Noţiuni generale asupra unităţilor geostructurale majore ale scoarţei

La scara terestra, din punct de vedere al tectonicii sunt separabile doua mari categorii de unitati geostructurale: - platforme si scuturi - centuri orogenice

a) Platformele si scuturile Reprezinta acele zone care au un grad de stabilitate foarte mare sub raport tectonic. Se

utilizeaza in literatura de specialitate sub aceste denumiri si termenul de craton(cratogen). Acestea sunt supuse din punct de vedere geodinamic doar la simple basculari pe verticala la care se adauga si miscari de translatie datorita faptului ca acestea constituie placile litosferice. Ca urmare a procesului de basculare, platformele sunt supuse invaziilor sau retragerilor marine (oceanului planetar). Invazia sau retragerea oceanului planetar intra sub incidenta eustatismului planetar. Este dificil astazi sa deosebim in cadrul succesiunii planetare cu discordante mai ales in cadrul depozitelor de platforma doar dupa revenirea procesului de basculare cat si eustatismului. In cadrul zonelor de craton se pot distinge 2 etape evolutive considerate a fi etaje structurale specifice. Avem definite bine 2 etaje : unul inferior si altul superior. Sunt bine reprezentate in majoritatea cazurilor unde sunt platforme.

Etajul stratigrafic inferior constituie soclul (fundamentul) in majoritatea situatiilor. Acest etaj este alcatuit din grupuri de roci cristalo-filiene, roci care sunt strabatute de corpuri magmatice. In ascensiunea geostratigrafica soclul corespunde unei etape in care regiunea respectiva a trecut printr-o faza de bazin de sedimentare si apoi printr-un ciclu orogenic prin care seriile sedimentare au fost supuse unor procese de cutare dar si unor procese de metamorfism. Ulterior catena orogenica generata a fost supusa unor procese de reajustare statica urmata de o eroziune puternica si adusa in final in stadiul de peneplena. Aceasta etapa arata cum orogenul peneplenizat este integrat vechii placi litosferice la marginea careia a fost integrat. Soclul este un vechi orogen. Procesul de peneplenizare se mai numeste proces de cratonizare. Sunt situatii in care ulterior procesului de cratonizare a vechiului orogen, soclul a revenit in domeniul de sedimentare si sunt situatii in care s-au acumulat stive de sedimente impresionante (peste 10000m). In majoritatea situatiilor depozitele acumulate au ramas in pozitie primara (orizontala) dar sunt cunoscute si situatii in care au fost usor deformate.

Revenirea soclului in domeniul de sedimentare constituie un nou ciclu de evolutie care genereaza etajul structural superior (cuvertura sedimentara). Limita dintre etajele structurale (soclu-cuvertura) este data de o discontinuitate majora.

In cadrul soclului intalnim mai multe situatii. Se pot intalni roci metamorfice de tip : tipul rocilor globale ne obliga sa consideram ca sunt la origine ofiolite metamorfozate. Sunt situatii in care soclurile vechi (prealpine) afloreaza fara sa mai suporte cuvertura sedimantara sau aceasta este foarte subtire si pastrata ca martori de eroziune. Soclurile poarta denumirea de scut. Exista si alte situatii in care zone de soclu cristalin sau magmatic apare pe areale foarte reduse. La aceasta situatie se utilizeaza denumirea de masiv. Masivul este scut care are dimensiuni mai reduse.

Varsta platformelor sau scuturilor se stabileste in functie de ciclul tectonic care a dus la realizarea de orogen al vechiului soclu, dar si la cutarea si metamorfozarea rocilor preexistente. Acest criteriu a facut ca sa se utilizeze denumiri pentru platforme dupa cum sunt : platforme proterozoice, platforme Caledonice sau platforme Hercinice. S-ar putea sa mai intalnim si alte denumiri precum platforma Epihercinica sau Epiproterozoica care semnifica faptul ca aceste platforme au cuvertura ceva mai noua decat soclul.

b)Centuri orogeniceIn mare sunt unitati majore tectonice rezultate in urma unei evolutii geotectonice.

Centurile corespunzatoare unui sir muntos de regula cutat rezultat din evolutia unei arii labile din scoarta terestra. Centurile orogenice se plaseaza la limita dintre placi, acesta fiind si motivul pentru care au o structura tectonica foarte complicata intalnindu-se cute simple, deversate, altele culcate mergand pana la panze de sariaj. La ansamblu, centurile orogenice manifesta miscari verticale pozitive datorita proceselor de reajustare izostatica. Centurile orogenice arata/materializeaza directiile de evolutie a vechiului ocean consumat, resturile fiind integrate ca ofiolite sub forma de olistolite sau sub forma panzelor de obductie. Centurile orogenice sunt caracterizate si de o seismica destul de ridicata. Zone de megasutura.

Terminologia stratigrafica prepaleozoicaIn literatura actuala se utilizeaza terminologia consacrata si atestata dar se mai

intalneste si alta. Fie de influenta anglo-saxona fie ruseasca. Terminologia in cauza are sensuri aplicate fie in domeniul stratigrafiei, astfel termenul de RIPHEAN provine din literatura rusa fiind utilizat pe geologia Muntilor Ural. In literatura latina Uralii erau cunoscuti ca Ripheus. Acest termen este echivalent cu o parte din termenii clasici din Proterozoic mediu cat si cel superior. Ca plasare in timp, Ripheul vine de la 1000m.a in urma pana pe la 600m.a. Este sinonim si cu alti termeni precum SIMIAN, BELTIAN=> EOCAMBRIAN. Vendianul (rusa) introdus de Sokolov reprezinta partea terminala a Ripheanului. Stratigrafia depozitelor vendiene se gaseste sub depozitele cambriene.Stratotipul se gaseste in Podisul Valdai si este plasat in timp de pe la 600m.a. pana la 570m.a

Un alt termen este BAIKALIAN – termen ce se refera la o faza geotectonica in limita ciclurilor tectonice proterozoice si caledoniene. Stratigrafic, acest termen este echivalent cu Ripheanul.

Corespunzator acestor termeni se regasesc denumirile unor cicluri orogenice, denumiri care au fost preluate dupa o serie de zone consacrate pe alte continente. Astfel, in scutul Baltic este cunoscut ciclul orogenetic SVEKOTENIAN – KARELIAN. Aceasta este clasata in timp in Proterozoicul inferior depasind limita cu Proterozoicul mediu.

Din geologia zonei Canadiene au fost preluate in zona denumirile unor faze tectogenetice, precum faza Elsoniana petrecuta la inceputul Proterozoicului mediu, Greenvilian – Dalslandiana, care s-au manifestat spre sfarsitul Proterozoicului mediu.

Pentru fazele de la sfarsitul Proterozoicului superior se folosesc 3 termeni care sunt echivalenti : Orogeneza Cadoniana sau Assyntica; Orogeneza BaikalianaCadonian – preluat din literatura franceza si predominant zonei CadoneAssyntic – engleza

Se pare ca se impamanteneste ca pentru Proterozoic sa se foloseasca termenul de Precambrian Superior, Mediu si Inferior.

Unitati structurale majore de pe teritoriul Romaniei

Aranjamentul structural care se gaseste actualmente pe teritoriul Romaniei reprezinta ultimul stadiu in care se gaseste orogeneza alpina. Ciclul orogenetic alpin a inglobat formatiuni mai vechi decat mezozoicul dar si formatiuni depuse pe parcursul acestui ciclu, formatiuni care au suportat efectele fazelor tectogenetice. Despre formatiunile reluate din Paleozoic si Proterozoic se poate spune ca mai pastreaza amprentele orogenezelor anterioare (hercinica, caledonica, assynica). La nivelul teritoriului Romaniei efectele tectogenetice alpine sunt caracterizate din punct de vedere structural sub 2 aspecte diferite :

- un aspect de orogen (alpin) cu structura complicata, cel putin cutata; acest aspectconstituie unitatea de orogen

- un aspect de platforma constituita de unitati cu structura simpla, necutata si aproape cu dispozitie orizontala; sub acest aspect sunt cunoscute unitatile de platforma.

Unitatile de platforma includ asa-numita Platforma Moldoveneasca, care este o terminatie, sectorul vestic al asa-numitei Platforme Est-Europene. Platforma Valaha este tot un sector dar nordic al Platformei Moesice (pozitionata intre Carpati si Balcani). Intre Platforma Moldoveneasca si Platforma Valaha este amplasat un sector cu structura tot de platforma cunoscut sub denumirea de Platforma Barladului si a Deltei Dunarii. Acest sector este o parte componenta inspre Vest a unei alte unitati structurale majore ce se intinde spre Asia Centrala, unitate numita Platforma Scytica. Tot la acest aspect al unitatilor de platforma mai pot fi adaugate inca 2 sectoare care in principiu prezinta caracteristici platformice : Platforma Covurlui si Platforma Babadag. Prin opozitie cu orogenul, unitatile de platforma sunt unitati rigide, consolidate.

In ceea ce priveste aspectul de orogen alpin pe teritoriul Romaniei avem catena Carpatica (constituita din 2 segmente distincte):

a) Carpatii Orientali si Carpatii Meridionalib) Carpatii Apuseni

Cele 2 segmente au evoluat sub aspect orogenetic in legatura cu 2 arii geosinclinale legate de rifturi, segmente separate de o margine continentala rupta din extremitatea Vestica a Platformei Est-Europene.

Pe arealul Carpatilor Romanesti, in partea finala a conturarii acesteia prin scufundarea unor portiuni insemnate s-au format bazine tectonice. Acestea au functionat ca si arii sau bazine de sedimentare. Odata cu evolutia acestor bazine ajungandu-se in faza de colmatare si expunerea sub-aeriana, acestea au capatat caracterul unor depresiuni, fiind mai joase decat rama muntoasa dimprejur. Pe teritoriul Romaniei, depresiuni : Depresiunea Transilvaniei, Depresiunea Timisoara – Carei, Depresiunea Sighet, Depresiunea Comanesti, Depresiunea Brasov, Depresiunea Ciuc, Depresiunea Hateg – Strei, Depresiunea Caransebes – Mehadia, Depresiunea Beius.

In contextul structural romanesc, catena de orogen prezinta o pozitie de suprapunere peste platforme mai vechi : Moldoveneasca si Valaha, pentru ca orogenul carpatic a prezentat in timp geologic o directie de miscare cu caracter divergent. Datorita existentei unei directii de miscare a catenei carpatice pe teritoriul Romaniei, unitatea de platforma constituie asa numitul domeniu de FORELAND ( Vorland).

Intre Platforma Barladului si Valaha se gaseste o alta catena de orogen mai putin spectaculoasa, catena denumita Orogenul Nord – Dobrogean. Daca analizam pozitionarea catenelor orogenice ce se gasesc actualmente pe teritoriul Romaniei se poate spune ce orogenul carpatic poate fi considerat un orogen pericratonic. In timp ce orogenul Nord – Dobrogean este amplasat in interiorul placii tectonice si poarta denumirea de orogen intracratonic.

O comparatie intre orogenul carpatic si cel al Dobrogei de Nord duce la concluzia ca formatiunile orogenului carpatic, mai ales cele prealpine poarta amprenta mai multor faze tectogenetice. In schimb formatiunile orogenului Nord – Dobrogean prezinta efectul numai al primelor faze din orogeneza alpina, respectiv faza Cimmerica si eventual faza Austrica. In concluzie, teritoriul Romaniei cuprinde urmatoarele unitati structurale caracteristice :

1. Platforme prealpine : Platforma Moldoveneasca, Platforma Valaha, inclusiv a Dobrogei de Sud, Masivul Dobrogei Centrale, Platforma Barladului si a Deltei Dunarii;

2. Platforme alpine : Platforma Covurlui, Platforma Babadag;3. Orogen alpin : Orogenul Nord – Dobogean, Orogenul Carpatic.

La aceste unitati se mai poate adauga Selful Marii Negre.

1. Platforme prealpine

In limitele spatiului romanesc platformele prealpine sunt arondate, sectoare ale altor 2 regiuni dezvoltate la scara Europei. Acestea sunt : - Platforma veche Precambriana- Platforma tanara Paleozoica

Varsta este determinata de varsta consolidarii soclului si de momentul in care soclul este inglobat in ariile cratonice – continentale.

Platforma veche Precambriana este cunoscuta la scara continentala sub numele de Platforma Europei Orientale sau Platforma Est – Europeana. Segmentul din aceasta platforma care se intinde pe teritoriul Romaniei poarta denumirea de Platforma Moldoveneasca. Platforma tanara Paleozoica corespunde cu Mezoeuropa ( Stille). Din Mezoeuropa pe teritoriul Romaniei revine segmentul Platformei Valahe, dar si segmentul corespunzator Platformei Scytice.

Platforma Moldoveneasca

Denumiri : Platforma Epiproterozoica (Algomiana) Platforma Podolica Platforma RusaDelimitare :

- Vest : vine in contact tectonic cu orogenul Carpatic dupa o linie care pleaca de la Vicovul de Sus – Paltinoasa – Buhusi – Lungani ( Falia Pericarpatica ) si are un caracter aparent deoarece in realitate platforma se gaseste mult sub orogen fiind prinsa sub structura acestuia in urma unui proces de sariaj;

- Sud : vine in contact cu Platforma Barladului dupa o linie denumita falia Berezeni sau Falciu – Plopana. Aceasta falie se continua si sub orogen aproximativ pe directia Bistritei;

- Est si Nord : limitele sunt constituite din granita.Orografie :

Trasaturile reliefului de pe Platforma Moldoveneasca sunt imprimate de constitutia litologica a depozitelor constituente. Pe cea mai mare parte, relieful este grefat in formatiuni de varsta Sarmatiana ( nisipuri si argile, mai apar si unele intercalatii de calcare si gresii). Pe acest fond s-a format un relief de coline si dealuri a caror altitudine variaza de la 40m si 692m (Vf. Ciunci, Gura Humorului). Acest amsamblu se numeste in sens geomorfologic Podisul Moldovei. In N-E, in zona raului Jijia relieful este mai domol, ceea ce se explica printr-o eroziune mai activa determinata de prezenta exclusiva a rocilor argiloase. Acest relief este denumit

geomorfologic Campia Moldovei. Zona de dealuri ( Vest de Campia Moldovei si la Sud) poarta denumirea de Podisul Sucevei, respectiv Podisul Central Moldovenesc.

Reteaua hidrografica dezvoltata pe Platforma Moldoveneasca este constituita din 2 vectori principali : Siret si Prut. Aceste rauri prezinta numerosi afluenti dezvoltati preponderent pe partea dreapta. Acest lucru este datorat faptului ca talvegul raului Prut este mai jos decat cel al Siretului.Stratigrafia :

Platforma Moldoveneasca este o platforma tipica alcatuita din soclu acoperit de o cuvertura groasa de cateva mii de metri. La zi apar numai depozite de cuvertura si sunt reprezentate prin depozite Sarmatiene si Meotiene. Totusi de sub depozitele Sarmatiene, in partea de NV, in malul Prutului eroziunea a dezvelit si formatiuni mai vechi de varsta Badeniana sau chiar Cenomaniana. Formatiuni mai vechi ca acestea au fost studiate numai din carote. Soclul a fost interceptat prin intermediul unor foraje la Todireni ( -950m), Batranesti ( -1008m), Iasi ( -1121m). Dar apare si la zi dar numai in malul Nistrului ( Soroca). Studiul carotelor a aratat o constitutie petrologica din paragnaise plagioclazice, ortognaise rosii si cenusii de multe ori cu microclin si strabatute de pegmatite. In Nord s-a patruns chiar in granite. Datele de varsta absoluta au aratat valori de 1398m.a. pana la 1593m.a. Aceasta varsta corespunde cu Precambrianul inferior, dar in realitate aceasta varsta se numeste regenerata pentru ca arata varsta unor minerale.

Se considera ca in realitate varsta acestor formatiuni ar putea ajunge la 2,3mld.ani chiar 3mld.ani. Dupa alcatuirea si varsta formatiunilor soclului pot fi considerate similare cu cele ce se gasesc in Scutul Ucrainei, mai exact in sectorul Bug – Podolian. Mai mult s-a gasit o paralelizare si cu formatiunile grupului de Palazu din Dobrogea de Sud.

Pe marginea Vestica a Platformei Moldevenesti in cateva foraje la adancimea de 3000m au fost interceptate formatiuni slab metamorfozate diferite de restul soclului dar foarte asemanatoare cu sisturile verzi din Masivul Dobrogei Centrale (Precambrian superior). Inseamna ca acolo la soclul care este caracteristic Platformei Est – Europene se sudeaza formatiuni mai noi de tipul sisturilor verzi. Acestea sunt Precambriene bazal.

Cuvertura sedimentara a Platformei MoldevenestiSe estimeaza ca depozitele cuverturii ating o grosime insumata ce variaza intre 2500 –

6000m si cuprinde depozite acumulate incepand cu sfarsitul Precambrianului superior urmate in succesiunea stratigrafica de cele Paleozoice, Mezozoice, si Neozoice. Cele mai noi apartin Neozoicului (Meotian). Pe intervalul stratigrafic Vendian – Meotian nu s-a desfasurat un proces continuu de sedimentare. In functie de miscarile geodinamice pozitive au existat mai multe intreruperi, unele mai lungi, altele mai scurte. In functie de cele mai lungi intreruperi de sedimentare (lacune) s-au separat in stiva de depozite 3 mari cicluri de sedimentare :

I. Intre Vendian – Devonian – Carbonifer inferiorII. Intre Berriasian – Paleocen ( Eocen?)III. Intre Badenian – Meotian ( Pontian?)

I.Vendian :Teoretic se considera ca prima transgresiune marina ce s-a produs pe Platforma

Moldoveneasca dupa consolidarea ei s-a produs in Vendianul superior. Apele bazinale s-au mentinut cu unele mici intreruperi pana in Carboniferul inferior. Pe baza argumentului paleontologic, respectiv fitocenoze, asociatiile de foraminifere si chiar asociatiile de microfauna, este atestata prezenta tuturor etajelor din cadrul acestui ciclu de sedimentare respectiv

Vendian superior, Cambrian, Ordovician superior, Silurian mediu si superior, Devonian inferior si Carbonifer inferior.

a) Vendianul superior :

Constituit dintr-un pachet de depozite in grosime de circa 300m si este format din conglomerate, gresii si argilite bituminoase. In depozite a fost identificata o asociatie de spori primitivi (Protosphaeridium flexuosus), alge (Vendotaenia antiqua). Aceste depozite au fost intalnite pe toata suprafata Platformei Moldovenesti in mai multe foraje.

b) Cambrianul inferior : Depozitele lui au o grosime de aproximativ 130m si sunt constituite din conglomerate, gresii cuartoase in alternanta cu argile. Varsta este stabilita pe baza de fitocenoze. In literatura veche aceste depozite sunt cunoscute ca Strate de Naslavea.

c) Ordovicianul superior : Depozitele sunt cunoscute pe o grosime foarte redusa (2m) constituite din gresii cu multa substanta organica si numeroase resturi de brahiopode si echinoderme.

d) Silurianul mediu si superior : Depozitele acestui interval au o dispozitie transgresiva, unele sunt asezate direct pe Ordovician, altele peste Cambrian. Depozite sunt intalnite in foraje pe toata suprafata platformei dar cu o grosime neuniforma variind de la 30m la E si pana la 1200m la V. Litologia etajului incepe cu depozite grosiere (detritice) urmate apoi de depozite carbonatate. Asociatiile de fauna constituite de corali, brahiopode, briozoare atesta varsta siluriana. In aceste depozite este semnalata si prezenta a numerosi trilobiti, ostracode si graptoliti.

e) Devonianul inferior : Se regaseste sub forma unor depozite discontinue a caror grosime ajunge pana la 100m. Constitutia lor este data de gresii cuartoase in intercalatii cu calcare.

f) Carbonifer inferior :Depozitele au fost interceptate doar pe marginea Vestica a platformei si sunt constituite din intercalatii de gresii si calcare albicioase cu fauna specifica.

In concluzie, primul ciclu de sedimentare s-a desfasurat intre Vendian superior si cu unele scurte intreruperi s-a mentinut pana in Carbonifer inferior.

II. Berriasian (Cretacic) – PaleocenIsi incepe evolutia prin acumularea de depozite cretacice studiate numai prin foraje si

sunt bogate in argumente paleotologice cu asociatii de micro si macrofosile pe baza carora s-a putut atesta varsta urmatoarelor intervale stratigrafice : Berriasian, Valanginian, Aptian, Albian superior, Vraconian – Cenomanian, Coniacian, Santonian, Campanian. Dintre acestea numai Cenomanianul afloreaza in malul Prutului, celelalte doar in foraje si se regasesc in Vestul Platformei.

a) Berriasian – Valanginian Depozitele dezvoltate in partea de Vest si NV a platformei si contin depozite continental – lagunare, apoi anhidrite, gipsuri si destul de multe depozite carbonatate. Varsta este atestata de prezenta unor corali dar si asociatii de ostracode si foraminifere.

b) Aptian – Albian SuperiorApar numai in partea de Vest ( Suceava – Bacau) cu o grosime a depozitelor de 30 pana la 80m. Albianul este important prin continutul de fosfati.

c) Cenomanianul

Depozitele se regasesc pe toata platforma si sunt scoase prin eroziune la zi pe malul Prutului (Radauti Prut – Litoc). Au grosimi de 125m constituite dintr-o alternanta de gresii, marne, marne cretoase cu silex-uri, dar si calcare. Varsta este atestata paleontologic.

d) Coniacian – Santonian – CampanianDepozite in grosime de 100 – 150m, predominant calcaroase bogate in foraminifere.

e) PaleocenA fost pus in evidenta numai pe marginea Sudica si SE a platformei, unde au fost interceptate depozite de 90m constituite din gresii (asociatii de foraminifere).

f) Eocen Depozitele sunt puse sub semnul intrebarii deoarece argumente care invoca prezenta acestui interval stratigrafic se bazeaza pe niste bucati de calcare recuperate din niste foraje si in care au fost identificate foraminifere mari (numuliti). Se considera ca bucatile de calcar ar fi remaniate din formatiuni Eocene. Incheie cel de-al doilea ciclu de sedimentare major de pe Platforma Moldoveneasca.

III. Badenian – Meotian ( Pontian)Dupa incheierea ciclului al doilea

de sedimentare ce s-a petrecut fie in Paleocen, fie in Eocen, cea mai mare parte a Platformei Moldovenesti a fost exondata si supusa proceselor erozionale pe un interval de timp destul de lung (peste 20 ma). Odata cu inceputul Badenianului s-a inregistrat o asa-zisa transgresiune regionala a apelor oceanului planetar. Pe Platforma Moldoveaneasca in depozitele de varsta Paleocen – Eocena, pe anumite portiuni chiar mai vechi s-a modelat o suprafata de relief, numita suprafata Dorohoi. Pe aceasta suprafata a inceput acumularea depozitelor celui de-al treilea ciclu de sedimentare.

Intervalele stratigrafice aferente celui de-al treilea ciclu de sedimentare sunt Badenianul superior, Sarmatian si Meotian (Pontian).

Depozitele acestui ciclu de sedimentare s-au acumulat in conditii geotectonice si sedimentologice cu totul aparte. Principalul context paleogeografic era marcat de ridicarea catenei orogenice carpatice. In acelasi timp si de impingerea ei peste unitatile de platforma.

a) Badenianul : Formatiunile acestuia se regasesc pe toata suprafata Platformei Moldovenesti, dar afloreaza numai in partea de NE intre Ivancauti si Liveni. Depozitele stau transgresiv peste cele Cenomaniene si in cea mai mare parte a platformei sunt acoperite de cele sarmatiene. Studiul depozitelor din carotele recoltate si corelate cu aflorimentele sub aspect litologic au separat 3 formatiuni numite de jos in sus : - infraanhidritica-anhidritica-supraanhidritica

Formatiunea infraanhidritica repauzeaza peste depozitele de varsta Cenomaniana sau chiar Paleocena. Litologia este constituita din gresii, nisipuri si marne calcaroase. In malul Prutului aceasta formatiune este alcatuita in principal din nisipuri cuartoase cu treceri laterale in conglomerate cu silex-uri. Grosimea este de aproximativ 30m si se ingroasa spre Vest

ajungand la peste 100m. In partea vestica si in portiunea prinsa sub orogen se gasesc acumulari de hidrocarburi.

Formatiunea anhidritica este constituita din depozite lagunare cu gipsuri si anhidrite. Grosimea depozitelor poate depasi 80m si afloreaza in malul Prutului.

Formatiunea supraanhidritica este predominant pelitica cu caracter marnos dar si cu intercalatii nisipoase. Au grosime aproximativ de 15m si este renumita prin prezenta unor calcare algale. La nivelul acestor calcare se gasesc cochilii de pectinide.

Depozitele Badeniene sunt dezvoltate pe toata Platforma Moldoveneasca si anume intr-un facies marin dar cu un episod lagunar.

Dupa acumularea depozitelor Badeniene, Platforma Moldoveneasca a suferit un usor proces de ridicare pentru o scurta perioada de timp, sedimentarea reluandu-se in Sarmatianul inferior.

Contextul paleogeografic la inceputul Sarmatianului Partea de Vest a Romaniei s-a modificat foarte mult prin conturarea catenei orogenice

dar si prin evolutia unor bazine de sedimentare specifice zonelor de foreland. Inceputul acestui proces este legat de faza tectogenetica Styrrica. Aceasta faza s-a manifestat mai ales in Sarmatianul inferior. Bazinele sedimentare care s-au conturat in fata lantului Carpatic, in functie de caracterul depozitelor acumulate sunt de mai multe tipuri, dar trebuie retinut ca cel mai important factor ce a controlat acumularea acestor depozite este de natura tectonica si este generat de evolutia Carpatilor Orientali.

Bazinele sedimentare care se instaleaza in fata Orogenului Carpatic in functie de depozitele constituente sunt de mai multe tipuri. Pricipalul control asupra evolutiei acestor bazine este de natura tectonica si este generat de evolutia orogenului carpatic dar si de relatiile cu tinuturile mai indepartate dinspre Est ale forelandului carpatic. Sub aspect granulometric depozitele acumulate in bazinele de foreland variaza de la grosier spre fin pe distante mari si in general pe aliniamente orientate V – E. Aceste caractere granulometrice depind de aria sursa, de energia de relief dar si de lungimea si energia vectorilor de transport. In cazul concret al Platformei Moldovenesti pentru partea inferioara si medie a Sarmatianului au fost identificate cateva depozone caracteristice bazinelor de foreland. Polaritatea acestor zone a prezentat un caracter migratoriu plecand dinspre Vest spre Est. Aceste depozone poarta denumirile de :

a) Depozona Wedge – Top :Se gaseste situata in Vestul Platformei Moldovenesti si corespunde cu depozite sedimentare acumulate pana la locul in care se realizeaza contactul dintre depozitele de molasa cu cele de platforma tipice. Acest contact este dat de falia pericarpatica. Uneori depozitele de aici au caracter transgresiv acoperind chiar capatul planului de sariaj, dar in general ele acopera doar depozite molasice.

b) Depozona avanfosa Aceasta este situata la Est de Wedge – Top si corespunde cu asa – numita avanfosa externa a Carpatilor Orientali. Datorita proceselor avansate de subductie, depozitele sunt foarte groase si sunt constituite din nisipuri si gresii.

c) Depozona ForebulgeIn cazul Platformei Moldovenesti este amplasata aproximativ intre Valea Moldovei si Valea Siretului. Este depozona care a aparut ca o reactie a placilor tectonice a Platformei Moldovenesti in urma unui proces de reechilibrare izostatica. In aceasta zona apele bazinale erau putin adanci si depozitele sunt specifice, intalnind nisipurile, dar si acumularile de calcare. Este zona cea mai favorabila de instalare a platformelor carbonatice.

d) Depozona Backbulge

Zona cea mai departata de orogenul carpatic care beneficiaza de un aport detritic transportat la distante mari din orogenul carpatic dar la fel si de pe continentul Est – European primeste tot marcate mai mult sau mai putin de caracterul geochimic al apelor bazinale.

b) Sarmatianul:Depozitele apartinand etajului Sarmatian acumulate in cadrul depozonelor mentionate anterior afloreaza pe tot cuprinsul Platformei Moldovenesti. Materialul detritic este caracterizat de un transport indelungat ce rezulta din predominanta materialului pelitic. S-au separat toate cele 4 subetaje cunoscute : Buglovian, Volhinian, Basarabian, Chersonian.

a) BuglovianDupa unii autori acest interval nu ar reprezenta un subetaj independent ci doar partea

inferioara a Volhinianului. Depozitele apar pe Platforma Moldoveneasca numai in partea de Nord intre Valea Siretului si Valea Sucevei. Suprafata de aflorare este foarte mica si este caracterizata suplimentar de cateva aflorimente care mai apar intre Valea Baseului – Prut.Inspre Sud depozitele Bugloviene sunt acoperite de cele mai noi. Aspectele caracteristice pentru acest interval constau in persistenta in asociatii de fauna a unor taxoni stenohalini, alaturi de taxoni salmastri. Genurile Ocenebra, Natica, Cibicides stau alaturi de specii de Cardiacee si Ervilii. Asociatiile de fauna din cadrul asociatiilor Bugloviene arata faptul ca apele erau salmastre dar cu un continut ceva mai mare in salinitate care a permis mentinerea taxonilor stenohalini. Din punct de vedere litologic depozitele sunt alcatuite predominant din pelite si nisipuri care se termina la partea superioara printr-un pachet de calcare gros de circa 3m numite Calcare cu Serpula (V) sau Calcare de Esanca (E). In stiva depozitelor bugloviene din Estul Platformei Moldovenesti s-a realizat o separare a depozitelor argiloase in functie de o intercalatie de tufuri care afloreaza la Hudesti (tuf de Hudesti), separatie care se numeste argilele de sub tuf (cca 100m), argilele de Bajura – Cuzlau, iar pe cele de peste tuf argile de Darabani – Mitoc. Tot in depozitele bugloviene deasupra Tufului de Hudesti, in cadrul argilelor de Darabani – Mitoc apar cu dezvoltare locala o serie de recifi constituiti predominant din viermi tubiculi (genul Serpula). Acesti recifi bine cunoscuti in Sarmatianul inferior de pe Platforma Moldoveneasca, aparand in relief in zona Stanca – Stefanesti – Ripiceni si reprezinta capatul sudic al unui aliniament recifal care isi are partea nordica in zona Ucraina – Polonia.

b) VolhinianAcest interval urmeaza in continuitate de sedimentare peste depozitele bugloviene. In majoritate depozitele volhiniene sunt constituite din argile si nisipuri a caror grosime este variabila pe Platforma Moldoveneasca avand circa 150m in Est si 800m in Vest ( aproape de orogen). In contextul predominant al argilelor apar inspre Vest o serie de intercalatii de gresii si

calcare (oolitice). Acestea reprezinta argument tot al evolutiei bazinului de foreland reprezentand fazele de colmatare cand stratul de apa relativ subtire si mediul geochimic permitea depunerea carbonatilor. Sub aspect paleontologic depozitele sunt caracterizate de asociatii de fauna cu taxoni exclusiv salmastri (Ervilia, Mactra, Plicatiforma, Potamides). Depozitele afloreaza numai in Nordul Platformei Moldovenesti, la Sud de Valea Baseului si merg pana la linia ce uneste localitatile Baia – Lespezi – Cotnari – Santamare. Ca o consecinta a evolutiei bazinului de foreland in apropierea orogenului carpatic mai ales in Falticeni – Boroaia se regasesc si niste intercalatii de lignit cu grosime mica, iar inspre orogen apar acumulari impresionante de rudite.

c) BasarabianIn timpul intervalului s-a continuat evolutia bazinului de foreland cu sens de migrare de la Vest la Est, fenomen ce s-a mentinut pana in Basarabianul superior. Dupa Basarabianul superior bazinul de sedimentare din fata Carpatilor isi orienteaza evolutia catre Sud si SE, eliberand treptat partea Nordica a Platformei Moldovenesti. Depunerile acumulate in acest interval urmeaza in continuare peste Volhinian si afloreaza pe Platforma Moldoveneasca la Sud de o linie ce uneste Baia – Lespezi – Cotnari – Santamare. Datorita faptului ca intre depozitele Volhiniene si Basarabiene este continuitate, limita este dificil de tras si se bazeaza doar pe argumente paleontologice. In acest sens in stiva depozitelor, acolo unde dispar din asociatia de fauna taxoni ai genului Ervilia sau Plicatiforma gracile si apar in asociatie taxoni precum Tapes gregarius sponderosus, Plicatiforma fittoni, Cryptomactra pesanseris. Litologie :

Depozitele acumulate in conditiile bazinului de foreland prezinta unele diferente notabile pe Platforma Moldoveneasca astfel : in Vest depozitele sunt predominant arenitice plecandu-se chiar de la rudite, urmate apoi de nisipuri cu intercalatii de gresii si chiar calcare, reprezentative fiind pentru perioada in zona Dealu Mare – Harlau. In Estul platformei, aproximativ la Est de linia Tg.Frumos – Flamanzi, depozitele acumulate sunt predominant pelitice cu unele intercalatii de nisipuri foarte fine. Partea inferioara a depozitelor din zona estica in grosimi de circa 350m este cunoscuta sub numele de “argile cu Cryptomactra”.

Incepand cu

Basarabianul superior apele bazinale de pe Platforma Moldoveneasca se retrag din partea de Nord conturandu-se astfel o zona de uscat. Mai departe, procesul de sedimentare s-a desfasurat la Sud de o linie ce uneste Iasi – Ungheni – Chisinau.

