Proiect Geologia Romaniei

Tema: Structura geologica a Dealului Istrita in zona Mizil

Onutu Ioana-Camelia, Inginerie Geologica, an IV

Prof.dr.ing. Dumitru Frunzescu

S

Cuprins

1. Introducere2. Geomorfologie. Hidrologie3. Istoricul cercetarilor:

3.1 Cercetari geologice3.2 Cercetari geofizice3.3 Cercetari de explorare

4.Geologia regiunii 4.1 Stratigrafia regiunii 4.2 Tectonica regiunii 5. Geologia de detaliu, perimetru 5.1 Stratigrafia perimetrului 5.2 Tectonica perimetrului 6. Geologia economica (a petrolului) 7. Calculul rezervelor, clasificare 8. Aspecte ecologice 9. Bibliografie

1.Introducere

Orasul Mizil este situat in estul judetului Prahova, pe artera principala care leaga Moldova de capitala tarii, la ingemanarea dealurilor cu campia Baraganului si in preajma vestitelor podgorii ale Tohanilor, Istritei si Pietroaselor. Se invecineaza la est, cu judetul Buzau, la sud cu comuna Baba Ana, la vest cu comuna Fantanele, iar la nord, cu comuna Gura Vadului. Distanta fata de resedinta judetului, municipiul Ploiesti, este de 35 km. Aceeasi distanta este intre Mizil si municipiul Buzau.

Din punct de vedere geografic se situeaza pe paralela de 45° latitudine nordica si 26° 25' longitudine estica, fiind singura localitate urbana asezata pe paralela de 45º din tara noastra. Cea mai importanta arteră rutiera care traversează Mizilul este DN1B (Drumul European E577) Ploieşti-Buzău. Se poate spune ca circulatia rutiera se desfasoara aproape in totalitate pe DN1B. Orasul Mizil este conectat si pe cale ferata, fiind situat pe ruta CFR: Ploiesti-Buzau cu cale ferata magistrala electrificata dubla. Localizarea orasului prezinta mai multe avantaje, precum conexiunea intre cele doua resedinte de judet Ploiesti si Buzau si situarea pe axa care leaga

Moldova de capitala tarii, Bucuresti. De asemenea, Mizilul este situat in apropierea vestitelor podgorii ale Tohanilor, Istritei si Pietroaselor. Ca marime orasul se incadreaza in categoria oraselor de rang III cu un teritoriu administrativ de 1932 ha si o populatie de 16319 locuitori. Orasul este format dintr-un intravilan aprobat de 432 ha si extravilan 1500 ha .Orasul are in componenta si cartierul Fefelei, astazi contopita cu “urbea” si fiind cunoscuta drept cartier. Principala functiune a localitatii este centru de productie industriala. In raport direct cu posibilitatile naturale ale zonei potentialul economic al orasului se bazează pe agricultura in principal, urmand viticultura, legumicultura si cresterea animalelor. Teritoriul Mizil este situat in mare parte pe campia inalta, subcolinara, la poalele Dealului Mare. Modificarea reliefului influentata de litologie si tectonica, precum si de conditiile climatice a dus la individualizarea unitatilor morfologice. Face parte din Campia Ialomitei si cuprinde urmatoarele subunitati geomorfologice:- Campia de Glacis a Istritei - are un relief in general plan, care se lasa spresud-est in panta lina pierzandu-se in lunca “innecata” in aluviuni;- Campia Sarata - campie de subsidenta ce face trecerea spre campia de divagare;- Lunca paraului Istau - se prezinta ca o vasta depresiune cu foarte usoareondulatiuni, in care periodic s-au depus aluviuni. Campia de Glacis a Istritei - este un glacis fara trepte de eroziune in partea superioara. Aceasta campie este alcatuita din ingemanarea conurilor de dejectie formate din apele torentiale, care coboara din Dealul Mare, aducand un material aluvionar variat, spalat de pe versantul sudic al masivului.Panta campiei piemontane coboara spre Sud – Vest pe o distanta de 5 – 7km, fiind incadrata intre altitudini de 156 m la est, 146 m la nord, 140 m la NVsi 122 m la sud.

Campia de Glacis a Istritei

Campia Sarata - din punct de vedere morfologic suprafata campiei are o inclinare redusa, in care raurile au cursuri foarte meandrate, divagante, cu frecvente modificari a albiei in trecut. Datorita pozitiei si oscilatiei panzei freatice sunt zone supuse la saturari. Lunca paraului Istau - datorita subsidentei la periferia zonei, cursul acestuia isi schimba directia indreptandu-se spre sud-est ,urmand panta generala a campiei si prezinta ca o vasta depresiune cu foarte usoare ondulatiuni, in care periodic s-au depus aluviuni. Relieful Orasului Mizil nu variaza foarte mult sub raport hipsometric, altitudinea medie fiind de aproximativ 123 m, iar altitudinea maxima scade de la 140 m, pana la 105 m la limita sudica a localitatii. Formele negative de relief, microdepresiuneile sunt cauzate de fenomenele de sufoziune iar cele positive sunt reprezentate de movile si depuneri antropogene. Terenul este plan cu o inclinare de 1º de la nord-vest la sud –est in directia de curgere a paraului Istau. Dealul Istrita face parte din zona externa a Subcarpatilor Buzaului, caracterizati de succesiunea mai multor fasii longitudinale, dinspre munte spre campie, formand o imbinare de culmi deluroase cu depresiuni, bazinete si inseuari, altitudinea culmilor variind intre 400 si 800 metri. Subcarpatii sunt alcatuiti din formatiuni geologice mai tinere, cutate larg. Cutele sunt orientate, ca si cele carpatice, de la SV catre NE si prezinta adesea fracturari, ridicari sau coborari, asa cum este cazul dealurilor din sud si est (Istrita, Ciolanu, Blajani si Buda). Domina marno-argilele, nisipurile si

gresiile de diverse tipuri, uneori aparand conglomerate si calcare, depuse cu precadere in Miocen si Pliocen (incepand de acum 30 milioane de ani, pana  in urma cu un milion de ani) si ondulate larg. Structura geologica a imprimat multor culmi o alungire pe directii SV-NE; raurile au impus insa si alte directii de fragmentare, in special in partea centrala a zonei deluroase buzoiene, unde se imbina depresiunile si inseuarile dispuse longitudinal fata de structura, cu bazinete de obarsie, inseuari si depresiuni de eroziune orientate adesea transversal. La acestea se adauga si interventia pintenilor paleogeni, de structura montana, care diversifica si mai mult sectorul carpatic buzoian.Unitatea dealurilor si depresiunilor subcarpatice dezvoltata pe formatiunile mio-pliocene caracterizata prin alternantele repetate ale stratelor de roci permeabile cu cele impermeabile ce reflecta instabilitatea accentuata a versantilor. Data fiind complexitatea de ordin geologic, dar mai ales geografic, Subcarpatii Buzaului se impart in patru grupe: Grupa centrala (Dealurile Botanului) este cuprinsa intre vaile Buzaului si Slanicului, avand un contur sub forma de inima. Altitudinile maxime sunt in Dealul Blidise l(821m), varful Pitigoiul (806m), varful Bocu (824m); in partea centrala, varful Botanul are 799m. Eroziunea apelor Saratel, Balaneasa, Sibiciu, Rusavatu etc. precum si structura geologica si compozitia petrografica au dus la fragmentarea acestei grupe intr-o serie de subunitati: dealurile Muscelului, Dealurile Dalma, Dealurile Bocului, Dealurile Paclelor. Grupa sudica (Istrita-Ciolanu) are caractere locale specifice, si anume: contact brusc cu campia, masivitate, altitudini mari, forme de relief impuse net de structura si petrografie, zone depresionare tipic subcarpatice. Pe ansamblu se divide in trei unitati. Dealul Istrita este constituit din formatiuni grezoase si calcaroase ale Sarmatianului, care au influentat altitudinea si masivitatea dealului Istrita (Vf.Istrita 751m). Catre Campia Romana, contactul se face deosebit de brusc prin linii de falie, dar si prin caderea monoclina a flancului sudic al anticlinalului principal. Dealul Istrita poate fi divizat in mai multe subunitati, dictate in special de natura petrografica a rocilor: - dealurile Niscovului situate in partea de est a grupei, au inaltimi de 200-400 m si sunt constituite, in principal, din formatiuni lavantine si cuaternare vechi;- masivul Istrita propriu-zis este dominat in partea inalta de calcarele si gresiile sarmatiene, motiv pentru care si-a mentinut altitudini de 600-700m. In interiorul sau se afla cateva bazinete sau depresiuni structurale si de contact (Izvoarele Saratii, Sarata Monteoru);- dealurile Naienilor apar sub forma unei culmi inguste, format din aceleasi calcare si gresii sarmatiene care mentin si aici altitudini de circa 600m.

Dealul Ciolanu este de asemenea, unul din cele mai masive din cadrul Subcarpatilor buzoieni si se dezvolta aproape paralel cu dealul Istrita. Spre sud este delimitat de depresiunea Niscovului, iar spre nord de izvoarele vaii Cricovului si Buzaului. Ca si la dealul Istrita, masivitatea si altitudinea sa sunt date de calcarele si gresiile sarmatiene, altitudinile variind  intre 600 si  700m: PoianaHotilor (737m), Poiana Brosa (641m),Vf.Bradului (661m), Vf.Cetatuia(632m.) In partea de nord-est, respectiv intre Magura si Candesti, se desprinde o mica subunitate - dealul Cerbului (539m), constituit din formatiuni levantine (argile, nisipuri si pietrisuri), peste care se dispun stratele de Candesti. Din cauza constitutiei petrografice, dealul Cerbului, in ansamblul sau, prezinta multe degradari de teren. Depresiunea Niscovului este formata pe un larg sinclinal in care au fost sedimentate formatiuni levantine si cuaternare. Afluentii dezvolta aici conuri de dejectie foarte intinse. Insasi Niscovul, la varsare, a format un imens con de dejectie, in care apele sale se pierd total in perioadele fara ploi.Prin toate caracteristicile este o depresiune tipic subcarpatica. Grupa estica (Dealurile Calnaului), situata la est de valea Slanicului este drenata central de paraul Calnaului si delimitata de vaile Slanic si Ramnic. Grupa se poate subdivide in doua mari subunitati: una nordica,formata din sedimente mai vechi (varsta mio-pliocena), Dealurile Bisocii si o alta sud-estica, formata din depozite levantine si cuaternare, divizata in trei culmi: Culmea Blajani, Dealurile Budei, Dealul Capatanii. Grupa vestica (Dealurile Priporului) este constituita dintr-o serie de dealuri relativ inalte si inseuari largi, foarte diferite sub aspectul structurii si compozitiei geologice. Se remarca in mod deosebit, patrunderea in zona subcarpatica a pintenului paleogen de Valeni, ce reprezinta o continuare a culmii Ivanetu. Aceasta grupa se subdivide in trei subunitati: Dealul Cornetel, Dealul Priporului, Dealul Salcia.

2.Geomorfologie. Hidrologie

Geomorfologie

Sub numele de Dealurile Istritei cuprindem intregul sir de dealuri strans legate intre ele, marginit la sud si la est de campia Cricov si Buzau, la nord de ulucul depresionar Sanger-Gura Niscovului, iar la nord-vest si vest de Cricovul Sarat. Aceste dealuri, care se intind pe o lungime de 40 de km si pe o latime de 8-9 km in medie, sunt alcatuite dintr-o coama principala orientate de la vest sud-vest spre est nord-est, din care pornesc ramuri numeroase, atat spre nord, spre depresiunea Niscovului, cat si spre sud, spre campie. Spre vest, spre Cricov, din coama principala, care se indreapta aici spre sud-vest, se desfac mai multe ramuri, asemenea degetelor unei maini. La capatul vestic al acestor dealuri se vede tendinta formarii unor vai pe directie vest-est; asa e valea Niscovului, sapata in marginea de nord a gruiului acestui deal, iar in marginea sudica este partea de sus a vaii Saratii, cu cele doua obarsii, care sunt pe aceeasi directie, dar diametral opuse: Sarateanca de la vest sud-vest spre est nord-est si Paraul Paducelului de la est nord-est spre vest sud-vest. Acest fapt a facut pe unii cercetatori sa vorbeasca de o depresiune in acest spatiu. (L. Badea si Gh. Niculescu, 1964).

