Reconstituirea sistemelor depozitionale cretacic...

1

Universitatea din Bucuresti Facultatea de Geologie si Geofizica Centrul de Cercetare Lythos

PN-II-RU-TE-2014-4-2064

Contract 193/2015

Reconstituirea sistemelor depozitionale cretacic inferioare din Carpatii Orientali:

control climatic, tectonic si aport sedimentar

Raport stiintific sintetic intermediar

2015 - 2016

Autori:

Conf. dr. Roban Relu Dumitru, Director proiect

Dr. Dimofte Daniela, postdoctorand

doctorand Francovschi Ion

doctorand Profeta Lucia

ing. geolog, stud. master Apotrosoaei Vlad

CS I dr. Melinte Dobrinescu Mihaela Carmen

Prof. dr. Panaiotu Cristian

Prof. dr. Ducea Mihai

2

Cuprins

Introducere

Cap I. Prezentarea cadrului geologic general

Cap II. Metode de investigatie

Cap III. Corelarea stratigrafică a unităților litologice valanginian-cenomaniene din estul Carpaților (Moldavide)

III.1 Lito-biostratigrafia panzei de Vrancea si corelari intre semiferestrele Bistrita si Vrancea

III. 2 Corelarea cu depozitele panzelor moldavidelor

Cap IV. Investigarea petrografiei și paleocurenților din Carpații Orientali în scopul estimării compoziției și poziției ariilor

IV. 1 Litofaciesurile formatiunilor investigate in baza analizelor petrografice

IV. 2 Arii sursa

IV. 2.1 Paleocurentii depozitelor aptian-albiene din cadrul Moldavidelor

IV. 2. 1 Discriminarea posibilelor arii sursa in baza analizei petrografice si a geocronologiei U-Pb pe zircoane detritice

Cap V. Identificarea sectiunilor potentiale cu evenimente anoxice globale (OAE) în intervalul Valanginian -Cenomanian din Carpații Orientali

Concluzii

Diseminarea rezultatelor

Referinte bibliografice

Introducere

Perioada cretacica a reprezentat un interval din istoria Pamantului cu schimbari semnificative ale nivelului marii (Haq et al., 1984; Miller et al., 2011; Haq, 2014) si o productie masiva de crusta oceanica (Larson and Erba, 1999, Li et al., 2000), cu emanare de CO2 in atmosfera, ce a determinat schimbari chimice ale atmosferei si oceanului si, de asemenea de natura biotica. O particularitate o constituie prezenta argilelor negre, expresie a contitiilor regionale tectonice si modelulului de circulatie oceanic (Melinte Dobrinescu and Roban, 2012, Sanchez-Hernandez and Maurrasse, 2015), sau globale, prin prezenta nivelelor anoxice oceanice (OAE) (Schlanger and Jenkyns, 1976, Arthur et al., 1988; Jenkyns, 2003). Aceste nivele litologice sunt evidentiate prin: excursia pozitiva a izotopului ẟC13 (1-1.5‰) (Arthur et al., 1988), schimbari biotice (foraminifere si nannoflora) (Frakes, 1999; Föllmi, 2012; Melinte Dobrinescu et al., 2015, Sames et al., 2016), si litologice (prezenta argilelor negre).

3

Fiecare panza tectonica din structura geotectonica a Moldavidelor din Carpatii Orientali (Fig. 1) contine argile negre cretacic inferioare si continua, incepand cu Albianul terminal sau Cenomanianul, cu strate rosii CORB (Cretaceous Oceanic Red Beds -sensu Hu et al., 2005, Wagreich and Krenmayr, 2005; Wagreich, 2009; Hu et al., 2012; Tüysüz et al., 2016).

Incercari de explicare a tranzitiei argile negre-argile rosii si de reconstructie a stilului de sedimentare in bazinul moldavidelor au fost facute in diferite unitati structurale (Murgeanu, 1937; Bancila, 1958; Grigorescu, 1971; Grigorescu si Anastasiu, 1976, Grasu et al., 1988, 1996) iar in ultima perioada, (Melinte - Dobrinescu si Roban, 2011; Roban si Melinte, 2012), concluzia fiind apartenenta acestor depozite sistemelor de apa adanca. Insa un model la scara mare lipseste. Considerand apartitia ultimilor lucrari, o piesa lipsa pentru recostructia mediior sedimentare o constituie interpretarea depozitelor din zona marginala estica a sistemului Moldavidelor, Panza de Vrancea.

Astfel scopul este lucrarii este:

• crearea unui cadru lito-biostratigrafic corelativ pentru intervalul Cretacic inferior - baza Cretacicului superior in sistemul moldavidelor;

• reconstituirea sistemelor depozitionale intervalul Hauterivian-Turonian, in temeni de procese, si arhitecturi de corpuri;

• corelarea sistemelor depozitionale din Panza de Vrancea cu celelalte panze tectonice si estimari ale ariilor sursa;

• evidentierea si corelarea unor evenimente anoxice globale in Carpatii Orientali;

Obiectivele proiectului pentru etapa a I-a, 2015, asa cum apar in propunerea de proiect sunt urmatoarele (Tabel 1a):

Tabel. 1a Obiectivele si activitatile proiectului pentru etapa a I-a, 2015

An Etapa Obiective Activitati Rezultate livrate pe etapa

2015

Etap

ă un

ică

Corelarea stratigrafică a unităților litologice valanginian-cenomaniene din estul Carpaților (Moldavide). Documentare.

Selectarea secțiunilor transversale (V-E) si a secțiunilor de litologice pentru analize detaliate multidisciplinare.

Bio-litostratigrafia depozitelor cretacic inferioare, intervalul Valanginian-Cenomanian din structura Moldavidelor a Carpatilor Orientali

Investigarea petrografiei și paleocurenților din Carpații Orientali în scopul estimării compoziției și poziției ariilor sursă pentru sedimentele cretacic inferioare

Probare și analize petrografice și mineralogice ale faciesurilor grezoase și argiloase.

Obiectivele proiectului pentru etapa a II-a, 2016, asa cum apar in propunerea de proiect sunt urmatoarele (Tabel 1b):

4

Tabel. 1b Obiectivele si activitatile proiectului pentru etapa a II-a, 2016

An Etapa Obiective Activitati Rezultate livrate pe etapa 20

16

Etap

ă un

ică

Corelarea stratigrafică a unităților litologice valanginian-cenomaniene din estul Carpaților (Moldavide)

Realizarea unei scheme corelative a unităților stratigrafice cretacic inferioare din Moldavide

Stratigrafia, sistemele depozitionale si ariile sursa pentru depozitele cretacice din structura Modavidelor, Carpatii Orientali. Evenimente anoxice globale.

Investigarea petrografiei și paleocurenților din Carpații Orientali în scopul estimării compoziției și poziției ariilor sursă pentru sedimentele cretacic inferioare

Identificarea ariilor sursă pentru formațiunile analizate în diversele unități structurale

Identificarea sectiunilor potentiale cu evenimente anoxice globale (OAE) în intervalul Valanginian -Cenomanian din Carpații Orientali

Identificarea evenimentelor anoxice (OAE) prin analiza materiei organice (δC13)


Editarea unei publicații pentru jurnale cotate ISI. Participare la congrese internaționale

Cap I. Prezentarea cadrului geologic general

Moldavidele reprezintă un sistem cutat cu dispunere N-S, (Fig. 1) care au în alcătuire sedimente Cretacic-terțiare. În structura lor au fost separate următoarele unități tectonice: 1. Teleajen (Curbicortical), 2. Macla şi Audia – toate constituite din roci cretacice; 3. Tarcău şi Vrancea (Cutele Marginale) – au in constituţie atât roci cretacice cât şi terţiare; 3. Subcarpatică, alcătuită exclusiv din roci terţiare (Fig. 2).

In conceptia clasica (Sandulescu, 1984), bazinul moldavidelor a derivat dintr-o zona de rift care a generat crusta continentala subtiata in perioada Jurasic inferior- Jurasic Superior?, Neocomian?, iar din Barremian? a evoluat intr-un regim compresional. Incalecarile care au afectat domeniul depozitional al moldavidelor au avut loc in Miocen (Sandulescu, 1984).

In ultimii ani, reconstituirii ale sistemelor depozitionale pentru Cretacicul inferior si baza cretacicului superior au fost publicate pentru panzele Audia, si Taracau (Melinte - Dobrinescu si Roban, 2011; Roban). si Melinte, 2012) din acest motiv studiul se focalizeaza depozitele cretacice din Panza de Vrancea si corelarea cu depozitele echivalente din celelalte panze mai interne (Teleajen, Audia, si Tarcau).

5

Fig. 1 A. Harta geotectonica a Romaniei, Carpatii Orientali si unitatile invecinate (Sandulescu, 1984, Badescu, 2005). Sunt notate pozitia sectiunilor din (D). B. Pozitia Carpatilor Orientali in contextul Alpino-Carpatic. C. Legenda si principalele momente de incalecare ale unitatilor geotectonice din sistemul moldavidelor. D. Sectiuni stratigrafice in sistemul Moldavidelor, acolo unde apare si Panza de Vrancea sub forma de semiferestre tectonice.

6

Panza de Vrancea, domeniul de interes al acestui studiu apare expusa doar sub forma de semiferestre tectonice. De la nord la sud, acestea sunt: Semifereastra Bistrita, Semifereastra Oituz si Semifereastra Vrancea, (Fig. 1).

În perioada Valanginian – Albian, se acumulau în zona internă vestică sedimente aparținand formatiunilor Plăieși, Toroglej, Teleajen (Ștefanescu, 1988), în timp ce, în zona centrală corespunzatoare domeniilor Audia, Tarcău, (Săndulescu, 1984) se acumulau depozitele formațiunii de Audia; iar în zona estică, domeniul Cutelor Marginale (Vrancea), sunt specifice formatiunile de Streiu în sud și Sărata in nord. Peste aceste formațiuni, cunoscute și cu un nume informal ”seria șisturilor negre” se suprapun depozite Cenomanian-Turoniene cu argile și argile carbonatice albe sau verzui în alternanță cu argile roșii, denumite genetic Cretaceous Oceanic Red Beds (CORB), (Hu et al., 2005; Meline and Roban, 2012). Tranzitia”șisturi negre” –”argile roșii” este cunoscută la nivel global (Hu et al., 2005) și are cauze climatice. Depozitele CORB sunt cunoscute în Carpații Orientali sub diferite denumiri: în Pânza de Audia – Formațiunea de Bota – Botița (Melinte et al., 2009); în Panza de Tarcău – Formațiunea Cârnu-Șiclău, sau Lupchianu, iar în Pânza de Vrancea, Formațiunea de Tisaru sau pur și simplu ”argile vărgate” (Fig. 2)

Fig. 2 Stratigrafia depozitelor de varsta Cretacic inferior din sistemul moldavidelor (dupa Săndulescu et al., 1981; Melinte-Dobrinescu et al., 2009, cu modifcari).

7

Cap. II Metode de investigatie

In vederea realizarii obiectivelor proiectului au fost organizate mai multe campanii de teren in scopul efectuarii analizei de facies detaliate pentru depozitele cretacice din Panza de Vrancea, semiferestrele Bistritei si Vrancea, localitatile Horaita, Piatra Neamt si respectiv Lepsa (Fig. 3, Anexa I). Tot in aceste localitati au fost recoltate probe pentru determinari de nanoplancton calcaros. In vederea studiilor de provenienta clastica pentru au fost recoltate probe in vederea confectionarii sectiunilor subtiri din toate panzele Moldavidelor. Un obiectiv important a fost finalizarea recoltarii probelor pentru analiza geocronologica pe zircoane detritice (Fig. 3, Anexa II). Pe langa achizitiile din 2015 au fost identificate faciesurile cu granodiorite rosii Aptian-Albiene din Panza de Audia, pe vaile Zabratau (Covasna) si Basca cu Cale (Prahova). In scopul analizei petrologice comparate au fost recoltate probe din fundamentul Dacidelor mediane si externe si de asemenea din unitatile platformice, Moesia si Platforma Est – Europeana. O campanie speciala a fost efectuata pentru masuratori de paleocurenti in Carpatii de Curbura, localizatile Lepsa si Zabratau si pentru achizitie de carote in scopul determinarii anizotropiei magnetice. De asemenea au fost recoltate probe argiloase din toate panzele pe doua profile, nordic si sudic in vederea determinarii calitatii materiei organice.