In partea a doua a Basarabianului (superior) partea de Nord a Platformei Moldovenesti este parasita de apele bazinale, acestea retragandu-se aproximativ la Sud de o linie care uneste Tg.Frumos – Iasi –Ungheni – Chisinau. Succesiunea litologica inregistrata deasupra stratelor de Cryptomactra este data de o alternanta de argile nisipoase si nisipuri cuartoase. Acest pachet litologic este grupat in urmatoarele formatiuni : argilele si nisipurile de Vladiceni argilele cu Mactra macarovici), nisipuri de Barnova si argile vinete. Succesiunea este completata de un pachet de gresii si calcare cu caracter oolitic (calcar oolitic de Repedea). Acest ultim pachet este dezvoltat pe intreaga arie Prut – Siret, grosimea medie (3-5m), exceptie face zona Dealului Repedea, unde grosimea depaseste 20m. Acest lucru se datoreaza faptului ca nu se pot distinge formatiunile Basarabianului superioare calcarului de Repedea. In ansamblu grosimea depozitelor basarabiene are aproximativ 500m (la Est), dar ajung pana la 800 – 1000m (la Vest). Succesiunea depozitelor basarabiene este bine reprezentata in dealurile care apar la Sud de Iasi. La Sud de Iasi peste calcarul oolitic de Repedea se gaseste o alternanta de nisipurile si gresiile de Scheia si reprezinta ultima formatiune Basarabiana.

d) Chersonian: In principal depozitele atribuite urmeaza peste cele basarabien, dar cu un caracter regresiv mai accentuat incat in Nordul zonei de aflorare acestea sunt chiar discordante. Mediul geochimic specific pentru apele bazinale Chersoniene este marcat de o scadere a salinitatii incat majoritatea faunei basarabiene dispare. De aceea in depozitele Chersoniene au fost identificate asociatii in care s-au identificat doar taxoni de Mactra, dar de talie mica ( Mactra bulgaria, Mactra caspia). Alte genuri se mai mentin doar din cadrul foraminiferelor si al ostracodelor ( foarte foarte rare). Zona de aflorare incepe de la Sud de Iasi, punctul cel mai nordic – Dealul Paun. Dezvoltarea pronuntata a depozitelor se intalneste in zona Negresti dar si Raducaneni – Husi. Litologia depozitelor este constituita aproape in exclusivitate de nisipuri dar apar si frecvente intercalatii de argile, iar accidental gresii. Grosimea depozitelor in partea de Est –

150m iar la Vest – 500m. In cadrul stivei sedimentare, pe baza unei analize sedimentologice au fost separate 2 litofaciesuri : unul marin – salmastru, in conditiile caruia s-au acumulat depozite specifice ( nisipoase) Prut – Barlad; si altul a functionat mai la N si NE de cel marin – salmastru si a fost denumit litofacies deltaic ( siltite dar si nisipuri cu structuri incrucisate). Cel mai cunoscut pachet de depozite este cel din Dealu Paun ( aspect grezo –nisipos) si este renumit de resturile de nevertebrate chiar si vertebrate ( Hipparion). Se gasesc numeroase impresiuni de frunze, resturi de stejar, frunze de plop sau de fag sau de vita de vie.

c)Meotian : La fel ca si depozitele Sarmatiene si acestea prezinta un caracter regresiv. Se gasesc doar in partea sudica a Platformei Moldovenesti , iar caracterul regresiv se datoreaza evolutiei bazinelor de foreland pe Platforma Moldoveneasca deoarece dupa etapa Sarmatian inferior – Buglovian pana in Basarabianul superior bazinele au evoluat dinspre Vest spre Est, urmand etapa Sarmatian superior – Meotian cand bazinele de foreland evolueaza aproximativ dupa o directie N -> S datorita accentuarii proceselor de subsidenta din zona de Curbura a Carpatilor. In timpul Meotianului salinitatea apelor bazinale s-a redus pronuntat incat in asociatia de moluste se remarca prezenta taxonilor specifici, respectiv Congeria, Unio. In timpul Meotianului partea de Nord si Centrala a Platformei Moldovenesti functiona in regim de uscat, fiind locul in care s-a dezvoltat puternic o flora si o fauna specifica a carei evolutie se cunoaste din Chersonian ( vertebrate, Hipparion, Deinotherium, Mastodon). Litologia depozitelor Meotiene este marcata de prezenta unor cinerite andezitice in baza ( cineritele de Nutasca – Ruseni) ce au o grosime apreciabila atingand valori de 70 – 80m in Vest si cativa metri in Est. Aceste cinerite sunt rezultatul activitatii vulcanice din zona Carpatilor Orientali ( Calimani – Harghita) care au fost depuse initial in zona muntoasa si reluate ulterior de catre procesele erozive si depuse in bazinul din foreland-ul Carpatic. Deasupra cineritelor depozitele se incheie cu intercalatii de nisipuri si argile care completeaza aproximativ pana la 100m depozitele. Sunt ultimele care incheie cel de-al treilea ciclu de sedimentare a Platformei Moldovenesti.

d) Cuaternar

Depozitele sunt reprezentate prin depozite de terasa sau albie majora care insotesc arterele hidrografice. In Nordul Platformei Moldovenesti sunt o serie de depozite de turba la Zvoristea si Dersca.

Consideratii tectoniceActuala Platforma Moldoveneasca a evoluat mai intai ca arie labila, ultimele miscari

orogenetice s-au petrecut cu aproximativ 1,6mld.ani in urma. In urma miscarilor orogenetice a fost generat un sistem muntos care expus fiind proceselor de eroziune a fost in intregime erodat si adus in stadiul de peneplena. Concomitent cu peneplenizarea regiunea a capatat un caracter rigid si nu a mai suferit miscari plicative. Faptul ca regiunea nu a mai suportat asemenea influente se deduce din pozitia depozitelor sedimentare care este cvasi-orizontala. In

acest context, fostul orogen constituie soclul. Depozitele sedimentare acumulate ulterior pe soclu si care nu sunt deranjate tectonic constituie cuvertura. Asa cum a rezultat din prezentarea cuverturii, se deduce ca soclul a suferit o serie de miscari dar numai cu caracter oscilatoriu pe verticala si care au dus fie la invadarea cu ape a zonei Platformei Moldovenesti, fie la retragerea acestora ( transgresiune/regresiune). Prima transgresiune acceptata si dovedita s-a produs in Vendianul superior, apele mentinandu-se pana in Meotian - Pontian dupa care au parasit definitiv Platforma Moldoveneasca. In tot acest interval s-au acumulat depozite marine, atribuite sedimentarii adanci reduse. Sedimentarea realizata intre Vendian si Meotian nu a avut caracter continuu inregistrandu-se intreruperi pe baza carora au fost separate 3 megacicluri de sedimentare :

I. Paleozoic – Vendian – Carbonifer inferiorII. Cretacic – Eocen III. Badenian – Meotian

Elemente structurale importante : Forajele de mare adancime cu caracter structural precum si investigatiile de natura

geofizica, efectuate atat pe platforme cat si in zonele de orogen arata ca avem de a face cu un proces de afundare in trepte de la Est la Vest, dar si de la N ord la Sud a platformei, afundare ce se realizeaza dupa niste linii de falie profunda. Din analize cartografice in malul Nistrului ( Soroca) afloreaza soclul, iar in forajele efectuate pe Platforma Moldoveneasca soclul a fost interceptat la adancimi apreciabile : Todireni ( -950m), Iasi ( -1121m). In malul Prutului apar la zi depozite ale Badenianului care spre Vest se intalnesc la adancimi ca -750m ( Vicov).

In ceea ce priveste sistemul de falii care afecteaza formatiunile mai vechi au orientare NV-SE in N: Falia Siretului (Ustilug-Ragatin), F. Solca (Bava – Ruska), F. Campulung Moldovenesc – Bicaz, SV inspre S: F.Falciu-Plopana (Vaslui), F. Bistritei, F. Trotusului.

Pentru depozitele de suprafata se pot urmari o serie de nivele reper : gresii si calcare oolitice care indica faptul ca depozitele de platforma inclina NV -> SE. Inclinare cu valori de 2-3° si care este estimata la 4-8m/km. Pe langa aceste inclinari NV -> SE au mai fost puse in evidenta prin masuratori geofizice o cadere inspre SV si V. Inclinarea stratelor are explicatii diferite plecandu-se de la efectul de basculare ale intregii platforme din relatia cu orogenul sau ca urmare a evolutiei bazinului de foreland.

Relatia Platformei Moldovenesti cu Orogenul Carpatic

Intre Orogenul Carpatic si Platforma Moldoveneasca se gaseste un contact tectonic anormal dat de o fractura adanca. Prin foraje dar si prin lucrari cu caracter geofizic s-a pus in evidenta faptul ca Orogenul Carpatic este impins peste marginea vestica a Platformei Moldovenesti. Planul de sariaj ca element tectonic ruptural poarta denumirea de falia

pericarpatica. In aceasta situatie portiuni ale extremitatii vestice din Platforma Moldoveneasca se afla la adancimi din ce in ce mai mari sub Orogenul Carpatic, dar si la distante din ce in ce mai mari mergand spre vest. Aceasta situatie explica si justitia bazinelor de foreland prin functionarea si migrarea zonelor de subsidenta. Din analiza proceselor de sariaj se mai deduce si faptul ca subsidenta este provocata de incarcarea placii superioare care deplaseaza marginea placii inferioare rezultand un complex tectonic in care marginea placii superioare este fortata si apoi sariata. In acelasi timp in conditiile in care incarcarea dureaza suficient marginea placii inferioare se poate forfeca. Dispunerea sub orogen a formatiunilor Platformei Moldovenesti a fost argumentata printr-o serie de foraje amplasate in zona Orogenului Carpatic si care au interceptat la adancimi diferite depozite ale pltformei. Asemenea foraje, cum este cel de la Viteu ( Putna) amplasat la o distanta de 3,5km fata de fruntea orogenului a patruns in depozite de platforma la adancimea de 1566m. Forajul de la Frasin, amplasat la 12km fata de fruntea orogenului, a interceptat depozite de platforma la adancimea de 3340m. Forajul de la Cuiejdi amplasat pe fruntea panzei de sariaj a intalnit depozite de plarforma la 4400m.

Stabilirea momentului in care Platforma Moldoveneasca a fost prinsa sub OrogenAcest lucru se face in functie de varsta celor mai noi depozite prinse sub planul de sariaj.

Analiza planului de sariaj al Carpatilor Orientali peste Platforma Moldoveneasca arata ca acest lucru s-a petrecut in intervalul Badenian – Volhinian inferior. Analiza procesului arata ca acest fenomen s-a produs esalonat in timp dinspre nord spre sud. In cea mai mare parte falia pericarpatica, ca element ce marcheaza relatia Orogen – Platforma, este mascata de catre formatiunile Sarmatianului sau Cuaternarului, care s-au depus ulterior producerii sariajului.

Resurse utile1. Hidrocarburile :

Pe Platforma Moldoveneasca exista roci capabile sa genereze dar si sa acumuleze hidrocarburi. De asemenea, exista roci care protejeaza acumularile de hidrocarburi, acestea sunt cunoscute mai ales la nivelul Badenian – Sarmatian.cele mai cunoscute zacaminte de pe Platforma Moldoveneasca sunt amplasate in zona Frasin – Humor in depozite ce apartin de extremitatea vestica a platformei prinsa sub orogen. Se gasesc acumulari de hidrocarburi, petrol si gaze la nivelul Badenianului, mai la sud (Cuiejdi), acumulari asemanatoare celor de la Frasin. Un altul la Pipirig, unde exista o intrepatrundere a acumularilor din platforma cu cele din orogen. Mai inspre est au mai fost interceptate acumulari de gaze in zona Bilca, Patrauti, Grnicesti. O alta zona importanta este la Secuieni (Roman) si Bacau. Aceste zacaminte sunt cantonate in

depozite Sarmatiene. Cercetarile pentru gaze efectuate in ultimul timp arata posibile acumulari si in partea de sud a Platformei Moldovenesti pana in apropiere de Vaslui.

2. Carbuni : Cu grosime redusa in zona Falticeni – Boroaia apar cateva strate de lignit ( grosime pana la 80cm).

3. Turba : Cuaternara in nordul platformei in Dersca – Lozna – Zvoristea.

4. Gips, anhidrit :Se gaseste cantonat in Badenian si atinge grosimi de 20m.

5. Sulf : Se gaseste in zona Darabani – Paltinis asezat la partea superioara a gipsului Badenian.

6. Nisipuri : In cadrul depozitelor Sarmatiene care afloreaza se gasesc numeroase acumulari de nisip, majoritatea fiind accesibile din aflorimente. Din depozitele Badeniene, in schimb se exploateaza prin intermediul sondelor un nisip cuartos, de Miorcani.

7. Calcare : In toate formatiunile care afloreaza pe Platforma Moldoveneasca se gasesc calcare cu un grad de diageneza variabila si care se utilizeaza pentru necesitatile locale. Impreuna cu ele se gasesc si gresii care reprezinta treceri laterale.

8. Argile : Sunt exploatabile, mai ales cele din formatiunile cu Cryptomactra ( Basarabian superior) pentru materiale de constructie, dar prezinta interes si argilele din Sarmatian inferior care au un caracter puternic bentonitic.

9. Ape minerale : sunt cunoscute in multe localitati : Strunga, Raducaneni, Mosna ( ape calcice), Iasi, Breazu ( sulfatate). Pe langa apele minerale sunt cunoscute si namolurile terapeutice.

Platforma Barladului

Delimitare : - N : falia Falciu – Plopana contact cu Platforma Moldoveneasca- V : falia pericarpatica contact cu molasa Carpatilor Orientali- S : falia Sf. Gheorghe – Oancea – Adjud contact cu Orogenul Nord – Dobrogean ingropat- E : granita de stat

Poate fi considerata o platforma tipica alcatuita din soclu si cuvertura si reprezinta extremitatea vestica a asa – numitei Platforme Scytice.In literatura de specialitate Platforma Barladului mai este cunoscuta si sub denumirea de Depresiunea Barladului, Depresiunea Predobrogeana sau chiar Depresiunea Moldoveneasca.

Stratigrafie : Platforma Barladului este o platforma mult mai tanara decat Platforma Moldoveneasca,

consolidarea acesteia realizandu-se in Paelozoic inferior – Carbonifer.Soclul are un caracter heterogen alcatuit din depozite paleozoice cutate si chiar

formatiuni mai vechi ( Precambriene) metamorfozate.Cuvertura : depozitele au fost acumulate in 2 mari cicluri de sedimentare :

I . Carbonifer superior – Cretacic

II. Badenian – Pleistocen

I . Carbonifer superior – CretacicDepozitele acestui ciclu sunt atribuite, mai mult pe interpretari geofizice, la Paleozoic -

nisipuri, calcare, dolomite, apoi la Jurasic - depozite carbonatate cu caracter pronuntat bituminos ( peste 1500m grosime) si Cretacic – depozite asemanatoare celor din Platforma Moldoveneasca.

II. Badenian – PleistocenEste similar cu cel desfasurat pe Platforma Moldoveneasca, dar prezinta un caracter mai

continuu ( fara intreruperi de sedimentare). Badenian : asemanator cu cel din Platforma Moldoveneasca avand o formatiune detritica in baza, urmata de o formatiune lagunara cu gipsuri si anhidrite si o a treia constituita din gresii si calcare. Grosimea depozitelor este ceva mai mare fiind cuprinsa intre 20m la Est si 400m la Vest. Sarmatianul : depozitele urmeaza peste cele Badeniene, in unele zone avand caracter continuu, in altele insa fiind discordante peste Badenian. S-au acumulat pelite si roci argiloase, nisipuri intre care apar intercalatii de calcare si gresii. Grosimea este cuprinsa intre 400 si 500m. Inspre orogen, in sectorul apropiat planului de sariaj grosimea depozitelor atinge si 3000m. Asociatiile de fauna sunt identice cu cele de pe Platforma Moldoveneasca, pe baza lor stabilindu-se prezenta Buglovianului, Volhinianului, Basarabianului si Chersonianului. Meotianul : urmeaza in continuitate de sedimentare si este constituit litologic din cinerite andezitice identice cu cele de pe Platforma Moldoveneasca ( “Cineritele de Nutasca – Ruseni”)Pontianul : depozitele urmeaza in continuitate de sedimentare avand insa un caracter regresiv fiind dezvoltat doar in partea de sud a Platformei Barladului. Litologia este constituita in special din argile si nisipuri a caror grosime variaza de la 170m ( Prut) pana la 700m ( Valea Barladului), dar ajung si la 2000m in fata Orogenului Carpatic.Dacian : depozitele au o grosime extrem de redusa ( 10m) si sunt de tip continental constituite din pietrisuri cu puternice alterari sub – aeriene.Romanian : depozite constituite din nisipuri si pietrisuri cu caracter mai mult lacustru si prezinta numeroase treceri laterale cu concretiuni grezoase si chiar conglomerate. In aceste depozite, in zona Malusteni s-a descoperit o fauna bogata de vertebrate. Peste aceste depozite se gasesc acumulari de pietrisuri si nisipuri cunoscute sub denumirea de “Pietrisuri de Balabanesti” ( portiuni din veche delte care au functionat in bazinul de sedimentare ce se retragea spre sud).Cuaternar : depozitele romaniene sunt acoperite de o patura de nisipuri prafoase cu caracter loessoid in grosime de pana la 70m ce contin numeroase numeroase resturi de Proboscidiene ( Mamuti). Aceasta patura este atribuita Pleistocenului mediu si superior.

Tectonica In comparatie cu Platforma Moldoveneasca, Platforma Barladului este mult mai tanara

avand faza labila intre Proterozoic si Carbonifer inferior. Ultimele miscari cu caracter tectogenetic care au afectat unitatea sunt cele hercinice ce au dus la cutarea depozitelor apartinand unui sistem orogenic si ulterior la eroziunea sa. Dupa Carbonifer superior, Platforma Barladului s-a consolidat ca si platforma si a suferit doar oscilatii verticale. Aceste oscilatii au dus la invazia apelor sau retragerea lor. In intervalul Carbonifer superior – Pleistocen au fost identificate depozite acumulate in 2 mari cicluri de sedimentare. Incepand cu

Cretacicul, analiza sedimentologica a depozitelor arata o evolutie comuna cu Platforma Moldoveneasca. Datele oferite de prospectiuni precum si din lucrarile geofizice arata ce Platforma Barladului coboara in trepte spre V – SV, dar si spre S catre Orogenul Nord – Dobrogean ingropat. Nivelele reper din depozitele de suprafata arata o usoara inclinare de la NV la SE.

Platforma Valaha

Rep unitatea de plt cuprinsa intre Orogenul Carpatic, Origenul Nord Dobrogean, masivul Dobrogei centrale, pltf Dobrogei de Sud si Dunare.Delimitare

Aceasta unitate structurala este delimitata fata de alte unitati structurale in general prin acidente tectonice-falii. Acestea constituind de fapt si limitele unitatii.

- N si NV: unde plt Valaha vine in contact cu zona de molasa a Carpatilor Meridionali, este constituita de falia Pericarpatica (falia Bibesti-Tinosu).

-N-E: pltf Valaha vine in contact cu Orogenul N Dobrogean ingropat prin intermediul faliei Peceneaga-Camena.

- E: pltf Valaha vine in contact cu masivul D centrale si cu pltf obrogei de sud dupa o linie aprox paralelea cu valea Dunarii, care este de fapt un accident tectonic numit in general falia Dunarii.

- S: granita de stat de pe valea Dunarii. Pltf Valaha este un sector nordic al unei unitati mai mari numita Pltf Moesica.

GeomorfologiePltf Valaha prezinta un relief de campie suprapus in cea mai mare parte cu ceea ce

geografii numesc C.Romana. Aceasta s-a format in timp geologic prin colmatarea si inaltarea unor bazine de tip foreland, ultimul bazin avand crct fluvio-lacutru in timpul Cuarternarului. Este ultima faza de evolutie a asa numitului bazin Dacic. Partea de N-V a pltf Valahe prezinta o serie de inaltimi ceva mai pronuntate si zona este cunoscuta sub numele de pod Getic. In ceea ce priveste reteaua hidrografica, aceasta este consituita dintr-o serie de rauri destul de dese si care-si au originea in cea mai mare part in Carpati. Exista totusi cateva rauri care-si au izvoarele in cadrul pltf Valahe-Călmă ui, Mosti tea, Teleorman. In partea de N-E a pltf se poate remarcaț ș in cadrul retelei hidrografice un fenomen de origine neotectonica care consta in orientarea retelei hidrografice inspre E si chiar inspre N-E =divagare - consecinta a procesului de afundare a regiunii de confluenta a Buzaului cu Siretu.

StratigrafiePltf Valaha este si ea o pltf tipica prezentand foarte evident cele 2 etaje structurale -

soclu si cuvertura. Caracteristica generala pentru zona superficiala a pltf este predominanta depozitelor cuarternare, exceptie fiind zona de confluenta a Jiului cu Dunarea unde sunt scoase de eroziune si formatuni mai vechi decat Cuaternaru respectiv depozite Romaniene, Daciene si Pontiene. Celelalte formatiuni mai vechi decat Cuaternar si chiar Cuaternar bazal au fost studiate prin foraje de adancime efectuate pt prospectiunea geologica pt petrol. Grosimea stratigrafica insumata a cuverturii depaseste 23km.

Soclu platformei a fost interceptat prin intermediul forajelor in 2 zone mai ridicate: in partea de N-V si in partea de N-E. Intre cele doua zone ridicate pe pltf Valaha a fost pus in

evidenta o falie majora numita Falia Calara i-Fierbin i. In partea de N-V fundamentul pltfș ț Valahe a fost interceptat intre localitatile Leu-Bal i-Octa i. In aceasta zona soclu este constituitș ș din sisturi cristaline (amfibolite cu epidot, sisturi cloritoase, sisturi cuartitice cloritoase, magmatite, granite, granodiorite si grbbrouri). Adancimea la care a fost intalnit aici soclu este cuprinsa intre 2000-3700m. In partea de N-E a pltf Valahe soclu a fost interceptat la adancimi similare cu cele din N-V si este rep prin cristalin (sisturi verzi). Zona este cunoscuta sub denumirea de sectorul Bordei-Verde.

Cuvertura. Cele mai vechi depozite care constituie cuvertura apartin Cambrianului iar cele mai noi Cuaternarului. La fel ca si in celelalte unitati de pltf acumularea sedimentelor nu a fost continuua ci datorita ascilatiilor geodinamic au fost separate 4 megacicluri de sedimentare: ciclu Paleozoic (Cambrian si Carbonifer), ciclu Permian-Triasic, ciclu Liasic-Eocen, ciclu Badenian-Cuaternar.

I. Ciclu PaleozoicCuprinde depozite de aprox 6000m si care sunt alcatuite in general din roci pelitice,

argile si marne de culoare censie-negricioase, dar si calcare, gresii, si chiar intercalatii de tufuri. Asociatiile de fauna sunt extrem de bogate incat a fost posibila evidentierea Cambrianului, Ordovicianului, Silurianului, Devonianului, si a unei parti din Carbonifer.

Asociatiile de fauna sunt constituite din foraminifere, ostracode, trilobiti, graptoliti, si brachiopode. Dupa depunerea depozitelor Carbonifere intervine in zona faza tectogenetica Asturica, care a exondat zona pltf Valahe, procesul de sedimentare fiind intrerupt.

II. Ciclu Permo-TriasicProcesul de sedimentare a fost reluat undeva pe la mijl Permianului si s-a mentinut

aproape continuu pana in Triasic. S-a acumulat in general depozite cu caracter continental-lacustru (interventia unor secvente lagunare) si doar intamplator secvente marine. Sub aspect petrologic depozitele acumulate in acest ciclu sunt predominant detritice cu intercalatii de gipsuri si anhidrite.

Grosimea depozitelor acumulate este de circa 5500m. In aceasta stiva sedimentara au fost separate 3 mari formatiuni: formatiunea rosie inferioara (2000m) constituita din depozite continentale respectiv conglomerate, gresii, si intercalatii de lave, formatiunea carbonatata (1200m) constituita din formatiuni acumulate in conditii marine si chiar marin-lagunar respectiv calcare, dolomite cu intercalatii de anhidrite si sare, formatiunea rosie superioara (2300-2500m), cu depozite acumulate in cond continental lagunare dar si cu treceri spre continental, respectiv gresii rosietice cu intercalatii de anhidrite dar si nisipuri si argile. Formatiunea rosie inf si rosie sup sunt urmarite in prospetiunea geologica pentru HC deorece constituie excelente rezervoare.

III. Ciclul Liasic-Eocen S-a desfasurat incepand cu Liasicul sup (Toarcian), cand pltf Valaha a fost acoperita in intregime de ape si s-a instalat un specific sedimentologic. In apele bazinale marine s-a dezvoltat asociatii faunistice f bogate atat la nivel de micro cat si de macrofauna. Acest aspect a permis stabilirea unei stratigrafii de detaliu mai ales la nivelul Jurasicului fiind atestate paleontologic partea terminala a Liasicului, Dogger si Malm.

In Jurasic mediu s-au acumulat depozite de circa 800m, grezoase la partea inf si argilo-marnoase la partea sup, de multe ori negricioase(partial bituminoase). In Jurasic superior (Malm), sedimentarea se diversifica f mult iar in stiva depozitelor de circa 1000m grosime se

remarca crct marine in partea de V a pltf cu depozite calcaroase cu amoniti si crct continental lagunare inspre E, unde pe langa depozitele calcaroase apar frecvent intercalatii de anhidrite si gipsuri. Peste depozitele jurasice in pltf Valaha urmeaza in continuitate de sedimentarea Cretacicul. In Cr inf s-au mentinut acealeasi conditii de sedimentare ca si in Jurasicul terminal, adica acumulari marine inspre V si continental lagunare inspre E.

Undeva la nivelul Aptianului se produce o scurta intrerupere de sedimentare aceasta reluandu-se in Albian. Incepand deci cu Albianul si pana la sf Cr se instaleaza pe pltf Valaha o sedimentare cu caracteristici marine, depozitele avand crcter predominant pelitic (marne si calcare). Fauna extrem de diversa si bogata este constituita din foraminifere, amoniti si bivalve. La sfarsitul Cr datorita unei miscari geodinamice pozitive intreaga zona a pltf Valahe este exondata si aceasta situatie dureaza pana la mijl Eocenului.

Incepand cu Eocen med si pana in sup, sedimentarea are un crcter marin mai ales in partea S a pltf. S-au acumulat depozite relativ subtiri (250m), constituite din gresii si calcare. Asociatiile de fauna sunt constituite mai ales din formanifere mari (Nummuliti) dar si bivalve. La sf Eocenului pltf este iarasi exondata incheindu-se cel deal 3 ciclu de sed, zona functionand ca uscat pana in Badenian.

IV. Ciclul Badenian-CuaternarA inceput in urma unui proces de transgresiune marina. In Badenian ca urmare a procesului invaziv al apelor Paratethisului se inregistreaza pe

pltf Valaha mai intai acoperirea partii sale de N, apele mergand inspre S pe cea mai mare parte a pltf dar nu in totalitate. Partea Dunarii de astazi ramanand in continuare uscat. Litologia este ceva mai variata, fiind constituita din gresii, argile, marne si calcare si f rare intercalatii de gipsuri (100m). Asociatiile de fauna sunt bogate fiind constituite din foraminifere dar si bivalve si gasteropode, ce prezinta crcteristice marine tipice: formatiunea de Humele.

Depozitele Sarmatianului sunt absolut indentice sub aspectul continutului faunistic cu cele din pltf Md. Din subetajele Sarmatianului respectic Buglovian, Volhinian, Basarabian si Kersonian, pe pltf Valaha nu este recunoscut Buglovianu. Grosimea stratigrafica a depozitelor sarmatiene este de circa 3750m, exceptie facand zona Foc ani unde grosimea este mai mare. ș

In timpul Sarmatianului pe pltf Valaha s-au acumulat pelite (argile si marne), apoi nisipuri cu intercalatii de calcare oolitice si chiar conglomerate. Asociatiile de fauna din depozitele Sarmatiene sunt constituite din aceasi taxoni intalniti si in pltf Md. Pentru depozitele situate aprox in partea centrala a pltf Valahe (Dambovita-Olt) s-au introdus o nomenclatura stratigrafica aparte care acopera intervalul Vh inf-Bs sup, astfel: in baza pentru Vh avem formatiunea de Ciure ti ce cuprinde de fapt ceea ce se intelege in pltf Md Buglovianu si o parteș din Volhinian; urmeaza formatiunea de Miro i. Basarabianul a fost si el impartit in Bs inf cuș formatiunea de Hârle ti iar Bs sup in formatiunea de Olteni.ș

Meotian. Urmeaza in continuitate de sed si au o grosime de aprox 40 m, in partea de S a pltf, in schimb se ingroasa f mult inspre N unde ating valori de circa 1500 m. Alcatuirea litologica este data de prezenta argilelor si marnelor cu o serie de intercalatii grezoase. Prin comparatie cu situatia din pltf Md, in pltf Valaha lipsesc intercalatiile de cinerite. Varsta depozitelor Meotiene este atestata de asociatii de fauna bogate, cu genurile Congeria si Dosinia (bivalve). Acest interval stratigrafic este foarte bine cunoscut datorita investigatiilor pt HC, aspect care a adus la cunoasterea de detaliu atat sub aspect tectonic cat si stratigrafic.

Pontian. Urmeaza in continuitate de sedimentare, limita dintre Meotian si Pontian fiind dificil de trasat. Grosimea depozitelor este f variata, atingand valori de 50 m in S si mergand pana la 1000m inspre N. La fel ca si in Meotian predomina rocile pelitice (argile si marne) cu intercalatii grezoase. Diferentierea fata de depozitele Meotiene se face prin continutul

asociatiilor faunistice. Dep Pontiene sunt cele mai vechi de pe pltf Valaha aflorand deasemenea la confl Jiului cu Dunarea.

Dacian. Sunt depozite in continuitate stratigrafica si afloreaza la fel la confl Jiului cu Dunarea. Litologia este dominata de nisipuri si uneori se asoc cu argile si marne. Grosimea este variabila, plecand de la cativa m inspre S si creste pana la 700-800 m inspre N. In cuprinsul depozitelor Daciene apar insemnate intercalatii de lignit, care se exploateaza in cariere din Oltenia. Asociatii de fauna sunt bogate, fiind crct de prezenta unor genuri precum Viviparus, Prosodacna.

Romanian. Urmeaza in continuitate de sed, remarcandu-se in numeroase aflorimente, mai ales incepand din valea Oltului inspre V. Litologia este data de dep continental lacustre constituite din peitrisuri in alternanta cu nisipuri dar si frecvente argile. Fauna bogata in taxoni de gasteropode. Datorita faptului ca crct dep este predominant lacustru si bazinul de sedimentare avand un pronuntat proces de subsidenta, se gasesc numeroase intercalatii de lignit. Partea sup a depozitelor cu lignit suporta un complex de depozite flivio-deltaice, chiar lacustre in grosime de circa 50 m, constituite din nisipuri si pietrisuri cunoscute sub numele de Pietrisurile de Cânde tiș . In aceste pietrisuri s-au gasit numeroase resturi de proboscidieni- Arhidiskodon meridionalis, Anancus arvernensis. Acest complex al pietrisurilor de Candesti este atribuit ca varsta Romanianului dar nu in totalitate, partea lor sup fiind atribuita Cuaternarului.

Cuaternar. Depositele acetuia sunt constituite in baza de partea sup a pietrisurilor de Candesti urmate in succesiune de un complex gros de circa 20m, constituit tot din pietrisuri – Pietrisurile de Frăte tiș . Aceasta succesiune se regaseste pe cea mai mare parte a pltf Valahe, dupa care, regiunea vestica (la V de r.Arges) devine uscat, peste care in conditii subaeriene se acumuleaza o patura de loess, de circa 30 m. Zona estica a pltf Valahe, evolueaza in conditiile unor bazine de sed lacustre unde se acumuleaza depozite predominant marnoase de circa 200 m. Dupa acumularea complexului marnos, litologia se schimba, acumulandu-se un pachet de 20 m de nisipuri grosiere- Nisipurile de Mosti teaș . In partea de E S-E peste nisipurile de Mostistea s-au acumulat un complex de pietrisuri numite Pietrisurile de Colentina. Dupa acumularea acestora in conditii subaeriene se depune o patura consistenta de loess.

Tectonica La fel ca si pltf Md, se considera ca si sectorul Valah a pltf Moesice a avut o evolutie

specifica ariilor labile. Aceasta evolutie a durat pana la sfarsitul Precambrianului, ultimele miscari tectonice care au afectat zona au fost cele Assyntice (Vendian –Cambrian). Principalul rezultat al miscarilor assyntice a constat in cutarea depozitelor de tip flis si apoi metamorfozarea acetora in conditiile unui metamorfism incipient rezultand sisturile verzi. Aceste efecte s-au produs mai ales in partea de E a pltf Valahe, dar in aceasi maniera au fost reluate si afectate formatiunuile cristaline din partea centrala si de V a pltf Valahe. Sub aspect morfologic aceste procese au dus si la aparitia unui sistem orogenic, care in timp a fost erodat si adus in stadiul de peneplena. Faza de peneplena reprezinta momentul in care zona pltf Valahe, atat in V cat si in E, devine rigida. Stratigrafic se considera ca incepand cu Cambrianul arealul pltf Valahe a prezentat doar o serie de miscari geodinamice, adica oscilatii pe verticala. Acestea au generat procese de transgresiune si regresiune marina.

Analiza stivei sedimentare dupa criterii sedimentologice a permis stabilirea miscarilor geodinamice verticale, functie de care s-au separat mai multe cicluri majore se sedimentare. Desi pt pltf Valaha se considera ca incepand cu Paleozoicul bazal, avem deaface cu un anumit regim de stabilitate, situatie relevata in urma unor cercetari de detaliu arata ca inca mult timp zona s-a manifestat printr-un grad de instabilitate destul de accentuat. Chiar in timpul Paleozoicului terminal si Mezozoicului bazal, au aparut o serie de efecte cu caracter ruptural de

tipul faliilor transversale, apoi discordante unghiulare (arata basculari tectonice) cat si manifestari magmatice. Aceata perioada de instabilitate poate fi argumentata de prezenta acestor elemente in cadrul depozitelor pltf cam pana la sfarsitul Jurasicului. Astfel se spune ca in intervalul Cambrian-Jurasic terminal a functionat ca si pltf instabila. In acest interval datorita proceselor tectonice petrecute apar o serie de elemente structurale de amploare, asa este prezenta in partea E a pltf Valahe a unui accident tectonic cu crct crustal denumita Falia Fierbin i (transmoesica) si separa cristalinul pltf Valahe in 2 sectoare. Aparitia ei s-a facut inț cursul unui proces de remobilizare structurala a sisturilor cristaline din soclu.

