UNITĂŢI STRUCTURALE MAJORE ALETERITORIULUI ROMÂNIEI

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

--

de orogen alpin, cu structură cutată şi complicată;de platformă, cu structură simplă necutată.Teritoriul României cuprinde următoarele unităţi structurale majore (Fig. 1):platforme prealpine1. Platforma Moldovenească2. Platforma Bârladului şi a Deltei Dunării3. Platforma Valahă şi a Dobrogei de Sud4. Masivul Dobrogei Centraleorogen alpin1. Dobrogea de Nord2. Carpaţii româneşti cu depresiunile adiacenteplatforme alpine1. Platforma Covurlui2. Paltforma Babadag

Fig. 1 Platforma Moldovenească în contextul unităţilor structurale majore de pe teritoriul României şiR. Moldova (Ionesi et al., 2005): Platforme prealpine: Platforma Moldovenească (P.M.); Platforma Bârladului(P.B.) şi a Deltei Dunării (D.D.); Platforma Valahă (P.V.) şi a Dobrogei de Sud (D.S.); Masivul DobrogeiCentrale (M.D.C.); Platfome alpine: Platforma Covurlui (P.C.); Paltforma Babadag (B.Bg); Carpaţii Româneşti(Orientali, Meridionali, Apuseni) cu depresiunile tectonice adiacente: Depresiunea Transilvaniei, DepresiuneaTimişoara-Carei, Depresiunea Braşov (D.B.), Depresiunea Comăneşti (D.C.), Depresiunea Haţeg-Strei (D.H.S.),Depresiunea Caransebeş-Mehadia (D.C.M.), Depresiunea Brad-Săcărâmb (D.B.S.), Depresiunea Petroşani(D.P.), Depresiunea Sighet (D.S.).

4

1. PLATFORMA MOLDOVENEASCĂ

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

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

Spre sud se învecinează cu ceea ce este deocamdată acceptat ca fiind PlatformaBârladului, de care este delimitată prin falia Fălciu - Munteni - Plopana, falie care secontinuă spre vest cu falia Bistriţei în zona de orogen. Spre nord şi est PlatformaMoldovenească se continuă cu marea Platforma Est- europeană (alte denumiri PlatformaPodolică, Platforma Rusă, platforma epiproterozoică, platforma epialgomiană) din care faceparte. Din punct de vedere geomorfologic, Platforma Moldovenească apare divizat ă îndouă unit ăţi: un podiş numit Podişul Moldovei şi o câmpie, denumit ă Câmpia Moldovei(Fig. 2).

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

Fig. 2 Regionarea fizico-geografică a Podişului Moldovei de pe dreapta şi stânga Prutului (Ionesi etal., 2005 fide Băcăuanu et al, 1982; Ungureanu, 1992).

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

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

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

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

5

Fiecare etaj structural reflectă stadii diferite de evoluţie.

1.2.1. Soclul (Fundamentul) corespunde unei etape mobile de geosinclinal, încare s-au manifestat intense procese geodinamice (orogeneze, metamorfism, magmatism)care au fost finalizate într-un sistem orogenetic. Pe cuprinsul Platformei Moldoveneştisoclul a fost atins în câteva foraje, după care a fost delimitat acest etaj structural,demonstrându-se că este eterogen şi eterocron (Săndulescu, 1984).

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

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

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

Fig. 3 Soclul Platformei Moldoveneşti (Ionesi, 1994)

1.2.2. Cuvertura. Peste fundamentul vechi, rigid, cratonizat şi peneplenizat sedispune o stivă de formaţiuni sedimentare de vârste şi grosimi diferite. Acestea au

6

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

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

I — Vendian superior – Devonian – Carbonifer inferiorII - Cretacic – Paleocen? - Eocen mediuIII - Badenian superior – MeoţianAceste cicluri de sedimentare au fost separate de perioade lungi de exondare

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

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

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

Fig. 4 Corelarea bio şi litostratigrafică a depozitelor vendiene, paleozoice, mezozoice şi eocene dinPlatforma Moldovenească (Ionesi, 1994).

7

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

Fig. 5 Secţiune geologică în malul drept al Prutului la Miorcani-Cotul Zamca (Ionesi & Ionesi,1982): 1-calcare cu silexuri (Cenomanian); 2-conglomerate; 3-calcare şi marne algale (Badenian superior);4-gresii şi conglomerate; 5-gresii cu Ervilia, Mactra etc.; 6-argile bentonitice (Buglovian superior).

Sedimentarea din acest megaciclu a fost episodică, având numeroase întreruperi, pediverse etaje stratigrafice. Se pare că doar la nivelul Cenomanianului apele au acoperitîntreaga suprafaţă a platformei. Din Campanian (partea estică) şi după eocen mediu şisuperior (în cea vestică) platforma este exondată şi începe o lungă perioadă de denudaţie,pîână la sfârţitul Badenianului.

Paleorelieful modelat pe diferitele depozite (eocene, cretacice, paleozoice) îmbracăforma unei suprafeţe plane numit ă de Dorohoi, care era străbătută de o reţea hidrograficăorientată NE-SV în jumătatea nordică şi E-V în jumătatea sudică (Paraschiv, 1987).

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

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

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

8

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

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

Fig. 6 Lito şi biostratigrafia Miocenului din Platforma Moldovenească (Ionesi, 1994).

Mai la sud, în zona Fălticeni - Baia -Boroaia, în Volhinianul superior s-au acumulatmai multe strate de lignit, care demonstrează existenţa unor turbării apărute odat ă curetragerea apelor marine spre sud (L. Ionesi, Bica Ionesi, P. Ţibuleac, 1991). Grosimeadepozitelor volhiniene scade de la vest la est, de la 800 m în vecinătatea orogenului la cca 150m în est.

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

9

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

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

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

Chersonianul (Hersonian, Ionesi et al., 2005)(Fig. 7) se dispune discordant pestedepozitele basarabiene. După depunerea nisipurilor şi gresiilor de Şcheia peste calcaruloolitic de Repedea urmeaz ă o scurt ă întrerupere a procesului de sedimentare, ca rezultat aunei regresiuni marine care a afectat, se pare, întreaga platformă. În Chersonian salinitateaapelor bazinului de sedimentare a fost mult diminuată din cauza aportului de apă dulce de peuscatul de la vest şi Nord. Acest fapt este atestat de resturile fosilifere de bivalve care audimensiuni mult mai mici, ca şi de unele resturi de mamifere şi plante de uscat.

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

10

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

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

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

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

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

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

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

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

Cuvertura s-a acumulat în trei mari cicluri de sedimentare:1- Vendian superior - Devonian2- Cretacic - Eocen mediu3- Badenian superior - MeoţianCele mai noi depozite ale platformei de sub orogen sunt Volhinian inferioare ceea ce

denotă că împingerea cea mai recent ă s-a produs în tectogeneza moldavă din Sarmaţianulinferior.

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

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

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

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

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

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

11

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

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

12

2. PLATFORMA BÂRLADULUI

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

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

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

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

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

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

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

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

Ciclul Permian - Triasic inferiorCiclul Jurasic - Cretacic - EocenCiclul Badenian superior - RomanianPe depozitele ultimului ciclu de sedimentare este grefat relieful Platformei Bârladului.

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

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

13

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

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

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

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

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

Romanianul ocupă zonele mai înalte din partea centrală şi sudică a platformei fiindde natura continentală şi lacustră cu depozite detritice (nisipuri, pietrişuri, argile) şi texturăîncrucişat ă. În aceste depozite a fost găsit ă de către Sava Athanasiu (1915) şi IonSimionescu (1930, 1932) o bogată faună de mamifere de stepă caldă cu vegetaţie bogată.

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

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

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

Cuvertura platformei nu este nici ea cunoscut ă în partea inferioară. Ca urmare a mişcărilorepirogenetice s-au evidenţiat 4 mari cicluri de sedimentare:

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

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

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

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

14

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

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

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

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

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

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

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

15

3. PLATFORMA DELTEI DUNĂRII

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

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

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

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

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

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

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

1- Ciclul ? - Devonian2- Ciclul Triasic3- Ciclul Jurasic - Cretacic4- Ciclul Sarmaţian - ActualDepozitele ultimului ciclu de sedimentare au grosimi de 200-500 m şi sunt de natură

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

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

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

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

16

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

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

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

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

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

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

17

4. PLATFORMA VALAHĂ

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

18

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

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

Pe baza datelor din foraje cât şi datele geofizice arată că soclul Platformei Valahe estede trei tipuri (Fig. 11):

- de tipul şisturilor verzi, în prelungirea Masivului Dobrogei Centrale dintreprelungirile faliilor Peceneaga - Camena şi Capidava - Ovidiu, aşadar în partea de NE aplatformei;

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

intens metamorfozate.

4.1.2. CuverturaCuvertura Platformei Valahe a fost acumulată în 4 mari cicluri de sedimentare după

cum urmează:1- Cambrian - Carbonifer mediu2- Permian - Triasic3- Liasic superior - Cretacic superior4- Badenian - PleistocenRocile acumulate în cele 4 cicluri de sedimentare prezintă faciesuri foarte diferite,

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

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

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

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

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

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

19

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

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

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

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

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

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

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

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

Urmează în continutate de sedimentare Pietrişurile de Colentina întâlnite pe valeaArgeşului.

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

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

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

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

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

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

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

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

şi Olt;- ridicarea Videle - Vetrino paralelă cu Dâmboviţa;- Ridicarea Însurăţei - Bordei Verde situată la E.

Între zonele ridicate există zone coborâte, depresiuni tectonice, unde depozitele decuvertură au grosimi mari, fundamentul fiind uneori coborât sub 10 000 m. Acestea sunt:

-Depresiunea Băileşti - Lom;

20

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

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

Începând cu ultimul ciclu de sedimentare, Badenian-Pleistocen coborârea părţii denord a platformei se accentuează, depozitele acumulate având grosimi tot mai mari.

În mişcările moldave, din Sarmaţian, se produce încălecarea platformei de către zonade molasă din faţa Carpaţilor Meridionali.

În NE, Platforma Valahă vine în contact, după falia Peceneaga-Camena, cu OrogenulNord Dobrogean, coborât în mişcările stirice şi moldave, care constitue Platforma Covurlui,

Ridicarea şi exondarea platformei are loc în mişcările valahe, de la începutulCuaternarului, care a debutat la V extinzându-se treptat spre centru. În partea de E subsidenţacontinuă, fapt dovedit de fenomenul de divagare a cursurilor râurilor Ialomiţa şi Buzău, ca şide interfluviile joase.

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

- zona vestică, dintre Jiu şi Vedea, cu zăcăminte de petrol şi gaze, care cuprinde peste24 de structuri productive;

Fig. 13 Zone cu zăcăminte de petrol din Platforma Valahă

21

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

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

Roci loessoide sunt exploatate pentru ceramică brută.

22

5. PLATFORMA DOBROGEI DE SUD

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

23

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

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

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

Ridicarea zonei s-a produs ca efect al mişcărilor austrice de la mijlocul Cretaciculuiavând consecinţă întreruperea sedimentării în mediu marin, dar pentru o perioadă scurtă detimp. Eocenul are o mare răspândire fiind deschis în aflorimente. Litologic este reprezentatprin nisipuri, gresii cuarţoase, glauconitice şi gresii calcaroase.

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

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

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

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

24

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

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

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

Platforma Dobrogei de Sud a avut şi mişcări de basculare:-

-

astfel în Chersonian s-a produs o transgresiune în estul platformei, partea vestică fiindexondată;iar în Ponţianul superior partea de vest a fost afundată, iar cea estică a rămas ridicată.În Cuaternar, ca urmare a glaciaţiilor, s-au produs oscilaţii ale nivelului Mării Negre,

cu exondarea sau restrângerea uscatului. Transgresiunile au avut loc în perioadeleinterglaciare (cataglaciare) când se topeau gheţarii, iar nivelul oceanului planetar creştea, întimp ce regresiunile s-au produs în perioadele extinderii gheţarilor (perioade anaglaciare)când o parte din apa care circulă în natură, era blocat ă sub formă de gheaţă, ducând lascăderea nivelului oceanului planetar. Ultima mare regresiune a început acum cca 80 000 anişi s-a încheiat în urmă cu 15 000 ani - regresiunea Neoeuxnică (Grimaldi) - corespunzătoareanaglaciaţiei Würm, care a determinat o scădere a nivelului apei Mării Negre cu cca 180 m şio mare extindere a uscatului spre E. Pe uscatul nou format s-a extins reţeaua hidrografică şi s-au acumulat depozite de loess.

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

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

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

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

exploateaz ă în cariere la Cuza Vod ă, Gherghina-Ţibrinu, Mircea Vod ă-Satu Nou,Tortomanu. Sunt utilizate în industria hârtiei, la fabricarea tuburilor ceramice sau laprepararea unor culori.

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

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

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

25

6. MASIVUL DOBROGEI CENTRALE

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

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

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

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

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

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

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

6.1.1. FUNDAMENTULMasivul Dobrogei Centrale are fundamentul alcătuit din şisturi cristaline

mezometamorfice şi şisturi ankimetamorfice, aparţinând de două grupuri: grupul deCeamurlia şi grupul şisturilor verzi, diferenţiate între ele prin vârst ă, metamorfism şistructură.

Grupul de Ceamurlia, denumit şi grupul de Altân Tepe, aflorează la S de faliaPeceneaga — Camena, între localităţile Topolog şi Ceamurlia de Sus, sub forma unei fâşii cu olungime de 18 km şi o lăţime de 1-3 km. Acest grup mezometamorfic, în grosime de circa2000 m, este separat în 4 formaţiuni (Formaţiunea terigenă inferioară, Formaţiuneavulcanogen-bazică, Formaţiunea terigenă mijlocie, Formaţiunea terigenă superioară) dupănatura rocilor primare (N. Mureşan,1971). T. Gridan şi L. Nedelcu (1987) neagă aceastăorizontare.

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

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

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

26

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

6.1.2. CUVERTURAO particularitate a Dobrogei Centrale este dezvoltarea redusă a cuverturii,

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

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

JURASICUL. Depozitele jurasice reprezintă cele mai vechi depozite care se aştern pefundamentul de şisturi verzi. Ele se păstrează pe suprafeţe restrânse, în lungul Dunării întreHârşova şi Topalu, în împrejurimile localit ăţilor Crucea, Dorobanţu, M. Kogălniceanu şi peo zonă ceva mai mare în cursul inferior al văii Casimcea şi în versantul nordic al laculuiTaşaul, până la Capu Midia.

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

Fig. 15 Secţiune geologică la Topalu prin hioherme coraligene din formaţiunea de Casimcea (A.Bărbulescu. 1974).

CRETACICUL. După Kimmeridgian, Dobrogea Centrală este exondată şi, faţă deDobrogea de Sud, rămâne ca uscat o etapă mult mai îndelungată, până în Apţian. Stratigrafic,în afară de Apţian, s-au pus în evidenţ ă Albianul, Cenomanianul, Turonianul şi Senonianul.Depozitele cretacice apar pe suprafeţe restrânse şi, din distribuţia lor rezultă că apele s-auextins pe suprafeţe limitate.

