritoriul României este constituită din terenuri a căror evoluţie şi

aranjament tectonic s-au desăvârşit în ciclul alpin. Acestea, în majoritate, sunt componente ale

edificiului carpatic şi constituie unităţile carpatice.

Formaţiunile geologice prealpine din unităţile carpatice au aparţinut unor domenii

geostructurale care au suferit transformări în mai multe cicluri orogenice. Aceste transformări

au constat, în primul rând, în faptul că formaţiunile în cauză, în mare parte, au fost

metamorfozate regional, iar în al doilea rând, formaţiunile au suferit deformări şi reaşezări

arhitecturale. În structura actuală, aceste formaţiuni constituie ceea ce se desemnează, de

regulă, drept masivele cristaline prealpine unele din ele reprezentând nuclee continentale sau

mai bine zis relicte ale unor nuclee foarte vechi.

Unităţile carpatice circumscrise de graniţele ţării noastre se încadrează în aria alpină

centrală şi sud-est europeană care se individualizează ca un ansamblu geostructural mai larg

ce se întinde între Alpi şi Marea Egee incluzând Carpaţii şi Balcanii (fig.22). Acest ansamblu

prezintă anumite trăsături structurale prin care se deosebeşte de Alpii propriu-zişi. De pildă, se

constată că zonele structurale, atât de evidente în Carpaţi şi Balcani, nu se regăsesc în Alpi. În

schimb, multe din zonele structurale majore din Carpaţi se continuă şi în Balcani de aşa

manieră, încât nu se poate vorbi de o limită propriu-zisă între aceste două segmente. Această

situaţie sugerează că, atât Carpaţii cât şi Balcanii au evoluat, în cadrul domeniului tethysian,

din aceleaşi paleozone de rift care au afectat marginea activă a Plăcii Euroasiatice, şi din

implicarea în structurile alpine a aceloraşi arii (blocuri) continentale rezultate din

dezmembrarea marginii continentale est-europene. Este cât se poate de firesc să se vorbească,

nu de un Orogen Carpatic şi de un Orogen Balcanic, ci de Orogenul Carpato-Balcanic, ca

sistem geostructural în cadrul ariei tethysiene. Şi aceasta pe bună dreptate, căci deosebirile

structurale dintre Alpi şi Carpato-Balcani mai sugerează că deformările care au afectat

marginea Plăcii Euroasiatice şi din care au evoluat paleozonele de rift din care s-au edificat

Carpaţii şi Balcanii s-au deschis începând din regiunea Bazinului Vienei sau din aria nord-

carpatică şi s-au continuat spre est şi sud-est până în ţinuturile Mării Egee sau ale Mării Negre

(fig.23).

79

Fig. 22 Schiţa geotectonică a Orogenului Carpato-Balcanic

1-Înveliş postpânză şi formaţiuni recente; 2-vulcanite alpine. Unităţi de margine continentală nedeformată: 3-Masivul Median Transilvan; 4-Masivul Median Pannonic; 5-Masivul Rhodope; 6-Masivul Serbo-Macedonean. Unităţi de margine continentală deformată: 7-Unitatea central est-carpatică; 8-Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra

Mare; 9-Pânza Getică; 10-Pânza Srednegore; 11-unităţi supragetice; 12-Pânza de Morava; 13-tatride; 14-unităţi nord-apusene; 15-urma şi elementele suturii transcarpatice (Pânzele de Botiza, Petrova, Măgura).

Unităţi suprapuse marginii continentale instabile subşariată: 16-pânzele flişului median şi extern; 17-Pânza Subcarpatică. Margine continentală instabilă ridicată: 18-Autohtonul Danubian; 19-Prebalcani: 20-Stara

Planina. Paleozone de expansiune; 21-urma şi elementele suturii transilvane; 22-urma şi elementele suturii vest-carpatice; 23-urma şi elementele suturii central-carpatice; 24-limita zonei Vardar; 25-limite indicând zone

structogenetice; 26-falii crustale; 27-limită între unităţi tectonice.

Din analiza geostructurală, mai ales a ariei carpatice, se evidenţiază pregnant existenţa

unor aliniamente formate din structuri la alcătuirea cărora participă formaţiuni pelagice

asociate cu ofiolite sau formaţiuni terigene prezentându-se frcvent cu factură de fliş, rezultate

din evoluţia unor paleozone de tip rift. În Carpaţii româneşti se recunosc mărturiile mai

multor asemenea zone de structuri şi anume: una constituind Munţii Apuseni de Sud

(paleozona de rift vest-carpatică), alta la marginea estică a Depresiunii Transilvaniei

80

(paleozona de rift transilvană), cea de a treia în partea centrală a Carpaţilor Orientali

(paleozona central-carpatică), iar ultima se schiţează începând din Munţii Lăpuş spre nord-

vest (paleozona de rift transcarpatică). Acestora, în structura actuală, le corespund tot atâtea

zone de sutură (fig.23, v.Pl. III).

Zonele de sutură alternează cu zone structogenetice în care sunt implicate şi structuri

mai vechi, prealpine. Aceste arii corespund porţiunilor de arie continentală (blocuri) detaşate

din marginea ariei continentale est-europene. Unele din ele au fost deformate şi implicate în

arhitectura alpină, în structura actuală reprezentând zonele de margine continentală deformate

care constitue, de regulă, zonele cristalino-mezozoice ale celor trei segmente carpatice. Altele,

mai puţin sau deloc deformate de mişcările alpine constituind zonele marginale continentale

nedeformate. Acestea din urmă formează masive mediane (Masivul Median Transilvan,

Masivul Median Pannonic, v.fig.22, 23). Deşi, în interpretări mai recente, existenţa acestor

masive mediane este negată, sunt elemente şi situaţii care atestă cu certitudine prezenţa

acestora, chiar dacă parţial şi mai ales zonele de margine, au fost remobilizate în ciclul alpin.

La cele menţionate se mai adaugă porţiuni de crustă continentală care, deşi nu au fost detaşate

de aria continentală mamă, acestea, sub influenţa ariei labile carpatice din imediata vecinătate,

au suferit deformări preponderent rupturale. Adesea ele sunt subşariate faţă de unităţile

carpatice încât au participat de fapt la edificarea catenelor muntoase. Aceste structuri

alcătuesc marginea continentală instabilă.

Paleozonele de rift care au dus la dezmembrarea marginii continentale est-europene au

cunoscut o evoluţie adesea sensibil diferenţiată şi aceasta, în primul rând, datorită condiţiilor

paleostructurale care existau sau care se creiau în spaţiul ce avea să devină Orogenul Carpato-

Balcanic. În final, această evoluţie diferenţiată a condus la individualizarea, în sens

longitudinal, a unor unităţi structogenetice de prim ordin care se delimitează, mai ales în

spaţiul carpatic. Particularităţile acestor unităţi constau, nu numai în diferenţieri de ordin

litofacial, petrogenetic, arhitectural etc, ci şi în ceea ce priveşte timpul de desfăşurare a

diverselor etape structogenetice. În plus, aceste unităţi au şi orientări distincte determinate de

condiţiile paleostructurale în care s-au format şi au evoluat. Drept urmare, Carpaţii fac mai

multe curburi sugerând că structurile acestora mulează o arie centrală rămasă relativ rigidă în

ciclul alpin. În felul acesta se delimitează mai multe segmente care au avut o evoluţie mai

mult sau mai puţin proprie, fiecare segment constituind o unitate geostructurală majoră, după

cum urmează (v. Pl. III):

un prim segment se delimitează între Bazinul Vienei şi bazinul râului Tisa constituind

Carpaţii Nordici. Aceştia se caracterizează prin lipsa unei zone centrale cristalino-

mezozoice şi lipsa flişului intern; în schimb se dezvoltă o zonă a flişului transcarpatic;

81

între bazinul superior al Tisei şi bazinul râului Dâmboviţa se întind Carpaţii Orientali.

Aceştia se caracterizează prin dezvoltarea unei zone centrale cristalino-mezozoice, a

unei zone a flişului intern şi a unei largi zone de molasă neogenă;

între bazinul Dâmboviţei şi Dunăre se întind Carpaţii Meridionali care se diferenţiază

de Carpaţii Orientali, în primul rând, prin lipsa unui fliş extern şi prin dezvoltarea unei

molase paleogen-neogene;

cu poziţie mai internă, din Valea Mureşului spre nord, se individualizează Munţii

Apuseni. Aceştia se caracterizează printr-o largă dezvoltare a formaţiunilor ofiolitice

şi a unui fliş atipic relevând originea lor într-o zonă de rift intramicroplacă, distinctă

de celelalte două zone de rift. (transilvană şi central-carpatică), precum şi prin

vergenţa inversă (nord-vestică) a structurilor, faţă de celelalte două segmente

carpatice.

Unităţile geostructurale majore amintite delimitează la interiorul lor arii cu

caracteristici structurale distincte. Acestea alcătuiesc depresiunile interne sau intermontane

care, în mare, se suprapun masivelor mediane transilvan şi panonic (v.Pl.III) reprezentând

margini continentale nedeformate.

Fig. 23. Paleozonele de rift alpine central şi sud-est europene

82

Delimitarea la suprafaţă, spre est, a ariei alpine dintre graniţele României, este foarte

clară aceasta fiind dată de falia pericarpatică. Cât despre extinderea spre vest a ariei carpatice,

aceasta ridică unele probleme. Părerea cea mai acreditată şi cea mai logică este că zona

ofiolitică Vardar ar reprezenta sutura ofiolitică tethysiană. Aceasta ar separa marginea

continentală africană de marginea continentală europeană. Continuarea spre nord sau nord-

vest este controversată. Cea mai firească pare continuarea în direcţia nord-vest spre Alpi. În

unele modele geostructurale (D.Rădulescu, M.Săndulescu, 1973) se admite, ce-i drept cu

multă reţinere şi semne de întrebare, că aceasta ar da o ramură care s-ar prelungi în Munţii

Apuseni de Sud şi mai departe s-ar continua, pe o anumită distanţă, în subsolul Depresiunii

Transilvaniei. Sunt însă elemente care se opun unei atare interpretări (în primul rând vârsta

jurasică a formaţiunilor ofiolitice sud-apusene), sugerând că aria sud-apuseană constituie o

zonă cu evoluţie distinctă şi independentă de aceea a Vardarului.

83

1. C A R P A Ţ I I O R I E N T A L I

Carpaţii Orientali, ca unitate geostructurală majoră, pe teritoriul ţării noastre, se întind

din bazinul superior al Tisei până în bazinul râului Dâmboviţa. Spre est şi sud-est limita este

dată de falia pericarpatică, iar spre vest se mărginesc cu Depresiunea Transilvaniei (v.Pl.III,

XIV).

Din punct de vedere geostructural, în Carpaţii Orientali se disting mai multe zone de

structuri care, de fapt, corespund unor etape structogenetice bine definite din evoluţia acestui

segment carpatic. Aceste zone sunt dispuse în lungul catenei muntoase fiind, în general, cu

atât mai tinere cu cât ocupă o poziţie mai estică. Incepând de la vest spre est, se delimitează:

zona cristalino-mezozoică, zona flişului şi zona de molasă. Acestora li se adaugă zona

transcarpatică şi zona vulcanitelor neogene de la marginea vestică a Carpaţilor Orientali. Ca

arii structurale suprapuse zonelor amintite sunt depresiunile intramontane (posttectonice)

(v.Pl.XIV).

1.1. Z O N A C R I S T A L I N O -M E Z O Z O I C Ă

Zona cristalino-mezozoică ocupă partea centrală a Carpaţilor Orientali şi corespunde,

din punct de vedere structogenetic, primei etape din edificarea acestora. La cunoaşterea

geologiei acestei zone şi-au adus contribuţia mulţi geologi. După ce V.Uhlig a dat prima

imagine a structurii în pânze a acestei zone, au urmat mulţi geologi români printre care,

I.Popescu-Voiteşti, I.Atanasiu, Th.Kräutner, I.Băncilă, M.Savul, M.Ilie, M.Săndulescu,

V.Mutihac, D.Patrulius, H.Kräutner, I.Bercia şi mulţi alţii care au contribuit la întregirea

imaginii geologice a acestei zone.

Din punct de vedere structogenetic, zona cristalino-mezozoică corespunde primei

etape din edificarea Carpaţilor Orientali. Ca unitate geostructurală prezintă particularitatea că,

pe lângă formaţiunile sedimentare mezozoice preaustrice, sunt implicate şi formaţiuni

cristalofiliene prealpine. Zona cristalino-mezozoică provine dintr-o zonă detaşată din

marginea continentală est-europeană şi deformată în orogeneza alpină.

În cuprinsul zonei cristalino-mezozoice a Carpaţilor Orirntali se delimitează două

compartimente a căror structură geologică este sensibil deosebită, acestea reprezentând de

fapt unităţi tectonice distincte şi anume: un compartiment nordic cu structură complexă în

pânze de şariaj constituind Unitatea central est-ccarpatică şi un compartiment sudic

constituind Unitatea (Pânza) Leaota-Bucegi-Piatra Mare (v.Pl.XIV).

84

1.1.1. U N I T A T E A C E N T R A L–E S T–C A R P A T I C Ă

Unitatea central-est-carpatică se întinde de la culoarul Vlădeni, care o separă de

Munţii Făgăraş, spre nord incluzând Munţii Perşani, Munţii Hăghimaş, Munţii Rarău, Munţii

Bistriţei, Munţii Rodnei şi Munţii Maramureşului. Spre est vine în contact cu zona flişului est-

carpatic în lungul faliei central-carpatice. Spre vest zona cristalino-mezozoică este parţial

acoperită de vulcanitele neogene iar în regiunea Someşului şi Maramureş, marginea vestică a

Unităţii ccntral-est-carpatice este acoperită de învelişul sedimentar postparoxismal

(postaustric). Astfel delimitată, Unitatea central-est-carpatică nu trebuie confundată cu ceea ce

M.Săndulescu (1984) defineşte drept pânzele central-carpatice, căci, sub această ultimă

denumire nu sunt incluse Pânzele Transilvane, dar care, în sensul arătat, constituie parte

integrantă a Unităţii central est-carpatice.

1.1.1.1. STRATIGRAFIE ŞI LITOFACIESURI

În alcătuirea Unităţii central est-carpatice, în sensul arătat, participă şisturi cristaline

(masivele cristaline prealpine) şi formaţiuni sedimentare. Acestea din urmă, deşi au fost

generate de bazine de sedimentare diferite, prin implicaţiile pe care le-au avut în tectogeneza

austrică, pot fi înglobate şi tratate sub denumirea de sedimentarul preaustric. În aria

circumscrisă de Unitatea central-est-carpatică se mai întâlneşte, ca element structural distinct,

Masivul sienitic de la Ditrău.

a. M a s i v e l e c r i s t a l i n e p r e a l p i n e

Cea mai largă suprafaţă din aria Unităţii central-est-carpatice este ocupată de şisturi

cristaline. În ansamblul acestora se disting şisturi cristaline rezultate în urma unor procese de

metamorfism care au avut loc în Proterozoic şi şisturi cristaline care au fost generate într-o

fază a ciclului hercinic. De aici o primă diferenţiere în şisturi cristaline prehercinice şi şisturi

cristaline hercinice.

Ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e p r e h e r c i n i c e. Acestea au o largă răspândire şi

includ două grupe care diferă, în primul rând, prin gradul de metamorfism. Astfel, se distinge

o grupă a şisturilor cristaline mezometamorfice şi o grupă a şisturilor cristaline

epimetamorfice (fig. 24).

85

G r u p a ş i s t u r i l o r c r i s t a l i n e m e z o m e t a m o r f i c e. Aceasta include

două entităţi descrise sub numele de cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila şi cristalinul de

Rebra-Barnar.

C r i s t a l i n u l d e H ă g h i m a ş - R a r ă u - B r e t i l a se întâlneşte în Munţii

Hăghimaş şi Rarău unde formează substratul imediat al formaţiunilor sedimentare mezozoice;

mai apare în zona axială a anticlinalului Bretila în Munţii Rodnei şi în Munţii Maramureşului.

Cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila include şisturi cristaline rezultate în urma unui

metamorfism realizat în condiţiile faciesului amfibolitic cu almandin, însă peste tot se remarcă

efectele unui retromorfism, adesea generalizat. La scară regională, în suita acestor şisturi

cristaline se disting mai multe complexe (v.fig.24). Grosimea şisturilor cristaline de

Hăghimaş-Rarău-Bretila este în jur de 3.000 m; analizele radiometrice au indicat valori de

800 M.a., pe lângă altele cuprinse între 370-507 M.a. Toate aceste valori sunt însă aparente

indicând procesele de remobilizare pe care le-au suferit ulterior formării, şisturile cristaline

fiind de fapt polimetamorfite. În lucrările de sinteză, în general, se mai preferă ca acestea să

fie considerate de vârstă nesigură reprezentând relicte ale unor nuclee foarte vechi care au

suferit mai multe remobilizări.

C r i s t a l i n u l d e R e b r a - B a r n a r aflorează pe suprafeţe limitate în Munţii

Maramureşului şi în alte câteva zone (M.Rodnei, în zona Iacobeni-Vatra Dornei, Munţii

Barnar etc.). Acest tip de cristalin include mezometamorfite în care sunt frecvente rocile

carbonatice. Şi în cristalinul de Rebra-Barnar s-au delimitat mai multe complexe (v.fig. 24).

Fig. 24. Complexele petrografice ale şisturilor cristaline din Unitatea central-est-carpatică

86

G r u p a ş i s t u r i l o r c r i s t a l i n e e p i m e t a m o r f i c e. Aceasta ocupă cea

mai mare suprafaţă din aria Unităţii central-est-carpatice, îar în sudul Munţilor Perşani

formează Muntele Gârbova. Epimetamorfitele includ şisturi cristaline rezultate în urma

metamorfozării unui material terigen şi vulcanogen în condiţiile faciesului şisturilor verzi. Ele

au fost descrise de I.Atanasiu sub numele de cristalinul de Tulgheş; au o grosime în jur de

4.000 m şi sunt reprezentate în principal prin şisturi grafitoase, şisturi cloritoase, calcare şi

dolomite cristaline, şisturi cuarţitice etc. Şi în suita acestora s-au separat mai multe complexe

(v.fig.24). Vârsta şisturilor cristaline de Tulgheş este apreciată pe baza rezultatelor oferite de

analizele radiometrice care au indicat valori de 500-610 M.a. ceea ce înseamnă ciclul

cadomian.

Ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e h e r c i n i c e. Incluse iniţial în şisturile cristaline de

Tulgheş, şisturile cristaline hercinice au fost separate ca atare de H.Kräutner (1980) şi

grupează formaţiunile cristaline rezultate în urma metamorfozării în condiţiile cele mai slabe

ale şisturilor verzi, a unor formaţiuni sedimentare şi magmatogene de vârstă paleozoică.

Acestea acoperă suprafeţe mai întinse în Munţii Rodnei şi suprafeţe mai limitate în

alte masive muntoase (v. Pl. XIV). Deşi au fost descrise sub denumiri diferite (de Rusaia, de

Argestru etc.), şisturile cristaline hercinice sunt cuprinse în totalitate în cristalinul de Repedea.

În mare, şisturile cristaline hercinice sunt reprezentate prin metapelite, metaconglomerate,

roci carbonatice, şisturi grafitoase şi şisturi verzi. Pe criterii palinologice se apreciază că

formaţiunile premetamorfice aparţin intervalului Ordovician-Eocarbonifer şi că au fost

metamorfozate în faza sudetă. În suita şisturilor cristaline de Repedea s-au separat mai multe

complexe (v.fig.24).

87

b. M a s i v u l s i e n i t i c d e l a D i t r ă u

Masivul sienitic de la Ditrău se conturează ca un corp cuasicircular străbătând

discordant şisturile cristaline de Tulgheş din partea sudică a Unităţii central-est-carpatice

(v.Pl.XIV). Prin particularităţile sale mineralogice (prezenţa feldspatoizilor, a mineralelor cu

pământuri rare etc.) acest corp are un caracter de excepţie între corpurile magmatice din

România şi din Europa. Prin aceasta a atras foarte mulţi cercetători printre care: M.Reinchard,

A.Strekeisen, V.Ianovici, Al.Codarcea etc., iar Zirkel, încă din 1866, a descris şi a introdus în

circuitul mondial, sub numele de “ditroit”, un petrotip specific “sienitul cu nefelin şi sodalit”

al cărui locus tipicus este la Ditrău.

Masivul sienitic de la Ditrău are o structură aproape concentrică; granitele sunt spre

exterior, iar partea centrală a masivului este ocupată de sienite alcaline cu nefelin (v.fig.25).

Cu dezvoltare mai mult sau mai puţin zonară se mai întâlnesc diverse roci feldspatice

(essexite, foiaite, hornblendite etc.).

Fig. 25.Secţiune prin corpul sienitic de la Ditrău

(după E.Constantinescu şi N.Anastasiu)

1-Şisturi cristaline; 2-monzonite; 3-roci sienitice; 4-essexite; 5-sienite foidice; 6-essexite şi sienite foidice orientate; 7-granodiorite; 8-filon de lamprofire;9-vulcanite neogene şi piroclastite.

Originea magmatogenă sau metasomatică a corpului sienitic de la Ditrău este încă

controversată. Despre vârsta masivului sienitic de la Ditrău, pe baza relaţiilor cu rocile

învecinate, se poate spune doar că este postcadomiană; însă analizele radiometrice efectuate

asupra biotitului din granite sau din corneene au indicat 160 M.a. Aceasta înseamnă că

punerea în loc a corpului sienitic a avut loc în Neojurasic.

c. S e d i m e n t a r u l p r e a u s t r i c

Formaţiunile sedimentare care participă la alcătuirea Unităţii cntral-est-carpatice, deşi

aparţin la zone de sedimentare diferite, au fost deopotrivă implicate în tectogeneza austrică

încât pot fi înglobate sub numele de sedimentarul preaustric.

88

În structura actuală, sedimentarul preaustric s-a conservat mai ales la marginea estică a

Unităţii central-est-carpatice alcătuind ceea ce se cunoaşte sub numele de Sinclinalul

Marginal Extern (v.Pl.XIV). Datorită unei ridicări axiale, Sinclinalul Marginal Extern este

divizat în sinclinalul Rarău (fig.26) şi sinclinalul Hăghimaş. Mai departe spre sud,

sedimentarul preaustric are o largă răspândire în Munţii Perşani. iar spre nord ocupă suprafeţe

relativ întinse în Munţii Maramureşului.

Fig. 26. Schiţa geologică a sinclinalului Rarău

1-Fundamant.cristalin. Sedimentar.bucovinic: 2-Triasic inf; 3-Triasic mediu; 4-Callovian-Oxfordian; 5-6 Tithonic-Neocomian (formaţiunea de Lunca, conglomerate de Muncelu);7-

Barremian-Albian (wildfliş); 8-roci bazice. Flişul carpatic: 9-Tithonic-Neocomian (form. de Sinaia); sedimentar transilvan: 10-Malm-Neocomian;

11-olistolite; 12-grohotiş.

În toată aria de răspândire a sedimentarului preaustric, se disting foarte clar două tipuri

litofaciale şi litogenetice de acumulări care provin din zone de sedimentare distincte şi care, în

structura actuală, aparţin la unităţi tectonice deosebite. Astfel, se deosebeşte un sedimentar

care este în relaţii normale faţă de substratul cristalin, şi aparţine Pânzei sau Pânzelor

89

Bucovinice. Acesta constituie sedimentarul bucovinic. Un alt tip de sedimentar este alohton şi

constituie Pânzele Transilvane. Acesta este sedimentarul transilvan (fig.27).

S e d i m e n t a r u l b u c o v i n i c. Sedimentarul bucovinic include ansamblul de

depozite care stă normal peste şisturile cristaline formând învelişul acestora. Este alcătuit, în

general, din depozite neritico-litorale acumulate în zona de şelf a marginii continentale est-

europene şi constituie o suită relativ subţire cu multe discontinuităţi stratigrafice. Ca vârstă,

sedimentarul bucovinic corespunde Triasic-Eocretacicului însă, fireşte, nu este o suită

stratigrafică neîntreruptă (v.fig. 27).

Fig. 27. Coloane stratigrafice sintetice în Unitatea central-est-carpatică din segmentul

Hăghimaş-Rarău-Maramureş. a-Sedimentar bucovinic; b-sedimentar transilvan

În unele lucrări este admisă prezenţa depozitelor permiene; însă acestea sunt de fapt

cruste de alteraţie din faza emersă pretriasică, astfel încât acestea nu constituie acumulări

permiene propriu-zise.

Triasicul. Acest sistem debutează prin depozite psefito-psamitice urmate de depozite

exclusiv carbonatice care s-au conservat în toate zonele de dezvoltare a sedimentarului

începând din Munţii Perşani până în Munţii Maramureşului.

Triasicul inferior, atât în Munţii Perşani (fig.28), cât şi în Munţii Hăghimaş şi Rarău

(v.fig.27) este reprezentat prin conglomerate, gresii şi calcare dolomitice care se dispun pe

substratul cristalin.

90

Triasicul mediu este reprezentat, în principal, prin dolomite urmate de calcare

organogene care se întâlnesc în Munţii Perşani pe văile Comăna şi Gărbova, în Munţii

Hăghimaş pe flancul vestic al sinclinalului şi sporadic pe flancul estic (în Culmea Dămuc). În

aceeaşi situaţie se regăseşte în sinclinalul Rarău unde formează, printre altele, înălţimile

Adam şi Eva de lângă Pojorâta, Piatra Buhă de pe Izvorul Alb etc. În sinclinalele Hăghimaş şi

Rarău, Triasicul mediu mai include calcare organogene cu Giroporella şi Diplopora revenind

Ladinianului. Ca iviri izolate, Triasicul mediu se mai întâlneşte în zona Iacobeni.

Triasicul superior ar include unele calcare şi dolomite roşiatice care stau peste

calcarele cu Giroporella.

Jurasicul. În sedimentarul bucovinic, Jurasicul se caracterizează prin predominarea

depozitelor detritice-calcaroase şi existenţa mai multor discontinuităţi în procesul de

sedimentare (v.fig.27, 28).

Jurasicul inferior (Liasicul), în Munţii Perşani debutează prin calcare detritice

roşiatice urmate de calcare oolitice fosilifere; se întâlnesc în zona Gârbova şi pe Valea

Comana. În Munţii Hăghimaş, Liasicul are o răspândire redusă; se găseşte în jurul Lacului

Roşu şi pe pârâul Ghilcoş unde este fosilifer. În Munţii Rarău nu se cunoaşte Liasicul

bucovinic.