Fig. 3 Localizarea punctelor de probare pentru analiza geocronologica pe zircoane detritice. Probele notate cu Zr (N) reprezinta aliniamentul Nordic Piatra Neamt (N4)-Audia (Hangu) N1, iar cele notate cu ZrS sunt din aliniamentul sudic Vrancea (S4)-Covasna (S1). Tot in aceste profile au fost luate probe pentru strudii paleontologice si sedimentologice.

O parte din probele colectate au fost efectuate in laboratoarele Universitatii Bucuresti, analize chimice si mineralogice: XRF, XRD, sectiuni subtiri. Zircoanele detritice au fost analizate in laboratorul Universitatii Arizona din Tucson. (Tabel 2).

8

Tabel 2 Tipurile de analize si labaratoarele unde au fost facute

Tip analiza Scop Aparat Preparate analizate Laborator

Analiză petrografică cu microscop optic polarizant

Descrierea clastofaciesului şi petrofaciesului

Microscop în lumină polarizată Nikon E400-POL Discoplan-TS-secționat roci și LaboPol-35/LaboForce-Mi;

Secţiuni subţiri Universitatea din Bucureşti Analist: Relu Roban

Analiza materiei organice ai a acarbonatilor - combustie Loss on ignition 550oC si 950 oC

Determinarea conţinutului de materie organica

Caloris L1000 Argile şi marne Universitatea din Bucureşti Analist: Relu Roban, Daniela Dimofte, Vlad Apotrosoaei

Analiza nanoplanctonului calcaros

Determinarea asociaţiilor nanofloristice în scopul stabilirii vârstei formaţiunilor

Microscop lumină transmisă Nikon E200 Pol 100 X imersie

Argile Geoecomar Bucureşti Analist: Mihaela Melinte

Analiză geochimică XRF

determinarea elementelor chimice majore si minore

XGT-7000 micro-XRF analyzer HORIBA;

Argile şi silturi Universitatea din Bucureşti Analist: Relu Roban, Daniela Dimofte, Francovschi Ion

Difracţie de raze X Determinarea calitativă a mineralogiei argilelor

X'Pert PRO MPD - Multi Purpose X-ray Diffractometer with X’Celerator module PANalytical)

Argile Universitatea din Bucureşti Analist: Relu Roban, Daniela Dimofte, Francovschi Ion

Analiza Geocronologica pe zircoane detritice

Determinarea Varstei absolute pe sistemul U-Pb

Plasma multicollector inductively coupled plasma-mass spectrometer (LAMC-ICP-MS) at the Arizona LaserChron Center

Zircoane detritice University of Arizona, Tucson, USA Analist: Lucia Profeta, Relu Roban, Mihai Ducea

Analiza materiei Organice

Determinarea parametrilor maturitatii materiei organice si carbon organic total

Rockeval 6 Petrom-Campina Determinarea ẟC13

Argile negre Analisiti Petrom Campina, Amsterdam

9

Cap III Lito-biostratigrafia Panzei de Vrancea si corelari stratigrafice ale unităților litologice valanginian-cenomaniene din estul Carpaților (Moldavide)

III.1 Lito-biostratigrafia Panzei de Vrancea si corelari stratigrafice intre semiferestrele Bistrita si Vrancea

Au fost identificate si analizate in detaliu doua sectiuni stratigrafice din panza de Vrancea, in zona Nordica, Cracaoani-Horaita, Semifereastra Bistrita si Zona sudica, Semifereastra Vrancea, profilui Lepsa, Valea Putna (Fig.1, 3 si 4, Anexa I).

In intervalul de interes Hauterivian – Turonian apar urmatoarele formatiuni: Streiu, Sărata și Tisaru, iar din acest motiv vor fi detaliate in continuare intr-o variana revizuita si modificata. Formatiunea de Streiu In acest studiu, Formatiunea de Streiu este divizata in 2 membri (Fig. 4). Membrul inferior, cunoscut anterior cu denumirea de Formatiunea de Streiu propriuzisa (Dumitrescu, 1952), si, Membrul superior, denumita in studiile anterioare Membrul inferior al Formatiunii de Tisaru (Dumitrescu, 1952).

Membrul inferior este localizat in Semifereastra Vrancei, in cadrul unei structuri majore tip anticlinal. Cele mai bune ocurente sunt pe Valea Putna, care traverseaza structura majora, dar si pe tributarii sau, Tisita si Streiu. Grosimea maxima este de 380 m (Dumitrescu 1952; Vârban, 2003). Limita inferiorara este necunoscuta, datorita contactelor tectonice, iar ce superioara este de tip conformity, fata de Membrul superior. Sectiunea masurata, situata pe flancul estic rasturnat al anticlinalului este alcatuita din argile laminate negre si gri, cu intercalatii subtiri de gresii si uneori siderite stratiforme si nodulare. Sunt prezente structuri deformationale tip slump.

Membrul superior apare pe Valea Putna si tributarul Tisita, in continuitatea Membrului inferior al Formatiunii de Streiu. Dupa Vârban (2003), grosimea este de 120 m. Limita este de tip conformity cu Formatiunea de Tisaru. Contine argile cenusii si verzui. In baza sunt citate si intercalatii de radiolarite negre (Dumitrescu, 1952, Vârban, 2003). Partea superioara, ultimii ~60 m pe Valea Putna contine o altarnanta de marne si argile cenusii si verzui, cu intercalatii de gresii subtiri cu claste verzi si niveluri subtiri de argile negre. Ponderea argilelor este mai mare spre partea superioara. Formatiunea de Sărata Formatiunea de Sărata (Băncilă, 1958), este echivalenta stratigrafic cu Formatiunea de Streiu, dar apare mai la nord, in Semifereastra Bistritei. Datorita diferentierilor litologice, a putut fi divizata in trei membri (Mirauta 1962; Mirauță & Mirauță, 1964; Grasu et al., 1988). Apare tot intr-o structura de tip anticlinal, stratotipul fiind pe Valea Sărata, langa Piatra Neamt (Bancila, 1958). Sectiunile masurate se gasesc pe Paraul Ulmu, zona Horaița. Datorita structurii tectonice complicate formatiunea nu este complet deschisa, in acest studiu, determinari detaliate biostratigrafice fiind facute in special asupra membrilor mediu si superior. Descrierea este completata cu date din literatura (i.e. Grasu, et al., 1988).

10

Membrul inferior

In zona Piatra-Neamt - Cuejdiu, apare chiar in axul unui anticlinal (Grasu et al., 1988),dar si pe Valea Ulmu in zona Horaița. Are o grosime variabila de aproximativ 80-100 m. Baza nu este cunoscuta iar topul este in contact conformity cu Membrul median. Este alcatuit din argile negre si gri laminate cu unele intercalatii subtiri de gresii si microconglomerate cu bioclaste carbonatice dar si siderite (Grasu et al., 1988).

Membrul median Apare pe flacul vestic al anticlinalului de pe Valea Cuejdiu (Grasu et al., 1988), si pe paraul Ulmu, pe flancul estic, rasturnat. Are o grosime de 100-150 m. Limita superioara este de tip conformity, sau disconformity pe alocuri, fata de Membrul superior. Are in alcatuire argile negre si cenusiu inchis, laminate, dar uneori si cu aspect masiv si spartura concoidala, datorita unei cantitati mai mari de calcedonie si cuart clastic (60-65%), (Grasu et al., 1988). Aceste trasaturi particulare au determinat pe stratigrafi sa defineasca un tip petrographic special, folosit local - lidiene (Filipescu et al., 1963). Mai sunt prezente rare intercalatii siltice si arenitice subtiri precum si siderite stratiforme sau nodulare.

Membrul superior Apare pe flancul vestic al anticlinalului, in Zona Cuejdiu, si pe flancul estic rasturnat in zona Horaița. Are o grosime de 60-100 m (Grasu et al., 1988). Limita superioara este paraconformity fata de Stratele de Tisaru (argilele vargate). Contine strate groase decimentrice de calcare detritice (calcarenite si calcirudite) cu elemente terigene si silicifieri, gresii si microconglomerate cu bioclaste, intercalatii de argile cenusii si negre cu intercalatii de silturi si gresii fine. Formatiunea de Tisaru Pe Valea Putna apare deschiderea cea mai buna. Baza este considerata aparitia primelor nivele de cherturi stratificate (radiolarite) de culoare cenusiu - verzuie. Are o grosime de 110 m. In baza, primii 30 m cuprind o succesiune relativ ritmica alcatuita din radiolarite si argile cenusii- verzui, in alternanta cu nivele de argile subtiri foarte inchise la culoare si uneori cu intercalatii de gresii subtiri si radiolarite clastice. Urmatorii 80 m sunt altatuiti din argile si marne rosii si verzui cu intercalatii de argile, calcare argiloase si gresii verzi, care devin mai abundente si mai grosiere, pana la conglomerate fine, spre partea superioara. Trece printr-o limita conformity spre Formatiunea de Lepsa, predominant carbonatica. In Semifereastra Bistrița, peste Membru Superior al Formatiunii de Sărata, apare o succesiune cu argile cenusii si verzui cherturi centimetrice pana la decimetrice, cu intercalatii de argile negre si marne iar spre partea superioara argile verzi si rosii. Atribuim aceasta succesiune de max. 60 m Stratelor de Tisaru.

11

Din analiza comparata a celor doua profile constatam pentru intervalul Hauterivian-Albian inferior o asemanare litologica, argile negre si cenusii, cu intercalatii de gresii carbonatice si siderite nodulare si stratificate. Am pastrat pentru zona nordica divizarea stratigrafica clasica (Grasu, 1988), Formatiunea de Sarata cu membrii inferior si median, desi o diferentiere litologica nu este clara. Pentru membrul median este specificata o imbogarite a faciesurilor argiloase in silice. Tocmai din cauza aspectului omogen, in Semifereastra Vrancei, formatiunea are alt nume, Streiu, si apare descrisa nedivizat in membri (Dumitrescu, 1952). Albianul este diferit. In Semifereastra Bistrita este reprezentat de calcare clastice cu noduli siliciosi, cu apartenenta Membrului superior al Formatiunii de Sarata, iar in Semifereastra Vrancei, contine marne, gresii calcaroase, argile cenusii si uneori negre.

Cenomanianul contine in ambele semiferestre cupluri radiolarit-argila, insa mult mai clar evidentiate in sud (Vrancea). Incepand cu Turonianul apar argilele si argilele carbonatice rosii si verzi.

Continutul in nanoplancton a fost extrem de slab, un motiv in plus pentru pastrarea divizarii bio-strataigrafice publicata anterior (Dumitrescu, 1952, Micu, 1987). Totusi, data fiind schimbarea de facies la nivelul Albianului am considerat logic ca in Semifereastra Vrancei sa includem aceste depozite membrului Superior al Formatiunii de Streiu. De asemenea, faciesul vargat (rosu-verde) Turonian din Semifereastra Bistritei, l-am asimilat Formatiunii de Tisaru (Fig. 4)

III. 2 Corelarea cu depozitele panzelor moldavidelor

Considerand celelalte profile deja publicate din Panzele de Teleajen, (Alexandrescu, 1971; Grasu et al., 1996), Panza de Audia si Tarcau (Alexandrescu, 1971; Grasu et al, 1988), am realizat un profil in zona nordica, pe aliniamentul Neamt: Cracaoani- Hangu (Fig. 1, Fig. 5).