Urmarirea depozitelor sedimentare acumulate dupa cratonizarea din Cambrian arata ca pltf Valaha a functionat aproape fara intrerupere ca arie de sedimentare pana in Carboniferul sup. A urmat apoi o intrerupere de sedimentare, zona fiind exondata aprox intreg interval al Permianului. Dupa Permian, la trecerea spre Triasic, zona a fost puternic deformata de un sistem de falii normale dar extensionale. Sensul miscarilor extensionale s-a manifestat de la V spre E. Dupa acest proces a urmat o perioada in care s-a format un alt sistem de falii dar a caror orientare a fost N-S. Acestea au decrosat sitemul de falii E-V. Dupa conturarea complexului de falii atat E-V cat si N-S, pltf Valaha apare ca un sistem de blocuri de marimi diferite care s-au miscat diferentiat pe planul faliilor. Procesul de miscare pe planul faliilor a putut sa determine fie largirea unor bazine de sedimentare fie generarea unor structuri de tip graben-horst. Asta inseamna ca la nivel de soclu, pltf Valaha se prezinta cu sectoare mai ridicate in alternanta cu sectoare mai coborate. Se considera ca aparitia sistemelor de falii dupa orientarile precizate, s-ar datora unui proces mai amplu petrecut in timpul Paleozoicului care s-a produs fie la nivel de placa tectonica, fie chiar la nivel de scoarta globala. Aceste procese au avut un evident crct de extensie.

La sfarsitul Triasucului si inceputu Jurasicului etapa extensionala pe pltf valaha se considera ca s-a oprit. A urmat apoi o perioada de stagnare geodinamica care s-a manifestat mai ales in timpul cretacicului. Dupa Cretacic pltf Valaha a fost exondata aproape total pana in Badenian. Odata cu Badenianul zona pltf Valahe intra intr-o faza compesionala ca urmare a relatie tectonice cu Orogenul Carpatic. In urma procesului de incalecare pltf este antrenata intr-un proces de subsidenta declansandu-se astfel si ultimul ciclu de sedimentare pana in Cuaternar, urmand apoi a fi antrenata in procese suberiene dinspre E inspre V in cadrul bazinului de sedimentare Dacic. Datorita intersului deosebit pt HC zona pltf Valahe a fost investigata prin numeroase foraje atat de prospectiune cat si pt exploatare. Investigatiile geofizice a permis descifrarea aranjamentului structural a pltf Valahe, astfel la nivel de platforma au fost puse in evidenta 5 sectoare mai inaltate in alternanta cu 4 sectoare mai afundate.1 sectorul Strehaia-Vidin. Fundamentul a fost intalnit la 4000-5000m2 ridicarea Leu-Bal -Octaș ș. Soclu la 1800m3 ridicarea Slatina-Ghighen. Soclu la 3000-5000m4 ridicarea Videle-Vetrino. 5 ridicarea Bordei Verde

Zonele mai afundate avand chiar crct de depresiuni au fost indentificate oarecum alternativ.6 depresiunea Lom-Craiova. Soclu la peste 10000 m7 depresiunea Ro iori- Alexandriaș . Se gaseste la E de Olt, iar soclu intre 8000-10000m8 afundarea Calarasi- Urziceni. Investigatiile geofizice nu au depistat pana la adancimea de 10000m soclu ceea ce impune concluzia ca acesta se gaseste la adancimi mai mari9 depresiunea Movila Miresii. Forma alungita N-V S-E si este marginita de Falia Peceneaca-Camena. Soclu depaseste 10000m.

Acest mozaic de blocuri are o imp deosebita in aparitia capcanelor pt HC.

Relatia cu Orogenul Carpatic In partea de N si de N-V pltf Valaha are un contact tectonic cu zona de molasa a C.M.

realizat printr-o linie de fractura profunda cunoscuta sub denumirea de Falia Pericarpatica sau Bibe ti-Tinosu. Aceasta zona de contact este de fapt un plan de sariaj, fenomenul petrecandu-seș in asa numita faza Moldava (Sarmatian). Prin corelare cu pltf Md fenomenul este probabil sa se fi produs chiar in Volhinianul inf dar cu certitudine in pltf Valaha falia pericarpatica a fost reactivata in Basarabian. Cercetarile de teren arata ca de-lingul orogenului falia Pericarpatica este mascata in mod doferentiat de formatiuni incepand de la cele Volhiniene si in succesiune pana la Cuaternar. Aceata relatia a fost verificata printr-o serie de foraje de mare adancime.

Platforma Dobrogei de Sud

Platf Dobrogei de S ca si unitate structurala reprezinta sectorul NE al Platf Moesice. In general are o alcatuire apropiata de platf Valaha dar prezinta totusi o serie de particularitati mai evidente la nivel stratigrafic si tectonic. Aceste diferente constituite motivul pentru care se realizeaza separarea ca sector distinct in cadrul platf Moesice. Dpdv tectonic zona Dobrogei de S se prezinta ca un sector mult ridicat incat eroziunea a scos la zi chiar formatiuni apartinand Cretacicului inferior comparativ cu situatia de la V de Dunare unde formatiunile care afloreaza sunt de varsta Cuaternara. Ca si particularitate de ordin stratigrafic in succesiunea sedimentara se remarca la nivelul Permo-Triasicului succesiunea sedimentara este extrem de subtire in Dobrogea de S.

Delimitare.- N si NE: platf Dobrogei de S vine in contact cu masivul Dobrogei Centrale prin intermediul unui accident tectonic numit Falia Capidava-Ovidiu.- V: vine in contact cu platf Valaha tot de-alungul unui accident tectonic numit Falia Dunarii- E: structurile acestei platforme se continua in zona de self a Marii Negre (zona acvatoriului )- S: granita de stat

Morfologie. Platf Dobrogei de S se prezinta sub aspect geomorfologic ca si o peneplena clasica(200m) cu o retea hidrografica tip canion tributara Dunarii.

Stratigrafie. Dobrogea de S este o platforma tipica prezentand in acest sens cele 2 etaje structurale: soclu si cuvertura. La suprafata apare numai cuvertura din care cel mai vechi interval stratigrafic apartine Cretacicului inferior ( Beriasian ). Fundamentul a fost interceptat in partea de NE in apropierea faliei Capidava-Ovidiu. In aceasta zona au fost separate in cadrul soclului urmatoarele grupe de roci: o serie de granite gnaisice in baza a caror varsta absoluta este stabilita la 1676 mil ani; deasupra granitelor gnaisice au fost separate sisuri cristaline constituite in grupul de Palazu Mare. Aceste metamorfite stau discordant peste granitele gnaisice, petrografic sunt cuartite si micasisturi diverse. Sunt renumite pentru continutul in magnetit. Varstele absolute stabilite pt sisturile cristaline ale acestui grup au fost stabilite la 857 mil ani.

Intr-o pozitie tectonica discutabila peste sisturile grupului de Palazu-Mare sunt dispuse formatiuni complexe alcatuite din microconglomerate si gresii cu intercalatii de piroclastite afectate de un metamorfism incipient. Varsta acestui din urma complex denumit Formatiunea de Coco uș a fost stabilita la 566 mil ani.

Relatia tectonica dintre formatiunea de Cocosu si grupul de Palazu Mare prezinta interpretari diferite functie de parerile multor autori mergandu-se de la o dispunere transgresiva pana la un plan de sariaj.

Cuvertura. Analiza stivei sedimentare a aratat ca acestea sunt constituite din depozite a

caror varsta le plaseaza in Paleozoic, in Mezozoic si in Neozoic. Analiza sedimentologica a coloanei de depozite a permis separarea a 4 cicluri de sedimentare:

1. Ciclul Paleozoic – care s-a desfasurat intre Cambrian si Carbonifer2. Ciclul Permo-Triasic 3. Ciclul Jurasic mediu- Paleogen4. Ciclul Badenian-Pleistocen(Cuaternar)

I. Ciclul Paleozoic Este oarecum asemanator cu ciclul desfasurat pe platf Valaha inspre V, totusi cu unele

diferente. Similitudini exista cu platf Valaha prin aceea ca partea bazala a depozitelor Paleozoice sunt preponderent detritice ( conglomerate, gresii, argile ) in grosime de aprox 500 m atribuite Ordovicianului, dar si cu unele semne de intrebare Cambrianului, succesiune care se incheie la partea superioara cu depozite argilo-marnoase, apoi calcare si dolomite atribuite Devonianului si Carboniferului. Depozitele Devoniene si Carbonifere ating o grosime de aprox 600 m din care doar 90 m revin Carboniferului ( Craboniferul din Dobrogea de S este exclusiv dolomitic ).

II. Ciclul Permo-Triasic

Depozitele sunt extrem de subtiri ajungand doar la cativa metrii si sunt constituite din depozite detritice exclusiv de culoare rosiatica. Acestea au fost echivalate cu Formatiunea Rosie inferioara de pe platf Valaha.

III. Ciclul Jurasic mediu- PaleogenAcest ciclu de sedimentare s-a realizat pe platf Dobrogei de S dupa o scurta intrerupere

care s-a mentinut cam tot Liasicul. Patrunderea apelor marine in zona Dobrogei de S s-a realizat in urma unui proces transgresiv foarte puternic, apele bazinale mentinandu-se pana in Paleogen.

Depozitele acumulate in cadrul acestui ciclu care a acoperit Jurasicul superior in intregime, apoi Cretacicul sunt reprezentate prin roci carbonatate in mare majoritate, dar si cu unele intercalatii de argile. Analiza sedimentologica a coloanei sedimentare arata ca in succesiune au intervenit din cand in cand si sedimente cu alte caracteristici decat cele marine. Acest lucru a impus stabilirea mai multor intervale stratigrafice atat la nivelul Jurasicului, dar mai ales la nivelul Cretacicului si ceva in Paleogen. In Dobrogea de S depozitele Cretacice afloreaza pe toate vaile.

IV. Ciclul Badenian-Pleistocen In Badenian, in zona Dobrogei de S, la fel ca si in restul zonei de foreland a Carpatilor s-a

produs o importanta transgresiune marina. Dupa o intrerupere de sedimentare, peste depozitele ciclului anterior s-au depus formatiuni Badeniene in grosime relativ mica, intre 5-10 m grosime. Acestea sunt constituite din intercalatii de calcare, dar si pietrisuri si nisipuri cu structura incrucisata in care se gaseste o fauna destul de bogata cu specii de moluste marine. Depozitele Badeniene afloreaza in foarte multe locuri din Dobrogea de S, fiind deschise chiar in malul Dunarii incat unul din punctele in care se gaseste cel mai bine deschis este la Seimenii Mari.

Profilul de Seimenii Mari – in baza depozite nisipoase (nisipuri cu trovanti) care suporta discordant calcare oolitice de varsta Badeniana cu taxoni de Ostrea, dupa care urmeaza discordant nisipuri cu intercalatii calcaroase de varsta Sarmatiana urmate apoi tot discordant de depozite leossoide de varsta Pleistocena Cuaternar.

Sarmatian - dupa depunerea depozitelor Badeniene a avut loc o intrerupere de sedimentare scurta. Procesul de sedimentare a fost reluat in Volhinian si s-au acumulat depozite a caror varsta a fost atestata pt Volhinianul superior, Basarabian, Chersonian. Practice depozitele de varsta Sarmatiana se regasesc pe toata partea sudica a platf Dobrogei de S. Litologia depozitelor Sarmatiene este foarte variata mergand de la nisipuri si gresii pana la argile si calcare. Frecvent in cadrul calcarelor se intalnesc lumasele. Subetajele Sramatianului afloreaza diferentiat pe platf Dobrogei de S, asa fiind cazul Volhinianului care este predominant argilos si care se gaseste numai partea de SV a unitatii. Basarabianul este dezvoltat pe toata Dobrogea de S si este constituit din nisipuri, gresii si calcare. Grosimea este de circa 100 m. Chersonianul este dezvoltat numai in partea de E a Dobrogei de S si este format din roci carbonatate cu intercalatii de argile si chiar dolomite. Dupa depunerea Chersonianului a urmat o scurta exondare, apele retragandu-se de pe partea de S a Dobrogei pe tot intervalul Meotianului, Pontianului inferior.

In Pontianul superior Dobrogea de S este acoperita din nou de ape si s-au acumult in

special nisipuri si pietrisuri. Varsta Pontianului superior este atestata paleontologic pe baza unor moluste, gasteropode si bivalve. Dupa Pontianul superior Dobrogea de S devine uscat.

Cuaternarul – depozitele de aici sunt dezvoltate pe o suprafata foarte mare, practice acoperind aproape 90 %din acest teritoriu. Formatiunile de varsta Cuaternara stau discordant pe formatiuni mai vechi si succesiunea arata pt aceste aceste depozite Cuaternare un pachet de argile nisipoase si silturi de culoare rosietica in partea bazala a caror grosime este de cc 5 m. In acest caz apar numeroase aggregate de cristale de gips. Deasupra argilelor si silturilor urmeaza un pachet de leoss a carui grosime variaza de la cativa metrii pana la cativa zeci de metrii. In cadrul pachetului de loess se pot separa mai multe orizonturi de sol fosil, se gasesc resturi fosile de Mamutus primugenius.

Tectonica.Platf Dobrogei de S este o unitate structural tipica pentru platform care s-a consolidate

in ultima faza a miscarilor asyntice. Din Paleozoicul inf zona a devenit rigida la fel ca si platf Valaha dupa care un timp indelungat a fost marcata de un anumit grad de instabilitate. Aceasta relativa instabilitate s-a manifestat printr-o inclinare accentuata a depozitelor, prin aparitia de cute de tip platform si chiar aparitia unor flexure. In cadrul depozitelor e varsta Cretacica efectele acestei instabilitati sunt materializate printr-o serie de boltiri usoare.

Dupa sfarsitul Cretacicului, Dobrogea de S a fost afectata doar de oscilatii pe vertical, unele dintre ele fiind usor de descifrat mai ales la nivelul Cuaternarului. Astfel, in Cuaternar, in timpul glaciatiei Wurm s-a inregistrat ultima mare retragere a apelor Marii Negre. Aceasta retragere a insemnat o reducere a nivelului marin cu 180 m fata de cel actual, linia tarmului retragandu-se in larg aprox cu 150 km. Pe uscatul care s-a realizat s-a instalat o retea hidrografica in continuarea celei care functiona pe uscatul vechi. Dupa aceasta regresiune a urmat o transgresiune, apele crescand aprox cu 4 m mai mult decat actualul nivel. Aceasta transgresiune este cunoscuta sub denumirea de” transgresiunea Marii Negre vechi” (transgresiunea Flandrina ). In timp geologic se considera ca a mai avut loc o regresiune, apele Marii Negre scazand cam cu 2 m fata de nivelul actual (“ Faza Fanagoriana” ).

Investigatiile de natura geofizica si cercetarile prin foraje au aratat si pentru Dobrogea de S la fel ca si pentru platf Valaha prezenta unor sectoare mai ridicate in raport cu altele mai scazute. Cel mai reprezentativ sector se afla in partea de N NV unde fundamental se gaseste la adancimea de 500 m. Un alt sector tot ridicat se gaseste in zona Mangalia. Intre cele 2 sectoare inaltate se gaseste o zona mai coborata in care fundamanetul nu a fost interceptat inca.

Relatia cu Dobrogea Centrala este stabilita prin intermediul Faliei Capidava-Ovidiu si reprezinta o situatie in care Dobrogea Centrala este inaltata si impinsa puternic peste Dobrogea de S.

Relatia cu platf Valaha: din analizele cu character cartografic se poate scoate in evident faptul ca Dobrogea de S este foarte mult inaltata tectonic fata de platf Valaha. Aceasta inaltare este datorata unei falii paralele cu Dunarea.

Masivul Dobrogei Centrale

Este o regiune consolidata care are statut de pltf dat faptului a a suferit un proces de ridicare accentuat soclu apare la zi pe o suprafata insemnata. Cuvertura a fost indepartata in masura foarte mare, dep sedimentare pastrandu-se totusi pe o serie de portiuni mai afundate tectonic fiind in special de varsta Mezozoic si in mai mica masura de varsta Neozoica. Desi Dobrogea Centrala are crct de masiv, ea este integrata structural alaturi de pltf Dobrogei de Sud si pltf Valaha in marea pltf Moesica.Delimitare.N –masivul Dobrogei Centrale vine in contact prin intermediul FPC cu orogenul alpin al Dobrogei de NordS- vine in contact cu pltf Dobrogei de Sud prin intermediul FCOV – pltf Valaha prin intermediul F. DunariiE – masivul Dobrogei centrale se prelungeste mult pe zona de self a marii negre

Din pdv geomorfologic Masivul Dobrogei Centrale se comporta ca un platou avand zona cea mai ridicata in Altân Tepe 382m. Reteaua hidrografica este extrem de saraca-R. Casimcea.

Stratigrafie. Avandu-se in vedere ca este o pltf contine cele 2 etaje strct, respectiv soclu si cuvertura.

Aceste elem strct sunt inegal reprezentate.Soclu. Datorita crcterului de masiv al unitatii, soclu apare la zi pe o suprafata f mare

incat a fost posibila studierea sa de amanunt. Dpdv petrografic soclu este alc din 2 grupuri mari: grupul de Ceamurlia si grupul sisturilor verzi.

Grupul de Ceamurlia afloreaza pe o zona relativ restransa in partea N a masivului in apropiere de FPC, fiind separat de grupul sisturilor verzi prin intermediul F. Sinoe. Localitatile cele mai cunoscute cu aflorimente sunt Topoloc, si Ceamurlia de Sus. Petrografia acestui grup sunt date de sisturi cristaline mezometamorfice, respectiv micasisturi, amfibolite, sisturi sericito-cloritoase si sericito-cuartoase. Rocile constituiente ale acestui grup au provenit in urma unui proces de metamorfozare a unor dep Precambrian superioare (legat de miscarile Asyntice).

Grupul sisturilor verzi are o dezv insemnata in MDC fiind partial acoperit de catre formatiuni sed de cuvertura Jurasice dar si dep Cuaternare. Provenienta evident sedimentara a dep constituiente ale sisturilor verzi este evidenta, deoarece procesele de metamorfozare au fost destul de salabe si materializate cel mai adesea in orientarea mineralelor si apoi intr-o masura mai mica de aparitia si mentinerea mineralelor epidot, clorit si sericit. Faptul ca procesul de metamorfism nu a atins val insemnate este dovedit de prezenta texturilor gradate din masa rocilor si chiar prezenta pe talpa unor strate a unor structuri curbicorticale si chiar a hieroglifelor. Grupul sisturior verzi este un grup insemnat din constitutia soclului MDC avand o grosime insumata stratigrafic de circa 5000m. Pe baza unor crct sedimentologice grupul sisturilor verzi a fost impartit in 4 formatiuni: F de Doroban uț (infragrauwachica), F de Histria (grauwache superioare), F de Magurele-Sibioara (grauwache superioare), F de Băltăge tiș ( supragrauwachica). Pentru det varstei acestor formatiuni pe baza unor spori primitivi de Leiominuscula rugosa si Lophominuscula prima au fost atribuite Precambrianului terminal cu o trecere si in Cambrian. Varsta a fost comparata cu situatiile stratigrafice din partea de E a pltf Valahe.

Cuvertura. Dep de cuvertura care se gasesc suprapuse pe formatiunile de soclu sunt de varsta Jurasica, apoi de varsta Cretacica si ceva de varsta Sarmatiana, succesiunea fiind incheiata cu dep Cuaternare de loess. Dep cuverturii este posibil sa reprezinte niste resturi cu crct de martor de eroziune dintr-o succesiunea stratigrafica mult mai ampla. Conventional pt dep de cuvertura s-au stabilit 2 mari cicluri de sedimentare: ciclu Jurasic ( Batthonian-Kimmeridjgian inf), ciclu Cretacic (Aptian-Maastrichtian).

I. Ciclu Jurasic. Dep acumulate in Jurasic se considera ca au acoperit ca o patura groasa toata Dobrogea

Centrala. Acest lucru este dedus din faptul ca dep Jurasice se regasesc doar ca martor de eroziune in care au fost identificate dep atribuite batthonianului callovianului oxfordianului si kimeridjianului inf. Dep Jurasice se gasesc bine deschise in malul drept al Dunarii dar si in zona interioara dea lungul vaii Casimcea. Constitutia petrografica a dep Jurasice este in exclusivitate data de roci carbonatate-calcare de bioacumulare-bioconstructie, dolomite. La partea inf a dep Jurasice sunt semnalate cateva intercalatii de gresii destul de subtiri. Grosimea stratigrafica insumata pt dep Jurasice este de circa 500m iar varsta este atestata de asoc de fauna deosebit de bogata: alge, spongieri, bivalve, gasteropode dar si f multi amoniti- Perisphynctes. Bogatia in argumente faunistice a permis stabilirea unei stratigrafii de amanunt precum si o corelare foarte buna intre zonele cu depozite de acest tip. Dupa Kimmeridgianul inf dobrogea centrala a suferit un proces de exondare, procesul de sedimentare fiind reluat in Cretacic-Aptian.

II. Ciclu Cretacic. Dep sed acumulate in timpul Cr au o distributie neuniforma in Dobrogea Centrala dat

faptului ca au functionat disparat mai multe bazine de sedimentare, apele neacoperind in totalitate masivul. In fct de crct bazinale locale s-au acumulat depozite cu crct petrografice si sedimentologice diverse. Se regasesc dep cu crct continental lacustru dar si dep cu crct marine. Acest lucru denota faptul ca in timpul Cr zona a fost expusa unor framantari cu crct tectonic pronuntat ceea ce a impus ca procesul de sedimentare sa se desfasoare pe zone reduse. Pe baza asociatiilor paleontologice au fost atribuite depozitele Cretacice la Aptian, Albian, Cenomanian, Turonian, Santonian si Maastrichtian. Dupa Maastrichtian depozite de cuvertura nu se mai cunosc, Dobrogea Centrala functionand ca uscat in cea mai mare parte, apele acoperind totusi in mod exceptional cateva portiuni reduse in partea N in apropierea FPC. Pe suprafete reduse s-au acumulat depozite argilo-nisipoase care sunt atribuite Basarabianului. Depozitele atribuite Cuaternarului acopera in dobrogea centrala suprafete intinse acoperind depozitele mai vechi, fiind constituite la partea inf de niste argile si siltite rosii si verzi, de multe ori cu concretiuni de gips, peste care se aseaza o patura de loess care pe unele portiuni atinge 40m.

Tectonica. Zona Dobrogei Centrale a functionat mai intai ca si arie labila care a fost generata in

Proterozoicul terminal printr-un proces de spargere a placii continentale Est- Europene. Evolutia cu crct labil a zonei s-ar fi mentinut pana in Cambrian bazal. Miscarile Asyntice sunt considerate ca ultimele miscari care au imprimat efecte asupra formatiunilor din soclu Dobrogei Centrale. Depositele acumulate pana in Precambrianul superior si Cambrianul bazal au fost cutate iar o parte dintre ele metamorfozate in conditiile unui proces de metamorfism slab, rezultand sisturile verzi. Formatiunile mezometamorfice sunt produsul unui proces

anterior celui Asyntic. Dpdv structo-genetic miscarile Asyntice au generat un orogen care avea o orientare pe directia NV spre europa centrala, apropiat de bazinul care a generat depozitele orogenului carpatic. Dovada ca orogenul structurat era apropiat bazinului flisului carpatic este existenta galetilor de roci verzi care se regasesc intr-o parte din depozitele flisului carpatic si chiar in depozitele de molasa. Intervalul stratigrafic in care apar galetii de sisturi verzi in flisul carpatic incepe din Cretacic si se termina in Burdigalian. Dupa momentul acesta prelungirea orogenului care venea din Dobrogea Centrala s-a sudat la soclu pltf Md fiind acoperit in procesul de sariaj carpatic. In partea de N a MDC oarecum paralel cu FPC, inainte de acumularea dep Jurasice, s-a conturat un accident tectonic denumit Ostrov-Sinoe, falie care separa un compartiment nordic al Dobrogei Centrale in care elem de nat structurala (sinclinale, anticlinale, falii) au o orientare diferit de a celor din partea de S a Dobrogei Centrale unde axele strcuturilor au o orientare contrara. Tot in partea de Nord langa FPC afloreaza si grupul de Ceamurlia cu o structura aparte sub forma unui anticlinal faliat. In partea de NV a Dobrogei Centrale se gasesc depozite a caror elem structurale difera nu numai fata de cele din S ci si fata de cele din profunzime. Cauza reorientarilor strct se presupune ca s-ar datora unui efect de impingere a Dobrogei Centrale cu crct bilateral. Prin intermediul FPC, care a fost activa pana in Jurasic sup, MDC este impins peste Dobrogea de N ca rezultat a unui proces mai amplu considerandu-se ca FPC a aparut pe locul unui fost rift care a fost blocat de timpuriu- rift avortat.

2. Orogene de pe teritoriul Romaniei

Teritoriul Romaniei cuprinde 2 structuri orogenice majore: -orogenul Nord-Dobrogean-orogenul CarpaticCele 2 arii orogenice ocupa sectoare total diferite. Orogenul Nord Dobrogean ocupa un

sector limitat in partea S-E a teritoriului Romanesc, pe cand Orogenul Carpatic ocupa o suprafata foarte mare a teritoriului (peste 75%). Intre cele doua orogene mentionate se pot gasi o serie de deosebiri precum si asemanari.

Deosebiri: dimensiune,O.C. este un segment al marelui lant Alpino-carpato-hymalaian, care pleacă din zona Gibraltarului si se termina in Asia de S-E, pe cand O.N.D rep capatul occidental al unei catene care se continua spre est dar care se termina in Asia Centrala. O.N.D este dispus la nord de aria Alpina; in timp ce O.C. inglobeaza portiuni ale marginii sudice din placa Est Europeana, O.N.D. este situat si s-a format in interiorul placii Est Europene; evolutie in timp, O.C. a avut o evolutie mai tarzie dar a continuat pana in neogen. In cazul OND inceputul evolutiei este mult mai veche dar se opreste in Cretacicul inf.

Asemanari: atat OC cat si OND inglobeaza produse, structuri ale aceluiasi ciclu geotectonic- ciclu Alpin.

Orogenul Alpin Nord Dobrogean

Amplasat in Dobrogea nordica, la nord de FPC si la sud de F.Sf Gheorghe-Adjud-Oancea. Inspe E se continua in zona de self a Marii Negre, apoi prin Pen. Crimeea spre Caucaz si Asia Centrala. Inspre N-V, dincolo de confluenta Dunarii cu Prutul, OND se afunda, fiind acoperit de depozite mai noi-Promontoriul N Dobrogean ingropat (= pltf Covrului).

Inca de la inceputul cercearilor geologice asupra acestui orogen s-a remarcat faptul ca acesta are un statut particular; Eduard Suess = Catena Cimerica, a stabilit ca este o continuare a orogenului Crimeii cu extinderea s-a asiatica; H. Stille, a ajuns la concluzia ca acest orogen ND reprezinta o catena provenita dintr-un geosinclinal aparte, diferit de cel Alpino-carpato-hymalaian. Geosinclinal ce sa structurat mult mai timpuriu in catena genetica respectiv in fazele timpurii. Astazi maj cercetatorilor acepta faptul ca OND se suprapune evolutiv unui geosinclinal care a avut pozitie nordica fata de cel Alpino-carpato-hymalaian. Acest geosinclinal cu pozitie nordica constituie Paleotethysul, in timp ce zona aferenta catenei ACH a constituit Neotethysul. Practic Paleotethysul a generat un orogen intracratonic, in timp ce Neotethysul a generat un orogen pericratonic.

Ultimele miscari tectonice care au afectat zona OND au fost cele Neochimmerice, dupa care zona nu a mai suferit nici un fel de miscari de cutare, devenind rigida, si integrandu-se intre pltf Scitica si pltf Moesica. Sub aspectul prezentei formatiunilor petrografice in cadrul OND se pot distinge 2 mari categorii:-formatiuni prealpine-formatiuni alpine

Formatiunile prealpine cuprind formatiuni sedimentare, metamorfice, dar si magmatice. Toate acestea fiind puse in loc pana la declansarea ciclului alpin.

Formatiunile alpine cuprind acele depozite sedimentare acumulate in timpul ciclului alpin si la care se mai adauga o serie de magmatite. In mod particular pt OND formatiunile alpine se impart in doua mari categorii, si anume:

-sedimente si magmatite asociate, puse in loc pana la faza tectonica Neochimmerica. Acestea cuprind depozite Triasice si Jurasice la care se adauga o serie de magmatite bazice si chiar acide si care sunt puternic tectonizate - formatiuni alpine pre-tectonice.

-depozitele sedimentare puse in loc dupa miscarile Neochimmerice. Nu sunt afectate de efecte plicative ci doar slabe deformari ondulatorii de tip platforma. Varsta acestora este Cretacica si uneori Neogena – formatiuni alpine post-tectonice.

Ca urmare a evolutiei tectonice precum si a unor particularitati structurale si stratigrafice, OND poate fi impartit in 4 mari unitati structurale:

1. Unitatea Macin, alcatuita din formatiuni prealpine aproape in totalitate. (Dobrogea Paleozoica, Dobrogea Hercinica)

2. Unitatea Tulcea, cea mai complexa, alcatuita din formatiuni prealpine, asociate cu magmatite dar si formatiuni alpine pretectonice. (Dobrogea Triasica)

3. Unitatea Babadag, formatiuni prealpine, alpine, pretectonice asociate cu magmatite dar si posttectonice fara magmatite.

4. Promontoriul Nord Dobrogean ingropat, in extremitatea N-V, si este alcatuit atat din formatiuni prealpine cat si post alpine pre si post tectonice.

Unitatea Macin

Situata in parea de N-V, avand ca limite inspre N si N-V Dunarea care o separa de PNDI, inspre E Falia Luncavi a-Consul, o separa de unitatea Tulcea, in S vine in contact cu Unitateaț Babadag iar inspre V vine in contact cu pltf Valaha prin inter Faliei Dunarii.

Stratigrafie. Alcatuita aproape exclusiv din formatiuni prealpine, la care se pot adauga niste magmatite neozoice incerte si apoi deposite Cuaternare. Formatiunile prealpine din Macin sunt rep prin: sisturi cristaline precambriene si paleozoic inf, apoi depozite sed paleozoice, respectiv Sil, Dev si Carb inf si in ultimul rand magmatite prealpine.

Sisturile cristaline au fost separate in 4 mari grupuri: -grupul de Orliga-Sărărie, -grupul de Megina,-grupul de Boclugea, -grupul de Priopcea.

Grupul de Orliga-Sararie este un grup mezometamorfic, partial retromorfozat, strabatut de numeroase filoane de pegmatite. Varsta acestor sisturi cristaline este diversa, greu de precizat, dar se considera ca sunt metamorfozate in ciclu Caledonic de unde se atribuie si varsta.

Grupul de Megina, constituit dintr-un cristalin metamorfic cu amfibolite si sisturi clorito-sericitoase cu intercalatii de roci porfirogene. Varsta cristalinului de Megina este stabilita la Cambrian inf cu metamorfozare in orogeneza Caledonica.

Grupul de Boclugea, const dintrun cristalin epimetamorfic, varsta Cambrian metamorfozat Caledonic.

Grupul de Priopcea, alc din cuartite si filite metamorfozate in conditiile faciesului sisturilor verzi cu varsta stabilita pentru Ordovician dar metamorfozate tot Caledonic.

Depozite sedimentare de varsta Paleozoica apar pe suprafete relativ mari. Pe criterii stratigrafic geometrice dar si pe criterii paleontologice au fost stabilite in cadrul dep

sedimentare urmatoarele intervale stratigrafice: Silurian, Dev inf, i Carb inf. O crct pt depș paleozoice ale unitatii este prezenta fenomenului de cornificare. Silurian cunoscut sub denumirea de Cerna cu depozite de 900-1000m, constituite din argile si calcare. Varsta este stabilita pe criterii paleontologice si depozitele crct sunt in delurile Priopcea si Bujoare. Devonian inf, urmeaza in continuitate de sed peste Sil, insumeaza 600-700 m alcatuit tot din argile si calcare, puternic afectate de intruziunile magmatice-formatiunea de Bujoare. Varsta stabilita pe baza asoc de brahiopode, trilobiti si altele. Carbonifer inf. In ultima parte a Dev a avut loc o intrerupere de sedimentare incat o buna parte din dep Dev au fost indepartate, sed s-a reluat in Carbonifer cand s-au acumulat in special conglomerate si gresii in grosime de 1500-2000 m, avand si numeroase intercalatii de tufuri si chiar intruziuni de diabaze. Depozitele Carb inf sunt cunoscute sub denumirea de formatiunea de Carapelit. Datorita faptului ca argumentele paleontologice lipsesc stabilirea varstei s-a realizat pe criterii stratigrafic geometrice. In zona masivului de la Greci s-a stabilit pt granitul de Greci o varsta absoluta de 320 Mani, ceea ce coresp cu Carboniferul inf. Deorece acest masiv granitic strabate formatiunea pe care o si modif termic, inseamna ca punerea in loc a granitelor s-a realizat ulterior depunerii formatiunii de Carapelit. Aceasta inseamna ca formatiunea are cel putin varsta Carbonifer Inf.

Magmatite prealpine. Au o dezvoltare destul de mare predominand cele intruzive in special granitele si granodioritele. Aproape toate corpurile magmatice au determinat o aureola de contact asupra formatiunilor pe care le strabat. Varsta magmatismului este dificile de stabilit pt ca sunt multe generatii, insa maj fiind de varsta hercinica se poate spune ca si magmatismul in asamblu are aceasta varsta.

Formatiuni alpine. Pt U.M nu se cunosc form sed alpine, exista totusi o serie de filoane de diabaze care strabat alte formatiuni magmatice prealpine si de aici s-ar trage concluzia ca aceste filoane ar putea fi de varsta alpina.

Tectonica

Analiza evolutiei unitatii de macin arata ca au existat 2 etape majore. O etapa prealpina si o etapa alpina.