Sarmaţianul a fost întâlnit în cîteva foraje, sub Cuaternar, pe o suprafaţă micăîntre Năvodari şi Mamaia. Este format din argile, siltite şi nisipuri, care dup ăconţinutul în foraminifere revin Basarabianului, când s-a produs şi extensiuneamaximă a mării sarmaţiene în Dobrogea de Sud.

CUATERNARUL acoperă suprafeţe întinse, mascând depozitele mai vechi. La felca în Dobrogea de Sud, în baz ă se g ăsesc argile ro şii şi verzi, cu concreţiuni de gips,peste care urmează depozite de loess, cu o grosime până la 40 m, în care apar 2-7 niveluride soluri fosile, de culoare roşcată.

27

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

ei la Platforma Moesică depind de prezenţa sau absenţa formaţiunilor paleozoice superioareankimetamorfice, cutate. Dacă aceste depozite lipsesc (fiind vorba doar de o infestare aşisturilor verzi cu fitocenoze paleozoice), trecerea la stadiul de platformă s-a produs înacelaşi timp cu Platforma Moesică, Masivul Dobrogei Centrale fiind un sector înălţat alacesteia, în schimb, dac ă va fi confirmată prezenţa formaţiunilor paleozoice superioare încomponenţa fundamentului, consolidarea Dobrogei Centrale este hercinic ă, constituindo unitate structurală diferit ă de Platforma Moesică, cu evoluţie geosinclinală pînă înCarboniferul inferior.

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

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

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

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

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

28

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

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

Falia Peceneaga - Camena, fractură veche şi profundă, a fost reactivată în mai multeetape, ultima fiind după Jurasicul superior, care este prins sub planul de şariaj. Apariţia BazinuluiBabadag, limitat în sud pe cea mai mare parte de falia Peceneaga - Camena denotă o activare (înplan vertical) la apariţia şi închiderea lui.

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

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

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

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

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

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

29

7. OROGENUL NORD DOBROGEAN

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

Fig. 18. Legătura dintre Dobrogea de Nord şi Crimeea (după M.Săndulescu,1984): 1- PlatformaEuropei Orientale; 2 - Platforma Scitică (S); 3 - Orogenul nord Dobrogean - Crimeea (DC); M - PlatformaMoesică (M. Săndulescu, 1984).

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

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

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

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

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

Aspecte orografice. În limitele menţionate, Orogenul Nord Dobrogean a fostputernic erodat, încât se prezintă ca nişte munţi cu înălţimi mici, ce nu dep ă şesc 500 m,cunoscuţi sub numele de Munţii M ăcinului. De şi au înălţimi reduse, priviţi din bălţileDunării, aspectul lor este impunător, îndeosebi prin culmea prelungă Măcin (circa 50 km) .

30

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

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

fiind reprezentate doar prin filoane de roci eruptive.

7.1.1.1.FORMAŢIUNI PREALPINESunt reprezentate prin şisturi cristaline mezo- şi epimetamorfice, depozite

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

O.Mirăuţă, A.Seghedi), asupra lor exist ă încă incertitudini în stabilirea vârstei şi chiar asuccesiunii. Probabil aparţin de trei sau două grupuri diferite: de Orliga şi/sau de Megina, şi deBoclugea - Priopcea.

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

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

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

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

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

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

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

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

31

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

Datele de vârstă absolută (K-Ar) obţinute în ultimul timp pentru unele rocimagmatice considerate ca prealpine arat ă că unele dintre ele sunt alpine, în aceast ăsituaţie se g ăsesc granit ele alcaline de la Iacobdeal şi Piatra Ro şie, corpurilesubvulcanice din Dealul lui Manole, Iglicioara, Gorgane (cât şi din prelungirea acestoraspre SE în riolitele alcaline de la Cârjelari - Atmagea), pentru care s-au obţinut vârsteleabsolute de 196 M.a., care corespund cu sfâr şitul Triasicului (faza cimmerică veche)(I. Întorsureanu et al., 1989). De vârst ă alpină ar fi şi granitul de Greci (192-227 M.a.).Dacă aceste date se vor confirma şi ele nu reprezint ă regenerări, istoria magmatismului dinpânza Măcin (în general în Dobrogea de Nord) se va schimba substanţial. Lipsa depozitelorcorelative triasice în care să se fi imprimat aureola termică îngreuiază această interpretare.Menţinerea în prezentare a modelului cu magmatism intruziv, preponderent paleozoic,porneşte de la necesitatea unui plus de date (inclusiv de vârstă absolută) care să confirmevârstă alpină.

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

Intruziunile paleozoice de granitoide sunt legate de orogeneza hercinică, celeprecarapelitice probabil de faza bretonă, iar cele postcarapelitice de faza sudetă. Efuziunile deporfire, după datele de vârstă absolută, s-au produs ceva mai târziu, în Permian. Asupragenezei granitoidelor paleozoice şi a cadrului structural de desfăşurare persistă o serie deincertitudini, cum sunt: deosebirile fundamentale dintre rocile calcoalcaline şi cele alcaline, câtşi dintre cele cu textură gnaisică şi masivă. Diferenţierea petrochimică a intruziunilorpostcarapelitice, respectiv calcoalcalină în solzul Balabancea şi alcalină în solzul Megina, arsugera desfăşurarea lor în două unit ăţi structurale diferite (distanţate între ele), apropierealor fiind tectonică (M. Săndulescu,1984).

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

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

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

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

Aranjamentul structural major al Orogenului Nord Dobrogean timpuriu şi, implicit, alpânzei Măcin s-a realizat în intervalul dintre Jurasicul superior şi Albian, în mişcărileneocimmerice sau eventual în cele austrice timpurii. Lipsa depozitelor alpine din pânzaMăcin, în care să se fi imprimat efectele acestor mişcări, îngreuiază foarte mult descifrareaelementelor plicative şi rupturale alpine timpurii de cele prealpine. Drept repere se iaurela ţiile dintre forma ţiunile prealpine, dar acestea ar putea fi mai vechi şi doar reluări

32

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

Fig. 19 Schiţa tectonică a pânzei Măcin (M. Săndulescu, 1984): l - Masivul Dobrogei Centrale; 2 -Pânza Niculiţel; 3-9 - Pînza Măcin (3 - solzul Orliga; 4 - solzul Balabancea - Buceag; 5 - solzul Megina;6 - solzul Cârjelari; 7 - granite alcaline în solzul Megina; 8 - granite şi granodiorite în solzii Megina şiBalabancea - Buceag; 9 - granite gnaisice de Megina); 10 - cuvertura posttectonică; FPC - falia Peceneaga-Camena; FLC -falia Luncaviţa - Consul; 12 - solzi alpini; 13 - solzi prealpini.

Solzul Balabancea-Buceag este cel mai estic şi fruntea sa reprezintă linia de şariajLuncaviţa-Consul, după care pânza M ăcin este şariat ă peste pânza Niculiţel. În lungulacestei fracturi, formaţiunile paleozoice şi şisturile cristaline din solzul Balabancea-Buceag sunt împinse spre E peste cele triasice ale unit ăţii Niculiţel. În aceasta din urmăapar trei iviri (N de Trestenic şi SV de Revărsarea) cu metamorfite (din grupul Boclugea-Priopcea) şi granite de Co şlugea, presupuse ca reprezentând petice de acoperire din pânzaMăcin, ceea ce ar releva amploarea şariajului.

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

Fig. 20 Secţiune geologică prin pânza Măcin (O.Mirăuţă,1966, completată): PÂNZA MĂCIN:GM - grupul de Megina; GBP - grupul de Boclugea — Priopcea; yM - granite gnaisice de Megina; yC -grani ţe de Coşlugea; yT - granite de Turcoaia; FC - form.de Cernea (Silurian); FB - form.de Bujoarele(Devonian inf.); FCp - form.de Carapelit (Carbonifer inf.); FM - falia Megina; FLC - falia Luncaviţa -Consul; PÂNZA NICULIŢEL: T2 - Triasic mediu.

33

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

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

Primii trei solzi se prelungesc spre S în fundamentul Platformei Babadag, însăurmărirea traseului lor este îngreuiat ă de cuvertura cretacică. Spre N, cu excepţia solzuluiCîrjelari, ceilalţi se continuă în fundamentul Platformei Covurlui (Promontoriul NordDobrogean îngropat).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

34

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

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

Fig. 21 Schiţa tectonică a Dobrogei de Nord (după hărţile ridicate de O. şi El.Mirăuţă, dinD.Patrulius et al.,1974, simplificat): / - pânza Macin; // - pânza Consul; /// - pânza Niculiţel; IV - pânzaTulcea; V - Platforma Babadag.

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

interpretează O. Mirău ţă (manuscris), D. Patrulius et al.(1974) (model înscris şi pe foilemenţionate);

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

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

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

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

35

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Fig. 22 Coloană litostratigrafică la V de Mihai Bravu: 1-conglomerate şi brecii; 2-tufuri porfirice;3-jaspuri; Q-porfire

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

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

36

TRIASICUL INFERIOR (WERFENIANUL) debutează prin depozite epiclasticerudito-arenitice, după care se trece la o sedimentare carbonatică, ceea ce permitesepararea a dou ă unit ă ţi litologice: forma ţiunea epiclastic ă şi formaţiunea calcarelor înplăci. Cele două unităţi sunt, în fapt, comune şi pentru digitaţia Sarica şi pânza Tulcea.Diferenţele dintre ele fiind neânsemnate, au fost denumite în acela ş i mod, respectiv"forma ţiunea epiclastic ă de Bogza" şi "formaţiunea calcarelor în plăci de Somova" (A.Baltreş,1982). Holostratotipurile lor sunt în pânza Tulcea.

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

Fig. 23 Coloane stratigrafice sintetice în pânza Niculiţel.

7.2.1.2. DIGITAŢIA SARICAAceastă digitaţie, situată la E de precedenta, este sinonimă cu "pânza Niculiţel" (sens

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

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

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

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

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

37

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

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

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

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

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

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

Digitaţia sau pânza Consul, cu o lăţime de 1-6 km, dispare la N de valeaCovandria sub şariajul pânzei Măcin (Fig. 24). Specific pentru aceast ă digitaţie estemarea dezvoltare a porfirelor cuarţifere, la care se adaugă şi unele particularităţi aledepozitelor triasice medii, care reprezintă şi termenul stratigrafic superior. D. Patrulius et al.(1974) apreciază că această digitaţie este împinsă cu cel puţin 8 km peste digitaţia Sarica.Amploarea şariajului pledează pentru interpretarea ca pânză independentă.

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

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

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

38

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

Fig. 25 Riftul nord-dobrogean şi geneza pânzei Niculiţel (M. Săndulescu, 1984): 1 - formaţiunicarbonatate; 2 - formaţiuni calcaro-detritice; 3 - forma ţiuni de fli ş; 4 - roci mafice; M - pânza Macin; T -pânza Tulcea; C - digitaţia Consul; S - digitaţia Sarica; C + S = pânza Niculiţel.

Avînd în vedere că în digitaţia Consul succesiunea Triasicului se încheie la nivelulAnisianului, prima etapă s-a declanşat, probabil, mult mai timpuriu, când are loc şidemarajul şariajului pânzei Măcin.

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

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

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

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

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

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

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

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

39

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

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

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

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

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

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

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

mezometamorfice şi roci epimetamorfice şi/sau ankimetamorfice. Întrucât în stadiulcunoştinţelor actuale echivalarea cu metamorfitele din pânza Macin nu este cert ă, seimpune separarea lor prin denumiri locale.

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

Fig. 26 Secţiune geologică între Uzum Bair şi Rediu (după O. Mirăuţă): 1 - formaţiunea deUzum Bair; 2 - formaţiunea de Horia; 3 - formaţiunea de Rediu (3a - cuarţite; 3b -ardezii); 4 -Werfenian; 5 - Anisian; 6 - Ladinian - Carnian; 7 - porfire.

· Formaţiunea de Horia apare în dealurile Rediu şi mai ales Horia, fiind descrisăde O. Mirăuţă (1966). Autorul separă în cadrul ei două unităţi litologice: una inferioară, curoci metapsamitice (alternant ă ritmică de cuarţite şi filite) şi alta superioară, cu şisturisericito-cuaiţitice (alternant ă deasă de filite sericitice, cuarţite sericitice, filite şi cuarţitegrafitoase), în grosime de 100 m.

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

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

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

40

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

Magmatitele prealpine sunt reprezentate prin roci intruzive granito-dioritice, filoane deporfire şi de diabaze.

7.3.1.2. FORMAŢIUNI ALPINEÎn pânza Tulcea, formaţiunile alpine revin Triasicului şi Jurasicului, fiind reprezentate

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

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

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

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

Fig. 28 Secţiune geologică în Dealul Monument - Tulcea (după I.Atanasiu): 1 - filite verzui cuarţoase;2 - filoane de porfire; 3 - conglomerate (Werfenian inferior).

TRIASICUL MEDIU ŞI SUPERIOR (ANISIAN-NORIAN), începând cu Triasiculmediu (de fapt în Werfenianul terminal), procesul de sedimentare s-a diversificat, fenomensemnalat încă de I. Simionescu (1927). Avînd în vedere că pe o suprafaţă mică apar în contactlitofaciesuri diferite, nu este exclus ca acestea să reflecte, în realitate, suprapuneri tectonice,

41

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

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

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

I. Simionescu (1910) a remarcat asemănarea faunei cu cea din stratele de St. Cassian dinAlpi, atribuindu-le Ladinianului superior. A. Baltreş et al.(1981) afirmă că, după litologie şiconţinutul fosil, calcarele din Popina sunt de tipul Wetterstein şi revin Ladinianului şiCordevolianului (Carnian inferior). Acumularea lor s-a produs în ape puţin adânci, deasuprabazei valurilor. Patul acestor depozite nu este cunoscut. Nu este exclus ca arealul respectiv săfi rămas ca şelf puţin adânc între Anisian şi Carnian cu acumulări de calcare de tip Murighiol-Popina sau, în Ladinianul inferior, a suferit o afundare (însă de scurtă durată) cu acumulare deroci similare formaţiunii de Cataloi, ca din Ladinianul superior să se revină la ape puţin adânci .

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

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

42

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

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

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

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

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

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

43

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

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

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

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

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

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

Fig. 32 Secţiune geologică între pânza Măcin şi falia Sf.Gheorghe (după foile 134h şi 135h dinHarta geologică a României scara 1:50 000):1 - granite şi granodiorite; 2 - hazalte; 3 - riolite (porfire); 4 -şisturi cristaline (Ionesi, 1994).

Anticlinalul Redi-Uzum Bair, situat aproximativ în partea centrală, se prelungeşte în NVpână spre Isaccea, iar în SV (Agighiol) se bifurcă. S. Cosma et al. (l983) îl consideră caderivând dintr-un rid şi trasează, în lungul flancului său nord-estic, o falie inversă. Nu esteexclus ca acest rid să reprezinte fruntea unei digitaţii sau chiar a unei pânze, având în vedere cădesparte litofaciesul de Cataloi (în V) de litofaciesurile carbonatice (în E).