Inaltimile cele mai mari sunt Varful Istritei, de 749 m si Varful Ciortea de 609 m, care se gasesc in partea mijlocie a culmii principale de la vest de Ciortea pana la est de Ciuhoi. Aceasta culme este alcatuita din roci calcaroase, tari, ceea ce face ce unele parti ale ei sa aiba ceva din caracterul muntilor, cum e Ciortea, aceasta creasta impresionanta sculptata in strate de calcar. Dar aici, in partea mijlocie, apare si o alta situatie interesanta: la vest de Varful Istrita si la sud si sud - vest de abruptul culmii principale, in bazinul paraului Fintestilor, este un relief mai monoton, cu urme evidente de alunecare, care a dominat nu numai la nord ci si la sud de cateva inaltimi stancoase si golase, numite ‘strehani’, alcatuite din aceleasi calcare ca si culmea principala de la nord, numai ca la Strehani stratele de calcar sunt inclinate puternic spre sud, 65° pe unele locuri asemanatoare ‘cornetelor’ din Podisul Mehedinti si ‘galmelor’ din ulucul Rucar-Bran. Este evident ca relieful monoton, relativ depresionar, este sculptat in sedimentele marnoase de sub calcare, in bolta unui anticlinal cum s-a aratat (L. Badea si Gh. Niculescu, 1964), iar contrastul dintre acestea si dealurile Strehani este vizibil chiar din campie din mersul trenului. Mai la vest de Ciortea si mai la est de Ciuhoi, culmea este mai monotona, cu latimi care variaza mult, pastrandu-se pe unele locuri resturi de reliefuri evaluate. De-a lungul acestei culmi sunt si numeroase curmaturi, in general nu prea adanci, in afara de una, aproape de capatul sud-estic, foarte adanca; inaltimea mai mare de la sud o domina cu cel putin 190 de m, iar cele de la nord cu mult mai mult. Aici pare a fi vorba de o inaintare a paraului Ceptura in dauna bazinului Cricovului. O curmatura interesanta este si la nord-vest de satul Marginea Padurii, pe culmea principala, unde paraul Scheiul pare a-si fi intins obarsia in dauna bazinului Cricovului si al Niscovului. Ramurile care se desprind din culmea principala atat spre nord cat si spre sud, sunt in general pe directia nord-sud, numai cele mai mici au si alte directii. Dintre ramurile care coboara spre nord, unele ajung pana in culmea Niscovului, latindu-se, in timp ce altele se sfarsesc mai departe. Una singura, cea de la vest de obarsia Niscovului, coboara printre Niscov si Cricov pana in vatra depresiunii, la 340 de m, la Poiana lui Roman, unde se leaga cu ramura Stancii de la nord de depresiune, din dealurile Ciolanului. Cele mai multe dintre acestea au culmi inguste, unele chiar zimtate pe anumite portiuni, asemenea unei panze de fierastrau cu dintii inclinati, adica portiuni destul de repezi, care corespund fetelor de strate, alterneaza cu curmaturi usoare, sapate la capul stratelor marnoase, ca la sud de Valea Caprii. Aici se vad parti de povarnis, destul de inguste, conform fetei stratelor, inclinate puternic spre nord, si parti de povarnis, mult mai mici, inclinate spre sud, sapate in capul stratelor. Aceasta reliefare este cauzata de alternanta de strate de nisip, destul de groase, 7-8 m sau chiar mai mult, local cimentate cu strate marnoase subtiri, sub 3-4 m. In unele locuri, ca la sud de Tisau, pe culmea de pe stanga Paraului Piscului,

culme care duce spre varful Istritei, pe la curbele 330-340 m, apar chiar strate de pietris, care te-ar ispiti sa crezi ca ar fi resturi de aluviuni de terasa, daca nu s-ar vedea pe aceasta culme cum se reliefeaza lateral o coama al carei povarnis sudic a sapat in capul unor strate de pietris, pe cand cel nordic, care e perfect plan, corespunde fetei de sus a stratului. Asadar, linia profilului culmii, generalizata, e inclinata mult mai putin decat stratele in care e sculptata. De aceea, pornind din depresiune, unde sunt depozitele cele mai tinere, - strate cuaternare de loess cu intercalatii de luturi rosii - pe masura ce te urci, treci pe formatiuni tot mai vechi, culminand cu marnele de sub calcare, din bazinul depresionar al Fintestilor. Partea inferioara a povarnisurilor acestor ramuri e in general mai domoala, fiind alcatuita din pornituri, care se intind si pe fundul multor vai si care au forme si dimensiuni variate. Multe din vaile apelor care merg atat spre Cricov cat si spre Niscov, incepand de la Apostolache spre est pana la sud de Grajdana au pornituri intinse in partea inferioara. Se impung in peisaj indeosebi porniturile din bazinul superior al Niscovului de la Valea Unghiului, apoi cele de la sud de Glod si de Valea Caprii din bazinul Izvorului Rupturii Lungi - toponim sugestiv – iar mai la est cele din bazinul Parvulestilor. Pe unele vai de la sud-est de Apostolache se gasesc blocuri de gips – unele destul de mari, de 2-3 m³- care nu puteau cobori de sus decat implantate in masa porniturilor. Pornituri intinse, sub forma de limbi si tapsane, statornice in mare parte, se gasesc si pe vaile apelor care curg spre Cricov, de la sud de Apostolache pana aproape de Urlati. Unele dintre aceste tapsane sunt mari, statornicite de vreme indelungata, evaluate, avand pe ele sate, cum e cel de la Iordacheanu. La ramurile dinspre sud, situatia e ceva mai variata. La sud de partea mijlocie a culmii paraului Naianca, pornesc ramuri ale caror culmi sunt ondulate larg, care coboara treptat spre sud, latindu-se, in timp ce panta devine tot mai mica. Numai Strehanii de pe culmea de la vest de paraul Fintestilor, de la nord de Tohani se impun ca ceva deosebit. Aceleasi calcare in care sunt sculptate dealurile Strehani se gasesc si pe culmea de la est de paraul Fintestilor ca si pe cea de la vest de Strehani, dar ele nu ies in relief; numai solul, vegetatia si modul de folosire al terenului sunt cele specifice pt aceste roci. Vaile din aceasta parte, a Naienchii, a Fintestilor, a Scheiului, au in general un caracter de tinerete, indeosebi in partea de sus a bazinului lor, fapt care arata o crestere a bazinului in dauna vecinilor. De altfel, Scheiul, cu infatisarea lui actuala, este destul de recent, el formandu-se prin cuceriri atat de la vest - la Calugareni e evidenta o vale fara obarsie - cat si de la nord, impingandu-si obarsia dincolo de linia celor mai mari inaltimi.

La poala dealurilor, in apropierea contactului cu tapsanul prin care se face legatura cu campia, sunt unele curmaturi care port urme ale unor schimbari, ca pe soseaua Naienchii sau la Budureasca. Mai la vest, culmile au infatisare mai uniforma, dar sunt inclinate ceva mai puternic spre sud. Este evident ca aceste culmi sunt resturi dintr-un povarnis uniform, in care au fost sapate curand valcelele existente. Situatia este intrucatva asemanatoare cu partea estica a povarnisului sudic al dealului Boldestilor. Numai valea Cepturei este mai mare si mult mai lunga, obarsia ei fiind dincolo de linia celor mai mari inaltimi; in plus izvoarele sale sunt orientate de la est nord-est spre vest sud-vest, asa cum sunt orientati afluentii Cricovului Sarat din aceasta parte, iar mai la vest, pe aceeasi directie, este si o curmatura foarte pronuntata, semn ca aici au avut loc modificari hidrografice. In bazinul sau, mai ales in partea de obarsie, sunt pornituri intinse, unele chiar pe bolta anticlinalului pe care il taie Ceptura aici: Valea Tisei pe dreapta si Valea cu Maracini pe stanga. In bazinul paraului Babei Dobra, unde sunt pornituri intinse, multe statornicite, se vad chiar doua trepte, ca si la sud-vest de Braiesti, din cauza deplasarii laterale a raului de pornituri in cursul adanciirii vaii. In partea estica a povarnisului de la valea Naienchii pana in valea Saratii, e o situatie deosebita. Aici, in partea de sud a povarnisului, este un abrupt, lung de la nord-est la Breaza pana la sud de varful Ciuhoiului, sapat in capul stratelor de de calcare, care sunt inclinate spre sud. De sub Ciuhoi spre est abruptul se pierde. De la poala acestui abrupt urmeaza spre sud un povarnis, mai domol, lat de 1,5-2 km, valurit si cu multe neregularitati, caracteristice porniturilor, dar si mici inaltimi calcaroase si mai ales cu mult bolovanis calcaros. De aici si toponimul valea Pietroasa si satele Pietroasa de Sus si Pietroasa de Jos, unite acum. Pe acest povarnis sunt asezate multe satuce, printer podgorii, pomi, pajisti dar si povarnisuri golasepe valcele sapate de paraie cu character intermitent. Urmeaza apoi un povarnis mai repede, de cca 0,5 km latime, unde apare de asemenea schelet calcaros. La Pietroasa de Jos se putea vedea pana de curand, un rest de strat calcaros aproape in pozitie verticala din flancul sudic al anticlinalului. Sub aceasta urmeaza, ca si mai la vest, un tapsan intins, a carui panta scade treptat, pana se uneste pe nesimtite cu campia. Aceste insusiri se mentin pana in valea Saratii, care e o vale destul de adanca, comparabila cu valea Cepturei de la vest, al carei fund a atins samburii de sare, ceea ce a facut cu putinta formarea statiunii balneare Sarata-Monteoru. In partea de sus a acestei vai, e povarnisul nordic al Ciuhoiului, sunt si pornituri intinse; aici deplasarea marnei pe sub stratul de calcar a cauzat sfaramarea acestuia si deplasarea blocurilor, care iau forme si pozitii dintre cele mai felurite in cursul deplasarii.

Dincolo de valea Saratii, care are povarnisuri repezi si insusiri de relative tinerete, spre nord-est relieful e comparabil cu cel de la vest de bazinul Scheiului, numai ca vaile sapate in vechiul povarnis dinspre sud-est al dealului sunt mai evaluate, mai largi, avand chiar sate de-a lungul lor. Si ca alcatuire geologica sunt aceleasi formatiuni marine, peste care urmeaza, indeosebi pe partea inferioara a povarnisurilor, depozite leossoide, avand in partea inferioara a stratului laturi rosii de soluri fosile. Interesant este faptul ca din lutul rosu, care are grosimi mari in dealurile Podenilor, pe partea sud-estica a culmii dealului de la sud de Niscovel, unde sunt podgorii intinse, nu se mai gaseste decat un strat subtire, pe cale de disparitie, dar care s-a impus localnicilor care au numit dealul Roset - desigur de la rosu. Tapsanul de depozite leossoide, care se intinde la poala povarnisului, facand legatura cu campia, a fost retezat de Buzau in intregime la nord de Gura Niscovului, iar la sud a taiat piezis capatand infatisarea de terasa care se desfasoara in evantai, a carei inaltime scade pana se pierde. De fapt aici nu avea de-a face cu o terasa, ci cu un tapsun format probabil in perioada de uscaciune, cand raurile erau neinsemnate sau poate chiar disparute, pe care l-a retezat Buzaul, inainte de a se deplasa spre stanga, pe drumul actual. Privit in raport cu pozitia stratelor in care e sculptat, dealul Istrita, luat ‘grosso modo’, corespunde unui anticlinal prelung, care are un capat pe dreapta cursului inferios al Niscovului iar pe celalalt dincolo de Cricovul Sarat; numai ca relieful e mult mai atenuat decat anticlinalul, adica povarnisurile sunt inclinate mult mai putin decat sedimentele in care sunt sculpatate. Dar, in anumite parti, ca la Ciuhoi si Maguri, se constata o corespondenta deplina intre bolta anticlinalului si culmea dealului, pe cand in altele constatam si situatii inverse; adica ‘inversiune de relief’ - dupa De Martonne, sau cu un termen mai nou si mai potrivit ‘relief invers structurii’, cum e cazul in bazinul Fintestilor, unde e o usoara depresiune, chiar in bolta anticlinalului, sau in acel al Saratii, de la vest de Sarata Monteoru si al unor afluenti ai Cepturei, la Rotari, unde sunt vai chiar in bolta anticlinalului. E evident ca rezistenta rocii se rasfrange foarte puternic in infatisarea reliefului. Dar in cuprinsul acestor dealuri apar din loc in loc si forme si fenomene carstice cauzate de solubilitatea anumitor roci. Formele cele mai raspandite sunt lapiezurile, care au in general dimensiuni mici, sunt si cateva doline, dintre care cea mai mare, de forma unei albii, la nord de Culmea Ciuholiului. Tot aici, in partea nord-estica a Cihoiului, sunt si izvoare carstice, care nu se vad, deoarece ele au fost captate pentru alimentarea cu apa a statiunii Sarata Monteoru. Izvoare carstice, ceva mai slabe, se gasesc si mai la vest, in apropierea coastelor calcaroase, ca la Tohani. Forme carstice, indeosebi lapiezuri, se gasesc sip e gips, care apare fie ca strate ‘in loc’, sus aproape de culme, fie ca bolovani deplasati pe vai odata cu materialul de pornituri.