Etapa prealpina este cea mai imp in evolutia unitatii pt ca cuprinde toate miscarile orogenetice pe care aceasta unitate lea suportat pana la inceputul ciclului alpin. Cu certitudine zona a fost afectata puternic de miscarile hercinice, caledonice si asyntice. Desi fiecare ciclu tectogenetic nou la desfiintat pe cele anterioare se mai gasesc unele structuri care prezinta relicte ale ciclurilor anterioare. Efectele miscarilor hercinice ca ultimele care au afectat zona sunt materializate in procese de cutare intensa dar si in procese magmatice. In cadrul miscarilor hercinice in structurile U.M. au putut fi separate 2 faze de cutare: faza bretonă, cand a avut loc sedimentarea Dev inf si a doua, faza sudetă, care s-a manifestat ulterior depunerii Carb inf. Desi efectele sunt greu de atribuit la o anumita faza se recunosc in zona unitatii Macin numeroase efecte plicative (cute) si rupturale (falii).

A doua etapa in evolutia U.M este cea alpina, etapa in care desi nu se gasesc dep sedimentare asupra carora sa existe efecte se poate spune ca odata cu Jurasic sup, cu faza Neochimmerica, U.M. a fost inaltata si impinsa peste unitatea Tulcea dupa FLC. Dupa miscarile Neochimmerice, UM la fel ca toata Dobrogea de Nord a devenit rigida, incat alte miscari din ciclu alpin nu si-au mai pus amprenta. De aceea UM face parte dintr-un orogen alpin timpuriu.

Unitatea Tulcea

Această unitate structurală ocupă o suprafa ă ceva mai mare din Dobrogea de N fiindț delimitate:- la N prin Falia Sf Gheorghe-Oancea-Adjud fata de platf Scitica;- V vine in contact cu unitatea de Macin prin intermediul Faliei Luncavita-Consul; - S vine in contac cu unitatea de Babadag ( o limita topografica- valea raului Taita ). - E se continua pe sub apele lacului Razelm spre acvatoriul Marii Negre. In alcatuirea sa, unitatea Tulcea are formatiuni de varsta Prealpina, precum si formatiuni de varsta alpine.

Formatiuni prealpine. În aflorimente aceste formatiuni apar pe suprafete foarte mici, acest lucru se datoreaza faptului ca unitatea Tulcea este afundata tectonic si in felul acesta formatiunile alpine au fost indepartate prin eroziune pe suprafete mici. Doua sunt punctele mai cunoscute in care apar formatiunile prealpine: la Uzun Bair si in dealul Monument de la Tulcea. In general, formatiunile prealpine ale unitatii Tulcea sunt asemanatoare cu cele din unitatea de Macin, si anume, prin prezenta sisturilor cuartitice cu biotit sunt considerate a fi echivalente cu cele din Grupa de Orliga - Sararie. In Dealul Monument de la Tulcea formatiunile prealpine sunt ceva mai deosebite in sensul ca gradul de metamorfism este redus ( incipient ) si ar fi echivalent cu sisturile verzi din Masivul Dobrogei Centrale. Tot ca formatiuni prealpine in unitatea Tulcea se gasesc depozite paleozoice nemetamorfozate. Varsta acestora a fost stabilita pentru Silurian si Devonian. Silurianul se gaseste bine reprezentat la Uzun Bair si petrografic este constituit din argile si calcare cenusii care stau peste sisturile cristaline. Varsta este atestata paleontologic. Devonianul cuprinde depozite in grosime de aprox 200 m si se considera ca este dezvoltat in intregime fiind alcatuit petrografic dintr-o succesiune de 3 formatiuni cu argile in baza, calcare argiloase in partea mediana si roci silicioase la partea superioara. Varsta este stabilita pe criterii paleontologice.

In cadrul forma iunilor prealpine, pe langa sisturi cristaline si roci sedimentare se maiț gasesc si cateva magmatite constituite din granite si porfire, fiind de fapt aceleasi generatii care se regasesc si in Unitatea de Macin.

Formatiuni alpine. Acestea sunt reprezentate prin depozite sedimentare mai ales Triasice, apoi Jurasicesi o serie de magmatite de varsta Alpina. Triasicul este intervalul stratigrafic ale carui formatiuni stau discordant peste formatiunile prealpine. Prin litologie, dar si prin asociatiile de fauna, Triasicul din Unitatea Tulcea apartine marelui domeniu de sedimentare specific pentru Triasicul de tip alpin.

Exceptand partea bazala care are un puternic caracter detritic , in rest, depozitele Triasicului din Unitatea Tulcea sunt constituite din roci carbonatate. Depozitele sunt foarte fosilifere mai ales cu specii de amoniti incat a fost posibila atestarea unui interval foarte mare din Triasic cuprins intre Seissian pana in Rhaetian. Specific pentru zona Tulcea a fost semnalata

in depozitele de varsta Triasica existent unor faciesuri heteropice ( sincrone ). Sunt mentionate in literature 6 zone cu sedimentare diferentiata si acestea sunt:

1. Mahmudia2. Agighiol Tulcea3. Zebil4. Cataloi5. Izvoarele Niculitel6. Consul Mihai Bravu

Trebuie precizat ca in zonele de la Izvoarele Niculitel si Consul - Mihai Bravu sunt numeroase si depozite de tip flis ( argile, gresii ).

Jurasicul : depozitele acestui interval stratigrafic sunt atribuite pe criteria faunistice Liasicului, Doggerului si partii inferioare a Malmului. Fiind plasate la partea superioara a stivei sedimentara, depozitele Jurasice sunt indepartate in mare parte de catre eroziune, mentinandu-se sub forma unor martori pe zone mici, dar si acestia sunt acoperiti de catre depozitele Cuaternare. Caracteristica petrografica a depozitelor Jurasice este data de prezenta la partea inferioara a formatiunilor cu caracter de flis urmate de formatiuni calcaroase la partea superioara bogate in argumente paleontologice. Stiva de depozite Mezozoice este acoperita de o patura relativ uniforma de depozite leossoide de varsta Cuaternare. Tot ca formatiuni alpine avem magmatite alpine. Din analiza succesiunilor si a relatiilor dintre formatiunile sedimentare si cele magmatice s-a stabilit ca in Triasicul superior a avut loc o activitate magmatica foarte bogata atat bazica cat si acida. Aceasta situatie este datorata miscarilor tectonice care au fost active pana in Jurasicul superior. Magmatismul bazic s-a manifestat in timpul Cambrianului si Norianului in zona Niculitel Izvoare. Eruptiile s-au produs in conditii submarine cu lave bazaltice, dar si produse piroclastice. Aceasta activitate a fost legata de o zona de expansiune, de un rift care s-a inchis in Jurasicul sup. Magmatismul acid reprezentat prin porfire cuartifere a fost bine conturat pe 2 aliniamente: unul a fost intre Isaccea si Tulcea, iar al doilea a fost intre Lucavita si Consul. Acestea au fost decalate in timp, de altfel, exista mai multe interpretari in ceea ce priveste magmatismul acid, si anume una din ipoteze presupune ca ar fi un magmatism de subductie posterior celui basic, dar mai exista si o alta parere care spune ca magmatismul acid in Unitatea Tulcea s-ar datora intruziunii magmelor bazice subcrustale si apoi anatexia paturii granitice.

Tectonica unitatii Tulcea

Aranjamentul structural tectonic al unitatii Tulcea a fost desavarsit intr-o faza timpurie a orogenezei alpine, si anume, faza Neochimmerica. In functie de evolutia in timp a Unitatii Tulcea au fost stabilite 3 etape distinct care au generat structure, si anume:

1. Etapa prealpinaEste etapa care s-a desfasurat pe intregul ansamblu orogenic Nord Dobrogean cand s-au

manifestat miscarile hercinice, caledonice si assyntice. In aceste miscari s-au realizat cutarea depozitelor, punerea in loc a unor magmatite si pocese de metamorfism.

2. Etapa alpina

pretectonica Se refera la procesele sedimentare si tectonice petrecute in timpul Triasicului si

Jurasicului. Miscarile tectonice care au afectat puternic formatiunile Triasice si Jurasice sunt cele Neochimmerice si s-au materializat printr-o serie de cute, fracture si chiar sariaje.

Elementele structural majore conturate in aceasta etapa sunt : falia Luncavita-Consul, precum si alte 2 falii paralele cu aceasta, respectiv, falia Isaccea- Enisala si falia Meidanchioi-Iulia. In lungul faliei Luncavita-Consul unitatea Macin a fost inaltata si sariata peste unitatea Tulcea, celelalte 2 falii au permis individualizarea dpdv structural a 2 solzi care in unele acceptiuni sunt considerate chiar panze de sariaj. Astfel, intre falia Luncavita-Consul si falia Meidanchioi-Iulia se gaseste solzul Consul. Acest solz suporta sariajul unitatii Macin si la randul lui este sariat peste restul unitatii Tulcea, respectiv, peste solzul Niculitel, care reprezinta portiunea din unitatea Tulcea cuprinsa intre falia MI la vest si falia IE la E. Solzul Niculitel suporta partial sariajul solzului Consul, precum si, sariajul unitatii Macin in partea de N. La randul sau este impins peste partea estica a unitatii Tulcea. In extremitatea estica a unitatii Tulcea sunt dezvoltate o serie de elemente plicative, adica niste anticlinale si sinclinale, orientate NE-SV.

Un alt accident tectonic este falia Sf Gheorghe-Oancea-Adjud; in lungul acestei falii unitatea Tulcea este inaltata si impinsa peste platform Scytica.

3. Etapa alpine posttectonica In urma miscarilor neochimmerice, dupa sfarsitul Jurasicului, s-a realizat in zona un

orogen alpin numit orogenul Chimmeric si care cuprindea toata unitatea Tulcea si Dobrogea de Nord. Dupa miscarile chimmerice, zona Tulcea si Dobrogea de N devine rigida incat celelalte faze tectonice ale ciclului alpin nu mai produc efecte. Incepe o perioada de morfogeneza cand procesele de eroziune ataca depozitele depuse anterior. Pentru faza alpine posttectonica nu se cunsoc depozite accumulate cu exceptia catorva pct, au fost identificate o serie de depozite posibil Sarmatiene si apoi cele Cuaternare.

Resurse minerale utile: Calcar, dolomite si porfire cuartifere.

Unitatea Babadag

Aceasta unitate este localizata in partea de SV a Dobrogei de N, are aspectul unui culoar si este prinsa intre Unitatile Macin si Tulcea la NE, respectiv masivul Dobrogei Centrale inspre S-SV. Pe sub lacul Razelm si aceasta unitate se prelungeste in acvatoriul Marii Negre. In mare parte stratigrafia acestei unitati se aseamana cu a unitatii Tulcea. Categoriile de formatiuni constituent sunt urmatoarele:

- formatiuni prealpine- formatiuni alpine: pretectonice, posttectonice

Formatiunile prealpine sunt reprezentate prin sisturi cristaline care se prelungesc din unitatea de Macin, respectiv unitatea Tulcea.

Tot ca formatiuni prealpine in zona Carjelari se cunosc o serie de corpuri de riolite care au o dezvoltare ceva mai insemnata in zona. Din formatiunile sedimentare nemetamorfozate se gaseste in cadrul formatiunilor prealpine doar formatiunea de Carapelit.

Formatiunile alpine pretectonice acestea sunt alcatuite din depozite sedimentare de varsta Triasica si Jurasica la care se adauga o serie de magmatite, toate similar cu cele din unitatea Tulcea.

Formatiunile alpine posttectonice cuprind depozite care s-au acumulat dupa miscarile neochimmerice, dup ace Dobrogea de N s-a consolidate. Acestea sunt de varsta Cretacica si accumulate intre Albian – Santonian. Aceste depozite de varsta Cretacica acopera toata suprafata unitatii Babadag si nefiind afectate de alte efecte tectogenetice au aspect de cuvertura. Varsta acestor depozite a fost bine argumentata pe baza de asociatii de foraminifere, branchiopode, dar mai ales bivalve din cadrul genului Inoceramus.

Tectonica unitatii Babadag este in mare masura similara cu a unitatii Tulcea existand toate cele 3 etape, respective prealpina, alpina pretectonica si alpina posttectonica. Prezinta importanta ultima etapa care se refera la acumularea depozitelor de varsta Creatcica neafectate tectonic si apoi chiar a unor depozite Neogene. Datorita faptului ca depozitele accumulate in ultima etapa au caracter de cuvertura, dupa unele pareri unitatea Babadag ar putea fi incadrata la unitatile de platform consolidate alpin timpuriu.

Orogenul CarpaticConsideratii generale

Orogenul Carpatic reprezinta un segment important al centurii orogenice Alpino-Himalayene. Aceasta centura se desfasoara din Gibraltar si pana in extremitatea S-E a Asiei, pana in Indonezia.

Orogenul Carpatic este considerat o rezultanta al proceselor evolutive specifice bazinului de geosinclinal care s-a deschis in Triasic inf, intr-o zona de margine a placii Euroasiatice (prin comparatie cu OND care era pozitionat in interiorul placii continentale=intracratonica, OC are o pozitie pericratonica). Pe teritoriul Romaniei segmentul Carpatic ocupa ceva mai bine de jumatate din suprafeta acesteia,fiind cunoscut si sub denumirea de Carpatii Romanesti, aceasta deorece in alcatuire intra mai multe segmente.

Carpatii Romanesti se leaga cu celelalte segmente ale centurii Alpino-Hmalayene si anume inspe N-V cu Carpatii Nordici iar inspre sud cu Balcanii. Acestia au fost separati in 3 tronsoane in functie de pozitia fata de depr Transilvaniei, si anume Carpatii Orientali la E, Carpatii Meridionali la S, si Carpatii Apuseni la V.

In cadrul segmentului carpatic romanesc se gasesc o serie de sectoare mai mari sau mai mici care sunt definite ca depresiuni tectonice. De regula acestea sunt zone scufundate si umplute cu depozite mai noi decat rama inconjuratoare. Aceste depresiuni tectonice sunt pozitionate fie in interiorul tronsoanelor amintite fie chiar intre aceste tronsoane. Pe baza acestui criteriu, depresiunile au fost separate in doua categorii, si anume: -depresiuni intermontane: care au dim apreciabile: depr Transilvaniei, depr Panonica-depresiuni intramontane: mai mici, si se gasesc in interiorul celor 3 seg muntoase: depr Sighet in N, depr Ciuc, depr Brasov-Barsa, depr Comanesti, depr Petrosani.

O analiza de ansamblu asupra celor 3 segmente scot in evidenta o serie de aspecte specifice, dar si unele similitudini, printre care: -prezenta in structura celor 3 segmente carpatice a unor asa zise zone cristalino-mezozoice, la care patea de sisturi cristaline reprezinta portiuni de scoarta continentala consttuind vestigii ale ciclurilor orogenice anterioare (Plz, Precmb). -prezenta in toate cele 3 segmente a unor zone cu depozite de flis. Avem astfel un flis tipic care este puternic dezvoltat in CO si ceva mai slab dezvoltat in CM si un flis atipic bine dezvoltat in CA si extremitate vestica a CM, foarte slaba in Orientali. -prezenta in toate cele 3 segmente carpatice a unor complexe de magmatitie bazice si ultrabazice, cu crct de asociatii ofiolitice, considerate a fi resturi ale unor scoarte oceanice generate in procesele de expansiune si consumate ulterior prin porocese de subductie. -prezenta unor magmatite prepoderent acide dar de varste diferite, si anume: Senonian-Paleogen in Meridionali si Apuseni, Neogen-Cuaternare in CO. Acestea sunt datorate unor procese specifice din zona de subductie, porocese impuse direct de dinamica placii. -continuitatea structural dintre CO si CM, apoi interpunerea Bazinului Transilvaniei intre CO si CM pe de o parte si CA pe cealalta parte.

Explicarea structogenezei OC intr-o nomenclatura unitara s-a realizat prin aplicarea principiilor tectonicii globale asupra principalelor etape de evolutie geologica, avandu-se in vedere criteriul varstei tectogenezelor care au dus la formarea marilor unitati structurale. Aplicarea acestor principii s-a facut prin renuntarea la criteriul descrierii domeniului bazinal.

Aplicarea principiului tectonicii globale are in vedere existenta in Carpatii Romanesti a 2 suturi ofiolitice, care de fapt sunt niste aliniamente in care apar asociate sedimentarului roci bazice si ultrabazice (bazalte, grabrouri, serpentinite) provenite din manta si care indica 2 vechi zone de acretie ce corespund la 2 zone de rift. Aceste zone de rift au fost consumate ulterior prin procese de subductie sau scurtare de scoarta. Zonele de rift in care avem scoarta oceanica

erau separate de blocuri continentale cu scoarta continentala acoperite total sau partial de apele oceanului Tethys.

Faza compresiva care a afectat bazinul geosinclinal carpatic s-a realizat in doua etape tectogenetice distincte:-o prima etapa in care se considera ca au fost generate unitatile pozitionate intern si care s-au fi petrecut in tectogenezile Cretacice – Unitati Dacidice (Dacide) -fazele Asturica si Hercinica.-o a doua etapa s-a petrecut in tectogenezele din Miocen cand au fost generate unitatile pozitionate la partea externa a catenei si pentru care se utilizeaza termenulul de Unitati Moldavidice (Moldavide).

Analiza spatiala a structurilor carpatice a relevat faptul ca cele 2 rifturi, care au generat suturile ofiolitice, au evoluat decalat in timp si spatiu si sunt legate de fragmentarea marginii S-V a placii Euroasiatice ca scoarta continentala.

Riftul Vestic cunoscut si ca denumirea de Rift Tethysian sau Rift Transilvan s-ar fi deschis undeva la limita dintre Permian si Triasic. Acest rift a format ulterior asa numita sutura ofiolitica majora si care se gaseste in sudul muntilor Apuseni de unde se continua spre N pe sub bazinul Transilvaniei apoi in zona flisului Transcarpatic si al klipelor pienine dupa care se indreapta apoi spre Carpatii Nordici si mai apoi spre Alpi. Acesta sutura se continua si inspre S pe sub depozitele campiei Panonice pana in zona Vardarului in Grecia.

Riftul Dacidelor Externe a functionat in zona mediana a actulilor CO si o parte din CM. Aliniamentul in care se regasesc roci specifice suturii ofiolitice este amplasat in fata zonei crstalino-mezozoice din orientali in cadrul depositelor panzei flisului Negru si panza de Ceahlau, iar in Meridionali ofiolite se gasesc in flisul de Severin. Cele doua zone de rift au intrat ulterior in etapa compresiva prin care s-a realizat acel proces specific de scurtare de scoarta si procesul s-a produs dupa doua paleoplanuri de consum. Aceste paleoplanuri au fost plasate unul in partea estica a carpatilor Apuseni si al doilea in partea E a CO. Procesele tectonice generate au dus treptat la conturare celor doua catene ale CA respectiv CO. Procesul de cutare a inceput din Cr inf, mai intai in partea de V (Apuseni) apoi inspre E. Cele doua zone de subductie au determinat in spatele arcurilor montane un vulcanism acid specific: punerea in loc a banatitelor in partea de V a CM si Apuseni in intervalul Senonian-Pg apoi manifestarea vulcanismului din CO in Ng-Q.

Se presupune ca inca din Triasic a inceput fisurarea placii Est Europene si aparitia Riftului Dacidelor Externe.

Pe zonele acoperite au avut loc depuneri sedimentare: Dacidele Interne, Dacide Transilvane (sc oceanica), Dacide Mediane(sc continentala)- domeniul bucovinic, subbucovinic, infrabucovinic, Dacide Externe (sc oceanica) –Panza Flisului Negru si Panza Flisului de Ceahlau, Moldavide(sc continentala).

O situatie similara se regaseste si in Carpatii Meridionali.

In evolutia Orogenului Carpatic s-au conturat o serie de unitati structurale componente care se regasesc in toate segmentele carpatice si care au caracter de panza de sariaj, dar provenienta acestor panze este atat din zona de rift cat si din zona cu scoarta continentala. Panzele de sariaj s-au conturat mai ales in perioadele de cpmpresiune cand ortiuni apreciabile din placile continentale au fost remobilizate fie prin cutare sau chiar prin procese de decolare.

In evolutia sa, Orogenul Carpatic a trecut mai intai printr-o etapa de distensiune cand s-a evidentiat si largit area geosinclinala. Acest aspect a presupus deschiderea succesiva a celor doua rifturi oceanice, unul in Vest (Transilvan) si unu in Est (Dacidelor Externe), dupa care etapa de distensiune a fost urmata de o etapa compresiva cu scurtare de scoarta si conturarea catenelor de orogen.

Evolutia incipienta a riftului Transilvan s-a facut in contextul general al Europei alpine, deschiderea acestuia fiind contemporana cu deschiderea si a celorlalte segmente, respectiv segmentul Vardar si segmentul Anatolian.

Pentru Orogenul Carpatic etapa compresiva ar avea direct cauza de deschiderea riftului din Antlantic.

Prin prisma celor prezentate in structura O. Carpatic se regasesc 2 mari categorii de unitati structurale cu caracter de panze de sariaj: Dacide si Moldavide.

Dacidele sunt unitati structurale specifice geosinclinalului Carpatic dar si zonelor adiacente:-Dacide Interne – in care se incadreaza Apusenii Nordici, acumulati pe blocul Panonic (Sialici).-Dacide Transilvane – care cuprind Apusenii de Sud (Sinici) si o parte din panzele Transilvane.-Dacide Mediane – in care se incadreaza zonele cristalino-mezozoice din CO (panzele Bucovinice) si CM (P. Getica si Supragetica).-Dacide Externe – acumulate in cadrul riftului Dacidelor Externe (P. Flisului Negru, de Ceahlau-CO si P. De Severin-CM).-Dacide Marginale – numai in CM, reprezentate prin P. Danubiana (Autohton Danubian).

Dacidele Transilvane si Externe au provenit din acumularea si cutarea depozitelor sedimentare acumulate pe scoarta oceanica a celor 2 rifturi.

Dacidele Interne, Mediane si Marginale au provenit din acumularea si cutarea sedimentelor pe scoarta continentala (Sialica). In procesele de remobilizare tectonica depozitele acumulate pe scoarta sialica in urma unor procese de forfecare au fost antrenate impreuna sedimente si situri cristaline.

Moldavidele, in cadrul lor avem urm unitati structurale cu crct de panza: P. de Teleajen, Audia, Tarcau, Vrancea, Pericarpatica.

Cicluri OrogeneIn evolutia teritoriului Rimaniei au fost indetificate efectele a 3 din cele 4 cicluri

orogenice prealpine.

A. Cicluri Orogenice PrealpineIn timp geologic ciclurile orogenice prealpine au contribuit la formarea unor catene

montane situate la contactul unor placi sau microplaci tectonice, catene care in evolutia lor au fost peneplenizate si transformate in platf rigide (cratoane). Analiza evolutiilor in ceea ce priveste placile tectonice are la baza principiile tectonice globale.

In evolutia Pamantului sunt cunoscute urm cicluri orogenice: Arhaic, Proterozoic, Caledonian, Hercinic.

1. Ciclul ArhaicEste recunoscut prin faza tectogenetica Belomariana (Kennoreana), referindu-se la

formatiunile scutului Canadian si se pare ca ar fi avut o serie de influente asupra unor portiuni din pltf Moldoveneasca (unele granitoide din soclu).

2. Ciclul ProterozoicS-a desfasurat pe parcursul intervalului Proterozoic si are mai multe faze tectogenetice.

Dintre acestea pe teritoriul apare faza tectogenetica Sveco-Kareliana, care s-a desfasurat in Proterozoicul inf cu ecouri in Proterozoicul Mediu acum 1600mld ani. In urma acestei faze tectonice s-a consolidat platf Est-Europeana care pe teritoriul Romaniei ocupa partea N-E. Tot din pltf Est-Europeana se regasesc pe teritoriul Romaniei soclul Dobrogei de Sud si partea estica a pltf Valahe.

Faza Sveco-Kareliana a presupus un amplu proces de coliziune cand s-a constituit primul supercontinent din evolutia Pamantului. Acest supercontinent ocupa aproximativ domeniul actual al O. Pacific cu extindere de la Polul Nord la cel Sudic si care la sfarsitul Proterozoicului se scindeaza datorita unui rift in zona centrala in urma caruia s-au generat doua mase continentale: una in emisfera sudica, din care faceau parte fragmente ce au constituit ulterior Africa, Am de Sud, Siberia si pltf Est-Europeana; cealalta masa se extindea spre partea nordica si contine fragmente ce ulterior s-au regasit in Australia, India, Arabia, China si Antarctica.

In geosinclinalul format, in urma proceselor de expansiune se vor gasi formatiunile ulterioarelor faze tectogenetice si anume Assyntica (Cadomiana). Aceasta faza este plasata la sfrsitul proterozoicului si inceputul cambrianului, aprox 570Ma. In aceasta faza tectogenetica aria geosinclinala, deschisa in faza anterioara, se restrange prin compresiunea rezultand un nou supercontinent, tot in zona Pacificului. Placa Est-Europeana, in care erau incluse si zone care se regasesc acum in Baltica si Scandinavia, se presupune ca era plasata la marginea S-E a supercontinentului in apropierea de Polul Sud.

Din aceasta placa Est-Europeana se regasesc astazi pe teritoriul Romaniei, sectoare in Dobrogea centrala si tot din aceasta placa se regasesc portiuni in asa numita Placa Apuliana. Portiunile aferente Dobrogei centrale si partial pltf Moesice sunt constituite din sisturi cristaline cu grad scazut de metamorfism- sisturi verzi. Portiuni din soclul Dobrogei cetrale se regasesc regenerate si in structurile Carp Orientali. Varsta absoluta a formatiunilor epimetamorfice sunt de 470-550Ma.

Catre sfarsitul ciclului Proteozoic la limita cu ciclul Caledonian in sectoare adiacente L. Baikal au fost indentificate structuri de tip orogenic atribuite unei alte faze orogenice- Faza Baikaliana, faza care dupa unele pareri ar fi sincrona cu cea Assyntica.

3. Ciclul CaledonianAcest ciclu s-a manifestat in Peleozoicul inferior (Cambrian sup-Silurian sup). In cadrul

acestuia s-a realizat structurarea si consolidarea unui teritoriu amplasat la V si la S de pltf Est-Europeana respectiv la N de OND. Acest teritoriu se prelungea mult spre E pe la N de actuala M. Neagra. Acest spatiu a fost denumit pltf Scytica si este echivalent cu multe structuri Caledoniene din Vestul Europei si Scotia. Pe teritoriul Romaniei acest sector este cunoscut in depresiunea Baradului si Deltei Dunarii.

Ciclul Caledonic cuprinde fazele tectogenetice: -Salaira (Sarda), amplasata la limita Camb-Ord-Tacomica, ce s-a desfasurat intre Ord si Sil-Ardenica, ce s-a desfasurat intre Sil si Dev.

In acest ciclu supercontinentul conturat in faza Assyntica s-a scindat, acum aparand O. Yapetus si care ulterior prin concretiune a generat catena Caledonica (cordiliera Caledonica). Aceasta cordiliera a fost generata in urma unui proces colizional intre placa Est-Europeana si mai multe placi mici din Europa occidentala (microplacile Avalonia, Armorica), care se gasesc actualment in structuri din partea N-V a Europei dar si in scutul Americii de Nord (P. Laurentia).

In urma evolutiei fazei tectogenetice din ciclul Caledonian se deschide o noua arie bazinala cu crct oceanic – O. Rheic si care va constitui baza de evolutie a urm ciclu orogenic.

4. Ciclul HercinicS-a desfasurat in intervalul Sil sup pana in Permian sup. Cuprinde mai multe faze

tectogenetice dintre care efecte pe teritoriul Romaniei sunt mai putine. Aceste faze sunt:-Bretona (limita Dev-Carb)-Sudeta (Carb sup)-Asturica (Carb sup)-Saalica (Permian inf)-Thuringiana (Permian sup)-Palatina, care face trecerea spre ciclul Alpin (Permian-Tr).

Paleogeografic coliziunea sistemului complex de placi existent atunci a determinat ridicarea unui lant orogenic de anvergura, numit si Cordiliera Hercinica, care a avut o dezvoltare globala cuprinzand Muntii Apala iș , apoi Masivul Central Francez, Muntii Vosgi, Muntii Padurea Neagra si Masivul Boemiei. Tot in cadrul aceastei faze bazinul gesinclinal, deschis la estul placii europene, din care s-a desprins pltf Moesica, a fost generat lantul orogenic a Dobrogei de Nord.

La trecerea din Paelozoic in Triasic in intervalul Permo-Triasic s-a constituit ultimul supercontinent Pangaea, prin comasarea Laurentia si Gondwana. La inceputul Triasicului s-a deschis si riftul Tethysian care a evoluat spre zona de bazin sedimentar numita Ocean Tethys, rift care a avut numeroase ramificatii. Se considera ca ecuatorul strabatea aproximativ axial oceanul Tethys, ocean carea a avut o evolutie estimata pana la nivelul Jurasicului dupa care a inceput faza de compresiune, proces determinat de deschiderea oceanului Atlantic.

B. Ciclul AlpinDebutul Orogenezei Alpine este marcat de spargerea supercontinentului Pangaea care a

generat de o parte si de alta a riftului Tethys o serie de placi tectonice, cele mai multe cu caracter de pltf rigida, craton, a caror coliziune a determinat ridicarea lantului alpino-carpato-himalayan. Marginea nordica a oceanului Tehys era constituita din Euroasia care avea in prelungire o larga zona de self in care s-a realizat un lung proces de sedimentare de la sfarsitul Paleozoicului si pana in Jurasic superior.

Pe o astfel de zona s-au acumulat depozite sedimentare specifice dacidelor mediane. Marginea sudica a oceanului Tethys era constituita din asa zisa pltf Africana, care in partea nordica avea un sistem de microplaci foarte mobile: microplaca Italica, microplaca Adriatica si microplaca Apuliana. Aceste microplaci in fazele lor de compresiune au avut rol in edificarea lanturilor muntoase din partea de S si E a Europei. Prin avansarea catre nord a placilor sudice si chiar a celor din extremitatea vestica s-au constituit catenele orogence din europa vestica.

La contactul dintre blocul Panonic cu placa Est Europeana au aparut Carpatii Nordici, apoi Carpatii Orientalii si Muntii Apuseni. Carpatii Meridionali sunt rezultatul avansarii catre nord a pltf Moesice. Mai la sud de Romania prin avansarea placii Apuliene catre placa Moesica s-au conturat muntii Rodopi si muntii Balcani. Mercand inspre SE Europei coliziunea placii Arabe cu placa Turca s-au ridicat Tauridele, si tot in aceasta zona la contactul dintre placa Turca si Moesica s-au conturat Pontidele. Tot in apropiere de zona noastra, placa Adriatica s-a miscat catre N N-E si a generat muntii Dinarici.

In cadrul acestui ciclu s-a realizat ridicarea lantului Carpatic, proces care s-a produs in mai multe etape de tectogeneza, sunt acceptate doua etape de tectogeneza si anume: -etapa Cretacica, cand au fost edificate structurile interne (Dacide); -etapa Neozoica, care s-a manifestat incepand cu Miocenul si cand au fost structurate unitatile externe (Moldavide).

1994 Balintoni a criticat sistemul de clasificare a lui M Sandulescu, propunand pentru unitatile tectonice alpine de pe teritoriul Romaniei:Euxinide - unitatile tectonice de soclu care au provenit din marginea cratonului Euxinic; Perimoldavide - unitatile tectonice de cuvertura care au provenit din marginea estica a bazinului fisului Carpatic (panzele Audia, Tarcau, Pericarpatica); Severinide - unitatile provenite din evolutia celui de-al doilea rift deschis in zona carpatica (Riftul Dacidelor Externe);Getide - unitatile tectonice provenite din marginea forfecata a cratonului Getic; Transilvanide - unitatile care isi au originea in bazinul Vestic in zona riftului Transilvan;Apusenide - unitatile tectonice provenite din forfecarea blocului Panonic. In aceasta viziune doar perimoldavidele au fost amplasate si puse in loc in Neozoic, Tertiar, celelalte unitati tectonice sunt de varsta Cretacica.

Fazele tectogenetice specifice:Faza Paleochimmerica s-a manifestat la limita dintre Triasica si Jurasic, si a afectat

structuri din OND si mai putin din lantul Carpatic. Au fost identificate discordante la limita Jr-Tr in loc Tulcea.

Faza neochimmerica (nevadina) s-a produs la limita dintre Jr si Cr, manifestandu-se la nivel global si cu multe prelungiri in timpul Cr. Se refera la anumite structuri de tip plicativ din cadrul bazinelor de sedimentare ale flisului Carpatic.

Faza Austrică s-a desfasurat la limita dintre Cr inf si Cr sup, si este responsabila de primele structuri de amploare cu crct tectonic din Carpati.

Faza Subhercinica s-a desfasurat in Cr sup, aprox in Senonian, efectele sunt indentificate intr-o serie de formatiuni din cadrul zonei cristalino-mezozoice a Carpatilor Orinetali dar si din Meridionali si Apuseni.

Faza Laramica s-a manifestat la limita dintre Cr si Pg, efectele s-au resimtit la scara planetara, prin manifestari magmatice (pod Dekan, Banatitele) si tectonic s-au realizat o serie de sariaje de amploare cand panza Getica a fost impinsa mult peste autohtonul Danubian.

Faza Pireneana este de mai mica amploare care s-a manifestat la limita dintre Eocen med si Eocen sup. Efectele sunt la nivelul strcuturilor bazinale, si au mers pana la schimbarea mediului geochimic.

Faza Savica s-a manifestat la sf Oligocenului si inceputul Miocenului, iar miscarile tectonice au dus la fragmentarea oceanului Tethys si aparitia Paratethysului.

Faza Stirica este o faza tectogenetica f imp, cu o evolutie destul de lunga, din Miocen inf pana in Miocen med. In aceasta faza s-au inreg doua momente paroxistice. Primul in Burdigalian, cand au fost puse in loc panzele din flisul extern carpatic (Audia, Tarcau si Vrancea) iar al doilea s-a petrecut in Badenian, cand s-au inreg o serie de miscari geodinamice care au conturat lantul Carpatilor Romanesti, context care a presupus scufubdarea bazinului Transilvaniei.

Faza Moldava s-a desfasurat in Miocen la trecerea dintre Badenian si Sarmatian. A produs numeroase efecte structogenetice, fiind raspunzatoare de sariajul panzei Pericarpatice a Carpatilor Orientali peste pltf Moldoveneasca.