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

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

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

44

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

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

carbonatice.Sulfuri polimetalice se găsesc între Somova şi Mineri, fiind

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

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

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

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

D o l o m i t e , provenite prin dolomitizarea calcarelor, apar la diferite niveluri întrecalcarele din perimetrul localit ăţii Mahmudia. Se exploatează împreună cu calcarele, fiindutilizate în siderurgie.

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

45

8. PLATFORME ALPINE

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

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

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

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

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

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

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

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

Depozitele cretacice nu sunt deformate decât foarte slab, încât prezintă caracteristici decuvertură. Având în vedere acest aspect, în alcătuirea unit ăţii se diferenţiază foarte clar celedouă etaje structurale specifice unei platforme: cuvertura şi fundamentul.

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

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

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

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

46

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

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

Magmatitele prealpine sunt reprezentate prin granitele din Dealul Sacar Bair şi prinriolitele de Cârjelari.

Formaţiuni alpine, în alcătuirea fundamentului de tip Măcin (dezvelit de sub cuverturacretacică la Cârjelari şi Camena) participă şi formaţiuni alpine triasice şi jurasice,reprezentate atât prin depozite sedimentare, cât şi prin magmatite.

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

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

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

8.1.2. TECTONICATectonica fundamentului. Fundamentul Platformei Babadag nu este altceva decât o

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

47

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

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

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

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

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

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

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

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

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

8.2. PLATFORMA COVURLUI

Platforma Covurlui s-a format prin scufundarea părţii nord-vestice a OrogenuluiNord Dobrogean, proces declanşat în Badenianul superior, începînd cu extremitatea nord-vestică, şi s-a extins treptat în sud pe parcursul Sarmaţianului. Depozitele acumulate pînă lasfîrşitul Romanianului constituie cuvertura care acoperă fundamentul cutat.

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

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

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

48

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

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

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

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

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

extremitatea nord-vestică a Orogenului Nord Dobrogean (Promontoriul Nord Dobrogeanafundat). Cea mai mare parte revine pânzei Măcin, iar pe latura estic ă (spre Prut) o mic ăporţiune aparţine pânzei Niculiţel. Nu este exclus ca, prin acoperirea ultimei de cătrepânza Măcin, să fie prezentă şi pânza Tulcea.

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

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

49

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

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

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

Platforma Covurlui devine uscat, pe care se instalează reţeaua hidrografic ă, în lungulc ăreia, prin înălţ ări episodice s-au format terasele, începnd probabil cu Pleistocenulinferior şi pînă în Holocen.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

50

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

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

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

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

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

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

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

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

Acumularea rudito-arenitică, specifică formaţiunilor de Bălăbăneşti-Cândeşti esteo consecinţă a acestei înălţări, comună şi Orogenului Carpatic, unde s-a declanşat maitimpuriu.

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

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

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

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

51

capcanelor se găsesc în depozitele cuverturii neogene (Badenian superior, Sarma ţian,Meo ţian şi Ponţian), îns ă câteva, cum sunt cele de la Matca şi Burcioaia apar, pe lâng ăcuvertura neogenă, şi în depozite paleozoice.

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

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

Pietrişurile de Bălăbăneşti se exploatează local pentru balastarea drumurilor şibetoane.

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

52

9. OROGENUL CARPATIC

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

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

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

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

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

până la râul Dâmboviţa. Spre V se mărginesc cu Depresiunea Transilvaniei, iar spre E şi SEfalia pericarpatică îi desparte de unit ăţile de platformă Platforma Moldovenească, aBârladului, Covurlui şi Valahă.

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

1-Zona vulcanitelor neogene;2-Zona cristalino-mezozoică;3-Zona flişului;4-Zona de molasă (Unitatea Pericarpatică).Din punct de vedere geomorfologic, în Carpaţii Orientali, structura geologică este

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

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

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

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

53

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

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

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

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

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

Fig. 35 Schiţa tectonică a Carpaţilor româneşti interni : 1-aria cristalino-mezozoică ; 2-înveliş posttectonic ; 3 klippele transilvane ; 4-flişul transcarpatic ; 5-klippele pienide ; 6-vulcaniteneogene ; 7-flişul carpatic ; 8-unităţi supragetice ; 9-pânza Getică ; 10-autohtonul Danubian ; 11-unităţile Munţilor Apuseni ; 12-blocul transilvan (1.acoperit, b.la zi) ; 13-depresiuni posttectonice ;14-urmă de şariaj ;15.urma suturii transilvane ; FDV-falia Dragoş Vodă ; FS-falia Someşului ; FST-Falia sud transilvană ; FP-Falia Plopiş ; FA-Falia est apuseană (V. Mutihac et al., 2004).

54

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

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

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

Structura geologicăLa alcătuirea compartimentului moldav iau parte masive cristaline prealpine

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

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

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

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

Fig. 36 Model ipotetic privind formarea şariajelor prealpine şi a pânzelorintracutanate (M. Săndulescu, 1984): 1-pânzele intracutanante de Rebra (R), PietrosulBistriţei (PB) şi Tulgheş (T); 2-pânza gnaiselor de Rarău; 3-posibile pânze hercinice dinMunţii Rodnei; domeniile alpine bucovinic (b), sub-bucovinic (sb) şi infrabucovinic (ib) înpoziţie retrotectonică.

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

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

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

Grupul de Tulgheş - cuprinde epimetamorfite, foarte larg răspândite încompartimentul moldav. Grupul însumează cca 4000 m grosime, fiind alcătuit din şisturisericitoase, şisturi grafitoase, şisturi cloritoase, calcare şi dolomite cristaline şi şisturicuarţitice. În grupul de Tulgheş este cantonat un daic de roci acide subvulcanice - daiculporfiroidelor de Pietrosu Bistriţei.

55

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

Vârsta metamorfismului grupului de Tulgheş, determinat prin metoda K-Ar, este de610-500 M.a., ceea ce corespunde ciclului geotectonic assyntic.

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

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

diferite, poartă acest nume deoarece a fost implicat în mişcările austrice. Acest sedimentar s-apăstrat în marginea estică a compartimentului moldav, în ceea ce V. Uhlig a denumitsinclinalul marginal extern. Acesta reprezintă o structură sinclinorie care are în N sinclinalulRarău, iar la S sinclinalul Hăghimaş.

Sedimentarul preaustric este de două tipuri:- un sedimentar depus pe substratul cristalin, discordant şi transgresiv, care aparţine

pânzelor bucovinice;- un alt sedimentar, alohton, căruia nu i se cunoaşte substratul, care intră în alcătuirea

pânzelor transilvane, fiind denumit sedimentar transilvan.Sedimentarul bucovinic formează o succesiune relativ subţire de depozite

neritico-litorale (conglomerate, gresii, dolomite, calcare recifale) cu numeroaseîntreruperi ale procesului de sedimentare.

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

Instabilitatea tectonică se accentuează în Cretacic, determinând acumularea unordepozite în faciesuri sinorogene, cu caracter flişoid. Spre sfârşitul Cretacicului inferior(Barremian-Albian) se acumuleaz ă depozite de wildfliş care formeaz ă umpluturasinclinalului marginal extern. Depozitele de wildfliş, sunt formate dintr-o matrice argiloasăde culoare închis ă, în care sunt prinse blocuri mari de roci exotice, preponderent de tiptransilvan. Wildflişul nu prezint ă stratificaţie, iar uneori este asociat cu curgeri de bazalte(Valea Seacă - Rarău şi Valea Bicazului).

Fig. 37 Succesiunea de punere în loc a pânzelor bucovinice: b-pânza bucovinică; sb-pânza sub-bucovinică; ib-pânzele infrabucovinice (M. Săndulescu, 1984).

56

Cristalinul subjacent, împreună cu sedimentarul bucovinic care-l acoperă, formeazăîn Carpaţii Orientali pânzele bucovinice, care încalec ă dinspre E spre V având caracterintracutanat (Fig. 37). Ordinea şariajelor este următoarea:

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

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

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

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

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

În zona cristalino-mezozoică a compartimentului moldav se întâlnesc şi magmatiteultrabazice, cum este cazul unui corp de mai mulţi kilometri de pe Valea Moldovei întrepâraiele Breaza şi Tătarca. Acest corp este alcătuit din serpentinite, dunite şi gabbrourisepentinizate, reprezentând un fragment de crust ă oceanică rupt probabil în procesul deobducţie.

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

mişcărilor austrice de la mijlocul Cretacicului. Mişcări tectonice mai vechi, prealpine, careau avut loc în Paleozoic, în orogeneza hercinică, faza sudetă, au realizat şariajulcristalinului grupului de Rarău - Bretila - Hăghima ş peste cristalinul epimetamorfic algrupului de Tulgheş, rezultând controversata pânză de Rarău.

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

Pânzele bucovinice sunt pânze de soclu, deoarece antrenează în şariaj substratcristalin şi sedimentar bucovinic. Acest tip de pânze, pânze de soclu, formate prin forfecare,întâlnite în Carpaţii Orientali şi Meridionali constituie un grup de unit ăţi tectonice numiteDacide mediane.

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

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

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

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

57

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

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

Fig. 38 Secţiune geologică prin sinclinalul Rarău (V. Mutihac et al., 2004): 1-şisturicristaline. Sedimentar bucovinic: 2-conglomerate werfeniene; 3-dolomite anisiene; 4-jaspuricallovian-oxfordiene; 5-Formaţiunea de Lunca; 6-wildfliş. Sedimentar transilvan: 7-calcaremezotriasice; 8-calcare barremian-aptiene. Flişul carpatic: 9-Formaţiunea de Sinaia; β-bazalte.

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

58

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

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

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

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

Structura geologicăCompartimentul Munţilor Perşani este alcătuit din şisturi cristaline, sedimentar

preaustric de tip bucovinic şi transilvan, precum şi dintr-un înveliş posttectonic.- Şisturile cristaline sunt constituite din epimetamorfite cunoscute sub numele de

seria de Gârbova (metagrauwacke, şisturi sericito-cloritoase şi filite), având vârstaprehercinică.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

59

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

- Bucegi - Piatra Mare (sudic) al zonei cristalino-mezozoice. Acesta cuprinde MunţiiPostăvaru, Piatra Mare (din Munţii Bârsei), Bucegi, Leaota, Piatra Craiului, Vulcan şiMăgura Codlei.

Compartimentul sudic prezintă o structură geologică, care se deosebeşte de restulzonei cristalino-mezozoice, prin faptul că nu mai apar cele două faciesuri bucovinic şitransilvan, motiv pentru care unii geologi consideră acest compartiment că aparţine depânza getică a Carpaţilor Meridionali, având şi unele asemănări cu aceasta. Faţă de aceast ăsituaţie, ne raliem părerii, că deosebirile compartimentului sudic sunt mai mari decâtasemănările cu pânza getică, prin faptul că în pânza getică sunt prezente depozitecarbonifere şi permiene, lipsind depozitele triasice, în timp ce în compartimentul sudicsituaţia este inversă, Carboniferul şi Permianul lipsesc, iar Triasicul este prezent, aşa cumse întâmplă cu zona cristalino-mezozoică a Carpaţilor Orientali.

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

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

Structura geologicăLa alcătuirea unităţii Leaota - Bucegi - Piatra Mare iau parte şisturi cristaline

prealpine, înveliş sedimentar preaustric şi înveliş sedimentar postaustric.Şisturi cristaline prealpine

Şisturile cristaline formează în întregime culmea Leaota, de unde se prelungescspre V până la falia Iezer - Păpuşa. Acestea sunt asemănătoare celor întâlnite încompartimentele Moldav şi Persani şi aparţin, după cât se pare, unor cicluri prehercinice şiciclului hercinic.

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

Grupa şisturilor cristaline mezo-katamorfice, cunoscută sub numele decomplexul de Voineşti, ocupă partea centrală a culmii Leaota, unde are o grosime depână la 2500 m fiind constituit ă din paragnaise, gnaise oculare, rar amfibolite, calcarecristaline şi uneori eclogite. Prezenţa cloritului atestă un retromorfism al întreguluicomplex.

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

- Magmatite prehercinice se găsesc în fiecare din cele două grupe de metamorfite.În mezo-katamorfitele de Voine şti este intrus granitul de Albe şti, un granit ro şu cubiotit având o grosime de 50 m.

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

Analizele radiometrice de vârstă au arătat valori între 464-545 M.a. pentru granitulde Albe şti. Cam aceeaşi vârst ă este apreciat ă şi pentru granitul de Lalu, ceea ce le-arplasa în ciclul baikalian. După relaţia dintre granite şi metamorfite, ca şi prezenţaenclavelor de metamorfite în granite se ajunge la concluzia că granitele sunt ulterioaremetamorfismului.- Şisturi cristaline hercinice se întâlnesc în partea de V a unit ăţii Leaota - Bucegi -

60

Piatra Mare, fiind dispuse peste şisturile cristaline de Lereşti - Tămaş. Sunt epimetamorfite ,cunoscute sub numele de cristalinul de Căluşu - Tămăşel, alcătuite din şisturi cloritoase cuintercalaţii de şisturi amfibolice şi şisturi grafitoase. Vârsta premetamorfică a materialuluieste considerat ă paleozoică, iar metamorfismul hercinic, faza sudet ă. Prezenţa în acesteşisturi cristaline a biotitului şi granatului a făcut pe unii geologi să considere cristalinul deCăluşu - Tămă şel metamorfozat într-o orogenez ă prehercinic ă, la un grad mai înalt,corespunzător biotitului şi granatului, şi ulterior retromorfozat.

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

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

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

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

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

Cretacicul superior este bine reprezentat în compartimentul Leaota - Bucegi - PiatraMare, fiind constituit din conglomerate şi gresii. Acestea se întâlnesc în bazinulDâmbovicioara, în zona Codlea - Vulcan, culoarul Râ şnov, în Munţii Post ăvaru, în SMunţilor Bucegi.

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

Tectonica compartimentului Leaota - Bucegi - Piatra MarePremergător fazei austrice au avut loc mişcări tectonice încă de la sfârşitul

Jurasicului, în faza neocimmerică, mişc ări de care sunt legate formaţiunea cu blocuri şiklippele sau olistolitele însedimentate.

Mişcările austrice au determinat încălecarea compartimentului (unităţii) Leaota -Bucegi - Piatra Mare peste flişul intern de la E, după falia central carpatică. Aceast ă faliese poate urmări începând de la localitatea Săcele - E de masivul Piatra Mare - Predeal - Vde Sinaia - Valea Ialomicioarei. Tot în faza austrică s-au realizat cutele sinclinalelePiatra Craiului - Dâmbovicioara - Vulcan - Codlea şi Bucegi - Post ăvaru - Piatra Mare. .

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

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

61

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

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

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

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

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

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

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

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

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

9.1.2.1. Flişul intern (Dacidele externe)Flişul intern aparţine din punct de vedere tectonic Dacidelor externe aşa cum

consemnează M. Săndulescu (1984) în Geotectonica Românească.Aria de sedimentare a flişului intern corespunde mării flişului cu substrat de

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

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

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

62

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

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

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

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

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

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

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

63

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

Depozitele sedimentare aparţin intervalului Jurasic superior - Cretacic inferiorfiind afectate de un metamorfism slab, de presiune înalt ă şi temperatură scăzut ă,metamorfism anterior şariajului.