Jurasicul mediu (Doggerul) este preponderent carbonatic (calcare oolitice, calcare

spatice etc.); se întâlneşte în Munţii Perşani în zona Comăna. În Munţii Hăghimaş, Jurasicul

mediu prezintă o mai mare variabilitate litologică (marnocalcare, calcare negre, calcare

oolitice etc.) şi se întâlneşte pe pârâul Hăghimaş şi la Lacul Roşu. În Munţii Rarău, Doggerul

este foarte slab reprezentat fiind cunoscut prin calcare oolitice fosilifere cum sunt acelea de pe

valea Tătarca sau din Culmea Tarniţa.

91

Fig. 28.Coloane stratigrafice sintetice în Munţii Perşani

Jurasicul superior marchează o semnificativă schimbare de facies în sensul că primele

depozite neojurasice sunt reprezentate prin silicolite care formează un nivel de jaspuri divers

colorate, cu intercalaţii de argile roşii, bine deschis în cariera de la Pojorâta. Pe baza poziţiei

stratigrafice (urmând peste calcarele cu Giroporella) şi a conţinutului în radiolari, jaspurile

sunt atribuite Callovian-Oxfordianului. Jaspurile se întâlnesc constant pe flancurile

sinclinalelor Rarău şi Hăghimaş. Ultimele depozite jurasice aparţin Tithonicului. Acestea sunt

92

incluse într-o suită mai comprehensivă corespunzând intervalului Tithonic-Neocomian

descrisă drept formaţiunea (strate) de Lunca.

Cretacicul. În mod firesc acest sistem este reprezentat numai prin seria sa inferioară

(Eocretacicul). În această epocă, aria central-est-carpatică a cunoscut o pronunţată instabilitate

tectonică, dar care a început încă din Jurasicul târziu.şi s-a accentuat spre sfârşitul

Eocretaciculul. Drept urmare, acumulările prezintă faciesuri tipice sinorogene începând cu

dezvoltarea turbiditelor obişnuite până la litofaciesuri grosiere şi haotice (wildflişuri).

Cretacicul inferior include suita Tithonic-Neocomian (v.fig.27, 28) reprezentată prin depozite

cu factură flişoidă, iar subordonat depozite pelagice, urmate de o formaţiune de wildfliş

aparţinând Barremian-Albianului. Asemenea depozite se întâlnesc în Munţii Perşani sectorul

Comăna şi în defileul Oltului unde conţin o faună neocomiană (v.fig.28) şi de asemenea

suportă formaţiunea de wildfliş.

În sinclinalele Hăghimaş şi Rarău, depozitele neocomiene (formaţiunea de Lunca) se

întâlnesc numai pe flancul estic al acestora; sunt bine deschise în profilul de pe Valea

Moldovei între Gura Sadovei şi Pojorâta (fig.29) unde suportă un episod conglomeratic

(conglomeratele de Muncelu). La diferite nivele, în formaţiunea de Lunca se intercalează

marnocalcare cu Aptychus, motiv pentru care aceste depozite au fost asemuite stratelor cu

Aptycus din Alpi. Neocomianul în faciesul formaţiunii de Lunca suportă formaţiunea de

wildfliş.

Fig. 29. Secţiune geologică pe Valea Moldovei la Gura Sadovei

1-Cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila. Sedimentar.bucovinic:2-conglomerate eotriasice; 3-dolomite anisiene; 4-jaspuri callovian-oxfordiene; 5,6-formaţiunea de Lunca tithonic-neocomienă; 7-gresii şi

conglomerate de Muncelu-; 8-wildfliş (Barremian-Albian). Sedimentar.transilvan: 9-calcare triasice; 10-calcare rheţiene; 11-marnocalcare liasice;12-calcare cu amoniţi (Dogger).

Acumulările de wildfliş formează umplutura propriu-zisă a sinclinalului marginal

extern. Acestea sunt reprezentate printr-o masă argiloasă, de culoare închisă, cu aspect de

curgere, în care sunt însedimentate blocuri exotice (olistolite) ce dau nota caracteristică a

wildflişului; pe alocuri se întâlnesc şi curgeri de bazalte. În general, formaţiunea de wildfliş

este lipsită de stratificaţie sau are o stratificaţie haotică. Pe lângă argilitele care predomină, se

93

mai întâlnesc brecii, conglomerate, gresii, calcare recifale, marne etc. Conţinutul

paleontologic conferă acestei formaţiuni vârsta barremian-albiană (v.fig.27).

În Munţii Maramureşului, de la izvoarele Ceremuşului spre nord, unde se întâlneşte

prelungirea directă a Sinclinalului Marginal Extern, situaţia este (sau pare) mai deosebită dar,

mai ales, insuficient clarificată. Aceasta se datorează, în primul rând, intervenţiei unei intense

activităţi vulcanice, bazice, dar şi complicaţiilor tectonice de detaliu. Acest fapt a făcut foarte

anevoiosă recunoaşterea entităţilor cronostratigrafice întâlnite în Sinclinalul Marginal Extern

din Hăghimaş şi Rarău şi care, în mod firesc, trebuie să se regăsească şi în Munţii

Maramureşului. Astfel, cu excepţia Triasicului inferior care se recunoaşte cu certitudine, toate

celelalte formaţiuni constituente ale sinclinalului marginal extern din acest sector nordic au

fost incluse în ceea ce M.Bleahu a numit “flişul negru” de vârstă eocretacică, după el, sau

medio jurasică-eocretacică după I.Bercia et al. Ulterior, pe hărţle geologice de ansamblu,

acestei formaţiuni şi acestei situaţii, M.Săndulescu le-a dat o interpretare tectonică

considerând că, formaţiunea în cauză are o poziţie alohtonă şi că ar reprezenta “pânza flişului

negru”. Acest fliş negru include de fapt depozite foarte heterogene, însă particularitatea

esenţială este dată de prezenţa unui material vulcanic de compoziţie bazică, şi culoarea neagră

a depozitelor.

Gh.Mitrea et al. (1979) au realizat o stratigrafie de detaliu în Munţii Maramureşului

care lasă să se întrevadă posibilitatea corelării situaţiei din această zonă cu aceea din restul

Sinclinalului Marginal Extern. Lăsând la o parte Triasicul inferior a cărui situaţie este clară, în

aşa numita “pânză a flişului negru” s-au inclus de fapt două entităţi deosebite. Astfel, ca

primă entitate se deosebeşte ceea ce M.Bleahu a denumit complexul mafic de vârstă

mezotriasică aparţinând sedimentarului transilvan; cea de a doua entitate este “flişul negru”

care aparţine sedimentarului bucovinic. În cuprinsul acestuia s-au identificat mai multe

formaţiuni care, pe baza conţinutului paleontologic, aparţin Dogger-Malmului (respectiv

jaspurile callovian-oxfordiene), Tithonic-Neocomianului (respectiv formaţiunea de Lunca ) şi

Barremian-Albianului (respectiv formaţiunea de wildfliş). În concluzie, şi în Munţii

Maramureşului, formaţiunea de wildfliş, cu care se încheie sedimentarul bucovinic, constituie

umplutura unor structuri sinclinale marcând prelungirea Sinclinalului Marginal Extern.

S e d i m e n t a r u l t r a n s i l v a n. În structura actuală, sedimentarul transilvan se

întâlneşte, fireşte, în situaţie alohtonă: fie ca blocuri însedimentate în formaţiunea de wildfliş,

fie ca petice de acoperire rămăşiţe ale unor pânze (Pânzele Transilvane), fie sub formă de

klippe de rabotaj. În această situaţie, nu poate fi vorba de urmărirea vreunui profil în care să

se recunoască succesiunea normală a sedimentarului transilvan; însă, depozitele fiind foarte

fosilifere, s-a putut stabili apartenenţa acestora la intervalul Triasic-Eocretacic, cu o

94

importantă discontinuitate corespunzătoare Callovian-Oxfordianului (v.fig.27, 28). Aceasta

mai înseamnă că în Unitatea central-est-carpatică suntem în prezenţa suprapunerii a două

faciesuri ale Triasic-Eocretacicului sincrone şi heteropice. Ca litofacies, sedimentarul

transilvan este aproape exclusiv carbonatic de tip pelagic, până la Mezojurasic şi de tip recifal

în Neojurasic şi Eocretacic. Se remarcă şi existenţa unor faciesuri heteropice sincrone, mai

ales în Triasic, fapt ce arată că zona de acumulare a sedimentarului transilvan avea o

morfologie variată. O trăsătură definitorie a sedimentarului transilvan o constituie asocierea

acestuia cu material vulcanic de tip ofiolitic, mai ales pentru intervalul Triasic-Mezojurasic.

Caracterele litofaciale şi prezenţa ofiolitelor arată că sedimentarul transilvan îşi are originea

într-o zonă de rift (zona de rift transilvană). Această zonă a apărut în aria de margine a ariei

continentale est-europene şi a evoluat contemporan sau penecontemporan cu zona de rift

tethysiană. Între ele se situa Microplaca Transilvano-Pannonică (Pl.x bis B.C.).

În sedimentarul transilvan s-au identificat toate etejele Triasicului, ale Jurasicului

aproape toate şi ale Cretacicului inferior (v.fig.27, 28).

Triasicul. Formaţiunile acestui sistem se întâlnesc în toate cele trei compartimente

(Perşani, Hăghimaş şi Rarău).

Triasicul inferior, în Munţii Perşani este reprezentat prin grezo-calcare în plăci,

intercalaţii de argile şi şisturi calcaroase foarte fosilifere (v.fig.28). În sinclinalul Hăghimaş se

cunosc puţine depozite eotriasice; apar doar ca fragmente însedimentate în formaţiunea de

wildfliş a Cretacicului bucovinic. În sinclinalul Rarău, Triasicul inferior este reprezentat prin

grezo-calcare în plăci cu intercalaţii de şisturi argiloase bogat fosilifere, cum sunt acelea de pe

Valea Seacă fiind însedimentate în wildfliş, sau marnocalcarele de pe pârâul Cailor.

Triasicul mediu este reprezentat prin depozite calcaroase foarte variate ca facies şi

foarte fosilifere fiind asociate cu vulcanite bazice. Acestea din urmă, în Munţii Perşani sunt

reprezentate printr-un complex ofiolitic constituit din porfire bostonitice, cum sunt acelea din

defileul Oltului. Acestora li se adaugă bazalte, dolerite, gabbrouri, serpentinite, andezite şi

trahite. În Munţii Hăghimaş, Triasicul mediu este slab reprezentat doar prin blocuri

însedimentate de calcare negre anisiene şi calcare roşii ladiniene cum sunt acelea din Muntele

Criminiş. În sinclinalul Rarău, calcarele dolomitice care formează Pietrele Albe de pe pârâul

Izvorul Alb; calcarele negre stratificate de pe pârâul Cailor foarte foilifere aparţin

Ladinianului. În Munţii Maramureşului, Anisianul este reprezentat prin calcare dolomitice, iar

Ladinianului îi revine o formaţiune vulcanogen-sedimentară.

Triasicul superior, în Munţii Perşani, este reprezentat prin diverse varietăţi de calcare

bogat fosilifere aparţinând Carnianului şi se încheie prin calcare negre cu megalodontide

aparţinând Rhetianului. În sinclinalul Hăghimaş revin Neotriasicului calcarele nodulare roşii

95

cu Jovites dacus de tipul calcarelor de Hallstadt, de la Piatra Unică. În sinclinalul Rarău,

Carnianul este reprezentat prin calcare cu Halobia styriaca cum sunt acelea din Popchii

Rarăului şi din Piatra Zimbrului şi prin calcarele roşii noduloase de pe pârâul Timen de la est

de Fundu Moldovei. În sinclinalul Rarău s-a identificat şi Norianul fiind reprezentat prin

calcare de tip Hallstadt foarte fosilifere şi marnocalcare cu Monotis salinaria. Suita

neotriasică din Rarău se încheie prin grezo-calcare cu Rhaetina gregaria apartinând

Rhetianului cum sunt acelea de la Gura Sadovii (v.fig.29).

Jurasicul. Revin sistemului Jurasic de tip transilvan, în principal, depozite de facies

pelagic, mai ales pentru primele epoci, iar Neojurasicul este reprezentat prin calcare masive

recifale. Această netă diferenţiere arată că în bazinul depoziţional condiţiile de sedimentare

s-au modificat sensibil.

Jurasicul inferior (Liasicul), în Munţii Perşani este dezvoltat în faciesul de Adneth

(calcare şi marnocalcare roşii fosilifere) urmat de gresii silicioase. Asemenea depozite se

întâlnesc în defileul Oltului şi în zona localităţii Comăna. În Munţii Hăghimaş, Liasicul în

facies de Adneth este cunoscut în Valea Curmătura şi la Piatra Unică. În sinclinalul Rarău

revin Liasicului unele calcare roşii cu Arietites din Muntele Muncelu de la vest de Câmpulung

precum şi blocurile cu marnocalcare cu Leioceras sp de la Gura Sadovei.

Jurasicul mediu, în Munţii Perşani, este reprezentat prin marnocalcare cu Bositra

buchi aparţinând Bathonianului, cum sunt acelea de pe Valea Lupşa. În sinclinalul Hăghimaş,

depozite mezojurasice apar numai ca lame tectonice la baza calcarelor din Pânza de

Hăghimaş. În sinclinalul Rarău, depozitele mezojurasice sunt reprezentate prin marnocalcare

şi grezocalcare foarte fosilifere cum sunt acelea de pe Valea Pojorâta sau acelea de la Gura

Sadovei.

Cu Doggerul se încheie o primă etapă din evoluţia ariei labile transilvane, etapă

caracterizată printr-un proces de extindere însoţit de depuneri de tip pelagic şi veniri succesive

de lave bazice.

Jurasicul superior, în Sinclinalul Marginal Extern, este reprezentat aproape exclusiv

prin depozite carbonatice. O dezvoltare mai largă a depozitelor neojurasice se întâlneşte în

Hăghimaş unde participă la alcătuirea pânzei de Hăghimaş (v.fig.30). În baza suitei calcaroase

se distinge un nivel de calcare nodulare (stratele cu Acanthicum) revenind Kimmeridgianului.

Urmează un nivel arenitic cu Haploceras elimatum aparţinând Tithonicului inferior, peste

care se dezvoltă calcare masive de tip Stramberg cu Thecosmilia care aparţin Tithonicului

superior.

96

Fig. 30. Secţiune geologică prin sinclinalul Hăghimaş

(după M.Săndulescu) 1-Cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila; 2-cristalinul de Tulgheş. Sedimentar bucovinic:

3-conglomerate şi gresii werfeniene; 4-dolomite anisiene; 5-calcare masive ladiniene; 6-marno-gresii liasice; 7-marno-gresii şi marne mezojurasice; 8-jaspuri callovian-oxfordiene;

9-grezo-calcare tithonic-neocomiene (formaţiunea de Lunca); 10-wildfliş Barremian-Albian. Sedimentar transilvan: 11-calcare masive kimmeridgian-neocomiene;

12-calcare masive barremian-apţiene (facies urgonian). Inveliş posttectonic: 13-conglomerate vraconian-cenomaniene. Flişul: 14-formaţiunea de Sinaia.

În sinclinalul Rarău până în prezent nu a fost identificat Malmul. Este posibil ca unele

calcare din Pietrele Doamnei, care au la partea superioară o lentilă de bauxită, să aibă o atare

vârstă (v.fig.31).

Fig. 31. Schiţă panoramică în masivul Rarău

1-Cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila. Sedimentar bucovinic: 2-conglomerate şi gresii werfeniene; 3-dolomite anisiene; 4-jaspuri callovian-oxfordiene; sedimentar transilvan:5-calcare cu accidente silicioase

carniene; 6-calcare masive noriene; 7-calcare masive malm-neocomiene; 8-calcare masive barremian-apţiene; 9-bauxite;10-urma şariajului transilvan.

Cretacicul. Eocretacicului îi revin depozite calcaroase recifale (v.fig.27, 28). În

sinclinalul Hăghimaş, Eocretacicul debutează printr-o secvenţă de marnocalcare cu

Neocomites neocomiensis urmată de calcare masive organogene cu Leviathania leviathan

semnificativă pentru Neocomian. Partea superioară a calcarelor masive organogene conţin o

97

faună cu Requienia sp. şi Toucasia sp. la care se adaugă orbitoline, totul indicând vârsta

Barremian-Apţian.

În sinclinalul Rarău, Barremian-Apţianul este dezvoltat de asemenea în facies

urgonian, iar calcarele respective formează Pietrele Doamnei (v.fig.31). Calcarele urgoniene

sunt ultimele depozite ale sedimentarului transilvan din Unitatea central-est-carpatică.

În unele interpretări se consideră că sedimentarul din Unitatea central-est-carpatică, pe

lângă suitele bucovinică şi transilvană, ar mai include şi altele (subbucovinică, de Iacobeni

etc) şi chiar mai multe suite transilvane. Fără îndoială că pe întinsul ariilor de sedimentare

bucovinică şi transilvană au existat condiţii de sedimentare întrucâtva deosebite şi care se

reflectă în anumite variaţii litofaciale, însă, reale, incontestabile şi cu semnificaţie

structogenetică majoră, rămân cele două tipuri de facies, bucovinic şi transilvan care

corespund la două zone de sedimentare cu evoluţie net distinctă.

1.1.1.2. EVOLUŢIE ŞI TECTOGENEZĂ

La sfârşitul ciclului hercinic, marginea continentală est-europeană care va fi implicată

în edificarea lanţului carpatic avea o structură heterogenă. Astfel, pe lângă Platforma Est-

Europeană cu soclu eoproterozoic, mai includea o zonă de structuri hercinice (caledonian-

hercinice) prelungire a acelora din Munţii Măcin, şi structuri cadomiene care sunt de fapt o

prelungire a acelora din Masivul-Central-Dobrogean (Pl.X A). Mai departe până în regiunea

Vardar, includea structuri vechi precambriene şi paleozoice de tipul acelora din domeniul

moesic însă remobilizate în ciclurile paleozoice; mai exact, de tipul unităţilor structurale din

faţa Carpaţilor Nordici (v.Pl.II).

La începutul ciclului alpin, în zona de margine a ariei continentale est-europene,

contemporan sau penecontemporan cu formarea şi evoluţia paleoriftului tethysian (Vardar), a

apărut şi a evoluat o paleozonă de rift intracontinentală (paleozona de rift transilvană). Acest

fapt a avut drept consecinţă detaşarea din zona de margine a ariei continentale est-europene a

unei părţi individualizându-se astfel Microplaca Transilvano-Pannonică (Pl.X B).

Paleozona de rift transilvană a cunoscut o etapă de extensie până spre sfârşitul

Jurasicului mediu, timp în care s-au acumulat depozite pelagice asociate cu formaţiuni

ofiolitice. În Neojurasic s-a produs inversiunea mişcării celor două blocuri implicate. Acest

eveniment, care a durat până spre sfârşitul Eocretacicului, în procesul de sedimentare s-a

tradus prin acumularea unor depozite neritice-carbonatice cu care se încheie sedimentarul

transilvan. Pe de altă parte, procesul de scurtare a scoarţei din paleozona de rift tansilvană,

care s-a desfăşurat contemporan cu mişcarea convergentă a blocurilor continentale, a

98

determinat apariţia, pe un aliniament mai intern al marginii continentale est-europene, a unei

noi zone de rift intracontinental (paleozona de rift central-carpatică). Urmarea a fost

desprinderea şi îndepărtarea altei porţiuni din aria continentală şi care va deveni blocul central

carpatic (v.Pl.X B).

Închiderea paleozonei de rift transilvană a fost însoţită de ridicarea (obducerea) unor

fragmente din crusta oceanică, expulzarea şi împingerea acestora peste sedimentarul

bucovinic de pe blocul central carpatic. În felul acesta s-a ajuns la suprapunerea tectonică a

două litofaciesuri sincrone şi heteropice rezultând Pânzele Transilvane (Pl.X C). Urma şi

rămăşiţele paleozonei de rift transilvane se găsesc undeva în partea estică a Depresiunii

Transilvaniei constituind sutura transilvană, dar care este acoperită de depoitele acesteia, de

vulcanitele neogene şi de sedimentarul postaustric (postparoxismal). Urma suturii transilvane

se continuă spre nord, suferă unele decroşări, iar în bazinul Tisei dispare odată cu afundarea

zonei cristalino-mezozoice: fie că este acoperită de unitaţile transcarpatice mai interne, fie că

dispare ca atare (fig.32).

Coliziunea dintre Microplaca Transilvano-Panonnică şi blocul central carpatic a avut

drept consecinţă împingerea acestuia din urmă, înclusiv Pânzele Transilvane, peste zona

flişului din faţă generând astfel un al doilea sistem de pânze, Pânzele Bucovinice. În felul

acesta s-a realizat aranjamentul tectonic al Unităţii central-est-carpatice ca efect al

tectogenezelor mezocretacice (v.Pl.X C).

100

Fig. 32. Schiţa tectonică a Carpaţilor româneşti interni

1.Aria cristalino-mezozoică; 2-înveliş posttectonic; (duplicatura de Lăpuş); 3-klippele transilvane; 4-flişul transcarpetic (Pânzele de Botiza şi Petrova):5-klippele pienine;

6-vulcanite neogene; 7-flişul carpatic; 8 unităţi supragetice; 9 Pânza Getică; 10-Autohtonul Danubian; 11-unităţile Munţilor Apuseni; 12-blocul transilvan (a-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.

a. P â n z e l e t r a n s i l v a n e

În structura actuală Pânzele Transilvane includ Pânza de Perşani şi Pânza de

Hăghimaş (v.Pl.XIV).

Pânza de Perşani. Aceasta a fost pusă în evidenţă de M.Ilie şi s-a conservat sub

forma mai multor petice de acoperire, mai întinse în partea sudică a Munţilor Perşani între

localităţile Comăna şi Lupşa, şi mai restrânse în defileul Oltului şi în zona Vârghiş. Pânza de

Perşani este constituită din depozite triasice şi eojurasice de tip pelagic asociate cu ofiolite.

Formaţiunile Pânzei de Perşani stau pe formaţiunea de wildfliş (Cretacic inferior bucovinic) şi

sunt acoperite de depozite apţiene târzii, de unde rezultă vârsta apţiană medie a punerii în loc

101

a Pânzei de Perşani (fig.33). Resturi ale Pânzelor Transilvane se mai găsesc în sinclinalul

Rarău (pe Valea Timen) şi în Munţii Maramureşului.

Fig. 33. Secţiune geologică prin compartimentul sudic al Munţilor Perşani

1-Cristalinul de Făgăraş. Pânza Bucovinică: 2-cristalinul de Gârbova; 3-conglomerate eotriasice; 4-dolomite mezotriasice; 5-calcarenite mezojurasice; 6-depozite flişoide neocomiene; 7-wildfliş barremian-apţian; 8-Barremian-Aptian în facies urgonian. Pânza de Perşani: 9-calcare mezotriasice. Inveliş posttectonic:

10-gresii şi conglomerate vraconian-cenomaniene; 11-marnocalcare turonian-senoniene;12-gresii eocene; 13-şisturi argiloase oligocene; 14-marno argile burdigaliene; 15-argile şi nisipuri badeniene;

16-depozite cuaternare; 17-urma şariajului transilvan

Pânza de Hăghimaş. Aceasta a fost pusă în evidenţă de M.Săndulescu în partea

centrală a sinclinalului Hăghimaş; este constituită preponderent din calcare recifale de vârstă

neojurasică şi eocretacică. Formaţiunile pânzei stau pe wildflişul cretacic, iar contactul

tectonic este acoperit de depozitele neocretacice ale sedimentarului postaustric (v.fig.30).

Situaţie similară aceleia din Hăghimaş se întâlneşte şi în Rarău unde calcarele recifale

care formează vârful Rarău, Pietrele Doamnei etc. stau tectonic pe formaţiunea de wildfliş

(fig.34).

Fig. 34. Secţiune geologică prin sinclinalul Rarău

1-Şisturi cristaline. Sedimentar bucovinic: 2-conglomerate werfeniene 3-dolomite anisiene; 4-jaspuri callovian-oxfordiene; 5-marno-gresii tithonic-neocomiene (formaţiunea de Lunca); 6-wildfliş barremian-albian.

Sedimentar transilvan: 7-calcare mezotriasice;8-calcare barremian-apţiene. Flişul carpatic: 9-Tithonic-Neocomian (formaţiunea de Sinaia); β-bazalte

102

Se poate conchide că Pânzele Transilvane sunt alcătuite din formaţiuni diferite ca

vârstă şi litofacies şi că punerea lor în loc s-a făcut în momente diferite. Mai trebuie spus că

Pânzele Transilvane sunt pânze de cuvertură.

b. P â n z e l e B u c o v i n i c e

Al doilea efect major al tectogenezelor mezocretacice a fost încălecarea în ansamblu a

zonei cristalino-mezozoice peste aria flişului carpatic constituind Pânzele Bucovinice. Urma

şariajului bucovinic se poate recunoaşte din Munţii Maramureşului până în Munţii Perşani şi

constituie falia central carpatică. În timpul şariajului, corpul Pânzei bucovinice s-a fragmentat

în mai multe blocuri cu tendinţă de încălecare de la vest spre est. În felul acesta, în cuprinsul

Pânzei Bucovinice s-au individualizat mai multe digitaţii sau pânze de ordinul al doilea, încât

Pânza Bucovinică în sens larg ar reprezenta de fapt un sistem de pânze de imbricare

constituind Sistemul Pânzelor Bucovinice. Planurile de încălecare şi în acelşi timp şi

formaţiunile constituente ale pânzelor au fost redresate şi chiar răsturnate în timpul

tectogenezelor ulterioare, întâlnindu-se frecvent vergenţe vestice şi serii stratigrafice inverse.

Această situaţie l-a făcut pe M.Săndulescu (1984) să elaboreze un model structural mult

deosebit de cel prezentat mai sus.

Sistemul Pânzelor Bucovinice se recunoaşte mai clar în partea nordică a Unităţii

central-est-carpatice în bazinele superioare ale Bistriţei şi Moldovei unde, în lungul

contactelor tectonice dintre pânze s-au conservat şi formaţiunile sedimentare preaustrice

implicate în tectonica mezocretacică (v.Pl.XIV). Spre sud aceste pânze nu mai pot fi urmărite;

este posibil ca ele să scadă în amploare sau chiar să se destrame revenindu-se la o situaţie mai

puţin complicată.

În Sistemul Pânzelor Bucovinice, în sensul arătat, se deosebesc trei pânze bucovinice:

inferioară, mediană şi superioară (fig. 35, v.Pl.XIV).

Pânza Bucovinică inferioară. Aceasta se delimitează în partea estică a Unităţii

central-est-carpatice. Este alcătuită din cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila, cristalinul de

Tulgheş şi cristalinul de Repedea, la care se adaugă sedimentarul bucovinic care ocupă

Sinclinalul Marginal Extern. Pe suprafeţe mai restrânse sedimentarul bucovinic se mai

întâlneşte în lungul unor contacte tectonice din partea de vest a pânzei, fapt ce pune în

evidenţă existenţa unor cute-solzi ca: solzul Delniţa, solzul Putna Seacă şi solzul Ortoaia. Spre

est se recunosc solzi pe Izvorul Alb, la Gura Sadovei etc.