Pentru intervalul Valanginian superior- Albian inferior apar aceleasi faciesuri, argile negre cu intercalatii de gresii subtiri si siderite. Sunt descrise cu diferite nume stratigrafice in functie de localizare (ex. Formatiunea Audia, Sarata, Plaiesi, Toroclej). Aptianul este mult mai gros in Panza de Teleajen si faciesul argilor negre este inlocuit de argilele cenusii. Aportul clastic grezos creste.

Grosimea coloanei litologice este mult mai mare in partea vestica 1500 m fata de ~500 m in panzele Audia, Tarcau, Vrancea, ceea ce sugereaza o rata se subsidenta ridicata in zona de foredeep datorita incalecarilor albiene din zona orogenica si flexurii litoferei.

12

Fig. 4 Lito-biostratigrafia formatiunulor studiate in Panza de Vrancea, Seimiferestrele Bistrita si Vrancea

13

Fig. 5 Corelarea sedimentelor Valanginian=Turoniene din bazinul Moldavidelor, cu cele din Platforma estica. Schita realizata dupa datele din aceasta lucrare si dupa date din (Alexandrescu, 1971; Grasu et al., 1988, 1996; Roban si Melinte, 2012)

Interpretarile in temenii modelarilor de facies vor face obiectul fazei a III-a a proiectului.

14

Cap IV. Investigarea petrografiei și paleocurenților din Carpații Orientali în scopul estimării compoziției și poziției ariilor

IV. 1 Litofaciesurile formatiunilor investigate in baza analizelor petrografice

Pentru interpretari sedimentologice detaliate au fost analizate doua profile, pe Valea Putna in Semifereastra Vrancei si Valea Ulmu – Semifereastra Bistrita (Fig. 1). In urma analizei sedimentologice, mineralogice si petrografice au fost separate 8 litofaciesuri, grupate in 4 categorii: siliciclastite argiloase (muddy siliciclastics), siliciclastite arenitice (sandy siliciclastics), carbonatice (carbonate) si silicioase (cherts) (Tabel 3).

Tabel 3 Faciesurile identificate in intervalul Valanginian-Turonian in Panza de Vrancea

No Facies Cod Occurrences Interpretation

1 Black and dark grey shales

Mbs L-U Mb. Streiu L-M-U. Mb. Sarata Tisaru Fm.

Hemipelagite Suspension settling anoxic, dysoxic, suboxic

2 Grey and green shales

Mgs Tisaru Fm. Suspension settling dysoxic, suboxic

3 Red and geen shales Mrs Tisaru Fm. Suspension settling, Oxic, early diagenetic reduction

4 Siliciclastic sandstones and conglomerates

Sss L-U Mb. Streiu L-M-U. Mb. Sarata

High and low density turbidite currents (HDTC, LDTC)

5 Clastic limestones with terrigeous elements

Css U Mb. Sarata High density turbidite currents

6 Marls Cm U.Mb. Streiu Tisaru Fm.

Hemipelagites, diagenesis

7 Siderites Csi L. Mb. Streiu L. M. Mb. Sarata

Early diagenesis, organic mater

8 Cherts and radiolarites

Chr Tisaru Fm. U. Mb. Sarata

Pelagites, biotic productivity, diagenesis

15

Fig.6. Litofaciesurile separate in Panza de Vrancea: A. Argile negre, Membrul median, Formatiunea de Sarata, Valea Ulmu, semifereastra Bistritei; B. Nivel de argile negre in Formatiunea de Tisaru, Valea Putna, Semifereastra Vrancea; C. Litofaciesul cu argile rosii si marne, Formatiunea de Tisau, Semifereastra Bistritei; D. Nivele de gresii subtiri cu ondulatii de curent, Membrul inferior de Sarata, Valea Putna; E. Umplutura de canal de mici dimensiuni (gully structure) Formatiunea de Streiu , Membrul inferior Valea Putna, F. Gresii calcaroase (calcarenite) cu nivele de cherts, Formatiunea de Sărata, Membrul Superior, valea Ulmu; G. Marne, gresii siliciclastice si argile cenusii si verzui, Formatiunea de Streiu, Membrul superior, Valea Putna; H. Radiolaerite si argile cenusii-versui silicifiate, Formatiunea de Tisaru, I. Siterite, Fm de Streiu, Membrul inferior; J. Gresii siliciclastice si siderite in top, Membrul inferior al Fm. de Streiu; K. Gresii cu laminatii convolute, Membrul inferior al Formatiunii de Streiu.

16

Fig. 7 Microfaciesuri. A. Tranzitia dintre argile cenusii si marne cu bioclaste, Membrul superior al Formatiunii de Streiu; B. Gresii cu litoclaste carbonatice si glauconit, Membrul inferior al Formatiunii de Streiu; C. Gresii grosiere cu claste verzi de tip dobrogean (metasiltite si matagraywackes) si fragmente calcaroase, Membrul inferior al Formatiunii de Streiu; D. Calcarenite cu cherturi, Formatiunea de Sarata, Membrul superior; E. Radiolarite cu bioclaste carbonatice si intraclaste, Formatiunea de Tisaru; F. Ciment sideritic intr-o concretiune de gresie si materie organica Formatiunea de Streiu, Membrul inferior.

17

Litofaciesuri siliciclastice argiloase (Muddy siliciclastics lithofacies)

Argile negre si cenusii (Black and dark grey shales)

Argilele negre si cenusiu inchis domina Membrul inferior al formatiunii de Streiu dar si membrii inferiori si mediu al Formatiunii de Sărata (Fig. 6A). Membrii superiori de Streiu si Sărata prezinta doar intercalatii decimetrice. Au grosimi de ordinul centimetrilor si al decimetrilor. Deseori au intercalatii milimetrice siltice sau arenitice. CaCO3 arata valori diferite, intre 0.5 si 25 %, ceea ce definesc argilele si argilele carbonatice. Mineralogic au fost identificate cuart, muscovit, illit, clorit, albit si calcit. Silicea este variabila, in cantitati de 35-55%, dar ajunge si la 70 %, in nivelele din membrul median. Structurile sedimentare identificate sunt laminatiile paralele cu un grad avansat de fisilitate. Cantitatea de carbon organic total (TOC) este variabila, intre 0.3 si 1.5% . Media se situeaza in jur de 0.7%, iar maxima ajunge pana la 1.5%. In Formatiunea de Tisaru, apar sporadic, sub forma de intercalatii subtiri, centimetrice (Fig. 6B). Au laminatii paralele iar materia organica atinge valori de 3%.

Interpretare- procese sedimentare

Argilele negre sunt rezulatul depunerilor din suspensii pelagice si hemipelagice in medii marine adanci in conditii anoxice si suboxice si dysoxice (sensu Allison et al., 1995).

Argile cenusii si verzui (Grey and green shales)

Argilele gri si verzui se gasesc in baza Formatiunii de Tisaru pe vaile Putna si Ulmu iar in membrii inferior si mediu ai Formatiunii de Sărata si Streiu apar sub forma de intercalatii (Fig. 6 D). Grosimea unitatilor depozitionale este centimetrica, si prezinta intercalatii siltice, ceea ce le confera o laminatie paralela. Au fost identificate urmatoarele minerale in urma XRD: cuart, calcit, caolinit, illit, muscovit, clorit (predominant in intervalele mai verzi) si albit. Continutul de CaCO3 variaza de la 2.5 la 15%, fiind din acest punct de vedere argile si argile carbonatice. Continutul de materie organica este mic, situat in inervalul 0.04-0.28%.


Litofaciesul exprima depuneri din suspensii hemipelagice si pelagice dar in conditii dysoxice si oxice.

Argile carbonatice rosii-verzui (Red and geen shales and carbonates)

Acest facies este prezent doar in Formatiunea de Tisaru. Este alcatuit din nivele de argile verzi –albicioase si rosii. Cuplurile au grosimi variabile, centimetrice sau milimetrice (Fig. 6C). Limitele dintre nivelele rosii si verzi sunt majoritar neregulate si unerori gradate. In spartura proaspara culoarea rosie se diminueaza simtitor, uneroi disparand in totalitate. Structurile sunt laminate sau uneori masive. Sunt prezente laminatii siltice sau arenitice siliciclastice. Deseori prezinta structuri deformationale de bioturbatie. O proba analizata prin XRD intr-un nivel rosu a dat urmatoarea compozitie mineralogica: cuart, calcit, Iillit, muscovit, albit si caolinit; iar in nivelul verde: cuart, calcit, muscovit, illit, albit, caolinit si clorit. Petrografic nivelele rosii sunt mai fine de dimensiuni lutitice cu pigmenti de oxizi de Fe (pana la 0.6%). SiO2 are valori de peste 85% (Fig. 8). Nivelele verzi -cenusii sunt mai carbonatice, CaO are valori de peste 15-20%. Mentionam ca aceste proportii sunt semicantitative si determinarile XRF au fost facute pe placheta,

18

nefiind introdus LOI. Petrografic pot fi denumite argile calcaroase cu bioclaste, reprezentate prin radiolari calcitizati, spiculi de spongieri calcitizati si formaninifere planctonice. Ating proportii de pana la 30 din suprafata sectiunii. Matricea este un amestec de argila (SiO2 ~70%) si micrit carbonatic. Din analiza datelor geochimice (Fig. 8) se observa o corelare pozitiva intre oxizii de Si, Al si K . Oxidul de Ca se coreleaza negativ cu oxizii anuntati anterior. Mn si Fe se coreleaza pozitiv, avand concentratii mai mari in nivelele rosii.

Fig.8 Argile rosii verzi. Analize chimice XRF pe plachete luctruite. Se observa cantitatea mai crescuta de SiO2 in nivelele rosii si cea de CaO in nivelele verzi. Formatiunea de Tisaru, Putna Valley.


Faciesul este tipic pentru “stratele rosii oceanice cretacice” CORB (Hu et al., 2005) fiind depus din suspensii pelagice si hemipelagice. Se pune intrebarea daca alternanta de culoare este depozitionala, diagenetica, sau daca este un efect al proceselor de alterare actuale. Compozitia chimica a nivelelor rosii sugereaza o provenienta terigena, mai bogate in fractie argiloasa cu Al, Si, K si Fe si Mn, iar cele verzi, sunt mai bogate in carbonati. Prin urmare consideram ca alternanta trebuie sa fi fost depozitionala. Sursa pentru nivelele mai bogate in siliciclastite trebuie sa fi fost lateritele continentale, erodate si transportate de ape si vant. In etapa de diageneza timpurie, este posibil ca, datorita porozitatii si permeabilitatii diferite a celor 2 nivele, maloase si carbonatice, reactiile cu solutiile interstitiale sa fi fost diferite. Astfel faciesul lutitic impermeabil a ramas neschimbat in timp ce nivelele carbonatice permeabile au fost reduse, capatand culoarea verzuie. O ciclicitate redox la limita sediment apa, este putin probabila datorita lipsei nivelelor negre si bioturbatiei intense in ambele faciesuri (Varban, 2003). In timpul expunerii actuale, evident, nivele mai bogate in fier s-au alterat ducand la accentuarea culorii nivelelor rosii.