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

A fost identificată în 1970 de M. Ştefănescu, fiind situată în Munţii Baraolt. Pânzade Baraolt este şariat ă, spre E, peste pânza de Ceahlău, linia de încălecare fiind acoperit ăde depozite posttectonice, nu se poate urmări la suprafaţă.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Digitaţia Ciuc este situată în partea centrală a pânzei de Ceahlău, fiind acoperită laV de şariajul Dacidelor mediane.

Digitaţia Bratocea - Durău se dezvoltă la N de Valea Bistriţei, până spreValea Moldovei şi este parţial acoperită spre V de precedenta.

Digitaţia Comarnic - Ticoş aflorează în două zone restrânse, în sud, în zonade curbură lângă Comarnic şi pe Valea Bicazului în zona afluentului său Ticoş.

Digitaţia Bodoc este cea mai externă (estică) subunitate a pânzei de Ceahlău,acoperind un areal relativ important în Munţii Bodoc cu prelungire spre N şi S de aceştia.

64

Caracteristic pentru toate digitaţiile pânzei de Ceahlău este prezenţa turbiditelortipice, cu ritmuri de până la 1 m grosime, aparţinând formaţiunii de Sinaia. Grosimeaacestei formaţiuni atinge 2500 m. În partea bazală a forma ţiunii de Sinaia se g ăsesc rociofiolitice, de tip scoar ţă oceanică. Rocile sedimentare pelitice, uneori silicolitice, asociateofiolitelor, prezintă un slab metamorfism evidenţiat de prezenţa cloritului şi sericitului.

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

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

În ansamblu putem conchide că turbiditele pânzei de Ceahlău au un caracterpolimictic pronunţat, fiind alcătuite din fragmente de şisturi cristaline, roci sedimentarecarbonatice şi roci eruptive bazice. Sursa de material terigen se consideră a fi fost la Vîn zona cristalino-mezozoică a Dacidelor mediane, exondat ă parţial sub forma unorcordiliere alungite.

Situaţia de pe teren arată că digitaţiile pânzei de Ceahlău sunt anterioare şariajuluiacestei pânze, peste pânza de Teleajen, şariaj care s-a produs în Senonian, în mişc ărilelaramice timpurii.

Conglomeratele de Ceahlău - Zăganu, de vârstă albiană, s-au acumulat înacela şi timp cu Conglomeratele de Bucegi, constituind entitatea cu care se încheiesedimentarea flişului pânzei de Ceahlău. Sunt conglomerate polimictice (gnaiseoculare, granitoide, cuarţite, şisturi clorito-sericitoase, calcare etc.) prinse într-o matricegrezoasă.

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

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

Datorită faptului că turbiditele pânzei de Bobu sunt mai puţin polimictice şi maiapropiate de cele ale flişului curbicortical al pânzei de Teleajen, se consideră că şi ariasursă a sedimentelor era diferit ă, fiind situată la E, în cordiliera cumană, care separamarea flişului intern de la V (domeniul Dacidelor externe), de marea flişului extern dela E (domeniul Moldavidelor).

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

Tectonica Dacidelor externe (flişului intern)Dacidele externe se prezintă ca pânze de şariaj în cadrul flişului intern al

Carpaţilor Orientali. În ansamblu, Dacidele externe sunt încălecate de la V de cătreDacidele mediane ale zonei cristalino-mezozoice, după falia central carpatică. La rândullor, Dacidele externe, sunt şariate peste pânzele Moldavidelor (flişului extern), de la E,după falia Lutu Roşu.

Dacidele externe în Carpaţii Orientali se prezintă sub forma a patru pânze de şariaj:pânza fli şulin negru, pânza de Baraolt, pânza de Ceahlău şi pânza de Bobu. Întreacestea, pânza de Ceahlău are cea mai mare extindere în lungul Carpaţilor Orientali. Înpartea de N, în zona Văii Moldovei, pânza de Ceahlău este complet acoperit ă de pânzeleDacidelor mediane.

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

65

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

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

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

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

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

9.1.2.2. Flişul extern (Moldavidele)Moldavidele cuprind pânze tectonice care au fost puse în loc în timpul Miocenului.

Din acest grup fac parte pânzele flişului extern şi pânza subcarpatică (molasa).Pânzele Moldavidelor sunt pânze de cuvertură, în care sedimentarul a fost dezlipit

de substratul primar şi şariat spre exterior.Spre interiorul lanţului carpatic Moldavidele suportă şariajul Dacidelor externe

după linia Lutu Roşu, iar spre exterior sunt şariate la rândul lor peste platformele din faţaCarpaţilor (platforma Moldovenească, platforma Bârladului, platforma Covurlui şiplatforma Valahă), după falia pericarpatică.

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

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

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

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

Pânza de TeleajenA fost intuită şi conturată de către I. Băncilă (1952, 1958) sub numele de Unitatea

Est-intern ă şi corespunde cu Pânza intern ă inferioară cum a denumit-o M.G.Filipescu (1955) sau Pânza flişului curbicortical după I. Dumitrescu et. al. (1962).Credem că este mai potrivit ă denumirea cu semnificaţie toponimică de Pânza de Teleajen,denumire acceptată de tot mai mulţi geologi.

Pânza de Teleajen este cuprinsă între linia Lutu Roşu, spre interiorul lanţuluicarpatic, după care este încălecată de pânza de Ceahlău, în cea mai mare parte, ca şi depânza de Bobu pe o mică porţiune. În est este şariat ă, după linia Teleajen peste pânza deAudia, în partea de N a Carpaţilor Orientali şi peste pânza de Macla, la S de DepresiuneaBretea.

66

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

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

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

La alcătuirea pânzei de Teleajen iau parte depozite sedimentare de fliş de vârstăcretacic superioară, la care se mai adaugă sedimentar posttectonic aparţinând Paleocenuluişi Eocenului.

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

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

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

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

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

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

Pânza de MaclaLa început a fost considerată ca un facies lateral al flişului curbicortical, al

formaţiunii de Palanca sau inclus în partea inferioară a acestui fliş.Planul de încălecare al pânzei de Macla se poate urmări de la S de depresiunea

Breţcu (localitatea Covasna) până aproape de Valea Teleajenului, unde este acoperit dedepozite mai noi. Acest plan reapare în Valea Dâmboviţei.

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

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

În linii mari, depozitele sedimentare de fliş ale pânzei Macla sunt asemănătoare cucele ale pânzei de Teleajen. Şariajul pânzei de Macla ca şi cel al pânzelor de Teleajen, maiinternă şi de Audia, mai externă, a fost determinat de mişc ările stirice timpurii dinBurdigalian.

67

Pânza de AudiaMai este cunoscută sub numele pânza medio-internă - I. Băncilă, pânza de solzi -

M.G. Filipescu, pânza şisturilor negre - I. Dumitrescu (1962). Pânza de Audia esteîncălecată de la V de pânza de Teleajen şi de pânza de Macla, care o acoperă, în sectorulsudic în întregime, iar spre E, la rândul ei, este şariat ă peste pânza de Tarcău după faliaAudia.

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

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

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

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

În Cretacicul superior, condiţiile redox ale mediului de sedimentare se schimbă,devin oxidante, acumulându-se argile şi marne de culoare ro şcată, verzuie sau vărgată, cuintercalaţii de radiolarite, jaspuri şi cinerite în partea bazală. Aceste depozite însumează30-40 m grosime.

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

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

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

68

Pânza de TarcăuEste cea mai întinsă şi importantă pânză a flişului extern (Fig. 40). Ea mai este

cunoscută sub numele de unitatea medio-marginală, cum a fost descrisă de I. Băncilă(1958).

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

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

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

Depozitele Cretacicului superior prezintă modificări litofaciale faţă de cele dinpânza de Audia, fiind predominant pelagice, mai bogate în roci marnoase şi calcaroase,ceea ce demonstrează că au fost acumulate într-un bazin marin cu adâncimea mai mic ădecât nivelul de compensare a calcitului (LCC = linia de compensare a calcitului). Înaceastă situaţie sunt forma ţiunile de Cârnu Şiclău, descris ă de I. B ăncilă, echivalent ă

69

cu forma ţiunea de Lupchianu, descrisă de I. Dumitrescu în Munţii Vrancei, ca şi celesuperioare.

În Senonianul superior sedimentarul de fliş în pânza de Tarcău prezintă douălitofaciesuri, unul marno-grezos la interior (la V) caracteristic formaţiunii de Horgazu şialtul calcaros, în formaţiunea de Hangu, la exterior, aceasta din urmă având o mult mailargă extindere.

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

Paleogenul pânzei de Tarcău se caracterizează prin accentuarea diferenţelorlitofaciale în cadrul sedimentarului acumulat, diferenţieri care se evidenţiază de la V spreE, dar şi de la N spre S. Acestea sunt determinate de natura diferit ă a materialuluiterigen provenind din ariile sursă vestice faţă de cele estice. În partea de mijloc abazinului de acumulare are loc interferenţa litofaciesurilor vestice cu cele estice.

Depozitele eocene sunt grupate în trei litofaciesuri care se succed de la V la Eastfel: litofaciesul de Tarc ău, predominant grezos; litofaciesul de Tazlău,intermediar cu caractere de tranziţie de la grezos la calcaros şi litofaciesul deDoamna, cu un pronunţat caracter calcaros.

La nivelul Oligocenului, au fost separate de la V la E următoarele litofaciesuri:litofaciesul de Fusaru, cu gresii micacee, litofaciesului de Moldoviţa, din parteamediană a bazinului, îi corespunde în S litofaciesul de Pucioasa, ceea ce arat ă pelâng ă diferen ţieri V-E şi diferenţieri N-S, ca urmare şi a unor particularităţi diferite amorfologiei fundului bazinului de sedimentare şi litofaciesul de Kliwa, cu gresii silicioase detip Kliwa.

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

foarte dure, de culoare cenu şie care apare în bancuri de până la 3 m grosime. În totalformaţiunea gresiei de Tarcău însumează peste 2000 m grosime. Aceasta se dezvoltă înpartea de V în litofaciesul de Tarcău.

- Formaţiunea de Tazlău este echivalentă formaţiunii de Tarcău, dezvoltându-seîn litofaciesul median, de Tazlău. Formaţiunea de Tazlău prezint ă secvenţe ritmice de tipfliş, ritmurile cu grosimi submetrice totalizând 700-1000 m.

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

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

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

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

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

În partea de E, sincron litofaciesului de Fusaru, s-au acumulat depozite aparţinândlitofaciesului de Kliwa, pentru care este reprezentativă Formaţiunea gresiei de Kliwa de600-1200 m grosime, alc ătuit ă din gresii silicioase, albe, dure, în strate groase, de lasubmetrice până la câţiva metri.

70

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

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

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

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

Pânza de VranceaPânza de Vrancea mai este cunoscută sub denumirea de unitatea marginală (I.

Dumitrescu, 1952), unitatea externă(I. B ăncilă, 1955), unitate submarginală (Th. Joja,1952) şi în ultimul timp sub numele de pânza cutelor marginale (M. Săndulescu, 1984).

Spre vest este încălecată de pânza de Tarcău, fruntea acestui şariaj are un traseufoarte sinuos, conturând numeroase semiferestre şi ferestre tectonice. În unele sectoare,pânza de Vrancea este complet acoperit ă de pânza de Tarcău. Spre E pânza de Vrancea esteşariată peste pânza subcarpatică.

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

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

Aria de sedimentare a depozitelor pânzei de Vrancea a fost situată la estuldomeniului în care se acumulau sedimentele pânzei de Tarcău, din acest motiv existăasemănări litologice între litofaciesurile de Doamna şi de Kliwa ale pânzei de Tarc ău şicele ale pânzei de Vrancea.

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

În semifereastra Vrancea se disting, în cadrul pânzei, două subunităţi, de Greşusituată mai la interior şi de Coza, mai la exterior, prima dintre ele încălecând peste cea de adoua. Între cele două subunit ăţi se constat ă deosebiri litostratigrafice care confirmăindividualizarea lor.

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

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

71

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

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

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

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

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

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

unitatea pericarpatică (I. Băncilă, 1958) sau zona de molasă (Fig. 41). Pânzapericarpatică este constituit ă în cea mai mare parte din depozite de molasă, depozite demare varietate, conglomerate, gresii, nisipuri, marne, argile, uneori cu acumulări decărbuni şi evaporite. Depozitele de molasă sunt slab consolidate (depozite moi, de aicidenumirea de molasă) şi cel mai adesea lipsite de stratificaţie.

Fig. 41 Schiţa digitaţiilor Pânzei Subcarpatice din Moldova (M. Să ndulescu, 1984):1-digitaşia de Scăriga; 2-digitaţia Pietricica; 3-digitaţia de Valea Mare; 4-şariaj; 5-digitaţie;6-fruntea pţnzei subcarpatice; T-pânza de Tarcău; CM-pânza cutelor marginale.

72

Pânza pericarpatică este delimitată la vest de pânza de Vrancea prin linia marginală,iar la est, linia pericarpatică o separă de unit ăţile de platformă ale vorlandului carpatic(Platforma Moldovenească, Platforma Bârladului, Platforma Covurluiului şi PlatformaValahă). Linia pericarpatică, după care pânza pericarpatică este şariat ă peste unit ăţile devorland, se poate urmări de la graniţa de Nord, până în Valea Trotuşului, având aproximativurmătorul traseu: Solca-P ăltinoasa-Tg.Neamţ-Buhu şi - est de One şti. La sud de valeaTrotu şului falia pericarpatică este acoperit ă de molasa sarmaţian superioară-pliocenă, fiindevidenţiată doar prin foraje.

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

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

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

Spre est complexul flişoid este substituit parţial sau total de depozite maigrosiere ale forma ţiunii de Borze şti, care p ăstrează urme de pic ături de ploaie, urme depăsări sau mamifere, iar şi mai la est se depun Conglomeratele de Pleşu-Pietricica.

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

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

Pentru Miocenul inferior, sedimentarul acumulat în pânza subcarpatică are ca sursăde material terigen unit ăţile de platformă de la est în timp ce în Miocenul superior, dupămişcările stirice, sursa de material detritic devine exclusiv catena carpatică.

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

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

aceasta a fost împinsă peste unităţile de platformă din faţă.

Tectonica MoldavidelorMoldavidele grupează 6 pânze de şariaj: pânza de Teleajen, pânza de Macla, pânza

de Audia, pânza de Tarcău, pânza de Vrancea şi pânza pericarpatică. În structura acestorpânze intr ă depozite cutate de fliş extern, iar în pânza pericarpatic ă, depozite cutate demolasă.

73

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

Pânzele moldavidelor sunt pânze de cuvertură, constituite numai din formaţiunisedimentare, dezlipite de pe substratul lor primar şi şariate spre exterior, ele încălecânduna peste alta de la vest spre est şi mai departe peste platformele din faţa CarpaţilorOrientali.