Pânza Bucovinică Mediană. Se urmăreşte la vest de precedenta şi este alcătuită din

mezometamorfite de Rebra-Barnar, epimetamorfite de Tulgheş şi din şisturi cristaline de

103

Repedea. Acestora li se adaugă sedimentarul bucovinic de pe aliniamentul Iacobeni. Contactul

tectonic se stabileşte între cristalinul de Tulgheş care se dispune anormal peste sedimentarul

bucovinic sau peste cristalinul de Repedea. Acest contact se urmăreşte de la localitatea

Ortoaia de pe Valea Bistriţei spre nord până la Cârlibaba; spre sud de Ortoaia, unde nu se mai

întâlneşte sedimentarul bucovinc, contactul tectonic nu se mai regăseşte.

Pânza Bucovinică Superioară. Este Pânza Bucovinică cea mai vestică. În

componenţa ei intră mezometamorfitele de Rebra-Barnar, epimetamorfitele de Tulgheş şi

cristalinul de Repedea. Contactul tectonic se urmăreşte de la Iacobeni-Vatra Dornei până în

muntele Bretila şi se regăseşte în Munţii Maramureşului. Spre sud se recunoaşte în zona

Izvoarele Mureşului. Contactul tectonic se stabileşte între mezometamorfitele de Rebra-

Barnar pe de o perte şi cristalinul de Tulgheş, cristalinul de Repedea sau sedimentarul

bucovinic de la Iacobeni care aparţin Pânzei Bucovinice mediane, pe de altă parte. În

cuprinsul Pânzei Bucovinice superioare se conturează solzul Rebra şi solzul Inău.

Reamintim că modul cum sunt înţelese şi delimitate Pânzele Bucovinice în modelul

prezentat (fig.35) diferă sensibil de modelul conceput de M.Săndulescu.

Fig. 35. Secţiune geologică prin partea nordică a Unităţii central-est-carpatice

1-Substrat bazaltic; 2-cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila; 3-cristalinul de Tulgheş; 4-cristalinul de Repedea; 5-sedimentarul din Sinclinalul Marginal Extern; 6-flişul carpatic A-crustă oceanică;

B-fundament de origine precarpatică; D1-masivul de serpentinite de la Breaza D2-Pânza Bucovinică Inferioară; D3-Pânza Bucovinică Mediană;D4 Pânza Bucovinivă Superioară

.

În comparaţie cu Pânzele Transilvane, Pânzele Bucovinice sunt pânze de soclu fiind

implicat şi fundamentul cristalin.

104

1.1.2. U N I T A T E A L E A O T A – B U C E G I – P I A T R A M A R E

Cea de a doua unitate a zonei cristlino-mezozoice din Carpaţii Orientali se situiază la

sud de culoarul Vlădeni din sudul Munţilor Perşani şi circumscrie masivele: Piatra Craiului,

Leaota, Bucegi, Postăvaru, Piatra Mare şi culoarul Dâmbovicioarei (v.Pl.XIV).

În ultimile decenii au apărut opinii diferite în ceea ce priveşte apartenenţa acestei zone

la Carpaţii Orientali sau la Carpaţii Meridionali. Argumentele care se aduc pentru una sau alta

din păreri sunt de ordin stratigrafic şi tectonic. Lăsând la o parte valabilitatea mai mult sau

mai puţin convingătoare a acestora, un fapt este cert şi anume că, aria Leaota-Bucegi-Piatra

Mare se individualizează ca unitate geostructurală distinctă deosebindu-se de Unitatea central-

est-carpatică, dar şi de Pânza Getică. Este suficient să se ţină seamă de lipsa sedimentarului

transilvan din aria Leaota-Bucegi-Piatra Mare pentru a o distinge de Unitatea central-est-

carpatică, sau de prezenţa depozitelor triasice şi lipsa depozitelor carbonifere şi permiene

pentru a evidenţia deosebirea dintre Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare şi Pânza Getică. În

ceea ce priveşte afinităţile Unităţii Leaota-Bucegi-Piatra Mare cu Carpaţii Orientali sau cu

Carpaţii Meridionali, elementul hotărâtor îl constituie structura flişului cretacic-paleogen şi a

molasei neeogene din Carpaţii Orientali care se continuă până în bazinul Dâmboviţei din

sudul Unităţii Leaota-Bucegi-Piatra Mare, în timp ce la vest de Dâmboviţa nu există un fliş

cretacic-paleogen, iar molasa este paleogen-mio-pliocenă. Este mai mult decât evident că, din

punct de vedere geostructural, limita dintre Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali este în

zona bazinului Dâmboviţei şi nu Valea Prahovei.

1.1.2.1. STRATIGRAFIE ŞI LITOFACIESURI

La alcătuirea Unităţii Leaota-Bucegi-Piatra Mare participă şisturile cristaline care

formează masivele cristaline prealpine şi un înveliş sedimentar preaustric.

a. M a s i v e l e c r i s t a l i n e p r e a l p i n e

Masivele cristaline prealpine formează în întregime Culmea Leaota prelungindu-se

spre vest până la falia Iezer-Păpuşa. Ca şi în Unitatea central-est-carpatică şi aici, şisturile

cristaline aparţin unor cicluri prehercinice şi ciclului hercinic.

105

Ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e p r e h e r c i n i c e. Acestea formează aproape în

întregime Culmea Leaota în care se disting cele două grupe: mezometamorfite şi

epimetamorfite (fig.36).

G r u p a ş i s t u r i l o r c r i s t a l i n e m e z o m e t a m o r f i c e. Aceasta include

mezometamorfitele descrise de N.Gherasi şi R.Dimitrescu drept cristalinul de Voineşti care se

întâlneşte în partea centrală a Culmii Leaota. Constituite preponderent din paragnaise şi

micaşisturi, acestea mai includ o largă varietate de roci având 2.500 m grosime. Ca vârstă

această grupă ar aparţine unui ciclu precambrian.

Fig. 36. Suita şisturilor cristaline din Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare

G r u p a ş i s t u r i l o r c r i s t a l i n e e p i m e t a m o r f i c e. Aceasta ocupă cea

mai întinsă suprafaţă din Culmea Leaota şi este cunoascută sub numele de cristalinul de

Lereşti-Tămaş. Cristalinul este reprezentat în principal prin şisturi sericito-cloritoase cu

porfiroblaste de albit, la care se adaugă şisturi clorito-amfibolice. Epimetamorfitele au fost

generate de ciclul cadomian.

Ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e h e r c i n i c e. Se atribuie o atare vârstă unor

epimetamorfite din partea vestică a Culmii Leaota. Acestea au fost descrise sub numele de

cristalinul de Căluşu-Tămăşel; sunt reprezentate preponderent prin şisturi cristaline cu sericit

şi au o grosime de 2.000 m. Pe criterii micropaleontologice se apreciază că materialul

106

premetamorfic ar aparţine Paleozoicului, iar metamorfismul s-ar fi produs în tectogeneza

sudetă.

M a g m a t i t e l e l e g a t e d e ş i s t u r i l e c r i s t a l i n e. Şisturilor cristaline

din Culmea Leaota li se asociază câteva masive magmatice desemnate drept granitul de

Albeşti şi granitul de Lalu. Acestea par a fi concordante cu şisturile cristaline prehercinice.

Atât vârsta obţinută pe cale radiometrică (464-543 M.a.), cât şi prezenţa anclavelor de

paragnaise (din cristalinul de Voineşti) în granitele de Albeşti, pledează pentru vârsta

cadomiană a punerii în loc a acestor magmatite.

b. S e d i m e n t a r u l p r e a u s t r i c.

Sedimentarul preaustric din Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare este localizat în două

sinclinale: sinclinalul Piatra Craiului-Dâmbovicioara şi sinclinalul Bucegi-Postăvaru-Piatra

Mare (v.Pl.XIV). Aceste sinclinale sunt separate între ele prin ridicarea Leaota.

Sedimentarul preaustric acoperă intervalul Triasic-Eocretacic şi corespunde la mai

multe cicluri de sedimentare şi anume: Triasic, Liasic, Dogger-Apţian şi Albian (fig.37).

C i c l u l T r i a s i c. Acesta debutează prin conglomerate urmate de gresii cuarţoase

şi argile roşii peste care se depun calcare şi dolomite, totul revenind Werfenianului; se

întâlnesc în zona Vulcan. Triasicul mediu este exclusiv carbonatic incluzând o largă varietate

de calcare al căror conţinut paleontologic atestă vârsta anisian-ladiniană. Se întâlnesc la

Cristian şi la Braşov. Neotriasicului, cel puţin în parte, îi corespunde o lacună stratigrafică

(v.fig.37).

107

Fig. 37. Coloane stratigrafice în Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare

1-Fundamantul cristalin; 2-gresii şi conglomerate; 3-gresii cuarţoase; 4-dolomite; 5-roci argiloase; 6-calcare bituminoase; 7.-calcare; 8-calcare masive organogene; 9-calcare nodulare; 10-marne; 11-marnocalcare;

12-calcare oolitice; 13-gresii; 14-gresii calcaroase; 15-gresocalcare; 16-jaspuri.

C i c l u l L i a s i c. Acesta se caracterizează prin dezvoltarea faciesului de Gresten

reprezentat prin depozite preponderent detritice cu cărbuni cum sunt acelea de la Cristian.

C i c l u l D o g g e r - A p ţ i a n. Formaţiunile acestui ciclu se întâlnesc atât în

sinclinalul Piatra Craiului-Dâmbovicioara, cât şi în sinclinalul Bucegi-Piatra Mare. Primele

depozite mezojurasice marchează o transgresiune majoră care, în Bucegi, debutează printr-o

formaţiune detritică, dar care, pe verticală, trece la depozite marnocalcaroase, foarte fosilifere

pe flancul vestic al sinclinalului Bucegi la Strunga. În Postăvaru şi la Cristian se întâlneşte un

facies marnos calcaros cu Bositra buchi. Cu facies asemănător, Doggerul se întâlneşte şi pe

ambele flancuri ale sinclinalului Piatra Craiului-Dâmbovicioara unde, de asemenea, este

fosilifer. Malmul debutează prin jaspuri divers colorate (Oxfordian) identice cu acelea din

Unitatea central-est-carpatică. La rândul lor acestea suportă calcare nodulare stratele cu

Acanthicum), Kimmeridgian, după care se dezvoltă calcare masive (calcare de Stramberg),

Tithonic. Acestea formează cea mai mare parte din masivele Piatra Craiului, Postăvaru, Piatra

Mare (v.Pl.XIV, fig.37). În Bucegi, de la calcarele de Stramberg se trece la marnocalcare cu

tintinide aparţinând Neocomianului. Cu asemenea facies, Neocomianul se întâlneşte şi în

108

bazinul Dâmbovicioarei, însă aici lipseşte primul etaj (Valanginianul). De la faciesul pelitic se

trece la o alternanţă de marne şi calcare masive organogene cu Requienia sp. reprezentând

faciesul urgonian al Barremian-Apţianului, cu dezvoltare tipică în bazinul Dâmbovicioarei. În

sinclinalul Bucegi-Piatra Mare, depozitele Barremian-Apţianului nu se întâlnesc decât pe

flancul estic al acestuia unde se prezintă ca o formaţiune cu blocuri de tip wildfliş. Aceasta

vine în contact tectonic cu formaţiuni sincrone aparţinând flişului carpatic. Cu depozitele

barremian-apţiene se încheie ciclul sedimentar Dogger-Apţian. Apţianul superior nu este

cunoscut cu certitudine.

C i c l u l A l b i a n. Ultimul ciclu este reprezentat prin ceea ce se cunoaşte sub

numele de conglomeratele de Bucegi. Acestea formează umplutura sinclinalului Bucegi-Piatra

Mare. Conglomeratele de Bucegi s-au format exclusiv pe seama ariei mai vestice care, în

timpul Albianului, funcţiona ca zonă emersă supusă eroziunii; au o grosime de 2.000 m şi

prezintă largi variaţii de facies atât lateral cât şi pe verticală căpătând, fie aspect masiv, fie

stratificat, sau adesea capătă factură de fliş. În elementele conglomeratelor de Bucegi se

recunoaşte întreaga gamă de roci constituente ale zonei cristalino-mezozoice. Suita

conglomeratelor de Bucegi se încheie cu gresiile şi conglomeratele de Babele. Vârsta albiană

a conglomeratelor de Bucegi se deduce din faptul că, în mod constant, de-asupra acestora, pe

Valea Dâmboviţei ca şi în împrejurimile oraşului Predeal, se dispun transgresiv şi discordant

depozite bogat fosilifere de vârstă vraconiană.

1.1.2.2. EVOLUŢIE ŞI TECTOGENEZĂ

În intervalul Triasic-Eocretacic, aria Leaota-Bucegi-Piatra Mare a evoluat ca domeniu

cu o oarecare stabilitate fiind supusă doar unor mişcări de basculare. În această situaţie a

cunoscut succesiv şi alternativ mai multe faze de exondare şi de submersie. La sfârşitul

Eocretacicului, întreaga zonă a fost afectată de mişcările mezocretacice care au fost definitorii

pentru aranjamentul arhitectural. Mişcările au început de fapt mai de timpuriu, poate chiar din

Jurasicul terminal şi au avut drept efect producerea unor deformări preponderent rupturale. În

felul acesta au avut loc denivelări de tip grabene şi horsturi favorabile producerii unor

dislocări importante de roci. Acestea au furnizat materialul care s-a depus în zonele mai joase

generând formaţiunea cu blocuri. În timp, mişcările au fost cu atât mai intense cu cât se

apropiau de paroxismul austric.

Principalul efect al tectogenezei austrice constă în încălecarea zonei Leaota-Bucegi-

Piatra Mare în ansamblu, peste flişul carpatic. Acest contact tectonic a fost remarcat încă de

E.Jekelius, apoi de N.Oncescu şi de I.Băncilă. Urma planului de încălecare se continuă de la

109

Bunloc, prin sudul Munţilor Postăvaru, vest Predeal, vest Sinaia şi ajunge în Valea Ialomiţei.

Mai departe este acoperit de sedimentarul postaustric, însă ajunge în Valea Dâmboviţei. În

lungul acestui contact tectonic, relaţiile de suprapunere anormală se stabilesc, fie între

calcarele jurasice ale Unităţii Leaota-Bucegi-Piatra Mare şi flişul barremian-apţian în faciesul

grezos-ruginiu din Pânza de Ceahlău cum se poate constata la Bunloc, fie între Barremian-

Apţianul în faciesul formaţiunii cu blocuri din sinclinalul Bucegi şi flişul barremian-apţian în

faciesul formaţiunii de Comarnic sau de Piscu cu Brazi, aceasta fiind situaţia cea mai frecvent

întâlnită pe versantul estic al Munţilor Bucegi. Din cauza unor similitudini litofaciale între

Barremian-Apţianul în faciesul Piscu cu Brazi din flişul carpatic (care prezintă episoade mai

grosiere) şi formaţiunea cu blocuri din sinclinalul Bucegi-Piatra Mare, este foarte greu de

recunoscut contactul tectonic major dintre Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare şi Pânza de

Ceahlau. De aceea, în unele interpretări, se consideră că pe versantul estic al Bucegilor ar fi o

continuitate de sedimentare de la formaţiunea stratelor de Sinaia (tithonic-neocomiene) până

la conglomeratele de Bucegi (albiene), contestându-se astfel caracterul major al relaţiilor

tectonice dintre Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare şi flişul carpatic de la est.

Odată cu încălecarea spre est, Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare a suferit o cutare

largă formându-se cele două structuri sinclinale: sinclinalul Piatra Craiului-Dâmbovicioara şi

sinclinalul Bucegi-Postăvaru-Piatra Mare separate prin ridicarea Leaota (fig.38).

Fig. 38. Secţiune geologică între Piatra Craiului şi Valea Prahovei

1-Şisturi cristaline; 2-Dogger; 3-Malm; 4-Neocomian; 5-Barremian-Apţian (a-facies urgonian,b-facies de wildfliş); 6-Albian (conglomerate de Bucegi); 7-Vraconian-Cenomanian; 8-fliş carpatic Tithonic-Neocomian

(formaţiunea de Sinaia); FCC-falia central-carpatică.

Cele mai vechi depozite care acoperă urma planului de şariaj aparţin Neocretacicului,

situaţie evidentă în bazinul Dâmbovicioarei. De aici decurge vărsta mezocretacică a

încălecării zonei Leaota-Bucegi-Piatra Mare şi individualizarea acesteia ca unitate tectonică

devenind Pânza Leaota-Bucegi-Piatra Mare. Vârsta încălecării acesteia este un argument în

plus şi definitoriu a deosebirii între aceasta din urmă şi Pânza Getică.

Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare a suferit şi influenţa paroxismului laramic.

Această influenţă se reflectă în deformări specifice ca, tendinţa de redresare a structurilor din

110

zona de margine şi adesea chiar retroversarea acestora, înclusiv a planului de şariaj, fapt

evident la vest de oraşul Predeal. La marginea vestică, Unitatea-Leaota-Bucegi-Piatra Mare a

avut de suportat stressul indus de încălecarea unităţilor Carpaţilor Meridionali, în speţă a

Unităţii de Făgăraş şi a solzilor din faţa acesteia, în lungul faliilor Iezer-Păpuşa şi Holbav.

Consecinţa a fost fracturarea flancului vestic al sinclinalului Piatra Craiului. În zona Vulcan

de pildă, învelişul sedimentar neocretacic este prins sub solzii Holbav şi Măgura Codlei

(fig.39).

Fig. 39. Secţiune geologică prin partea de nord a Unităţii Leaota-Bucegi-Piatra Mare

1-Cristalin supragetic (de Făgăraş); 2-cristalin getic; 3-cristalinul de Leaota; 4-sedimentar getic (solzii Holbav şi Măgura Codlei); 5-conglomerate werfeniene; 6-calcare mezotriasice; 7-depozite jurasice; 8-depozite

eocretacice; 9-conglomerate de Bucegi albiene;10-conglomerate neocretacice; 11-flişul carpatic (formaţiunea de Sinaia);12-depozite recente.

În concluzie, şi din punct de vedere tectogenetic, Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare

prezintă afinităţi cu Unitatea central-est-carpatică. Urma şariajului Pânzei de Leaota-Bucegi-

Piatra Mare este cel puţin analoagă faliei central-carpatice, iar Pânza de Leaota-Bucegi-Piatra

Mare este analoagă Pânzelor Bucovinice însă decroşată spre est (v.Pl.XIV).

1.1.3. Î N V E L I Ş U L S E D I M E N T A R P O S T P A R O X I S M A L

După desăvârşirea tectogenezei austrice, care a dus la stabilirea aranjamentului

tectonic şi la individualizarea unităţilor Central-est-carpatice şi Leaota-Bucegi-Piatra Mare,

acestea au evoluat în continuare ca domenii cu oarecare stabilitate. În această situaţie, chiar de

la începutul Neocretacicului, cea mai mare parte din unităţile amintite a fost acoperită de ape

redevenind astfel bazine de sedimentare cu substrat stabil. Depozitele acumulate în aceste

condiţii constituie învelişul sedimentar postpânză, postparoxismal sau postaustric.

În structura actuală, învelişul postparoxismal s-a conservat pe suprafeţe mai mari sau

mai mici în diferite zone ale ariei cutărilor austrice. Astfel, s-au păstrat pe suprafeţe mai

întinse în Maramureş, în nordul Transilvaniei şi în Munţii Bârgăului, iar pe suprafeţe mai

111

restrânse în Munţii Perşani şi în zona Leaota-Bucegi-Piatra Mare (v.Pl.XIII, XIV şi fig.27,

28).

Din punct de vedere litofacial, sedimentarul postparoxismal include depozite variate,

de la calcare până la depozite psefito-psamitice, acestea din urmă fiind preponderente. Cea

mai largă dezvoltare o au în zona transcarpatică, unde sunt implicate în structura acesteia şi

vor fi tratate la capitolul respectiv. În aria de aflorare a zonei cristalino-mezozoică propriu-

zisă, sedimentarul postparoxismal s-a conservat pe suprafeţe limitate şi aparţine Cretacicului

superior şi Paleogenului.

Cretacicul. Succesiunea completă a depozitelor neocretacice se întâlneşte la Glodu

(est de Munţii Călimani) unde debutează prin conglomerate şi gresii glauconitice care revin,

de regulă, Cenomanianului. Pe verticală se trece la depozite predominant pelitice de tipul

marnelor roşii (de Puchow) cu globigerine aparţinând Turonian-Senonianului (v.fig.27).

Depozite neocretacice se mai întâlnesc la Ţibău (Valea Cârlibaba) şi în sinclinalul Hăghimaş

unde este prezent numai Cenomanianul. Ca iviri discontinui, depozitele neocretacice se

întâlnesc în lungul limitei dintre cristalinul din Unitatea central-est-carpatică şi învelişul

sedimentar postparoxismal, cum sunt acelea din estul Munţilor Bârgău.

În Munţii Perşani, depozitele neocretacice au o dezvoltare litofacială asemănătoare şi

se întâlnesc pe Valea Bogata (gresia de Bogata), în defileul Oltului şi în zona localităţii

Comăna (v.fig.28).

În compartimentul Leaota-Bucegi-Piatra Mare învelişul neocretacic postparoxismal

debutează, de asemenea, prin depozite psamito-psefitice cenomaniene cum sunt acelea din

culoarul Dâmbovicioarei şi din zona Vulcan, din culoarul Râşnov. Sunt foarte fosilifere,

Valea lui Ecle, Podu Cheii etc. fiind puncte fosilifere devenite clasice. În continuitate de

sedimentare se dezvoltă depozite marnocalcaroase cu globotruncane cum sunt acelea de pe

Valea Glăjăriei din sinclinalul Bucegi-Postăvaru care revin Turonian-Senonianului (v.fig.37).

Paleogenul. Formaţiunile paleogene acoperă cea mai mare parte din aria de dezvoltare

a sedimentarului postparoxismal, dar extinderea cea mai mare o au în zona transcarpatică

(v.fig.27).

În Munţii Bârgăului, Eocenul are o slabă dezvoltare, în schimb Oligocenul, cu factură

de fliş, are o grosime de 2.000-3.000 m.

Cele mai sudice iviri de depozite paleogene se întâlnesc în sudul Munţilor Perşani

unde se găsesc numai depozite oligocene (v.fig.28).

Din punct de vedere tectonic deformări mai importante a suferit învelişul postaustric

în compartimentul Leaota-Bucegi-Piatra Mare. Astfel, la marginea vestică a Unităţii Leaota-

112

Bucegi-Piatra Mare, învelişul postparoxismal este prins tectonic sub solzii Holbav şi Măgura

Codlei (v.fig.39).

1.2. Z O N A F L I Ş U L U I

Zona flişului, ca arie structogenetică, este cea mai întinsă dintre toate zonele

structurale ale Carpaţilor Orientali şi dă nota caracteristică a acestora. Se întinde în tot lungul

catenei muntoase spre sud până în bazinul râului Dâmboviţa. Spre est vine în contact cu zona

de molasă de care o separă falia externă. Spre vest, zona flişului vine în contact cu Unitatea

central-est-carpatică şi cu Unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare în lungul faliei central

carpatice (v.Pl.XIV).

Prin complexitatea şi variabilitatea problemelor pe care le-a ridicat, flişul a reprezentat

un adevărat miraj pentru mulţi geologi români. Începând cu S.Athanasiu care a pus bazele

stratigrafiei flişului cretacic, şi-au adus contribuţia la descifrarea şi cunoaşterea structurii

geologice a zonei flişului: I.Popescu-Voiteşti, Gh.Macovei, I.Atanasiu, D.M.Preda, I.Băncilă,

M.G.Filipescu, G.Murgeanu, I.Dumitrescu, Gh.Cernea, N.Grigoraş, Th.Joja, Gr.Popescu,

I.Pătruţ, M Săndulescu, Gr.Alexandrescu, L.Ionesi, O.Dicea şi mulţi alţii.

Zona flişului include formaţiunile şi structurile care au rezultat din evoluţia unei zone

de rift (zona de rift central-carpatică) apărută spre sfârşitul Jurasicului mediu (v.Pl.X B, C).

Acesată zonă acoperită de ape a antrenat în “Valea de Rift” şi zona de margine continentală

est-europeană care a fost compartimentată de falii în mai multe blocuri ce s-au afundat spre

zona de rift generând structuri de tip graben-horst (v.Pl.X C). Încă din Eocretacic, apele s-au

extins şi peste această margine continentală devenită instabilă.


Bazinul de sedimentare al mării flişului prezenta condiţii de acumulare foarte variate.

Diferenţierea era determinată de morfologia fundului mării, de relieful ariei limitrofe sursă de

furnizare a materialului terigen şi de natura şi comportamentul substratului. Toţi aceşti factori

au concurat la dezvoltarea unor faciesuri heteropice sincrone cu distribuţie zonară în lungul

edificiului muntos. Din acest punct de vedere, s-au format trei tipuri litofaciale semnificative

şi definitorii mai ales pentru Cretacicul inferior şi anume:

un fliş intern preponderent grezos-calcaros asociat cu ofiolite, care este propriu

paleozonei de rift central-carpatice;

un fliş extern în facies silezian (şisturi negre) care este propriu zonei de margine

continentală instabilă;

113

un fliş median (de tranziţie) între cele două faciesuri extreme reprezentat în

principal printr-un fliş curbicortical (v.Pl.X C).

Această sistematizare a flişului carpatic este de preferat aceleia de până acum care

deosebea un fliş intern şi un fliş extern, dar care avea în vedere, mai ales, poziţia geometrică

în spaţiu şi mai puţin litofaciesurile.

1.2.1.1. FLIŞUL INTERN

Formaţiunile constituente ale fişului intern s-au acumulat în fosa cea mai internă a

mării flişului, respectiv paleozona de rift central-carpatică (v.Pl.X). Acestea au o grosime de

mai multe mii de metri, iar în cuprinsul lor se disting mai multe formaţiuni desemnate, de

regulă, sub diferite denumiri, a căror vârstă s-a apreciat pe baza conţinutului paleontologic.

Din punct de vedere cronostratigrafic, flişul intern aparţine, în cea mai mare parte, intervalului

Tithonic-Neocretacic, dar incluzând şi flişul postparoxismal, se extinde până în Paleogen

(fig.40).

Fig. 40. Coloană stratigrafică în flişul intern

114

T i t h o n i c -N e o c o m i a n u l cuprinde cele mai vechi depozite ale flişului intern.