Hidrologie Reteaua hidrografica de pe teritoriul administrativ al orasului Mizil nu este foarte densa fiind alcatuita din:- cursuri permanente de apa;- cursuri temporare;- canale de irigatii. Cursurile permanente de apa au o directie de curgere de la nord-vest la sud-est si sunt in general vai tinere.Din punct de vedere hidrografic zona apartine bazinului Ialomita prin intermediul paraului Istau ce dreneaza teritoriul. Teritoriul administrativ, este traversat, in amonte de Orasul Mizil, de paraurile Budureasca si Tohaneasca, care in apropierea orasului conflueaza formand paraul Istau (Ghighiu) care strabate sudul acestuia, in aval de oras.

Confluenta Tohaneasca-Buduresca

Paraul Istau si-a sapat vai adanci de 15 – 18 m si late de 10 – 12 m, cu pereti aproape verticali si are un curs lent, cu apa putina dar permanenta, in perioadele cu precipitatii normale. Bazinul lui hidrografic are o extindere medie de 97km2.

Paraurile colecteaza apele in epoca topirii zapezilor si a ploilor torentiale si se revarsa pe terenurile situate in apropierea malurilor, mai ales in aval de Orasul Mizil, pe care le alimenteaza cu aluviuni. In zona, alimentarea apelor subterane depinde de urmatorii factori condiţionali:- hidroclimatici (precipitaţii, evaporaţie);- geomorfologici (relief);- geologici (litostratigrafie, permeabilitatea verticală şi orizontală, structura);- hidrogeologici ai solului;- natura cuverturii vegetale. Apa freatica se gaseste la adancimi diferite si anume 2,5-6 m pe lunca si 9-10 m in campia inalta. Apa freatica in depresiuni a contribuit la producereafenomenelor de hidromorfism freatic.

Valea paraului Istau

Drenajul extern este practic inexistent, suprafetele fiind in general planecvasiorizontale. Drenajul intern este imperfect in toate arealele constituite din soluri grele cu texturi argiloase de profil. Aceste zone necesita lucrari de eliminare a excesului de umiditate. Alimentarea stratului freatic se face din precipitatii, din subteran, din zona amonte, din pierderile apelor de suprafata ce traverseaza terasa precum si din apele de siroire de pe dealuri.

3.Istoricul cercetarilor

Studiile asupra partii sudice a curburii Carpatilor Orientali, s-au esalonat pe mai multe etape incepand inca din ultimele decenii ale sec. XIX. Pe de o parte, aceasta regiune a reprezentat punctul de plecare a unor sinteze geologice ce au imbratisat uneori Carpatii in ansamblu, pe de alta parte in aceasta regiune se gasesc stratotipurile unor formatiuni devenite clasice in literatura geologica. Formatiunile paleogene cu inceput a fi separate in regiunea vaii Teleajenului si a Buzaului la sfarsitul secolului trecut, prin atribuirea gresiei de Kliwa si a sisturilor disodilice Oligocenului. Primul care sernnaleaza si prezenta Eocenului in regiune este L. Mrazec (1906). O prima privire de ansamblu a stadiului cunostintelor asupra formatiunilor paleogene din zona flisului este data de L. Mrazec si I. Popescu-Voitesti (1914) intr-o lucrare de sinteza. Cu aceasta ocazie cei doi autori definesc pozitia gresiei de Fusaru si o paralelizeaza cu gresia de Tarcau dandu-i o varsta eocena. In aceeasi lucrare este data descrierea stratelor de Pucioasa si stratelor de Cornu. Cam in acelasi timp W. Teisseyre (1911) descrie stratele de Podu Mori si le acorda varsta oligocen-superioara. In 1921, D. M. Preda (1925), cercetand depozitele paleogene din bazinul raului Teleajen ajunge la concluzia ca gresia de Fusaru este oligocena, de asemenea include stratele de Pucioasa si stratele de Podu Morii in Oligocen. Aceasta idee este sustinuta si de G. Macovei (1927), care considera stratele de Pucioasa un echivaIent al Oligocenului cu gresia de Kliwa si sisturi disodilice din Moldova, dar atribuie gresiei de Fusaru varsta eocena. In ceea ce priveste Eocenul dezvoltat in faciesul stratelor cu hieroglife el a fost separat sub denumirea de ‘facies marginal’ de L. Mrazec si I. Popescu-Voitesti (1914) si sub denumirea de ‘strate cu hieroglife’ de W. Teisseyre (1911). M. G. Filipescu (1934) reluand studiul formatiunilor paleogene din cei doi ‘pinteni’ separa depozite: eocene, eocen - oligocen - inferioare si oligocene medii si superioare. Depozitele eocene le repartizeaza la trei zone de facies si anume: faciesul intern (Sotrile) situat in afara foii Ploiesti; faciesul median, cu gresii de Fusaru - Tarcau si faciesul marginal, stratele hieroglife. Seriei de trecere de la Eocen la Oligocen ii atribuie stratele de Pucioasa si stratele de Podu Morii pe care le considera echivalente stratigrafic, iar Oligocenului (mediu si superior) ii repartizeaza gresia de Kliwa si sisturile disodilice. O alta etapa in cunoasterea stratigrafiei depozitelor paleogene o reprezinta cercetarile facute de Gr. Popescu si I. Patrut (Gr. Popescu, 1952; I. Patrut, 1955). Acesti autori au facut o orizontare de detaliu a depozitclor eocene si oligocene din’pintenul’ de Homoraciu si de Valeni, valabila si astazi si care sta la baza hartilor dupa care a fost intocmita foaia Ploiesti. Ei au fost primii care au separat in regiune stratele de Plopu-Eocen superior. In Oligocen acesti

autori au distins doua faciesuri: unul caracteristic pintenului de Homoraciu cu strate de Pucioasa si gresie de Fusaru si altul caracteristic pintenului de Valeni cu sisturi disodilice si gresie de Kliwa. De asemenea ei au precizat pozitia stratelor de Podu Morii ca un orizont al Oligocenului din pintenul de Valeni, Echivalentul lor in pintenul de Homoriciu a fost separat dc Gr. Popescu sub numele de strate de Vinetisu si de I. Patrut sub denumirea de strate de lzvoarele. Mai tarziu Gr. Popescu (1949) a distins la nord de faciesul stratelor de Pucioasa un al treilea facies al Oligocenului, caracterizat de ampla dezvoltare a unor brecii sedimentare cu ofiotolite, pe care l-a denumit faciesul de Slon. Urmarind evolutia ideilor asupra stratelor de trecere de la Oligocen la Miocen, adica a stratelor de Cornu, se constata ca fata de definitia initiala data de L. Mrazec, care excludea gipsurilc inferioare, cercetatorii care au urmat (D. M. Preda, 1925; M. G. Filipescu, 1934) au largit acceptiunea data acestor strate incluzandu-le si pe acestea din urma. Descrierea de detaliu a stratelor de Cornu, o datoram lui M. G. Filipescu (1934), I. Patrut (1931) si Gr. Popescu (1952). Toti acesti autori le-au acordat varsta acvitaniana. G h. Voicu (1953) pe baze micropaleontologice si mai recent Elena Popa (1960) bazata pe revizuirea faunei de Peectinide, au aratar ca in cuprinsul stratelor de Cornu este cuprins si Burdigalianul. O problema mult dezbatuta in literatura geologica romaneasca ce priveste si teritoriul cuprins in cadrul foii Ploiesti, a fost varsta formatiunii cu sare. Cu foarte mici exceptii (I. Popescu-Voitesti, D. M. Preda, H. Grozescu) toti cercetatorii Carpatilor orientali au fost de acord ca formatiunea sau formatiunile purtatoare de sare sunt de varsta tertiara, mai precis de varsta miocena sau oligocen-superioara. Inainte de a se face separatiuni mai precise in Miocen, doua pareri se confruntau: unii cercetatori (L. Mrazec, G. Macovei, I. Popescu-Voitesti, G. Murgeanu, M. G. Filipescu, O. Protescu) legau sarea de Mediteranul I, adica de baza Miocenului. in timp ce altii (S. Athanasiu, V. Merutiu etc.) o considera legata de Mediteranul II. In urma orizontarii mai detaliate a Miocenului s-a aratat ca exista cu siguranta sare in baza acestuia (I. Dumitrescu) cel putin in Moldova, iar in sinclinalele Slanic si Drajna si in zona cutelor diapire s-a demonstrat prezenta forrnatiunii cu sare si in Tortonian (Gr. Popescu, Fl. Olteanu). Stratigrafia terenurilor neogene a facut obiectul multor cercetari care au inceput inca in secolul trecut. In ceea ce priveste Miocenul inferior si mediu el a fost distins initial pe baza prezentei gipsurilor si tufurilor (Sabba Stefanescu). Mai tarziu L. Mrazec si W. Teisseyre (1902) disting inMiocen doua faciesuri, unul rosu si altul cenusiu si semnaleaza prezenta in sinclinalul Slanic a marnelor cu Globigerine atribuite mai tarziu Tortonianului inferior. I. Popescu-Voitesti, H. Grozescu si D. M. Preda (1917) descriu in baza

conglomeratelor de Brebu o fauna du Pectinide pe baza careia atribuie acestor conglomerate varsta burdigaliana. Mai tarziu M. G. Filipescu (1934) arata ca aceasta fauna se gaseste in conglomerate intercalate la partea superioara a stratelor de Cornu, pe care le atribuic insa Acvitanianului, pastrand pentru conglomeratele de Brebu varsta burdigaliana. Prezenta Tortonianului in regiune a fost semnalata de la 1877 (C. D. Pillide). I. Popescu-Voitesti (1915) si O. Protescu (1915) gasesc noi puncte fosilifere cu fauna tortoniana. In anul 1943, Gr. Popescu (1951) in zona flisului si Fl. Olteanu (1951) in zona cutuler diapire fac cunoscuta orizontarea Tortonianului, ramasa valabila pana astazi. Asupra depozitelor sarmato-pliocene exista de asemenea date inca din secolul trecut. Astfel Gr. Cobalcescu (1886), mentioneaza in dealul Istrita prezenta stratelor cu Dosinii. In acelasi an N. Andrussow a publicat rezultatele cercetarilor geologice privind succesiunea stratigrafica a Pliocenului dintre vaile Ialomita si Buzaului, Studiul geologic al regiunii subcarpatice este reluat de W. Teisseyre (1907) caruia ii apartine si separarea in etaje a Pliocenului romanesc. Data referitoare la geologia terenurilor miocene si pliocene apartin de asemenea lui G. Macovei (1917) si O. Protescu (1917). Urmeaza studiile lui M. G. FiIipescu (1934, 1937), care urmareste orizontarea formatiunilor sarmatiene si pliocene ce apar in regiune, exprimandu-si pentru prima data parerea privind dificultatea separarii Dacianului si Pontianului. In acest timp apar unele lucrari asupra Pliocenului care au un pronuntat caracter de sinteza (Krejci-Graf si W. Wenz 1931; W. Wenz, 1942). Lucrari care privesc mai ales partea de nord-est a zonei cutelor diapire de pe foaia Ploiesti le datoram lui M. Pauca (1944) si G. Murgeanu si N. Oncescu (1952); acestia din urma mentioneaza printre altele prezenta faciesului calcaros a Pontianului in valea Buzaului. Mircea Eliade (1948) aduce contributii la cunoasterea Pliocenului din valea Teleajenului, descriind variatiile de facies ale acetuia. Mai recent Emilia Saulea (1956) intocmeste o lucrare de sinteza asupra depozitelor sarmatiene si pliocene din valea Buzaului in care sunt dezbatute atat probleme de stratigrafie cat si de sedimentologie a acestor formatiuni. Studii mai recente asupra Pliocenului din regiune apartin lui N. Macarovici (1961), C. Stoica (1962), Elisabeta Hanganu (1966) si Jana Pana (1966). In aceste ultime doua lucrari se fac printre altele o serie de consideratii critice privind apartenenta Meotianului si a Dacianului. Date geologice asupra zonei de campie din sud, apartin lui E. Liteanu (1953, 1959), A. Pricajan (1961), T. Bandrabur (1962). Date geomorfologice privind regiunea reprezentata pe harta Ploiesti apartin lui V. Mihailescu (1966). Platforma moesica, a carei margine nordica este acoperita de depozitele de