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

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

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

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

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

Pânza de Macla prezint ă o structur ă în solzi cu o imbricare avansat ă. Esteînc ălecat ă de la interior (de la vest) de pânza de Teleajen, care la nord de DepresiuneaBreţcu o acoperă în întregime, cu excepţia Văii Brateşului. Între Covasna şi ValeaSiriului, pânza de Macla încalecă peste pânza de Audia, care treptat spre sud o acoperăcomplet, ajungând direct în contact cu pânza de Tarcău.

Pânza de Audia prezintă cute foarte strânse cu imbricarea deasă a unor solzi, deaceea a fost denumit ă zona de solzi. La nord de Valea Moldovei se disting două subunit ăţi,una internă care se prelunge şte pe toat ă lungimea pânzei de la nord la sud, şi osubunitate externă semnalat ă la nord de Valea Moldovei. În subunitatea externă are omare dezvoltare gresia de Prisaca-Tomnatec. Planul de şariaj al pânzei de Audia a fostdeformat dup ă punerea în loc a pânzei, astfel încât în partea frontală a pânzei are o poziţieverticală sau chiar răsturnată.

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

Pânza de Tarcău, după cum s-a mai spus, în unele sectoare acoperă în întregime pânzade Vrancea din fa ţ ă, fruntea pânzei descriind un traseu foarte sinuos cu numeroasesemiferestre tectonice. În partea frontală a pânzei au fost antrenate petice de rabotajsmulse din pânza de Vrancea şi transportate peste aceasta. De la nord la sud cele maiimportante petice de rabotaj sunt: Voievodeasa, Gura Humorului, Monachia-Moine şti şiTg. Ocna.

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

74

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

Pânza pericarpatică (subcarpatică) este alcătuită din depozite de molasă la careiau parte şi roci evaporitice. În aceast ă pânz ă Săndulescu et.al. (1980) au identificattrei digitaţii, digitaţia Măgireşti-Perchiu, cea mai internă, cu depozite de molasă grezoase,ro şii şi cu două nivele de gipsuri; digitaţia Pietricica, situată mai la est, constituit ă dintr-omolasă conglomeratică şi digitaţia Valea Mare, cea mai externă, situată în fruntea pânzeica o fâşie îngustă. La nord de Valea Moldovei pânza pericarpatică este foarte îngustă sub 3km. La sud de valea Trotuşului şi la exteriorul pânzei pericarpatice se dezvolt ădepozitele avanfosei carpatice, separate de pânză prin falia Caşin-Bisoca generată întectogeneza valahă, pleistocen inferioară.

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

9.1.3. Pienidele şi flişul transcarpaticPienidele reprezintă corespondentul Transilvanidelor (al pânzelor transilvane) în

partea de N a Carpaţilor Orientali, în Maramureş şi Ucraina, având ca trăsătură fundamentalădubla tectogeneza, cretacică şi miocen inferioară (Fig. 42). Caracteristica Pienidelor estereprezentarea lor sub formă de klippe tectonice (elemente alohtone sub formă de blocuri demari dimensiuni, de ordinul sutelor de metri, prinse într-o matrice autohtonă). Apariţiaklippelor este premergătoare unor fenomene de şariaj, care în cazul Pienidelor formează obandă îngust ă de câţiva km şi o lungime de peste 900 km, din Maramureş până la Viena.În sudul Maramureşului klippele pienine apar în solzii frontali situaţi în fruntea pânzei deBotiza. Klippele pienine din sudul Maramure şului sunt cunoscute şi sub denumirea deklippe transilvane (V. Mutihac, 1990). Ele sunt constituite din roci competente (roci dure,masive compacte) mai ales calcaroase, în timp ce matricea şi învelişul lor este alcătuit dinroci, mai puţin competente, plastice, argile, marne şi turbidite.

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

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

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

Flişul transcarpatic se întinde din Valea Tisei spre sud până în Valea Izei şi estealcătuit aproape exclusiv din depozite turbiditice aparţinând Paleogenului care însumează1500-2000 m grosime. Între aceste depozite, cele eocene au cea mai largă dezvoltare. Flişultranscarpatic formează trei pânze tectonice, de la N la S acestea sunt:

Pânza de Botiza este alcătuită în principal din depozite de fliş eocene acumulateîntr-o arie de sedimentare cu subsidenţă accentuată. Şariajul pânzei, aşa cum apare el astăzi ,ar rezulta că s-a produs de la N la S. Situarea pânzei de Botiza la S de falia Drago ş Vodănu exclude posibilitatea ca pânza să fi suferit o rotaţie în sensul acelor de ceasornic, întimpul mişcărilor tectonice. În fruntea pânzei de Botiza se găseşte o fâşie îngust ă de solzicare găzduiesc klippele pienine.

75

Fig. 42 Schiţa structurală a zonei flişului transcarpatic şi a regiunilor învecinate (M.Săndulescu, 1984): 1-Dacide interne; 2-Dacide mediane; 3-Dacide externe; 4-cuverturapostpânză a Dacidelor; 5-pânza de Petrova; 6-pânza de Botiza; 7-zona klippelor pienide; 8-pânza wildflischului; 9-formaţiuni molasice (a-intruziuni neogene).

Pânza wildflişului este situată la S de pânza de Botiza şi este şariată spre S pestedepozitele miocen inferioare ale cuverturii posttectonice ale Dacidelor mediane. Dinspre Neste încălecată de pânza de Botiza. În structura pânzei s-au identificat trei solzi. Caractereletipice wildflişului sunt mai clare în partea de V, iar spre E se trece treptat la formaţiuni defliş cu hieroglife pe talpă. În pânza wildflişului sedimentarea a continuat până în Miocenulinferior.

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

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

9.1.4. Zona vulcanitelor neogenePrezenţa vulcanitelor neogene pe latura internă a Carpaţilor Orientali a fost

determinată de subducţia unei plăci litosferice cu scoarţă oceanică situată în partea de V aPlatformei Est-europene. În evoluţia acestui proces de subducţie au fost create pânzeleflişului şi molasei carpatice pe latura estic ă şi punerea în loc a vulcanitelor pe latura

76

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Sectorul Ţibleş-Rodna-BârgăuVulcanitele din acest sector se prezintă sub formă de corpuri subvulcanice intruse în

şisturi cristaline sau în depozite paleogene, lipsind curgerile de lave şi piroclastitele.Corpurile subvulcanice se prezintă ca lacolite, silluri, daicuri şi stokuri, care sunt de

fapt apofize ce pornesc din corpul central. Rocile din vecinătatea vulcanitelor sunt afectatede un metamorfism termic de contact.

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

Cele mai importante corpuri subvulcanice sunt:- Corpul din Muntele Ţibleş, cu o întinsă aureolă de contact termic şi de alteraţie

hidrotermală care au dat mineralizaţii de sulfuri polimetalice;

77

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

manifestat o intensă activitate hidrotermală, care a afectat atât corpul subvulcanic cât şirocile înconjurătoare, producând importante mineralizaţii de sulfuri complexe, exploatatela Baia Borşei;

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

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

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

Sectorul Călimani-Gurghiu-HarghitaAcest sector este delimitat la nord de Bistriţa Bârgăului şi la sudde Valea Oltului

şi cuprinde masivele muntoase Călimării, Gurghiu şi Harghita, în care vulcanitele neogeneau cea mai largă dezvoltare, cu areal întins şi înălţimi ce depăşesc 2000 m. în MunţiiCălimani se găsesc şi urme de gheţari.

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

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

Edificiul vulcanic cuprinde două părţi care corespund unor etape diferite ale activităţiivulcanice, la partea inferioară se găseşte o structură vulcano-sedimentară cu materialpiroclastic acumulat subaerian sau subacvatic, în cea mai mare parte mascată de produseleetapei a doua. Formaţiunea vulcano-sedimentară este alcătuit ă din brecii şi aglomeratevulcanice prinse într-o matrice de lapili, tufuri şi tufite, având o grosime cuprinsă între 200m şi 500 m.

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

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

Vârsta vulcanitelor neogene din Carpaţii OrientaliDin studiul relaţiilor vulcanitelor cu formaţiunile sedimentare ca şi pe baza

determinărilor de vârstă absolută, s-a constatat că cele mai vechi vulcanite sunt intercalate în

78

depozitele de vârst ă badenian ă, iar cele mai noi în depozitele de vârst ă pliocenă.Determinările prin metode radiogene indică vârste cuprinse între 10 M.a., pentru andezitelecuarţifere de Piscuiatu din sectorul Oa ş-Gutâi şi 3,92 M.a. pentru andezitele cupiroxeni în Munţii Harghita.

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

Bazaltele cuaternareÎn partea de S a Munţilor Perşani în zona localităţilor Racoşu de Jos, Hoghiz,

Veneţia se găsesc curgeri de bazalte, denumite bazaltele de Raco ş, acestea fiind înso ţiteşi de piroclastite bazaltice. Curgerile de bazalte, cu o grosime de până la 30 m prezint ăadesea separaţii sub formă de coloane hexagonale. Caracteristica acestor bazalte, indiferentde gradul lor de cristalinitate, îl constituie prezenţa unor noduli de peridotit, cu dimensiunide până la 20 cm. Ridicarea topiturii bazaltice până la suprafaţă s-a făcut prin mai multe căide acces, cum ar fi acelea de la Racoş, Mateiaş, Hoghiz, Bogata, Lupşa, Hegheş, ultimulfiind mai bine studiat.

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

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

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

9.1.5. Avanfosa şi depresiunile intramontane ale Carpaţilor OrientaliCele mai tinere elemente structurale ale Carpaţilor Orientali sunt reprezentate de

avanfosa situată la exterior şi de depresiunile intramontane.Avanfosa

Avanfosa a fost definită ca depresiune a zonei de molasă formată la exteriorulsistemelor cutate în faza finală a evoluţiei lor. Ea are două flancuri, un flanc intern cutat şi unflanc extern necutat suprapus platformelor din faţa orogenului.

Avanfosa este situată la exteriorul pânzei subcarpatice şi are o mare dezvoltare la S deTrotuş, dar mai ales în zona de curbură. La N de Trotuş avanfosa se îngustează mult fiindreprezentat ă de flancul extern, la V fiind delimitat ă prin falia pericarpatic ă de pânzasubcarpatică (pericarpatică).

La S de Trotuş avanfosa este separată de pânza subcarpatică prin falia Caşin-Bisoca.Avanfosa internă, cutată, se dezvoltă la S de Valea Râmnicului Sărat spre S şi V prin apariţiacutelor diapire, în timp ce avanfosa externă are dezvoltarea cea mai tipică în DepresiuneaFocşani.

79

Avanfosa a luat naştere ca urmare a unei subsidenţe active care s-a manifestat înSarmaţian şi Pliocen, după tectogeneza moldavă. Ea mai este cunoscută sub numele demonoclinul sarmato-pliocen, dat fiind faptul că între Trotuş şi Slănicul de Buzăudepozitele Sarmaţiene şi Pliocene au înclinări constante spre E. Aceste înclinări seaccentuează pe măsura apropierii de falia Caşin-Bisoca unde treptat se apropie de verticalăsau chiar sunt răsturnate.Grosimea depozitelor avanfosei este de mai multe mii de metri.

Din Valea Buzăului spre V, avanfosa internă a fost cutată în stil diapir. Cutelediapire, care constau în boltirea, subţierea şi străpungerea depozitelor din acoperiş de cătreun nucleu de sare, prezintă anticlinale înguste separate de sinclinale largi.

Cutarea diapiră a fost determinată de instabilitatea gravitaţională a sării, accentuatăla adâncimi mari de peste 1500-2000 m (se ştie că sarea are greutatea specifică de 2,3 g/cm3,iar cea a rocilor înconjurătoare 2,5-2,7 g/cm3, diferenţa dintre aceste valori este suficient demare pentru a crea instabilitatea gravitaţională), la care se adaugă presiunea tectonicătangenţială care a acţionat în tectogeneza valahă.

Deformările valahe au fost mai ample şi mai sunt încă. La exteriorul curburiiCarpaţilor Orientali, mai ales între prelungirea faliei Peceneaga-Camena la NE şi prelungireafaliei Capidava-Ovidiu la SV, segment în care se exercit ă compresiunea determinat ă dedeplasarea microplăcii tectonice a Mării Negre. De altfel, toate epicentrele seismelor dinVrancea se găsesc în limitele segmentului menţionat.

Depresiunile intramontaneUltimele deformări care au afectat Carpaţii Orientali s-au produs în Miocen,

Pliocen şi chiar Pleistocen având caracter ruptural. Acestea au provocat o serie de depresiunisituate în interiorul lanţului muntos prin afundarea unor arii limitate din diferite unităţitectonice ale Carpaţilor Orientali. În depresiunile create s-au acumulat depozite de molasă,în care uneori au luat naştere şi zăcăminte de cărbuni.

În vecinătatea vulcanitelor neogene se pare că formarea depresiunilor (Fig. 44) aputut fi influenţată şi de bararea unor cursuri de apă şi formarea unor lacuri în care s-auacumulat depozite prin colmatarea lor cu material detritic (exemplu depresiunile Bilbor,Borsec, Jolotca, Gheorgheni şi Ciuc).

Fig. 44 Depresiunile pliocen-cuaternare din Carpaţii Orientali (M. Săndulescu, 1984): 1-Depresiunea Bârsei; 2-Depresiunea Sfântu Gheorghe; 3-Depresiunea Breţcu; 4-Depresiunea Ciuculuisuperior; 5-Depresiunea Ciucului de mijloc; 6-Depresiunea Ciucului inferior; 7-DepresiuneaGheorghieni.

80

Depresiunea ComăneştiEste situată pe Valea Trotuşului la NV de Tg. Ocna şi a luat naştere prin coborârea

locală a flişului pânzei de Tarc ău şi de Vrancea în Sarma ţianul superior înlesnindcomunicarea între bazinul dacic de la E şi bazinul Transilvaniei de la V. Este delimitat ă laN de oraşul Moineşti. iar la S de pârâul Dofteana.

Depozitele de umplutură aparţin Sarmaţianului şi Meoţianului fiind reprezentateprin pietrişuri, nisipuri, argile, tufuri şi strate de cărbuni. Acestea formează umplutura unorcuvete sinclinale. De la V la E acestea sunt: Lapoş, Asău-Sălătruc, Lăloaia-Dărmăneşti şiLarga. Grosimea depozitelor umpluturii atinge cca 500-550 m.

Depresiunea BârseiAre cea mai mare suprafaţă dintre depresiunile intramontane ale Carpaţilor

Orientali şi a luat naştere în Pliocenul superior prin arondarea unei părţi din flişul interndin zona de curbură a Carpatilor Orientali. Este orientată V-E.

Spre N depresiunea Bârsei prezintă trei ramificaţii, cea vestică Căpeni-Baraolt estesituată între Munţii Per şani şi Munţii Baraolt, cea centrală., depresiunea Sf. Gheorghe estesituată între Munţii Baraolt şi Munţii Bodoc, iar cea estică, depresiunea Breţcu, este situat ăîntre Munţii Bodoc şi Munţii Oituz. Spre S, depresiunea Bârsei prezint ă o prelungire coborâtă,depresiunea Zărneşti. Toate aceste depresiuni converg în Valea Oltului.