Succesiunea stratigrafică a acestora debutează printr-o componentă preponderent argiloasă de

la care, pe verticală, se trece la un fliş grezos-calcaros. Întreaga suită poate atinge 2.500 m

grosime şi este cunoscută sub numele de formaţiunea (stratele) de Sinaia. Aceasta prezintă o

remarcabilă constanţă litofacială în tot lungul Carpaţilor Orientali. Din conţinutul în tintinide

(Calpionella alpina, C.carpathica etc.) se deduce vârsta tithonic-neocomiană a formaţiunii

stratelor de Sinaia. O caracteristică a acestora este dată de asocierea lor, mai ales a depozitelor

dinspre baza succesiunii, cu ofiolite cum sunt acelea de la Azuga. Pe alocuri, ofiolitele pot

forma adevărate masive muntoase, cum este acela de la Breaza (Valea Moldovei).

B a r r e m i a n -A p ţ i a n u l include formaţiunile care urmează peste formaţiunea

de Sinaia, fiind reprezentate printr-un fliş preponderent marnocalcaros cu intercalaţii subţiri

de microbrecii, cunoscut sub numele de formaţiunea (stratele) de Comarnic. Acestea sunt

urmate de un fliş grezos ruginiu descris drept formaţiunea Piscu cu Brazi. Conţinutul

paleontologic cu Phylloceras infundibulum, Macroscaphytes yvani, Palorbulina disciodea-

conoidea etc. atestă vârsta barremian-apţiană a formaţiunilor de Comarnic şi de Piscu cu

Brazi. Barremian-Apţianul în faciesul descris se întâlneşte în partea sudică a Carpaţilor

Orientali. De la Depresiunea Bârsei spre nord se remarcă o schimbare de facies pe direcţie în

sensul că, printr-un facies marnos-grezos de tranziţie (flişul de Sânmartin), se trece la un fliş

grezos descris sub numele de formaţiunea sau stratele de Bistra bine dezvoltate în Munţii Ciuc

şi mai departe spre nord. Conţinutul paleontologic al acestor depozite atestă sincronismul

dintre ele şi formaţiunea de Comarnic şi respectiv formaţiunea de Piscu cu Brazi (v.fig.40).

A l b i a n u l include depozitele cu care se încheie Cretacicul inferior al flişului

intern. Acestea sunt reprezentate printr-un flis argilo-grezos-conglomeratic cunoscut sub

numele de strate de Bobu, dar mai ales prin gresii şi conglomerate masive cunoscute sub

numele de conglomeratele şi gresiile de Ceahlău-Zăganu. Atât vârsta flişului de Bobu, cât şi a

conglomeratelor de Ceahlă-Zăganu decurge din conţinutul paleontologic cu Colombiceras

subpeltoceratoides şi Salfeldiella guettardi găsite în baza conglomeratelor, şi Neohibolites

minimus, Leymeriella sp. etc. provenind din flişul de Bobu.

C r e t a c i c u l s u p e r i o r. Acesta este puţin răspândit în aria flişului intern

întâlnindu-se sporadic în bazinul superior al Buzăului şi ceva mai frecvent la vest de Valea

Prahovei. Este reprezentat prin depozite marnoase-grezoase cu Lechites gaudini şi auceline

(stratele cu Auceline) sau prin depozite grezoase-conglomeratice (strate de Dumbrăvioara)

revenind Vraconianului care are poziţie transgresivă. Urmează un fliş marnos de culoare roşie

cu Rotalipora appenninica şi Neohibolites ultimus (formaţiunea de Teliu) revenind

Cenomanianului; suita flişului intern se încheie printr-un fliş marnocalcaros cu

115

Globotruncana lapparenti şi Inoceramus labiatus revenind Turonian-Coniacianului care a

fost descris drept formaţiunea de Valea Dobârlăului.

În Senonian s-au produs mişcările neocretacice (laramice timpurii ) care au dus la

aranjamentul tectonic al flişului intern acesta devenind, din punct de vedere tectonic, Pânza de

Ceahlău. Acumulările realizate după desăvârşirea cutărilor intrasenoniene constituie învelişul

postparoxismal sau postpânză. Acesta aparţine Senonianului superior şi Paleogenului.

S e n o n i a n u l. Acestuia îi revine un fliş marnos-grezos (stratele cu echinizi) urmat

de marne roşii (Strate de Gura Beliei).

P a l e o g e n u l include partea terminală a marnelor roşii de Gura Beliei şi un fliş

marnos-grezos cunoscut sub numele de flişul sau Eocenul de Şotrile.

Sedimentarul postparoxismal din aria flişului intern se încheie cu şisturi disodilice şi

menilite revenind Oligocenului (v.fig.40).

1.2.1.2. FLIŞUL MEDIAN

Flişul median s-a format în fosele mediane ale mării flişului care, în parte, aveau

substrat oceanic, iar în parte substrat continental (v.Pl.X C). În asemenea condiţii s-au

acumulat depozite care, pentru Eocretacic, fac trecerea de la flişul intern preponderent grezos-

calcaros sau grezos conglomeratic, la flişul extern în facies silezian. Flişul median are o

grosime de câteva mii de metri şi aparţine ca vârstă Cretacic-Paleogenului. Nota

caracteristică este dată de dezvoltarea unui fliş curbicortical (fig.41).

C r e t a c i c u l i n f e r i o r. Depozitele eocretacice debutează printr-o alternanţă de

şisturi argiloase şi gresii în strate subţiri, descrise sub numele de strate de Plăieşi. Acestea

sunt urmate de o alternanţă de secvenţe de fliş curbicortical cu secvenţe de şisturi argiloase

negre, descrise drept strate de Toroclej. Asemenea depozite se întâlnesc în partea central-

internă (zona Ciuc) a ariei de apariţie a flişului median; se apreciază că acestea ar aparţine ca

vârstă Hauterivian-Apţianului. Trăsăturile litofaciale ale acestor depozite evidenţiază situaţia

lor de depozite de tranziţie între Cretacicul inferior din flişul intern şi Cretacicul inferior din

flişul extern.

De la flişul de Toroclej, pe verticală se trece la o alternanţă tipică de fliş curbicortical

constituit dintr-o suită ritmică, binară, primul termen fiind dat de o gresie calcaroasă cu

textură curbicorticală, iar al doilea din argile verzui. Acestea au mai fost descrise de I. Băncilă

drept strate de Palanca. De la diferite nivele din flişul curbicortical provin exemplare de

Puzosia mayoriana, Hoplites dentatus, Neohibolites minimus etc. care atestă vârsta apţian-

albiană a flişului curbicortical.

116

Fig. 41. Coloană stratigrafică în flişului median

Începând din partea centrală a Carpaţilor Orientali (în sens longitudinal), la diferite

nivele, cu precădere spre partea superioară a suitei flişului curbicortical, se dezvoltă episoade

de fliş grezos până la conglomeratic, cum sunt acelea din bazinele Bistriţei şi Trotuşului

descrise ca gresia de Cotumba. În zona de curbură episoadele grezoase au o mai mare pondere

şi au fost descrise sub numele de gresia de Sita-Tătaru, gresia de Măciucu Berţii etc. Din

diverse puncte din gresia de Sita-Tătaru provine o faună cu Puzosia communis, Parahibolites

turtiae, Anisoceras ornatus etc. indicând Albianul superior.

C r e t a c i c u l s u p e r i o r. Formaţiunile neocretacice s-au conservat la marginea

vestică a flişului median şi aflorează sporadic în lungul faliei Lutu Roşu fiind prinse sub

planul de încălecare a flişului intern. La sud de Depresiunea Breţcu, depozitele neocretacice

apar ca o zonă continuă având o mai mare extindere în semifereastrele Teliu şi Cheia

(v.Pl.XIV). În ansamblu, Cretacicul superior al flişului median este grezos-marnos prezentând

o mare similitudine cu acela din aria flişului intern, fapt ce dovedeşte o uniformizare a

condiţiilor de sedimentare în cele două arii de acumulare. În flişul median se individualizează

117

aceleaşi entităţi litostratigrafice (strate cu Auceline, formaţiunea de Teliu, formaţiunea de

Valea Dobârlăului). De altfel, stratotipurile menţionate se găsesc tot aici. Vârsta acestora este

argumentată de un bogat conţinut paleontologic cu Aucellina gryphaeoides, Neohobolites

ultimus, Inoceramus labiatus, Globotruncana lappareti etc.

S e n o n i a n - P a l e o g e n u l se întâlneşte de la Valea Prahovei spre vest unde

îmbracă faciesul marnelor roşii, formaţiunea de Gura Beliei pentru Senonian, respectiv

formaţiunea de Şotrile pentru Eocen, urmate de depozite argiloase, bituminoase aparţinând

Oligocenului.

1.2.1.3. FLIŞUL EXTERN

Flişul extern s-a format în marea flişului care avea drept substrat marginea instabilă a

Platformei Est-Europene (v.Pl.X C). Acest substrat era compartimentat în mai multe blocuri

deplasate diferenţiat pe verticală dând structuri de tipul horst-graben. Nota distinctivă a

acestui fliş extern o constituie, în primul rând, litofaciesul de tip silezian al Cretacicului

inferior, iar în al doilea rând, dezvoltarea mare a formaţiunilor paleogene; acestea din urmă, la

rândul lor, prezentând o remarcabilă variaţie laterală de facies.

Formaţiunile constituente ale flişului extern aparţin intervalului de timp Eocretacic-

Paleogen la care se adaugă şi depozite miocene timpurii (fig.42).

C r e t a c i c u l i n f e r i o r. Acesta are o răspândire generală şi este reprezentat prin

ceea ce V.Uhlig a descris drept şisturi negre sau faciesul silezian al Eocretacicului. Asemenea

depozite sunt bine deschise la Audia pe Valea Bistriţei unde au fost descrise ca atare

(formaţiunea de Audia). În ansamblu se prezintă cu o factură specifică dată de prezenţa,

adesea preponderentă, a unor roci siltice de culoare neagră. În cuprinsul acestora

M.G.Filipescu şi colaboratorii au realizat o stratigrafie de detaliu separând trei complexe bine

individualizate (v.fig.42):

un complex inferior sferosideritic, nota caracteristică a acestuia fiind dată de

frecvenţa ridicată a unor sferosiderite cu dezvoltare lenticulară. Din aceste

depozite provin exemplare de Neocomites neocomiensis, Leopoldia castelanensis,

Pseudothurmania angulicostata etc. care îi conferă vârsta valanginian-eoapţiană;

un complex median, şistos, în care predomină argilele siltice de culoare neagră cu

intercalaţii subţiri de gresii spongolitice şi brecii cu elemente de şisturi verzi. Din

aceste depozite provine o faună cu Neohibolites aptiensis strombeckiformis,

Acatnthoplites laticostatus etc. semnificativă pentru Apţianul târziu-Albianul

timpuriu;

118

un complex superior al gresiilor silicioase glauconitice, cu care se încheie suita

şisturilor negre şi care are ca element caracteristic o gresie silicioasă foarte dură,

cu glauconit din care provine o faună cu Neohibolites minimus, Parahibolites

turtiae etc. semnificativă pentru Albianul superior inclusiv Vraconianul.

Eocretacicul în faciesul şisturilor negre aflorează pe o zonă îngustă, dar continuă la

marginea vestică a flişului extern. În restul ariei flişului extern, şisturile negre apar în zonele

axiale ale unor culminaţii anticlinale la Găineşti pe Valea Suha Mare, în zona Cârnu-Şiclău de

pe Valea Bistriţei (sud de Lacul Bicaz), la Poiana Uzului, la est de localitatea Ojdula şi la

Voineşti-Şiclău (Covasna). Mai spre est, şisturile negre se găsesc în anticlinalul Horaiţa-

Doamna de pe Valea Sărata (semifereastra Bistriţei) şi în anticlinalul Coza (semifereastra

Vrancea) unde apar cu anumite modificări litofaciale. Astfel, de la vest spre est, are loc o mai

frecventă dezvoltare a depozitelor pelitice şi a calcarelor, fapt pentru care depozitele în cauză

au căpătat alte denumiri (strate de Sărata în anticlinalul Horaiţa-Doamna, strate de Streiu în

semifereastra Vrancea).

Fig. 42. Coloane stratigrafice sintetice în flişului extern

119

C r e t a c i c u l s u p e r i o r. În flişul extern, Cretacicul superior este reprezentat

printr-un fliş grezos-marnos. În partea de vest (în Pânza de Audia) sunt frecvente intercalaţiile

de marne şi argile roşii iar subordonat se intercalează roci silicioase (jaspuri, radiolarite, tufite

etc.) şi strate subţiri de brecii. De la diverse nivele din suita acestor depozite, desemnate de

M.G.Filipescu drept strate de Zagon, provin exemplare de Neohibolites ultimus, Rotalipora

appenninica, Globotruncana lapparenti etc. care le conferă apartenenţa la Cenomanian-

Santonian. Spre est se remarcă o modificare laterală de facies în sensul că în jumătatea

inferioară a suitei neocretacice, care constituie formaţiunea de Lupchianu sau formaţiunea de

Cârnu-Şiclău revenind Cenomanian-Coniacianului, predomină argilele cu intercalaţii de gresii

calcaroase. Suita neocretacică se încheie cu un fliş marnos-grezos-microconglomeratic

(formaţiunea de Hangu sau strate cu inocerami) având ca element distinctiv marne cu fucoide.

Din acestea provin exemplare de Inoceramus salisburgensis, Globotruncana arca,

Abathomphalus mayaroensis etc. care le conferă vârsta Santonian-Maastrichtian.

Spre marginea estică a flişului extern deosebirile litofaciale faţă de partea vestică sunt

evidente. Astfel, partea inferioară a suitei neocretacice este reprezentată printr-un fliş vărgat

argilos-grezos cu glauconit şi intercalaţii microconglomeratice desemnate drept strate de

Tisaru care revin Cenomanian-Coniacianului fiind corelabile cu formaţiunea de Cârnu-Şiclău.

Acestea sunt urmate de formaţiunea de Lepşa care sunt reprezentate printr-un fliş calcaros-

marnos cu silexite, marne roşii etc. corelabile cu formaţiunea de Hangu (Santonian-

Maastrichtian).

Cretacicul superior, în aria flişului extern, apare într-o serie de solzi în lungul zonei

vestice (pânza de Audia ), iar spre est aflorează pe suprafeţe mai largi (v.Pl.XIV).

Paleogenul. Aşa cum s-a amintit, depozitele paleogene imprimă flişului extern una

din trăsaăturile cele mai caracteristice, atât ca arie de extindere şi aflorare, cât şi ca dezvoltare

litofacială. Paleogenul în flişul extern are dezvoltare completă, acoperă suprafeţe foarte

întinse şi prezintă importante variaţii laterale de facies, atât în lungul zonei, cât şi pe direcţia

est-vest. Aceste variaţii au fost determinate de natura şi structura ariilor sursă de furnizare a

materialului terigen. Două au fost principalele surse: una o reprezenta unităţile carpatice

interne, respectiv zona cristalino-mezozoică şi flişul intern, iar cea de a doua era vorlandul. La

acestea s-au mai adăugat diverse riduri sau ridicări axiale care, intermitent şi local, au putut

deveni surse de alimentare cu material terigen.

În funcţie de relieful ariilor sursă, în general, se deosebesc faciesuri grezoase grosiere

spre vest, şi faciesuri argilo-grezoase şi calcaroase spre est.

Faciesurile grezoase grosiere s-au format în proximitatea zonei cristalino-mezozoice şi

a flişului intern care evoluau ca arii emerse cu un relief activ supuse unei erozcini intense şi

120

capabile să furnizeze un bogat material terigen grosier. În cuprinsul acestor faciesuri grosiere

se disting: litofaciesul de Tarcău pentru Paleocen-Eocen (după litotopul caracteristic şi

dominant gresia de Tarcău) şi litofaciesul de Fusaru-Pucioasa (după litotopul gresia de

Fusaru) pentru Oligocen (v.fig.42).

Faciesurile pelitice calcaroase s-au format în partea estică având ca sursă de

alimentare în principal vorlandul. În cuprinsul acestor faciesuri se disting: litofaciesul de

Doamna pentru Paleocen-Eocen (denumit după calcarele de Doamna) şi litofaciesul de Kliwa

(după litotopul caracteristic gresia de Kliwa), pentru Oligocen.

Între faciesurile principale (extreme) amintite se surprind faciesuri de tranziţie şi

anume: litofaciesul de Tazlău pentru Paleocen-Eocen şi litofaciesul de Moldoviţa pentru

Oligocen.

P a l e o c e n-E o c e n u l este dezvoltat în cele trei litofaciesuri amintite.

L i t o f a c i e s u l d e T a r c ă u este dezvoltat în partea de vest a ariei flişului

extern, şi este dominat de un fliş grezos masiv în care este preponderentă o gresie grosieră,

micacee, cu episoade microconglomeratice. La diverse nivele apar intercalaţii groase de argile

cenuşii, mai rar roşiatice, cu strate subţiri de gresii calcaroase, adesea glauconitice. Acest

ansamblu predominant grezos reprezintă ceea ce s-a numit gresia de Tarcău sau flişul grezos

masiv de Tarcău. Acesta, în partea mediană a ariei flişului extern (Pânza de Tarcău), urmează

peste un facies mai grosier al Senonianului superior, facies cunoscut sub numele de strate de

Horgazu. Se poate conchide deci că baza gresiei de Tarcău aparţine Paleocenului, iar marea

masă a acesteia revine Eocenului inferior şi mediu.

La marginea vestică a flişului extern, unde se individualizează Pânza de Audia,

Paleocen-Eocenul grezos-grosier are caracter transgresiv. Acesta se întâlneşte din Valea

Moldovei spre nord unde a fost descris ca gresia de Prisaca-Tomnatec, iar din Valea Covasnei

spre sud a fost descris drept gresia de Siriu. Deşi similitudinea acestora cu gresia de Tarcău

merge până la identitate, vârsta lor a fost foarte disputată; şi aceasta din cauză că, mai întâi în

gresia de Siriu, s-au găsit prisme şi mulaje de inocerami şi chiar o impresiune de amonit, pe

baza cărora gresia de Siriu a fost atribuită Senonianului, eventual Senonian-Paleocenului, deşi

semnele de remaniere ale resturilor fosile păreau evidente. Ulterior, L.Ionesi a descoperit în

gresia de Prisaca-Tomnatec, pe pârâul Senator din bazinul Moldoviţei, o asociaţie de

foraminifere mari cu Nummulites uronensis, N.perforatus, N.partschi, Discocyclina roberti

etc. care atestă vârsta Eocen mediu-inferior eventual şi Paleocen a acestor gresii. Deşi prin

aceasta, vârsta paleogenă a gresiei de Siriu-Prisaca a fost lămurită, mai persistă încă tendinţa

de a face din gresia de Siriu un accident sedimentologic neocretacic.

121

Peste flişul grezos masiv de Tarcău urmează un fliş grezos-argilos în grosime de 200

m. urmat de marne cu globigerine, printre care Gobigerina praebulloides, descrise sub numele

de formaţiunea (strate) de Podu Secu. Această formaţiune aparţine Eocenului superior.

Litofaciesul de Tarcău se încheie printr-o secvenţă de fliş grezos-calcaros formaţiunea de

Ardeluţa din care provin: Nummulites chavannessi, N.fabianii etc. indicând Priabonianul.

Paleocen-Eocenul în litofaciesul de Tarcău poate atinge grosimea de 2.000 m şi se întâlneşte

între Valea Sucevei şi Valea Moldovei, iar mai spre sud între Valea Bistriţei şi Valea

Buzăului. În continuare spre sud-vest, structurile se afundă încât litofaciesul de Tarcău nu mai

apare decât prin partea sa superioară într-o structură anticlinală cunoscută ca anticlinalul

Homorâciu-Prăjani (v.Pl.XIV).

L i t o f a c i e s u l d e D o a m n a este dezvoltat spre marginea externă a flişului

extern şi include depozite pelito-grezoase-calcaroase (v.fig.42). Suita sedimentară debutează

printr-o secvenţă de fliş grezos-calcaros descris drept formaţiunea de Putna sau de Izvor

conţinând o faună cu Discocyclina seunesi, Globigerina triloculinoides etc. indicând

Paleocenul; urmează un fliş calcaros-silicios (formaţiunea de Straja) pe alocuri de culoare

roşie. În continuitate de sedimentare urmează un fliş grezos-argilos (formaţiunea de Suceviţa);

din care provine o asociaţie de foraminifere cu Asterocyclina taramelli indicând Eocenul

inferior. Formaţiunea de Suceviţa este urmată de calcarele de Doamna, o entitate litofacială

foarte constantă în tot flişul extern, reprezentată prin calcare micritice în strate subţiri, cu

accidente silicioase, atribuite Luteţianului. Calcarele de Doamna suportă o secvenţă de argile

pestriţe care trec pe verticală la o alternanţă ritmică de gresii calcaroase şi argile verzi urmate

de marne cu globigerine. Întreaga formaţiune constituie formaţiunea de Bisericani

echivalentul lateral al formaţiunii de Podu Secu. Suita litofaciesului de Doamna se încheie cu

o formaţiune grezoasă-silicioasă denumită gresia de Lucăceşti. Aceasta conţine foraminifere

mari printre care Nummulites fabianii indicativ pentru Priabonian.

L i t o f a c i e s u l d e T a z l ă u se remarcă prin caracterul său de tranziţie între cele

două faciesuri extreme (de Tarcău şi de Doamna). Particularitatea acestuia constă în alternanţa

unor gresii micacee de tipul gresiei de Tarcău cu gresii calcaroase şi marne care substituie

litofaciesul de Doamna. Ansamblul acestor depozite a fost descris drept formaţiunea de

Tazlău revenind Paleocen-Eocenului mediu. În continuare pe verticală se dezvoltă un fliş

similar formaţiunilor de Podu Secu şi de Bisericani alcătuind formaţiunea de Plopu. Suita

litofaciesului de Tazlău se încheie printr-o formaţiune constituind o întrepătrundere între

gresia de Lucăceşti şi formaţiunea de Ardeluţa, cunoscută drept formaţiunea de Lupoaia.

În regiunea Văii Buzăului, litofaciesul de Tazlău şi litofaciesul de Doamna, în

ansamblu, capătă o factură tipică de fliş grezos devenind o alternanţă ritmică şi monotonă de

122

gresii calcaroase şi argile având peste 1.200 m grosime. Pentru acest tip de Paleocen-Eocen,

N.Grigoraş a introdus termenul de Eocenul (faciesul) de Colţi. Mai departe spre vest acest

fecies se urmăreşte prin partea lui superioară în zona axială a anticlinalului Văleni de Munte

(v. Pl.XIV).

O l i g o c e n u l în flişul extern, în cea mai mare parte, este dezvoltat sub cele trei

aspecte litofaciale amintite (de Fusaru-Pucioasa, de Kliwa şi de Moldoviţa,). Limita

Eocen/Oligocen, convenţional, se consideră a fi între gresia de Lucăceşti şi primele depozite

bituminoase.

L i t o f a c i e s u l d e F u s a r u-P u c i o a s a îşi are dezvoltarea în partea de vest a

flişului extern şi este reprezentat printr-un fliş grezos masiv, elementul arenitic predominant

fiind dat de gresia de Fusaru. Termenul pelitic are un caracter slab bituminos. În suita

litofaciesului de Fusaru din Moldova centrală de jos în sus se recunosc şi se delimitează mai

multe formaţiuni (v.fig.42).

Din Valea Buzăului spre sud-vest şi în continuare în anticlinalul Homorâciu-Prăjani,

Oligocenul trece la un fliş grezos-argilos, bituminos în grosime de peste 1.000 m. În cuprinsul

acestuia se delimitează o formaţiune pelitică, bituminoasă, cu menilite alcătuind manilitele şi

disodilele inferioare; urmează formaţiunea de Pucioasa (o formaţiune argiloasă, bituminoasă

cu intercalaţii episodice de gresii de tip Fusaru). De aici denumirea de litofsaciesul de Fusar-

Pucioasa pentru Oligocenul din partea vestică a flişului extern. Succesiunea acestui litofacies

se continuă cu un episod de fliş cu intercalaţii de cinerite alcătuind formaţiunea de Vineţişu

urmată de şisturile disodilice şi menilitele superioare, acestea revenind Miocenului (v.fig.42).

L i t o f a c i e s u l d e K l i w a se întâlneşte în partea estică a flişului extern şi se

caracterizează prin dezvoltarea largă a depozitelor pelitice bituminoase cu secvenţe de gresii

silicioase (gresia de Kliwa). În litofaciesul de Kliwa se delimitează mai multe entităţi

litostratigrafice (v.fig.42). De reţinut este că gresia de Kliwa poate constitui o masă compactă,

unitară, în partea nordică şi centrală sau apare la două nivele separate printr-o secvenţă de fliş

(formaţiunea de Podu Morii), în partea sudică a zonei flişului extern.

L i t o f a c i e s u l d e M o l d o v i ţ a, ca facies de tranziţie între litofaciesul de

Fusaru şi litofaciesul de Kliwa, se diferenţiază, mai ales la nivelul gresiei de Fusaru şi

respectiv al gresiei de Kliwa. Acestea sunt înlocuite printr-o alternanţă de secvenţe de gresii

de tip Fusaru cu secvenţe de tip Kliwa. Suita litofaciesului de Moldoviţa se încheie printr-o

formaţiune de fliş grezos-calcaros similară formaţiunii de Vineţişu.

M i o c e n u l încheie ciclul de sedimentare paleogen din bazinul de sedimentare al

mării flişului extern unde s-a prelungit până în Burdigalianul timpuriu fiind întrerupt de

mişcările stirice vechi intraburdigaliene. Drept urmare, în structura şi arhitectura flişului

123

extern din zona de curbură spre sud-vest sunt implicate şi depozite eomiocene aparţinând

Acvitanianului şi Burdigalianului timpuriu. Astfel, pe lângă formaţiunile de Vineţişu şi

disodilele şi menilitele superioare, care aparţin Acvitanianului, Eomiocenului timpuriu îi mai

revine o formaţiune gipsiferă, denumită formaţiunea lutitic-evaporitică sau gipsurile

inferioare, care urmează peste disodilele şi menilitele superioare. Acestea suportă o

formaţiune foarte heterogenă ca litologie, descrisă de L.Mrazec drept strate de Cornu. Ele

conţin o faună cu Pecten beudanti şi Pecten pseudobeudanti manţionate de D.M.Preda et al.

încă din 1916, la care Gh.Voicu mai adaugă Globigerina ampliapertura şi Operculina

complanata, care indică vârsta Burdigalian timpuriu. Formaţiunea de Cornu are o răspândire

largă în Valea Prahovei, unde împreună cu formaţiunea lutitic-evaporitică constituie molasa

de Cornu. Spre est aceasta se întâlneşte pe flancurile sinclinalelor Slănic şi Drajna.