19

Litofaciesuri grezoase siliciclastice (Sandy siliciclastics lithofacies)

Gresii si conglomerate siliciclastice (Siliciclastic sandstones and fine conglomerates)

Gresiile au fot intalnite in toate nivelele stratigrafice. Au grosimi centimetrice (Fig. 6D), dar ajung si pana la 40-50 cm. Nivelele mai subtiri de cele mai multe ori arata laminatii incrucisate, iar cele mai groase au granoclasare normala, cu conglomerate fine in baza (Fig. 6E,G). De asemenea, au laminatie paralela si incrucisata. Geometria este de cea mai multe ori tabulara, dar au fost gasite si forme canaliforme sau tip gully (Fig. 6E), in Formatiunea de Streiu, Membrul inferior. Sunt prezente structuri de bioturbatie atat in baza cat si in interiorul stratelor. Laminatiile convolute deformationale au fost de asemenea identificate (Fig. 6K). Compozitional pot diferi de la o formatiune la alta, sau de la o ocurenta la alta in ceea ce priveste cantitatea de carbonat de calciu, sub forma de ciment sau bioclaste. Au in compozitie cuart monocristalin, policristalin, mice, litoclaste metamorfice, sedimentare (fragmente de calcare sau argile) si feldspati. Specifice sunt litoclastele ankimetamorfice provenite prin metamorfozarea unor roci vechi siltice sau greywacke. Acestea au clorit si albit secundar si prezinta sistuozitate incipienta (Fig. 7C). Astfel de claste sunt mai mult prezente in nivelele mai grosiere sau conglomeratice. Cimentul este carbonatic, calcitic, sparitic, dar au mai fost identificate cristale de pirita si dolomit. Pe langa componentele clastice glauconitul (Fig. 7B) reprelucrat este frecvent, precum si bioclastele carbonatice, (fragmente de foraminifere, bivalve, echinide, spiculi de spongieri calcitizati). In sistematica arenitelor acestea sunt gresii sublitice cu ciment carbonatic si bioclaste (Fig. 7B). Nivelele mai grosiere si sunt gresii litice (Fig. 7C)


Structurile organizate si tendintele de granoclasare normala sugereaza curgeri turbiditice. Astfel nivelele mai grosiere cu conglomerate tip granule sau pebbles in baza pot fi gandite ca secvente Lowe (1982) incomplete, expresie a curgerilor turbiditice de densitate mare, in timp ce, nivelele decimetrice si centimetrice sunt secvente Bouma (1962) incomplete (ie. Tb-Tc), o consecinta a curentilor turbiditici de densitate mica.

Litofaciesuri carbonatice (Carbonate facies)

Calcare clastice cu elemente terigene (Clastic limestones with terrigeous elements)

Faciesul este intalnit in Membrul superior al Formatiunii de Sărata, fiind dispus in strate de grosimi decimentrice si centimetrice cu granoclasare normala si cu conglomerate fine in baza (Fig. 6F). Stratele mai subtiri au laminatii paralele si incrucisate. Carbonatul de calciu depaseste proportia de 50%. Petrografic au bioclaste de echinoderme, bivalve, gastropode, briozoare, spiculi de spongieri clacitizati (Fig .7D). Mai sunt identificate intraclaste carbonatice, fragmente de calcare ortochemice, micrite si sparite. Fractia terigena este reprezentata de fragmente de metasiltite si metagraywacke, cuart, mai rar mice si feldspati. Peloide de glauconit sunt prezente. Cimentul este calcit sparitic, iar uneori mai apare dolomitul. Pe langa cimentul carbonatic apar zone cu ciment silicios si resturi de spiculi de spongieri. Un aspect caracteristic sunt fisurile anastomozate si mai rar cele suturale intre fragmentele carbonatice. O astfel de roca poate fi denumita biosparit cu elemente terigene si silicifieri dar in literalura clasica sunt cunoscute sub denumirea de calcarenite cu silicifieri (Grasu et al., 1988).

20


Trasaturile clastice, granoclasarea normala, prezenta laminatiilor incrucisate sugereaza curgeri turbiditice de densitate mare sau mica, insa materialul predominant carbonatic alochemic, bioclaste si intraclaste, pare sa fie reprelucrat de pe selfurile carbonatice din apropiere, intermitent expuse.

Marne cu bioclaste (Marls with bioclasts)

Faciesul domina Membrul superior al formatiunii de Streiu. Consta din nivele centimetrice de culoare cenusiu deschis cu geometrie tabulara (Fig. 6H). Se asociaza cu gresii carbonatice si argile cenusii sau verzui. Prezinta si structuri de bioturbatie. Microscopic reprezinta o matrice carbonatica si argiloasa cu bioclaste (Fig. 7A). Bioclastele sunt majoritar formanifere planctonice, spiculi de spongieri, alge carbonatice, mai rar fragmente siliciclastice de cuart si filosilicati. In urma analizei LOI probele analizate au CaCO3 in intervalul 35-60%. Prin difractie au fost confirmate urmatoarele minerale: calcit, cuart, muscovit, illit, clorit, albit, plagioclaz. Aceste roci pot fi considerale marne cu bioclaste, dar din punct de vedere compozitional (Folk, 1962) pare a fi un calcar alochemic bioclastic (biomicrit) cu material terigen.


Acest facies incheie secventele de mici dimensiuni - decimentrice si centimetrice, cu gresii in baza. Astfel poate fi socotit ca depunere din suspensii hemipelagice (suspensii turbiditice) si pelagice carbonatice.

Siderite (Siderites)

In sectiunile analizate, sideritele apar in Membrul inferior al Formatiunii de Streiu si in Membrul median al Formatiunii de Sărata, insa sunt tipice pentru Membrul inferior al Formatiunii de Sărata (Grasu et al., 1988). Au forme variate, stratiforme si lenticulare (Fig. 6J). Grosimile ajung pana ca 30 sau 40 cm. Culoarea este rosiatica si se asociaza cu sisturi negre sau gresii. Microscopic (Fig.5F) se distinge o matrice recristalizata cu siderit care inglobeaza claste de cuart, mice, litoclaste metamorfice si metagraywacke. Probele analizate prin difractie au confirmat prezenta urmatoarelor minerale: siderit, cuart, calcit, muscovit, pirita, albit. Analiza semicantitativa geochimica a evidentiat urmatoarele elemente sub forma de oxizi, in ordine descrescatoare: Fe2O3, SiO2, CaO2, MgO, K2O, MnO2.


Asocierea cristalelor de siderite cu fractia carbonatica fina si cu elementele terigene in cadrul formatiunilor bogate in materie organica sugereaza originea lor diagenetica timpurie intr-un mediu metanic non-sulfidic (Berner, 1981).

Litofaciesuri silicioase (Siliceous lithofacies)

Cherturi si radiolarite (Cherts and radiolarites)

Faciesul este caracteristic pentru Membrul Superior al Formatiunii de Sărata si pentru baza Formatiunii de Tisaru. In Formatiunea de Sărata apare asociat cu calcarele clastice cu material terigen sub forma de nivele de cherturi diferentiate diagenetic. Sub microscop apar diseminati in masa calcarelor clastice spiculi de spongieri, iar in zonele cu chert, microcuart si calcedonie (Fig. 7 D, E). Formelele nodulilor sunt

21

neregulate dar s-au intalnit nivele lentiliforme sau chiar stratiforme (Fig. 7 F, I) mai groase de 10 cm. Cantitatea de SiO2 depaseste 85%.

Fig. 9 Cupluri radiolarite-argile, compactate si decompactate (dupa Varban, 2003), Formatiunea de Tisaru, Valea Putna

In Formatiunea de Tisaru, in primii 33 m se gasesc nivelele silicioase stratiforme care se asociaza cu argilele cenusiu verzui formand cupluri (Fig. 6I). Au grosime de ordinul centimetrilor, dar pot fi intalnite nivele milimetrice. Forma este tabulara iar limitele sunt neregulate, avand aspect pinch and swells. Culoarea este cenusiu verzuie, dar sunt intalnite si nivele negre. Structurile interne sunt laminatiile paralele, insa de spre partea superioara a acestui pachet se intalnesc si ripples cross laminations. In baza Formatiunii de Tisaru a fost identificata biozona de nanoplancton calcaros UC2 (Early Cenomanian) iar in top, in primele strate rosii, UC7 (Early Turonian). Proba din mijlocul succesiunii confirma biozona UC5, sau Cenomanian.

22

In primii 27m au fost inventariate ~ 400 cupluri radiolarite-argile silicioase. Radiolarite au grosime variabila [0.2-6 cm]. Media este de 2.6 cm. Grosimea medie a cuplurilor este de 5.5 cm. Masuratorile detaliate asupra unei sectiuni de 7.6 m, situate spre baza, fara eventimente turbiditice, au evidentiat 128 cupluri (Varban, 2003).

Microscopic aceste nivele sunt alcatuite din radiolari si secundar spiculi de spongieri diagenizati. Din acest motiv tipul petrografic este radiolarit. Cimentul este silicios. Pe langa silice se gasesc carbonati sub forma de ciment sparitic si peloide sau bioclaste de foraminifere sau placi de echinide. Au fost identificate contacte suturale si fisuri anastomozate.

Sunt frecvente cristalele de pirita. Difractia a pus in evidenta urmatoarele minerale: cuart, calcit, albit, muscovit, illit si clorit. Unele nivele prezinta mai multa matrice, caz in care, radiolarii sunt mai bine conservati. De altfel radiolari se gasesc si in nivelele argiloase intercalate.


Sedimentarea este controlata de productivitatea pelagica silicioasa. Circulatia oceanica de tip estuarin ce caracteriza oceanele cretatice (Hay, 1995, 2008) presupune un aport fluviatil bogat in nutrimente, si reciclarea lor, favorizand productivitate biogena in stratul mixt de suprafata. Datorita divergentei vanturilor zonale sub efect Coriolis, apele de suprafata au fost deplasate din zona de coasta spre larg si reinlocuite prin upwelling cu ape adanci bogate in nutrimente. Astfel nivelele radiolaritice sunt pelagite iar cele argiloase hemipelagite. Structurile pinch and swells se datoreaza procesului de chertificare. O compactare de pana la 75% produce solubilzari ale silicei, transformari de faza si migrarea spre zonele deja cimentate, iar in final diferentieri litologice. Stilolitele anastomozate in sectiuni subtiri argumenteaza compactari de pana la 80%. Altfel spus, stratificatia a fost puternic influentata de diageneza. Pentru o compactare de 85% factorul de decompactare este 5 pentru cherturi si 2 pentru argile. Cei 7.6 m, prin decompactare vor avea 25.38 m (Varban, 2003). Astfel un cuplu decompactat va avea in medie 19.97 cm din care 13.24 cm radiolarit iar 6.73 argila. 1 m necompactat contine ~10 cupluri in timp ce, decompactat are doar ~4.8 cupluri (Fig. 9). In consecinta, ciclicitatea poate fi privita ca o cauza a fluctuatiei aportului de silice sau a aportului terigen. Prin decompactare (Fig. 7) grosimea este dominata de unitatile silicioase radiolaritice si astfel controlata de productivitatea biogena. Cand productivitatea biogena la suprafata era dominanta se acumulatu radiolarite, iar cand era scazuta se acumula material clastic. Comutatorul trebuie sa fi fost climatic, global. Nivelele silicoase exprima perioade mai reci iar cele argiloase mai calde. Rata de sedimentare pentru oceanele mezozoice, in asociatii litologice de acelasi tip este de [2-6.6] m/1ma pentru succesiuni compacte si [10.5-33m] pentru succesiuni decompactate (De Wever and Baudin, 1996).

23

IV. 2 Arii sursa

IV. 2.1 Paleocurentii depozitelor aptian-albiene din cadrul Moldavidelor

O arie sursa clastica este caracterizata prin pozitie geografica si constitutie petrografica (Anastasiu, 1988). In scopul estimarii pozitiei geografice sunt frecvent utilizate masuratorile structurilor sedimentare planare sau liniare care pot sugera directiile paleocurentilor. In figura 10 sunt sintetizate principalele directii de paleocurenti masurate in depozitele aptian-albienedin panzele de Audia si Teleajen si publicate deja (Dumitrescu si Dumitrescu, 1962; Mihailescu si Contescu, 1966; Dinu, 1985).

Pe langa aceste masuratori cu siguranta corectate tectonic, au mai fost masurate noi directii, marcate cu albastru pe figura 10 in Panzele de Vrancea si Audia, in zona de curbura, dupa metoda descrisa de Anastasiu si Jipa, (1983). In Panza de Teleajen, curgerile inregistreaza o tendinta spre est si nord. In Panza de Audia, directiile sunt mult mai variate. Se constata atat directii vestice cat si estice dar deasemenea si spre sud. In Panza de Vrancea directiile sunt spre nord vest. Au fost masurate in principal structuri vectoriale de tipul canelurilor de eroziune. Mentionam ca nu sunt considerate miscarile de rotatie a placilor (Patrascu, et al., 1990).