Depozitele de umplutură sunt foarte variate, întâlnindu-se astfel pietrişuri, nisipuri,argile, marne, tufite etc. În depresiunea Baraolt se găsesc mai multe strate de cărbuni înjumătatea inferioară a umpluturii. Grosimea depozitelor de umplutură, aşa cum sunt cunoscuteîn depresiunea Baraolt, unde au fost mai bine studiate, este cuprins ă între 500- 600 m şiapar ţin intervalului Ponţian superior-Pleistocen mediu.

Se apreciază că depresiunea Sf. Gheorghe s-ar fi format în Romanian iar depresiunileBreţcu şi Zărneşti în Pleistocen.

Depresiunea CiuculuiEste situată în bazinul superior al Oltului, fiind cuprinsă între masivul eruptiv

Harghita la vest şi Munţii Ciucului la est. Dou ă praguri transversale Jigolin şi Racu osepară în trei bazine, inferior, mijlociu şi superior, umplutura acestor bazine este format ădin depozite sedimentare, în care materialul piroclastic are o pondere însemnat ă. Grosimeadepozitelor este de până la 500 m având şi câteva strate de cărbuni. Vârsta umpluturii seestimează a fi Pliocen terminal-Pleistocen, fără dovezi paleontologice.

Depresiunea GheorgheniSituată între Munţii Harghita şi Gurghiu la V şi Munţii Hăghimaş şi Giurgeu la E,

depresiunea Gheorgheni se află la izvoarele Mureşului. Depozitele sedimentare, care atingaproape 1000 m în centrul depresiunii, sunt formate din aglomerate vulcanice, tufuri, tufitecât şi din material terigen a căror vârst ă se consideră a fi Pliocen terminal-Pleistocen, caşi în cazul depresiunii Ciucului.

Depresiunile Borsec şi BilborÎn zona Borsec - Bilbor sunt cinci depresiuni, dintre care cea mai importantă este

depresiunea Borsec, care are 9 km lungime şi o umplutură de 70-130 m grosime. Umpluturaeste constituită din nisipuri şi pietrişuri cu intercalaţii de argile. Nisipurile găzduiesc unnivel de cărbuni de până la 3 m grosime, care a fost deja exploatat. Umplutura aparţinePliocenului terminal-Pleistocenului, fiind determinată prin metode paleontologice.

81

Depresiunea SighetuluiDepresiunea Sighetului se situează în aria transcarpatică a Carpaţilor Orientali, pe

cursul mijlociu şi inferior al Râului Iza. Aceasta a luat naştere prin afundarea uni porţiunidin flişul transcarpatic şi a învelişului posttectonic din zona cristalino-mezozoică. Unelecaractere stratigrafice şi litofaciale conduc spre afinitatea acestei depresiuni cu DepresiuneaTransilvaniei, considerându-se că ar fi o depresiune adiacentă a ei. Formaţiunile ceconstituie umplutura sunt atribuite intervalului Badenian-Pliocen.

Din punct de vedere tectonic în această depresiune nu apar complicaţii, depozitelesunt dispuse în cute largi, iar pe alocuri sarea a generat cute diapire.

82

9.2. CARPAŢII MERIDIONALI

Ca unitate aparţinând orogenului alpin Carpaţii Meridionali se întind din ValeaDâmboviţei - falia Iezer-Păpuşa - spre V, depăşind Valea Dunării. La N sunt delimitaţi dedepresiunea Transilvaniei, culoarul Mureşului şi marginea depresiunii Panonice. La sudsunt mărginiţi de Platforma Valahă după falia pericarpatică, ce se prelungeşte din faţaCarpaţilor Orientali, fiind acoperită însă de depozite mai recente. Traseul falieipericarpatice, pe sub depozitele care o acoperă, ar fi următorul: Sud de Piteşti - nord deDrăgăşani - nord de Strehaia - Drobeta-Tumu Severin.

Masivele muntoase ale Carpaţilor Meridionali sunt: Făgăraş, Cibin, Lotru, Căpăţânei,Sebeş, Parâng, Vâlcan, Retezat, Godeanu, Ţarcu, Poiana Ruscă, Cernei, Semenic, Almăj.Înălţimea acestor masive adesea depăşeşte 2000 m (Negoiu - 2536 m şi Moldovanu - 2543m).

Reţeaua hidrografică a Carpaţilor Meridionali are o dispoziţie centrifugă, cursurile deapă fiind dirijate spre N, spre V şi spre S. Dunărea şi Oltul fac excepţie, traversând întregullanţ muntos. Reţeaua hidrografică separă masivele muntoase între ele.

Evoluţia geologică a Carpaţilor Meridionali diferă sensibil de cea a CarpaţilorOrientali. Principalele tectogeneze care au determinat realizarea lor structurală au fosttectogeneza austrică, de care este legată amorsarea şariajului getic (un fenomen tectonic demare amploare) şi tecrogeneza laramică care a desăvârşit structura în pânză a actualei zonemuntoase şi a dus la formarea depresiunii marginale subcarpatice - avanfosa, cunoscută şi subnumele de depresiunea Getică.

Din punct de vedere al structurii geologice, Carpaţii Meridionali sunt alcătuiţi dintr-ozonă a masivelor cristaline cu învelişul lor sedimentar paleozoic şi mezozoic, carealcătuieşte partea muntoasă şi o zonă formată din depozite de molasă - avanfosa.

Reconstituirea evoluţiei structogenetice este sugerată de prezenţa unui complexofiolitic situat în Platoul Mehedinţi, asociat cu depozite sedimentare de fliş de vârst ătithonic-neocomiană (flişul de Severin), ca şi de banatite (vulcanite calcoalcaline).

Masivele cristaline cu învelişul lor sedimentar, din Carpaţii Meridionali îşi auoriginea într-o arie continentală prejurasică care a putut aparţine plăcii moesice sau alteiplăci tectonice. În Jurasic s-a produs un rift care a creat două blocuri distincte danubian şigetic, primul situat la S, iar al doilea la N, judecând după actuala dispunere spaţială.

Forţele de distensie, care au cauzat riftul, au dus treptat la depărtarea celor douădomenii, danubian şi getic, luând astfel na ştere, între ele, a unei fose oceanice, fosa deSeverin, cu fundament constituit din roci bazice (fundament oceanic). Pe fundamentulfosei de Severin s-au acumulat depozite sedimentare de fliş, ca urmare a eroziuniimaterialului terigen de pe cele două blocuri (domenii).

După încetarea acţiunii forţelor de distensie, care au generat riftul şi scoarţa oceanică,între domeniul danubian şi getic, a urmat apariţia unor forţe de compresiune cu tendinţa descurtare a scoarţei. Aceste forţe au iniţiat producerea unui fenomen de subducţie, princare fundamentul cu scoarţă oceanică, pe care s-au acumulat depozitele flişului de Severinse consuma sub unul din cele două domenii, probabil sub domeniul getic.

Procesul de subducţie, a generat în părţile profunde ale litosferei topirea parţială aplăcii subduse cu segregarea unor magme, manifestându-se la suprafaţă printr-un vulcanismsubsecvent, care a avut loc la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului. Astfel au fostpuse în loc o mare masă de roci de compoziţie intermediară numite banatite (vulcanismbanatitic).

83

9.2.1. Domeniul Danubian (Dacidele marginale)Domeniul Danubian cuprinde cele mai externe elemente care au fost supuse

tectogenezelor cretacice constituind astfel Dacidele marginale. Acestea sunt situate întreDacidele externe, reprezentate aici de pânza de Severm, şi Platforma Moesică (pe teritoriulRomâniei Platforma Valahă). Dacidele marginale se continuă şi la S de Dunăre şi apoi la Ede Timoc.

Acţiunea forţelor de compresiune a dus la consumarea prin subducţie a plăciioceanice dintre cele două domenii, aducându-le în contact tectonic. Ulterior, procesul aevoluat, ducând la încălecarea domeniului getic, aparţinând de Dacidele mediane, pestedomeniul Danubian (Dacide marginale).

Depozitele sedimentare de fliş, acumulate în fosa de Severin, dintre cele douădomenii, au fost antrenate în şariaj de pânza getică (domeniul getic sau Dacidele medianedin Carpaţii Meridionali), constituind paraauthtonul pânzei getice. Situaţia tectonică, aşacum este astăzi, se prezint ă astfel: la partea inferioară a structurii se află domeniul danubian(Dacidele marginale) cu rol de autohton, motiv pentru care mai este cunoscut subdenumirea de autohtonul danubian; peste Dacidele marginale se află şariată pânza deSeverin (aparţinând Dacidelor externe), cu rol de paraautohton, deoarece la rândul ei suportăşariajul domeniului getic (pânza getică) aparţinând Dacidelor mediane

Domeniul danubian, descoperit de eroziune, apare în Carpaţii Meridionali ca oimensă semifereastră tectonică situat ă în partea de SV a acestora, fiind extinsă de la V decursul superior al Lotrului şi Olteţului până la Dunăre.

Limita nordică a semiferestrei, descoperită de eroziune, de sub pânza getică, areaproximativ direcţia E-V, trecând pe la S de localitatea Petroşani, continuându-se spre Vpână aproximativ la localitatea Măru. De aici fruntea pânzei de încălecare îşi schimbădirecţia spre SSV, trecând Dunărea pe la V de localitatea Berzasca.

Structura geologicăÎn alcătuirea autohtonului danubian participă şisturi cristaline prealpine şi formaţiuni

sedimentare care constituie învelişul masivelor cristaline.Şisturile cristaline prehercinice au o largă dezvoltare şi după gradul de

metamorfism sunt mezometamorfice şi epimetamorfice.Mezometamorfitele cuprind cele mai vechi serii metamorfice din domeniul

danubian, între care mai importante sunt: seria de Lainici - Păiuş şi seria de Drăgşan.Cristalinul de Lainici - Păiuş se întinde din Muntii Cernei spre E pe versantul sudic

al Munţilor Vâlcan şi Parâng, precum şi în Munţii Retezat. În cadrul acestor metamorfitepredomină gnaisele cuarţitice care au fost afectate de procese retromorfe şi demetamorfisni termic la contactul cu corpurile de granitoide.

Metamorfitele seriei de Drăgşan se întâlnesc începând din Valea Cernei până înMunţii Parâng, ca şi în Munţii Retezat fiind reprezentate în principal prin ortoamfibolite şignaise amfibolice aproape în întregime retromorfozate.

Există unele indicii care arată că seria de Drăgşan ar fi şariată peste seria de Lainici -Păiuş, vârsta şariajului se estimează că ar fi bretonă sau sudetă (la începutul Carboniferuluiinferior sau respectiv la sfârşitul Carboniferului inferior).

Metamorfitele de Lainici - Păiuş şi de Drăgşan sunt considerate sincrone, în cepriveşte procesul de metamorfism. Vârsta absolută fiind de 650 M.a. - proterozoicsuperioară.

Epimetamorfitele provin prin metamorfozarea unor formaţiuni vulcanogene şiterigene în faciesul şisturilor verzi. Au fost descrise sub denumirea de cristalinul deCorbu în E Munţilor Almăj. Aceste metamorfite cuprind şisturi verzi cloritoase cu albit şi

84

epidot, şisturi amfibolice cu actinot, şisturi cuarţitice cu sericit, porfiroide şi lentile decalcare cristaline, în ansamblu totalizând cca 600 m grosime.

Granitoide prehercinice. O caracteristică a metamorfitelor prehercinice oconstituie asocierea lor cu numeroase masive de granitoide sincinematice sau tardicinematice .Granitoidele sunt dispuse concordant sau discordant cu metamorfitele. Corpurile degranitoide au forme foarte diferite şi sunt înso ţite de o suit ă de roci filoniene, pegmatite,aplite, lamprofire, care străbat atât masa granitoidelor cât şi a şisturilor cristaline.Masivele tardicinematice prezint ă aureole de contact în timp ce corpurile sincinematiceau în jur migmatite.

Corpurile de granitoide sunt dispuse în lungul unor structuri anticlinale carepot fi urmărite pe întreg autohtonul domeniului danubian.

În Munţii Parâng se găsesc trei aliniamente de corpuri cu granitoide:1 - În sudul Parângului între râul Olteţ şi localitatea Novaci se întâlnesc corpurile

Novaci, Cărpiniş, Crasna. Vârsta acestora determinat ă prin metoda radioactivă este de 650M.a.

2 - Aliniamentul Nedeiu-Sadu-Suşiţa situat la N, se poate urmări din ValeaOlteţului până în Valea Susenilor şi cuprinde masivul Suşiţa de aproape 60 km lungime şi 3-S km lăţime, concordant în cristalinul de Lainici-Păiuş, evidenţiind caracterul sincinematical acestuia, ca şi geneza anatectică.

3 - Aliniamentul Latoriţa-Parâng situat în nordul Munţilor Parâng cuprinde maimulte corpuri ce străbat amfibolitele de Drăgşan.

În Munţii Vâlcan corpurile de granitoide ocupă suprafeţe mai mici întâlnindu-seurmătoarele corpuri:

1- Corpul Tismana cu dimensiunile 25/10 km, cantonat în cristalinul de Lainici -Păiuş, a cărui origine poate fi magmatică sau metasomatică;

2- Corpul Frumosu, situat mai la N este intrus în cristalinul de Lainici – Păiuş;3- Granitoidul de Cerna situat în lungul Văii Cerna, este intrus în

amfibolitele de Drăgşan.În Munţii Retezat şi Ţarcu se întâlnesc corpuri de granitoide de dimensiuni mari,

cum ar fi următoarele:1- Corpul din Retezat, de formă alungită, intrus concordant în cristalinul de

Lainici Păiuş, se consideră a fi sincinematic;2- Corpul de la Buta este situat la sud-est de Masivul Retezat;3- Corpul Petreanu şi masivul Furcătura situate în lungul Văii Râul Mare;4- Corpul Vârful Pietrii din Munţii Ţarcu este aproape circular, intrus discordant

în cristalinul de Lainici - Păiuş pe care-l metamorfozează;5- Corpul Muntele Mic din Munţii Ţarcului, are formă alungită NE - SV, prezintă în

jur o zonă migmatică.În Munţii Almăj se întâlnesc trei corpuri de granitoide dispuse pe un aliniament

nord sud. Acestea sunt următoarele: corpul Sfârdinu, corpul Cherbelezu şi corpulOgradena.

Vârsta granitoidelor din domeniul danubian, dedusă din relaţiile cu metamorfitelegazdă prehercinice, cât şi cu cele hercinice, ca şi determinările de vârstă absolută prinmetoda radioactivă, arată că sunt legate de tectogeneza prebaikaliană târzie sau baikaliană.

Şisturile cristaline hercinice au rezultat prin metamorfismul unor formaţiuni devârstă paleozoică predominant terigene, în condiţiile ankimetamorfice. Cristalin hercinic s-a păstrat pe suprafeţe mici, în zonele axiale a unor cute sinclinale situate în MunţiiParâng, Vâlcan şi Retezat, sau la contactul tectonic dintre pânza getică şi autohtonuldanubian.