Depozite eomiocene timpurii, în aria flişului extern, se mai întâlnesc în semiferestrele

Vrancea, Oituz şi Bistriţa unde alcătuiesc formaţiunea de Goru-Mişina corespunzătoare

menilitelor superioare (v.fig.42).

1.2.2. E V O L U Ţ I E Ş I S T R U C T O G E N E Z Ă

În evoluţia mării flişului, care acoperea paleozona de rift central-carpatică dar şi

marginea instabilă a ariei continentale est-europene, etapei de extensie i-a urmat o etapă de

restrângere însoţită de procese de scurtare a şcoarţei care a avut drept consecinţă formarea şi

ridicarea succesivă a unor generaţii de structuri care se urmăresc de la vest spre est.

Din punct de vedere tectonic, diversele generaţii de structuri s-au concretizat în pânze

sau sisteme de pânze de şariaj (fig.43). Acest aranjament arhitectural în pânze s-a realizat în

două etape: una în Neocretacic-Paleogen, iar cea de a doua în Miocen.

Conturarea pânzelor flişului carpatic, aşa cum figurează pe hărţile actuale, s-a realizat

în timp. La vremea respectivă, cercetătorii au creat o nomenclatură mai mult sau mai puţin

proprie (personală) în desemnarea pânzelor pornind de la criterii diferite. Astfel, unii au luat

în consideraţie poziţia geometrică a pânzelor una faţă de alta (vest internă, internă superioară,

mediană etc.); alţii au ţinut seamă de caracterele structurale şi litofaciale (pânza de solzi,

pânza cutelor marginale etc.); alţii au utilizat denumiri regionale (pânza de Ceahlău, pânza de

Tarcău etc.). Chiar acelaşi autor nu a fost consecvent în aplicarea unuia şi aceluiaşi criteriu.

Acest fapt a dus la o nomenclatură foarte greoaie adesea dând loc la confuzii. În această

situaţie, cel puţin din punct de vedere didactic, se impune unificarea nomenclaturii pornidndu-

se de la un criteriu bine stabilit. Cel mai agreat criteriu pare să fie acela al denumirilor

regionale pornindu-se de la numele unui masiv muntos, al unor localităţi sau al unor râuri

124

foarte cunoscute în aria de aflorare a pânzei respective. În acest spirit, în cele ce urmează,

pânza sub care se prezintă flişul intern este desemnată drept Pânza de Ceahlău; pânza care

corespunde flişului median este desemnată drept Pânza de Teleajen: pânzele care corespund

flişului extern sunt denumite, de la interior spre exterior: Pânza de Audia, Pânza de Tarcău şi

Pânza de Vrancea (v.fig.43).

Fig. 43. Secţiune geologică prin Carpaţii Orientali

(după I.Băncilă actualizată)

Fundamentul; A-de origine continentală (est-europeană); B-de origine oceanică. Unitatea central-est-carpatică: 1-cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Bretila; 2-cristalinul de Tulgheş; 3-sedimentar preaustric. Pânza de Ceahlău:

4-Tithonic-Neocomian (form.de Sinaia);5-Barremian-Apţian (form.de Bistra); 6-Albian (conglomerate de Ceahlău-Zăganu). Pânza de Teleajen: 7-Neocomian (form. de Plăieşi); 8-Barremian-Apţian (form. de Toroclej); 9-Apţian sup.-Albian (form. de Palanca); 10-Albian sup.-Vraconian inf. (form. de Cotumba-Sita-Tătaru). Pânza

de Audia: 11-Valanginian-Albian (formaţiunea de Audia)12-Cenomanian-Senonian. Pânza de Tarcău 13-Cenomanian-Coniacian (form. de Cârnu-Şiclău); 14-Santonian-Maastrichtian (form. de Hangu);

15-Paleocen-Luteţian (gresia de Tarcău);16-Priabonian (form. de Podu Secu şi form. de Ardeluţa); 17-Oligocen în litof. de Fusaru; 18,19-(18 form. de Putna,19-form. de Straja). .Pânza de Vrancea: 20-Paleocen-Luteţian în litof.de Doamna (form. de Putna-calcare de Doamna); 21-Priabonian (gresia de Lucăceşti); 22-Oligocen în

litof. de Kliwa; 23-Miocen inf. Pânza Subcarpatică: 24-Cretacic; 25-Paleogen; 26-Acvitanian (form. cu sare); 27, 28- Burdigalian (27-conglomerate de Pleşu-Petricica,28-argile vărgate) 29-Badenian. 30-Platforma

Moldovenească: a-Cretacic, b-Miocen presarmaţian, c-Sarmato-Pliocen. FCC-falia central-carpatică; FLR-falia Lutu Roşu; FI-falia internă; FA-falia Audia; FT-falia Tarcău; FE-falia externă; FP-falia pericarpatică.

În intenţia de a se încadra şi generaliza, din punct de vedere tectogenetic,

geostructurile majore la scara întregii arii carpatice romăneşti, în lucrările de sinteză toate

structurile realizate în tectogenezele cretacice au fost grupate sub numele de dacide, putându-

se vorbi de dacide timpurii (acelea realizate în tectogenezele mezocretacice) şi de dacidele

târzii (acelea generate în tectogenezele neocretacice). Structurile realizate în Terţiar au fost

grupate sub numele de moldavide şi în acest caz putându-se vorbi de moldavide timpurii

(acelea realizate în tectogenezele miocene timpurii) şi moldavide târzii (acelea generate de

tectogenezele din Miocenul târziu).

F l i ş u l i n t e r n, aşa cum s-a amintit, a fost generat de paleozona de rift central-

carpatică, astfel încât, în structura actuală, acesta are rol de sutură. Aranjamentul tectonic al

125

flişului intern este rezultatul mai multor tectogeneze începând cu paroxismul austric şi

terminând cu mişcările eostirice şi chiar cu mişcările moldavice.

Primele deformări au fost generate de încălecarea Unităţii central-est-carpatice şi a

Unităţii Leaota-Bucegi-Piatra Mare peste flişul intern încă înainte ca acesta din urmă să se fi

individualizat ca unitate tectonică. Dovada o constituie caracterul transgresiv al Cretacicului

superior (Vraconianul) din flişul intern.

Rolul definitoriu în stabilirea aranjamentului tectonic al flişului intern l-a avut

tectogeneza intrasenoniană care a dus la încălecarea flişului intern peste flişul median

individualizându-se astfel Pânza de Ceahlău.

a. Pânza de Ceahlău

Aceasta se urmăreşte de la graniţa de nord a ţării, unde are o lăţime de câţiva

kilometri; dispare spre sud fiind acoperită tectonic în zona Câmpulung şi apoi se lărgeşte

treptat atingând lăţimea maximă în zona internă a curburii. Se închide în zona bazinului

Dâmboviţei. Urma şariajului Pânzei de Ceahlău constituie falia Lutu Roşu. În lungul acesteia,

diverşi termeni stratigrafice ai flişului intern vin în contact de superpoziţie tectonică cu

formaţiunile neocretacice ale flişului median. Cea mai nouă formaţiune a flişului median

prinsă sub planul de încălecare este aceea de Valea Dobârlăului aparţinând Turonian-

Senonianului inferior, iar cea mai veche formaţiune care acoperă urma planului de şariaj, este

formaţiunea cu echinizi urmată de marnele de Gura Beliei inferioare aparţinând Senonianului

superior. De aici rezultă că punnerea în loc a Pânzei de Ceahlău a avut loc într-o tectogeneză

neocretacică (laramică timpurie).

Pânza de Ceahlău prezintă şi unele compliaţii tectonice secundare mai ales de tipul

digitaţiilor, cum ar fi digitaţia Ciuc ce se urmăreşte din Valea Bistricioarei spre sud, sau

digitaţiile de Bobu, de Bratocea etc. de la sud de Depresiunea Bârsei (v.Pl.XIV). Elementul

definitoriu al Pânzei de Ceahlău îl constitue flişul de Sinaia încât prezenţa acestuia în

diversele structuri tectonice dovedeşte apartenenţa şi subordonarea acestora Pânzei de

Ceahlău.

În afară de deformările amintite, în Pânza de Ceahlău se întâlnesc cute anticlinale şi

sinclinale care se urmăresc pe mari distanţe. Un exemplu se surprinde în Munţii Baiului unde

se recunoaşte o structură anticlinorie. O structură oarecum asemănătoare se întâlneşte în

Munţii Baraolt unde flişul de Sinaia marchează zonele axiale ale unor anticlinale, în timp ce

depozitele barremian-apţiene ocupă structuri sinclinale. În Munţii Stânişoara şi Ceahlău se

delimitează sinclinalul Sabasa-Ceahlău având în zona axială conglomeratele de Ceahlău. Cele

126

mai multe din contactele tectonice din cuprinsul Pânzei de Ceahlău sunt falii inverse. Unele

din ele sunt reluări ulterioare punerii în loc a pânzei. Dovada o constitue existenţa vergenţelor

vestice. Cel mai elocvent exemplu este oferit de caracterul retroversat al planului de

încălecare central-carpatic de la vest de oraşul Predeal şi planul de încălecare al digitaţiei de

Bobu. Că Pânza de Ceahlău a suferit deformări în faze tectogenetice ulterioare aceleea care a

generat-o, o dovedeşte structura sinclinală Bărbuleţu care traversează Valea Dâmboviţei

constituită din depozite paleogene ce se suprapun oblic faţă de structurile Pânzei de Ceahlău.

F l i ş u l m e d i a n a suferit o primă deformare în tectogeneza neocretacică timp

când a fost încălecat dinspre vest de Pânza de Ceahlău. Însă tectogeneza definitorie este

tectogeneza stirică veche (intraburdigaliană) când flişul median a devenit Pânza de Teleajen.

b. Pânza de Teleajen

Aceasta este cuprinsă între falia Lutu Roşu şi o falie mai estică, falia internă sau falia

Teleajen. Aceasta se urmăreşte de la graniţa de nord până în Valea Prahovei. Mai departe este

implicată în tectonica de detaliu încât este mai greu de urmărit (v.fig.43). În partea sudică,

unde s-au păstrat şi depozitele paleogene şi cele eomiocene, se surprind situaţii unde, sub

planul de încălecare sunt prinse depozite paleogen-eomiocene ultimele reprezentând gipsurile

inferioare. Primele depozite care acoperă urma planului de şariaj aparţin molasei burdigaliene

corespunzătoare conglomeratelor de Brebu. Această situaţie atestă vârsta intraburdigaliană a

Pânzei de Teleajen fiind un efect al tectogenezei eostirice. Pânza de Teleajen prezintă o

tectonică proprie. Aceasta constă în existenţa unor structuri plicative de tipul digitaţiilor.

Astfel, la marginea vestică a Pânzei de Teleajen, de la marginea Depresiunii Breţcu spre sud,

se delimitează o structură constituită din depozite neocretacice prinse sub planul de încălecare

al Pânzei de Ceahlău. Structura în ansamblu este dislocată şi împinsă peste flişul curbicortical

individualizându-se ca o digitaţie a Pânzei de Teleajen. Aceasta se continuă spre sud până

aproape de Valea Doftanei incluzând semiferestrele tectonice Teliu şi Cheia. La marginea

estică a Pânzei de Teleajen, tot de la Depresiunea Breţcu spre sud, se individualizează o altă

structură care a iscat controverse în sensul că, unii cercetători o atribuie Pânzei de Teleajen,

alţii Pânzei de Audia de la est, iar alţii o consideră ca o pânză independentă constituind Pânza

de Macla. Toate acestea datorită litofaciesurilor constituente care arată afinităţi şi cu una şi cu

alta din pânzele între care se găseşte. Se remarcă totuşi afinitatea mai pregnantă cu Pânza de

Teleajen încât, mai judicios şi mai aproape de realitate este de a o considera o digitaţie (de

Macla) a Pânzei de Teleajen.

127

În afară de structurile menţionate, Pânza de Teleajen prezintă o serie de cute sinclinale

şi anticlinale cu ambele flancuri frecvent deversate spre est şi mai rar spre vest. De asemenea,

flişul median, respectiv Pânza de Teleajen, prezintă efectele cutărilor postparoxismale.

Acestea se reflectă în redresarea sau chiar retroversarea planului de şariaj fiind un efect al

mişcărilor moldavice.

F l i ş u l e x t e r n, aşa cum s-a amintit, a rezultat din evoluţia bazinului de

sedimentare cu substrat de margine continentală est-europeană instabilă. Aranjamentul

tectonic este efectul mai multor tectogeneze. Astfel, procesul de încălecare a flişului extern

spre est a început în Miocenul timpuriu, odată cu încălecarea flişului median

(intraburdigaliană) când structurile cele mai vestice ale flişului extern, sub influenţa

încălecării de către flişul median, s-au desprins de pe substrat şi au înaintat peste structurile

mai estice. În felul acesta s-a format pânza cea mai vestică a flişului extern, Pânza de Audia

(v.Pl.III, Pl.XIV).

c. P â n z a d e A u d i a

Pânza de Audia se urmăreşte ca o zonă îngustă în tot lungul Carpaţilor Orientali până

în zona internă a curburii. Mai departe este acoperită de Pânza de Teleajen (v.Pl.XIV). În

alcătuirea Pânzei de Audia intră formaţiuni eocretacice în facies silezian (formaţiunea de

Audia), formaţiuni neocretacice şi formaţiuni paleogene respectiv gresia de Siriu-Tomnatec

(v.fig.42, 43). Pânza de Audia încalecă peste Pânza de Tarcău de la est în lungul faliei Audia.

Cele mai noi depozite încălecate aparţin Oligocen-Eomiocenului (formaţiunea de Vineţişu),

iar cele mai vechi depozite care acoperă urma planului de şariaj aparţin Burdigalianului

superior (conglomeratele de Brebu) fapt ce confirmă vârsta stirică veche a Pânzei de Audia. În

timpul încălecării, formaţiunile constituente au fost cutate şi faliate dând o structură tipică de

cute-solzi (de imbricare). Unele suprapuneri tectonice din cadrul pânzei au o amploare

deosebită formând adevărate digitaţii. Astfel, de la Valea Moldovei spre nord se distinge o

digitaţie inferioară în care predomină gresia de Prisaca-Tomnatec şi o digitaţie superioară în

care preponderente sunt şisturile negre. Cele două digitaţii se încalecă după falia Feredău.

Pânza de Audia în ansamblu a suferit şi influenţa mişcărilor ulterioare punerii ei în loc. Acest

fapt se recunoaşte, mai ales, în redresarea şi răsturnarea planului de şariaj principal.

Procesele de încălecare în aria flişului extern au continuat. Astfel, după

individualizarea Pânzei de Audia, alte generaţii de structuri din faţa Pânzei de Audia s-au

desprins de pe substratul lor şi au înaintat peste formaţiunile din faţă. În felul acesta s-au

schiţat încă două pânze: Pânza de Tarcău şi Pânza de Vrancea. Cele mai noi depozite prinse

128

sub planul de şariaj al acestora se consideră a aparţine Badenianului inferior, iar cele mai

vechi depozite care acoperă urma planului de şariaj aparţin Sarmaţianului încât se poate spune

că încălecarea a început în timpul mişcărilor neostirice. Cert este însă că etapa finală când

flişul extern în ansamblu a înaintat peste formaţiunile molasei inferioare s-a produs în

tectogeneza moldavică (intrasarmaţiană), iar urma planului de şariaj a fost acoperită de

depozite sarmato-pliocene (v.Pl.XIV şi fig.43).

d. Pânza de Tarcău

Este cea mai întinsă dintre pânzele flişului extern fiind cuprinsă între falia Audia la

vest şi o linie tectonică foarte sinuasă spre est. La alcătuirea Pânzei de Tarcău participă

formaţiuni eocretacice în faciesul şisturilor negre, formaţiuni paleogene de faciesuri foarte

diferite şi depozite miocene timpurii cu factură de molasă. Amploarea încălecării dovedită

prin forajé depăşeşte 30 km. Pânza de Tarcău, la rândul ei, prezintă deformări remarcându-se

structuri de amploarea digitaţiilor. S-au delimitat două asemenea structuri: digitaţia de Tarcău

şi digitaţia de Tazlău.

Digitaţia de Tarcău (superioară) este cea mai internă, iar fruntea ei se urmăreşte din

zona de curbură spre nord până la graniţă. Această digitaţie, la rândul ei, este larg cutată.

Digitaţia de Tazlău (inferioară) are o poziţie externă şi se urmăreşte de la graniţa de

nord a ţării până în zona de curbură. Şi aceasta prezintă o cutare strânsă, imbricată.

În afară de deformările tectonice majore menţionate, în Pânza de Tarcău se întâlnesc şi

alte structuri tectonice. Unora dintre acestea, în interpretări mai recente, li s-a acordat de

asemenea valoare de digitaţii (de Ciunget, de Putna-Leşunţ etc.). Chiar dacă aceste ultime

deformări nu au valoarea ce li se acordă, relaţii tectonice între diverse formaţiuni, mergând de

la simple falii inverse pănă la încălecări de o anumită amploare, se întâlnesc frecvent.

De la Valea Buzăului spre sud-vest, unde are loc o afundare a întregii zone a flişului şi

unde urma planului de şariaj este acoperită de depozite postpânză, pare să aibă loc şi o

atenuare a amploarei deformărilor. Cert este că Pânza de Tarcău se mai poate urmări doar prin

două structuri anticlinale: Homorâciu-Prăjani şi Vălenii de Munte. Prima se continuă spre vest

până în bazinul Dâmboviţei, iar cea de a doua se îngustează afundându-se în zona Văii

Prahovei. Aceste două anticlinale sunt la rândul lor delimitate de sinclinalele Slănic şi Drajna

(v.Pl.XIV).

Pânzei de Tarcău mai aparţin o serie de klippe de rabotaj situate în faţa pânzei cum

este aceea de la nord de Valea Suceviţei (intre pâraele Voiticel şi Clit) şi aceea dintre bazinul

129

Tazlăului Sărat şi Culmea Berzunţ. Klippele sunt constituite din formaţiuni paleogene de tipul

celor din Pânza de Vrancea.

e. Pânza de Vrancea

Este pânza cea mai externă a flişului carpatic şi prezintă particularitatea că apare

discontinuă sub formă de semiferestre tectonice. Este constituită din depozite eocretacice în

faciesul şisturilor negre, depozite neocretacice în faciesul stratelor cu inocerami şi depozite

paleogene în litofaciesul de Doamna şi respectiv de Kliwa. De la nord spre sud, Pânza de

Vrancea apare în semiferestrele: Putna, Humor, Bistriţa, Oituz şi Vrancea. De asemenea mai

apare în ferestrele Dumesnic şi Mitocu lui Bălan. Spre est, Pânza de Vrancea încalecă peste

formaţiunile molasei inferioare în lungul faliei externe care se urmăreşte până în zona de

curbură; mai departe este acoperită de Pânza de Tarcău. Pânza de Vrancea la rândul ei este

deformată prezentând structuri cu vergenţă estică. Acestea sunt foarte evidente în

semifereastra Bistriţa care este dominată de anticlinalul Horaiţa-Doamna în care apare

formaţiunea de Sărata şi în semifereastra Vrancea unde, în anticlinalul Coza apare

formaţiunea de Streiu.

Dispariţia Pânzei de Vrancea spre sud-vest şi în general, modul cum se afundă

structurile flişului extern în această direcţie, sugerează că odată cu afundarea axială ar avea

loc şi o atenuare, dacă nu chiar o destrămare a încălecărilor. Cert este că în bazinul

Dâmboviţei, întreg ansamblul structural al flişului extern dispare. Această dispariţie trebuie

pusă pe seama comportamentului diferit a marginii continentale instabile, în lungul Carpaţilor.

1.3. Z O N A D E M O L A S Ă

Molasele, din punct de vedere litofacial, sunt acumulări terigene foarte heterogene

încluzând de la conglomerate până la marno-argile, adesea cu caracter de ritmicitate. La

acestea se pot adăuga evaporite, cărbuni, calcare, tufite etc. Preponderente sunt însă

conglomeratele şi gresiile cu frecvente schimbări laterale. Spre deosebire de flişuri care sunt

eminamente marine, molasele pot fi marine, lacustre, fluvio-lacustre etc. Molasele sunt legate

de încheierea evoluţiei de edificare a unui sistem cutat şi se plasează la marginea acestuia.

Dată fiind existenţa unor importante bogăţii în subsolul zonei de molasă ca: petrol,

sare, săruri de potasiu etc. aceasta a intrat foarte de timpuriu în preocupările multor geologi.

Gr.Cobălcescu urmat de numeroşi geologi români şi străini printre care: D.M.Preda,

O.Protescu, Fl.Olteanu, Th.Iorgulescu, I.Pătruţ, N.Grigoraş, Gr.Popescu, I.Motaş, Gh.Voicu şi

multi alţii au pus bazele stratigrafiei Neogenului din zona de molasă. Au urmat generaţiile

130

M.Săndulescu, M.Micu, M.Mărunţeanu, I.Pană, I.Andreescu şi alţii care au întregit imaginea

geologică a zonei de molasă.

Zona de molasă este partea cea mai estică (externă) a Carpaţilor Orientali. Bazinul de

acumulare respectiv s-a creat spre sfârşitul ridicării lanţului carpatic, în Miocenul timpuriu.

Într-o primă etapă, corespunzătoare Miocenului timpuriu şi mediu, formaţiunile de molasă s-

au acumulat într-un bazin al cărui substrat era format în întregime din fliş extern. Acumulările

din această etapă constitue molasa inferioară. Într-o a doua etapă, corespunzătoare Sarmato-

Pliocenului, bazinul de sedimentare a migrat spre est situându-se cu un flanc (intern) pe

formaţiunile flişului extern, cutate, şi cu celălalt flanc (extern) pe cuvertura unităţilor de

vorland, necutată. Depozitele acumulate în această a doua etapă constitue molasa superioară.

În această situaţie, bazinul de sedimentare al molasei superioare evolua ca avanfosă

reprezentând ultima etapă din evoluţia bazinului est-carpatic.


Formaţiunile celor două molase se delimitează foarte clar molasa inferioară incluzând

depozite miocene până la Badenian inclusiv, în timp ce molasei superioare îi revin depozite

sarmato-pliocene. Şi din punct de vedere al răspândirii areale, cele două molase se

delimitează cu uşurinţă, mai ales din Valea Buzăului spre nord (v.Pl.XIV). Molasa inferioară

ocupă constant o poziţie internă, în timp ce molasa superioară are o poziţie externă, sau se

suprapune celei inferioare.

a. M o l a s a i n f e r i o a r ă

Molasa inferioară se urmăreşte de la graniţa de nord a ţării spre sud, pe o zonă foarte

îngustă până în Valea Moldovei. Mai departe se lărgeşte treptat atingând lăţimea maximă în

Moldova centrală unde ajunge la 15-20 km în bazinul Tazlăului. Pe această distanţă, molasa

inferioară este cuprinsă între falia externă (urma şariajului Pânzei de Vrancea) spre vest şi

falia pericarpatică spre est. De la Valea Trotuşului spre sud, molasa inferioară, la zi, este

delimitată de falia externă şi o falie mai estică denumită falia Caşin-Bisoca. Din Valea

Buzăului spre vest, în zona cutelor diapire, molasa inferioară este acoperită în mare parte de

molasa superioară, încât nu mai apare decât în sinclinalele Drajna şi Slănic (v.Pl.XIV).

Depozitele molasei inferioare, din punct de vedere cronostratigrafic, aparţin

Miocenului inferior şi mediu.

131

M i o c e n u l i n f e r i o r – m e d i u. Molasa inferioară urmărită în lungul Carpaţilor

Orientali, prezintă importante variaţii litofaciale. Astfel, se remarcă o deosebire sensibilă între

molasa din Moldova centrală şi molasa din partea sudică (zona cutelor diapire) (Pl.XI, XII).

În Moldova centrală (Pl.XI), molasa inferioară debutează printr-o formaţiune

argiloasă-bituminoasă cunoscută drept formaţiunea (strate) de Gura Şoimului. Aceasta, ca

vârstă, ar reveni Acvitanianului. Urmează o formaţiune preponderent argiloasă, cu evaporite,

puternic deformată, cu blocuri însedimentate, constituind formaţiunea cu sare inferioară.

Aceasta suportă o gresie feldspatică, gresia de Condor. Ca vârstă, formaţiunea cu sare şi

gresia de Condor sunt atribuite Burdigalianului inferior.

Peste gresia de Condor, în Moldova centrală, urmează depozite preponderent marno-

argiloase frecvent de culoare roşie constituind formaţiunea vărgată inferioară sau molasa

roşie, sau încă formaţiunea de Măgireşti. Aceasta are o grosime în jur de 1.000 m şi prezintă

însemnate variaţii laterale de facies. Astfel, spre est trece la conglomerate formate aproape

exclusiv din şisturi verzi şi sunt bine dezvoltate în Culmile Petricica Bacăului şi Pleşu

(conglomeratele de Pleşu-Petricica). Acestea suportă o secvenţă cu litologie preponderent

argiloasă (formaţiunea de Tescani). Asociate conglomeratelor se întâlnesc blocuri de depozite

provenind din flişul extern (formaţiunea de Bisericani, gresie de Kliwa etc.) care reprezintă,

fie blocuri însedimentate, fie lame tectonice. Lateral spre vest, formaţiunea vărgată inferioară

trece, pe alocuri, la un facies grezos (gresia de Borzeşti), sau la conglomerate (conglomerate

de Almaşu) şi se încheie cu o secvenţă grezoasă (gresia de Moişa). Se apreciază că

formaţiunea vărgată inferioară revine Burdigalianului superior şi apare la zi pe arii limitate

marcând culminaţiile unor cute anticlinale (v.Pl.XIV).

Molasa inferioară din Moldova centrală se continuă cu formaţiunea vărgată superioară

în grosime de 2.000 m, constituită din marno-argile nisipoase adesea roşiatice, însă predomină

argilele cenuşii motiv pentru care mai este cunoscută şi sub numele de molasa cenuşie. În

baza formaţiunii apare un complex gipsifer (gipsul de Perchiu), iar la nivele superioare un

altul (gipsul de Stufu). Pe alocuri se surprind variaţii laterale de facies şi ca o notă

caracteristică apar şi intercalaţii de roci carbonatice (v.Pl.XI). Formaţiunea vărgată superioară

este atribuită Badenianului inferior şi acoperă suprafeţe întinse ocupând zonele axiale ale unor

cute sinclinale (v.Pl.XIV).

Suita stratigrafică a molasei inferioare continuă cu depozite preponderent piroclastice

constituind formaţiunea tufurilor şi marnelor cu globigerine. Aceasta lateral poate trece la o

gresie calcaroasă de culoare albă cu noduli de Lithothamnium descrisă drept formaţiunea de

Răchitaşu. Urmează formaţiunea cu gipsuri şi sare adesea cu aspect brecios, care suportă

formaţiunea şisturilor cu radiolari urmată de formaţiunea marnelor cu Spiratella. Ultimele

132

două formaţiuni trec lateral la depozite calcaroase cu piroclastite descrise drept formaţiunea

de Haloşu.