Dupa aceasta faza a urmat o succesiunea de faze mai mici: faza Attica (Meotian-Pontian), faza Rhodaniana (sf Miocen- Pliocen), faza Caucaziana (Dacian-Romaninan) care au avut foarte mici efecte asupra structurilor din Carpati. Ultima faza a ciclului Alpin, faza Valaha, s-a desfasurat la inceputul Cuaternarului, provocand mici cutari ale depozitelor cuaternare din zonele subcarpatice.

Carpatii Orientali

Acest segment al Carpatilor Romanesti este o unitate strcucturala majora ale carei acceptiuni este diferita de definitia facuta de geografi, pt ca trebuie avute in vedere formatiunile si mai ales structurile alpine.Delimitare: CO sunt unitari incepand din nord din bazinul superior al Tisei si pana in valea superioara a Dambovitei (aceasta delimitare este valabila numa in cazul in care compartimentul Leoda-Bucegi, nu este atasat la panza Getica a CO). Particularitatile acestui segment sunt date de prezenta fisului Carpatic care ocupa mai bine de jumatatea arealului Carpatilor Orientali. Inspre vest CO se limiteaza cu deprs Transilvaniei si depr Panonica, apoi Carpatii Meridionali. Inspre est se invecineaza cu pltf Moldoveneasca si Barladului si chiar cu ONDingropat, respectiv o mica portiunea din pltf Valaha.

Carpatii orientali la fel ca si celelalte segmente reprezinta un orogen structurat alpin, in componenta sa, formatiunile alpine fiind acumulate din Triasicul pana in Pleistocen. Pe langa formatiunile acumulate sedimentare, se regasesc si formatiuni rezultate in urma manifestarilor magmatice. De asemenea structural participa si formatiuni mai vechi decat cele alpine, denumite prealpine si reprezentate preponderent prin sisturi cristaline de varsta Precambriana si Paleozoica, apoi de magmatite si intr-o foarte mica masura, depozite sedimentare Paleozoice.

Structurile carpatilor orientali s-au conturat in etapele tectogenetice alpine, mergandu-se de la structuri cutate plicative pana la structuri rupturale, respectiv panze de sariaj si falieri. In actualul aranjament structural formatiunile prealpine au fost incorporate de asa maniera

incat amprentele celorlalte cicluri orogenetice respectiv hercinic, assyntic si caledonic, au fost desfiintate. Dpdv structural CO se prezinta ca un ansamblu de unitati tectonice cu crct de panza avand dispozitii suprapuse si sariate de la V spre E. In majoritatea situatilor vergenta formatiunilor si structurilor este estica. Intregul edificiu structural al CO este sariat peste zona de foreland.

Aranjamentul structural mentionat este verificat prin numeroase lucrari cu crct geofizic dar si prin foraje adanci. Ca urmare a etapelor orogenetice, a evolutiei acestor etape dar si ca urmare a evolutiei paleogeografice, in cadrul CO se pot separa mai multe zone structurale care au un aspect cartografic asemanator unor fasii dispuse dea-lungu catenei:Zona cristalino-mezozoica. Corespunde cu ceea ce este definit prin prisma tectonicii globale asa numitele Dacide mediane.Zona flisului carpatic. Se regasesc unitatile aferente Dacidelor externe, plus Moldavidele.Zona flisului transcarpatic. Se refera la unitati structurale amplasate in partea de V a zonei cristalino-mezozoice si este echivelenta cu o parte din Transilvanide si Klippe Pienine.Zona de molasa (Pericarpatica). Echivalenta cu extremitatea Moldavidelor.Zona vulcanitelor neogene. Zona depresiunilor tectonice. Care se suprapun peste celelalte unitati structurale mentionate.

Cu exceptia vulcanitelor neogene toate celelalte zone sunt alactuite din una sau mai multe panze de sariaj. In privinta alcatuirii stratigrafice trebuie retinut faptul ca formatiunile prealpine participa numai la alcatuirea zonei cristalino-mezozoice, toate celelalte zone fiind alcatuite exclusiv din formatiuni de varsta alpina.

A. Zona cristalino-mezozoicaAceasta zona cuprinde unitatile structurale specifice dacidelor mediane din CO.

Denumirea provine de la faptul ca este alcatuita in principal din sisturi cristaline dar si formatiuni mezozoice sedimentare si megmatite. Zona cristalino-mezozoica are o pozitie aproximativ centrala in jumatatea nordica a Carpatilor Orientali si pozitie vestica in jumatatea sudica. Dea-lungul CO aceasta zona nu apare cartografic unitar ci este impartita, in mai multe compartimente. Compartimentul nordic sau Unitatea Central Est Carpatica si Compartimentul sudic sau Compartimentul Bucegi-Leaota-Piatra Mare. Cele doua compartimente au o alc apropiata atat la nivel structural cat si la nivelul formatiunilor. Exista pareri care atajeaza compartimentul sudic la carpatii Meridionali. Aceasta atasare se face pe baza unor dovezi de natura tectonicadar si prin argumente de natura petrografica.

A.1. Unitatea central est carpatica (Compartimentul Nordic)Acest compartiment se intinde de la granita de nord a tarii pana in apropiere de

Miercurea Ciuc, in asa numitul culuar Vladeni. Aceasta unitate cuprinde 2 subsectoare: unul desfasurat intre Tisa si Ciuc si un al doilea subsector desfasurat in zona Per ani. Inspre estș aceasta unitate vine in contact cu flisul Carpatic pe care il acopera intr-un proces de sariaj dupa o linie de falie importanta denumita Falia Centrala. La vest unitatea central est carpatica vine in contact cu flisul transcarpatic dupa o linie foarte sinuasa, iar mai inspre sud, vine in contact cu eruptivul neogen al Carpatilor Orientali. In zona Flisului Transcarpatic, cristalinu prezinta niste iesinduri sub forma unor promontorii: Vaser respectiv Rodna.Orografie: zona este constituita dintr-un relief muntos cu inaltimi care in muntii Rodnei depasesc 2000m. Din formatiunile prealpine si alpine ale acestei zone sunt alcatuiti o parte din muntii Maramuresului, muntii Rodnei, Muntii Bistriteim masivul Rarau, muntii Hasmasului si Per ani. Prezenta rocilor carbonatice in zona Raraului si a Hasmasului a permis aparitia si aș unui relief carstic cu chei si pesteri. Partial in muntii Rodeni apare si un relief de origine

glaciara. In acest sector al CO isi au obarsia o serie de rauri imp: Moldova, Bistrita, Totus, Olt, Mures, Somesul , Iza si Vi eu.șStratigrafie: la alcatuirea unitatii central est carpatce particima situri cristaline si magmatite ca formatiuni prealpine. Participa deasemenea si formatiuni sedimentare in cea mai mare parte alpine. Pe sectoare reduse apar si depozite cu crct brecios acumulate la sf Paleozoicului. In zona central vestica a unitatii central est carpatice se gaseste un element strcutural distinct – Masivul Sienitic de la Ditrău.

Formatiuni prealpine participa la alcatuirea la nivel de soclu la aproape toate panzele alpine, exceptie fac panzele transilvane (Transilvanite). Unitatea est carpatica ca de altfel toata zona cristalino mezozoica a CO a provenit din marginea forfecata a extremitatii vestice a placii Euroasiatice, cunoscuta pt sectorul romanesc sub numele de Cratonul Getic. Cea mai mare parte din acest craton se gaseste astazi in fundamentul deprs Transilvane.

Unitatea central est carpatica este const structural din mai multe unitati tectonice structurate in ogeneza alpina si care au crct de panza cu vergenta estica. Aceste panze au fost sariate in faza tectogenetica Austica.-panzele infrabucovinice-panza subbucovinica-panza bucovinica

Aceste unitati structurale au fost denumite dupa princiipiile tectonicii globale de catre Sandulescu care le-a numit Dacide Mediane. Balintoni(1997) le-a denumit Getide Estice. Sistemul de panze bucovinice au in componenta un soclu de sisturi cristaline, de regula prealpin si o cuvertura sedimentara Mezozoica, nemetamorfozata. Specific pt unitatea central est carpatica este faptul ca deasupra panzelor bucovinice stau dispuse pe sectoar insemnate formatiuni apartinand de transilvanidele estice. Acestea au statut de panza tectonica si sunt lipsite de soclu, dar faptul ca au material ofiolitic inglobat in strcturi, repr o dovada ca provin din riftul Transilvan. Strcutural soclu unitatilor tectonice alpine este alcatuit din strct tectonice prealpine de regula hercinice, care au la randul lor crct de panza.

Panzele prealpine au fost recunoscute in soclurile panzelor bucovinice si sunt urm: -panza de Rarau-panza de Chiril-panza de Putna-panza de Pietrosu Bistritei-panza de Rodna

In privinta clasificarii rocilor cristaline din soclu panzelor alpine de CO au fost individualizate urm litogrupuri:-Bretila-litogrupul de Rebra-Negri oaraș-Tulgheș-Rodna

Se considera ca vergenta panzelor prealpine au avut orientarea dinspre est inspre vest. Cu exceptia panzei de Rarău, care se gaseste doar intr-o anumita zona, celelalte panze se gasesc grupate cate 2 si au de regula 2 litogrupuri in structura. Procesul de metamorfozare al sisturilor cristaline a avut loc in Proterozoic, dar sunt si sisturi cristaline hercinice (Pz).

Litogrupul de Bretila. Este un grup care dpdv petrografic este predominant gnaisic cu intercalatii de amfibolite si secundar micasisturi, chiar gnaisuri oculare. Este un grup mezozonal. Litogr de Bretila intra in alcatuirea panzei prealpine de Rarau, din care s-a constituit ulterior soclu panzelor infrabucovine, subbucovinice si bucovinice. Acesta afloreaza in cadrul acestor strcturi in muntii Hasmasului , in Rarau si in muntii Rodnei si Maramuresului. Varsta este atribuita partii inf a Precambrianului sup. Cutarea initiala a formatiunilor sedimentare si metamorfozarea a avut loc ci circa 859mil ani in urma, pb o faza timpurie a orogenezei Assyntice. Ulterior, unele sectoare ale litogrupului au suferit procese de retromorfism. Masuratorile radiometrice au indicat valori de 800mil de ani, dar si valori cuprinse intre 370-507mil ani. Ultimele valori sunt valori aparente deoarece indica procesele de remobilizare pe care le-a suferit metamorfitele ulterior formarii lor. se considera ca acest grup ar reprezenta niste relicte ale unor nuclee foarte vechi, care au suferit mai multe remobilizari si de aceea prezinta o varsta nesigura.

Litogrupul de Rebra. Este un grup cu formatiuni metamorfozate in conditii de mezozona, constituit petrografic din paragnaise si micasituri cu sillimanit. Se gasesc intrercalatii de cuartite si amfibolite dar calcare si dolomite. Specific pt acest litogrup este interventia in stiva de roci a unor complexe carbonatice in care se gasesc calcare cristaline dar si mineralizatii de tremolit si talc, dar si blocuri de dolomite. In cadrul grupului de Rebra au fost separate 3 formatiuni: R1, R2, R3. Pentru grupul de Rebra se cunoaste o asociatie de spori primitivi cu taxoni de Margominuscula verucosa, care permit atribuirea formatiunilor pt Precambrian sup. Partial si acest grup a fost metamorfozat hercinic, dar cutarea si metamorfismul initial pb s-a produs in fazele timpurii alea orogenezei Baicaliene sau Assyntice. Grosimea stratigrafica ajunge pana la 9000m. Varstele determinate pt K-Ar sau Va-Pb au dat valori care variaza de la 400-376mil ani. Astfel de metode dau varsta metamorfismului.

Litogrupul de Negri oara. ș Este de tip mezozonal, alc din paragnaise dar si din gnaise specifice, numite gnaise porfiroide de Pietrosu. Acest litogr este dezvoltat din Maramures si pana spre sud, in apropiere de Gheorghieni. Gnaisele porfiroidului de Pietrosu formeaza corpul panzei hercinice de Pietrosu Bistritei care sta peste panza de Rodna. In cadrul panzelor alpine, porfiroidul de Pietrosu impreuna cu panza de Rodna intra in componenta soclului de la panza bucovinica si subbucovinica. In deschideri gnaisul de PP are aspect de gnais granitic, dar mineralogia este f simplu, cuart, feldspati plagioclaz, biotit, epidot. Se pare ca initial a fost un depozit rezultat in urma eruptiilor vulcanice care au eliberat marne de origine crustala. Substratul pe care s-a asezat mat vulcanic era din paragnaise cu biotit. Daca ca si vecinatate litogr de N este plasat in vecinatatea litogr de Rebra si in cazurile cunoscute, pozitia este superioara, prin comparatie daca Rebra este de varsta Baicaliana sau Assyntica, rezulta ca si pt Negrisoara varsta este prehercinica mergand pana in Proterozoicul sup.

Litogrupul de Tulghe . ș Este un litogr epimetamorfic si intra sub forma panzei hercinice de Putna in soclul panzelor alpine bucovinica si subbucovinica. Fondul litografic este dat de sisturile grafitoase dar si de alternante de sisturi clorito sericitoase, cuartite variate, dar si de filite si metatufuri. In grupul de Tulghes apar destul de rar calcare cristaline si dolomite. In ceea ce priveste varsta, asociatiile de fitoplancton au permis atribuirea varstei Cambrian inf cu posibilitatea sa se ajunga pana in Ordovician inf. Asociatiile palinologice cu taxoni de Granomarginata vulgaris, Acanthosphaera cambriensis au permis stabilirea varstei. Metamorfismul litogr s-a produs intr-o faza timpurie a orogenezei caledoniene. Radiometric s-au obt varste intre 500-600mil ani. Pe criterii stratigrafice litogr a fost separat in 5 membrii: Tg1...Tg5, complexe care sunt interesante dpdv economic. Litogr de Tulghes este deosebit de imp prin faptul ca in el sunt cantonate mineralizatii de sulfuri polimetalice-Kuroko si mineralizatii de Mn. Se gasesc de asemenea acumulari de baritina stratiforma.

Litogrupul de Rodna. Este un gr epimetamorfic ce intra in alcatuirea soclului panzelor infrabucovinice din partea de nord a CO. Are o litologie constituita din metaconglomerate, metagresii si roci carbonatice (dolomite), metavulcanite cu unele intercalatii de cuartite. Se considera ca asociatia petrografica specifica acestui grup ar fi una tipica de rift, fiind vorba de sedimente si roci vulcanice care au acoperit o crusta cont care a fost metamorfozata ulterior. In ceea ce priveste varsta, resturile paleontologice de crinoizi arata varsta Silurian, Devonian, iar metamorfismul s-ar fi realizat in primele faze ale orogenezei alpine (paleochimmerica).

Tectonica soclului panzelor bucoviniceUrmarindu-se pe o serie de profile transversale din zona cristalino-mez s-a constatat ca

raportul tectonic dintre gr de Bretila si gr de Tulghes este unul anormal, mai ales in Hasmas, grupul de Bretila are o poz superioara fata de cel de Tulghes. De-a lungul timpului s-au dat mai multe explicatii dintre care 2 sunt mai plauzibile.-este posibil ca gr bretila-rarau sa reprz o panza alpina ce a incalecat peste gr Tulges.-gr de Tulghes ar repr un cristalin retromorf ar grupului mezozonal de Bretila-Rarau. Adica se considera ca gr de Bretila ar rep segventa neafectata de procese de retromorfism.

Formatiuni alpine din panza bucovinicaSe intalnesc formatiuni triasice, jurasice si cretacice, pana la albian. Dezvoltarea clasica a

formatiunilor stratigrafice de varsta alpina se face in cele 2 chiuvete, in nord Rarau si in sud Hachima . Formatiunile alpine repauzeaza transgresiv pe formatiuni prealpine in special aleș grupurilor Bretila si Tulghes.

Triasic. Succesiunea stratigrafica este repr prin depozite cuprinse in intervalul Seisian-Norian. Exista situatii in care unele formatiuni au dezvoltare mare regionala, regasindu-se pe ambele flancuri ale sinclinalului, uneori chiar si cu trecere dintre un sinclinal in altul, exisand insa si situatii in care formatiuni de o anumita varsta apar sporadic, fenomen datorat fie unor raporturi sedimentare directionale in bazin, fie remobilizarii pe planul de sariaj al panzelor transilvane.

Succesiunea Triasica incepe cu 3 unitati litologice distincte:-conglomerate si gresii cu intercalatii de siltite. Este unitatea de baza a succesiunii alpine care marcheaza transgresiunea peste soclu cristalin, de aprox 20 m, atat in Rarau cat si Hasmas. Aceasta unitate litologica rep echivalentu stratelor de Seis din Alpi. Galetii conglomeratelor sunt bine rulati si formati exclusiv din roci cristaline (cuartite). Cimentul este de culoare rosietica si este nisipo siltic. Din partea terminala a acestor conglomerate au fost identificate resturi de bivalve, Costatoria costata, care dau varsta Seisian.-dolomite in placi. Urmeaza in continuitate de sedimentare peste gresii si este in grosime de 10m. Sunt dispuse in strate subtiri de ordin centimetric si in care se gaseste o bagata fauna de bivalve care permit incadrarea la Campilian. Se gasesc atat in Rarau cat si Hă ma .ș ș-dolomite masive. Este o unitate controversata sub aspectul continuitatii sau discontinuitatii, existand pareri ce sustin existenta unei discordante intre dolomitele in placi si cele masive. Au grosimea de 100-150 m si lipsita de fosile. Prin pozitie stratigrafic geometric, dolomitele masive sunt atribuite la Anisian.

Succesiunea stratigrafica peste dolomite este completata de alte unitati litologice apartinand Triasicului, si anume: -jaspuri, pachet de roci silicioase in grosime de 2-3m. Sunt lipsite de fosile, fiind atribuite Ladinianului stratigrafic-geometric.

-calcare in placi, constituite dintr-o succesiune de calcare rosietice groase pana la 10m, cu numeroase accidente siliciose, foarte fosilifera-Posidonia wengensis, atribuirea la Ladinian.-calcare albe organogene, formata pe seama acumularii unor alge dar si a unor resturi de corali sau spongieri. Pe baza lor stabilindu-se varsta Ladinian-Carnian.-calcare albe marmareene, formatiune atribuita Norianului ?, si s-a format prin acumulare de resturi organogene.

Formatiunile unitatilor litologice incapand cu jaspurile si cele cu calcare au o prezenta sporadica, neexistand continuitate pe flancurile sinclinalului si chiar de-a lungul acestuia. Situatia este interpretata prin faptul ca la sfarsitul Triasicului, zona a fost exondata, o parte din depozite fiind indepartate prin eroziune.

Jurasic. Intervalul stratigrafic este rep prin formatiuni atribuite la Liasic, Dogger si Malm. Liasicul este mai bine dezvoltat in zona chiuvetei Hă ma ului si este reprezentat prin 2 unitatiș ș litologice, separate de o scurta intrerupere de sedimentare. Unitatile litologice sunt:-calcare rosii si brune, constituite din cativa m de calcare f fosilifere, relativ bogata in argumente paleontologice si datorita aspectului rosiatic este comparat cu faciesul de Hierlatz (Alpi).-conglomerate si gresii, groase de circa 20m, prezentand o serie de intercalatii de calcare. Asociatia de fauna a permis atribuirea la Liasic.Dogger. Depozitele acestuia sunt dezvoltate atat in Rarau cat si Hasmas (preponderent). Este acceptata o singura unitate litologica, constituita din calcare si gresii de circa 200m. Argumentele paleontologice permit atribuirea varstei la intervalul Aalenian-Bathonian.Malm. Depozitele sunt dezvoltate in intervalul Calovian-Tithonic inf. Este dezvoltat in mod egal in cele doua chiuvete, fiind rep prin 2 unitati litologice:-jaspuri, dispuse transgresiv pe diferiti termeni mai vechi, alcatuit din roci silicioase , in special radiolarite. Au culoare specifica, brun-rosietica cu treceri spre galben/verde. Taxonii de bivalve dar si asociatii palino au permis stabilirea varstei pt jaspuri la Callovian-Oxfordian.-formatiuniea cu Aptychus, urmeaza in continuitate de sedimentare fiind alcatuita din dep pelagice, in special argile, marne si calcare, cu unele interclatii de gresie. Grosimea este in jur de 600m, bogata fosilifer in aptichi dar si numeroase Tintinidae. Varsta stabilita este Oxfordian sup-Tithonic. In aceasta formatiune este plasata limita dintre Jurasic si Cretacic. Sedimentologic, acumularea celor 2 formatiuni atribuite Malmului, se considera ca s-a realizat la maximul de adancime al bazinuilui de sedimentare.

Cretacic. Depozitele sunt cunoscute numai pana in Albian. Partea terminala a formatiunii cu Aptychus trece si in baza cretacicului, dar formatiunile specifice Cretacicului arata conditii de sedimentare de bazin cu adancime redusa dar si greu de amplasat in sistemele de clasificare. Peste formatiunea cu Aptychus, in timpul cretacicului s-au acumulat depozite separate in doua unitai litologice:-grezo-conglomeratele Muncelu-Chicera, sunt transgresive peste cristalin, fiind constituita din coglomerate, microconglomerate si gresii, de ordinul a zeci de m. Afloreaza la Sadova. -formatiunea de Wildfliș are deasemenea un crct transgresiv, atat fata de conglomeatele Muncelu dar si alte formatiuni mai vechi. Are o alcatuire deosebita cu aspect sedimentar f neregulat, si este constuita in general din argile si marne de culoare neagra sau verzuie, cu frecvente oglinzi de frictiune. In cadrul depozitelor de Wildflis apar cu crct de intercalatii, frecvente gresii, conglomerate chiar si brecii, sau sunt dezvoltate bioherne cu corali si alge. Caracteristic este faptul ca in masa sa sunt incorporate olistolite de roci jurasice si triasice care apartin de panzele transilvane. Grosimea dep de Wildflis ajung pana la 500m iar in cadrul

formatiunii s-au gsit argumente paleontologice extrem de variate, mergand de la foraminifere, brachiopode, amoniti si bivalve. Asociatia de fauna a permis atribuirea la Baremian-Aptian cu treceri in Albian.

Wildfisul rep formatiunea terminala a suitei alpine din cadrul chiuvetelor de Rarau si Hasmas, exinzandu-se cartografic intre cele 2 flancuri de dolomite care se gasesc pe flancurile sinclinalului. Acesta are si o semnificatie tectonica deosebita intrucat prezinta petice de acoperire si olistolite straine domeniului bucovinic, aratand faptul ca wildflisul s-a depus intr-un fel de sant sub forma unei chiuvete peste care sincron au decolat panzele tansilvane.

Formatiuni alpine specifice domeniului subbucovinicS-au acumulat depozite Triasice, Jurasice si Cretacice, capar nitar mai ales in partea

nordica a sinclinalulu marginal exern. Deschise in zona Glodu, dar apar si mai la sud,intr-o serie de ferestre tectonice scoase de eroziune de sub panaza bucovinica. Formatiunile apline de tip subbucovinic apar si in zona Dămucului si Tarni a. Formatiunile difera de cele bucovince,ț aratand faptul ca domeniul de sedimentare a fost oarecum deosebit. Triasicul este cunoscut numai prin partea sa bazala, respectiv conglomerate gresii si niste dolomite, si este asemanator cu Tr din panza bucovinica.Jurasic. Din aceasta succesiune lispeste Liasicul. Dogger este rep prin calcare si gresii cu suficiente arg paleo.Malm are in baza formatiunea cu jaspuri, urmata de o succesiune grezo-marnoasa care ar fi ecivalenta cu formatiunea cu Aptychus. Cretacic este rep prin niste depozite controversate care sunt dificil de atribuit.

Depozitele alpine din domeniul subbucovinic sunt rep sporadic si au putine diferentiri fata de dep bucovinice.

Formatiuni alpine de tip infrabucovinicAu fost conservate sub forma unor semiferestre si ferestre, mai ales in zona Iacobeni-

Argestru. Contine depozite atribuite Triasicului si primei parti a Jurasicului (Seisian-Dogger).Din Liasic se cunoaste o succesiune constituita din brecii cu galeti din sisturi cristaline, formatiune sincrona cu conglomeratele de tip Seis din pana bucovinica si subbucovinica.Transgresiv peste brecii urmeaza dolomite si calcare de culoare negricioasa si apoi un pachet de calcare Jurasice care au numeroase intercalatii de gresii. In ansamblu formatiunile alpine ale domeniului infrbucovinc difera de cele ale domeniului bucovinic.

Formatiuni alpine de tip transilvanIn cadrul asa numitului sinclinal marginal extern, respectiv in chiuvetele Rarau si Hasmas,

apar o serie de formatiuni sedimentare care sunt diferite de formatiunile sedimentare de tip bucovinic. Acestea poarta numele de formatiuni tip transilvan pt ca s-au acumulat intr-un domeniu diferit de cel in care s-au acumulat formatiunile bucovinice.

Sub aspect petrografic predomina formatiunile calcaroase si sunt dispuse in 3 moduri diferite:-sub forma de petice de acoperire, unele de dimensiuni f mari, altele mai mici, cu dezvoltare insemnata in chiuvetele Rarau (Pietrele Doamnei, Piatra Zimbrului) si Hasmas (Cheile Bicazului, masivul Hasmas). -sub forma de klipe sedimentare (olistolite);sunt blocuri mai mari sau mai mici, care au fost desradacinate, dintr-o structura geologica tectonizata si apoi in urma unui proces de alunecare au fost sedimentate in Wildflis.-sub forma de galeti, mai mari sau mai mici care intra in componenta conglomeratelor.

Formatiunile alpine de tip transilvan au fost acumulate pe un soclu de fund oceanic, intr-o zona mai vestica a riftului Tethysian. Miscarile alpine ulterioare procesului de sedimentare le-au suprapus peste suita bucovinica acumulata intr-un bazin de sed cu scoarta continentala, alunecare care s-a realizat sub forma unor sariaje.

Ceea ce se gaseste astazi in teren sunt niste resturi ale suitei transilvane care se constituie intro serie alohtona, suita bucovinica fiind autohtona. Constitutia petrografica din majoritatea olistolitelor arata ca s-au format in conditii bazinale bogate in amoniti, iar predominanta calcarelor indica evolutia unor platforme carbonatice. Faptul ca rocile calcaroase sunt asociate cu afiolitele reprezinta marturia acumularii acestor calcare pe un fund oceanic. Pozitia actuala a ofiolitelor indica un proces de consum de scoarta.

Stratigrafic formatiunile alpine transilvane sunt atribuite Triasicului, jurasicului si Cretacicului.Triasic. Depozite acestui interval se regasesc sub forma de klipe sedimentare in wildflisul unitatii bucovinice. Petrografic predomina calcarele care sunt fosilifere, intrucat in baza faunei descrise s-a pus in evidenta etajele cuprinse intre Werfenian si Rhaetian. Werfenian a fost indentificat in klipa de pe Valea Seaca, Rarau. Petrografic avem marno-calcare fosilifere in care se gaseste o asociatie de Myophoria orbiculata.Anisianul a fost indetificat intr-o klipa de pe raul Sadova, Rarau, fiind formata din calcare negre, puternic diaclazate si bituminoase.Ladinian-Carnian inf a fost indetificat in klipa de pe paraul Cailor, Rarau, cu calcare biomicritice, rosii, extrem de bogata in bivalve si amoniti.Carnian-Norian s-a gasit in mai multe klipe, constituite din calcare cenusii, uneori rosii. Fauna este foarte bogata in special in amoniti – Arcestes, precum si bivalve – Monotis.Rhaetian. Depozitele atribuite sunt ceva mai frecvente, fiind descoperite mai multe klipe sedimentare atat in Rarau cat si Hasmas. Fauna este dominata de brachiopode – Rhaetina gregoria.

Jurasic. Depozite atrubuite acestuia apar atat sub forma de klipe cat si sub forma de petice de acoperire. Jurasicul este prezent prin Liasic, Dogger si Malm.Liasicul este pus mai frecvent in evidenta in Rarau prin niste calcare rosii fosilifere, bogate in brachiopode, gasteropode, bivalve si amoniti.Dogger apare sub forma de klipe din calcare marne si gresii, bogate in brachiopode, bivalve si amoniti. Acesta este mai bine studiat in Rarau.Malm se intalneste numai in Hasmas, unde formeaza petice de acoperire pe suprafete foare mari. Se regaseste si sub forma unor klipe sedimentare si in cadrul acestor depozite au fost separate doua unitati geologice:-formatiunea cu Acanthicum; este constutuita din calcare rosietice-cenusii, asociate cu marne si gresii, cu grosimi de 40m. Calcarele cu Acanthicum sunt f fosilifere, si s-au identificat asociatii de foraminifere, spongieri, brachiopode, bivalve, belemniti si amoniti – Aspidoceras acanthicum (kimmeridgian).-formatiunea de Stramberg este constituita numai din calcare masive in jur de 150m, cu argumente paleotologice, plecandu-se de la calpionere, belemniti, gasteropode. Fauna permite incadrarea la Tithonic.

Cretacic. Depozitele acestuia au fost puse in evidenta atat in Hasmas cat si Rarau. Intr-o serie de klipe aceste depozite au fost puse in continuitate de sedimentare peste Jurasic, fiind constituite din calcare. Au fost separate 3 unitati litologice:-calcare si marnocalcare cu amoniti, sunt depozite de mare adanca de circa 80m si sunt bn dezvoltate in zona Hasmasul Mare. Fauna bogata de amoniti au stabilit varsta Beriasian-Valanginian.-calcare algale si coraligene stabilite la Hauterivian.

-calcare urgoniene, formatiune neritico-litorala de circa 250m. Calcarele sunt biomicritice si biosparitice in care se gasesc frecvent bivalve aberante. Frecventa lor indica un bazin cu ape f calde si agitate, iar aceste calcare sunt dezvoltate pe larg atat in Hasmas cat si Rarau.

Cu aceste formatiuni se incheie formatiunile alpine de tip transilvan.In formatiunile alpine apar si roci magmatice bazice dar care sunt legate exclusiv de

formatiunile de tip transilvan. Se cunosc in zona Hasmasului dar si Rarau cum este cazul zonei Lucina, unde formeaza un veritabil petic de acoperire constituit din serpentinite si diabaze. Varsta acestora este atribuita Triasicului si reprezinta resturi ale unor zone de acretie.

Tot in zona est carpatic se gasesc si sienitele de la Ditrau. Este amplsat in partea de S-V a compartimentului si strabate grupurile de Tulges si Bretila, varsta punerii in loc este alpina in intervalul Jurasic-Cretacic. Sub aspect structural sienitul de la Ditrau apartine de panza Bucovinica.

Consideratii tectonice asupra unitatii central est carpaticeAceasta unitate cunoscuta drept si dacide mediane prezinta un aranjament structural f

complicat, dar sub forma de panze de sariaj, care sunt de fapt panze de forfecare. Aranjamentul structural s-a definitivat in miscarile Austice din tectogenezele Cretacice, miscari care s-au manifestat cu intensitate la sfarsitul Albianului. In aceste miscari au fost generate o serie de deformari cu crct plicativ dar si unele efecte rupturale, chiar sariaje de mare amploare. Structurile mai vechi prealpine, caledonice, etc, au fost desfiintate partial sau total, incat in structurile alpine, au fost reluate mai ales la nivel de soclu si structuri sub forma de panze prealpine. Astazi in structura unitatii centrale est carpatice se disting doua sisteme de unitati structurale majore. Fiecare sistem este alcatuit din mai multe panze:-sistemul de panze bucovinic, cu caracter de autohton avand un soclu cristalin si un sedimentar mezozoic acumulat pe scoarta continentala. Spb este constituit din panze de forfecare.-sistemul transilvan, cu caracter alohton, si este constituit din panze de decolare alcatuite numai din depozite sedimentare asociate cu magmatite bazice si ultrabazice.Sistemul de panze bucovinice

A fost pus in loc in compresiunile din miscarile Austrice cand sau realizat suprapuneri dupa plane de falie majora, rezultand un sistem suprapus, format din urmatoarele panze:-p bucovinica-p subbucovinica-p infrabucovinice

Raportat la catena carpatica succesiunea punerii in loc a panzelor bucovinice s-a realizat de la exterior spre interior. Adica sariajul s-a produs de la E catre V. Este un fenomen invers vergentei panzelor actuale. Acest lucru arata faptul ca panzele de soclu din cadrul dacidelor mediane, s-au format prin subsariaj succesiv incepand cu unitatile cele mai estice, adica cu unitatile infrabucovinice.

Structura in panze de sariaj este demonstrata de aparitia depozitelor mezozoice sb si ifb sub forma de ferestre si semiferestre tectonice. Deasemenea fenomenul este demonstrat printr-o serie de aparitii de sedimenar sb si ifb in fruntea panzei buc la contactul cu flisul. De asemenea o serie de foraje executate pe sedimentaru sau cristalinu panzei buc au strabatut intreaga grosime a cristalinului buc si apoi au intrat in sedimentar subbucovinic, inclusiv in soclu de tip subbucovinic.

Panzele transilvane sunt formatiuni sedimentare exclusiv alpine asociate cu roici bazice si ultrabazice. Alunecarea seriile transilvane s-a facut tot in cadrul tectogenezei mezocretacice iar

originea vestica a peticelor de acoperire este demonstrata de un foraj executat la Band, Tg Mures, unde suita calcarelor jurasice si cretacice, care se regaseste si in Hasmas se dipune peste ofiolite iar varsta mzocretacica a sariajului este dovdita de faptul ca in Hasmas peticele de acoperire calcaroase stau peste wildflis, al carui varsta este Badenian- Albian inf si suporta transgresiv formatiunea congomeratelor de Barnadu ca depozite post tectonice si a caror varsta este Cenomanian.