molasa ale zonei externe a avant-fosei, a fost studiata in ultimele doua decenii prin foraje si prospectiuni geofizice de diferitele unitati ale Ministerului Petrolului si a Comitetului Geologic. Rezultatele au fost sintetizate intr-o serie de lucrari cu caracter general ce apartin lui N. Grigoras (1961), D. Patrulius (1960), N. Grigoras et al. (1963), M. Popescu et al. (1967) etc. Cu putine exceptii toate lucrarile citate mai sus au tratat si probleme privind structura zonelor cercetate. Trebuie sa ne oprim insa numai asupra catorva dintre ele, care au reprezentat jaloane importante in evolutia ideilor asupra tectonicii curburii Carpatilor orientali. In 1907 L. Mrazec si W. Teisseyre disting in Carpatii flisului trei zone: interna, mediana si externa, intre care exista raporturi de incalecare de natura panzelor. Mai tarziu L. Mrazec si I. Popescu-Voitesti (1914) intr-o lucrare de sinteza asupra panzelor flisului disting panze interne (panza conglomeratelor de Bucegi, panza gresiei de Siriu, panza marnelor rosii senoniene si panza gresiei de Fusaru) la care materialul ce intra in alcatuirea depozitelor flisului este de origine carpatica si panze externe (panza marginala si panza pericarpatica) in care materialul clastic isi are originea in Vorland. Dintre panzele separate, pe teritoriul foii Ploiesti, erau cuprinse numai panza marnelor rosii senoniene ce suporta sinclinalul Slanic, panza gresiei de Fusaru ce corespunde unei parti din ‘pintenul’ de Homoriciu, panza marginala echivalenta cu ‘pintenul’ de Valeni si panza pericarpatica ce cuprinde zona cutelor diapire. Toate aceste panze erau considerate ca formate prin subimpingerea Vorlandului. Mai tarziu I. Popescu-Voitesti (1929) considera panzele flisului de supraimpingere si precizeaza ca panza gresiei de Fusaru cuprinde ‘pintenul’ de Homoriciu si sinclinalul Slanic iar panza marginala, ’pintenul’ de Valeni si sinclinalul Drajna. O interpretare tectonica fara panze de sariaj este sustinuta in 1921 de D. M. Preda (1925) care considera cei doi pinteni doua structuri anticlinale cu rasfrangeri in evantai pe cele doua flancuri, suportand normal sinclinalele de Slanic si Drajna. Dupa acest autor intre zona interna a flisulul si sinclinalul de Slanic ar exista o linie de fractura fara deplasare mare pe orizontala. M. G. Filipescu (1934) sustine din nou structura in panze de sariaj a celor doi pinteni. Dupa acest autor in regiunea yaii Teleajenului exista trei panze: panza interna, panza mediana si panza marginala. Formarea acestor panze a fost anterioara Miocenului care le acopera transgresiv in sinclinalele Slanic si Drajna si in zona cutelor diapire. Panza interna cuprinde depozitele cretacice si paleogene de la nord de sinclinalul Slanic; panza mediana inglobeaza depozite ce alcatuiesc pintenul de Homoriciu, iar cea marginala cele din pintenul de Valeni. Mai tarziu M. G. Filipescu (1937) extinde notiunea de panza mediana ingloband si pintenul de Valeni. O conceptie asemanatoare cu cea a lui M. G. Filipescu este sustinuta si de I. Patrut (1955) care distinge: panza de Homoraciu - Prajani cu un Eoccn in

faciesul gresiei de Tarcau si un Oligocen cu strate de Pucioasa si gresie de Fusaru, si panza de Valeni - Bustenari in care Eocenul este dezvoltat in faciesul stratelor cu hieroglife iar Oligocenul in faciesul bituminos cu gresic de Kliwa. Si acest autor considera ca panzele s-au format inainte de Miocen (faza savica), suportand discordant depozitede de aceasta varsta din sinclinalele Slanic si Drajna. Gr. Popescu (1952) pledeaza pentru structura normala a zonei flisului dintre Teleajen si Buzau. El considera ca intre ‘pintenul’ de Homoriciu si ‘pintenul’ de Valeni exista o importanta dislocatie longitudinala cu vergenta nordica - falia Drajnei. In conceptia acestui autor ‘pintenul’ de Homoraciu are o acceptiune putin diferita de a celorlalti cercetatori in sensul ca el inglobeaza la ‘pinten’ si sinclinalele Slanic si Drajna. Gr. Popescu subliniaza structura ‘a rebours" ca o caracteristica particulara a zonei ‘pintenilor’. Zona cutelor diapire, denurnire data de L. Mrazec (1907) si G. Macovei (1917), pe langa faptul ca a fost cuprinsa, in linii mari, in lucrarile de sinteza citate mai sus, a constituit punctul de plecare a unor lucrari cu caracter special. Astfel, in aceasta zona L. Mrazec a studiat cutele cu sambure de strapungere ai a creat denumirea de diapirism (L. Mrazec 1907, 1927). Tot in legatura cu aceasta regiune H. Stille (1952) face o serie de consideratii privind miscarile sinsedimentare si strapungerea diapira a sarii.

4.Geologia regiunii 4.1.Stratigrafia regiunii

Formatiunea cenusie cu gipsuri constituie cele mai vechi depozite din regiune, aparand in axul anticlinalelor Istrita-Valea Rea si Pietroasele. Partea inferioara a acestei formatiuni o constituie o secventa marnos-argiloasa cu intercalatii de siltite cenusii si nisipuri galbui, slab cimentate cu grosimi intre 0,5-2 m. La partea superioara a acestei secvente apar si cateva intercalatii subtiri, discontinue, de gipsuri nodulare precum si 1-2 nivele de tufuri albicioasa cu biotit, cu grosimi de 0,1-0,3 m. Succesiunea depozitelor este continuata apoi de un complex gipsifer cu o grosime maxima de 80-100 m, in care, alaturi de argile cenusii, apar bancuri metrice de gipsuri masiv stratificate, cenusiu-negricioase, carora le sunt asociate sisturi calcaroase in bancuri care ating uneori 2-4 m grosime.

Pentru acest complex gipsifer, care constituie un reper usor de urmarit in lucrarile de cartare geologica, se introduce denumirea de gips de Vispesti. Aspectele stratonomice ale acestui complex, ca si pozitia lui in cadrul formatiunii cenusii cu gipsuri, prezinta mari asemanari cu gipsul de Stufu din Miocenul subcarpatic din Moldova, cu care se considera ca poate fi echivalat. Deasupra gipsului de Vispesti, formatiunea cenusie cu gipsuri este reprezentata prin marne argiloase cenusii, cu spartura neregulata, in care se intercaleaza siltite micacee cenusii si bancuri de nisipuri, cu grosimi intre 2-5 m, dar care ating uneori chiar 7-10 m. Uneori in argilele cenusii apar si intercalatii de marne argiloase rosii pe care Botez si Bönig (1967) le echivaleaza cu marnele rosii de Valea Calului. Astfel de marne rosii s-au intalnit in exclusivitate doar in versantul drept al vaii Rapa Alba, afluent pe dreapta al vaii Urugoaia, in flancul nordic al anticlinalului Istrita, unde sunt situate deasupra gipsului de Vispesti. Avand in vedere atat pozitia lor statigrafica, cat si aparitiile sporadice, consideram echivalarea acestora cu marnele rosii de Valea Calului ca putin probabila, intrucat in Miocanul din Moldova, marnele rosii de Valea Calului au in mod clar o pozitie inferioara gipsului de Stufu, cu care se echivaleaza gipsul de Vispesti. Din acest motiv s-a preferat utilizarea pt marnele rosii de aici, denumirea de marne rosii ‚de tip’ Valea Calului. In bazinul paraului Valea Rea formatiunea cenusie cu gipsuri are o dezvoltare areala mult mai redusa comparativ cu cea din sectorul vestic, dar prezinta aceeasi alcatuire litologica. Si aici s-a putut separa gipsul de Vispesti, insa cu o grosime mai mica decat in sectorul precedent si cu o predominare neta a sisturilor calcaroase fata de gipsuri. Grosimea formatiunii cenusii cu gipsuri este greu de apreciat intrucat in regiunea cercetata nu afloreaza formatiuni din culcusul acesteia. Varsta miocen inferioara-medie care a fost acordata acestei formatiuni se bazeaza pe considerente biostratigrafice la scara regionala, referindu-se la intreg Miocenul subcarpatic din avanfosa Carpatilor Orientali. Tuful de Slanic este dispus in continuitate de sedimentare peste formatiunea cenusie cu gipsuri, fiind alcatuit din tufuri masive de culoare alba, slab cimentate, care admit si intercalatii de marne alb-cenusii cu globigerine. In dealul Gorganu, la nord de Breaza, s-au intalnit si gresii cu Lithotamnium si globigerine, cu glauconit, care sunt intru totul asemanatoare cu gresia de Rachitasu si care au mai fost semnalate anterior de Botez si Bönig (1964) Nivelul cu evaporite apare dezvoltat exclusiv pe flancurile anticlinalului Valea Rea, unde este alcatuit din 1-2 bancuri de 3-6 m grosime de gipsuri larg cristalizate, pentru care se propune introducerea denumirii de selenit de Valea Rea. Gipsurile care alcatuiesc acest nivel sunt larg cristalizate, in cadrul lor putandu-se evidentia doua aspecte morfologice principale:

- agregate lamelare in care cristalele au lungimi de 3-10 cm, asociate in forma de snopi;- selenite maclate ‚fier de lance’, avand cristalele de dimensiuni mult mai mari, putand atinge uneori chiar 1 m lungime.Asociat acestor selenite s-au intalnit argile cenusii cu spartura neregulata. Selenitul de Valea Rea reprezinta cele mai noi depozite apartinand Miocenului mediu din anticlinalul Valea Rea, peste ele fiind dispuse transgresiv depozite argiloase si nisipoase fosilifere apartinand Sarmatianului inferior. Botez si Bönig (1964) semnaleaza la sud de Culmea Istrita, pe valea Grosei, depozite argiloase cu eflorescente de saruri, cu o grosime maxima de 30-40 m, situate deasupra tufului de Slanic si pe care le atribuie orizontului breciei sarii miocen-medii, cu o pozitie transgresiva pe orizontul subjacent. Aceeasi autori sustin prezenta pe vaile Pietroasa si Greceanca a orizontului sisturilor cu radiolari, cu o grosime de numai 5-10.

l llllll lll

4.2.Tectonica

Din punct de vedere structural, regiunea studiata apartine flancului intern al avanfosei carpatice, incadrandu-se in subzona cutelor diapire externe. Formatiunile miocen-inferioare si medii afloreaza aici in axul a doua anticlinale: Istrita, la nord de culmea cu acelasi nume si Pietroasele, la sud de aceasta. In bazinul paraului Vale area eroziunea a deschis, in forma unei butoniere anticlinale, prelungirea spre nord-est a anticlinalului Istrita. O falie de incalecare orientate NE-SV, legata de diapirismul sari miocen-inferioare, pune in contact tectonic in dreptul localitatii Breaza, formatiunea cenusie cu gipsuri a celor doua anticlinale. Spre nord-est aceasta falie afecteaza si depozitele sarmatiene de la nord de Badeni. Urmarirea ei spre sud-vest se face cu mai multa dificultate, dat fiind faptul ca pune in contact depozite apartinand aceleiasi formatiuni. Structura depozitelor mio-pliocene din regiune mai este de asemenea afectata de o serie de falii transversale, cu deplasari uneori destul de importante atat pe orizontala cat si pe verticala. Privitor la existenta acestor falii transversale, opinia lui Botez si Bönig (1964), conform careia aceste falii se datoresc doar efectului de alunecare al calcarelor sarmatiene pe substratul marnos nu mai este valabila, intrucat s-a aratat ca, in majoritatea cazurilor, acestea afecteaza depozite atat mai vechi cat si mai noi decat Sarmatianul.