Masuratorile de anizotropie magnetica din panzele de Audia si Vrancea in zona de curbura care sugereaza directiile de curgere in cazul in care depozitele nu au suferit procese de remagnetizare sunt in procesul de masurare si rezultatele vor fi prezentate in raportul fazei a III-a.

IV. 2. 1 Discriminarea posibilelor arii sursa in baza analizei petrografice si a geocronologiei U-Pb pe zircoane detritice

Dupa cum am observat din prezentarea datelor stratigrafice, la nivelul Albianului se constata o importanta variatie de facies de la vest la est. Formatiunea de Teleajen contine gresii litice si ortoconglomerate polimictice. Compozitia petrografica sugereaza similitudini cu fundamentul dacidelor mediane prin prezenta litoclastelor metamorfice. Sursa orogenica este sustinuta si de directiile paleocurentilor. Sandulescu (1984) invoca o cordiliera intrabazinala perimoldaviana, situata in vestul domeniului de sedimentare Teleajen.

In panza estica, la acelasi nivel stratigrafic, membrii superiori ai formatiunilor de Sarata si Streiu sunt caracterizati prin faciesuri carbonatice clastice, calcare bioclastice cu material terigen. Prezenta clastelor terigene, in special ankimetamorfice cu clorit (de tip dobrogean) sugereaza sursa estica, cu un grad de certitidine ridicat. De asemenea paleocurentii sustin acest lucru (Fig. 10).

In zona mediana a bazinului moldavidelor, Panza de Audia, Albianul este reprezentat prin Membrul superior al Formatiunii de Audia, caracterizat prin gresii si graywackes cuartoase si litice. De asemenea la nivelul Aptian? –Albianului au fost identificate in doua locatii, Basca Mare (Prahova) si Zabratau (Covasna) nivele brecioase cu granodiorite rosii. Aceste claste “ exotice” se gasesc mai ales in Turonian-Senonian in panzele de Macla, Audia, si Flisul de Fieni, fiind descrise deja in lucrari anterioare (Preda, 1924 fide Grigorescu si Anastasiu 1976; Murgeanu, 1937; Bancila, 1958; Grigorescu si Anastasiu, 1976).

24

Fig. 10 Principalele directii ale paleocurentilor masurate in panzele moldavidelor. Cu rosu sunt inregistrate masuratorile preluate din studii anterioare in panzele de Teleajen si Audia (Dumitrescu, 1962, Mihailescu si Contescu, 1966, Dinu, 1985) iar cu Albastru sunt masuratorile inregistrate cu ocazia acestui studiu in Panzele de Audia si Vrancea

Sursa gresiilor si graywackes “cuartoase” si mai ales a granodioritelor rosii aptian-albiene din Panza de Audia este inca controversata. De asemenea paleocurentii au un grad de dispersie foarte ridicat si nu pot fi un factor discriminant.

O posibila origine eoliana estica, platformica, a arenitelor cuartoase, dar cu remanieri marine, este propusa de Sandulescu (1984) dar in acelasi timp, ca o alternativa, si o sursa “extinsa asupra unei zone

25

largi, constituite din depozite sedimentare paleozoice si vendiene” nefiind insa specificata clar o pozitie geografica in raport cu bazinul de sedimentare. Grasu, et al., (1996) observa ca de fapt nivelele arenitice nu sunt cuartoase ci mai degraba sublitice cu glauconit, propunand evolutii multiciclice sub control climatic si depozitional in domeniul selfului, dar de asemenea nespecificand pozitia geografica in raport cu bazinul.

Sursa granodioritelor rosii este necarpatica (Murgeanu, 1937), sau carpatica (Bancila, 1958), fiind invocate intruziunile magmatice din seria de Haghimas. Grigorescu si Anastasiu (1976) dupa analize petrografice comparative opteaza pentru originea necarpatica, negasid asemanari nici cu gnaisele din seria de Haghimas si nici cu intruziunile magmatice din Dobrogea de Nord, stipuland o sursa intrabazinala – cordiliera Cumana sensu Murgeanu (1937).

Fig. 11 A. Microconglomerat cu claste rosii, Panza de Teleajen. B. Microconglomerat cu claste verzi, Panza de Vrancea. C. detaliu fig. A, fragment de granodiorit. D. detaliu fig. B, fragment de metagraywacke cu clorit (centru) si metasiltit (jos).

Considerand si ocurentele senoniene ale acestor granitoide rosii atat in zona sudica cat si cea de curbura si nordica a Carpatilor Orientali, Sandulescu (1984) isi imagineaza de fapt mai multe cordiliere paralele si discontinue, cu evolutii proprii (ex. perimoldaviana, cumana, pecenegeana). Pozitia cordilierei cumane este incerta, intre domeniile de sedimentare Macla si Audia, sau intre Audia si Tarcau. In lucrarile lui Roure, et al., (1993) apoi Grasu et al., (1996) aceste surse intrabazinale par a fi umeri de rift inversati

26

tectonic iar Badescu (2005) propune pentru geneza cordilierei perimoldaviane, situate la vestul domeniului de Teleajen si care a alimentat Albianul formatiunii de Teleajen, un scenariu de flexura a placii Est-Europene, datorita incarcaturii prismeni orogenice getice in vestul bazinului.

Din cele relatate, originea gresiilor albiene si a granodioritelor ramane in continuare controversata si incerta in mare parte metodelor de investigatie neconcludente (in principal observatii petrografice optice si plotari in diagrame QFL cu interpretari climatice). Pentru evaluari mai elaborate am apelat la metode mai avansate de analiza geocronologica U - Pb pe zircoane detritice.

Pentru realizarea obiectivelor propuse au fost alese doua profle W-E, unul nordic si altul sudic, care sa expuna depositele Aptian-Albiene din sistemul moldavidelor din Carpatii Orientali. Au fost colectate cate 8 probe din panzele de Teleajen, Audia, Tarcau si Vrancea. Distributia si detalii litologice pot fi urmarite in fig. 1 si tabel 4. Din fiecare proba au fost extrase si analizate aproximativ 100 zircoane (Anexa II).

Tabel 4 Detalii privind locatia si litologia probelor recoltate din sistemul moldavidelor

No Locality Nappe Formation Age Sample GPS N GPS E Lithology

1 Poiana Teiului Teleajen Cotumba Albian N1

47 03 15.5 25 58 22.9 Gravelly sandstone

2 Hangu Audia Audia, Upper, Mb Albian N2

47 03 37.7

26 02 16.5 Sandstone(fine)

3 Petru Voda Tarcau

Audia, Upper, Mb Albian N3

47 07 35.7 25 59 43.4 Sandstone/graywacke

4 Horaita Vrancea Sarata, Upper, Mb Albian N4

47 03 24.5 26 15 09.9

Sandstone (coarse) green clasts

5 Cosauti East European Cosauti Vendian N5

48 14 09.0 28 18 20.3 Sandstone

6 Sita Buzaului Teleajen Sita Tataru Albian S1

45 39 41.42

26 04 14.98 Sandstone

7 Zabratau Audia Audia sup Mb Albian S2(C8)

45 37 23.8 26 09 03.3 Red clasts breccia

8 Basca cu Cale S3(C11)

45 25 13.8 26 07 17.0 Red clasts breccia

9 Lepsa Vrancea Streiu Albian 45 56 59.91

26 34 14.03 Sandstone

Din lucrarile deja publicate cunoastem “semnatura” izotopica sau varstele evenimentelor magmatice din posibilele arii sursa pentru bazinul moldavidelor: fundamentul Dacidelor Mediane (Panza Getica) din Carpatii Meridionali (Balintoni et al., 2010; Balintoni et al, 2012;); fundamentul Dacidelor Mediane din Carpatii Orientali (Balintoni et al, 2013); fundamentul panzelor dabubiene din Carpatii Meridionali, Fundamentul Dobrogei centrale (Balintoni et al., 2011), presupusa arie sursa pentru clastele verzi din moldavide si, intruziunile din Dobrogea de Nord (Balintoni et al., 2010); de asemenea cuvertura sedimentara din Panzele Dacidelor Mediane si Externe (Stoica et al, 2016).

In plus am analizat o noua proba din Platforma Moldoveneasca, de pe Valea Nistrului, de varsta ediacarana (vendiana) pentru a avea si reperele Platformei Est-Europene.

27

Din analiza comparativa constatam ca probele din Panza de Teleajen , Formatiunea de Teleajen, membrii de Cotumba (N1-Fig 12.) in Nord si Sita Tataru (S1 – Fig. 13) in sud au acelasi profil al distribuiei varstelor si prezinta similitudini cu fundamentul Dacidelor Mediane din Carpatii Orientali. Cele mai multe cristale au dat varsta de ~450 ma, secundar ~ 600 ma.

Fig. 12 Proba N1, Panza de Teleajen, Formatiunea de Letesti (Cotumba), Albian, Poiana Teiului (provenianta getica)

Fig. 13 Proba S1 panza de Teleajen, Formatiunea de Sita Tataru, Albian, Sita Buzaului (provenianta getica)

28

Fig. 14 Proba N2, Panza de Audia, Formatiunea de Audia, Membrul superior, Albian, sat Audia, stratotip, (provenienta danubiana – Platforma Moesica vestica si platformica veche, posibil tip ti Dobrogea Centrala, Platforma Europeana)

Fig. 15 Proba, N3, Panza de TarcauTarcau Nappe, Formatiunea de Audia Fm, Membrul Superior, Petru Voda (provenienta danubiana-platforma Moesica vestica si platformica veche, posibil tip si Dobrogea Centrala, Platforma Europeana)

29

Fig. 16 Proba S2, Panza de Audia, Covasna Zabratau- Granodiorite rosii – Aptian-Albian (provenienta Danubiana- platforma Moesica vestica – cordiliera cumana)

Fig. 17 Proba S2, Panza de Audia, Basca cu Cale - Granodiorite rosii – Aptian-Albian (provenienta Danubiana- platforma Moesica vestica – cordiliera cumana) Audia Nappe, Basca cu Cale.

Probele S2 (Fig. 16) si S3 (Fig. 17) din Panza de Audia care contin claste rosii, granodiorite cu feldspati plagioclazi alterati, au un profil al varstelor indentic intre ele chiar daca au fost colectate in locatii diferite (jud. Covasna si respectiv Prahova).

30

Majoritatea cristalelor au dat varsta 600 ma si o parte 320 ma. Aceste varste sunt caracteristice profilelor dabubiene si dobrogene.

Probele recoltate din Panza de Vrancea, N4 (Semifereastra Bistrita – Fig. 18) si S4 (Semifereastra Vrancea, Fig. 19), arata distributii mult mai complexe, dar relativ similare. Spectrul este de la 600 ma la 2700 ma, exceptie proba sudica ce prezinta un varf la 320 ma.

Fig. 18 Proba N4, Panza de Vrancea, formatiunea de Sarata, Membrul superior, Horaita,Albian, Upper Member (provenienta Moesia centrala si Platforma Est-Europeana)

Fig. 19 Proba N4, Panza de Vrancea, Formatiunea de Streiu, Membrul inferior , Lepsa, Aptian, (provenienta Moesia centrala si Platforma Est-Europeana)

31

Fig. 20. Proba N5, Proterozoic superior, Gresie de Cosauti, Nistru, Republica Moldova, platforma Est-Europeana, (cuvertura sedimentara vendiana)

Probele din Panza de Audia, (N2 –Fig. 14) si Tarcau (N3- Fig. 15) au o configuratie mai complexa. Cele mai multe zircoane au fost generate cu 320 ma in urma, iar alte varfuri ale distributiei sunt la 525 ma si ~600 ma., apoi mai vechi la ~ 900 ma si 1465 m.a. Aceeasi iscalitura este tipica pentru probele din fundamentul danubian al Carpatilor Meridionali dar si pentru cele din Dobrogea.