Formatiuni post tectonice a unitatii Central Est CarpaticeDupa miscarile Austro-alpine care a structura format sedimentare si soclu cristalin pt

panzele bucovinice, zona a reintrat in sedimentare incepand cu Vraconian. Procesul de acumulare s-a desfasurat doar pe anumite zone si a durat cu unele intreruperi pana in Eocen. Din acest interval stratigrafic s-au conservat putine secvente datorita faptului ca fiind ultimele

depozite acumulate au fost indepartate de procesele de eroziune ulterioare. Portiunile cele mai bine pastrate se regasesc in zonele care au suferit un proces de afundare tectonica. De aceea arealele in care se regasesc astazi formatiuni posttectonice s.n. bazin. Asemenea bazine au fost indetificate in zona Lucina, ibău si Glodu. Au mai fost indentificate in zona chiuvetei Hasmas,Ț si mai ales in zona muntelui Bene .ș

Bazinul Glodu. Este considerat bazinul cu cea mai completa succesiune cuprinzand depozite cretacice si eocene. Este amplasat la S de Vatra Dornei, intre p.Calimani si p.Neagra. succesiunea este constituita din conglomerat in baza, urmate de gresii glauconitice, cu numeroase resturi de bivalve care au permis stabilirea varstei Vraconian-Cenomanian. Succesiunea este ontinuata de un pachet de marne cenusii rosietice tot cu fauna Cretacic sup, si se incheie cu marne intercalate cu gresii cu o microfaua din Eocen inf. Depozitele au fost usor afectate de fazele tectogenetice post cretacice incat se pot distinge usoare boltiri sub forma unor sinclinale si anticlinale.

Bazinul ibău. Ț Este amplasat pe paraul cu acelasi nume la nord de Iacobeni, in apropierea de Vf Rotundu. Acest bazin contine dep de varsta Cr si Eocen, constituite din conglomerte si gresii in partea bazala urmate de marne divers colorate tot Cr, si terminal calcare si gresii cu Nummuliti.

Bazinul Lucina. Este amplasat in valea p. Lucina, cu o suprafata rel mare, iar litologia asemanatoare cu a precedentelor, in mare parte fiind data de conglomerate si gresii, urmate de marne, toate atribuite Cr. Dupa unele pareri in toate bazinele mentionate in depozitele Cr ar exista o discordanta slaba reaizata intre conglomerate-gresii si marne.

Chiuveta Hsmas. Depozitele sunt constituite numai din conglomerate si gresii grosiere, denumite de Bârnadu. Desi sunt slab fosilifere, s-au gasit resturi atribuite la Cenomanian.

Deformari posttectoniceDupa edificarea sistemului de panze suprapuse, bucovince si transilvane, zona unitatii

est carpatice a mai suferit o serie de deformari tectonice post Austice, maifestate sub forma unor cute, falii, si chiar retroincalecari. Au fost indentificate 4 etape distincte desfasurate pe o perioada lunga de timp.Faza Rarau - care este considerata responsabila pt unele deformari plicative in marginea estica de sinclinal. Aceasta faza este atribuita miscarii Laramice, limita K-T.Faza Glodu – a avut un crct local pt ca efectele cele mai insemnate se regasesc in cadru bazinelor Glodu, dar s-au indetificat unele efecte si asupra altelor dep din Rarau si Hasmas. S-a desfasurt in Miocen, fiind legata de miscarile Stirice.Faza Piatra Gruiului – sunt legate o serie de flexuri si chiar fracturi, pe directia unor cute. S-a desfasurat in Miocen insa posterior fazei Glodu.Faza Dîrmoxa – are un crct distensiv si se poate corela cu faza Moldava.

Resurse mineraleIn unitatea central est carpatica plecandu-se de la zona N (granita de stat) si zona

muntilor Persani au fost puse in evidenta resurse minerale cantonate in formatiuni prealpine si alpine. De interes fiind cele prealpine:-sulfuri polimetalice g Tulghes cu exploatari in zona Borsa, Lesul Ursului, Fundul Moldovei si Balan.-Mn, Iacobeni, Vatra Dornei - g Tg-complex mineral categorizat ca elemente rare si de dispersie: U, Th - g Tulghes-Fe, g Rebra (Vatra Dornei-Iacobeni)

Alpine:-sulfuri metalice asociate cu baritina-g Tg in zona Ostra-Gemenea-siderit, Velnita-dolomite Triasice, calcare Triasice, si sienite din zona Sienitului de la Ditrau.

A.2. Zona cristalina mezozoica – Compartimentul SudicAcest compartiment mai este cunoscut si sub den Leaoda-Bucegi-Piatra Mare.este situat

in extremitatea sudica a C.O. in asa numita zona de racord cu C.M.Formatiunile alpine din acest compartimet sunt in mare masura asemanatoare cu cele

din unitatea est carpatica (chiuveta Rarau, Hasmas, Persani) in schimb formatiunile prealpine sunt similare cu cele din partea estica a C.M. aceasta situatie a determinat abordari diferite in privinta atasarii acestui compartiment la carpatii orientali sau meridionali. Criteriul formatiunilor alpine este cel ce permite atasarea la CO. Sub aspect morfologic acest compartiment este alcatuit din mai multe masive, deosebit de spectaculoase - masivul Bucegi (2300-2500), Postavaru si Piatra Mare. Masivul Leaota (2833m), Piatra Craiului, masivul Magura Codlei. Mult timp zona a fost considerata ca un sector constituit din blocuri tectonice sub forma unor horsturi si grabene, dar recent s-a stabilit si pentru aceasta zona o structura in panze de sariaj. Sunt recunoscute 2 unitati majore –unitatea de Holbav, unitatea Brasov-Dambovicioara. Aceste unitati sunt sariate in zona de curbura peste flisul carpatic.

Stratigrafie. Indiferent de structura tectonica se regasesc in succesiunea stratigrafica formatiuni prealpine si alpine. Formatiuni prealpine sunt constituite din sisturi cristaline si magmatite a caror varsta este paleozoica. Acestea apar mai ales in masivul Leaota si sunt considerate o prelungire a celor care sunt bine dezvoltate in masivele Iezer si Papusa, sunt sisturi cristaline de mezozona si epizona. Apartin la 2 grupuri: -grupul de Leaota, alcatuit din doua formatiuni din Cambrian si au o stratigrafie extrem de complexa.-grupul de Călu u-Tămăcelș , este ceva mai nou, Ordovician si Silurian, avand legaturi cu celelaltegrupuri din meridionali

Tot in cadrul f prealpine mai apar si cateva iviri de granite: Albe ti (540Ma), siș sedimentar Paleozoic nemetamorfozat, dezvoltat in zona Magura Codlei, fiind constituit din conglomerate si gresii cu galeti de cristalin a caror varsta este Permian.

Formatiuni alpineSunt foarte amplu dezvoltate in toate masivele din zona Brasov-Dambovicioara si revin

Tr, Jr si Cr. Sunt cateva zone cu depozite Paleogena. La fel ca si in unitatea est carpatica, structura majora a unitatii s-a realizat in miscarile Austice, ca atare depozitele ce s-au acumulat dupa aceste miscari (incepand cu Vracoianu) sunt considerate posttectonice.

Triasic (Berfenian, Anisian, Ladinian) apare in partea nordica a compartimentului in Magura Codlei, Postavaru si Piatra Mare. Unitatile litologice care se succed sunt:-conglomerate si gresii, 500m, cu varsta dificil de stabilit paleontologic, doar niste asociatii de polen le-au atribuit la Werfenian. -calcare si marne, 25m, f fosilifere atribuite la Tr inf.-calcare albe de tip Guttenstein, 500m, bogate in amoniti atribuite la Anisian.

-calcare coraligene, 200m, sub forma unor recifi fosilizati cu numeroase resturi de corali si spongieri, dar si bivalve si amoniti, atribuite Ladinianului.Triasicul sup nu este recunoscut in compartimentul sudic, datorita probabil unei intreruperi de sedimentare.Jurasic (Liasic, Dogger, Malm). Liasicul este dezvoltat mai bn in partea nodica a compartimentului, in Magura Codlei si Postavaru si are o litologie predominant detritica constituita din gresii cuartoase, argile si intercalatii de calcare. La partea infrioara depozitele Liasice contin intercalatii de carbuni in cadrul unor gresii cuartoase - facies de Gresten. Pe baza resturilor vegetale dar si a resturilor de organisme a fost indetificat cea mai mare parte liasicului. In liasic sup zona a fost exondata intrucat nu contine depozite specifice.

Doggerul are crct transgresiv si apare dezvoltat pe tot compartimentul sudic, fiind constituit din depozite marine - gresii, marne, calcare si siltite (1000m). Depozite f fosilifere si contin resturi de bivalve amoniti si brchiopode. Mai cunoscute sunt 3 formatiuni: -formatiunea cu jaspuri,15-20m, constituita din silicolite, varsta stabilita pe baza unor intercalatii de calcare cu amoniti (treceri laterale) -formatiunea calcarelor cu Acanthicum urmeaza peste jaspuri,cativa m, si bogata in resturi in amoniti, Aspidoceras acanthicum -formatiunea calcarelor de Stramberg, 400-1000m, bine dezvoltata in vestul Bucegilor, sunt calcare de la cele biogene pana la precipitatie chimica (oolitice) cu numeroase brachiopode, bivalve, corali. Aceasta este atribuita paleontologic Jr sup (Tithonic).

Dupa acumularea calcarelor de Stramberg, procesul de sedimentare se modifica mult prin restrangere incat numai in putine locuri se gaseste continuitate intre Jr si Cr.

Cretacic. Dupa depunerea calcarelor de Stramberg sedimentarea s-a modificat destul de mult restrangandu-se incat mare parte devine uscat si doar in doua zone se gaseste continuitate intre Jr si Cr. Aceste zone se gasesc in masivul Postavaru si zona La Poli e. In astfel de puncteț succesiunea stratigrafica de la Jr la Cr este data de calcare stratificate de cativa metri si care au fost atestate pe baza unor asociatii bogate de fauna in special amoniti atribuiti la Cr inf. In restul comp sudic intre Jr si Cr este rcunoscuta o lacuna de sedimentare, vizibila pe suprafete f mari. Exceptand cele 2 zone cu depozite continue, in restul compartimentului depozitele Cr sunt atribuite la 3 formatiuni:-formatiunea de Dâmbovicioara-formatiunea de Wildflis-formatiunea conglomeratelor de BucegiFormatiunea de Dâmbovicioara este bine pusa un evidenta in culuarul Damboviciorei unde este asezata peste calcarele de Stramberg, si este constituita dintr-o succesiune de marno-calcare si calcare in care apar numeroase bioherme coraligene. Grosimea formatiunii este in jur de 200m. Asociatile de fauna contin pe langa corali numerosi amoniti stabiliti la varsta Hauterivian-Baremian.Formatiunea de Wildflis este bine dezvoltata pe latura estica a Bucegilor si chiar in masivul Piatra Mare. Cuprinde depozite atestate paleontologic in intevalul Baremian-Aptian, au crct de Wildflis, fiind prezente pelite argilo-marnoase si cu numeroase intercalatii de gresii. Si in cadrul acestor depozite se gasesc numeroase Klippe din depozitele mai vechi, respectiv cele Jr dar si numeroase colonii de corali. Grosimea totala a Wildflisului este apreciata la 1500m. Formatiunea conglomeratelor de Bucegi au dezvoltarea cea mai insemnata in partea estica a Bucegilor si a Masivului Piatra Mare. Grosimea estimata este 2000m si au o dispozitie transgresiva pe formatiuni mai vechi. Specific pt acestea este natura galetilor care este destul de complexa in sensul ca se gasesc sisturi cristaline dar si roci Mz mai vechi. Conglomeratele de

Bucegi nu sunt uniforme ci prezinta secvente grezoase si chiar siltitice uneori. Este cunoscuta in acest sens o secventa grezoasa la partea terminala a conglomeratelor denumita Gresie de Babele. Datarile de varsta sunt f dificile datorita lipsei de argumente paleontologice, dar prin relatii geometrice au fost atribuite la Albian si Aptian inf. In literatura mai sunt citate depozite sincrone acestora dar care se gasesc in zona Piatra Mare si Postavaru, numite Conglomerate de Postavaru.

Formatiunea conglomeratelor de Bucegi incheie succesiunea strtigrafica in cadrul Compartimentului Sudic.

TectonicaMajoritatea parerilor asupra Compartim Sudic au considerat formatiunile prealpine si

alpine ca formand o singura unitate structurala, unitate ce a fost deformata plicativ si ruptural si impinsa peste flis. Aceste deformari s-au produs in miscarile asutrio-alpine, miscari incheiate odata cu depunerea Congl de Bucegi. Petru zona Compart Sudic, sectorul Piatra Craiului-Leaota-Bucegi, sunt mentionate o serie de cute mai largi pe unele portiuni si mai stranse in anumite sectoare, capatand caracter de sinclinoriu. Astfel in vest in zona sinclinalului Piatra Craiului pe flancuri se gasesc depozite Jr iar in ax depozite Cr. Flancul vestic sta pe cristalin.

In Bucegi este conturat un sinclinal larg, care la fel ca in P. Craiului are depozite Jr pe flancuri si Cr in ax. Intre Bucegi si P Craiului exista anticlinoriul Leaota care afloreaza numai formatiuni prealpine – sisturi cristaline. Intre anticlinoriu Leaota si sinclinalul P Craiului succesiunea de anticlinale este mai stransa si afectata de numeroase fracturi incat zona este compartimentata in mai multe blocuri. Mai mult, unele blocuri sunt afundate tectonic formand culuarul Dâmbovicioara. Sub aspect tectonic mai apare o structura in solzi in zona Magura Codlei si o structura sinclinala in masivul Piatra Mare similara cu cea din Bucegi. Sinteza emisa de tectoniceni pt Compart Sudic arata o structura destul de complicata si in care a fost posibila separarea a doua unitati denumite unitatea de Holbav si a doua unitatea de Brasov. In opinia unor specialisti aceste doua unitati nu ar fi decat prelungirea spre est a Panzei Getice din C. MeridionaliUnitatea de Holbav are in constitutie formatiuni alpine si prealpine, dar din cele alpine lipseste Tr. Suporta la partea superioara unitatea de Brasov, de sub care apare sub forma unei ferestre tectonice in Magura Codlei.Unitatea de Brasov este alcatuite din formatiuni alpine si prealpine. Este amplasata peste unitatea de Holbav si prezinta cele cateva sinclinale si anticlinale mentionate anterior.

Cele doua unitati au fost impinse intr-un proces de sariaj peste flisul carpatic, sariaj petrecut in miscarile Austro-alpine din Aptian. Sariajul s-a realizat inainte depunerii congl de Bucegi, incat ulterioara sedimentare a acestora a mascat acest sariaj.In ceea ce priveste atasarea compart sudic la CO sau CM exista argumentele:Atasarea la CO - Lipsa depozitelor paleozoice. In schimb in zona Resita Moldova Noua, depozite Permo-Carbonifere se gasesc.- Depozitele Triasice sunt bn dezvoltate dar lipsesc in zona Resita Md Noua.Atasarea la CM- Judecarea aspectelor structurale judecate prin prisma tectonicii globale duc la concluzia ca este mai firesc sa atasam acest compartiment la CM. Depozitele calcaroase ale comp sudic se dispun intr-o suita aproape continua de la Tr pana la Cr. Se pot separa 4 etape importante:-in Tr predomina calcarele si dolomitele masive; se regasesc in masivul Codlea in Cristian si Bucegi-in Jr inf procesul de sedimentare este marcat de prezenta carbunilor in facies de Gresten; Codlea si cristian-Jr med si sup si apoi in Cr pana in Aptian cand s-au acumulat jaspuri si calcare de Stramberg si o serie de marno-calcare; Bucegi, P. Craiului, Postavaru, P. Mare -in Albian, unde procesul de sedimentare s-a reluat dupa o intrerupere si aceasta ultima etapa este marcata de depunerea unei formatiuni conglomeratice (2000m) care a remaniat elemente din toate formatiunile anterioare Albianului. Stau discordant peste contactul cu flisul carpatic.

Formatiuni post tectoniceDupa depunerea congl de Bucegi procesul de sed s-a mentinut in continuare depunand-use depozite molasice in Cr sup Paleogen. Cretacic terminal (Vraconian-Maastrichtian) cuprinde o stiva de depozite cu crct post tectonic pastrate pe o suprafata mai mare in zona culuarului Damboviciorei dar si in Codlea si Bucegi. Se considera ca zona cu asemenea depozite a fost foarte intinsa, dar in mare parte au fost indepartate de procese de eroziunea. Au fost indentificate 2 formatiuni:-Formatiunea de Brasov este alcatuita din conglomerate si gresii cu frecvente intercalatii de brecii. Sunt dispuse transgresiv pe formatiunile mai vechi, uneori chiar pe cristalin. Desi formatiunea este conglomeratica, se gasesc suficiente resturi fosilifere care permit stabilirea varstei Vraconian-Cenomanian. -Formatiunea de Tara Bârsei este pozitionata peste formatiunea brasov si are o litologie mai uniforma predominand gresiile si marnele. Argumentele paleontologice, foraminifere, o plaseaza in Senonian.

Paleogen. Sunt pastrate mai bn in zona Bran si Tohanu Nou, la fel si in persani, si culuarul Vladeni. Litologia depozitelor Pg este data de o succesiune de gresii argile si calcare cu intercalatii locale de conglomerate. Depozitele mentionate sunt atribuite pe baza foraminifere la Eocenului. In anumite sectoare au fost puse in evidenta deasupra formatiunilor Eocene o serie de depozite argiloase cu aspect disodilic atribuite Oligocenului. Formatiunile cu crct posttectonic si chiar celelalte anterioare au fost afectate de o serie de deformari denumite post tectonice. Astfel mai ales depozitele cretacicului terminal si cele paleogene au suferit o serie de cutari de amploare redusa. Aspecte mai vizibile in Piatra Mare si Postavaru.

B. Zona flisului carpaticEste cea mai intinsa arie structo-genetica a C.O. ocupand cca 80% din arealul respectiv. Prezenta depozitelor de flis este o caracteristica a segmentului carpatic care se intinde pe teritoriul Romaniei de la granita de stat, din N, si pana in v. Dambovitei. Prezinta structuri tectonice foarte stranse comparativ cu cele care se gasesc pe teitoriul Ucrainei si al Poloniei.

Delimitare:-in ansamblu, urmeaza zona cristalino-mezozoica cu care se invecineaza spre V si vine spre E in contact cu unitatea Pericarpatica, prin falia Externa.Flis – (1897) se refera la depozitele acumulate in bazine de sedimentare de tip geosinclinal, eventual, a caror arie de provenienta se gaseste in structurile tectonice (cordiliere) in curs de ridicare ca efect al miscarilor orogenice

Depozitele de flis sunt caracterizate prin ritmicitatea a 2 termeni petrologici, respectiv gresia si argila, dar in multe situatii termenii litologici sunt mai numerosi (marno-calcare, calcare, conglomerate, silicolite). In general depozitele de tip flis prezinta granoclasare iar pe talpa depozitelor apar frecvente structuri sedimentare din categoria mecanoglife sau bioglife. Stratificatia depozitelor este paralela dar apar si incrucisate.

In cazul C.O zona flisului include formatiuni si structuri care au rezultat din evolutia zonei de rift a Dacidelor externe. Aceasta zona a antrenat si marginea continentala E-Europeana care a fost acoperita astfel de ape, proces realizat si in urma unui fenomen de fracturare cu falii extensionale, fiind generate mai multe blocuri.

Bazinul de sedimentare al flisului carpatic prezinta conditii de acumulare variate. Acestea erau deteminate de morfologia fundului bazinal respectiv, de relieful zonelor limitrofe si de sursa de furnizare a materialului terige, in sensul proximist sau departat. De asemenea trebuie avute in vedere si natura sau comportamentul tectonic al substratului. Factorii acestia au generat o serie de faciesuri sinonime dar diferite, de aceea pentru cazul C.O. se considera ca au functionat 3 zone litologice semnificative. Sunt mai bine conturate in etapele initiale de functionare a bazinului flisului, la nivelul Cretacicului inf. Aceste zone litofaciale se refera la urmatoarele tipuri de flis:Intern - in apropiere de zona cristalino-mezozoica constituit din calcare si gresii cu unele asocieri de ofiolite.Median – are carcateristici tranzitionale.Extern – care s-a acumulat in conditii de margine continentala instabila.

De mentionat ca dupa sfarsitul Cretacicului, in Paleogen, aceste zone se mentin in linii mari dar in cadrul lor, mai ales in Flisul extern apar alte zone litofaciale car au denumiri diferite la nivelul Eocenului si Oligocenului.

Dpdv structural formatiunile corespunzatoare prezinta un aranjament sub forma de panze tectonice suprapuse rezultate in urma unui proces de sariaj orientat V-E. Intregul ansamblu de panze de sariate este la randul sau impins peste formatiunea de molasa si respectiv marginea Vorlandului. Structura in panze de sariaj este o realitate verificata prin numeroase lucrari de foraj precum si prin investigatii geofizice.

Transversal, V-E, au fost puse in evidenta mai ales cartografic urmatoarele panze tectonice:Dacide: -P. Flisului Negru, numai in vest-P. de Ceahlau, din N pana in v. Dambovitei la care putem adauga unitatea de Baraolt si Bogeu.Moldavide: -P. de Teleajen-P. de Audia-P. de Tarcau-P. de Vrancea

Flisul InternDepozitele ce alcatuiesc formatiunile interne au fost acumulate in partea inferioara a

bazinului flisului (V) pe zona de rift a Dacidelor externe. In sens stratigrafic depozitele acumulate insumeaza grosimi apreciabile ce depasesc cateva mii de m iar sub aspect de nomenclatura se disting mai multe formatiuni desemnate sub denumiri diferite.

Geomorfologic din depozitele flisului intern s-au conturat cateva masive care sunt destul de caracteristice (Stanisoarei, Ceahlau, Ciucas-Zagan), de varsta predominant Cretacica. Aria lor sursa aproape in exclusivitate a fost zona cristalino-mezozoica la care se adauga material reluat din scoarta oceanica. Efectele structogenetice s-au realizat in tectogenezele Cretacice. Unitatea structurala cea mai reprezentativa pentru zona flisului intern est P. de Ceahlau.Stratigrafie:

Depozitele flisului intern structurate mai ales in p de Ceahlau au fost acumulate pe intervalul Tithonic-Coniacian. Dupa structurarea in tectogeneza cretacica zona a reintrat in sedimentare si s-au acumulat o serie de depozite cu caracter posttectonic care au acoperit intervalul Cretacic superior-Paleogen.Tithonic-Barremian inf sedimentarea a fost predominant argiloasa trecandu-se ulterior la un flis grezo-calcaros. Intreaga succesiunea cuprinde grosimi de 2500 m si poarta denumirea de Formatiunea de Sinaia. Tintinidele atesta varsta.Stratele de Sinaia au fost separate in 3 subunitati:-membru inferior: 200m-membru mijlociu: 800-1200m, intercalatii de roci bazice silicifiere – formatiunea de Azuga-membru superior: 800mBarremian-Aptian. Incepand cu Barremian de-a lungul bazinului flisului intern se contureaza 2 zone litofaciale diferite, una in V si alta in S. In S, peste stratele de Sinaia se acumuleaza o stiva de depozite marno-calcare de cca 200m si care poarta denumirea de Formatiunea de Comarnic. In N, flisul este predominant grezos- Formatiunea de Bistra.Aptian. Sedimentarea se mentine aproximativ in aceleasi arii, respectiv peste formatiunea Comarnic se depune un flis grezos ruginiu denumit Piscu cu brazi. Peste stratele de Bistra s-a acumulat un flis predominant grezos cunoscut ca Formatiunea de Stanisoara.Albian. Acumularea unui flis argilo-grezos si cu numeroase zone in care predomina conglomerate masive – strate de Ceahlau. Dupa acumularea Albianului a urmat o intrerupere de sedimentare dupa care a continuat in Cenomanian. S-au acumulat stratele cu Auceline , predominant pelitica- Vraconian.Cenomanian. Depozite marno-calcare, cca 75 m – Formatiunea de Teliu. Succesiunea stratigrafica se incheie cu o formatiune marno-calcaroasa, pelitica denumite strate de Valea Dobarlaului.

Formatiuni posttectoniceDupa acumularea formatiunii de V. Dobarlaului zona aferenta flisului intern a fost

exondata o scurta perioada de timp datorita fazelor tectogenetice. La sfarsitul Cretacicului superior zona sudica a flisului reintra in sedimentare, acumulandu-se mai intai un flis marno-grezos – formatiuea de Gura... peste aceasta urmeaza un flis grezos de varsta Paleogena (Eocen) cunoscute drept flisul de Sotrile.

Consideratii tectoniceDepozitele acumulate in bazinul flisului intern au fost structurate sub forma unei panze

tectonice in cea mai mare parte cunoscuta sub denumirea de p. de Ceahlau si in mai mica masura in p Flisului Negru.

Tectonica depozitelor structurate sub forma de panze sunt evident: de la granita de N pana in v. Dambovitei, inspre V depozitele vin in contact cu zona cristalino-mez a carei formatiuni sunt avansate peste cele ale flisului. Sariajul este mult mai avansat in N, unde zone intregi la N de v. Moldovei formatiunile mezozoice acopera intrega panza de Ceahlau, ajungand in contact cu p de Teleajen.

Zona flisului intern structurata sub formatiunile p de Ceahlau este impinsa si sariata spre E dupa o linie de fractura denumita Falia de Lutu Rosu. La S de v Moldovei pe o zona destul de insemnata sariaju este mai exagerat incat o parte din p de Ceahlau acopera p de Teleajen, venind in contact cu p de Audia. Sariajul flisului intern peste p de Teleajen s-a petrecut in miscarile subhercinice din Cretacic superior. Concomitent cu sariaju a avut loc si cutarea

depozitelor depozitelor in sinclinale si anticlinale, plus aparitia unor fracturi transversale care a permis ca unele sectiuni sa fie impinse in raport cu altele rezultand unele digitatii.

Flisul medianDepozitele specifice pentru acest tip de flis s-au acumulat in bazine de sedimentare care

aveau o parte din substrat constituit din scoarta oceanica, si o parte constituit din scoarta continentala.

Depozitele flisului median fac trecerea dintre depozitele flisului intern, cu specific grezo-conglomeratic, catre flisul extern cu depozite pelitice de culoare neagra. Depozitele flisului median, in grosime de cateva mii de m, s-au acumulat in intervalul Cretacic-Paleogen, cele mai caracteristice depozite s-au acumulat in K inf. si cel sup, de retinut ca formatiunile K sup. sunt similare cu cele din flisul intern.

Cretacic inferior-Formatiunea de Plaiesi: pelite sistoase in alternanta cu gresii - Hauterivian -Formatiunea de Toroclej: alternanta de pelite negricioase si gresii curbicorticale - Barremian Aptian inf-Formnatiunea de Palanca: gresii curbicorticale, uneori calcare in alternanta cu argile verzui ( Strate de Teleajen ) - Aptian sup.- Albian inf.Incepand cu Albianul sup. sedimentarea este diferentiata pe directia V-S, existand in zona mediana portiuni exondate. Predomina flisul grezos uneori conglomeratic. In partea finala a Albianului a fost separat in zona bazinului Bistritei un pachet grezos.-Formatiunea de Cotumba: in zona de curbura a bazinului bistritei a fost separat un pachet grezos-Formatiunea Sita-Tataru are aceleasi caracteristici ca Formatiunea de Cotumba - Albian sup.

Cretacic superior Este mai bine dezvoltat in partea vestica in apropierea flisului intern, aproape de Ceahlau. In amsamblu depozitele acopera petrografic o plaja grezo-marnoasa cu numeroase intercalatii de argile ( pelite ). Formatiunile sunt urmatoarele:-Stratele cu auceline-Formatiunea de Teliu -Formatiunea de Valea Dobarlaului

Consideratii tectonice Depozitele flisului median au suferit o prima deformare inca de la sfarsitul K. Faza tectogenetica cea mai imporatanta este cea Stirica, cand depozitele flisului median au fost structurate sub forma asa numitei panze de Teleajen, care este cuprinsa intre Falia Lutu-Rosu la V si Falia Teleajen la E. Cartografic se poate urmari de la granita de N pana in vestul Prahovei. Structurile plicative sunt specifice panzei de Teleajen, fiind constituite din anticlinale si sinclinale destul de compresate cu numeroase digitatii.In panza de Teleajen sinclinalele si anticlinalele au ambele flancuri deversate , preponderent inspre est . Datorita unor situatii post-tectogenetice, unele din structuri, atat plicative cat si rupturale, prezinta o serie de redresari. La fel ca si in cadrul flisului intern in intervalul Senonian- Paleogen s-au acumulat o serie de formatiuni cu caracter post-tectonic.

Flisul extern Depozitele specifice flisului extern s-au acumulat intr-un bazin al carui substrat era

constituit din scoarta continentala, respectiv din marginea V a Placii E-Europene. Datorita faptului ca aceasta margine a placii era puternic afectata de o serie de fracturi, substratul bazinului era modelat sub forma unor horsturi si grabene, sau riduri, care au permis conditii de sedimentare diferite in o serie de sectoare.Depozitele flisului extern apartin intervalului K inf.-Paleogen si chiar Miocen timpuriu.Cretacic inferior este dezvoltat mai bine in partea de V, unde s-au acumulat depozite pelitice de culoare neagra, cunoscute sub denumirea de sisturi negre si descrise sub denumirea de "Formatiunea de Audia". Aceasta formatiune e dezvoltata mai putin in V, dar si in zona centrala, este constituita din 3 complexe caracteristice:- complexul inferior sau sferosideritic - complexul median: argile de culoare neagra in alternanta cu gresii spongolitice- complexul superior: gresii galuconitice

Cretacicul superior este reprezentat printr-un pachet grezo-pelitic care poarta denumiri diferite, si anume: -Stratele de Zagon in V-Formatiunea de Carnu Siclau in centru si V

Incepand cu K superior partea centrala si de E a bazinului flisului extern este controlata de o serie de particularitati generate de fundul bazinului, constituindu-se litofaciesuri. Partea de V a permis acumularea unor formatiuni structurate ulterior in asa numita panza de Audia, pe cand in centrul si in E bazinului unde functionau litofaciesurile mentionate s-au structurat panza de Tarcau si panza de Vrancea.In zona central-estica a bazinului, in timpul K sup. Peste formatiunea de Carnu-Siclau s-a acumulat un pachet de calcare si marne cu intercalatii grezoase care poarta denumirea de Formatiunea cu Inocerami. Aceasta formatiune este usor mai grezoasa inspre partea de V, fiind numita Formatiunea de Horgazu. Inspre E Formatiunea cu Inocerami este marno-calcaroasa cu foarte rare intercalatii, este denumita Formatiunea de Hangu - Santonian-Mastrichtian/Senonian.

Paleogen: in timpul acestuia sursa de material detritic se accentueaza, pastrandu-se o directie de aprovizionare dinspre V, din eroziunea unitatilor interne ale orogenului Carpatic, si o a doua sursa cu provenienta de pe zona platformica, in care vectorii de transport erau mult mai lungi.Inspre extremitatea V a flisului extern acolo unde s-a structurat panza de Audia in timpul Paleocen-Eocenului s-au acumulat gresiile de Prisaca Tomnatec in N si gresiile de Siriu in S. In partea centrala si de E a bazinului flisului exterior, datorita particularitatilor de fundul bazinului de sedimentare s-au conturat o serie de litofaciesuri care au functionat mai ales din Paleocen-Eocen si care s-au mentinut pana in Oligocen-Miocen inf.. La nivelul Paleocenului dar mai ales Eocenului in partea central-V a bazinului a functionat litofaciesul de Tarcau, in partea

de E a bazinului a functionat litofaciesul de Doamna, intre cele 2 a functionat in acelasi interval un litofacies mixt si anume litofaciesul de Tazlau.

Pentru partea vestica a bazinului flisului extern sedimentarea se incheie odata cu acumularea gresiilor de Prisaca Tomnatec si Siriu. In schimb in zona centrala si de E la nivelul Paleocen-Eocen isi incep evolutia litofaciesurile specifice.

In litofaciesul de Tarcau pe intervalul Paleocen-Eocen se acumuleaza urmatoarele formatiuni:- mai intai o gresie masiva, micacee cu numeroase episoade conglomeratice si cu unele intervale de argile cenusii care este denumita gresia de Tarcau, se acumuleaza pe intervalul Paleocen-Eocen inf. si este sincrona cu gresia de Cotumba-Sita Tataru.- peste gresia de Tarcau, in litofaciesul de Tarcau, urmeaza un pachet pelitic (aprox. 250 m ) si anume Formatiunea de Podu Secu - Eocen inf. si mediu.Succesiunea Paleocen-Eocen se incheie in litofaciesul de Tarcau prin Formatiunea de Ardeluta ( pachet grezos ).

Litofaciesul de Doamna: este dezvoltat in marginea exterioara a flisului extern si include depozite predominant pelitice dar si cu unele intercalatii grezo-calcaroase.- suita sedimentara debuteaza cu un pachet calcaros de origine algala, Formatiunea de Izvor- urmeaza un pachet de calcare silicioase, Formatiunea de Straja.- in continuare se gaseste un pachet de depozite grezo-argiloase bogate in foraminifere, Stratele de Sucevita- este urmat de un pachet de calcare litografice, Formatiunea Calcarelor de Doamna- peste ele urmeaza un pachet de pelite de culoare verzui-rosiatica, Formatiuna de Bisericani ( identica si sincrona cu Podu Secu )

Litofaciesul de Tazlau: prezinta un caracter de tranzitie, avem urmatoarea sucesiune:- peste Formatiunea cu Inocerami avem Formatiunea de Izvor, Formatiunea de Straja ( prezinta numeroase intercalatii de Gresie de Tazlau ), peste Formatiunea de Straja avem Gresia de Tazlau.- peste Gresia de Tazlau se dezvolta un flis similar cu Formatiunea de Podu Secu si Bisericani, si anume Formatiunea de Plopu ( sincrone si aproape identice ).- succesiunea se incheie cu Formatiunea de Lupoaia care este o intrepatrundere intre gresia de Lucacesti si cea de Ardeluta.

Oligocen: se continua sedimentarea pe ariile liotfaciale incepute in Eocen, numai ca avem dea face cu alte litofaciesuri.

Litofaciesul de Fusaru: este caracterizat de un flis grezos in care are dezvoltare puternica un pachet grezos denumit Gresia de Fusaru.Succesiunea incepe printr-o alternanta de menilite, marne bituminoase si disodile inferioare dupa care se dezvolta pe o grosime apreciabila Formatiunea Gresiei de Fusaru.Pentru litofaciesul de fusaru succesiunea se incheie cu formatiunea de Vinetisu care este un pachet de flish grezo-calcaros dupa care urmeaza disparat un pachet de disodile si menilite terminale.