5.Geologia de detaliu, perimetru 5.1 Stratigrafia perimetrului

Din punct de vedere stratigrafic, Dealul Istrita se situeaza in partea cea mai externa a zonei mio-pliocene din Muntenia de Est. In cadrul acestei regiuni su fost intalnite formatiuni de varsta miocena si pliocena apartinand molasei inferioare si molasei superioare.

Formatiuni ale molasei inferioare

Molasa inferioara din zona cercetata este reprezentata prin formatiuni de varsta Badenian inferioara-Badenian superioara si apare la zi in doua zone:- o zona cu ampla dezvoltare localizata in bazinul V. Naianca intre localitatile Fintesti si Breaza;- zona situata in bazinul Vaii Rea, intr-o mica butoniera anticlinala de-a lungul axului anticlinalului V. Rea. In aceste zone au fost intalnite urmatoarele formatiuni: Formatiunea vargata Apare in perimetru ca un constituent major al formatiunilor molasei inferioare, ocupand peste 90 % din arealul de raspandire al acesteia. Litologic este o formatiune monotona, predominant marnoasa, cu intercalatii grezo-nisipoase si mai rar evaporitice. In general, in cadrul acestei formatiuni (prezenta prin partea ei superioara) a fost intalnita o alternanta de marne cenusii, slab nisipoase (cca. 65-75 %), cu intercalatii de nisip in bancuri de 0,3-1,5 m (cca. 25-35 %). Pe alocuri nisipurile sunt consolidate si trec in gresii cenusii-galbui, cu granulatie fina. Acesti constituenti majori, in alternanta prezentata, alcatuiesc o secventa reprezentativa fiind cele mai vechi depozite ce afloreaza la zi si care au fost intalnite pe cca. 300-400 m grosime stratigrafica. Deasupra acestuia, pe diferite profile, sau prin paralelizari si urmarire pe directie, au fost intalnite si alte secvente litologice, specifice partii externe superioare a formatiunii vargate, dar cu o prezenta cantitativa redusa, executate in zona (sonda 3 Fintesti) si pe baza masuratorilor de inclinare a stratelor, atat la suprafata cat si in sonde, apreciem grosimea acestei formatiuni la circa 1000-1200 m. Formatiunea marnelor si tufurilor cu globigerine (80-120 m) Aceasta formatiune, dispusa in continuitate cu sedimentare peste formatiunea precedenta, afloreaza pe suprafete relative restranse, in aceeasi zona ca si formatiunea vargata. Din punct de vedere litologic, in cadrul acestei formatiuni, au fost intalnite urmatoarele componente caracteristice:

- marne cenusii, fine, ce se desfac neregulat, moi, plastice cand sunt umede, destul de compacte si relative tari cand sunt uscate, uneori cu alteratie albicioasa de suprafata, ce tradeaza un usor caracter tufaceu; pe suprafetele lor de desprindere se pot observa uneori cuiburi de globigeronide;- marne tufacee, albicioase sau cenusii-albicioase, cu slabe tente verzui, fine, moi, plastice cand sunt umede, cu aspect gras la pipait, caracteristica;- tufuri albicioase, cenusii-albicioase sau cu tente verzui, cu tarie medie, cu aspect compact sau puternic fisurate dupa plane aproximativ perpendiculare, caracteristice, ce se desfac neregulat, cu rara alteratie brun-verzuie-ruginie specifica; uneori, in masa tufurilor, apar filme subtiri silicifiate, de obicei associate sistemului de fisuri;- subordonat si local pot aparea si intercalatii gipsifere, sub forma unor nivele milimetrice-subdecimetrice de gipsuri zaharoide criptocristaline, cu tendinta de a forma agregate fibroase. Formatiunea marnelor si tufurilor cu globigerine a fost intalnita in umplutura unor sinclinale din zona Breaza-Fintesti, apoi pe V. Pietroasele sub forma unei rame ce bordeaza zona periclinala a anticlinalului Pietroasele-Monteoru, precum si in bazinul V. Rea. Pe flancurile sinclinalului Fintesti, pe V. Rapa-Alba si V. Urugoaia, se poate observa bine trecerea de la formatiunea vargata la formatiunea marnelor si tufurilor cu globigerine. Aici, peste sisturile calcaroase, urmeaza normal un pachet de cca. 1,5 m grosime alcatuit din marne cenusii, nisioase, marne cenusii, tufacee si intercalatii centrimetrice de tufuri albe, cenusii. Superior acestora se dezvolta, pe circa 3-4 m grosime, o alternanta decimetrica de tufuri albe-cenusii compacte, cu stratificatie putin evidenta, cu marne tufacee cenusii-albicioase, peste care urmeaza pachete mai groase de tufuri dacitice albe-verzui. In bazinul V. Rea, tufurile au o dezvoltare mai restransa, fiind inlocuite treptat prin intercalatii masive de marne şi nisipuri tufacee. Pe V. Pietroasele, tufurile dacitice cu intercalatii de marne tufacee au o ampla dezvoltare atingand o grosime stratigrafica de circa 100 m. In cadrul sinclinalului Naeni (Vispesti), spre sud de Rapa Calului, aceasta formatiune capata un caracter usor deosebit. Peste ultimul termen al formatiunii vargate (sisturile calcaroase) se dezvolta, incepand din baza, gresii albe, tufacee, slab cimentate, peste care urmeaza tufuri albe-cenusii, cu intercalatii de marne cenusii, nisipoase si marne tufacee, cu intercalatii decimetrice de tufuri albe-verzui. Spre partea superioara se dezvolta nisipuri tufacee, slab consolidate şi tufuri in placi subtiri. Gresiile albe, tufacee, din baza tufurilor, ocupa o pozitie stratigrafica similara cu gresia de Rachibasu, descrisa in Miocenul din Moldova.

Varsta Badenian inferioara (Langhian) a acestei formatiuni a fost stabilita pe baza continutului microfaunistic, ce se caracterizeaza prin dezvoltarea in exces a globigerinidelor si orbulinelor, ce se pot uneori observa si cu ochiul liber, in toate componentele litologice majore prezentate. Probele micropaleontologice prelevate din marnele tufacee, intercalate in tufuri, au indicat urmatoarea asociatie microfaunistica, in care se remarca prezenta eruptiei de globigerine : Globigerina bulloides d’Orb Globigerina triloba Reuss Globigerina triloculinoides Plumer Globorotalia crassula (Custa. Sbewarb) Orbulina suburalis Bronimann Orbulina universa d'Orb Orbulina bilobata (d'Orb) Orbulina glomerosa Blow Prezenta orbulinelor se constituie si ca un criteriu net de diferentiere fata de intercalatiile tufacee din formatiunea vargata, pe langa faptul ca acestea din urma au nivele de dezvoltare mult subordonate. Formatiunea breciei sarii cu masive de sare (30-100 m) Dispusa in continuarea formatiunilor molasei inferioara, aceasta formatiune capata uneori moduri de aflorare specifice ceea ce a facut pe mulţi cercetatori sa o considere ca fiind depusa discordant peste formatiunile precedente. Analizand contextul geologic intalnit in aceasta zona de lucru, consideram ca aceasta formatiune a fost depusa in continuarea formatiunii marnelor si tufurilor cu globigerine. Aceasta formatiune are o raspandire foarte restransa in cadrul perimetrului cercetat. Exceptand zona diapirulul Valea Unghiului, deschiderile la acest nivel sunt sporadice si nereprezentative. De cele mai multe ori, am presupus prezenta acestei formatiuni datorita aparitiei unor izvoare sau eflorescente saline asociate unor deschideri cu dezvoltare foarte redusa (1-2 m). Aceasta dezvoltare redusa ne-a facut sa sugeram ca spre zonele de suprafata si inspre sudul perimetrului grosimea acestei formatiuni nu trece de 20-30 m, tinzand spre o efilare totala (probabil datorita unor modificari depozitionate la nivelul acestei formatiuni. Spre sud de zona noastra de lucru, acest facies dispare, nefiind intalnit in sondele cu adancime mare din zona Mizil). In interpretarile de adancime, in special in jumatatea nordica a perimetrului, am sugerat insa ca aceasta formatiune poate ajunge la 100-150 m grosime, valoare ce ofera o marja de credibilitate genezei si evolutiei (la dimensiunile actuale) diapirulul de la V. Unghiului.

Principalul element litologic constituient al acestei formatiuni (peste 90%) il constituie o argila cenusie, cenusie-negricioasa, uneori bituminoasa, fina, cu miros de titei, alteori silltica, usor micacee, brecifiata, pe alocuri cu oarecare stratificatie (in special in zonele sudice), moale, plastica cand este umeda, ce constituie matricea elementelor din brecie. Asociat acestui constituient major apar atat in baza, in pachete stratificate, cat si la diferite nivele (in forme lenticulare sau strate ondulate), marne gipsifere sau chiar filme subtiri de gipsuri zaharoide. Elementele alohtone inglobate in matricea breciei, au de obicei dimensiuni mici, milimetrice-centimetrice si sunt dispuse neregulat. Au fost intalnite fragmente marunte, brecifiate, de marna si argile cenusii-verzui, gresii calcaroase, cenusii, fin micafere, gipsuri si gresii gipsifere, argilite negre sistoase, precum si marne tufacee cu globigerine.Trasatura majora a acestei formatiuni o constituie masivele de sare ce apar inglobate in ea. In zona noastra de lucru, concentratii salifere au fost intalnite doar in cadrul diapirului V. Unghiului, dar si aici nu imbraca aspectul propriu-zis al unor masive de sare, deoarece sarea este puternic impurificata, neputând fi separata de restul formatiunii inconjuratoare decat eventual prin denumirea de zone cu concentratii mal ridicate in sare. In cele-lalte zone (centrale si sudice) ale perimetrului, au fost observate doar eflorescente slab saline la acest nivel, ceea ce conduce la ideea ca in aceste areale, concentratia in sare a fost mult mai redusa. In zona V. Unghiului, in cadrul breciei, au fost intalnite si blocuri mari de conglomerate cu elemente centimetrice-decimetrice de sisturi verzi. In zonele sudice de aparitie a acestei formatiuni (Fintesti-Breaza), brecia este reprezentata in special prin matricea sa in care se observa elemente foarte marunte de sisturi verzi. De cele mai multe ori se observa o stratificatie evidenta, precum si aparitia unor sisturi marno-argiloase, cenusii-negricioase, foioase, cu cruste de sulfati sau oxizi de fier, ce amintesc de faciesul sisturilor cu radiolari. Aceste iviri fiind insa foarte reduse si total nesemnificative nu am mai separat ca atare formatiunea sis-turilor cu radiolari sau eventual al marnelor cu Spirialis deoarece la gradul de reprezentativitate al acestora (cateva aparitii sporadice de circa 0,5-1,5 m) nu le-am putut figura pe harta. Le mentionam totusi aici considerandu-le ca mici aparitii de facies ale formatiunilor superioare, care foarte posibil se pot dezvolta cu amploare mai mare in adancime.

Formatiuni ale molasei superioare

Formatiunile molasei superioare au fost separate ca atare, pe criterii litologice si faunistice, cat si pe baza evidentierii cadrului depozitional diferit in care au luat nastere. In aceasta entitate, am incadrat formatiuni de varsta Sarmatian inferior- Romanian. Separarea lor ca atare si gruparea in aceasta entitate s-a facut in special datorita caracterului major, transgresiv al acestor formatiuni, care marcheaza inceputul unei noi perioade evolutive in cadrul geosinclinalului carpatic. Formatiunile molasei superioare se dezvolta pe cea mai mare parte a regiunii cercetate de noi. Sarmatianul Depozitele de apa salmastra au inceput sa se depuna din Sarmatianul bazal (Buglovianul) si se continua in tot timpul Sarmaţianului. Analizele depozitionale la nivelul intregului Parathetys, au evidentiat prezenta unor astfel de depozite chiar din Badenianul-superior, in care la partea superioara a marnelor cu spirialis, apar primele nivele cu Ammonia beCary. Caracterul de indulcire progresiva a apelor se accentueaza in Sarmatian. Depozitele depuse in mediul salmastru al Sarmatianului, din regiunea cercetata au fost divizate in:- formatiunea marnos-nisipoasa (Sm 1+2)- formatiunea grezos-calcaroasa (Sm superior)- formatiunea marnos-nisipoasa N1 Sm1+2 (150-300 m) Aceasta formatiune a fost intalnita in flancul estic al bazinului V. Rea, precum si pe flancul sudic si S-V al Dealului Istrita. Din punct de vedere litologic este alcatuita dintr-o alternanta de marne cenusii, fine sau usor siltice, cu nisipuri sau gresii friabile. In zonele bine deschise, de pe flancul S-V al ridicarii Istrita, Sarmatianul incepe cu nisipuri cenusii-albicioase, peste care sta un pachet masiv predominant marnos. In nisipuri s-au gasit chiar nivele centimetrice de gresii calcaroase cenusii asociat carora su fost recunoscute si o serie de fosile: Nassa duplicata Cardium vindobadensis Cerithium sp. Mactra sp.