Doar varfurile distributiei din Proba N2 pentru 500 ma si 960 ma nu au echivalente. In fundamentul danubian sau getic, zircoanele generate cu 500 ma in urma, au similitudini cu cele din fundamentul getic, insa, secundar aceleasi varfuri se regasesc si in fundamentul danubian.

Similitudinile sunt tot cu fundamentul Danubian si Dobrogea, la 320 ma si 600 ma. Distributiile mai vechi sunt la ~ 1000 ma, 1490 ma, ~1600 ma, ~ 2000ma si 2700ma. Ultimile varste sunt identice cu proba din Platforma Est-Europeana (N5- Fig. 20), de unde tregem concluzia ca un mic aport a avut si Platforma Est-Europeana.

32

Fig. 21 Analiza comparativa a distributiilor de varsta pentru toate probele analizate. Randul de sus expune reperele presupuselor surse (fundamentul getic, danubian, Dobrogea si Platforma Est-europeana). Randul din mijloc reprezinta aliniamentul nordic iar cel de jos aliniamentul sudic. In partea stanga sunt probele vestice din panza de Teleajen, in mijloc cele din panza de Audia si Tarcau iar in dreapta, probele estice din Panza de Vrancea.

33

Fig. 22 Principalele orogeneze producatoare de zircoane care au furnizat material clastic pentru Cretacicul din bazinul Moldavidelor (dupa Stoica et al., 2016)

Magmatismul generator de ziroane a avut loc in urmatoarele perioade:

• 550-850 ma, in timpul orogenezei Cadomiene, tipic pentru un cadru tectonic de arc insular transitional si continental. A fost recunoscut in Dobrogea centrala si fundamentul danubian;

• 400-500 ma, in timpul Orogenezei Cadomiene, intr-un cadru de arc magmatic continental. Este reprezentativ pentru fundamentul getic.

• 320-380 ma, orogeneza Hercinica (Varisca). Este tipic pentru zircoanele din geticul Carpatilor Meridionali (338 ma) ;

Zircoanele din Dobrogea de Nord si Danubian (318 ma) pot fi considerate post- varisce.

In urma analizei varstelor izotopice ajungem la concluzia ca:

• Probele din Panza de Teleajen au clar provenienta getica; • Probele din Panza de Audia sunt de origine danubiana, dobrogeana si secundar getica.

Clastele rosii din Panza de Audia sunt danubiene; • Probele din Panza de Tarcau arata similitudini cu danubianul si Dobrogea; • Probele din Panza de Vrancea au origine complexa cu provenienta din fundamentul

danubian, Dobrogea dar si Platforma Est-Europeana.

Discutia noastra continua cu posibilitatea ca fundamentul danubian, care a furnizat materialul clastic si care arata similitudini cu Dobrogea Centrala (Moesia Estica) este de fapt Platforma Moesica vestica nedeformata. Danubianul expus acum in orogen este partea de Platforma Moesica deformata datorita coliziunii cu Dacidele Mediane.

34

Riftul stipulat in conceptia clasica (Sandulescu, 1984) de a fi generat Oceanului Cahlau-Severin din care a derivat si Bazinul Moldavidelor, trebuie sa fi afectat Platforma Moesica, iar umerii de rift inversati in perioada de compresiune, care au furnizat materialul clastic pentru domeniile de Audia si Tarcau trebuie sa fi facut parte din Moesia.

Cordiliera Cumana, fundamentul Moesiei ridicat, trebuie sa fi furnizat material clastic inca din Aptian si nu doar in Albianul terminal si Cretacicul superior (Sandulescu, 1984; Badescu, 2005).

Pozitia cordilierei, asa cum reiese din iscalitura izotopica si directiile de paleocurenti, trebuie sa fi fost intre domeniul de Teleajen si Audia.

Cordiliera perimoldaviana, stipulata de Sandulescu (1984) la marginea vestica a domeniului de Teleajen, trebuie sa fi fost un ridge intrabazinal dar de fundament getic si nu est-european (sensu Badescu, 2005).

Cap V Identificarea sectiunilor potentiale cu evenimente anoxice globale (OAE) în intervalul Valanginian -Cenomanian din Carpații Orientali

In urma investigatiilor noastre am identificat o sectiune suficient de bine expusa, pe Valea Putna, Panza de Vrancea, semifereastra Vrancei, care prezinta potentialul inregistrarii unor nivele anoxice (OAE).

Atentia a fost captata de un nivel de argile negre, destul de subtire insa, in alternanta cu argile cenusii si verzui si marne, situat in Albianul terminal, la limita cu Cenomanianul (Fig. 23), dupa continutul de nanoplancton calcaros, ansamblul cu Corollithion Kennedy. Acestui interval de timp ii corespunde evenimentul anoxic OAE1d, mai dificil de identificat dar descris in Panza de Teleajen de Melinte et al., (2015).

A fost probata sectiunea din Formatiunea de Streiu, Membrul superior, iar datele in jurul punctului de interes, la 34 m, sunt expuse in figura 24. Mentionam ca un astfel de eveniment este evidentiat print-un continut ridicat de materie organica (TOC), o excursie pozitiva a δC13 si schimbari in continutul biotic. Incercarile noastre preliminare releva un continut in materie organica extrem de slab, de max (TOC) 0, 24% pe niveul negru dar si o excursie pozitiva a δC13, de aproape un procent si jumatate.

35

Fig. 23 Sectiune litologica pe Valea Putna, Semifereastra Vrancea, prin formatiunile de Streiu si Tisaru. Nivelele de interes sunt la limita Albian-Cenomanian in partea superioara a Membrului superior de Streiu, un potential OAE 1d, si de asemenea la limita Cenomanian-Turonian, in Formatiunea de Tisaru, cu potential de determinare a OAE2.

36

Fig. 24 Analize de detaliu preliminare de carbon organic total (TOC) si δC13 in Membrul superior al Formatiunii de Streiu. Se contureaza o usoara excursie pozitiva a δC13 dar continutul in carbon organic este slab.

In ultima etapa a proiectului vor fi inmultite analizele de determinare TOC, δC13, si se for analiza schimbarile de continut faunistic. O atentie deosebita va fi acordata, limitei Cenomanian-Turonian unde mai este recunoscut un eveniment anoxic (OAE2 -Bonarelli), in opinia noastra marcat de un nivel de radiolarit decimetric cu materie organica si inchis la culoare.

Concluzii

A fost elaborata o schema stratigrafica unitara in Panza de Vrancea pe criterii biostratigrafice si litologice, in urma evaluarii a doua sectiuni reprezentative, Horaita –Neamt si Lepsa – Vrancea.

Membrul inferior al Formatiunii de Streiu (Hauterivian-Albian inferior) din Semifereastra Vrancea, in noul cadru propus, este echivalent cu membrii inferior si mediu ai Formatiunii de Sarata din Semifereastra Bistritei. Membrii inferior si mediu de Sarata sunt greu de separat pe criterii litologice, diferenta ar fi continutul in argile negre si cenusii, cu o densitate mai mare a sideritelor in cel inferior, si o siliciere mai pronuntata in cel superior. Separarea este oarecum relativa, si din acest motiv in semifereastra Vrancei, Hauterivian-Albianul formeaza o singura diviziune stratigrafica. Membrul superior al Formatiunii de Sarata, Albian, este echivalent cu Membrul superior al Formatiunii de Streiu, anterior cunoscut cu denumirea de “Stratele de Tisaru inferioare”. Contine marne, argile cenusii, calcare clastice si gresii cu claste verzi “dobrogene”. Cenomanian-Turonianul din sectiunile analizate apartin Formatiunii de Tisaru, ce contine in sud radiolarite si argile rozii si verzui in sectiunea Lepsa si aproximativ aceleasi litofaciesuri

37

in nord, cu mentiunea ca, sectiunea nu este la fel de bine deschisa, iar radiolaritele nu sunt la fel de bine reprezentate. Faciesul cu argile rosii in ambele sectiuni incepe la limita Cenomanian-Turonian.

A fost elaborata schema de corelare W-E pe aliniamentul nordic din moldavidele Carpatilor Orientali, intervalul Hauterivian-Turonian, prin Panzele de Teleajen, Audia, Tarcau si Vrancea. Albianul in Panza de Teleajen este mult mai gros, de aproximativ 1000 m si contine gresii litice si conglomerate polimictice cu claste metamorfice, in comparatie cu cu depozitele echivalente din celelalte panze unde are max. 200 m grosime, si contine gresii bogate in cuart si greywacke cu glauconit, in panzele de Audia si Tarcau, sau gresii carbonatice si calcarenite in Panza de Vrancea. In vest si centru, panzele de Teleajen, Audia si Tarcau, tranzitia spre litofaciesul cu argile rosii se face in Cenomanian, iar in Panza de Vrancea in Turonian, unde de altfel faciesul este mai carbonatic.

In urma analizei de facies au fost separate litofaciesuri siliciclastice argiloase (negre, cenusii si rosii); siliciclastice grezase (gresii si graywackes bogate in cuart si cu glauconit) litofaciesuri carbonatice (marne, calcare clastice cu elemente terigene si siderite), si silicioase – radiolarite in alternanta cu argile silicioase. Faciesurile fine au fost interpretate in termenii depunerilor din susensii pelagice si hemipelagice in conditii anoxice (argile negre), dysoxice sau oxice (argile rosii). Gresii mai grosiere constituie expresia curentilor turbiditici de densitate mare iar cele subtiri centimetrice sunt generate cu curenti turbiditici de densitate mica. De asemenea calcarenitele in Panza de Vrancea sunt remaniate de curenti turbiditici. Sideritele s-au format in diageneza timpurie, iar cuplurile radiolarit argila sunt datorate productivitatii silicioase si au fost controlate climatic de ciclurile astronomice precesionale.

Faciesurile grezoase, aptian-albiene, au fost analizate la scara bazinului in scopul deteminarii provenientei clastice cu implicatii profunde in modelarea de facies si evolutia bazinului moldavidelor.

Paleocurentii in Panza de Teleajen au directii spre N, si spre E. In panza de Vrancea, semifereastra Vrancea canelurile de eroziune indica directii spre NW. In Panza de Audia, gradul de dispersie este ridicat, cu distrbutii bi- si polimodate, atat spre E cat si spre W.

Pozitia, constituia si geneza cordilierei perimoldaviene (sensu Sandulescu, 1984), situata la estul domeniului de Teleajen, explicata in termenii flexurii placii inferioare Est-Europene in momentul incarcarii prismei orogenice a dacidelor mediane (Badescu, 2005) si care a funizat materialul clastic pentru Formatiunea de Teleajen, trebuie reevaluata, deoarece Albianul de Teleajen este de provenienta getica dupa varsta zircoanelor analizate in acest studiu.

Albianul siliciclastic din Panza de Vrancea are provenienta platformica, tip Moesia Estica (Dobrogea centrala) dar si Est-Europeana. De altfel abundenta clastelor verzi similare cu cele din Dobrogea centrala sustine aceasta ipoteza.

Aptian? -Albianul din Panza de Audia care include si clastele exotice rosii, are o provenienta mai complexa, similara zircoanelor determinate in fundamentul panzelor dabubiene din Carpatii Sudici. Varstele zircoanelor arata profile relativ similare, facand comparatia intre fundamentul dabubian si Dobrogea. Din acest motiv consideram ca domeniul Danubian reprezinta partea vestica a platformei Moesice deformate. Considerand si directiile de paleocurenti putem sustine ca sursa granodioritelor rosii putea fi intr-adevar o ridicatura intrabazinala , un fragment din Moesia vestica situata in domeniul depozitional de Audia dar care a inceput sa furnizeze claste angulare si greywacke incepand cu Aptian- Albianul si nu doar din Albianul terminal.

38

Aceste noi date vor fi folosite in etapa urmatoare a proiectului care are ca obiectiv elaborarea unui model depozitional pentru Cretacicul inferior si Cenomanian, care va trebui sa explice modelul de formare a bazinului moldavidelor, geneza cordilierelor intrabazinale, si sursa faciesurilor albiene din profilul nordic care poarta amprenta danubiana si dobrogeana.