Vârsta Badenian mediu-superior a formaţiunilor de deasupra formaţiunii vărgate

superioare este argumentată de un bogat conţinut micropaleontologic de foraminifere

provenind mai ales din formaţiunea tufurilor şi marnelor cu globigerine.

133

De la curbură spre sud-vest, şi mai ales începând din Valea Buzăului, aşa cum s-a

arătat deja, peste ultimele formaţiuni ale flişului extern, (formaţiunea de Vineţişu şi disodilele

şi menilitele superioare atribuite Acvitanianului), urmează molasa de Cornu reprezentată în

bază printr-o formaţiune lutitic-evaporitică (gipsurile inferioare) corelabilă cu formaţiunea cu

sare inferioară din Moldova centrală, şi prin formaţiunea de Cornu corelabilă cu gresia de

Condor, totul revenind Burdigalianului inferior (Pl.XII).

Transgresiv şi discordant peste molasa de Cornu se dispune molasa de Doftana

reprezentată printr-o formaţiune preponderent argiloasă, frecvent de culoare roşie

reprezentând formaţiunea vărgată. Aceasta, pe alocuri, debutează printr-un nivel de

conglomerate (conglomerate de Brebu) peste care urmează depozite preponderent argilo-

marno-grezoase frecvent de culoare roşie, cu intercalaţii de gresii, tufuri şi gipsuri.

Formaţiunea vărgată are o grosime de peste 1.500 m şi pe baza asociaţiilor de

microforaminifere şi de nannoplancton a fost atribuită Burdigalianului superior urcând şi în

Badenianul inferior. Este corelabilă cu formaţiunile vărgate inferioară şi superioară din

Moldova centrală.

Urmează molasa de Slănic aici întâlnindu-se dezvoltarea, devenită clasică, a

Badenianului mediu-superior (Pl.XII). Astfel, în zona Slănic-Vărbilău, Fl.Olteanu şi

Gr.Popescu (1953) au realizat orizontarea litostratigrafică a Badenianului care are valoare

regională. Astfel, în cuprinsul molasei de Slănic s-au separat: formaţiunea tufurilor şi

marnelor cu globigerine, formaţiunea cu gipsuri şi sare, formaţiunea şisturilor cu radiolari şi

formaţiunea marnelor cu Spiratella (v.Pl.XII).

Pe baza conţinutului în microfaună cu Praeorbulina glomerosa, Orbulina universa

etc. molasa de Slănic în ansamblu este atribuită Badenianului mediu-superior, Badenianului

inferior revenindu-i, aşa cum s-a arătat, jumătatea superioară a formaţiunii vărgate.

135

b. M o l a s a s u p e r i o a r ă

Formaţiunile molasei superioare se dispun în bună parte pe marginea unităţilor de

vorland şi se urmăresc la est de aria de extindere a molasei inferioare începând din Valea

Trotuşului spre sud. Între Văile Buzău şi Prahova, molasa superioară înaintează peste molasa

inferioară. La nord de Valea Trotuşului, molasa superioară nu s-a mai păstrat.

Din punct de vedere cronostratigrafic, molasa superioară include depozite sarmato-

pliocene a căror stratigrafie este clară în partea sudică a zonei de molasă respectiv în bazinul

Văii Buzăului.

Sarmato-Pliocenul. În partea sudică a zonei cutelor diapire, unde se presupune că este

în continuitate de sedimentare cu depozitele badeniene, debutează prin marne albicioase cu

Syndesmia scythica, Ervilia praepodolica Mactra eichwaldi etc. revenind Volhinianului

timpuriu. Mai spre interiorul zonei de molasă, între Valea Buzăului şi Valea Râmnicului

Sărat, se întâlneşte un facies calcaros recifal cu bioherme de serpulide (la Râuri-Bozioru). Mai

spre nord Volhinianul are caracter transgresiv.

În partea centrală a zonei cutelor diapire, depozitele aparţinând Volhinianului sunt

urmate de depozite pelitice cu Cryptomactra pesanseris revenind Basarabianului. Cu

dezvoltare locală se întâlnesc şi faciesuri marginale ale Basarabianului reprezentate fie prin

conglomerate, fie prin calcare oolitice sau lumaşelice cu Mactra fabreana, Cardium fittoni

etc. (în Măgura Istriţei), fie prin calcare recifale cu serpulide (între Teleajen şi Buzău). Suita

sarmaţiană în zona cutelor diapire se încheie prin calcare lumaşelice cu Mactra pallasi

(v.Pl.XII).

În zona cutelor diapire, depozitele sarmaţiene sunt urmate de depozite nisipoase

argiloase cu Dossinia maeotica, Unio subatavus etc. revenind Meoţianului. Urmează depozite

preponderent marnoase cu Valencennius annulatus, Congeria rhomboidea, Phyllocardium

planum planum aparţinând Ponţianului. În continuitate de sedimentare se dispun depozite

nisipoase-grzoase cu cărbuni conţinând o faună cu Prosodacna rumana, Stylodacna heberti

etc. indicând Dacianul. Suita pliocenă se încheie cu depozite argiloase şi marnoase cu

Psilunio lenticularis revenind Romanianului. La partea superioară a acestora se întâlnesc şi

episoade de prundişuri reprezentând prundişurile de Cândeşti care în parte aparţin

Cuaternarului (v.Pl.XII).

Din Valea Milcovului spre nord, formaţiunile molasei superioare îmbracă un facies

detritic grezos argilo-nisipos foarte monoton, lipsit de un conţinut paleontologic astfel încât

nu se poate face nici o detaliere stratigrafică. Aceste depozite au fost descrise de

N.Macarovici şi I.Moţas drept (stratele) formaţiunea de Milcov (v.Pl.XI). Aceasta constituie

136

homoclinul sarmato-pliocen care se situiază la marginea zonei de molasă şi se întinde spre

nord până în Valea Trotuşului (v.Pl.XIV). La nord de aceasta, în Moldova centrală molasa

superioară nu s-a păstrat.


Zona de molasă constitue ultima şi cea mai estică unitate tectonică a Carpaţilor

Orientali, Pânza Subcarpatică. Formaţiunile molasei inferioare, odată încălecate de flişul

extern dinspre interior, la rândul lor au încălecat peste cuvertura unităţilor de vorland

individualizându-se astfel Pânza Subcarpatică.

a. P â n z a S u b c a r p a t i c ă

În partea nordică a zonei de molasă, Pânza Subcarpatică este cuprinsă între falia

externă (fruntea Pânzei de Vrancea) la interior şi falia pericarpatică reprezentând contactul

tectonic dintre molasa inferioară şi cuvertura din vorland, la exterior (v.Pl.III, XIV). Această

falie se urmăreşte de la graniţa de nord a ţării până în Valea Trotuşului. Cele mai noi

formaţiuni prinse sub planul de şariaj aparţin Sarmaţianului timpuriu. Din Valea Trotuşului

spre sud unde se dezvoltă şi molasa superioară, Sarmaţianul mediu, ca prim termen al molasei

superioare, înaintează transgresiv acoperind urma planului de şariaj al Pânzei Subcarpatice,

situaţie din care se deduce vârsta intrasarmaţiană (moldavică) a Pânzei Subcarpatice.

Pânza Subcarpatică, la rândul ei, prezintă o tectonică proprie (v.Pl.XIV, fig.43, 44).

Aceasta este foarte evidentă în partea centrală a zonei. Astfel, în bazinul Tazlăului se

recunoaşte un contact tectonic interpretat ca reprezentând o digitaţie (digitaţia Măgireşti-

Perchiu). La est de Culmile Pleşu şi Petricica se constată relaţii tectonice între conglomeratele

burdigaliene şi formaţiunile mai tinere de la est; aici se recunoaşte solzul Valea Mare. Pe

lângă aceste structuri, în Pânza Subcarpatică se mai întâlnesc frecvent cute normale, cute-solzi

şi cute culcate, mai ales în bazinul Bistriţei.

Din Valea Buzăului spre vest, unde molasa superioară se extinde mult peste molasa

inferioară, formaţiunile de molasă au fost afectate de diapirismul sării. Cutele diapire, care

constau în străpungerea depozitelor mai noi de către un sâmbure de sare mai vechi, se

caracterizează prin anticlinale înguste şi sinclinale largi (fig.44). Valea Buzăului este

traversată de mai multe cute diapire (Tega, Lapoş, Berca-Arbănaş etc).

Cutarea în stil diapir a zonei de la Valea Buzăului spre vest, generată de

comportamentul particular al sării, a fost influenţată de mişcările tectonice care au dus la

137

deformarea cutelor diapire, deformări care sunt cu atât mai accentuate cu cât structurile în

cauză sunt situate pe aliniamente mai nordice. I.Atanasiu şi J.Gavăt au deosebit: cute diapire

revărsate (la care sâmburele de sare a fost dezrădăcinat încât acesta are o poziţie superficială:

Lapoş, Buştenari); cute diapire exagerate (la care sâmburele de sare străpunge toate

formaţiunile suprapuse: Udreşti); cute diapire atenuate (la care sâmburele de sare nu ajunge la

suprafaţă: cutele din zona Ploieşti); cute criptodiapire (care se prezintă ca boltiri în care

prezenţa sării nu a fost dovedită, dar se presupune că există: Urlaţi, Tinosu etc.).

Fig. 44. Secţiune geologică prin zona cutelor diapire

(după C.Sârbu)

1-Cretacicul unităţilor de vorland; 2-Oligocen; 3-Acvitanian; 4-Burdigalian; 5-Badenian; 6-Sarmaţian; 7-Meoţian; 8-Ponţian; 9-Dacian-Romanian; 10-Cuaternar; 11-masive de sare

Ultimele mişcări care au afectat zona de molasă au fost acelea din Pliocen-Pleistocen,

mişcările valahice. Printre efectele acestora se numără stabilirea raporturilor tectonice între

molasa inferioară şi molasa superioară în lungul faliei Caşin-Bisoca. La est de aceasta se

găseşte un compartiment coborât care se desenează ca un vast homoclin sarmato-pliocen.

Acesta se urmăreşte din zona de curbură spre nord până în Valea Trotuşului.

Formaţiunile molasei superioare spre vest se întind mult peste molasa inferioară

acoperind falia pericarpatică. Aceasta din urmă se prelungeşte şi în faţa Carpaţilor

Meridionali. Limita vestică a molasei superioare este dată de limita de eroziune

presarmaţiană, iar limita externă este considerată zona de îngroşare a formaţiunilor acesteia.

1.4. Z O N A T R A N S C A R P A T I C Ă

Zona transcarpatică se delimitează în nord-vestul Carpaţilor Orientali şi cuprinde

nordul Transilvaniei şi Maramureşului (Pl. XIII).

Cunoaşterea geologiei zonei transcarpatice s-a realizat în două etape. În prima etapă,

care s-a desfăşurat în prima jumătate a secolului trecut, s-a obţinut o informare generală

138

asupra geologiei de ansamblu, la care şi-au adus contribuţia H. Zapalowicz, Z.Schretter,

S.Jasko şi alţii. Cea de a doua etapă s-a desfăşurat după 1950 şi a dus la realizarea cunoaşterii

geologiei detaliate şi la întocmirea hărţilor geologice moderne. La aceasta şi-au adus

contribuţia I.Dumitrescu, L.Atanasiu, V.Mutihac, D.Patrulius, I.Motaş, I.Draghinda, M.

Săndulescu, S. Năstăseanu, O.Dicea, Gh.Bombiţă şi multi alţii.

Din punct de vedere al structurii geologice, în zona transcarpatică sunt incluse unităţile

structurale de la vest de Unitatea central-estcarpatică, inclusiv marginea vestică acoperită a

acesteia. Astfel delimitată, zona transcarpatică reprezintă zona de joncţiune dintre Carpaţii

Nordici şi Carpaţii Orientali. În această situaţie, în aria zonei transcarpatice se întâlnesc unităţi

structurale specifice Carpaţilor Orientali, şi unităţi proprii Carpaţilor Nordici. Acestora li se

adaugă prelungirea blocului transilvan deformat. Drept urmare, în zona transcarpatică se

găsesc următoarele unităţi structurale majore:

marginea internă a Unităţii central - estcarpatice;

prelungirea blocului transilvan deformat;

urma, eventual elemente ale suturii transilvane;

sutura transcarpatică cu flişul transcarpatic constituind Unitatea klippelor şi a

flişului transcarpatic.

139


Dintre toate unităţile menţionate constituiente ale zonei transcarpatice, numai ultima,

Unitatea klippelor şi a flişului transcarpatic este deschisă la zi, celelalte sunt acoperite

complet de cuvertura postaustrică formând fundamentul heterogen al acesteia. Aşadar, în zona

transcarpatică aflorează şi pot fi cercetate direct două entităţi structurale: cuvertura

postaustrică şi Unitatea klippelor şi a flişului transcarpatic

1.4.1.1. CUVERTURA POSTAUSTRICĂ

După desăvârşirea tectogenezei austrice care a dus la edificarea primelor structuri ale

Carpaţilor Orientali, acestea din urmă au căpătat o oarecare stabilitate, însă chiar de la

începutul Neocretacicului, au fost acoperite în bună parte de ape devenind astfel bazine de

sedimentare. Apele se întindeau mult spre vest acoperind şi prelungirea spre nord a blocului

transilvan şi sutura transilvană. Depozitele acumulate în asemenea condiţii constituie

cuvertura postaustrică. Atât alcătuirea litofacială cât şi aranjamentul tectonic al acesteia

reflectă în bună măsură extinderea, structura şi mai ales comportamentul fundamentului

heterogen.

Cuvertura postaustrică s-a păstrat pe largi suprafeţe în Maramureş şi în nordul

Transilvaniei întinzându-se spre vest până la limita cu Unitatea klippelor şi a flişului

transcarpatic (v.Pl. XIII).

În funcţie de alcătuirea, dar mai ales de comportamentul fundamentului care, aşa cum

s-a arătat, este heterogen, în litostratigrafia cuverturii se delimitează două arii litofaciale

sensibil deosebite. Astfel, în partea estică a Maramureşului se deosebeşte o zonă de faciesuri

marginale (neritico-litorale), în timp ce spre vest se întâlnesc faciesuri de larg, flişoide

(fig.45).

F a c i e s u r i l e m a r g i n a l e. În partea estică a Maramureşului bazinul de

sedimentare avea drept fundament marginea Unităţii central-estcarpatice relativ stabilă. În

asemenea condiţii s-au acumulat depozite neritico-litorale preponderent detritice, adesea

grosiere şi mai rar pelitice sau recifale. Spre vest, în jumătatea sudică a zonei, faciesurile

marginale se întind până în bazinul Sălăuţei unde, în structura actuală, cuvertura formează mai

mulţi solzi. La nord de Valea Izei, mai exact la nord de un sistem de falii Rodna-Dreagoş

Vodă-Bogdan Vodă (prescurtat R-DV-BV) ajung până în bazinul Ruscovei (v. Pl. XIII).

Formaţiunile neritico-litorale, ca vârstă, aparţin Cretacicului superior şi Paleogenului.

140

Cretacicul superior. Ca prim termen al cuverturii postaustrice Cretacicul superior

debutează prin depozite detritice grosiere care se dispun direct peste fundamentul cristalin şi

din care se cunosc fragmente de Exogyra sp. revenind Cenomanianului. Pe verticală se

dezvoltă brecii, conglomerate şi gresii în grosime de până la 200 m alcătuind formaţiunea de

Ajmaru Mare care, pe baza unei faune de inocerami şi microforaminifere, a fost atribuită

Turonian-Senonianului. Depozitele neocretacice apar sporadic de sub depozitele paleogene în

lungul contactului cuverturii cu fundamentul cristalin. Se întâlnesc în paleogolfurile Ruscova

şi Borşa şi în Pasul Prislop (v. Pl .XIII).

Paleogenul. Depozitele paleogene au caracter ingresiv diverşii termeni adesea

depăşind formaţiunile neocretacice încât iau contact direct cu fundamentul cristalin.

E o c e n u l (v.fig.45) debutează prin brecii masive lipsite de stratificaţie iar

elementele constituiente sunt foarte heterogene fiind prinse într-o matrice nisipoasă. Pe

verticală se trece la gresii la început masive apoi stratificate, pe alocuri turbiditice, ansamblul

acestora constituind formaţiunea de Prislop care se încheie prin şisturi siltice, pararitmice, în

alternanţă cu gresii calcaroase. Conţinutul destul de sărac în microforaminifere, la care se

adaugă şi numuliţi, indică vârsta Eocen timpuriu a formaţiunii de Prislop.

Formaţiunea de Prislop este urmată de formaţiunea de Vişeu preponderent marno-

grezoasă conglomeratică în grosime ce poate atinge 300 m. Conţinutul în foraminifere mari cu

Nummulites brogniarti, N.perforatus etc. indică Luteţianul.

Suita eocenă din faciesul marginal se continuă cu o formaţiune preponderent

marnoasă, formaţiunea de Gura Vaserului în grosime de 200 m. Conţinutul în nannoplancton

cu Ericsonia formosus Sphaenolithus radians etc. la care se adaugă Nummulites striatus este

indicativ pentru Eocen mediu terminal-Eocen superior.

Ca ultim termen al Eocenului sunt calcarele de Valea Teilor de la izvoarele Izei în

grosime de 50 m. Acestea au dezvoltare locală şi sunt reprezentate prin calcare organogene cu

alge, corali, briozoare etc. şi numeroase foraminifere la care se adaugă moluşte (Chlamys,

Pecten etc.). Prezenţa nummuliţilor printre care Nummulites fabianii, N.chavannesi etc. indică

vârsta Priabonian eventual cu trecere la Oligocen (v.fig. 45).

Eocenul în facies de margine apare ca o fâşie aproape continuă la marginea estică a

zonei transcarpatice în lungul contactului cu şisturile cristaline din Unitatea central-

estcarpatică (v. Pl. XIII).

O l i g o c e n u l aflorează pe o zonă mult mai întinsă decât Eocenul. Primele depozite

de această vârstă au fost descrise pe Valea Carelor în apropiere de satul Săcel (pe Iza) şi au

fost denumite ca atare (formaţiunea de Valea Carelor). Stratotipul este reprezentat prin blocuri

mari de argile de culoare închisă ce îşi au originea într-un mâl sapropelic, lagunar, care prin

141

diageneză a devenit argilă slab siltică. Roca se prezintă compactă sau stratificată şi numai

rareori şistoasă. Se întâlnesc de asemenea lentile ankeritice şi şisturi disodilice cu eflorescenţe

de sulfaţi. Argilelor li se adaugă intercalaţii subţiri de gresii fin granulare iar pe alocuri apar

microbrecii în care sunt remaniate calcare priaboniene din substratul calcaros. O caracteristică

a formaţiunii de Valea Carelor este dată de faptul că aceasta este puternic deformată şi

contorsionată fenomenul de budinaj fiind foarte frecvent. Se apreciază că acest aspect

particular al formaţiunii de Valea Carelor este, fie de origine tectonică cum este cazul pe

Valea Sălăuţei, sau este cauzat de deformări gravitaţionale mai recente după ce eroziunea a

îndepărtat gresia de Borşa de de-asupra care o proteja, cum ar fi situaţia din regiunea Valea

Carelor. În vecinătatea zonei cristaline, în masa formaţiunii de Valea Carelor sunt remaniate

numeroase şi variate blocuri din substrat (conglomerate de Prislop, conglomerate cretacice,

şisturi cristaline etc).

Conţinutul paleontologic al formaţiunii de Valea Carelor este foarte heterogen, în cea

mai mare parte fiind remaniat, însă fauna in situ indică un mediu anaerobic bogat în H2S. Pe

baza litofaciesului şi a biofaciesului cu frecvente schelete de peşti, formaţiunea de Valea

Carelor este atribuită Rupelianului fiind comparabilă cu stratele de Ileanda Mare din Bazinul

Transilvaniei a căror vârstă rupeliană a fost dovedită.

Formaţiunea de Valea Carelor se întâlneşte la sud de sistemul de fracturi R-DV.BV

La nord de acesta, formaţiunii de Valea Carelor, cel puţin în parte, îi corespunde o formaţiune

bituminoasă reprezentată prin marnocalcare bituminoase (marne albe), marnocalcare

silicifiate cu intercalaţii de menilite şi şisturi argiloase, cunoacută drept formaţiunea de Valea

Morii.

Cea mai importantă formaţiune din Maramureş, atât ca grosime cât şi ca extindere,

este gresia sau formaţiunea de Borşa. Aceasta are peste 2000 m grosime. Este o gresie

turbiditică în strate de grosimi metrice, de culoare cenuşie-albăstrue, sau galbenă când este

alterată, cu rare cruste de alterare oxhidrică. Frecvent prezintă mecanoglife de regulă largi şi

liniare. În formaţiunea de Borşa se întâlnesc de asemenea intercalaţii subţiri de brecii cu

noduli de cruste algale în care sunt remaniaţi numuliţi. Prin dizolvarea cimentului calcaros,

grsia de Borşa capătă aspect ruiniform. Elementul pelitic este reprezentat prin intercalaţii de

marno-argile, şisturi bituminoase, sferosiderite şi lentile de menilite. Dezvoltarea tipică a

gresiei de Borşa se întâlneşte la nord de sistemul de falii R-DV-BV, zonă care a cunoscut o

subsidenţă foarte activă. O gresie analoagă şi sincronă se găseşte şi la sud de falia amintită,

însă aceasta nu are carecterele specifice evidente ale gresiei de Borşa.

142

Gresia de Borşa are un bogat conţinut paleontologic remaniat din Eocen printre care

numuliţi însă dintre fosilele in situ Globigerina ciperoensis şi Globigerinoides trilobus îndică

pentru gresia de Borşa vârsta Oligocen superior-Miocen timpuriu.

La sud de sistemul de falii Rodna-Dragoş Vodă-Bogdan Vodă faciesul marginal al

cuverturii postaustrice formează mai multe cute-solzi: Valea Carelor, Şetref, Romuli, Fiad (v.

Pl. XIII).

F a c i e s u r i l e d e l a r g. Din bazinul Văii Sălăuţa spre vest, prin intermediul

unei zone de tranziţie (îndinţare) reprezentată de depozite preponderent detritice-turbiditice,

se face trecerea la faciesurile de larg cu caractere flişoide. Faciesul de tranziţie ar indica

prezenţa în fundamentul preaustric a zonei de sutură transilvană care ar fi constituit un

substrat mai instabil decât substratul marginal de la est. Această instabilitate se reflectă în

caracterul predominant arenitic-turbiditic al cuverturii postaustrice, precum şi în aranjamentul

tectonic în cute-solzi al cuverturi.

La vest de urma suturii transilvane, fundamentul preaustric este reprezentat de

prelungirea blocului transilvan (v. Pl. XIII). Acesta, la rândul său, spre nord, începând de la

graniţa dintre Transilvania şi Maramureşul istoric (Culmea Hudin-Ţibleş-Pasul Şetref-

Pietrosul Rodnei) a fost deformat în ciclul alpin şi a suferit o afundare în trepte spre nord

reducându-se treptat până la dispariţia totală în bazinul Tisei. În aceste condiţii cuvertura

postaustrică în nordul Transilvaniei din Munţii Ţibleş spre vest (în Munţii Preluca) capătă

caractere de depozite de mare puţin adâncă, iar la nord de graniţa amintită se întâlnesc

faciesuri preponderent arenitice cu factură flişoidă.

F a c e s u r i l e d e l a r g d e m a r e p u ţ i n a d â n c ă se întâlnesc în sudul

Maramureşului la vest de Munţii Ţibleş unde formează Munţii Preluca şi convine să fie

denumite ca atare, formaţiunea de Preluca (v.fig.45). Aceasta debutează printr-o secvenţă

pararitmică reprezentată de o alternanţă de gresiiî în strate cu grosimi de la 0,5 la 2,00 m cu

intercalaţii de marno-argile şi gresii siltice de culoare cenuşie-albăstrue. Spre partea

superioară a suitei greiile devin dominante. Pe baza conţinutului în nannoplancton,

formaţiunea de Preluca, cu o grosime de până la 600 m, este atribuită Oligocenului mediu-

superior şi Miocenului timpuriu (v.fig.45).

F a c i e s u r i l e f l i ş o i d e se întind în sudul Maramureşului istoric pe o zonă

relativ largă începând din bazinul Văii Lăpuş spre est până în Valea Izei la Săcel (v. Pl. XIII).

Această zonă de faciesuri flişoide constituie, din punct de vedere tectonic, o duplicatură a

cuverturii postaustrice şi anume Duplicatura de Lăpuş care, spre nord, este delimitată de

fruntea Pânzei klippelor şi a flişului transcarpatic şi de sistemul de falii R-DV-BV.

143

Formaţiunile în faciesuri flişoide aparţin, ca vârstă, Neocretacicului, Eocenului şi

Oligocenului (v.fig.45)

Cretacicul superior. Apare într-o deschidere foarte limitaă la Săcel, pe Valea Carelor.

Este reprezentat prin marne roşii cu globotruncane şi cu intercalaţii subordonate de gresii

calcaroase.

Paleogenul. În general, Paleogenul este reprezentat prin depozite preponderent

detritice, adesea cu caracter turbiditic şi cu largi variaţii litofaciale, episoadele grosiere fiind

foarte frecvente mai ales în zona Munţilor Lăpuş. Deşi s-a încercat delimitarea unor

formaţiuni, tocmai din cauza schimbărilor laterale de facies, aceste separaţii sunt foarte

relative. Se poate însă distinge relativ uşor, formaţiunile eocene de cele oligocene.

E o c e n u l este reprezentat prin faciesuri preponderent grosiere în care sunt frecvente

episoadele conglomeratice cu aspect masiv sau slab stratificate. Elementele constituiente sunt

alcătuite în principal din diferite tipuri de şisturi cristaline. Dacă se mai daugă faptul că, pe

alocuri, se întâlnesc şi blocuri de calcare mezozoice ce pot atinge dimensiuni de câţiva metri

cubi, rezultă că acumularea depozitelor eocene a avut loc într-un bazin foarte instabil ale cărui

arii de alimentare erau foarte apropiate şi prezentau abrupturi şi faleze susceptibile să

furnizeze blocuri de desprindere. Paleoansamblul geostructural îl constituiau prelungirile

blocului transilvan care a fost implicat în cutările alpine suferind deformări preponderent

rupturale. Aceste deformări au fragmentat marginea fundamantului transilvan în blocuri care

au suferit mişcări pe verticală dând horsturi şi grabene în care sau pe care acumulările au fost

foarte variate. Insula de cristalin de la Preluca este un exemplu de bloc ridicat.

Fig.45. Coloane stratigrafice în zona transcarpatică.