Grosimea acestei formatiuni este variabila. In timp ce in zonele vestice atinge 80-100 m, spre est grosimea depozitelor creste atingand 300-400 m in zona de la nord de Pietroasele si Dara, ca si pe V. Rea. Formatiunea grezos-calcaroasa (50-250 m) Calcarele sarmatiene sunt cunoscute in literatura geologica sub denumirea de calcare de Istrita, denumire data dupa dealul Istrita (749,4 m) in care aceste calcare au o dezvoltare caracteristica. In zona sudica si sud-estica a regiunii, calcarele de Istrita formeaza o placa continua din vf. Istrita pana la Monteoru. Calcarele de Istrita sunt roci relativ dure si ele participa la alcatuirea tuturor crestelor si dealurilor inalte, cum sunt cresta Jugureni-Istrita, vf. Istrita, Di. Caltesti. Formatiunea este alcatuita in majoritate din bancuri puternice de calcare albe-cenusii, lumaselice, cu grosimi de ordinul metrilor, in care se gasesc frecvent intercalate bancuri decimetrice de calcare fosilifere albicioase, fine, calcare oolitice si gresii lumaselice. In formarea calcarelor, un rol important l-au avut mactrele. Meotianul Formatiunile meotiene se dispun concordant peste Sarmatianul superior si sunt prezente in regiune sub forma unor fasii ce bordeaza flancurile anticlinalelor majore Istrita si Pietroasele-Monteoru, precum si in axul sinclinalului faliat Breza. Formatiunea nisipos-marnoasa (200-400 m) Peste ultimul nivel cu mactre mici al Sarmatianului superior se dezvolta un complex definit in principal printr-o alternanta de roci psamitice si pelitice. In general a fost intalnita o alternanta de nisipuri si gresii friabile, cenusii, cenusii-galbui, uneori puternic oxidate, cu marne siltice cenusii-cafenii sau usor galbui. Grosimea intregii formatiuni meotiene este cuprinsa intre 200 m (V. Huiup) si 400 m (V. Putineiu). Din fauna de moluste intalnite putem deduce ca in timpul Meotianului au existat conditii usor diferite in cadrul bazinului depozitional. In timpul Meotianului mediu s-a realizat din nou legatura cu domeniul marin (pt scurta durata), Meotianul superior readucand caracterele unui domeniu cu ape dulci, care se va mentine ulterior in tot Pliocenul. Pontianul Formatiunile pontianului apar sub forma a doua benzi ce bordeaza aceleasi zone ca si meotianul peste care se depune in continuitate de sedimentare.

Botez si Bonig (1964) au separat litologic, in cadrul pontianului, trei orizonturi caracteristice:- pontianul inferior - marnos;- pontianul mediu - nisipos;- pontianul superior - marnos-nisipos. Am separat o singura formatiune care sa reprezinte pontianul, litologic, in toata regiunea cercetata. Formatiunea marnoasa Profilele bine deschise, pe care s-a putut urmari relativ aproape intreaga succesiune a pontianului, au fost intalnite pe P. Putineiu si pe cativa afluenti de stanga ai V. Sarateanca. Pe P. Trestiei, peste nivelele cu Congeria novorosica, pe un interval de aproximativ 6-8 m, faciesul se modifica treptat, devenind predominant marnos. Litologic au fost observate marne cenusii, cenusii albastrui, fine, compacte, slab micacee, cu spartura concoidala, ce alterneaza la diferite nivele cu marne cenusii-verzui, sistoase. In baza acestui pachet incep sa apara cardiacee mici, ca dupa 9 m sa apara un prim nivel cu Paradacna abichi. In baza formatiunilor pontiene s-a intalnit la cca 2-3 m sub primul nivel cu Paradacna abichi, un pachet de cca 20-25 cm grosime de grezocalcare dure, cenusiu-galbuie, fisurate, cu diaclaze cu calcit ce amintesc de faciesul calcarelor de Panatau, ce sunt sicrone calcarelor lumaselice de tip Odessa. Grosimea formatiunii marnoase pontiene poate atinge 500-550 m in V. Rece sau V. Putineiu, in timp ce pe P. Huiup nu depaseste 150-200 m. Aceasta reducere a grosimii de datoreaza laminarii tectonica. Dacianul Depozitele daciene din perimetrul cercetat, au fost intalnite in deschideri doar pe cateva profile (V. Leiculesti, V. Huiup) Ioana Pama (1962) a separat in regiunea V. Buzaului-V. Balaneasa doua complexe:- inferior in care predomina Pontianul;- superior in care predomina Prosodacnele de talie mare si cochilie groasa. In cadrul regiunii Naieni-Sarata Monteoru nu se pot efectua aceste separatii, motiv pt care a fost precizata o singura formatiune ce imbraca caracterul general litologic al perimetrului. Formatiunea nisipoasa (150-200 m) Din punct de vedere litologic, aceasta formatiune este reprezentata prin nisipuri galbui-ruginii, cu granulatie fina si medie, in bancuri de 4-5 m, cu stratificatie convoluta sau sigmoida, ce au intercalatii cenusii de marne nisipoase, compacte, cu spartura aschioasa.

Nisipurile contin de multe ori fragmente fisurate de cochilii groase, sidefate. Catre partea superioara au putut fi remarcate si intercalatii de argile rosii, fine, sau chiar intercalatii de sisturi carbunoase negricioase. Grosimea depozitelor daciene din regiune este estimata intre 150-200 m, valoarea maxima fiind atinsa in zona periclinului anticlinalului Monteoru. Romanianul Formatiunile romanianului ocupa o suparafata destul de mare in cadrul perimetrului cercetat, fiind dispuse in doua mari zone:- o zona nordica, situata in bazinul V. Niscovului;- o zona sudica, la contactul dintre zona colinara si campie. Pe baza informatiilor cunoscute, am denumit o singura formatiune care defineste faciesul general specific formatiunilor romaniene. Formatiunea argilos-nisipoasa (400-1200 m) Profilul caracteristic, cel mai bine deschis la nivelul Romanianului se gaseste pe P. Huiup. Aici, peste nivelul cu Melanopsis si Unionide ce caracterizeaza Romanianul terminal, urmeaza o alternanta de nisipuri fine, cenusii, uneori chiar silturi, cu fragmente de Unionide. Caracteristica litologica de ansamblu a acestei formatiuni o contituie aparitia in exces a unor concretiuni calcaroase friabile, albicioase, de dimensiuni centimetrice, rezultate prin levigarea si depunerea in exces de concentratie a unor radicali carbonatici. Grosimea depozitelor daciene din perimetrul Dealul Istrita, este estimata intre 150 si 2000 m, valoarea maxima fiind atinsa in zona periclinalului anticlinanului Monteoru. Cuaternarul Este bine reprezentat in regiunea Dealul Istrita prin depozite aluvionare, terase, numeroase pornituri sau conuri de dejectie. Depozitele aluvionare sunt bine dezvolatate in partea de est in V. Saratii si de-a lungul V. Niscovului. Pe aceste vai largi au fost depuse in albia lor minora importante cantitati de nisipuri si pietrisuri, uneori cu stratificatie evidenta, ce formeaza terase largi.

5.2.Tectonica

Formatiunile geologice din zona sunt formatiuni de molasa si apartin atat molasei inferioare cat si celei superioare. Privita in ansamblu, regiunea aferenta Dealului Istrita are aspectul unei structuri cutate intens, alcatuita din formatiuni de varsta miocena peste care, in cele mai multe cazuri, sunt dispuse discordant depozite mai noi. De remarcat este faptul ca molasa superioara este ceva mai putin afectata tectonic, atat plicativ cat si disjunctiv, decat molasa inferiora care a fost supusa unui diastrofism intens, transmis partial si formatiunilor acoperitoare.

Tectonica plicativa

Stilul tectonic caracteristic formatiunilor mio-pliocene din zona studiata este similar cu stilul izoclinal si se defineste printr-o serie de cute cu axele orientate preponderent SV-NE. Fondul tectonic plicativ este dominat de o ridicare anticlinala majora dezvoltata in partea sudica a perimetrului, ridicare cunoscuta sub numele de anticlinalul Pietroasele-Monteoru. Acest anticlinar are o importanta extindere areala pe o lungime de aproximativ 15 km si se dezvolta incepand din zona cursului mediu al paraului Naianca pana la nord de localitatea Sarata-Monteoru. Intre V. Naianca si V. Pietroasele, axul anticlinalului are directia aproximativ SV-NE, apoi, incepand din dreptul localitatii Saranga acesta se arcuieste spre nord astfel incat, in zona Monteoru, directia sa devine aproape N-S. De asemenea, axul acestei cute este inclinat spre N-E, deci, suntem in prezenta cute conice cu plonj nordic. Suparafata axiala are o usoara vergenta sudica, ceva mai accentuata pe aliniamentul localitatilor Breaza si Pietroasele. Succesiunea cronostratigrafica a formatiunilor geologice parcurse pe axul cutei incepe cu bd-bn in vest si se incheie cu Dacianul in N-E. In zona V. Huiup si a localitatii Monteoru, axul acestei cute este usor decrosat spre nord in doua sectoare, datorita efectului a doua falii transversale. Compartimentul nordic si si partial cel prins intre falii, produc petrol din rocile rezervor apartinand formatiunilor meotiene si sarmatiene. Flancurile anticlinalului Pietroasele-Monteoru au inclinari cuprinse intre 40º si 60º, au o dezvoltare aproximativ simetrica fata de suprafata axiala si imprima cutei o simetrie triclinica. Flancul sudic este acoperit discordant de formatiuni romaniene, in in zona Monteoru este afectat de patru falii transversale normale, care produc prin forfecare o cadere in blocuri, generand astfel o usoara afundare nordica. In zonele Pietroasele-Nenciulesti, flancul sudic prezinta inclinari mai mari si este afectat de o falie longitudinala a carei influenta este sesizata pana in dreptul vaii Naianca. Flancul nordic al anticlinalului este dezvoltat normal pana in zona vaii Sarata Mare, unde, spre S-