De asemenea vor fi indesite probarile de TOC si ẟC13 sectiunea Lepsa pentru evidetierea evenimentelor anoxice OAE1d si OAE2.


Rezulatele actualului proiect au contribuit partial la realizarea lucrarii cotata ISI:

Ducea, M, Roban, R. D., 2016. The Role of Strike Slip Structures in the Development of Highly Curved Orogens: The Transcarpathian Fault System, South Carpathians. The Journal of Geology, 519-527, Factor de impact: 2.68

Rezulatete preliminare au fost sustinute in cadrul unei prezentari orale la o conferinta regionala AAPG (American Association of Petroleum Geologists)

Roban R.-D, Krézsek C., Dimofte D., Francovschi I., Melinte-Dobrinescu M.C, 2016, The mid Cretaceous deposits of the Eastern Carpathians: sedimentary evolution and source rock potential, AAPG European Regional Conference -Petroleum Systems of Alpine-Mediterranean Fold Belts and Basins, Bucharest , Romania, 19th-20th May https://europeevents.aapg.org/ehome/bucharest2016/programmeday2/

Unul dintre tinerii doctoranzi a participat la aceeasi conferita cu o lucrarea depre Vendianul din Republica Moldova, care este o posibila arie sursa clastica pentru Bazinului Moldavidelor

Francovschi I., Grădinaru E., Roban R-D., Ciobotaru V. 2016, Source rocks in the Ediacaran deposits from southwestern part of East European Platform, AAPG European Regional Conference -Petroleum Systems of Alpine-Mediterranean Fold Belts and Basins, Bucharest , Romania, 19th-20th May, https://europeevents.aapg.org/ehome/bucharest2016/PosterPresentations/

Tinerii studenti ai Facultatii de Geologie si Geofizica au fost implicati logistic in cadrul proiectului. Nicoleta Motei, studenta in anul IV ca castigat premiul I la Simpozionul National al Studentilor Geologi cu o lucrare coordonata de directorul actualului proiect:

Motei N., Roban R-D., 2016, Clastele verzi si rosii din flisul cretacic al Carpatilor Orientali. Caracteristici petrografice si posibile arii sursa, Simpozionul Naţional al Studenţilor Geologi şi Geofizicieni – Ediţia a XVII-a 7-10 aprilie 2016, Bucureşti

Directorul de proiect a mai fost implicat in studiul depozitelor Cretacic superioare cu urmatoare lucrare: Melinte-Dobrinescu M. C., Roban R. D., 2016., Factors controlling the occurrence of the Gosau-type basins in the Southern Carpathians: tectonic versus sea level fluctuation, 16th International Multidisciplinary Scientific GeoConference SGEM 2016, Volume , Geology 158-168, Albena , Bulgaria

https://europeevents.aapg.org/ehome/bucharest2016/programmeday2/

https://europeevents.aapg.org/ehome/bucharest2016/PosterPresentations/

39

Perspective imediate Suntem avansati cu editarea a doua lurari:

Roban R. D, Krézsek C., Melinte-Dobrinescu M.C., Varban B. L., Cretaceous sedimentation in the outer Eastern Carpathians: Implications for the reconstruction of the Moldavide basin,

Care va fi propusa revistei Sedimentary Geology

Roban R. D., Profeta L., Ducea M., Melinte-Dobrinescu M.C., Panaiotu G.C, Dimofte D., Krézsek Francovschi I. Provenance of Aptian-Albian deposits from East Carpathians: Implications in genesis and evolution of the Moldavian basin

Care va fi propusa revistei Tectonics

Referinte bibliografice

Aguado, R., Company, M., Sandoval, J., Tavera, J.M., 1997. Biostratigraphic events at the Barremian/ Aptian boundary in the Betic Cordillera, southern Spain. Cretaceous Research 18, 309–329.

Alexandrescu, G., 1966. Stratigrafia “flişului curbicortical” din partea de nord a Moldovei (Carpații Orientali). Stud. cerc. geol. geofiz. geogr., Seria Geologie 11, 2, 527–535.

Alexandrescu, G., 1971. Studiul flişului intern şi extern dintre valea Bistricioarei şi valea Moldovei (Carpații Orientali). Unpublished PhD Thesis, Editura Universității din Bucureşti, 240 pp. [in Romanian with French abstract].

Allison, P.A., Wignall, P.B., Brett, C.E., 1995. Palaeooxygenation: effects and recognition. In Marine Paleoenvironmental analysis from fossils (D.W.J. Bosence & P.A., Allison eds.). Geological Society Special Publication, 83, p. 97 – 112.

Amadori, L., Belayouni, H., Guerrera, F., Martín-Martín, M., Martín Rojas, I., Miclăus, C., Raffaeli, G. 2011. New data on the Vrancea Nappe (Moldavidian Basin, Outer Carpathian Domain, Romania): paleogeographic and geodynamic reconstructions. International Journal of Earth Science 101, 1599–1623.

Arthur, M.A., Dean, W.E., Pratt, L.M., 1988. Geochemical and climatic effects of increased marine organic carbon burial at the Cenomanian/Turonian boundary. Nature 335, 714–717.

Athanasiu, S., 1913. Cercetări geologice în regiunea carpatică şi subcarpatică din Moldova de sud. Raport de activitate Institutul Geologic 1908-1909, 27-66.

Balintoni, I., Balica, C., Ducea, M., Chen, F., Hann, H.P., and Şabliovschi, V., 2009, Late Cambrian–Early Ordovician Gondwanan terranes in the Romanian Carpathians: A zircon U–Pb provenance study: Gondwana Research, v. 16, p. 119–133. doi:10.1016/j.gr.2009.01.007

Balintoni, I., Balica, C., Ducea, M.N., Hann, H.P., and Şabliovschi, V., 2010, The anatomy of a Gondwanan terrane: The Neoproterozoic–Ordovician basement of the pre-Alpine Sebeş–Lotru composite terrane (South Carpathians, Romania): Gondwana Research, v. 17, p. 561–572.doi:10.1016/j.gr.2009.08.003

Balintoni, I., Balica, C., Ducea, M., and Stremţan, C., 2011, Peri-Amazonian, Avalonian-type and Ganderian-type terranes in the South Carpathians, Romania: The Danubian domain basement: Gondwana Research, v. 19, p. 945–957. doi:10.1016/j.gr.2010.10.002

40

Balintoni, I., Balica, C., Seghedi, A., & Ducea, M. (2011). Peri-Amazonian provenance of the Central Dobrogea terrane (Romania) attested by U/Pb detrital zircon age patterns. Geologica Carpathica, 62(4), 299-307. DOI: 10.2478/v10096-011-0023-x

Balintoni, I., Balica, C., 2012. Avalonian, Ganderian and East Cadomian terranes in South Carpathians, Romania, and Pan-African events recorded in their basement.Mineralogy and Petrology. http://dx.doi.org/10.1007/s00710-012-0206-x.

Balintoni, I., Balica, C., 2013. Carpathian peri-Gondwanan terranes in the East Carpathians (Romania): a testimony of an Ordovician, North-African orogeny.Gondwana Research 23, 1053e1070.

Balintoni, I., Balica, C., Ducea, M.N., and Hann, H.-P., 2014, Peri-Gondwanan terranes in the Romanian Carpathians: A review of their spatial distribution, origin, provenance and evolution: Geoscience Frontiers, v. 5, p. 395–411.doi:10.1016/j.gsf.2013.09.002

Bădescu, D., 2005. Evoluția tectono-stratigrafică a Carpaților Orientali în decursul Mesozoicului și Neozoicului. Editura Economică, București, 308 pp.

Băncilă, I., 1955. Paleogenul zonei marginale a flișului. Buletinul științific al Academiei RPR, sect. II Studii agronomice, geologice și geografice VIII/4, 1201-1233.

Băncilă, I., 1958. Geologia Carpaţilor Orientali. Editura Ştiinţifică Bucureşti, 367 pp.

Barragán, R., Melinte M.C., 2006. Palaeoenvironmental and palaeobiological changes across the Barremian-Aptian boundary interval in the Tethys Realm (Mexico and Romania). Cretaceous Research 28, 4, 22–45.

Berner, R.A., 1981. A new geochemical classification of sedimentary environments. Journal of Sedimentary Petrology 51, 359-365.

Bralower, T.J., Sliter, W.V., Arthur, M.A., Leckie, M.R., Allard, D., Schlanger, S.O., 1993. Dysoxic/Anoxic Episodes in the Aptian/Albian (Early Cretaceous). The Mesozoic Pacific Geology, Tectonics and Volcanism. Geophysical Magazine 77, 5–37.

Burnett, J.A., 1998. Upper Cretaceous. In: Bown, P.R. (Ed.), Calcareous Nannofossil Biostratigraphy. British Micropalaeontological Society Publ. Series, Chapman & Hall Ltd/Kluwer Academic Press, pp. 132–199.

Contescu, L.R., 1974. Geologic history and paleogeopraphy of Eastern Carpatians: example of Alpine geosynclinal evolution. AAPG Bulletin 58, 2436–2475.

De Wever, P., Baudin, F. 1996. Palaeogeography of radiolarite and organic-rich deposits in Mesozoic Tethys. Geologische Rundschau 85, 310–26

Ducea, M., Roban, R.-D., 2016. Role Played by Strike-Slip Structures in the Development of Highly Curved Orogens: The Transcarpathian Fault System, South Carpathians. The Journal of Geology 124, 4, 519–527.

Dumitrescu, I., 1952. Studiul geologic al regiunii dintre Oituz şi Caşin. Anuarul Comitetului Geologic XXIV, 195–270.

Dumitrescu, I., 1963. Asupra stratelor de Tisaru. Bul. Inst. Petrol, Gaze si Geologie IX, 22-33.

Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham, W.E. (Ed.), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir 1, 108–121.

Filipescu, M., Bratu, E., Iliescu, G., Iliescu, M., Neagu, T., Săndulescu, J., Vinogradov, C., 1963. Sur le Crétacé de la zone du flysch interne entre les rivières Teleajen et Trotuș et implications sur la structure des Carpates Orientales. Association Géologique CarpatoBalkanique, 5ème Congrès, 3 (1), p. 151–157.

http://dx.doi.org/10.2478/v10096-011-0023-x

https://en.wikipedia.org/wiki/American_Association_of_Petroleum_Geologists

41

Folk, R.L., 1962. Spectral subdivision of limestone types. In: Ham, W.E. (Ed.), Classification of carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir 1, p. 62–84.

Föllmi, K., 2012. Early Cretaceous life, climate and anoxia. Cretaceous Research 35, 230–257.

Frakes, L.A., 1999. Estimating the global thermal state from Cretaceous sea surface and continental temperature data. In: Barrera, E., Johnson, C.C. (Eds.), Evolution of the Cretaceous Ocean-Climate System. Geological Society of America, Special Paper 332, 49–57.

Gradstein, F., Ogg, K., Schmitz, M., Ogg, G., 2012. The Geological Time Scale 2012. Elsevier, 1176 pp.

Grasu, C., Catană, C., Grinea, D., 1988. Flişul carpatic. Petrografie şi consideraţii economice. Editura Tehnică Bucureşti, 208 pp.

Grasu, C., Catană, C., Boboș, L., 1996. Petrografia formatiunilor din flisul intern carpatic. Editura Tehnică, 178 pp.

Grigorescu, D., Anastasiu, N., 1976. Constituenţii clastici grosieri ai depozitelor cretacice din unitatea şisturilor negre: semnificaţie sedimentologică. Studii şi cercetări geologice, geofizice şi geografice, Seria geologie 21, 95–102.

Haq, B.U., 2014. Cretaceous eustasy revisited. Global and Planetary Change 113, 44–58.

Haq, B.U., Hardenbol, J., Vail, P.R., 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science 235, 1156–1167.

Hay W. 1995. Cretaceous paleoceanography. Geol.Carpathica, v.46, p.257-266.