Litofaciesul de Kliwa: se intalneste in partea E a bazinului flisului extern, depozitele acumulate se regasesc structurate in partea de E a panzei de Tarcau, respectiv in cadrul panzei de Vrancea. Depozitele se remarca prin predominanta pelitelor bituminoase si cu o dezvoltare de amploare a unor gresii silicioase de tip Kliwa.

Litofaciesul de Moldovita: este de tranzitie si contine aprox aceleasi formatiuni, caracterul intermediar manifestandu-se la nivelul Gresiei de Fusaru, respectiv al Gresiei de Kliwa prin aparitia alternantei de strate de tip Fusaru cu cele de tip Kliwa. Suita litofaciesului de Moldovita se incheie.

Miocenul: depozitele atribuite se cunosc in cateva sectoare din cadrul panzei de Tarcau si de Vrancea, limita Oligocen-Miocen fiind dificil de stabilit in partea superioara a flisului extern. Tectonica

Depozitele acumulate in bazinul aferent flisului extern au fost afectate de procese tectonice inca din faza de acumulare datorita caracterului instabil al fundului oceanic. S-au creat in felul acesta depozite turbiditice cu strucuturi caractreristice apoi separate de litofaciesuri impuse de unele riduri ale fundului de bazinu , dar in mare efectele tectonice se considera ca au fost puse in 3 etape :

Prima care a inceput la inceputul miocenului consta in impingera structurilor din fl. median catre E rezultand in aceasta faza Panza de Audia, alcatuita din structuri strans cutate cat si falieri transversale si pe axul cutelor in sens longitudinal.

Dupa individualizarea panzei de Audia o serie de structuri s-au desprins din fata acesteia , au decalat si inaintat spre E . Aceasta impingere a generat strucuri sinclinale si anticlinale, normale sau deversate in functie de competenta geomecanica a rocilor constituente, uneori faliate. Unitatile structurale generate in urma acestor efecte sunt panza de Tarcau si panza de Vrancea.

A treia etapa s-a produs in faza Moldava –Sarmatianul inferior, etapa in care ansamblul de panze al flisului extern este impins peste formatiunea de molasa. Din ansamblul panzelor structurale unitatea de Tarcau este cea mai puternic dezvoltata si puternic sariate peste Unitatea de Vrancea pe care a acoperit-o in intregime in unele portiuni, fruntea panzei de Tarcau venind in contact direct cu molasa. Planul de falie pe care s-a produs se numeste falia de Tarcau, iar cel care realizeaza impingera peste molasa se numeste falia Pericarpatica .

Realitatea sariajului panzei flisului peste molasa a fost demonstrat atat prin cartare de suprafata, prin lucrari geofizice si prin foraje de adancime. Cele mai vechi foraje in care au fost interceptate depozite ale flisului extern, depozitele atribuite Unitatii de Vrancea se gasesc in apropierea localitatii Covasna.

Determinarile sariajelor aparent pe harti atribuie valori de circa 50km adancime, iar adancimea la care au fost interceptate depozite ale panzei de Vrancea sunt la cca 1700m. Analiza structurala asupra formatiunilor flisului externa arata complicatii foarte mari care se accentueaza de la V la E . Accentuara acestor complicatii se datoreaza si resistentei pe care a opus-o Platforma Moldoveneasca, unele structuri fiind chiar laminate .Cu certitudine solzii formati in urma tectonizarii intense a cutelor deversate si care au suferit o deplasare mai mare pot fi considerate digitatii .

Carpatii Meridionali Ca segemnt al Carpatilor romanesti si acestia sunt considerati ca unitate geostructurala

alpina si se desfasoara in continuarea C.O. de la v. Dambovitei pana la Dunare. Structural, se continua si dincolo de Dunare, pana in V Timocului unde se face trecera la Balcani. Inspre N, falia Transilvana separe C.M de depresiunea Transilvana, falie ce se continua prin culuarul Mures, unde se realizeaza invecinarea cu Apusenii. Inspre S, falia Bibesti –Tinosu separa segmental carpatic de panza Valaha. Structurile acesteia sunt o consecinta a 2 zone labile de rift, una considerata continuare a riftului transilvan si a doua continuare a riftului dacidelor externe, rift ce a avut o pozitie centrala in C.Or. si este legata de geneza panzei flisului Negru si de Ceahlau, respectiv p. de Severin in Meridionali.

In structura actuala a CM sunt luate urmatoarele unitati structurale :-Autohtonul Danubian -Panza Getica-Panzele Supragetice -Panza de Severin

Relatia tectonica dintre primele 3 arata o implicare a marginii continentale E-Europene carea s-a rupt datorita proceselor de riftogeneza, au evoluat in procese distensive apoi compresionale au fost suprapuse unele peste altele.Se mai pot adauga si asa numitele magmatite laramice (Banatite).

Autohtonul DanubianSe contureaza ca o imensa semifereasta in S-V C.M. fiind cuprinsa intre v. Oltetului si

Dunare. Geomorfologic se gasesc M. Retezat, Parang, Valean, Cernei, Almaju si platoul Mehedinti. In arealul acestei ferestre tectonice se regasesc cele mai mari petice de acoperire din cadrul structural carpatic: platoul Godeanu , platoul Mehedinti. Stratigrafie-alcatuite din formatiuni prealpine si alpine Prealpine : -sisturi cristaline ; -magmatite prealp; -sedimentar Paleozoic metamorfozat.Alpine: -depozite sedimentare Mezozoice ,in spcial Jursice si Cretacice .

Formatiuni prealpine1. Sisturi cristaline -predomina mai ales cele din categoria gnaise ,amfibolite si micasisturi metamorfozate in conditii de mezozona, respective in faciesul amfibolitelor cu almandin. Insa o mare parte din formatiunile cristaline de mezozona au fost retromorfozate .-mezometamorfitele sunt descries sub denumiri locale unele neavand o apartenenta clara in ceea ce inseamna incadrarea in grupuri:~Cristalinul de Lainici-Paius ~ Cristalinul de Dragsani~ Cristalinul de Neamtu

~ Cristalinul de Poiana-Mraconia~ Cristalinul de Ielova Varsta acestor formatiuni este Proterozioc inf . Metamorfozarea formatiunilor s-a realizat in tectogenezele prehercinice.

a) Sisturi cristaline epimetamorfice -cunoscute in zone mai restrictive si sunt de varsta Proterozoica ,doar in muntii Almajului dar si de varsta Paleozoica (Parang, Valean , Retezat).-cele Paleozoice sunt cunoscute si descrise sub denumirea de formatiuni cunoscute ca :~formatiunea de Raul Alb ~formatiunea de Tusu~ formatiunea de Laterita ~ formatiunea de Paraul Rece ~ formatiunea de Drencova~ formatiunea de Oslea .

2. Magmatite prealpine-formatiuni cristalino-filiene ale Autohtonului Danubian, sunt asociate frecvent cu corpuri granitice , de accea corpurile magmatice sunt fie concordante fie discordante .-cele mai importante aliniamente sunt in muntii Parang ,cele mai cunoscute in localitatea Novaci , Nedeiu-Susita, Latorita ; in muntii Vulcan: Tismana , granitul de la Frumou, granitoidul de la Cerna; muntii Retezat - Tarcau : corpul Retezat , corpul Buta , corpul Petreanu , corpul de la vf Pietru , corpul de Muntele Mic ; muntii Almajului; Sfardinu , corpul Cherbelezu , corpul de la Ogradina .- varsta e dedusa din relatia stabilita cu sisturile cristaline

b) Magmatitele bazice si ultrabazice-masivul de la Iuti ; masivul Plaviscevita ,Tisovita . Punerea in loc a acestora este diferita de d…. 3. Sedimentar nemetamorfozat ;-Carbonifer , depozite pemiene , in general depozite continue

Formatiuni alpine -acumulate in 2 cicluri de sedimentare :1. primul in Liasic – Cretacic inf -depozite accumulate preponderant calcaroase 2. Cretacic sup-datorita faptului ca instabilitatea tectonica era foarte pronuntata depozitele accumulate au cracter specific , respective arenitic , turbiditic . Dupa sfarsitul Cretacicului intreaga zona a evoluat in conditii subaeriene .Acest lucru a facut ca cea mai mare parte a depozitelor sa fie indepartata de procese erosive , totusi azi se mai pasteaza succesiunea sedimentara alpine in cateva zone care erau mai scufundate :-zona Svinita – Svenecea -zona Presacina -zona Cerna-JiuIn aceste zone sunt bine separate toate formatiunile

Panza Getica Ocupa o suprafata mai ampla si poate fi urmata din V Oltului pana in V Dunarii . Inspre E

de V Oltului este acoperita de panza supragetica a Fagarasului.

Geomorfologic , formatiunea se regaseste pe dealul Capatanii, Lotrului, Cibinului, Sebesului, Poiana Rusca, zona Resita –Moldova Noua s.a Tot de panza Getica apartine si Masivul Godeanu , ce se gaseste sub forma unui petec de acoperire , respectiv Bohna si Platoul Mehedinti .Stratigrafie :-sisturi cristaline -magmatite prealpine -sedimentar Paleozoic nemetamorfozat

1.Sisturi cristaline Sunt metamorfozate in conditii de mezozona ,partial retromorfozate in conditia faciesului sisturilor verzi . Cele mai cunoscute formatiuni metamorfice sunt cunoscute ca Cristalinul de Sebes-Letriu ; pe baza sedimentelor arata o varsta proterozoica –cca ?834 mil ani ? . Se considea ca in realitate ar apartine Proterozoicului bazal.Sisturile cristaline epimetamorfice se regasesc in zona restranse in masivul Semenic , dar si in Poiana Rusca ,Varsta lor este Caledonian.

2.Magmatite prealpine -se cunosc la :Peneasca , Buchin, Sichevita si criva.

3.Sedimentar nemetamorfozat –ca si la Autohtonul Danubian se gasesc formatiuni carbonifere si Permiene cu caracter continental

Formatiuni Alpine Sunt cele acumulate odata cu inceputul Jurasicului si s-au continuat pe intervalul Liasic –Dogger-Malm, inclusive in Cretacic inf. Formatiunile sedimentare se pastreaza intr-o serie de zone mai afundate.Aceste zone se regasesc azi ;-z Resita-Moldova Noua -z Hateg-Z Vanturarita-z Godeanu- Portile de fier -z Rusca Montana -z SopotIn formatiunile de delimitare C.Or si C.M se mai poate adauga si zona Holbav- Magura Codlei

Panza de Severin -aceasta unitate este interpusa intre autohtonul Danubian si Panza Getica, in zona in care s-au conservat formatiuni este exclusive platoul mehedinti.-depoazitele formatiunii heterogene si provenienta lor arata o zona de expansiune tip rift , formata oarecum sincron cu cele din panza d Ceahlau si flisul Negru .Pentru panza de Severin s-a separate ;-formatiunea magmatogena bazica -formatiunea cu aspect flisoid –flisul de Severin Punera in loc a panzei de Severin este rezultatul efectului tectogen de la sfarsitul Cretacicului, dar prin comparare cu situatia din flisul C.O panza de Severin nu este de decolare ci este rezultata in urma antrenarii depozitelor de flis si a unor fragmente de crusta oceanica.

Panzele SuprageticeAcestea au provenit dintr-o arie continentala diferita de cea a blocului getic.

Relatia tectonica cu Panza Getica este de suprapunere si aceasta presupune si o anumita dispersie a blocului getic si chiar interpretand relatia tectonica, este o problema , in sensul ca nu toate aceste blocuri realizeaza un fenomen de sariaj.Stratigrafie

La alcatuirea Panzelor Supragetice partea formatiunilor prealpine, sisturile cristaline si magma la care se adauga formatinile alpine in majoritate sedimentare.Sisturile cristaline:-sunt formatiuni cristalo-filiene mezometamorfice dar si epimetamorfice. Cele mezometamorfice au fost metamorfozate de obicei in orogeneza prehercinica, iar cele epimetamorfice in orogeneza hercinica.-mezo. alc in intreg masivul Fagaras sunt regasite in M. Sebes si Cibin, mergand mai departe in Dognecea si Locva. Blocul cel mai impresionant este cel din Fagaras, cristalinul fiind constituit din amfibolite dar si din multe varietati denumite gnaise.Abordarea petrologica a sisturilor cristaline mezometamorfice este deosebita de dificila, grupurile purtand denumiri locale si nu intotdeauna se pot corela. Pentru Fagaras, cele mai bine studiate grupuri sunt: Gr de Cumpana-Holbav, Gr Magura Caineni, Gr Serbota, Gr de Vamesoaia.In extremitatea Vestica a Meridionalilor (Dognecea) cel mai cunoscut grup cristalin poarta denumirea de Grupul de Bocsita-Drimoxa.

Sisturile Cristaline epimetamorfice:Se considera ca epmetamorfitele prehercinice sunt foarte slab reprezentate in Panzele Supragetice, in schimb epimetamorfitele Paleozoice sunt ceva mai raspandite, mai cunoscute in Muntii Locva, Estul Muntilor Dognecea, N Muntilor Poiana Rusca. Fiind conditii de cristalizare se intalnesc filite si sisturi verzi si de obicei si clorite cu albit. Structural aceste sisturi sunt reprezentate prin grupuri denumite cristalin de:-M Poiana Rusca- Locvei: Batrana, Govajdia, Ghelari, V usor de -Prezenta unor depozite Paleozoice metamorfice, conglomerate si asociat dolomite.Dupa unele pareri, dolomitele si cateva pachete de calcare recifale ar putea fi considerate formatiuni alpine Triasice. Depozitele alpine sunt dezvoltate bine in Muntii Dognecea: Valea Caras- Depresiunea Lugoj, se gaseste o succesiune de depozite detritice: microconglomerate si evolutia cu gresii calcaroase, calcare- recifale care sunt atribuite intervalului Triasic- Jurasic mediu. In unitatile supragetice au fost puse in loc si o serie de depozite cu caracter post-tectonic in cateva zone considerate mai afundate tectonic, aspect ce a permis conservarea lor: Vanturar, Cisnadioara, Pianu de Sus, Poiana Rusca (Vraconian-Cenomanian).

Tectonica Carpatilor MeridionaliStructura actuala a segmentului Carpatilor Meridionali reprezinta rezultatul ultimei orogeneze (alpina) mai ales prin fazele Austrica si Laramica. In act. sisteme de panza au fost prinse in ultima orogeneza atat formatiuni prealpine cat si alpine mezoz.Structurile imprimate anterior in formatiunile prealpine au fost desfiintate partial sau total imprimandu-se caracteristici alpine. Structura in plan de sariaj a fost pentru prima data descifrata de Gheorghe Munteanu Murgoci. Dupa el, evolutia alpina s-a petrecut in 2 domenii: Danubian si Getic. In procesele tectogenetice din orogeneza alpina, amploarea sariajului se considera atat de puternica inca din domeniul Danubian, a fost acoperita in totalitate de cel

Getic. Danubianul avea caracteristic autohtonul; Getic- alohtonul. Procesele de eroziune care au succedat punerea in loc au inlaturat mare parte din Domeniul Getic, autohtonul fiind develit sub forma unei mari ferestre. Portiunea din Panza Getica au fost conservate peste Danubian sub

forma unor petece de acoperire destul de mari.

Ulterior, 1934 un alt geolog, Strekeisen accepta imaginea I, dar stabileste ca Panza Getica are o structura superioara ce nu este tipic Getica si care este sariata peste aceasta.Intensificarea cercetarii geologice face ca un grup numeros de geologi sa se aplece cu atentie la Carpatii Meridionali si in 1937 se remarca A. Codarcea, care separa o noua panza, Panza de Severin constituita din depozite sedimentare care s-ar fi acumulat intr-o fosa, riftul Dacidelor Mediane, care ar fi aparut la sfarsitul Jurasicului. Aceasta fosa era plasata intre domeniul Getic si cel Danubian. In felul acesta s-a conturat faptul ca evolutia tectonica sub forma de sariaj s-a realizat in 2 etape:

1. Miscari Austrice2. Miscari Laramice

In miscarile austrice s-a realizat avansarea Panzei de Severin si a Panzei Getice, sariajul incipient in sensul ca Panza Getica s-a ridicat in raport cu Danubian si a fost impinsa peste Danubian. In procesul de impingere, flancurile Panzei de Severin au fost prinse dedesubt, fiind folosite ca un pat de acumulare. Panza Getica avand dedesubt Panza de Severin este impinsa peste Danubian pe care il mascheaza in totalitate.

In viziunea lui Codarcea, sariajul incipient a acoperit partial A. Danubian, care datorita faptului ca sedimentarea a continuat pana in Senonian, a fost posibila exacerbarea miscarilor Laramice incat tot A. Danubian a fost acoperit de P. Getica, o mare parte alunecand pe format. Panzei de Severin.

Codarcea nu recunoaste existenta Panzei Superioare, stabilita anterior (1967- Codarcea) dar revine si plecand de la premisa anterioara, separa si o denumeste Panza Supragetica. Pe baza cartografiei Panzei Supragetica, considera ca fac parte: M. Dognecea, Poiana Rusca, Sebesul de Nord si cea mai mare parte din Fagaras pana la Codlea.

- 1970-1980 cercetarile detaliaza aspecte structurale ale Carpatilor Meridionali, lucrurile complicandu-se separat formand multe digitatii.

MUNTII APUSENIMuntii Apuseni fac o abatere de la directie si reprezinta segmentul care inchide Depresiunea Transilvaniei sub forma unui triunghi si au o intindere: N-V Muresului ocupand o parte din Campia Vestica si avand tendinta de a face jonctiunea de la C. Orientali.E: Depresiunea TransilvanieiV: Depresiunea PanonicaActuala structura a Carpatilor este rezultatul evolutiei unei arii labile din partea Panonica a riftului Transilvan, evolutia marginii continentale.

Din anumite ratiuni, M Apuseni au fost impartiti in 2 zone:a) Muntii Apuseni de Nb) Muntii Apuseni de S

Muntii Apuseni de NordGeomorfologic, se suprapune peste M Bihor, Vladeasa, Gilau, Codru Moma, Zarand. In

extremitatea N: Muntii Plopisului si Mezesului.Structura acestui sector este constituita dintr-un complex de panze cu caracter autohton, altele alohton.Se regasesc: Autohtonul de Bihor si Alohtonul- Panzele de Codru si Biharia.Stratigrafie:Formatiuni prealpine si alpine. In cadrul celor prealpine se gasesc sisturi cristaline, r. magmatice si sedimentare – Paleozoic. Formatiunile alpine constau din depozite sedimentare mezozoice si magmatite laramice dar si neogene. Sisturile cristaline constau din sisturi mezometamorfice si epimetamorfice. Cristalizarea Apusenilor de N granitul de la Muntele Mare.Crist. mezometamorfic este structurat sub forma a 3 grupuri cristalofiliene denumite frecvent cristalin. Denumirea vine de la unele localitati unde afloreaza.In ordinea pozitiilor stratigrafice se gasesc:Grupul/ Cristalinul de Somes;Grupul/ Cristalinul de Baia de Aries;Grupul/ Cristalinul de Madrizesti.Petrografic predomina micasisturile, paragnaisele la care se adauga calcare cristaline.Cristalinul epimetamorfic este pozitionat deasupra grupului mezometamorfic si acesta este constituit din mai multe grupuri:Cristalinul de AradaCristalinul de BihariaCristalinul de Muncel

+ o categorie de epimetamorfiteCristalinul de Paiuseni;Cristalinul ArieseniCristalinul Vulturese- BelioadaCristalinul Marnelor de SohodolGrupurile cristaline sunt afectate/generate in orogeneza hercinica.

MagmatiteIn zona Apusenilor de Nord, fenomene magmatice s-au petrecut pe o scara larga a timpului (Proterozoic-Neogen). Cele mai spectaculoase corpuri magmatice sunt cele prehercinice: Masivul de la Muntele Mare, intruziuni de la Codru (migmatite de Codru), granitoidul de Siria, corpul intruziv de la Vinta si intruziunile de la Madrizesti. Orogeneza hercinica a permis punerea in loc a unor corpuri magmatice constituite din diorite si gabbrouri asociate cu roci granitice si dispuse arhitectural sub forma unor stockuri, dar si punerea in loc a unor sienite.Sedimentar paleozoic nemetamorfozat (permian): gresii de culoare rosietica si conglomerate dispuse transgresiv peste formatiuni.Formatiunile alpine sunt constituite din depozite sedimentare si magme laramice. In Apusenii de Nord in timpul Mezozoicului si dupa au functionat 3 domenii de sedimentare:

- Domeniul de Bihor- Domeniul de Codru- Domeniul de Biharia

Alcatuirea stratigrafica este identica in primele 2 si mai diferita in Biharia.Domeniul de Bihor si Codru: sedimentarea alpina asezata peste formatiuni Permiene urmata de depozite Triasice, Jurasice dezvoltate aproape complet si Cretacic in cea mai mare parte. Domeniul de Biharia: formatiuni sedimentare- depozite permiene si redus cateva acumulari atribuite Mezozoicului.Magmatitele alpine sunt puse in loc in Apuseni de N la sfarsitul Cretacicului si inceputul Paleogenului. Sunt cunoscute sub denumirea de magmatite Laramice. Au fost puse in loc in 3 faze de vulcanism:

- Timpuriu; caracter exploziv si efuziv- Intermediar; corpuri adanci, diorite si granodiorite;- Final; dyke-uri, bazalte si microgranite.

Complexul de la Vladeasa; activitatea magmatica este dictata de evolutia tectonica a Apusenilor de Nord.

Partea a II a

Cretacic. Dupa depunerea calcarelor de Stramberg sedimentarea s-a modificat destul de mult restrangandu-se incat mare parte devine uscat si doar in doua zone se gaseste continuitate intre Jr si Cr. Aceste zone se gasesc in masivul Postavaru si zona La Poli e. In astfel de puncteț succesiunea stratigrafica de la Jr la Cr este data de calcare stratificate de cativa metri si care au fost atestate pe baza unor asociatii bogate de fauna in special amoniti atribuiti la Cr inf. In restul comp sudic intre Jr si Cr este rcunoscuta o lacuna de sedimentare, vizibila pe suprafete f mari.

Exceptand cele 2 zone cu depozite continue, in restul compartimentului depozitele Cr sunt atribuite la 3 formatiuni:-formatiunea de Dâmbovicioara-formatiunea de Wildflis-formatiunea conglomeratelor de Bucegi

Formatiunea de Dâmbovicioara este bine pusa un evidenta in culuarul Damboviciorei unde este asezata peste calcarele de Stramberg, si este constituita dintr-o succesiune de marno-calcare si calcare in care apar numeroase bioherme coraligene. Grosimea formatiunii este in jur de 200m. Asociatile de fauna contin pe langa corali numerosi amoniti stabiliti la varsta Hauterivian-Baremian.

Formatiunea de Wildflis este bine dezvoltata pe latura estica a Bucegilor si chiar in masivul Piatra Mare. Cuprinde depozite atestate paleontologic in intevalul Baremian-Aptian, au crct de Wildflis, fiind prezente pelite argilo-marnoase si cu numeroase intercalatii de gresii. Si in cadrul acestor depozite se gasesc numeroase Klippe din depozitele mai vechi, respectiv cele Jr dar si numeroase colonii de corali. Grosimea totala a Wildflisului este apreciata la 1500m.

Formatiunea conglomeratelor de Bucegi au dezvoltarea cea mai insemnata in partea estica a Bucegilor si a Masivului Piatra Mare. Grosimea estimata este 2000m si au o dispozitie transgresiva pe formatiuni mai vechi. Specific pt acestea este natura galetilor care este destul de complexa in sensul ca se gasesc sisturi cristaline dar si roci Mz mai vechi. Conglomeratele de Bucegi nu sunt uniforme ci prezinta secvente grezoase si chiar siltitice uneori. Este cunoscuta in acest sens o secventa grezoasa la partea terminala a conglomeratelor denumita Gresie de Babele. Datarile de varsta sunt f dificile datorita lipsei de argumente paleontologice, dar prin relatii geometrice au fost atribuite la Albian si Aptian inf. In literatura mai sunt citate depozite sincrone acestora dar care se gasesc in zona Piatra Mare si Postavaru, numite Conglomerate de Postavaru.

Formatiunea conglomeratelor de Bucegi incheie succesiunea strtigrafica in cadrul Compartimentului Sudic.

TectonicaMajoritatea parerilor asupra Compartim Sudic au considerat formatiunile prealpine si

alpine ca formand o singura unitate structurala, unitate ce a fost deformata plicativ si ruptural si impinsa peste flis. Aceste deformari s-au produs in miscarile asutrio-alpine, miscari incheiate odata cu depunerea Congl de Bucegi. Petru zona Compart Sudic, sectorul Piatra Craiului-Leaota-Bucegi, sunt mentionate o serie de cute mai largi pe unele portiuni si mai stranse in anumite sectoare, capatand caracter de sinclinoriu. Astfel in vest in zona sinclinalului Piatra Craiului pe flancuri se gasesc depozite Jr iar in ax depozite Cr. Flancul vestic sta pe cristalin.

In Bucegi este conturat un sinclina larg, care la fel ca in P. Craiului are depozite Jr pe flancuri si Cr in ax. Intre Bucegi si P Craiului exista anticlinoriul Leaota care afloreaza numai formatiuni prealpine – sisturi cristaline. Intre anticlinoriu Leaota si sinclinalul P Craiului succesiunea de anticlinale este mai stransa si afectata de numeroase fracturi incat zona este compartimentata in mai multe blocuri. Mai mult, unele blocuri sunt afundate tectonic formand culuarul Dâmbovicioara.

Sub aspect tectonic mai apare o structura in solzi in zona Magura Codlei si o structura sinclinala in masivul Piatra Mare similara cu cea din Bucegi.

Sinteza emisa de tectoniceni pt Compart Sudic arata o structura destul de complicata si in care a fost posibila separarea a doua unitati denumite unitatea de Holbav si a doua unitatea de Brasov. In opinia unor specialisti aceste doua unitati nu ar fi decat prelungirea spre est a Panzei Getice din C. Meridionali

Unitatea de Holbav are in constitutie formatiuni alpine si prealpine, dar din cele alpine lipseste Tr. Suporta la partea superioara unitatea de Brasov, de sub care apare sub forma unei ferestre tectonice in Magura Codlei.

Unitatea de Brasov este alcatuite din formatiuni alpine si prealpine. Este amplasata peste unitatea de Holbav si prezinta cele cateva sinclinale si anticlinale mentionate anterior.

Cele doua unitati au fost impinse intr-un proces de sariaj peste flisul carpatic, sariaj petrecut in miscarile Austro-alpine din Aptian. Sariajul s-a realizat inainte depunerii congl de Bucegi, incat ulterioara sedimentare a acestora a mascat acest sariaj.

In ceea ce priveste atasarea compart sudic la CO sau CM exista argumentele:Atasarea la CO - Lipsa depozitelor paleozoice. In schimb in zona Resita Moldova Noua, depozite Permo-Carbonifere se gasesc.- Depozitele Triasice sunt bn dezvoltate dar lipsesc in zona Resita Md Noua.Atasarea la CM- Judecarea tuturor aspecte structurale judecate prin prisma tectonicii globale duc la concluzia ca este mai firesc sa atasam acest compartiment la CM. Depozitele calcaroase ale comp sudic se dispun intr-o suita aproape continua de la Tr pana la Cr. Se pot separa 4 etape importante:-in Tr predomina calcarele si dolomitele masive; se regasesc in masivul Codlea in Cristian si Bucegi-in Jr inf procesul de sedimentare este marcat de prezenta carbunilor in facies de Gresten; Codlea si cristian-Jr med si sup si apoi in Cr pana in Aptian cand s-au acumulat jaspuri si calcare de Stramberg si o serie de marno-calcare; Bucegi, P. Craiului, Postavaru, P. Mare

-in Albian, unde procesul de sedimentare s-a reluat dupa o intrerupere si aceasta ultima etapa este marcata de depunerea unei formatiuni conglomeratice (2000m) care a remaniat elemente din toate formatiunile anterioare Albianului. Stau discordant peste contactul cu flisul carpatic.

Formatiuni post tectoniceDupa depunerea congl de Bucegi procesul de sed s-a mentinut in continuare depunand-

use depozite molasice in Cr sup Paleogen. Cretacic terminal (Vraconian-Maastrichtian) cuprinde o stiva de depozite cu crct post tectonic pastrate pe o suprafata mai mare in zona culuarului Damboviciorei dar si in Codlea si Bucegi. Se considera ca zona cu asemenea depozite a fost foarte intinsa, dar in mare parte au fost indepartate de procese de eroziunea.

Au fost indentificate 2 formatiuni:-Formatiunea de Brasov este alcatuita din conglomerate si gresii cu frecvente intercalatii de brecii. Sunt dispuse transgresiv pe formatiunile mai vechi, uneori chiar pe cristalin. Desi formatiunea este conglomeratica, se gasesc suficiente resturi fosilifere care permit stabilirea varstei Vraconian-Cenomanian. -Formatiunea de Tara Bârsei este pozitionata peste formatiunea brasov si are o litologie mai uniforma predominand gresiile si marnele. Argumentele paleontologice, foraminifere, o plaseaza in Senonian.

Paleogen. Sunt pastrate mai bn in zona Bran si Tohanu Nou, la fel si in persani, si culuarul Vladeni. Litologia depozitelor Pg este data de o succesiune de gresii argile si calcare cu intercalatii locale de conglomerate. Depozitele mentionate sunt atribuite pe baza foraminifere la Eocenului. In anumite sectoare au fost puse in evidenta deasupra formatiunilor Eocene o serie de depozite argiloase cu aspect disodilic atribuite Oligocenului.

Formatiunile cu crct posttectonic si chiar celelalte anterioare au fost afectate de o serie de deformari denumite post tectonice. Astfel mai ales depozitele cretacicului terminal si cele paleogene au suferit o serie de cutari de amploare redusa. Aspecte mai vizibile in Piatra Mare si Postavaru.

B. Zona flisului carpaticEste cea mai intinsa arie structo-genetica a C.O. ocupand cca 80% din arealul respectiv.

Prezenta depozitelor de flis este o caracteristica a segmentului carpatic care se intinde pe teritoriul Romaniei de la granita de stat, din N, si pana in v. Dambovitei. Prezinta structuri tectonice foarte stranse comparativ cu cele care se gasesc pe teitoriul Ucrainei si al Poloniei.

Delimitare:-in ansamblu, urmeaza zona cristalino-mezozoica cu care se invecineaza spre V si vine spre E in contact cu unitatea Pericarpatica, prin falia Externa.

Flis – (1897) se refera la depozitele acumulate in bazine de sedimentare de tip geosinclinal, eventual, a caror arie de provenienta se gaseste in structurile tectonice (cordiliere) in curs de ridicare ca efect al miscarilor orogenice

Depozitele de flis sunt caracterizate prin ritmicitatea a 2 termeni petrologici, respectiv gresia si argila, dar in multe situatii termenii litologici sunt mai numerosi (marno-calcare, calcare, conglomerate, silicolite). In general depozitele de tip flis prezinta granoclasare iar pe talpa depozitelor apar frecvente structuri sedimentare din categoria mecanoglife sau bioglife. Stratificatia depozitelor este paralela dar apar si incrucisate.

In cazul C.O zona flisului include formatiuni si structuri care au rezultat din evolutia zonei de rift a Dacidelor externe. Aceasta zona a antrenat si marginea continentala E-Europeana care a fost acoperita astfel de ape, proces realizat si in urma unui fenomen de fracturare cu falii extensionale, fiind generate mai multe blocuri.

Bazinul de sedimentare al flisului carpatic prezinta conditii de acumulare variate. Acestea erau deteminate de morfologia fundului bazinal respectiv, de relieful zonelor limitrofe si de sursa de furnizare a materialului terige, in sensul proximist sau departat. De asemenea trebuie avute in vedere si natura sau comportamentul tectonic al substratului.

Factorii acestia au generat o serie de faciesuri sinonime dar diferite, de aceea pentru cazul C.O. se considera ca au functionat 3 zone litologice semnificative. Sunt mai bine conturate in etapele initiale de functionare a bazinului flisului, la nivelul Cretacicului inf. Aceste zone litofaciale se refera la urmatoarele tipuri de flis:Intern - in apropiere de zona cristalino-mezozoica constituit din calcare si gresii cu unele asocieri de ofiolite.Median – are carcateristici tranzitionale.Extern – care s-a acumulat in conditii de margine continentala instabila.

De mentionat ca dupa sfarsitul Cretacicului, in Paleogen, aceste zone se mentin in linii mari dar in cadrul lor, mai ales in Flisul extern apar alte zone litofaciale car au denumiri diferite la nivelul Eocenului si Oligocenului.

Dpdv structural formatiunile corespunzatoare prezinta un aranjament sub forma de panze tectonice suprapuse rezultate in urma unui proces de sariaj orientat V-E. Intregul ansamblu de panze de sariate este la randul sau impins peste formatiunea de molasa si respectiv marginea Vorlandului. Structura in panze de sariaj este o realitate verificata prin numeroase lucrari de foraj precum si prin investigatii geofizice.

Transversal, V-E, au fost puse in evidenta mai ales cartografic urmatoarele panze tectonice:Dacide: -P. Flisului Negru, numai in vest-P. de Ceahlau, din N pana in v. Dambovitei la care putem adauga unitatea de Baraolt si Bogeu.Moldavide: -P. de Teleajen-P. de Audia-P. de Tarcau-P. de Vrancea

Flisul InternDepozitele ce alcatuiesc formatiunile interne au fost acumulate in partea inferioara a

bazinului flisului (V) pe zona de rift a Dacidelor externe. In sens stratigrafic depozitele acumulate insumeaza grosimi apreciabile ce depasesc cateva mii de m iar sub aspect de nomenclatura se disting mai multe formatiuni desemnate sub denumiri diferite.