V, este afectat de o falie longitudinala a carei directie este paralela cu valea Sarateanca. Ambele flancuri prezinta o serie de ondulatii secundare concretizate ca antiforme si sinforme orientate paralel cu axul major al cutei. In dreptul localitatii Pietroasele ondulatiile flancului nordic sunt ceva mai accentuate, astfel incat apar trei zone sinclinale cu dezvoltare areala minora in care formatiunile sarmatianului mediu-inferior sustin calcare sarmatiene superioare. A doua ridicare anticlinala majora din perimetrul studiat este reprezentata de structura Naeni-V. Rea. Extinderea in lungime a acestei structuri este de aproximativ 13 km. Ea se dezvolta incepand din apropierea localitatii Persunari si pana in zona cursului superior al paraului Leiculesti. Axul cutei are o traiectorie sinuoasa si poate fi urmarit de la limita vestica a perimetrului, respectiv din nordul localitatii Persunari, de unde se continua prin zona de confluenta a vailor Naianca si Tudorachesti, prin localitatea Vilanesti, zonele de obarsie ale paraurilor Urugoaia si Rapa Alba si apoi Vilanesti si apoi pe un traseu suprapus partial pe traiectoria paraului Valea Rea. In zona cursului superior al acestui parau axul cutei este decrosat spre S-E de o falie transversala si in acelasi timp coborat sub planul faliei longitudinale V. Rea, de unde insa, reapare in sectorul dintre Poiana Bradenului si Poiana Trestii. Caracterul sinuos al axului acestui anticlinal se regaseste si in plan vertical, dar tendinta generala este aceea de inclinare spre N-E, ceea ce imprima structurii un aspect general de cuta conica triclinica, la fel ca in cazul anticlinalului Pietroasele-Monteoru de care este intim legata genetic. Datorita complicatiei tectonice din zona de intersectie a planelor celor doua falii, planul axial al anticlinalului este rabatat si capata o vergenta sudica, astfel incat pe portiunea afectata de falia Valea Rea, structura se trabsforma intr-un anticlinal deversat. Trebuie mentionat faptul ca in sectorul S-V al structurii, ca de altfel si in cel N-E, afloreaza formatiuni Bd-Bn, intre care se deschid succesiv formatiuni mai noi, pana la Sarmatian superior. Acest fapt implica existenta unei zone depresionare dezvoltate pe sarniera anticlinalului, ca pe o sa, amplasata exact pe traiectoria faliei transversale care afecteaza structura. In partea sudica, formatiunile Bd-Bn sunt amplu dezvoltate, in timp ce in nord acestea apar numai intr-o butoniera anticlinala, ceea ce indica clar tendinta generala de afundare nordica a axului cutei. In compartimentul S-V flancurile anticlinalului sunt dezvoltate normal si prezinta cutari secundare. De fapt, in aceasta zona a perimetrului se contureaza o structura de anticlinoriu cu doua zone paralele de ridicare majora, respectiv anticlinalul Pietroasele-Monteoru la sud si anticlinalul Naieni la nord, ambele avand aproximativ aceeasi directie de dezvoltare. Flancurile acestor anticlinale sunt cutate secundar, rezultand astfel o serie de anticlinale si sinclinale, cu anvergura variabila si directii cvasiparalele. Cele mai importante sunt sinclinalul Naeni si perechile de cute sinclinale si

anticlinalele Breaza si Fintesti. Flancul nordic al structurii anticlinale Naeni-Valea Rea este acoperit transgresiv in partea S-V de formatiuni mai noi ale sinclinalului Prosca, iar in N-E acesta este faliat foarte aproape de ax de o parte a faliei Valea Rea. In aceasta zona si flancul sudic al structurii este de asemenea afectat disjunctiv prin efectul faliei Sarateanca. O particularitate tectonica interesanta este legata de zona periclinala a anticlinalului Valea Rea, unde planul faliei longitudinale Valea Rea are o puternica deviatie spre est, astfel incat, in aceasta portiune falia devine oblic-transversala. Rezultatul este crearea unei structuri de cutare secundara printr-o bifurcare antiforma, luand astfel nastere anticlinalele Morii si Leiculesti. Aceste recutari pastreaza tendinta periclinala a structurii majore, efectul lor scazand treptat si rapid spre nord-est sub formatiunile romaniene. In jumatatea vestica a perimetrului se dezvolta anticlinalul Catunul. Axul acestei cute poate fi urmarit incepand din sudul localitatii Marginea Padurii, apoi prin nordul localitatii Fintesti si pana in zona cursului superior al vaii Tisa, cea mai veche formatiune deschisa fiind cea a breciei badeniene. Directia axului are orientarea aproximativ VSV-ENE intre Marginea Padurii si izvoarele paraului Putineiu, de unde apoi se arcuieste brusc spre nord-est. Aceasta inflexiune brusca a traiectoriei axului este datorata schimbarii de inclinare a suprafetei axiale, respectiv tranzitiei de la vergenta sudica accentuata in vest la cvasiverticalitate in est. Spre deosebire de structurile anticlinale majore prezentate anterior, aceasta cuta are aspectul unui periclin alungit extins pe mai mult de zece km, a carui zona de apex este situata aproape de obarsia paraului Fintesti. In zona vaii Unghiului, in coltul N-V al perimetrului este situata o ridicare structurala de tip diapir care aduce la suprafata formatiunea breciei sarii badeniane. Ascensiunea a produs o seriie de complicatii tectonice preponderent rupturale, concretizate in principal ca falii la interfata cu formatiunile adiacente. Zona diapira este delimitata in nord de falii, ca falia Niscovului, de la limita vestica a perimetrului si pana intr-un punct situat la aproximativ 800 m spre est de confluenta vailor Niscovului si Unghiului. Acest punct coincide cu o zona de bifurcatie a faliei Niscovului care genereaza o componenta rupturala transversala de mare amploare, al carei sector nordic reprezinta limita estica aascensiunii diapire. In partea de sud, ridicarea structurala este delimitata de o falie orientata VNV-ESE, situata in zona mediana a localitatii V. Unghiului, care intersecteaza falia transversala inchizand astfel limitele structurii ascensionale. Structura sinclinala cu extinderea cea mai mare este reprezentata de sinclinalul Niscov-Mocanu, dezvoltat in partea nordica a zonei studiate. Formatiunile geologice ale acestei cute se intalnesc pe o suprafata a carei lungime atinge aproximativ 11 km. In perimetrul avut spre studiu, este

dezvoltat mai mult flancul sudic al structurii, cel nordic fiind interceptat doar intr-o zona restransa din N-V, in apropierea bifurcatiei faliei Niscovului. Flancul sudic este normal si se continua in partea S-V cu anticlinalul Catunul, iar in cea N-E cu anticlinalul Valea Rea. In zona axiala, structura prezinta formatiuni de varsta romaniana. Axul sinclinalului apare pe o porţiune restransa intre falia transversala majora din vest si falia Niscovului la nord, avand orientarea SV-NE. Falia longitudinala Niscov produce o compartimentare partiala axiala a sinclinalului. Terminatia centriclinala a cutei practic lipseste, fiind inhibata de complicatia tectonica rupturala indusa de ascensiunea diapira adiacenta. Aceasta a facut ca inchiderea sinclinala sa se realizeze fortat prin retezare si culisare pe planul faliei transversale. De altfel, la V de aceasta falie, pe directia axului cutei se poate remarca tendinta continuarii structurii sinclinale, chiar daca aparent aspectul este altul. O observatie atenta asupra elementelor structurale indica in aceasta zona o structura de sinclinal faliat axial, a carui geneza nu rezulta dintr-o rasturnare de pozitie a cutei, ci din rabatarea partilor extreme ale flancurilor catre planul axial, datorita efectelor presiunii induse concomitent de ridicarile structurale din nordul si respectiv sudul structurii. Celelalte structuri sinclinale prezente in perimetrul Naeni-Sarata Monteoru sunt dezvoltate intre ridicarile anticlinale majore. Astfel, intre anticlinalul Pietroasele-Monteoru si structura anticlinala Naeni-Valea Rea s-a format sinclinaiul Plaiul Saratii. Axul acestei cute este orientat SV-NE si poate fi urmarit incepand din sud, in portiunea mediana a cursului P. Rudarilor, unde apare de sub planul faliei Sarateanca, apoi in zona de obarsie a V. Castanda, poiana Plaiul Mare, iar in nord se continua in afara perimetrului studiat traversand limita sa din N-S. Axul sinclinalului este inclinat spre nord si se afunda sub formaţiunile romaniene, iar terminatia centriclinala este situata sub flancul sudic al anticlinalului Valea Rea, datorita efectului faliei longitudinale Sarateanca. Flancul sudic este normal si se continua cu anticlinalul Pietroasele-Monteoru.

Tectonica disjunctiva

Fata de problemele complexe impuse de efectul tectonic plicativ al regiunii studiate, elementele structurale rupturale ofera o imagine ceva mai simpla. Sistemul de falii dezvoltat in perimetrul aferent Dealului Istrita a fost generat ca urmare a evolutiei mecanismelor de cutare primara si secundara, deci, aceste elemente structurale au avut in general un rol mai important doar in etapa de definitivare a structurilor geologice majore. Un caz aparte il constituie falia Pietroasele, care, in contextul tectogenetic regional, a fost de la inceput unul din factorii esentiali.

Elementele disjunctive dezvoltate in zona cercetata sunt faliile longitudinale si cele transversale. Primele sunt mai vechi ca varsta, au o extindere mai mare si provoaca dislocatii profunde. Faliile transversale sunt mai noi si au produs in general compartimentari totale sau partiale ale structurilor plicative si au realizat mici degresari axiale. Falia Sarateanca este o falie longitudinala inversa si conforma a carei directie este SV-NE si inclina cu aproximativ 40º-60º spre N-V. Saritura aparenta maxima este de aproape 1000 m.Ca efect structural, planul structural al faliei Sarateanca realizeaza ridicarea flancului sudic al anticlinalului Valea Rea peste flancul nordic al sinclinalului Plaiul Saratii, iar in sectorul sudic permite jonctiunea flancurilor adiacente ale anticlinalelor majore Naieni-Valea Rea si Pietroasele-Monteoru.Falia Valea Rea are o traiectorie cvasiparalela cu traseul paraului cu acelasi nume, de la intersectia cu falia transversala majora pana in restul piscului Piatra Hotilor unde isi schimba brusc directia deviind spre E. Acest punct de inflexiune marcheaza transformarea planului ruptural al faliei, din longitudinal in diagonal. Falia Valea Rea are inclinari variabile in functie de sectorul afectat, intre 60º-80º spre N-V si este normala si conforma. Compartimentul nordic este coborat fata de cel sudic cu o saritura aparenta de minim 600 m. Falia Niscov se dezvolta in N-V perimetrului, iar urma planului ei ruptural se suprapune peste traiectoria cursului superior-mediu al paraului Niscov. Este o falie normala, conforma si cu inclinari mari spre nord., care afecteaza zona axiala a sinclinalului Niscov-Mocanul producand o forfecare prin coborarea compartimentului nordic. Falia Pietroasele este rezultatul unei dislocari majore, de mare anvergura, in sudul perimetrului cercetat. Aceasta falie este longitudinala, are direcţia SV-NE si inclina cu 50º-70º spre nord. Efectul de la suprafata se poate sesiza cu intermitente pe un aliniament ce leaga cursul vaii Naianca si zona mediana a paraului Dara, trecand prin dreptul localitatilor Breaza, Pietroasele si Saranga. In aceasta zona, in adancime se dezvolta un sistem extrem de complex de falii inverse, dintre care o parte au fost interceptate de cateva foraje structurale. Dintre faliile transversale care au participat la definitivarea edificiului structural actual din perimetrul Naieni-Sarata Monteoru, o importanta deosebita trebuie acordata dislocatiilor asociate zonelor de ridicare structurala. Astfel, in vestul perimetrului se dezvolta o falie transversala, generata ca efect al bifurcatiei sudice a faliei Niscov. Aceasta falie are directia aproximativ N-S, iar planul este aproape vertical. Traseul acestei rupturi este usor sinuos si porneste din nord, de la confluenta vailor Niscov si Unghiului si ajunge in sudul localitatii Fintesti unde se atenueaza sub flancul nordic al anticlinalului Fintesti.

Falia a determinat ridicarea bloculut estic si decrosarea planelor axiale ce apartin cutelor interceptate. In zona mediana a perimetrului, pe directia NV-SE, de dezvolta o alta falie importanta, care marcheaza prima etapa rupturala de afundare nord-estica a structurilor anticlinale majore. Aceasta falie se formeaza incepand din zona cursului superior al paraului Tisa si se continua apoi spre S-E pana in nordul localitatii Pietroasele, aproape de axul anticlinalului Pietrosele-Monteoru. Falia este normala si are inclinare mare spre N-E. Structurile plicative situate in blocul estic sunt coborate, fara inca ca axele acestor cute sa sufere decrosari.

Dealul Istrita – Valea Prosca, versant stang pe saua ce coboara spre satul Fintesti – detaliu, afloriment de gipsuri laminitice alternand cu stromatolite, in baza cu laminate lutitice cu aspect stromatolitic – formatiunea vargata.

Dealul Istrita – Valea Rea – olistolit de gips primar cristalin selenitic, varietate sticlos, cu concresteri simetrice gigante. Olistolitul are pozitie rasturnata.

Dealul Istrita – Valea Rea – olistolit de gips primar cristalin selenitic, varietate sticlos, cu concresteri simetrice gigante. Detaliu sectiune.

Dealul Istrita – Valea Rea – olistolit de gips selenitic sticlos cu maclele dispuse in rozeta.

Dealul Istrita – Valea Rea, curs superior, la limita dintre amonte a gispului selenitic – fragment de contact dintre gips selenitic maclat in rozeta cu gips nodular diagenizat la stadiul de mozaic.