Hay, W., 2008. Evolving ideas about the Cretaceous climate and ocean circulation, Cretaceous Research 29 (2008) 725–753

Heiri, O., Lotter, A.F., Lemcke, G., 2001. Loss-on-ignition as a method for estimating organic and carbonate content in sediments: reproducibility and comparability of results. Journal of Paleolimnology 25, 101–110.

Hu, X., Scott, R., Cai, Y, Wang, C., Melinte-Dobrinescu, M.C., 2012. Cretaceous Oceanic Red Beds (CORBs): different time scales, different origin models. Earth Science Reviews 115, 217–248.

Hu, X.M., Jansa, L., Wang, C.S., Sarti, M., Bak, K., Wagreich, M., Michalik, J., Sotak, J., 2005. Upper Cretaceous oceanic red beds (CORBs) in the Tethys: occurrences, lithofacies, age, and environments. Cretaceous Research 26, 3–20.

Ion J., Antonescu E., Melinte M., Szasz L., 1998. Upper Cretaceous integrated biostratigraphy from Romania. Acta Palaeontologica Romaniae I, 39–51.

Jenkyns, H.C., 2003. Evidence for rapid climate change in the Mesozoic-Palaeogene greenhouse world. Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series, Mathematical Physical and Engineering Sciences 361, 1885–1916.

Jenkyns, H.G., 1999. Mesozoic climate events and palaeoclimate. Zentrablatt für Geologie und Paläontologie 1997, 943–949.

Joja, T., Manoliu, E., Tasu, M., 1970. Sur la présence d'une faune d'ammonites dans les schistes noirs de l'anticlinal Horaița-Doamna dans le ruisseau Sărata aux environs de la ville Piatra Neamț. Rev. Roum. Geol., Geofiz., Geogr., Seria Geologie, 14/2, 161-169.

Larson, R.L., Erba, E. 1999. Onset of the mid-Cretaceous greenhouse in the Barremian/Aptian: igneous events and the biological, sedimentary and geochemical responses. Palaeoceanography 14, 663–678.

Li, L., Keller, G., Adatte, T., Stinnesbeck, W., 2000. Late Cretaceous sea level changes inTunisia: a multi-disciplinary approach. Journal of the Geological Society of London 157, 447–458.

http://www.sepmstrata.org/page.aspx?pageid=89

42

Lowe, D.R. 1982. Sediment gravity flows: II depositional models with special reference to the deposits of high density turbidity currents. J ournal of Sedimentary Petrology v. 52., p. 279-297.

Mațenco, L., Bertotti, G. 2000. Tertiary tectonic evolution of the external East Carpathians (Romania). Tectonophysics 316, 255–486.

Melinte-Dobrinescu, M.C., Jipa, D., Brustur, T., Szobotka, S., 2009. Eastern Carpathian Cretaceous oceanic red beds: lithofacies, biostratigraphy and paleoenvironment. In: Hu, X., Wang, C., Scott, R.W., Wagreich, M. Jansa, L. (Eds.), Cretaceous Oceanic Red Beds: Stratigraphy, Composition, Origins, and Paleoceanographic and Paleoclimatic Significance. SEPM Special Publication 91, p. 119–127.

Melinte-Dobrinescu, M.C., Roban, R.-D, 2014. Guide of the Field Trip 1. Cretaceous cyclic sedimentation in the Eastern Carpathians. The 2nd Workshop of the IGCP-UNESCO Project 609 and EARTHTIME EU Sequence Stratigraphy Workshop, Bucharest 23rd-31st of August 2014, 32 pp. ISBN 978-973-0-17356-7.

Melinte-Dobrinescu, M.C., Roban, R.D., 2011. Cretaceous oxic-anoxic changes in the Romanian Carpathians. Sedimentary Geology 235, 79–90.

Melinte-Dobrinescu, M.C., Roban, R.D., Stoica, M., 2015. Palaeoenvironmental changes across the Albian-Cenomanian boundary interval of the Eastern Carpathians, Cretaceous Research 54, 68–85

Mihailescu, N. G., Contescu, L. R. 1966. Sisteme de paleocurenti in flisul curbicortical din Bazinul Vaii Bistritei: o discutie despre curentii longitudinali si transversali. Dari de seama ale sedintelor, IGR, Sedimentologie, Vol LIII/3, 173-194.

Miller, K.G., Mountain, G.S., Wright, J.D., Browning, J.V., 2011. A 180-million-year record of sea level and ice volume variations from continental margin and deep-sea isotopic records. Oceanography 24(2), 40–53.

Mirăuță, O., 1962. Stilul tectonic al flişului marginal şi al molasei subcarpatice din regiunea Piatra-Neamț. Dări de Seamă ale Comitetului Geologic XLVIII

Mirăuță, O., Mirăuță E. 1964. Stratigrafia flisului cretacic si paleogen din Valea Cuiejdiului si Valea Horaitei. Dări de Seamă ale Comitetului Geologic L/1

Murgeanu, G., 1937. Sur une cordillère antésénonienne dans le géosynclinal du flysch carpatique. Comptes Rendues de l'Institut Géologique de la Roumanie , XXI, 69–85.

Pătrașcu, S.; Panaiotu, C.; Șeclăman, M.; and Panaiotu, C. E. 1994. Timing of rotational motion of Apuseni Mountains: paleomagnetic data from Tertiary magmatic rocks. Tectonophysics 223:163–176.

Perch-Nielsen, K., 1985. Mesozoic calcareous nannofossils. In: Bolli, H.M., Saunders, J.B., Perch-Nielsen, K. Eds.), Plankton Stratigraphy. Cambridge, Cambridge University Press, p. 329–426.

Pettijohn, F.J., Potter, P.E., Siever, R., 1972. Sand and Sandstone. Springer-Verlag New York, 618 pp.

Roban, R., Melinte-Dobrinescu, M., 2012. Lower Cretaceous lithofacies of the Audia Formation, Tarcău Nappe, Eastern Carpathians: genetic significance and palaeoenvironments. Cretaceous Research 38, 52–67.

Roth, P.H., 1978. Cretaceous nannoplankton biostratigraphy and oceanography of the northwestern Atlantic Ocean. Initial Reports DSDP 44, 731–760.

Roth, P.H., 1983. Jurassic and Lower Cretaceous calcareous nannoplankton in the western North Atlantic (Site 534): biostratigraphy, preservation and some observations on biogeography and palaeoceanography. Initial Reports DSDP 76, 587–621.

43

Roth, P.H., Krumbach, K.R., 1986. Middle Cretaceous calcareous nannofossil biogeography and preservation in the Atlantic and Indian oceans; implications for paleoceanography. Marine Micropaleontology 10, 235–266.

Roure F., Roca, E., Sassi, W., 1993. The Neogene evolution of the outer Carpathian flysch units (Poland, Ukraine and Romania): kinematics of a foreland/fold-and-thrust belt system. Sedimentary Geology 86, 177–201.

Sames, B., Wagreich, M., Wendler, J., Haq, B., Conrad, C., Melinte-Dobrinescu, M.C., Hu, X., Wendler, I., Wolfgring, E., Yilmaz, I.O., Zorina, S., 2016. Review: Short-term sea-level changes in a greenhouse world – a view from the Cretaceous. In: Wagreich, M., Haq, B.U., Melinte-Dobrinescu, M.C. Sames, B., Yılmaz, I.Ö. (Eds.), Advances and perspectives in understanding Cretaceous sea-level changes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 441, p. 393–412.

Săndulescu, M., 1984. Geotectonica României. Editura Tehnică Bucureşti, 336 pp.

Săndulescu, M., 1988. Cenozoic tectonic history of the Carpathians. In: Royden, L., Horváth, F. (Eds.), The Pannonian Basin: A Study in Basin Evolution. AAPG Memoir 45, 17–25.

Săndulescu, M., 1994. Overview on Romanian Geology. Romanian Journal of Tectonics and Regional Geology 75/2, 3–15.

Săndulescu, M., Ştefănescu, M., Butac, A., Pătruț, I., Zaharescu, P., 1981. Genetical and structural relations between Flysch and Molasse (the East Carpathians Model. Geological Institute of Romania, Guidebook Series 19, 3–94.

Schmid, S., Bernoulli, D., Fügenschuh, B., Mațenco, L., Schefer, S., Schuster, R, Tischler, M., Ustaszewski, K., 2008. The Alpine-Carpathian-Dinaridic orogenic system: correlation and evolution of tectonic units. Swiss Journal of Geosciences 101, 139–183.

Ştefănescu, M., Melinte, M., 1996. Cretaceous–Early Miocene subsidence and the related source and reservoir rocks in the Moldavids. In: Wessley, G. and Liebl, W. (Eds.), Oil and Gas in Alpidic Thrustbelts and Basins of Central and East Europe. EAGE, Special Publication 5, p. 197–200.

Ştefănescu, M., Micu M., 1987. Flysch deposits in the East Carpathians. In: Ştefănescu, M. (Ed.), Flysch Deposits from the Hartz, the Thuringian and Vogtlandian Slate Mountains, the Carpathians, the Balkans and the Caucasus Editura Academiei, Bucureşti, p. 65–99.

Ştefănescu, M., Polonic, P., 1988. Geological cross sections at scale 1:200,000, A9-14. Printing House of the Geological Institute of Romania.

Stoica, A.M., Ducea, M. N., Roban R. D., Jianu, D., 2016. Origin and evolution of the South Carpathians basement (Romania): A zircon and monazite geochronologic study of its Alpine sedimentary cover. International Geology Review, Vol. 58, No. 4, 510–524

Tada, R., 1991. Compaction and cementation in siliceous rocks and their possible effect on bedding enhancement. În Cycles and events in stratigraphy (G.Einsele, W.Ricken şi A. Seilacher, ed), Springer-Verlag, p.480-491.

Tüysüz, O., Melinte-Dobrinescu, M.C., Yılmaz, İ.Ö, Kirici, S., Svábenická, L., Skupien, P. 2016. The Kapanboğazı Formation: A Key Unit in the Central Black Sea Region, N Turkey. In: Wagreich, M., Haq, B.U., Melinte-Dobrinescu, M.C. Sames, B., Yılmaz, I.Ö. (Eds.), Advances and perspectives in understanding Cretaceous sea-level changes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 441, 565–582.

Vârban, B.L., 2003. Analiza sedimentologică a secvenţelor ciclice de vârstă Cretacic superior din Moldavide: reconstituiri paleoambientale. Ph.D Thesis, Univ. Bucharest.

Wagreich, M., 2009. Stratigraphic constraints on climate control of Lower Cretaceous oceanic red beds in the Northern Calcareous Alps (Austria). In: Hu, X., Wang, C., Scott, R.W., Wagreich, M. Jansa, L. (Eds.), Cretaceous

44

Oceanic Red Beds: Stratigraphy, Composition, Origins, and Paleoceanographic and Paleoclimatic Significance. SEPM Special Publication 91, p. 91–98.

Wagreich, M., Krenmayr, H.-G., 2005. Upper Cretaceous oceanic red beds (CORB) in the Northern Calcareous Alps (Nierental Formation, Austria): slope topography and clastic input as primary controlling factors. Cretaceous Research 26, 57–64.

Walker, R.G, 1992. Facies, facies models and modern satigraphic concepts. In: Walker R.G., James N.P. (Eds.), Facies Models Response to Sea Level Change. Geological Association of Canada, p. 1–15.

Wendler, J.E., Meyers, S.R., Wendler, I., Kuss, J., 2014. A million-year-scale astronomical control on Late Cretaceous sea-level. Newsletters on Stratigraphy 47(1), 1–19.

Zweigel, P., Ratschbacher, L., Frisch, W., 1998. Kinematics of an arcuate fold-trust belt: the southern Eastern Carpathians (Romania). Tectonophysics 297, 177–207.

Reconstituirea sistemelor depozitionale cretacic...

Documents

Transcript of Reconstituirea sistemelor depozitionale cretacic...