85

Metamorfitele hercinice sunt dispuse transgresiv peste metamorfitele prehercinice, decare se deosebesc net prin metamorfismul mai slab. Grosimea lor poate atinge 2000 m,fiind mai completă în Munţii Vâlcan.

Metamorfismul formaţiunilor paleozoice s-a produs în tectogeneza sudetă, de lasfârşitul Carboniferului inferior, fapt dovedit de dispunerea peste metamorfitele hercinice aunor formaţiuni carbonifer superioare.

Magmatite bazice şi ultrabazice se întâlnesc în munţii Almăj între localităţileIuţi şi Plavişeviţa, unde Dunărea face un cot spre NE. Aici se găsesc două masive degabbrouri, la Iuţi şi la Plavişeviţa, între ele aflându-se masivul de serpentinite (ultrabazitemetamorfozate) de la Tisoviţa. Vârsta magmatitelor se apreciază a fi paleozoic ă prinfaptul că ele străbat cristalinul de Corbu. Este posibil ca aceste magmatite să reprezinteun fragment de crustă oceanică, fiind în legătură cu procese care au loc în zonele de rift.

Învelişul sedimentar al domeniului danubian este de vârstă paleozoic-superioară şi mezozoică. Acesta s-a păstrat numai în câteva zone care au funcţionat ca foseadânci, iar în configuraţia actuală vechile fose alcătuiesc următoarele zone: Sviniţa -Svinecea, Presacina, Cerna - Jiu şi Co şuştea. Depozitele sedimentare din acestea s-auacumulat în trei cicluri de sedimentare:

1 - ciclul Carbonifer – Permian;2 - ciclul Jurasic – Cretacic;3 - ciclul Cretacic superior.

Zona Sviniţa - Svinecea este situată în partea vestică a Munţilor Almăj, avândlăţimea maximă pe Dunăre între loclit ăţile Sviniţa şi Cozla. Spre N zona se până învârful Svinecea Mare şi vârful Sfârdinu, fiind denumit ă şi zon Sirinia, de la numelerâului care o străbate. O alt ă fâşie îngust ă se află în partea vestică, numit ă zonaDrencova sau sinclinalul Cozla-Cameniţa. Zona prezintă o structură de cute solzi. Înansamblu, zona apare ca o structură sinclinorie în ale cărui cute sinclinale sunt prezenteformaţiuni sedimentare, iar în cutele anticlinale apar şisturi cristaline. Tectonica plicativăeste un rezultat al mişcărilor austrice peste care s-a suprapus efectul mişcărilor laramice.

Zona Presacina este situată între culoarul Caransebeş - Mehadia la vest şiMunţii Godeanu la est, la sud depăşeşte valea Mehadiei, iar spre nord se întinde până înbazinul Văii Bistra Mărului. În această zonă se întâlnesc depozite aparţinând tuturor celortrei cicluri de sedimentare. Depozitele celui de al treilea (ciclu cretacic superioare) aucaracter de fliş şi wildfliş fiind cunoscute sub denumirea de flişul de Arjana. Zona seprezintă caun sinclinoriu în care se cunosc două structuri anticlinale având în axe şisturicristaline şi depozite paleozoice. Tectonica zonei Presacina s-a desăvârşit în timpulmişcărilor laramice.

Zona Cerna - Jiu urmăreşte versantul sudic al Munţilor Vâlcan, începând din ValeaCernei până la E de Valea Jiului, ajungând în Valea Olteţului. Lăţimea variază fiindprezente chiar întreruperi cauzate de eroziune. O ramură a acestei zone trece pe la SE deMunţii Godeanu, ajungând până în sudul Munţilor Retezat. Aria de răspândire a depozitelorzonei Cerna-Jiu a fost restrânsă datorită acoperirii de şisturile cristaline a pânzei getice, carese conturează ca petice de acoperire, îndeosebi în Platoul Mehedinţi şi în regiunea văiiCerna. Sedimentarul zonei Cerna - Jiu aparţine celor trei cicluri de sedimentare. In cel de altreilea ciclu s-au acumulat şi depozite de fliş şi wildfliş ca urmare a condiţiilor sinorogenedin Cretacicul superior. În timpul mişcărilor mezocretacice şi apoi laramice, ca urmare aşariajului getic, parte din depozitele acstei zone au fost dislocate şi transportate pe distanţeapreciabile dând naştere la duplicaturi.

Zona Coşuştea este situată în jumătatea estică a Platoului Mehedinţi, traversată pedirecţia NV-SE de râul Coşuştea. Este fosa cea mai externă situată la est de zona Cerna.Şisturile cristaline epimetamorfice care aflorează în structura anticlinală de pe aliniamentul

86

Balta-Baia de Aramă a fost pragul ce separa zona Coşuştea de zona Cerna de la vest. Sprenord zona Coşuştea se închide în regiunea Baia de Aramă, iar spre sud se prelungeşte spreDunăre, îngustându-se foarte mult. În partea de est este acoperită tectonic. Zona apare maimult ca o fereastră tectonică, motiv pentru care nu se cunoaşte succesiunea completă asedimentarului. Deformările principale sunt date de suprapunerea tectonică a calcarelorjurasice peste Cretacicul superior, apărând flancuri inversate ale unor cute anticlinaledesrădăcinate. Formaţiunea flişoidă este strâns cutată, desea tectonizată, ca rezultat alpresiunilor exercitate de şariajul getic ce acoperă în mare măsură zona Coşuştea.

Tectonica domeniului danubianDomeniul danubian este încălecat de pânza getică, şariajul producându-se în

tectogeneza laramică de la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului.Împingerea tectonică a determinat apariţia unor duplicaturi cum ar fi duplicatura de

Anina din SV peticului Godeanu, duplicatura Cerna din Munţii Mehedinţi şi duplicaturaLatoriţa.

Presiunea tectonică a cauzat apariţia unor falii inverse între diferite blocuri alefundamentului cristalin, cu tendinţa de încălecare a acestora. Astfel de falii inverse seîntâlnesc în zona Poiana Mărului la V de masivul Vârful Pietrei şi în regiunea Schela-Gorjde pe versantul sudic al Munţilor Vâlcan.

O falie importantă urmăreşte direcţional versantul sudic al Munţilor Parâng şi Vâlcan,ajungând până în Valea Cernei. Aceast ă falie este considerat ă în unele interpret ări că arreprezenta urma unui şariaj hercinic de mare amploare.

O altă falie inversă importantă, considerată a reprezenta de asemenea un şariajeste falia din Munţii Retezat.

Grabenul Cernei are la origine o importantă falie, falia Cernei, care a fost activă înmai multe tectogeneze, inclusiv în cele post laramice.

Depozitele sedimentare din zonele Sviniţa-Svinecea, Presacina, Cerna-Jiu şiCo şuştea au fost afectate de tectogeneza austrică şi apoi de cea laramică, care au cutat şifaliat învelişul sedimentar al domeniului danubian.

9.2.2. Pânza geticăPânza getică evidenţiată de G. Munteanu Murgoci (1905, 1910) s-a individualizat

structural în tectogeneza laramică, aflorând pe o mare suprafaţă a Carpaţilor Meridionali de laValea Oltului până la Dunăre. Spre E de Valea Oltului, pânza getică este acoperită de pânzasupragetică a Făgăraşului, de sub care apare la zi în Munţii Iezer-Păpuşa până la faliaZărneşti. În această zonă pânza getică încalecă peste cristalinul de Lereşti-Tămaş dincompartimentul sudic Leaota-Bucegi-Piatra Mare, în lungul faliei Iezer-Păpuşa.

La V de Valea Oltului, pânza getică ocupă cea mai mare parte din Munţii Câpăţânii,Munţii Cibin, Munţii Sebeş, partea sudică a Munţilor Poiana Ruscă, Munţii Semenic şi zonaReşiţa-Moldova Nouă. Tot pânzei getice aparţin Munţii Godeanu şi două areale în PlatoulMehedinţi, ca petice de acoperire.

Structura geologică a pânzei geticePânza getică şi pânza supragetică din Carpaţii Meridionali sunt echivalente pânzelor

bucovinice din Carpaţii Orientali, aparţinând aceloraşi generaţii de structuri a Dacidelormediane.

Dintre Dacidele mediane, şi chiar a altor pânze de şariaj a unităţilor de orogen de la noidin ţară, pânza getică este deschisă pe cea mai mare suprafaţă. Ea este şariat ă pestedomeniul (autohtonul) danubian, antrenând în fruntea şi la baza ei pânza de Severin.

87

Pânza getică este constituită din formaţiuni proterozoice metamorfozate, careconstituie masivele cristaline prealpine, la care se adaugă depozite sedimentare ca un învelişal acestora.

Ciclurile metamorfice, care au generat şisturile cristaline, au fost însoţite şi de oactivitate magmatică plutonică de care este legată prezenţa unor masive de granitoide.Comparativ cu domeniul danubian, corpurile de granitoide sunt mai puţine la număr şi audimensiuni mai mici.

Şisturi cristaline prealpineÎn pânza getică şisturile cristaline au o largă răspândire. După gradul de metamorfism ele

se grupează într-o serie mezometamorfică, seria de Sebeş-Lotru şi şisturiepimetamorfice descrise sub mai multe denumiri locale.

Grosimea cristalinului mezometarnorfic depăşeşte 10000 m, uneori poate chiar atinge20000 m, având stabilită vîrsta la 838 M.a. Aceasta ar conduce la faptul că metamorfismul care agenerat şisturile cristaline mezometamorfice s-ar fi produs în Neoproterozoicul timpuriu.

Epimetamorfitele se întâlnesc pe areale mai mici în pânza getică, fiind prezente înjumătatea sudică a Munţilor Poiana Ruscă şi în Munţii Semenic, unde sunt dispuse pestemezometamorfite. Epimetamorfitele din Munţii Poiana Ruscă sunt cunoscute sub numele decristalinul de Dăbâca, cele din Munţii Semenic sunt denumite şisturi cristaline de Miniş,iar cele din Munţii Almăj sunt denumite cristalinul de Buceava. Vârsta acestora se deducedin relaţiile existente cu formaţiunile mezometamorfice, considerându-se că înre ele este odiscordanţă de metamorfism. Aceasta ar conduce la concluzia că faza de metamorfism ar fibaikaliană.

Granitoidele preherciniceActivitatea magmatică legată de metamorfismul şisturilor cristaline din domeniul getic

a fost mult mai redusă decât în domeniul danubian, astfel că masivele de granitoide sunt maipuţine şi au dimensiuni mai mici. Cele mai importante corpuri de granitoide sunturmătoarele:

- Plutonul Sicheviţa;- Plutonul Poneasca;- Corpul de granitoide de la Buchin;- Corpul de granitoide de la Criva.

Învelişul sedimentar al pânzei geticeDupă tectogeneza baikaliană, care a generat epimetamorfitele, domeniul getic a

devenit arie exondată fiind supus eroziunii. Aşa se explică lipsa formaţiunilor paleozoiceantecarbonifer superioare. Prin aceasta domeniul getic diferă de domeniul danubian în caresunt prezente metamorfite hercinice.

În domeniul getic procesul de sedimentare a fost reluat în Carboniferul superior, ca şi îndomeniul danubian, acumulându-se depozite predominant continentale. Pe durataTriasicului domeniul getic a fost exondat, sedimentarea reluându-se la începutul Jurasiculuisau mai târziu, prin apariţia unor zone depresionare, care constituie astăzi zona Reşiţa-Moldova Nouă, zona Haţeg, zona Holbav-Măgura Codlei, zona Vâturariţa, zona RuscaMontană şi zona Şopot.

Sedimentar getic s-a mai păstrat pe marginea depresiunilor intramontane şi înpeticele de acoperire.

Învelişul sedimentar al cristalinului getic cuprinde depozite care aparţin intervaluluiCarbonifer-Cretacic, acumulate, acolo unde sunt complete, în 3 cicluri de sedimentare dupăcum urmează:

1- Carbonifer-Permian - înveliş prealpin;2- Jurasic-Cretacic inferior - înveliş alpin;3- Cretacic superior.

88

Sedimentarul getic de pe peticele de acoperireÎn nord-estul peticului de acoperire Godeanu, pe suprafeţe restrânse, se întâlnesc

depozite permiene, conglomerate şi gresii prinse în cutele şisturilor cristaline.În partea de sudică a peticului de acoperire Porţile de Fier, în jurul localităţii Gura Văii

se găsesc depozite jurasic medii şi superioare. Acestea formează depozitele carbonatice de laGura Văii.

Tectonica pânzei geticePânza getică aparţine dacidelor mediane (structuri care au fost generate în

tectogenezele cretacice) având cea mai mare arie de aflorare între unităţile carpatice.Amploarea şariajului getic este evidenţiată de peticele de acoperire din Munţii Godeanu şiPlatoul Mehedinţi.

Şariajul getic s-a produs în două faze, prima fază s-a realizat în tectogeneza austrică,când domeniul getic a încălecat peste flişul de Severin - fenomenul s-a produs în Apţian.

A doua fază a şariajului a avut loc la sfârşitul Cretacicuiui în tectogeneza laramică, încare ansamblul getic, având în bază flişul de Severin şi fragmente din crusta oceanică adusăs-a deplasat, venind în contact cu domeniul danubian peste care a încălecat. Platoşa pânzeigetice a acoperit în întregime domeniul danubian, aşa cum arată peticele de acoperire,antrenând în faţă şi dedesubt pânza de Severin, echivalentă cu pânza de Ceahlău din CarpaţiiOrientali. Datele din teren arată că cea de a doua fază a şariajului getic s-a produs în timpulSenonianului.

Nu este clar dacă pânza getică se continuă la est de valea Oltului, unde aceasta estecomplet acoperit ă de unitatea supragetică a Făgăraşului. Ea reapare în culmea Iezer-Păpuşaunde încalecă peste cristalinul de Lereşti-Tămaş al sectorului (pânzei) Leaota-Bucegi-PiatraMare, în lungul faliei Iezer-Păpuşa. În zona Zărneşti, pânza getică suferă o decroşare dupăcare se continuă spre N până în zona Măgura Codlei, unde sedimentarul getic formează solziiHolbav şi Măgura Codlei. La rândul ei pânza getică este încălecată de la V de unitateasupragetică a Făgăraşului în lungul faliei Holbav. Astfel falia Iezer-Păpuşa delimiteazăCarpaţii Orientali de Carpaţii Meridionali.

În Banat, între pânza getică şi pânzele supragetice, se găsesc două pânze de cuverturăpânza de Sasca-Gornjak şi pânza Reşiţa.

Aceste pânze sunt interpretate în mod deosebit, fie ca solzi, fie ca părţi ale aceleiaşipânze sau ca petice de rabotaj ale pânzelor supragetice.