6.Geologia petrolului

Punerea in evidenta a noi acumulari in cadrul regiunii aferente Dealului Istrita, este genetic legata de analiza celor trei factori majori ce influenteaza producerea hidrocarburilor si posibilitatea lor de acumulare pentru a forma zacaminte:- existenta in context regional a rocilor generatoare de hidrocarburi;- prezenta rocilor poros-permeabile capabile a forma rezervoare de acumulare a hidrocarburilor;- existenta capcanelor ce asigura cadrul spatial de acumulare si conservare a hidrocarburilor. Dupa o scurta analiza a prezentei celor trei factori in cadrul perimetrului cercetat se va incerca o corelare a informatiilor obtinute in vederea precizarii eventualelor perspective de hidrocarburi ale regiunii cercetate. Roci generatoare Problema generarii hidrocarburilor reprezinta un obiectiv de importanta practica deosebita prin posibilitatea pe care o ofera la gradul actual de cunoastere, de a stabili caracterul de roca sursa potentiala sau efectiva a formatiunilor din perimetrul cercetat. Conceptul de roca generatoare de hidrocarburi s-a extins datorita rezultatelor cercetarilor de laborator asupra unei largi categorii de roci. Se admite astazi ca toate rocile tufiticee ale caror conditii au favorizat in mod direct si acumularea masei biologice pot fi considerate ca roci sursa potentiale de hidrocarburi. Calitatea de roca sursa efectiva insa, deriva din asocierea la aceasta consideratie si a altor elemente referitoare la calitatea si cantitatea de materie organica retinuta de rocile pelitice precum si de cadrul structural, local sau regional, care din punct de vedere evolutiv ar fi putut produce declansarea transformarilor diagenetice sau catalitice, capabile sa favorizeze generarea hidrocarburilor.Formatiunile molasei incluse in cadrul zonei cutelor diapire au constituit un obiectiv principal al geologilor inca de la inceputurile industriei petroliere in tara noastra. In 1983 Baltes aduce noutati cu privire la evidentierea potentialului petroligen al formatiunilor molasei. Din rezultatele cercetarilor sale am extras o serie de concluzii ce pot furniza date utile, astfel :- oligocen-miocenul in facies bituminos, disodilic, se poate caracteriza printr-un potential petroligen bun;- formatiunile bd-bn nu au calitati generatoare de hidrocarburi, singurele ce se pot caracteriza printr-un oarecare potential gazeifer fiind unele secvente pelito-

evaporitice (gipsifere) situate la diferite nivele in suita molasica, dar care nu pot intra in discutie pentru evidentierea ca roci sursa capabile de a genera cantitati insemnate de hidrocarburi. Concluzionand, putem spune ca din intreaga coloana stratigrafica a formatiunilor prezente in perimetrul cercetat, Dealul Istrita, in contextul geologic al regiunii Naieni-Sarata Monteoru, importanta in generarea hidrocarburilor pot avea:- formatiunea oligocen-miocena in facies disodilic situata in baza molasei inferioare, aproape pe întreaga suprafata a perimetrului cercetat, la adancimi estimate intre 4500 - 6000 m, ceea ce le confera conditii optime de generare a hidrocarburilor;- formatiunile lutitice sarmatiene . Toate celelalte formatiuni aflate la adancimi de ingropare care nu le-au permis declansarea reactiilor fizico-chimice, se pot constitui in roci sursa potentiale (cu potential petroligen neconsumat), influenta lor in formarea zacamintelor de hidrocarburi rezumandu-se fie la rolul de formatiuni protectoare a unor acumulari cu caracter primar, fie la constituirea rocilor rezervor, prin intercalatiile grezos-permeabile pe care le contin unele dintre ele in care s-au putut eventual acumula zacaminte secundare. Pentru a aprecia capacitatea de generare a hidrocarburilor de catre formatiunile lutitice bd-bn, am aplicat metoda Lopatin-Waples (1985).Metoda consta in reconstituirea evolutiei depozitionale si tectonice a formatiunilor sedimentare de interes considerand ca timpul geologic si temperatura sunt factori importanti in generarea si cracarea hidrocarburilor si calculare a indicelui de maturare timp-temperatură (TTI), cu formula :INTERVAL TTI = Ft* FT°in care : Ft = factor de timp; FT ° = factor de temperatura. Conform metodei Lopatin-Waples (1985), rocile generatoare de hidrocarburi din formatiunile geologice de interes intra in fereastra de petrol la un TTI = 10 si ies din fereastra de petrol la TTI = 160. Aplicand aceasta metoda pentru aprecierea capacitatii de generare a hidrocarburilor de catre formatiunile lutitice miocen-pliocene constatam ca aceste formatiuni se gasesc in fereastra de petrol la momentul actual. Roci poros-permeabile. Capcane Migratia hidrocarburilor; Zacaminte de hidrocarburi In cadrul formatiunilor molasei, proprietati colectoare bune pot avea toate intercalatiile grezoase poros-permeabile din suita molasica in discutie, care pot cantona acumulari de hidrocarburi in urma asocierii a unor conditii tectonice sau stratigrafice capabile a genera capcane.

Se cuvine a fi amintite formatiunile in facies de Kliwa din baza molasei inferioare. Aceste formatiuni in facies bituminos, se caracterizeaza prin prezenta abundenta a rocilor cu proprietati colectoare bune reprezentate prin complexul gresiei de Kliwa. Pe ansamblul acestor formatiuni, gresia de Kliwa ocupa circa 60-70 % din grosimea acumulata a acestor formaţiuni. Prezenta sa in nivele alternante cu rocile in facies disodllic (raspunzatoare de producerea hidrocarburilor) ar fi putut influenta intr-o foarte mare masura acumularea de zacaminte primare. Avand in vedere atat conditiile oleogenetice cat si cele de acumulare de hidrocarburi favorabile in subsolul perimetrului cercetat, aceste formatiuni capata perspective incurajatoare in cantonarea unor eventuale acumulari. La nivelul molasei inferioare, se pot aminti proprietatile colectoare ale unor intercalatii grezoase din cadrul formatiunilor badeniene dovedite productive in alte regiuni petrolifere ale unitatii pericarpatice.Stilul tectonic caracteristic molasei inferioare in perimetrul avut in studiu, mascat de prezenta cutelor, faliilor si chiar a solzilor in zone adanci, ma face sa consider ca posibil obiectiv principal de interes, evidentierea capcanelor structurale in masura in care in subasment se intalnesc si sunt bine dezvoltate, in conditii propice oleogenezei, formatiunile oligocen-miocene in facies disodilic. Dintre formatiunile molasei superioare cu proprietati colectoare bune se remarca formatiunile sarmatiene si meotiene cunoscute ca fiind productive in zonele petroliere inconjuratoare. Intensitatea fenomenelor tectonice ce caracterizeaza zona de curbura a Carpatilor, complica spre adancime aceste zone periclinale, prin fracturi, in parte etanse, creand cadrul structural de aparitie a zacamintelor de hidrocarburi asa cum sunt cele de la Sarata Monteoru. Zacamantul Sarata Monteoru se dezvolta pe periclinul anticlinalului Pietroasele-Monteoru. Formatiunile care alcatuiesc aceasta structura anticlinala, respectiv cele Badeniene, Sarmatiene si Pliocene sunt puternic tectonizate. La Sarata Monteoru s-au evidentiat initial acumulari de petrol de importanta redusa in sarmatian si meotian. Exploatarea zacamantului de petrol meotian a inceput prin puturi inca din 1845. In anul 1925 s-a trecut la exploatarea prin galerii, sistem de exploatareaplicabil datorita faptului ca zacamantul era degazeificat iar stratele acvifere au debite reduse. Ulterior, exploatarea prin galerii a fost sistata iar mina a devenit muzeu. Dupa 1965, au fost puse in evidenta acumulari de petrol si gaze libere Sarmatian. Actual, exploatarea zacamantului continua din Sarmatian cu debite reduse, in ultimii ani fiind redeschise lucrarile miniere in vederea incercarii unor tehnologii moderne.

Pe celalalt flanc al zonei sinclinale Niscov se dezvolta zacamintele de la Barbuncesti si Grajdana. Pe baza informatiilor structurale furnizate de structurile Sarata Monteoru, Barbuncesti, Grajdana si Berca, am conturat cu oarecare aproximatie un perimetru cuprins aproximativ intre Grajdana, Barbuncesti si Gura Niscovului, sub care Sarmatianul se afla la peste 3000 m adancime, in aceste conditii el putand genera hidrocarburi (vezi plansa I). Am figurat pe aceeasi plansa si directiile probabile de migratie din zona de generare spre principalele zacaminte asociate. Analiza dispozitiei zacamintelor in structurile mentionate subliniaza rolul colector predominant al formatiunilor meotiene si sarmatiene (mai rar pontiene sau daciene). Dispozitia in suprafata a acestora, ca rama continua ce bordeaza periclinalele structurilor majore, poate oferi inca numeroase perspective zonei cercetate, sub rezerva existentei spre adancime a unui stil tectonic marcat de prezenta faliilor de cadere in trepte, cu caracter etans, ce pot asigura conditii optime de acumulare si conservare, ca si in cazul zacamintelor cunoscute prezentate. Se poate presupune ca mai pot fi gasite o seriie de zacaminte de amploare mai redusa, cantonate in mici accidente sau mici detalii structurale favorabile, dezvoltate in adancime pe flancurile structurilor majore. Hidrocarburile generate la adancimi mari, de formatiunile din baza molasei inferioare (formatiunea salifera burdigaliana si formatiunea oligocen-miocena in facies disodilic) se pot acumula in primul rand in nivelele de gresii Kliwa, formand zacaminte primare. La acest nivel se pot dezvolta capcane structurale, etansarea pe faliile de solz fiind asigurata de nivelele pelitice din nivelele suprajacente. Migratia spre suprafata a acestor hidrocarburi este mult mai ingreunata de stivele groase de formatiuni pelitice burdigaliene si badeniene. Cu toate acestea, nu este exclus ca o parte hidrocarburile generate sa poata migra catre suprafata, de-a lungul unor falii de mare amploare ce pot crea pe alocuri conditii de permeabilitate relativa, ce favorizeaza migratia hidrocarburilor la presiuni mari. O astfel de falie, in contextul geologic al regiunii aferente Dealului Istrita, ar putea fi falia Pietroasele pe care poate fi considerata corespondenta sudica a faliei Casin-Bisoca. Falia Casin-Bisoca este recunoscuta pt rolul sau permeabil (pe unele sectoare) favorizand migrarea hidrocarburilor spre suprafata si aparitia a numeroase indicatii locale de hodrocarburi. In cazul faliei Pietroasele nu a fost remarcata insa aparitia spre suprafata a unor urme de hidrocarburi (emanaţii de gaze impregnatii sau izvoare de hidrocarburi, izvoare sarate) ce insotesc de obicei faliile cu drenaj puternic de adancime.

In aceste conditii este posibil ca rolul permeabil al faliei sa nu se dezvolte pana spre suprafata, eventualele hidrocarburi migrate pe planul faliei formand acumulari in alte rezervoare cu conditii favorabile, aflate insa tot in adancime.Astfel de rezervoare pot fi constituite la nivelul intercalatiilor grezoase din formatiunile burdigaliene sau din cele sarmatiene, aflate la sud de planul faliei, in compartimentul coborat. Perspectivele de a gasi zacaminte mai ample sunt deci mult mai mari spre zonele adanci, avand in vedere cantitatile mult mai mari de hidrocarburi ce au putut fi generate de formatiunile din baza molasei inferioare.

9.Bibliografie

1. Frunzescu D., Branoiu Gh, Monografia geologica a raului Buzau, 2004; Editura Universitatii din Ploiesti

2. D.S. Institutul Geologic, vol. LXVI/4 (1797) Bucuresti3. Proiect ”Actualizare plan urbanistic general orasul Mizil, Judetul

Prahova”, sef proiect: ing Ioan Enache, august 20104. Nicolae Muica, Subcarpatii dintre Teleajen si Slanicul Buzaului – Studiu

geomorfologic (Teza de doctorat), Bucuresti5. Foaia Ploiesti, Institutul Geologic Roman, 19686. Harta geologica Istrita, scara 1:50000, Institutul de Geologie si

Geofizica, 19787. Mihai Mirela, Proiect de diploma, 1996, UPG Ploiesti