Geomorfologic din depozitele flisului intern s-au conturat cateva masive care sunt destul de caracteristice (Stanisoarei, Ceahlau, Ciucas-Zagan), de varsta predominant Cretacica. Aria lor sursa aproape in exclusivitate a fost zona cristalino-mezozoica la care se adauga material reluat din scoarta oceanica. Efectele structogenetice s-au realizat in tectogenezele Cretacice. Unitatea structurala cea mai reprezentativa pentru zona flisului intern est P. de Ceahlau.Stratigrafie:

Depozitele flisului intern structurate mai ales in p de Ceahlau au fost acumulate pe intervalul Tithonic-Coniacian. Dupa structurarea in tectogeneza cretacica zona a reintrat in sedimentare si s-au acumulat o serie de depozite cu caracter posttectonic care au acoperit intervalul Cretacic superior-Paleogen.Tithonic-Barremian inf sedimentarea a fost predominant argiloasa trecandu-se ulterior la un flis grezo-calcaros. Intreaga succesiunea cuprinde grosimi de 2500 m si poarta denumirea de Formatiunea de Sinaia. Tintinidele atesta varsta.

Stratele de Sinaia au fost separate in 3 subunitati:-membru inferior: 200m-membru mijlociu: 800-1200m, intercalatii de roci bazice silicifiere – formatiunea de Azuga-membru superior: 800m

Barremian-Aptian. Incepand cu Barremian de-a lungul bazinului flisului intern se contureaza 2 zone litofaciale diferite, una in V si alta in S. In S, peste stratele de Sinaia se acumuleaza o stiva de depozite marno-calcare de cca 200m si care poarta denumirea de Formatiunea de Comarnic. In N, flisul este predominant grezos- Formatiunea de Bistra.

Aptian. Sedimentarea se mentine aproximativ in aceleasi arii, respectiv peste formatiunea Comarnic se depune un flis grezos ruginiu denumit Piscu cu brazi. Peste stratele de Bistra s-a acumulat un flis predominant grezos cunoscut ca Formatiunea de Stanisoara.Albian. Acumularea unui flis argilo-grezos si cu numeroase zone in care predomina conglomerate masive – strate de Ceahlau. Dupa acumularea Albianului a urmat o intrerupere de sedimentare dupa care a continuat in Cenomanian. S-au acumulat stratele cu Auceline , predominant pelitica- Vraconian.Cenomanian. Depozite marno-calcare, cca 75 m – Formatiunea de Teliu. Succesiunea stratigrafica se incheie cu o formatiune marno-calcaroasa, pelitica denumite strate de Valea Dobarlaului.

Formatiuni posttectoniceDupa acumularea formatiunii de V. Dobarlaului zona aferenta flisului intern a fost

exondata o scurta perioada de timp datorita fazelor tectogenetice. La sfarsitul Cretacicului superior zona sudica a flisului reintra in sedimentare, acumulandu-se mai intai un flis marno-grezos – formatiuea de Gura... peste aceasta urmeaza un flis grezos de varsta Paleogena (Eocen) cunoscute drept flisul de Sotrile.

Consideratii tectoniceDepozitele acumulate in bazinul flisului intern au fost structurate sub forma unei panze

tectonice in cea mai mare parte cunoscuta sub denumirea de p. de Ceahlau si in mai mica masura in p Flisului Negru.

Tectonica depozitelor structurate sub forma de panze sunt evident: de la granita de N pana in v. Dambovitei, inspre V depozitele vin in contact cu zona cristalino-mez a carei formatiuni sunt avansate peste cele ale flisului. Sariajul este mult mai avansat in N, unde zone intregi la N de v. Moldovei formatiunile mezozoice acopera intrega panza de Ceahlau, ajungand in contact cu p de Teleajen.

Zona flisului intern structurata sub formatiunile p de Ceahlau este impinsa si sariata spre E dupa o linie de fractura denumita Falia de Lutu Rosu. La S de v Moldovei pe o zona destul de insemnata sariaju este mai exagerat incat o parte din p de Ceahlau acopera p de Teleajen, venind in contact cu p de Audia. Sariajul flisului intern peste p de Teleajen s-a petrecut in miscarile subhercinice din Cretacic superior. Concomitent cu sariaju a avut loc si cutarea depozitelor depozitelor in sinclinale si anticlinale, plus aparitia unor fracturi transversale care a permis ca unele sectiuni sa fie impinse in raport cu altele rezultand unele digitatii.

Flisul medianDepozitele specifice pentru acest tip de flis s-au acumulat in bazine de sedimentare care

aveau o parte din substrat constituit din scoarta oceanica, si o parte constituit din scoarta continentala.

Depozitele flisului median fac trecerea dintre depozitele flisului intern, cu specific grezo-conglomeratic, catre flisul extern cu depozite pelitice de culoare neagra. Depozitele flisului median, in grosime de cateva mii de m, s-au acumulat in intervalul Cretacic-Paleogen, cele mai caracteristice depozite s-au acumulat in K inf. si cel sup., de retinut ca formatiunile K sup. sunt similare cu cele din flisul intern.Cretacic inferior-Formatiunea de Plaiesi: pelite sistoase in alternanta cu gresii - Hauterivian -Formatiunea de Toroclej: alternanta de pelite negricioase si gresii curbicorticale - Barremian Aptian inf

-Formnatiunea de Palanca: gresii curbicorticale, uneori calcare in alternanta cu argile verzui ( Strate de Teleajen ) - Aptian sup.- Albian inf.

Incepand cu Albianul sup. sedimentarea este diferentiata pe directia V-S, existand in zona mediana portiuni exondate. Predomina flisul grezos uneori conglomeratic. In partea finala a Albianului a fost separat in zona bazinului Bistritei un pachet grezos.-Formatiunea de Cotumba: in zona de curbura a bazinului bistritei a fost separat un pachet grezos-Formatiunea Sita-Tataru are aceleasi caracteristici ca Formatiunea de Cotumba - Albian sup.

Cretacic superior Este mai bine dezvoltat in partea vestica in apropierea flisului intern, aproape de

Ceahlau. In amsamblu depozitele acopera petrografic o plaja grezo-marnoasa cu numeroase intercalatii de argile ( pelite ). Formatiunile sunt urmatoarele:-Stratele cu auceline-Formatiunea de Teliu -Formatiunea de Valea Dobarlaului

Consideratii tectonice Depozitele flisului median au suferit o prima deformare inca de la sfarsitul K. Faza tectogenetica cea mai imporatanta este cea Stirica, cand depozitele flisului median

au fost structurate sub forma asa numitei panze de Teleajen, care este cuprinsa intre Falia Lutu-Rosu la V si Falia Teleajen la E. Cartografic se poate urmari de la granita de N pana in vestul Prahovei. Structurile plicative sunt specifice panzei de Teleajen, fiind constituite din anticlinale si sinclinale destul de compresate cu numeroase digitatii.

In panza de Teleajen sinclinalele si anticlinalele au ambele flancuri deversate , preponderent inspre est . Datorita unor situatii post-tectogenetice, unele din structuri, atat plicative cat si rupturale, prezinta o serie de redresari. La fel ca si in cadrul flisului intern in intervalul Senonian- Paleogen s-au acumulat o serie de formatiuni cu caracter post-tectonic.

Flisul extern Depozitele specifice flisului extern s-au acumulat intr-un bazin al carui substrat era

constituit din scoarta continentala, respectiv din marginea V a Placii E-Europene. Datorita faptului ca aceasta margine a placii era puternic afectata de o serie de fracturi, substratul bazinului era modelat sub forma unor horsturi si grabene, sau riduri, care au permis conditii de sedimentare diferite in o serie de sectoare.

Depozitele flisului extern apartin intervalului K inf.-Paleogen si chiar Miocen timpuriu.Cretacic inferior este dezvoltat mai bine in partea de V, unde s-au acumulat depozite pelitice de culoare neagra, cunoscute sub denumirea de sisturi negre si descrise sub denumirea de "Formatiunea de Audia". Aceasta formatiune e dezvoltata mai putin in V, dar si in zona centrala, este constituita din 3 complexe caracteristice:

- complexul inferior sau sferosideritic - complexul median: argile de culoare neagra in alternanta cu gresii spongolitice- complexul superior: gresii galuconitice

Cretacicul superior este reprezentat printr-un pachet grezo-pelitic care poarta denumiri diferite, si anume: -Stratele de Zagon in V-Formatiunea de Carnu Siclau in centru si V

Incepand cu K superior partea centrala si de E a bazinului flisului extern este controlata de o serie de particularitati generate de fundul bazinului, constituindu-se litofaciesuri.

Partea de V a permis acumularea unor formatiuni structurate ulterior in asa numita panza de Audia, pe cand in centrul si in E bazinului unde functionau litofaciesurile mentionate s-au structurat panza de Tarcau si panza de Vrancea.

In zona central-estica a bazinului, in timpul K sup. Peste formatiunea de Carnu-Siclau s-a acumulat un pachet de calcare si marne cu intercalatii grezoase care poarta denumirea de Formatiunea cu Inocerami. Aceasta formatiune este usor mai grezoasa inspre partea de V, fiind numita Formatiunea de Horgazu. Inspre E Formatiunea cu Inocerami este marno-calcaroasa cu foarte rare intercalatii, este denumita Formatiunea de Hangu - Santonian-Mastrichtian/Senonian.

Paleogen: in timpul acestuia sursa de material detritic se accentueaza, pastrandu-se o directie de aprovizionare dinspre V, din eroziunea unitatilor interne ale orogenului Carpatic, si o a doua sursa cu provenienta de pe zona platformica, in care vectorii de transport erau mult mai lungi.

Inspre extremitatea V a flisului extern acolo unde s-a structurat panza de Audia in timpul Paleocen-Eocenului s-au acumulat gresiile de Prisaca Tomnatec in N si gresiile de Siriu in S. In partea centrala si de E a bazinului flisului exterior, datorita particularitatilor de fundul bazinului de sedimentare s-au conturat o serie de litofaciesuri care au functionat mai ales din Paleocen-Eocen si care s-au mentinut pana in Oligocen-Miocen inf.. La nivelul Paleocenului dar mai ales Eocenului in partea central-V a bazinului a functionat litofaciesul de Tarcau, in partea de E a bazinului a functionat litofaciesul de Doamna, intre cele 2 a functionat in acelasi interval un litofacies mixt si anume litofaciesul de Tazlau.

Pentru partea vestica a bazinului flisului extern sedimentarea se incheie odata cu acumularea gresiilor de Prisaca Tomnatec si Siriu. In schimb in zona centrala si de E la nivelul Paleocen-Eocen isi incep evolutia litofaciesurile specifice.

In litofaciesul de Tarcau pe intervalul Paleocen-Eocen se acumuleaza urmatoarele formatiuni:- mai intai o gresie masiva, micacee cu numeroase episoade conglomeratice si cu unele intervale de argile cenusii care este denumita gresia de Tarcau, se acumuleaza pe intervalul Paleocen-Eocen inf. si este sincrona cu gresia de Cotumba-Sita Tataru.

- peste gresia de Tarcau, in litofaciesul de Tarcau, urmeaza un pachet pelitic (aprox. 250 m ) si anume Formatiunea de Podu Secu - Eocen inf. si mediu.

Succesiunea Paleocen-Eocen se incheie in litofaciesul de Tarcau prin Formatiunea de Ardeluta ( pachet grezos ).

Litofaciesul de Doamna: este dezvoltat in marginea exterioara a flisului extern si include depozite predominant pelitice dar si cu unele intercalatii grezo-calcaroase.- suita sedimentara debuteaza cu un pachet calcaros de origine algala, Formatiunea de Izvor- urmeaza un pachet de calcare silicioase, Formatiunea de Straja.- in continuare se gaseste un pachet de depozite grezo-argiloase bogate in foraminifere, Stratele de Sucevita- este urmat de un pachet de calcare litografice, Formatiunea Calcarelor de Doamna- peste ele urmeaza un pachet de pelite de culoare verzui-rosiatica, Formatiuna de Bisericani ( identica si sincrona cu Podu Secu )

Litofaciesul de Tazlau: prezinta un caracter de tranzitie, avem urmatoarea sucesiune:- peste Formatiunea cu Inocerami avem Formatiunea de Izvor, Formatiunea de Straja ( prezinta numeroase intercalatii de Gresie de Tazlau ), peste Formatiunea de Straja avem Gresia de Tazlau.- peste Gresia de Tazlau se dezvolta un flis similar cu Formatiunea de Podu Secu si Bisericani, si anume Formatiunea de Plopu ( sincrone si aproape identice ).- succesiunea se incheie cu Formatiunea de Lupoaia care este o intrepatrundere intre gresia de Lucacesti si cea de Ardeluta.

Oligocen: se continua sedimentarea pe ariile liotfaciale incepute in Eocen, numai ca avem dea face cu alte litofaciesuri.

Litofaciesul de Fusaru: este caracterizat de un flis grezos in care are dezvoltare puternica un pachet grezos denumit Gresia de Fusaru.Succesiunea incepe printr-o alternanta de menilite, marne bituminoase si disodile inferioare dupa care se dezvolta pe o grosime apreciabila Formatiunea Gresiei de Fusaru.

Pentru litofaciesul de fusaru succesiunea se incheie cu formatiunea de Vinetisu care este un pachet de flish grezo-calcaros dupa care urmeaza disparat un pachet de disodile si menilite terminale.

Litofaciesul de Kliwa: se intalneste in partea E a bazinului flisului extern, depozitele acumulate se regasesc structurate in partea de E a panzei de Tarcau, respectiv in cadrul panzei de Vrancea. Depozitele se remarca prin predominanta pelitelor bituminoase si cu o dezvoltare de amploare a unor gresii silicioase de tip Kliwa.

Litofaciesul de Moldovita: este de tranzitie si contine aprox aceleasi formatiuni, caracterul intermediar manifestandu-se la nivelul Gresiei de Fusaru, respectiv al Gresiei de Kliwa prin aparitia alternantei de strate de tip Fusaru cu cele de tip Kliwa. Suita litofaciesului de Moldovita se incheie.

Miocenul: depozitele atribuite se cunosc in cateva sectoare din cadrul panzei de Tarcau si de Vrancea, limita Oligocen-Miocen fiind dificil de stabilit in partea superioara a flisului extern.

Tectonica

Depozitele acumulate in bazinul aferent flisului extern au fost afectate de procese tectonice inca din faza de acumulare datorita caracterului instabil al fundului oceanic. S-au creat in felul acesta depozite turbiditice cu strucuturi caractreristice apoi separate de

litofaciesuri impuse de unele riduri ale fundului de bazinu , dar in mare efectele tectonice se considera ca au fost puse in 3 etape :

Prima care a inceput la inceputul miocenului consta in impingera structurilor din fl. median catre E rezultand in aceasta faza Panza de Audia, alcatuita din structuri strans cutate cat si falieri transversale si pe axul cutelor in sens longitudinal.

Dupa individualizarea panzei de Audia o serie de structuri s-au desprins din fata acesteia , au decalat si inaintat spre E . Aceasta impingere a generat strucuri sinclinale si anticlinale, normale sau deversate in functie de competenta geomecanica a rocilor constituente, uneori faliate. Unitatile structurale generate in urma acestor efecte sunt panza de Tarcau si panza de Vrancea.

A treia etapa s-a produs in faza Moldava –Sarmatianul inferior, etapa in care ansamblul de panze al flisului extern este impins peste formatiunea de molasa. Din ansamblul panzelor structurale unitatea de Tarcau este cea mai puternic dezvoltata si puternic sariate peste Unitatea de Vrancea pe care a acoperit-o in intregime in unele portiuni, fruntea panzei de Tarcau venind in contact direct cu molasa. Planul de falie pe care s-a produs se numeste falia de Tarcau, iar cel care realizeaza impingera peste molasa se numeste falia Pericarpatica .

Realitatea sariajului panzei flisului peste molasa a fost demonstrat atat prin cartare de suprafata, prin lucrari geofizice si prin foraje de adancime. Cele mai vechi foraje in care au fost interceptate depozite ale flisului extern, depozitele atribuite Unitatii de Vrancea se gasesc in apropierea localitatii Covasna.

Determinarile sariajelor aparent pe harti atribuie valori de circa 50km adancime, iar adancimea la care au fost interceptate depozite ale panzei de Vrancea sunt la cca 1700m. Analiza structurala asupra formatiunilor flisului externa arata complicatii foarte mari care se accentueaza de la V la E . Accentuara acestor complicatii se datoreaza si resistentei pe care a opus-o Platforma Moldoveneasca, unele structuri fiind chiar laminate .

Cu certitudine solzii formati in urma tectonizarii intense a cutelor deversate si care au suferit o deplasare mai mare pot fi considerate digitatii .

Carpatii Meridionali

Ca segemnt al Carpatilor romanesti si acestia sunt considerati ca unitate geostructurala alpina si se desfasoara in continuarea C.O. de la v. Dambovitei pana la Dunare. Structural, se continua si dincolo de Dunare, pana in V Timocului unde se face trecera la Balcani. Inspre N, falia Transilvana separe C.M de depresiunea Transilvana, falie ce se continua prin culuarul Mures, unde se realizeaza invecinarea cu Apusenii. Inspre S, falia Bibesti –Tinosu separa segmental carpatic de panza Valaha. Structurile acesteia sunt o consecinta a 2 zone labile de rift, una considerata continuare a riftului transilvan si a doua continuare a riftului dacidelor externe, rift ce a avut o pozitie centrala in C.Or. si este legata de geneza panzei flisului Negru si de Ceahlau, respectiv p. de Severin in Meridionali.

In structura actuala a CM sunt luate urmatoarele unitati structurale :-Autohtonul Danubian -Panza Getica-Panzele Supragetice -Panza de Severin

Relatia tectonica dintre primele 3 arata o implicare a marginii continentale E-Europene carea s-a rupt datorita proceselor de riftogeneza, au evoluat in procese distensive apoi compresionale au fost suprapuse unele peste altele.

Se mai pot adauga si asa numitele magmatite laramice (Banatite).

Autohtonul Danubian Se contureaza ca o imensa semifereasta in S-V C.M. fiind cuprinsa intre v. Oltetului si

Dunare. Geomorfologic se gasesc M. Retezat, Parang, Valean, Cernei, Almaju si platoul Mehedinti. In arealul acestei ferestre tectonice se regasesc cele mai mari petice de acoperire din cadrul structural carpatic: platoul Godeanu , platoul Mehedinti. Stratigrafie-alcatuite din formatiuni prealpine si alpine Prealpine : -sisturi cristaline ; -magmatite prealp; -sedimentar Paleozoic metamorfozat.Alpine: -depozite sedimentare Mezozoice ,in spcial Jursice si Cretacice .Formatiuni prealpine1. Sisturi cristaline

-predomina mai ales cele din categoria gnaise ,amfibolite si micasisturi metamorfozate in conditii de mezozona, respective in faciesul amfibolitelor cu almandin. Insa o mare parte din formatiunile cristaline de mezozona au fost retromorfozate .

-mezometamorfitele sunt descries sub denumiri locale unele neavand o apartenenta clara in ceea ce inseamna incadrarea in grupuri:

~Cristalinul de Lainici-Paius ~ Cristalinul de Dragsani~ Cristalinul de Neamtu~ Cristalinul de Poiana-Mraconia~ Cristalinul de Ielova Varsta acestor formatiuni este Proterozioc inf . Metamorfozarea formatiunilor s-a

realizat in tectogenezele prehercinice.

a) Sisturi cristaline epimetamorfice

-cunoscute in zone mai restrictive si sunt de varsta Proterozoica ,doar in muntii Almajului dar si de varsta Paleozoica (Parang, Valean , Retezat).

-cele Paleozoice sunt cunoscute si descrise sub denumirea de formatiuni cunoscute ca :~formatiunea de Raul Alb ~formatiunea de Tusu~ formatiunea de Laterita ~ formatiunea de Paraul Rece ~ formatiunea de Drencova~ formatiunea de Oslea .

2. Magmatite prealpine-formatiuni cristalino-filiene ale Autohtonului Danubian, sunt asociate frecvent cu

corpuri granitice , de accea corpurile magmatice sunt fie concordante fie discordante .-cele mai importante aliniamente sunt in muntii Parang ,cele mai cunoscute in localitatea

Novaci , Nedeiu-Susita, Latorita ; in muntii Vulcan: Tismana , granitul de la Frumou, granitoidul de la Cerna; muntii Retezat - Tarcau : corpul Retezat , corpul Buta , corpul Petreanu , corpul de la vf Pietru , corpul de Muntele Mic ; muntii Almajului; Sfardinu , corpul Cherbelezu , corpul de la Ogradina .

- varsta e dedusa din relatia stabilita cu sisturile cristaline

b) Magmatitele bazice si ultrabazice-masivul de la Iuti ; masivul Plaviscevita ,Tisovita . Punerea in loc a acestora este diferita

de d…. 3. Sedimentar nemetamorfozat ;

-Carbonifer , depozite pemiene , in general depozite continue

Formatiuni alpine -acumulate in 2 cicluri de sedimentare :

1. primul in Liasic – Cretacic inf -depozite accumulate preponderant calcaroase 2. Cretacic sup

-datorita faptului ca instabilitatea tectonica era foarte pronuntata depozitele accumulate au cracter specific , respective arenitic , turbiditic .

Dupa sfarsitul Cretacicului intreaga zona a evoluat in conditii subaeriene .Acest lucru a facut ca cea mai mare parte a depozitelor sa fie indepartata de procese erosive , totusi azi se mai pasteaza succesiunea sedimentara alpine in cateva zone care erau mai scufundate :

-zona Svinita – Svenecea -zona Presacina -zona Cerna-JiuIn aceste zone sunt bine separate toate formatiunile

Panza Getica Ocupa o suprafata mai ampla si poate fi urmata din V Oltului pana in V Dunarii . Inspre E

de V Oltului este acoperita de panza supragetica a Fagarasului.Geomorfologic , formatiunea se regaseste pe dealul Capatanii, Lotrului, Cibinului,

Sebesului, Poiana Rusca, zona Resita –Moldova Noua s.a

Tot de panza Getica apartine si Masivul Godeanu , ce se gaseste sub forma unui petec de acoperire , respectiv Bohna si Platoul Mehedinti .Stratigrafie :

-sisturi cristaline -magmatite prealpine -sedimentar Paleozoic nemetamorfozat

1.Sisturi cristaline Sunt metamorfozate in conditii de mezozona ,partial retromorfozate in conditia

faciesului sisturilor verzi . Cele mai cunoscute formatiuni metamorfice sunt cunoscute ca Cristalinul de Sebes-Letriu ; pe baza sedimentelor arata o varsta proterozoica –cca ?834 mil ani ? . Se considea ca in realitate ar apartine Proterozoicului bazal.

Sisturile cristaline epimetamorfice se regasesc in zona restranse in masivul Semenic , dar si in Poiana Rusca ,Varsta lor este Caledonian.

2.Magmatite prealpine -se cunosc la :Peneasca , Buchin, Sichevita si criva.

3.Sedimentar nemetamorfozat –ca si la Autohtonul Danubian se gasesc formatiuni carbonifere si Permiene cu caracter continental

Formatiuni Alpine Sunt cele acumulate odata cu inceputul Jurasicului si s-au continuat pe intervalul Liasic –

Dogger-Malm, inclusive in Cretacic inf. Formatiunile sedimentare se pastreaza intr-o serie de zone mai afundate.

Aceste zone se regasesc azi ;-z Resita-Moldova Noua -z Hateg-Z Vanturarita-z Godeanu- Portile de fier -z Rusca Montana -z SopotIn formatiunile de delimitare C.Or si C.M se mai poate adauga si zona Holbav- Magura

Codlei

Panza de Severin -aceasta unitate este interpusa intre autohtonul Danubian si Panza Getica, in zona in care

s-au conservat formatiuni este exclusive platoul mehedinti.-depoazitele formatiunii heterogene si provenienta lor arata o zona de expansiune tip

rift , formata oarecum sincron cu cele din panza d Ceahlau si flisul Negru .Pentru panza de Severin s-a separate ;-formatiunea magmatogena bazica -formatiunea cu aspect flisoid –flisul de Severin Punera in loc a panzei de Severin este rezultatul efectului tectogen de la sfarsitul

Cretacicului, dar prin comparare cu situatia din flisul C.O panza de Severin nu este de decolare ci este rezultata in urma antrenarii depozitelor de flis si a unor fragmente de crusta oceanica.

Panzele SuprageticeAcestea au provenit dintr-o arie continentala diferita de cea a blocului getic.Relatia tectonica cu Panza Getica este de suprapunere si aceasta presupune si o anumita

dispersie a blocului getic si chiar interpretand relatia tectonica, este o problema , in sensul ca nu toate aceste blocuri realizeaza un fenomen de sariaj.Stratigrafie

La alcatuirea Panzelor Supragetice partea formatiunilor prealpine, sisturile cristaline si magma la care se adauga formatinile alpine in majoritate sedimentare.

Sisturile cristaline:-sunt formatiuni cristalo-filiene mezometamorfice dar si epimetamorfice. Cele mezometamorfice au fost metamorfozate de obicei in orogeneza prehercinica, iar cele epimetamorfice in orogeneza hercinica.-mezo. alc in intreg masivul Fagaras sunt regasite in M. Sebes si Cibin, mergand mai departe in Dognecea si Locva. Blocul cel mai impresionant este cel din Fagaras, cristalinul fiind constituit din amfibolite dar si din multe varietati denumite gnaise.

Abordarea petrologica a sisturilor cristaline mezometamorfice este deosebita de dificila, grupurile purtand denumiri locale si nu intotdeauna se pot corela. Pentru Fagaras, cele mai bine studiate grupuri sunt: Gr de Cumpana-Holbav, Gr Magura Caineni, Gr Serbota, Gr de Vamesoaia.

In extremitatea Vestica a Meridionalilor (Dognecea) cel mai cunoscut grup cristalin poarta denumirea de Grupul de Bocsita-Drimoxa.

Sisturile Cristaline epimetamorfice:Se considera ca epmetamorfitele prehercinice sunt foarte slab reprezentate in Panzele

Supragetice, in schimb epimetamorfitele Paleozoice sunt ceva mai raspandite, mai cunoscute in Muntii Locva, Estul Muntilor Dognecea, N Muntilor Poiana Rusca. Fiind conditii de cristalizare se intalnesc filite si sisturi verzi si de obicei si clorite cu albit.

Structural aceste sisturi sunt reprezentate prin grupuri denumite cristalin de:-M Poiana Rusca- Locvei: Batrana, Govajdia, Ghelari, V usor de -Prezenta unor depozite Paleozoice metamorfice, conglomerate si asociat dolomite.

Dupa unele pareri, dolomitele si cateva pachete de calcare recifale ar putea fi considerate formatiuni alpine Triasice. Depozitele alpine sunt dezvoltate bine in Muntii Dognecea: Valea Caras- Depresiunea Lugoj, se gaseste o succesiune de depozite detritice: microconglomerate si evolutia cu gresii calcaroase, calcare- recifale care sunt atribuite intervalului Triasic- Jurasic mediu.

In unitatile supragetice au fost puse in loc si o serie de depozite cu caracter post-tectonic in cateva zone considerate mai afundate tectonic, aspect ce a permis conservarea lor: Vanturar, Cisnadioara, Pianu de Sus, Poiana Rusca (Vraconian-Cenomanian).

Tectonica Carpatilor MeridionaliStructura actuala a segmentului Carpatilor Meridionali reprezinta rezultatul ultimei

orogeneze (alpina) mai ales prin fazele Austrica si Laramica. In act. sisteme de panza au fost prinse in ultima orogeneza atat formatiuni prealpine cat si alpine mezoz.

Structurile imprimate anterior in formatiunile prealpine au fost desfiintate partial sau total imprimandu-se caracteristici alpine. Structura in plan de sariaj a fost pentru prima data descifrata de Gheorghe Munteanu Murgoci. Dupa el, evolutia alpina s-a petrecut in 2 domenii: Danubian si Getic. In procesele tectogenetice din orogeneza alpina, amploarea sariajului se considera atat de puternica inca din domeniul Danubian, a fost acoperita in totalitate de cel

Getic. Danubianul avea caracteristic autohtonul; Getic- alohtonul. Procesele de eroziune care au succedat punerea in loc au inlaturat mare parte din Domeniul Getic, autohtonul fiind develit sub forma unei mari ferestre. Portiunea din Panza Getica au fost conservate peste Danubian sub

forma unor petece de acoperire destul de mari.

Ulterior, 1934 un alt geolog, Strekeisen accepta imaginea I, dar stabileste ca Panza Getica are o structura superioara ce nu este tipic Getica si care este sariata peste aceasta.

Intensificarea cercetarii geologice face ca un grup numeros de geologi sa se aplece cu atentie la Carpatii Meridionali si in 1937 se remarca A. Codarcea, care separa o noua panza, Panza de Severin constituita din depozite sedimentare care s-ar fi acumulat intr-o fosa, riftul Dacidelor Mediane, care ar fi aparut la sfarsitul Jurasicului. Aceasta fosa era plasata intre domeniul Getic si cel Danubian.

In felul acesta s-a conturat faptul ca evolutia tectonica sub forma de sariaj s-a realizat in 2 etape:

3. Miscari Austrice4. Miscari Laramice

In miscarile austrice s-a realizat avansarea Panzei de Severin si a Panzei Getice, sariajul incipient in sensul ca Panza Getica s-a ridicat in raport cu Danubian si a fost impinsa peste Danubian. In procesul de impingere, flancurile Panzei de Severin au fost prinse dedesubt, fiind folosite ca un pat de acumulare. Panza Getica avand dedesubt Panza de Severin este impinsa peste Danubian pe care il mascheaza in totalitate.

In viziunea lui Codarcea, sariajul incipient a acoperit partial A. Danubian, care datorita faptului ca sedimentarea a continuat pana in Senonian, a fost posibila exacerbarea miscarilor Laramice incat tot A. Danubian a fost acoperit de P. Getica, o mare parte alunecand pe format. Panzei de Severin.

Codarcea nu recunoaste existenta Panzei Superioare, stabilita anterior (1967- Codarcea) dar revine si plecand de la premisa anterioara, separa si o denumeste Panza Supragetica. Pe baza cartografiei Panzei Supragetica, considera ca fac parte: M. Dognecea, Poiana Rusca, Sebesul de Nord si cea mai mare parte din Fagaras pana la Codlea.

- 1970-1980 cercetarile detaliaza aspecte structurale ale Carpatilor Meridionali, lucrurile complicandu-se separat formand multe digitatii.

MUNTII APUSENIMuntii Apuseni fac o abatere de la directie si reprezinta segmentul care inchide

Depresiunea Transilvaniei sub forma unui triunghi si au o intindere: N-V Muresului ocupand o parte din Campia Vestica si avand tendinta de a face jonctiunea

de la C. Orientali.E: Depresiunea TransilvanieiV: Depresiunea PanonicaActuala structura a Carpatilor este rezultatul evolutiei unei arii labile din partea

Panonica a riftului Transilvan, evolutia marginii continentale.Din anumite ratiuni, M Apuseni au fost impartiti in 2 zone:

c) Muntii Apuseni de Nd) Muntii Apuseni de S

Muntii Apuseni de NordGeomorfologic, se suprapune peste M Bihor, Vladeasa, Gilau, Codru Moma,

Zarand. In extremitatea N: Muntii Plopisului si Mezesului.Structura acestui sector este constituita dintr-un complex de panze cu caracter autohton,

altele alohton.Se regasesc: Autohtonul de Bihor si Alohtonul- Panzele de Codru si Biharia.Stratigrafie:Formatiuni prealpine si alpine. In cadrul celor prealpine se gasesc sisturi cristaline, r.

magmatice si sedimentare – Paleozoic. Formatiunile alpine constau din depozite sedimentare mezozoice si magmatite laramice dar si neogene. Sisturile cristaline constau din sisturi mezometamorfice si epimetamorfice. Cristalizarea Apusenilor de N granitul de la Muntele Mare.

Crist. mezometamorfic este structurat sub forma a 3 grupuri cristalofiliene denumite frecvent cristalin. Denumirea vine de la unele localitati unde afloreaza.

In ordinea pozitiilor stratigrafice se gasesc:Grupul/ Cristalinul de Somes;Grupul/ Cristalinul de Baia de Aries;Grupul/ Cristalinul de Madrizesti.

Petrografic predomina micasisturile, paragnaisele la care se adauga calcare cristaline.Cristalinul epimetamorfic este pozitionat deasupra grupului mezometamorfic si acesta

este constituit din mai multe grupuri:Cristalinul de AradaCristalinul de BihariaCristalinul de Muncel

+ o categorie de epimetamorfiteCristalinul de Paiuseni;Cristalinul ArieseniCristalinul Vulturese- BelioadaCristalinul Marnelor de SohodolGrupurile cristaline sunt afectate/generate in orogeneza hercinica.

MagmatiteIn zona Apusenilor de Nord, fenomene magmatice s-au petrecut pe o scara larga a

timpului (Proterozoic-Neogen). Cele mai spectaculoase corpuri magmatice sunt cele prehercinice: Masivul de la Muntele Mare, intruziuni de la Codru (migmatite de Codru), granitoidul de Siria, corpul intruziv de la Vinta si intruziunile de la Madrizesti.

Orogeneza hercinica a permis punerea in loc a unor corpuri magmatice constituite din diorite si gabbrouri asociate cu roci granitice si dispuse arhitectural sub forma unor stockuri, dar si punerea in loc a unor sienite.

Sedimentar paleozoic nemetamorfozat (permian): gresii de culoare rosietica si conglomerate dispuse transgresiv peste formatiuni.

Formatiunile alpine sunt constituite din depozite sedimentare si magme laramice. In Apusenii de Nord in timpul Mezozoicului si dupa au functionat 3 domenii de sedimentare:

- Domeniul de Bihor- Domeniul de Codru- Domeniul de Biharia

Alcatuirea stratigrafica este identica in primele 2 si mai diferita in Biharia.Domeniul de Bihor si Codru: sedimentarea alpina asezata peste formatiuni Permiene urmata de depozite Triasice, Jurasice dezvoltate aproape complet si Cretacic in cea mai mare parte. Domeniul de Biharia: formatiuni sedimentare- depozite permiene si redus cateva acumulari atribuite Mezozoicului.

Magmatitele alpine sunt puse in loc in Apuseni de N la sfarsitul Cretacicului si inceputul Paleogenului. Sunt cunoscute sub denumirea de magmatite Laramice.

Au fost puse in loc in 3 faze de vulcanism:- Timpuriu; caracter exploziv si efuziv- Intermediar; corpuri adanci, diorite si granodiorite;- Final; dyke-uri, bazalte si microgranite.

Complexul de la Vladeasa; activitatea magmatica este dictata de evolutia tectonica a Apusenilor de Nord.