144

Depozitele preponderent grosiere alternează sau trec lateral la depozite tipice de fliş de

tipul “stratelor cu hieriglife” Elementul pelitic este reprezentat prin argile şi marno-argile

cenuşii-verzui adesea căpătând culoare roşie-vişinie, cu intercalaţii subţiri de gresii calcaroase

cu hieroglife caracteristice. Asemenea depozite se întâlnesc pe Valea Bistriţei de la sud de

Săcel unde depozitele grosiere sunt foarte reduse însă care, spre vest devin foarte frecvente.

Grosimea depozitelor eocene poate atinge câteva sute de metri. Vârsta eocenă a

acestora este dovedită atât de conţinutul în foraminifere mari cu Nummulites perforatus, N.

fabianii etc. cât şi în microforaminifere cu Globigerina eocaena, Globotruncana corpulenta

etc.

La nord de falia R-DV-BV, depozitele eocene în faciesuri detritice de larg aflorează pe

o zonă foarte îngustă în bazinul Văii Ruscovei, aparţinând duplicaturii Ruscova echivalent al

Duplicaturii Lăpuş (v. Pl. XIII).

O l i g o c e n u l în facies flişoid are o largă dezvoltare la sud de sistemul de falii R-

DV-BV participând la alcătuirea Duplicaturii Lăpuş (v. Pl. XIII). Se caracterizează prin

prezenţa rocilor bituminoase însă preponderente sunt gresiile care devin foarte frecvente spre

partea superioară a suitei ajungând în strate de 2-3 m şi sunt analoage gresiei de Borşa.

Depozitele oligocene în facies flişoid au fost descrise şi sub numele de formaţiunea de Baicu

având dezvoltare mare pe valea cu acelaşi nume. Conţinutul paleontologic cu Cocolithus

pelagicus, Helicoshaera recta etc. indică o atare vârstă, iar prezenţa diatomeelor în nivelele

superioare ale succesiunii stratigrafice ar indica Miocenul timpuriu cu care s-a încheiat ciclul

de sedimentare.

La nord de Valea Îzei, depozitele oligocene flişoide ocupă o arie mult mai restrânsă şi

sunt reprezentate prin gresia (formaţiunea) de Borşa care participă la alcătuirea duplicaturii de

Ruscova. Aceasta se întinde de la Rozavlea spre nord, traversează Valea Vişeului şi ajunge pe

Valea Bistrei (v. Pl. XIII).

Cu depozitele oligocen-miocen inferioare se încheie procesul de sedimentare

preeostiric din zona transcarpatică.

1.4.1.2. UNITATEA KLIPPELOR ŞI A FLIŞULUI TRANSCARPATIC

Aria klippelor şi a flişului transcarpatic se desfăşoară la vest de aria de extindere a

cuverturii postaustrice şi se suprapune peste zona de rift şi sutura transcarpatică ce au evoluat

la vest de blocul transilvan. În structura acestei zone se disting o serie de klippe tectonice cu

învelişul lor sedimentar şi flişul transcarpatic propriu-zis paleocen-eocen.

145

a. K l i p p e l e t e c t o n i c e

Klippele tectonice apar pe două aliniamente: un aliniament intern, adică la vest de

zona de apariţie a flişului transcarpatic, reprezentând klippele pienine; şi un aliniament extern

(estic) situat în faţa flişului transcarpatic, constituind klippele transilvane (v Pl. III).

Klipele pienine. Acestea nu se întâlnesc pe teritoriul ţării noastre. Ele apar începând

de la nord de Valea Tisei spre vest până la marginea Bazinului Vienei. La alcătuirea acestora

participă formaţiuni neojurasice şi eocretacice cu litofaciesuri variate însă specifice zonelor de

rift.

Klippele transilvane. Au fost descoperite de S.Anton în 1943, în Munţii Lăpuş din

nord-vestul Transilvaniei la Poiana Botizei. Sunt alcătuite din depozite preponderent pelagice

reprezentate prin calcare micritice şi microdetritice, jaspuri, marnocalcare etc. la care se

adaugă microbrecii şi tufite cu elemente de vulcanite bazice (fig.46). Unele din depozitele

menţionate sunt foarte fosilifere conţinând printre altele: Punctaptychus punctatus,

Berriasella sp, Calpionella alpina, C. carpathica etc. care conferă formaţiunilor din klippe o

vârstă ce nu coboară sub Callovian şi nu urcă mai sus de Neocomian.

Fig. 46. Secţiune prin klippele pienine de la Poiana Botizei

(după Gh.Bombiţă, 1999) 1. Argile cu vulcanoclastite; 2. cinerite şi cinerite grezoase (Callovian);3. radiolarite (Callovian-

Oxfordian); 4. calcare cu fragmente vulcanice; 5. calcarenite (Oxfordian); 6. calcare pelagice cu accidente silicioase; 7. brecii; 8. calcare nodulare şi marne cu Aptychus; 9. calcare nodulare roşii (Km-Tith. inf.):10.calcare pelagice cu accidente silicioase (Tithonic sup.-Berriasian sup);11. marne oliv cu

concreţiuni (Neocomian.);12. marne roşii (Cretacic sup.); 12 a.-marne cenuşii cu tufite (Cenomanian); 13. diferite silturi (Paleocen); 14. fliş tipic (Eocen).

146

Din punct de vedere litofacial şi cronostratigrafic, nu sunt deosebiri semnificative între

klippele pienine şi klippele transilvane. Dimpotrivă, lipsa depozitelor triasice, care în Pânzele

Transilvane din Munţii Perşani şi Rarău sunt din abundenţă, ar pleda pentru încadrarea

klippelor de la Poiana Botizei în rândul klippelor pienine

Distincţia definitorie şi de necontestat dintre klippele pienine şi klippele transilvane de

la Poiana Botizei este de ordin tectonic pentru că, în timp ce klippele pienine încalecă flişul

transcarpatic dinspre interior, klippele transilvane se găsesc în faţa flişului transcarpatic fiind

încălecate de acesta din urmă. Klippele transilvane sunt înglobate în structurile de solzi din

faţa Pânzei de Botiza..

Î n v e l i ş u l k l i p p e l o r. Klippele malm-neocomiene (transilvane) de la Poiana

Botizei sunt acoperite de depozite de facies pelagic reprezentate în principal prin marne şi

marnocalcare roşii (v.fig.45). Din acestea provin asociaţii de microforaminifere cu Rotalipora

appenninica, Praeglobotruncana stephani, Abathomphalus mayaroensis etc. semnificative

pentru Cretacicul superior (Cenomanian-Senonian). Asemenea depozite apar în solzii frontali

de la Poiana Botizei.

b. F l i ş u l t r a n s c a r p a t i c

Acesta este cel de al doilea component al Unităţii klippelor şi al flişului transcarpatic

şi acoperă o largă suprafaţă întinzându-se, în ţara noastră, din Valea Tisei spre sud depăşind

Valea Izei (v. Pl. XIII). Flişul transcarpatic este reprezentat aproape exclusiv printr-un fliş

grezos-argilos de vârstă paleocen-eocenă. În cuprinsul acestuia, în mare, se disting trei

formaţiuni litofaciale care se succed pe verticală şi anume: formaţiunea de Tocila,

formaţiunea de Secu-Strâmtura şi formaţiunea de Valea Vinului (v.fig.45).

F o r m a ţ i u n e a d e T o c i l a debutează printr-o secvenţă constituită din argile

roşii şi marne nisipoase micacee purpurii sau cenuşii-verzui. Subordonat se întâlnesc

intercalaţii de gresii care imprimă depozitelor în ansamblu un început de ritmicitate. Aceste

depozite din baza formaţiunii de Tocila au o grosime în jur de 50 m şi se dispun peste

învelişul neocretacic al klippelor. Conţinutul în nannoplancton, dar mai ales în

microforaminifere cu Globorotalia crassata, Globigerina triloculinoides etc. indică vârsta

paleocenă. Peste secvenţa din baza formaţiunii urmează o stivă de gresii de cca. 500 m

grosime reprezentând o succesiune ritmică de gresii dure, fin granulare, micacee, în strate

groase până la 0,30 m, cu hieroglife mici proeminente pe talpa stratelor, în alternanţă cu

argile sau marne siltice de culoare cenuşie-verzue, adesea roşiatice. În ansamblu aceste

depozite prezintă caracterele tipice ale stratelor cu hieroglife şi sunt relativ bogat fosilifere

147

mai ales în numuliţi printre care Nummulites pratti, N. distans, N. partschi etc. assiline,

microforaminifere etc. care indică Eocenul inferior..Ultima secvenţă de la partea superioară a

formaţiunii de Tocila este preponderent grezoasă stratele putând atinge 2,00 m grosime.

Acestea alternează cu depozite pelitice în strate până la 1,00 m grosime reprezentate prin

marne sau argile marnoase adesea cu episoade de siltite roşii. În general, depozitele secvenţei

superioare a formaţiunii de Tocila sunt lipsite sau prezintă o granoclasare slabă. Formaţiunea

de Tocila are o grosime de 350 m iar conţinutul paleontologic cu Chilostomella sp. indică

Eocenul mediu cu trecere spre Eocenul superior. În general, formaţiunea de Tocila este bine

dezvoltată în compartimentul sudic în zona Poiana Botizei, iar la nord de Valea Izei se

întâlneşte în zona localităţilor Petrova, Leordina, Rona de Sus etc.

F o r m a ţ i u n e a d e S e c u - S t r â m t u r a, al cărei stratotip este în Muntele Secu

din Munţii Lăpuş, poate atinge grosimea de peste 1 000 m. Aceasta este rezultatul unei faze

de sedimentare nisipoasă de tip fluxoturbiditic care a generat gresii cu aspect masiv lipsite de

sedimentare gradată. Stratele pot atinge grosimea de 2-3 m şi sunt separate prin intercalaţii de

marne nisipoase şi argile siltice. Spre partea superioară a formaţiunii, numai local apare o

oarecare ritmicitate depozitele în ansamblu căpătând factură de fliş reprezentat printr-o

altenanţă de gresii cu laminaţii curbicorticale şi marno-argile cenuşii-verzui. Conţinutul în

foraminifere (numuliţi, operculine, assiline), dar mai ales conţinutul în nannoplancton cu

Ericsonia formosus, Zigodiscus dubius etc. indică Eocenul mediu. Formaţiunea de Secu are o

mare răspândire la sud de Valea Izei. În compartimentul de la nord de Iza formaţiunea de

Secu se întâlneşte începând de la Valea Izei spre nord prin regiunea Petrova până la Rona de

Sus.

F o r m a ţ i u n e a d e V a l e a V i n u l u i include ultimele depozite ale flişului

transcarpatic Acesta îşi are dezvoltarea tipică pe Valea Vinului, în împrejurimile localităţii

Botiza, unde atinge grosimea de 300 m. Este o formaţiune predominant pelitică reprezentată

prin marne şi siltite de culoare cenuşie-verzue-albăstrue frecvent având cruste de alteraţie

ruginii. Se întâlnesc şi una sau două intercalaţii de argile roşii. Mai rar se întâlnesc concreţiuni

lenticulare de gresii dure. Atât conţinutul în fitoplancton cu Rhambodinum draco şi Wezeliella

articulata cât şi asociaţiile de foraminifere cu Sphaerammina subgaleata indică Eocenul

târziu. Nu sunt dovezi care să indice continuarea procesului de sedimentare şi în Oligocen.

De reţinut este faptul că în aria de răspândire a flişului transcarpatic propriu-zis nu se

întâlnesc depozite oligocene ceea ce, din punct de vedere stratigrafic, constiuie o diferenţă

semnificativă între flişul transcarpatic şi cuvertura postaustrică de la est. Formaţiuni atribuite

Oligocenului, însă cu multă incertitudine, s-ar găsi numai în solzii frontli (Ieud, Secătura,

Leordina) formaţi în principal din depozite neocretacice şi eocene. Însă depozitele presupuse

148

oligocene din aceşti solzi reprezintă mai curând elemente antrenate şi rabotate din Oligocenul

cuverturii postaustrice peste care, Unitatea klippelor şi a flişului transcarpatic a alunecat, sau

reprezintă terminaţiile vestice ale Oligocenului care au acoperit şi marginea extrem-estică a

ariei flişului transcarpatic. Cert este că procesul de acumulare a depozitelor care au generat

flişul transcarpatic s-a încheiat spre sfârşitul Eocenului sau începutul Oligocenului astfel

încât, în timpul Oligocenului, aria flişului transcarpatic a evoluat ca spaţiu exondat. În această

situaţie, aria flişului transcarpatic a fost supusă eroziunii şi a constituit sursa de alimentare cu

material terigen pentru bazinul de sedimentare de la est în care se acumulau depozitele

cuverturii postaustrice, mai ales compartimentul nordic în care se acumula Oligocenul în

faciesul gresiei de Borşa. Dovada o constituie prezenţa nivelelor cu numuliţi remaniaţi din

abundenţă.

Peste flişul transcarpatic se dispun formaţiunile celei de a doua cuverturi sedimentare

posteostirice din bazinul posttectonic al Maramureşului de vârstă Miocen mediu.


Zona transcarpatică a rezultat, ca unitate geostructurală, din evoluţia zonei de rift

transcarpatice (v.fig.23). Aceasta a apărut nu cu mult înainte de Callovian, ca urmare a

fracturării Microplăcii Transilvano-Panonice care s-a divizat într-un bloc panonic şi un bloc

transilvan (Pl. XIII bis A).

Zona de rift transcarpatică a cunoscut o etapă de expansiune timp în care a avut loc o

activitate vulcanică bazică şi s-au acumulat depozite de tip pelagic, predominant carbonatice

şi silicioase (Pl .XIII bis B).

Spre sfârşitul Eocretacicului, zona de rift transcarpatică a cunoscut o fază de

restrângere şi a suportat procese de deformare care au dus la ridicarea unor porţiuni ale zonei

de rift sub forma unor riduri dintre care unele erau emerse.

Procesele de scurtare a scoarţei declanşate de mişcarea convergentă a celor două

blocuri au dus, pe lângă deformarea zonei de rift, şi la deformarea blocurilor în mişcare

(blocul transilvan), dar şi a celor învecinate dinspre est, respectiv marginea internă a Unităţii

central-estcarpatice. Acestea au suferit deformări preponderent rupturale (Pl. XIII bis C).

După paroxismul austric a urmat o perioadă de calm tectonic ce a durat în tot

intervalul neocretacic. În acest timp apele mării din zona de rift transcarpatică s-au întins mult

spre est acoperind atât prelungirea spre nord a blocului transilvan, cât şi urma suturii

transilvane şi marginea internă a Unităţii central-estcarpatice. În acest bazin de sedimentare cu

149

fundament foarte heterogen, dar cu o stabilitate pronunţată, s-au acumulat depozite de tip

pelagic preponderent pelitice de tipul marnelor roşii de Puchow (Pl. XIII bis D).

În Paleogen, zona de rift transcarpatică a redevenit arie labilă cu o subsidenţă activă.

În această situaţie, diversele compartimente ale fundamentului foarte heterogen al bazinului

de sedimentare transcarpatic au avut comportamente diferite. Astfel, pe de o parte,

fundamentul constituit din marginea internă a Unităţii central-estcarpatice şi din prelungirea

blocului transilvan deformat au căpătat o anumită instabilitate însă nu au devenit arii labile. În

aceste condiţii, depozitele acumulate au constituit o cuvertură postaustrică alcătuită din

faciesuri marginale neritico-litorale şi din faciesuri bazinale de larg, flişoide (Pl. XIII bis E).

Pe de altă parte, zona de rift transcarpatică a devenit arie foarte labilă în care s-au creat

condiţii de acumulare a formaţiunilor tipice de fliş care au devenit flişul transcarpatic.

În Oligocen, s-au manifestat mişcările eostirice precursoare care au dus la ridicarea

ariei flişului transcarpatic Aceasta a evoluat în continuare ca arie emersă cu relief variat

constituind aria de alimentare cu material terigen pentru bazinul de sedimentare de la est care

evolua ca mare închisă în care, periodic se realizau condiţii de mediu de sedimentare euxinic

(Pl. XIII bis E).

În Miocenul timpuriu, (în Burdigalian) a avut loc paroxismul eostiric care reprezintă

tectogeneza definitorie pentru întreaga zonă transcarpatică. Principala consecinţă a

paroxismului eostiric pentru aria labilă a flişului transcarpatic a constat în desprinderea

flişului paleocen-eocen de pe substrat şi înaintarea lui sub forma unei pânze de şariaj peste

cuvertura postaustrică dinspre est. Această încălecare a determinat şi deformarea cuverturii

postaustrice din faţă al cărei fundament heterogen se comporta ca margine continentală

instabilă.

Odată cu desprinderea flişului paleocen-eocen şi înaintarea pe cale tectonică a

acestuia, a fost antrenat şi învelişul neocretacic al structurilor din substrat, precum şi

fragmente dislocate din substratul preneocretacic (Malm-Neocomian). Acestea din urmă au

fost înglobate în formaţiunile marnoase ale învelişului neocretacic care, în structura actuală,

formează solzii frontali Poiana Botizei şi Secătura, iar blocurile malm-neocomiene reprezintă

klippele tectonice de la Poiana Botizei (Pl. XIII bis F).

Aşadar, se poate conchide că tectogeneza eostirică, definitorie pentru zona

transcarpatică, a dus, pe de o parte, la încălecarea flişului transcarpatic peste cuvertura

postaustrică generând Pânza Klippelor şi a Flişului Transcarpati, iar pe de altă parte, a

provocat deformarea cuverturii postaustrice generând structuri de tip duplicatură (Duplicatura

de Lăpuş şi Duplicatura de Ruscova), sau structuri de cute solzi (solzii Valea Carelor, Şetref,

Romuli şi Fiad- Pl. XIII bis F).

151

Punerea în loc a Pânzei Klippelor şi a Flişului Transcarpatic şi formarea duplicaturolor

şi a structurilor de solzi amintite, au fost urmate de o deformare rupturală majoră reprezentând

sistemul de falii Rodna – Dragoş Vodă – Bogdan Vodă care a afectat partea mediană a zonei

transcarpatice. Acest sistem de falii este de fapt mai vechi. În lungul lui, în timpul

Oligocenului, jumătatea nordică a zonei transcarpatice a cunoscut o afundare accentuată

favorizând acumularea gresiei de Borşa în grosime de peste 2 000 m. Sistemul de falii a fost

activ până în timpurile eo- sau posteostirice şi are un pronunţat caracter de transcurenţă.

1.4.2.1. PÂNZELE FLIŞULUI TRANSCARPATIC

În aria flişului transcarpatic se delimitează ca unitate tectonică majoră Pânza Klippelor

şi a Flişului transcarpatic. Aceasta este divizată de sistemul de falii R-DV-BV în două

sectoare: unul sudic constituind Pânza de Botiza şi altul nordic alcătuind Pânza de Petrova.

a. Pânza de Botiza

Se întinde la sud de Valea Izei şi a fost identificată de I. Dumitrescu (1953). Elementul

distinctiv al acesteia îl reprezintă prezenţa klippelor malm-neocomiene în solzii frontali

Poiana Botizei şi Secătura formaţi din marne roşii neocretacice şi depozite paleocen-eocene.

Mai spre est este solzul Ieud format numai din depozite paleocen-eocene. Corpul pânzei

propriu-zise este format din fliş paleocen-eocen.

Toţi cercetătorii, fără excepţie, care au avut în preocupare această zonă începând cu

S.Anton (1943) care a descoperit klippele de la Poiana Botizei, le-au considerat ca

reprezentând continuarea klippelor pienine din Carpaţii Nordici. Însă, V.Mutihac (1988) face

observaţia (dealtfel lesne de constatat) că, klippele pienine şi klippele de la Poiana Botizei nu

sunt aceleaşi întrucât ultimele se găsesc în faţa şi sub Pânzele Flişului Transcarpatic, în timp

ce primele se găsesc în spatele Pânzelor Flişului Transcarpatic pe care le încalecă dinspre sud-

vest. Pentru a scoate în evidenţă această situaţie, V. Mutihac a desemnat klippele de la Poiana

Botizei drept klippele transilvane, nu pentru că ar proveni din sutura transilvană, ci pentru că

se găsesc în nord-vestul Transilvaniei şi pentru că sunt altele decât cele pienine. Acestea ar

proveni din aceiaşi paleozonă de rift (transcarpatică) însă ar reprezenta un aliniament de

klippe mai avansat decât klippele pienine.

b. Pânza de Petrova

Se întinde la nord de Valea Izei până în Valea Tisei. Este formată, de asemenea, din

acelaşi fliş paleocen-eocen de tipul stratelor cu hieroglife ca şi Pânza de Botiza. În baza

pânzei se găseşte solzul Leordina. Din punct de vedere litofacial nu sunt deosebiri

semnificative faţă de Pânza de Botiza, iar din punct de vedere tectonic, aceste două pânze sunt

152

decroşate de sistemul de falii R-DV-BV. Însă distincţia constă în faptul că solzul frontal

Leordina nu include klippe malm-neocomiene deşi, s-ar putea ca unii solzi incluzând klippe

malm-neocomiene să fi fost depăşiţi de Pânza de Petrova. Aceasta încalecă spre exterior peste

depozitele oligocen-eomiocene ale duplicaturii de Ruscova aparţinând cuverturii postaustrice

a Unităţii central-estcarpatice

c. Pânza de Măgura

Se întinde în afara graniţelor ţării noastre la nord de Tisa. Este formată din depozite de

fliş similare celor din Pânzele Botiza şi Petrova şi este de fapt prelungirea Pânzei de Petrova

fiind încălecată dinspre sud-vest de klippele pienine (v.Pl.III).

1.4.2.2. STRUCTURILE CUVERTURII POSTAUSTRICE

Mişcările eostirice care s-au manifestat cu intensitate în aria de rift transcarpatică şi

procesele tectonice care s-au desfăşurat aici au influenţat şi zona de margine continentală din

jumătatea estică a zonei transcarpatice acoperită de cuvertura postaustrică. Aceasta a suferit

deformări plicative cu atât mai intense cu cât se găsea mai aproape de aria labilă

transcarpatică. Astfel, partea cea mai internă a zonei de margine continentală instabilă, care

avea drept fundament prelungirea blocului transilvan deformat, a fost mai puternic afectată de

ştressul tectonic încât a suferit deformări care au generat structuri de tip duplicatură. În rândul

acestora se numără Duplicatura de Lăpuş şi Duplicatura Ruscova.

Deşi în unele interpretări duplicaturile amintite sunt incluse în zona pienidelor (zona

de rift transcarpatică), prezenţa şi dezvoltarea largă a depozitelor oligocene, caracteristică a

cuverturii postaustrice, pledează`pentru apartenenţa acestora la cuvertura postaustrică. Lipsa

Oligocenului este o caracteristică a flişului transcarpatic.

În părţile mai estice, unde marginea continentală era reprezentată de prelungirea

Unităţii central-estcarpatice mai puţin instabilă comparativ cu fundamentul transilvan, stressul

tectonic a dus la formarea unor solzi cum sunt: solzii Valea Carelor, Şetref, Romuli şi Fiad

(v.Pl. XIII).

a. Duplicatura Lăpuş

Se desfăşoară în faţa Pânzei de Botiza pe care o suportă tectonic. Se urmăreşte din

regiunea Poiana Botizei spre est până la Săcel pe Valea Izei. Este formată în principal din

depozite paleocen-eocene şi oligocene în faciesuri flişoide. Într-o singură deschidere, la Săcel,

apar şi depozite neocretacice.

b. Duplicatura Ruscova

153

Se întinde la nord de sistemul de falii R-DV-BV, prin bazinul Văii Vişău până în

bazinul Ruscovei. Este formată din depozite eocene în facies flişoid şi din depozite oligocene

în faciesul gresiei de Borşa.

c. Structurile de solzi

De la vest spre est sunt: s o l z u l V a l e a C a r e l o r format în principal din

depozite oligocene în faciesul formaţiunii de Valea Carelor; s o l z u l Ş e t r e f format de

asemenea din depozite oligocene de tip Valea Carelor. Acesta include şi depozitele

neocretacice din Pasul Şetrf şi din zona tunelului Dealul Ştefăniţei; s o l z u l R o m u l i se

urmăreşte în principal în bazinul Văii Sălăuţa şi include depozitele neocretacice şi paleogene

de la Romuli.; s o l z u l F i a d, cel mai estic, traversează cursul mijlociu al Văii Sălăuţa şi

este constituit în principal din depozite oligocene în faciesuri grezoase turbiditice.

Structurile de solzi sunt foarte evidente în partea central-estică din jumătatea sudică a

zonei transcarpatice. Spre sud-vest structurile se reduc în amploare, iar din regiunea Munţilor

Ţibleş spre vest îşi pierd individualitatea.

Cele mai vechi formaţiuni care acoperă şi sigilează tectonica eostirică a zonei

transcarpatice, sunt tufurile şi marnele cu globigerine, badeniene, din Depresiunea

posttectonică a Maramureşului.

1.5. Z O N A V U L C A N I T E L O R N E O G E N E

Ca ultim act din cortegiul proceselor geodinamice majore care au dus la edificarea

Carpaţilor Orientali se înscrie activitatea vulcanică neogenă. Aceasta s-a desfăşurat din

Badenian până spre sfârşitul Pliocenului, timp în care a cunoscut momente de paroxism ce au

alternat cu faze de calm. De pe urma acestei activităţi a rezultat lanţul eruptiv Oaş-Gutâi-

Călimani-Harghita (v.Pl.XIV). Vulcanitele neogene sunt vulcanite de subducţie, predominant

andezitice, însă se întâlnesc toate speciile de roci de la riolite până la bazalte.

În lanţul vulcanic amintit se disting trei compartimente cu particularităţi petrologice,

vulcanologice şi morfostructurale specifice. Astfel, spre nord-vest este compartimentul Oaş-

Gutâi; cu poziţie mediană este compartimentul Tibleş-Bârgău; în partea sud-estică se găseşte

compartimentul Călimani-Harghita.

1.5.1. C O M P A R T I M E N T U L O A Ş – G U T Ă I

Punerea în loc a vulcanitelor din această zonă s-a produs în intervalul Badenian-

Pliocen. Activitatea vulcanică a debutat printr-un episod exploziv când s-a pus în loc o

formaţiune vulcanogen-sedimentară reprezentată prin tufite şi aglomerate riolitice. Au urmat

154

veniri de lave preponderent andezitice. Aceste produse, în funcţie de varietatea petrografică,

au fost descrise sub diferite denumiri locale (andezite de Seini, de Şindileu, de Igniş etc.

(fig.47).

Activitatea vulcanică din compartimentul Oaş-Gutâi a furnizat, de asemenea, foarte

frecvent produse piroclastice care însoţesc aproape toate tipurile de vulcanite, alternând cu

curgerile de lave încât, în întreg compartimentul Oaş-Gutâi, structurile vulcanice sunt de tip

stratovulcani. Unele veniri de lave au fost însoţite de faze metalogenetice (v.fig. 47).

Fig. 47. Succesiunea punerii în loc a vulcanitelor din Oaş-Gutâi

Pe lângă curgerile de lavă şi piroclastite, însă cu totul subordonat, se întâlnesc şi

corpuri subvulcanice formate din microdiorite. Activitatea magmatică s-a încheiat în Pliocen

prin punerea în loc a unor andezite piroxenice.

Pe criterii petrografice şi ţinând seamă de evoluţia chimismului vulcanitelor de la acid

spre bazic, în ordinea punerii lor în loc, D Rădulescu distinge trei cicluri evolutive. Primul

ciclu include vulcanitele de la riolite până la andezitele de Seini şi se caracterizează printr-o

puternică diferenţiere. Al doilea ciclu cuprinde vulcanitele de la dacite, prin andezite

cuarţfere, până la andezitele piroxenice cu hornblendă şi se caracterizează printr-o diferenţiere

moderată. Al treilea ciclu include masa andezitelor piroxenice şi se caracterizează prin lipsa

unei diferenţieri.

Compartimentul Oaş-Gutâi a fost puternic erodat încât au putut fi identificate puţine

centre de emisie şi aparate vulcanice. In partea nordică a regiuni au fost identificate caldera

Mara şi caldera Săpânţa (fig.48).

155

1.5.2. C O M P A R T I M E N T U L Ţ I B L E Ş – B Ă R G Ă U

Spre deosebire de celelalte două compartimente, vulcanitele din Ţibleş-Bârgău, la care

trebuie adăugat şi masivul Toroiaga din Munţii Maramureşului, se prezintă sub formă de

156

corpuri eruptive intruse în şisturi cristaline sau în depozite paleogene. Lipsesc curgerile de

lavă şi produsele piroclastice. Se întâlnesc numeroase asemenea masive intrusive.

Masivele Tibleş şi Hudin, situate la graniţa dintre Transilvania şi Maramureş, sunt

formate din diferite varietăţi de andezite şi dacite şi au o întinsă zonă de contact, iar rocile

prezintă zone de alteraţie hidrotermală cu mineralizaţii polimetalice.

Corpul Toroiaga se prezintă ca un corp central însoţit de numeroase apofize (silluri,

dykeuri). Este alcătuit din andezite, diorite şi dacite; procesele hidrotermale au generat

importante mineralizaţii de sulfuri complexe.

Muntele Heniu din Bârgău este alcătuit din silluri insinuate în depozite oligocene.

Acestea sunt formate din diorite în partea centrală şi din andezite cu piroxeni în zonele

marginale.

Corpurile Vârful Cornii, Măgura Mică, Măgura Sturzilor şi altele de dimensiuni mai

mici se întâlnesc tot în Munţii Bârgăului. Sunt formate din diferite varietăţi de andezite.

1.5.3. C O M P A R T I M E N T U L C Ă L I M A N – H A R G H I T A

Compartimentul sud-estic este cuprins între Bistriţa Bârgăului la nord şi Valea Oltului

la sud şi include masivele Călimani, Gurghiu şi Harghita. Una din caracteristicile acestui

compartiment este dată de faptul că eroziunea nu a afectat profund suprastructura vulcanică,

încât aceasta s-a păstrat în mare parte fiind evidente aparatele vulcanice care ies în relief.

Curgerile de lavă alternează cu piroclastite fiind evidente structurile de stratovulcani. Se

întâlnesc şi corpuri intrusive reprezentate prin dykeuri, domuri etc.

În desfăşurarea activităţii vulcanice din compartimentul sud-estic se disting două etape

cărora, în structura actuală, le corespund două entităţi petrofaciale bine distincte. O primă

etapă a fost predominant explozivă şi a generat o formaţiune vulcanogen-sedimentară care

constitue infrastructura. A doua etapă a fost preponderent efuzivă şi a generat stratovulcani

care constituie suprastructura.

a. I n f r a s t r u c t u r a v u l c a n o g e n - s e d i m e n t a ră

Aceasta include produse rezultate de pe urma unei activităţi vulcanice combinată cu

procese de natură exogenă. Produsele sunt reprezentate prin material piroclastic acumulat

subaerian sau subacvatic, în alternanţă cu material terigen provenit din erodarea vulcanitelor

în fazele de calm. Formaţiunea vulcanogen-sedimentară poate atinge grosimea de 500 m şi are

o largă dezvoltare în cele trei masive: Călimani, Gurghiu, Harghita (fig.49, Pl.XIV).

157

Fig. 49. Complexele vulcanogene din compartimentul Călimani-Harghita

a-Infrastructura vulcanogen-sedimentară; b-suprastructura strato-vulcanică.

În Munţii Gurghiu s-a putut face o detaliere litostratigrafică a formaţiunii vulcanogen-

sedimentare delimitându-se trei nivele, fiecare dintre ele corespunzând unor anumite procese

geologice (fig.49). Astfel, nivelul inferior, reprezentat printr-o alternanţă de cinerite fine şi

gresii, corespunde unei activităţi vulcanice ale cărei produse s-au depus în condiţii subaeriene

fără intervenţia factorilor exogeni. Nivelul intermediar, constituit preponderent din material

terigen cu granulaţie mijlocie depus subaerian, corespunde unei întreruperi a activităţii

vulcanice şi o intervenţie a factorilor exogeni. Nivelul superior, constituit aproape exclusiv

din depozite grosiere de natură foarte diferită, corespunde unei activităţi vulcanice puţin

cunoscută.

b. S u p r a s t r u c t u r a s t r a t o v u l c a n i c ă

Aceasta este alcătuită din curgeri de lavă care alternează cu piroclastite.

V u l c a n i t e l e cele mai vechi ale suprastructurii sunt considerate dacitele de

Drăgoiasa din Munţii Călimani. A urmat punerea în loc a diferitelor specii de roci, cele mai

noi fiind andezitele bazaltoide din Harghita. Pe lângă curgerile de lave, în suprastructura

vulcanică se găsesc şi mici corpuri subvulcanice cum este corpul de diorite din caldera

Călimani.

158

P i r o c l a s t i t e l e au o dezvoltare importantă. Acestea alternează cu produsele

efuzive şi sunt reprezentate prin brecii, microbrecii, aglomerate şi tufuri. având o grosime de

10-100 m. Piroclastitele se întâlnesc în toate cele trei masive muntoase, iar în Munţii

Gurghiului au putut fi identificate trei nivele (inferior, mediu şi superior), identificarea lor

făcându-se după natura petrografică a elementelor constituente.

E l e m e n t e v u l c a n o l o g i c e. Aşa cum s-a amintit, în compartimentul

Călimani-Harghita s-au păstrat foarte bine aparatele vulcanice. Cea mai importantă prin

dimensiuni este caldera Călimani cu un diametru de 10 km, fiind deschisă spre nord de pârâul

Neagra. În Munţii Gurghiu este caldera Fâncel-Lăpuşna larg deschisă spre sud; mai la sud este

aparatul Seaca-Tătarca de formă circulară deschis spre nord. Aparatul Ciumani-Ferăstrae din

apropiere este de fapt o îngemănare a două aparate. În Munţii Harghita s-au păstrat, de

asemenea, aparate vulcanice însă acestea sunt mai mici, ca: Astaroş, Harghita-Mădăraş etc.,

iar în partea sudică este aparatul închis Sfânta Ana (v.Pl.XIV).

Cu privire la vârsta punerii în loc a vulcanitelor din lanţul Gutâi-Călimani-Harghita,

pentru vulcanitele din compartimentul nord-vestic s-a putut constata că cele mai vechi curgeri

de lavă alternează cu depozite badeniene, iar cele mai noi sunt asociate depozitelor pliocene.

Nu acelaşi lucru se poate spune despre vulcanitele din Călimani-Harghita, căci nu se cunosc

relaţiile acestora cu sedimentarul. Însă, atât pentru vulcanitele din Oaş-Gutâi, cât şi pentru

cele din Călimani-Harghita, s-au realizat analize radiometrice. Rezultatele obţinute, între 3 şi

10 M.a., arată că activitatea vulcanică neogenă din compartimentul Oaş-Gutâi se încadrează în

intervalul Badenian-Pliocen, în timp ce în Călimani-Harghita activitatea vulcanică a început

mai târziu şi s-a încheiat în Romanian.

1.6. D E P R E S I U N I L E I N T R A M O N T A N E Ş I

V U L C A N I T E B A Z A L T I C E

Ultimele deformări care au afectat edificiul Carpaţilor Orientali s-au produs în Mio-

Pliocen şi chiar în Pleistocen. Aceste deformări au avut caracter ruptural şi au generat o serie

de depresiuni situate în interiorul edificiului muntos. Ariile afundate au devenit bazine de

sedimentare posttectonice în care s-au acumulat depozite cu caractere de molasă, adesea cu

cărbuni. În unele bazine mai tinere din imediata vecinătate a lanţului vulcanic, materialul

piroclastic are o mare pondere.

159

a. D e p r e s i u n e a C o m ă n e ş t i

Aceasta s-a format în Sarmaţianul târziu prin afundarea unei porţiuni foarte limitate

din zona flişului extern din bazinul mijlociu al Trotuşului (v.Pl.XIV). Umplutura depresiunii

este formată din depozite psefito-psamitice cu cărbuni ce aparţin Sarmaţianului şi Meoţianului

(fig.50).

Din punct de vedere tectonic, Depresiunea Comăneşti formează mai multe cute

sinclinale (Lapoş, Lăloaia, Asău, Sălătruc, Dărmăneşti, Larga) separate prin zone de ridicare

în care apare la zi fundamentul (flişul extern).

b. D e p r e s i u n e a B â r s e i

Este cea mai întinsă depresiune intramontană din Carpaţii Orientali şi s-a format prin

afundarea unei părţi din aria flişului est-carpatic de la interiorul curburii (v.Pl.XIV).

Depresiunea Bârsei prezintă mai multe intrânduri în zonele montane înconjurătoare

dând tot atâtea depresiuni secundare (Zărneşti, Căpeni-Baraolt, Sfântu Gheorghe, Breţcu).

Dintre toate acestea mai bine cunoscută este Depresiunea Căpeni-Baraolt. Umplutura acesteia

este alcătuită din material fin până la grosier la care se adaugă cărbuni. Pe baza conţinutului

paleontologic în bivalve şi resturi de mamifere (v.fig.50) se apreciază că depozitele din

Depresiunea Căpeni-Baraolt aparţin Ponţianului superior-Pleistocenului mediu. Cel puţin

unele din depresiunile secundare pot fi mai tinere.

Fig. 50. Coloane stratigrafice în depresiunile posttectonice din Carpaţii Orientali

160

c. D e p r e s i u n e a C i u c u l u i

Este situată în bazinul superior al Oltului între Munţii Ciuc la est şi Munţii Harghita la

vest. Depresiunea Ciucului este traversată de două praguri (Jigolin şi Racu) care o divid în trei

depresiuni secundare (inferioară, mijlocie şi superioară). Umplutura depresiunii este

constituită din acumulări terigene a căror grosime poate atinge 800 m. Se apreciază că acestea

ar aparţine ca vârstă Pliocenului terminal-Pleistocenului.

d. D e p r e s i u n e a G h e o r g h i e n i

Se găseşte la izvoarele Mureşului fiind cuprinsă între Munţii Gurghiului şi Harghita la

vest şi Munţii Hăghimaş şi Giurgeu la est. Depozitele acumulate sunt foarte asemănătoare

acelora din Depresiunea Ciucului fiind reprezentate prin aglomerate, tufite etc. şi material

terigen. Grosimea lor poate atinge 1.000 m. Ca vârstă sunt sincrone cu acelea din Depresiunea

Ciucului.

e. S i s t e m u l d e p r e s i o n a r B o r s e c - B i l b o r - D r ă g o i a s a

Această adevărată salbă de depresiuni formează un aliniament orientat nord-sud la

limita dintre zona cristalină mezozoică şi vulcanitele neogene din compartimentul Călimani-

Harghita. Cea mai sudică este Depresiunea Borsec şi în acelaşi timp şi cea mai bine cunoscută

din punct de vedere geologic. Umplutura acesteia este constituită dintr-o alternanţă de argile

cu intercalaţii de cărbune xiloid cu impresiuni de plante (Quercus, Salix etc.) la care se mai

adaugă o faună cu resturi de mamifere (Zygolophodon sp.) care conferă depozitelor din acest

sistem vârsta Pliocen terminal-Pleistocen.

f. D e p r e s i u n e a M a r a m u r e ş u l u i

Depresiunea Maramureşului este situată în aria transcarpatică pe cursul mijlociu şi

inferior al Izei şi s-a format prin afundarea unei părţi din flişul transcarpatic şi a învelişului

postparoxismal al Unităţii central-est-carpatice. Prin caracterele litostratigrafice, Depresiunea

Maramureşului prezintă mari afinităţi cu zona molasei est-carpatice şi cu Depresiunea

Transilvaniei fiind de fapt o zonă adiacentă a acesteia din urmă. Formaţiunile constituente ale

Depresiunii Maramureşului aparţin ca vârstă Badenianului, Sarmaţianului şi Pliocenului

(v.fig.50). Badenianul este reprezentat prin cele patru formaţiuni cunoscute din sudul molasei

161

est-carpatice, iar Sarmaţianul este marnos-grezos cu secvenţe conglomeratice. Pe baza

conţinutului paleontologic este dovedită prezenţa Volhinianului şi a Basarabianului inferior;

nu se ştie nimic despre Sarmaţianul superior. Umplutura Depresiunii Maramureşului se

încheie printr-o alternanţă de marne şi nisipuri cu Congeria partschi despre care se poate

spune că ar aparţine Sarmato-Pliocenului în facies panonic.

Din punct de vedere tectonic, Depresiunea Sighetului nu prezintă complicaţii.

Depozitele descriu cute largi, iar pe alocuri sarea a generat cute diapire.

g. V u l c a n i t e l e b a z a l t i c e

În partea sudică a Munţilor Perşani, în zona localităţilor Racoşul de Jos, Horghiz,

Veneţia, se găsesc produsele unui vulcanism tânăr desfăşurat în intervalul Pliocen terminal-

Pleistocen mediu (2,2-0,35 M.a.). Acesta este reprezentat prin produse piroclastice şi curgeri

de lavă bazaltică care, pe anumite intervale, capătă aspect columnar cele mai cunoscute fiind

“Coloanele de Bazalte de la Racoş” declarate monument al naturii protejat.

Structura vulcanică de la Racoşul de Jos (fig.51) este alcătuită în bază dintr-o

formaţiune vulcanogen-sedimentară (freato-magmatică) rezultat al unui episod exploziv. A

urmat un episod efuziv cu curgeri de lavă care, prin consolidare, au căpătat aspect columnar.

Grosimea curgerilor de bazalte nu depăşeşte 30 m. A urmat un nou episod exploziv când s-a

pus în loc o formaţiune vulcanogen sedimentară (superioară). Structura vulcanică se încheie

cu un con de bazalte scoriacee rezultat al unui nou episod efuziv.

În elementele terigene ale formaţiunii vulcanogen-sedimentare, N.Mihăilă (1977) a

identificat resturi fosile (v.fig.51) care conferă vulcanitelor bazaltice vârsta Pliocen terminal-

Pleistocen mediu. Aceiaşi vârstă a fost obţinută şi pe cale radiometrica K-Ar (2,.2-0,35 M.a. –

Mihăilă, Kreuzer, 1981; Downes, 1995).

Substratul vulcanitelor bazaltice de la Racoş îl constitue tuful de Perşani de vârstă

miocen medie.

Din punct de vedere petrografic, bazaltele prezintă aspecte relativ variate datorate atât

gradului diferit de cristalinitate cât şi componenţilor mineralogici diferiţi.

Ca element caracteristic, I.Măldărăscu a pus în evidenţă prezenţa frecventă în masa

bazaltică a unor noduli de peridotit.

Chimismul vulcanitelor bazaltice este alcalin.

Atât vârsta cât şi chimismul bazaltelor din Perşani le deosebesc pe acestea de

vulcanitele neogene din lanţul vulcanic Oaş-Gutâi-Călimani-Hargita. Vulcanitele alcali-

bazaltice aparţin unui vulcanism distinct. Dacă se mai adaugă faptul că vulcanitele alcali-

162

bazaltice sunt situate pe sistemul de fali crustale din partea sudică a Depresiunii Transilvaniei,

este evident că acestea îşi au o origine mai profundă. În sprijinul unei atare interpretări vin şi

nodulii de peridotit pe care I.Măldărăscu îi pune în legătură cu materialul venit din manta.

Fig. 51. Coloană stratigrafică ilustrând relaţiile bazaltelor de la Racoş cu sedimentarul

În încheiere, se poate conchide că edificiul Carpaţilor Orientali s-a format în urma

evoluţiei a trei zone de rift intracontinental cu implicarea şi a unor arii continentale prealpine.

Structurile generate de cele trei tipuri de paleozone sunt rezultatul unor tectogeneze care s-au

desfăşurat în timp începând din Cretacicul mediu până în Pliocen, şi în spaţiu de la vest către

est. Astfel, tectogeneza austrică (mezocretacică) a generat cele mai vechi structuri alpine

(Pânzele Transilvane şi Pânzele Bucovinice). Tectogenezele neocretacică (intrasenoniană) şi

eostirică (intraburdigaliană) au generat structurile flişului median şi ale flişului transcarpatic,

iar tectogeneza moldavică (intrasarmaţiană) a generat structurile flişului extern şi ale molasei.

Ca mişcări tectonice în curs de desfăşurare, sunt mişcările valahice începute în Pliocen şi care

se manifestă din zona de curbură spre vest. Ca prim efect al acestora este stabilirea relaţiilor

de superpoziţie tectonică între molasa inferioară şi molasa superioară (falia Caşin-Bisoca).

Caracterul încă activ, din punct de vedere tectonic, al zonei de curbură, este dovedit

atât de anvergura modestă a structurilor flişului extern din zona de curbură, dar mai ales de

seismicitatea ridicată din zona Vrancea. Homoclinul sarmato-pliocen dintre Milcov şi Trotuş

şi formaţiunile cuaternare cutate din Măgura Odobeşti reprezintă mărturiile cele mai

convingătoare despre caracterul tectonic încă activ al compartimentului sudic din Carpaţii

Orientali.

163

Pl. XIV. Harta geologică a Carpaţilor Orientali

164

1.7. R E S U R S E N A T U R A L E M I N E R A L E

În subsolul Carpaţilor Orientali se găsesc zăcăminte de minereuri, de hidrocarburi, de

săruri haloide, de cărbuni, substanţe utile nemetalifere, roci utile, ape minerale naturale şi

balneoterapeutice

M i n e r e u r i. Zăcămintele de minereuri sunt relativ frecvente în ceea ce priveşte

numărul acestora, în schimb, datorită conţinutului scăzut în metal, foarte multe dintre

exploatările existente sunt cuprinse în programe de închidere datorită costurilor ridicate de

extracţie pentru exploatările subterane.

Minereuri de sulfuri polimetalice în exploatare sunt cele de la Leşu Ursului şi de la

Fundu Moldovei din Munţii Bistriţei şi de la Bălan din Munţii Hăghimaş, localizate în

cristalinul de Tulgheş. Aceste zăcăminte sunt de natură sedimentară, metamorfozate. Minereul

se prezintă sub formă de lentile strat find constituit din pirită, calcopirită etc. În zona Baia

Mare, zăcămintele sunt legate de vulcanismul neogen, fiind reprezentate prin galenă şi blendă

la Baia Sprie şi Cavnic, în timp ce la Băiţa-Nistru, Băiuţ, predomină pirita şi numai

subordonat se asociază calcopirita, galena etc.

Zăcăminte auro-argintifere se cunosc în regiunea Baia Mare pe Valea Roşie, la Săsar

şi sunt legate de erupţiile neogene andezitice, dacitice şi riolitice. Mineralizaţia este

reprezentată prin aur nativ fin diseminat în cuarţ; subordonat se întâlnesc săruri de argint sub

formă de filoane.

Minereurile de mangan în Carpaţii Orientali sunt legate de şisturile cristaline de

Tulgheş. În zona Borca-Broşteni, sunt legate, în principal, de roci carbonatice. În bazinul

Dornelor se exploatează la Iacobeni, Dadu, Tolovanu, Ulm-Sihăstria.

Minereuri radioactive sunt prezente în mineralizaţiile din gnaisele de Rarău din zonele

Crucea şi Tulgheş.

Zăcăminte de baritină se cunosc şi se exploatează în bazinul Văii Moldovei la Ostra.

Baritina se consideră a fi de origine hidrotermală.

H i d r o c a r b u r i. Acumulările cele mai importante de hidrocarburi se găsesc în

zona de molasă, mai puţine în zona flişului şi foarte puţine în cuvertura posttectonică a zonei

cristalino-mezozoice.

Zăcămintele din zona de molasă sunt cele mai bogate. Se cunosc acumulări de petrol

începând cu depozitele paleogene până la cele romaniene inclusiv, însă cele mai bogate se

găsesc în Meoţian. În sectorul moldav al zonei de molasă, acumulările de hidrocarburi sunt

mai puţine, acestea fiind localizate în depozitele burdigaliene, badeniene şi sarmaţiene. Cele

mai importante zăcăminte se găsesc în zona cutelor diapire. Structurile se urmăresc pe

165

anumite aliniamente dintre care cel mai intern se suprapune cutelor diapire exagerate cum ar

fi structurile: Buştenari-Runcu, Câmpina-Gura Drăgănesei, Ocniţa etc. În aceste structuri

acumulările se găsesc în Oligocen, Burdigalian, Meoţian, Ponţian, Dacian şi Romanian însă

principalul colector a fost Meoţianul care a ajuns să includă până la 29 complexe productive

cum este cazul cu structura Berca-Arbănaşi din valea Buzăului. Un al doilea aliniament spre

exterior se suprapune cutelor diapire normale şi include structurile Boldeşti, Podenii Vechi,

Băicoi-Ţintea, Moreni etc. Un al treilea aliniament, mai spre exterior, se suprapune peste

cutele diapire incipiente, cum ar fi structurile Sărata, Ceptura, Urlaţi etc. Cele mai externe

structuri sunt acelea de la Brazi şi de la Măneşti-Vlădeni.

Zăcămintele din zona flişului cele mai importante se întâlnesc în Pânza de Vrancea şi

anume în zona Moineşti. Formaţiunea colectoare este aproape întotdeauna gresia de Kliwa.

Între principalele structuri din zona flişului sunt de luat în seamă: Gropile lui Zaharache,

Moineşti, Tazlău-Lucăceşti-Moineşti, Uture-Solonţ-Stăneşti. La Tazlăul Mare se cunosc

zăcăminte exploatabile de gaze.

Zăcămintele din cuvertura posttectonică sunt foarte limitate printre acestea numărâdu-

se acela descoperit în zona Săcel-Maramureş localizat în gresia de Borşa.

C ă r b u n i. Zăcăminte de cărbuni se găsesc în depresiunile intramontane, dintre care,

cele mai importante sunt cele de la Comăneşti şi Borsec (cărbune brun), de la Căpeni-Baraolt

(lignit) şi în zona subcarpatică (Schitu Goleşti, Boteni, Filipeştii de Pădure, Şotânga, Ceptura

etc. (lignit).

Turbă se găseşte în regiunea Vatra Dornei unde se exploatează la Poiana Stampei şi în

regiunea Ciuc.

S a r e g e m ă. Se cunosc multe zăcăminte de sare, iar rezervele sunt mari. Cele mai

multe dintre acestea sunt localizate în depozitele badeniene cum sunt acelea de la Slănic

(Prahova), de la Târgu Ocna, de la Cacica.

A p e m i n e r a l e n a t u r a l e. În legătură cu manifestările postvulcanice, în

Carpaţii Orientali se cunosc numeroase izvoare de ape carbogazoase care au permis evaluarea

unor importante rezerve de ape minerale naturale carbogazoase, cele mai cunoscute fiind în

zona Vatra Dornei, Borsec, Sâncrăieni, Tuşnad, Biborţeni. Ape minerale balneoterapeutice la

Sângiorz-Băi, Covasna, Slănic-Moldova etc. De asemenea au fost puse în evidenţă şi ape

minerale naturale necarbogazoase (plate) cum ar fi zăcământul de la Izvorul Alb. Trebuie

menţionat că valorificarea acestor ape este cu mult sub potenţialul existent.

N ă m o l t e r a p e u t i c. Asemenea nămoluri se întâlnesc la Sovata-Lacul Ursului,

unde staţiunea s-a dezvoltat datorită acestei substanţe, şi la Slănic (Prahova).

166

R o c i u t i l e. În rândul acestora intră zăcămintele de andezite, de calcare, de

dolomite, de diatomite, de gipsuri, tufuri vulcanice, nisipuri cuarţoase, gresii etc.

Andezite se exploatează în diverse cariere din lanţul vulcanic Gutâi-Harghita-

Călimani.

Calcare se exploatează la Bicaz, Lespezi, Albeşti, Mateiaş etc; sunt utilizate la

fabricarea cimentului.

Dolomite se găsesc în cantităţi mari şi se exploatează în jud. Suceava la Bâtca Şarului,

la Delniţa, pe pârâul Cailor, pe pârâul Limpedea; în judeţul Harghita la Păuleni-Ciuc etc.

Dolomitele se utilizează în siderurgie, la fabricarea sticlei şi ca piatră naturală pentru drumuri.

Diatomite se cunosc şi se exploatează la Pătârlagele-Buzău fiind utilizate în industria

chimică, ceramică şi alimentară.

Gipsuri se cunosc şi formează zăcăminte importante în zona subcarpatică la Bătrâni,

Mâneciu-Ungureni, Ceraşu, Sarichiojd etc; sunt utilizate în industria cimentului, la fabricarea

ipsosului etc.

Tufuri vulcanice se întâlnesc în depozitele badeniene din zona de curbură şi în

Depresiunea Maramureşului. Sunt exploatate în cariera Piatra Verde de la Slănic (Prahova); se

utilizează la fabricarea cimentului şi ca piatră ornamentală.

Nisipuri siliciase se exploatează la Copăceni şi Gura Viţioarei fiind utilizate în

industria sticlei şi în metalurgie.

Gresii şi în primul rând gresia de Kliwa, se exploatează la Velniţa pe pârâul Capra-

Tarcău; este utilizată ca piatră fasonată.

Marne sunt cunoscute la Ţepeşeni-Bicaz şi sunt utilizate la fabricarea cimentului.

Nisipuri şi pietrişuri se exploatează din depozitele aluvionare ale principalelor râuri ce

străbat Carpaţii Orientali.

______________

Geologia Romaniei_Mutihac

Documents

Transcript of Geologia Romaniei_Mutihac