9.2.3. Pânzele suprageticePânzele supragetice aparţin dacidelor mediane şi au fost intuite de Sreckeisen A.

(1934). Ideea a fost reluată mai târziu în anii 60-70 după ce s-au acumulat date noi din teren.Aceste pânze se întâlnesc în vestul Banatului, nordul Munţilor Poiana Ruscă, nord-vestulMunţilor Cibin-Sebeş şi Munţii Făgăraş, având caracterul unor pânze de forfecare de soclu, lacare iau parte metamorfite prealpine şi formaţiuni sedimentare paleozoic-superioare şimezozoice.

Eroziunea a afectat în mare măsură unităţile supragetice ceea ce îngreunează studiulacestora, motiv pentru care vor fi analizate succesiv în diferite segmente ale catenei.

În Banat au fost evidenţiate trei pânze supragetice care încalecă de la V spre E. De lacea inferioară spre cea superioară (de la E spre V) acestea sunt următoarele:

- Pânza de Moniom, constituită din formaţiuni metamorfice, şariate peste depozitelesedimentare ale pânzei de Reşiţa, cât şi ale pânzei getice;

- Pânza de Locva, este constituită exclusiv din formaţiuni mezo- şi epimetamorfice, încuprinsul cărora există şariaje;

- Pânza de Bocşa, cuprinde mezometamorfite, dar şi depozite sedimentare paleozoicesuperioare şi mezozoice.

89

Pânza de Poiana Ruscă. În Munţii Poiana Ruscă a fost evidenţiată o singură pânzăsupragetică, situat ă în partea de nord a acestor munţi şi care este şariat ă spre sud. Ea esteconstituit ă din formaţiuni cristalofiliene mezo- şi epimetamorfice, dar şi depozitesedimentare cretacice, dispuse transgresiv peste soclul cristalin.

Pânzele de pe Valea OltuluiPe Valea Oltului spre V, în partea de nord-est a Munţilor Cibin şi până la sud de valea

Lotrului au fost observate mai multe plane de şariaj orientate aproximativ N-S, paralel cuOltul care indicau încălecări de la E spre V a unor pânze supragetice.

Pânza de Făgăraş. În E Munţilor Făgăraş au fost observate mai multe plane deşariaj cu direcţia generală NE-SV. Aceasta ar cuprinde următoarele unit ăţi: de Uria, deCălineşti şi de Brezoi. Problema corelării acestor unităţi este dată de incertitudinea sauduplicitatea planelor de şariaj.

Pânza de Bârsa Fierului. În N Munţilor Făgăraş (excepţie face parte de NV) seaflă o altă pânză de şariaj supragetică, care încalecă peste pânza de Făgăraş de la N spre S,denumită pânza de Bârsa Fierului. În cadrul pânzelor supragetice această pânză are poziţiasuperioară în zona Munţilor Făgăraş nemaifiind încălecată, la rândul ei de alte pânze.

Tectonica pânzelor suprageticeMenţionăm faptul că nu toţi autorii care se referă la lucrările lor la aspecte privind

tectonica Carpaţilor Meridionali, sunt de acord cu existenţa reală a pânzelor suprageticemenţionate anterior. Dintre acestea, mai larg acceptată este pânza de Făgăraş şi mai puţin,controversata pânză de Poiana Ruscă. Celorlalte pânze li se contestă amploarea şariajului,recunoscându-se totuşi încălecarea lor, după falii inverse, dar de mică amploare, aşa că seacceptă totuşi denumirea de unităţi tectonice, pentru cele care ocupă un areal mare, iar celecare au suprafeţe restrânse sunt denumite solzi.

Sunt considerate unităţi tectonice pânzele de Locva, de Bocşa şi adesea pânza de PoianaRuscă.

Celelalte pânze din Banat (pânza de Moniom), de pe Valea Oltului (pânzele de Uria, deCălineşti, de Brezoi, de Valea lui Stan) din sudul estul şi nordul Munţilor Făgăraş (pânzele deCozia, de Braşov – Dâmbovicioara, de Bârsa Fierului) sunt considerate solzi care formează ozonă mai mult sau mai puţin continuă la contactul dintre pânza getică şi unităţile, saupânzele supragetice.

Existenţa unităţilor supragetice (fie că sunt considerate pânze sau solzi sau digitaţii)constituie rezultatul unei coliziuni a două blocuri continentale separate între ele printr-o zonălabilă, de expansiune intracontinentală.

Închiderea zonei labile, în urma mişcării convergente a celor două blocuri cu scoarţăcontinentală s-a realizat în tectogeneza austrică. Blocul care a generat unităţile supragetice s-a deplasat diferenţiat fragmentându-se în blocuri delimitate de falii majore Aceste falii aufavorizat apariţia depresiunilor în timpul Neozoicului (depresiunea Caransebeş-Mehadia,depresiunea Haţeg-Strei).

Pânza de SeverinPânza de Severin aparţine grupului de structuri de la exteriorul Carpaţilor cunoscute sub

numele de Dacide externe, alături de pânzele flişului negru, Ceahlău, Baraolt şi Bobu,reprezentând o sutură a unor blocuri continentale.

În Carpaţii Meridionali pânza de Severin reprezintă corespondentul pânzei deCeahlău din Carpaţii Orientali, fiind situată între pânza getică, care aparţine Dacidelormediane şi autohtonul danubian, care ţine de Dacidele marginale.

Pânza de Severin, cu rol de paraautohton al pânzei getice, s-a conservat aproapeexclusiv în Platoul Mehedinţi între Motru şi Dunăre suportând peticele de acoperire Bahna şiPorţile de Fier.

90

În afara acestei zone, formaţiuni ale pânzei de Severin se mai întâlnesc sub pânzagetică la Polovraci, în Munţii Lotrului şi în bazinul Jiului de vest.

Pânza de Severin a fost descrisă de Al. Codarcea (1934, 1940), observaţiile sale de peteren fiind confirmate ulterior de numeroşi alţi geologi.

În alcătuirea pânzei de Severin ia parte material eterogen, de natură sedimentară şi denatură eruptivă. Materialul eruptiv constituie un complex ofiolitic, de tip scoarţă oceanică,alcătuit din roci bazice şi ultrabazice (gabbrouri, bazalte, peridotite, dolerite, în mare parteserpentinizate).

Materialul sedimentar de natură terigenă cu caracter de fliş, provine de pe aria celor douăblocuri, danubian şi getic, separate de fosa de Severin în procesul de expansiune, început înJurasicul mediu. Flişul de Severin este constituit din formaţiuni sedimentare asemănătoarecelor din pânza de Ceahlău cum ar fi: formaţiunea de Azuga, formaţiunea de Sinaia,formaţiunea de Comarnic.

Acolo unde se observă relaţiile dintre complexul ofiolitic şi flişul de Severin, aceasta dinurmă ocupă poziţia superioară.

Se consideră că riftul din care a evoluat zona de expansiune este acelaşi rift care agenerat marea flişului intern al Carpaţilor Orientali. Astfel se explică corelarea pânzei geticecu unităţile zonei cristalino-mezozoice din Carpaţii Orientali şi pânza de Severin cu pânza deCeahlău.

Ca şi pânza getică, pânza de Severin a avut o evoluţie tectonică ce s-a realizat în douăfaze în prima fază desfăşurată în Mezocretacic, ca urmare a tectogenezei austrice, pânzagetică a acoperit prin înaintare aria de sedimentare a pânzei de Severin, aşa se explică faptulcă în cuprinsul ei nu se întâlnesc depozite neocretacice. În cea de a doua fază, de la sfârşitulCretacicului şi începutul Paleogenului, în tectogeneza laramică, formaţiunile pânzei deSeverin s-au deplasat aproape solidar cu cele ale pânzei getice din acoperiş, peste autohtonuldanubian. Deoarece numai partea din faţă a pânzei getice a acoperit elementele deformate alepânzei de Severin, ele au fost păstrate doar în această parte.

Magmatitele laramice din Carpaţii MeridionaliÎn Carpaţii Meridionali trecerea de la Cretacic la Paleogen a fost marcată de o intensă

activitate magmatică în urma căreia a fost pusă în loc o mare cantitate de material cunoscutsub numele de banatite, nume dat de Cotta B. (1865). Aceste magmatite se mai numesclaramice deoarece punerea lor în loc a fost înlesnită de tectogeneza laramică.

Magmatismul a debutat printr-o activitate eruptivă când au fost puse în locpiroclastite andezitice, dacitice şi riolitice precum şi curgeri de lave andezitice, întâlnite caintercalaţii în depozitele de vârstă senoniană, mai ales în zona Rusca Montană.

Corpurile de magmatite se grupează pe direcţia a trei aliniamente cu orientare N-S.aliniamentul vestic pe direcţia localit ăţilor Moldova Nouă-Sasca-Oraviţa-BocşaRomână-Nădrag; aliniamentul central, Berzasca-Şopot-Poiana Ruscă şi aliniamentul esticurmăreşte marginea estică a cristalinului Munţilor Semenic pe direcţia Lăpuşnicel-Teregova-Armeniş.

După încheierea activităţii magmatice (laramică), Carpaţii Meridionali, în evoluţiaulterioară s-au comportat ca un segment cu o oarecare stabilitate, suferind în continuare douădeformări rupturale, care au condus la coborârea unor porţiuni limitate din aria montană ce audevenit bazine de sedimentare. Astfel au luat naştere depresiunile intramontane.

Depresiunile intramontaneDepresiunile intramontane sau posttectonice din Carpaţii Meridionali s-au format în

două etape.

91

În prima etapă, după tectogeneza laramică, în Paleogen, au luat naştere, depresiunicare au funcţionat ca golfuri ale depresiunii Transilvaniei sau depresiunii getice, cum ar fi:depresiunile Haţeg-Strei, depresiunea Petroşani, depresiunea Titeşti-Brezoi (Loviştei).

În a doua etapă, în Miocen, ca urmare a tectogenezei stirice au luat naşteredepresiunile Sicheviţa, Bozovici, Culoarul Dunării, Caransebeş-Mehadia, Bahna şi CuloarulBalta-Baia de Aramă.

Depresiunea Titeşti-Brezoi, cunoscuă şi sub denumirea de Depresiunea Loviştei, aevoluat ca golf a Depresiunii Getice şi s-a format în Eocen, prin afundarea unei arii dincristalinul Munţilor Făgăraş, cu învelişul lui sedimentar mezozoic. Este afectată de o falieimportantă la marginea sudică, care o separă de cristalinul din culmea Cozia.

Depresiunea Petroşani, este cea mai importantă dintre depresiunile intramonane,datorită zăcăminelor de cărbuni. Ea se găseşte în zona de contact dintre pânza getică şiautohtonul danubian. Aceasta a evoluat ca golf al Bazinului Transilvaniei, formându-se înPaleogen, iar umplutura este formată din depozite de vârstă paleogenă şi neogenă. Din punctde vedere tectonic se prezintă ca un sinclinal intens fracturat. Sunt cunoscute două sistemedefalii: un sistem orientat în lungul bazinului, care delimitează sinclinalul astfel încâtdepresiunea apare ca un rabe şi un al doilea sistem care compartimentează umpluturadepresiunii în blocuri decroşate, dar şi deplasate pe verticală.

Depresiunile Haţeg-Streiu, sunt separate între ele de pragul de la Haţeg. Ele s-auformat în Paleogen şi făceau parte dintr-un golf al Depresiunii Transilvaniei, împreună cuDepresiunea Petroşani, dar a căror legătură a suferit frecvente întreruperi. Depozitele deumplutură aparţin Paleogenului şi Miocenului, însă nu prezintă continuitate de sedimentare.Depresiunea este traversată de mai multe praguri pe care le formează fundamentul cristalino-mezozoic, deplasate vertical pe un sistem de falii aparţinând deformărilor rupturalepostlaramice.

Depresiunea Caransebeş-Mehadia, este străbătută de râul Timiş şi s-a format înBadenia, evoluând ca atare în Sarmaţian, fiind colmatată la începutul Pliocenului. Ultimeledepozite depuse aparţin Pliocenului, fiind considerate ca reprezentând faciesul panonic alSarmato-Pliocenului.

Depresiunea Sicheviţa şi Culoarul Dunării. Depresiunea Sicheviţa cuprinde depozitecontinental-lacustre, de vârstă Burdigalian-Badeniană. Coloarul Dunării cuprinde depozite devârstă miocenă.

Depresiunea Bahna şi Culoarul Balta-Baia de Aramă. Depresiunea Bahna are oumplutură psefito-psamitică, atribuită Badenianului şi Sarmaţianului. Culoarul Balta-Baia deAramă este umplut cu depozite similare şi atribuite Badenianului. Acesta constituiacomunicarea cu Depresiunea Getică a Depresiunii Bahna.

Depresiunea geticăDupă ridicarea Carpaţilor Meridionali, ca un sistem cutat, în tectogeneza laramică, în

sudul catenei montane s-a format o zonă depresionară devenind bazin de sedimentare de tipavanfosă. Eforturile de compresiune tectonică pe direcţia S-N a determinat subsidenţa acesteidepresiuni, fapt dovedit de grosimea depozitelor de mii de metri ale umpluturii.

Depresiunea getică este o prelungire spre vest a avanfosei Carpaţilor Orientali, cudeosebirea că a luat naştere mai timpuriu. Ea se întinde din zona Văii Târgului până în ValeaDunării. Spre N vine în contact cu unităţile Carpaţilor Meridionali (pânzele supragetice,pânza getică, autohtonul danubian şi pânza de Severin), iar spre sud se delimitează deplatforma Valahă, de care este separată prin falia pericarpatică. Falia este mascată dedepozite sarmato-pliocene, însă a fost detectată pe aliniamentul sud de Găeşti - nord de Piteşti -Drăgăşani-Strehaia-Tumu Severin. Coborârea marginii sudice a Carpaţilor Meridionali aantrenat şi coborârea în trepte a părţii de N a platformei Valahe. Rezultă astfel că fundamentul

92

depresiunii Getice este mixt, de tip carpatic în partea de nord şi de tip platformă în partea desud înclinarea fundamentului carpatic, spre axa de afundare maximă, este mai mare decât cea afundamentului de tip platformă, astfel încât depresiunea Getică are o secţiune asimetrică,caracteristică depresiunilor premontane.

Structura geologicăÎn depresiunea Getică se disting două etaje structurale: fundamentul şi umplutura.Fundamentul este mixt, carpatic la nord şi de platformă la sud. Adâncimea maximă

până la care coboară fundamentul este mult peste 8000 m (pe flancul nordic al depresiunii,la Ţicleni, fundamentul carpatic a fost interceptat la 3000 m adâncime, într-un foraj).

În tectogeneza moldavică, din Volhinianul superior, formaţiunile depresiunii Getice auîncălecat după falia pericarpatică, peste formaţiunile platformei Valahe, astfel depresiuneaGetică s-a individualizat ca unitate geostructurală distinct ă. Evoluţia în continuare adepresiunii a fost legată de cea a platformei.

Depozitele de umplutură ale depresiunii sunt de tip molasă şi s-au acumulat înintervalul Paleogen-Pliocen inclusiv. Ponderea cea mai mare o au depozitele grezo-conglomeratice, la care se adaugă evaporite, calcare, cărbuni şi piroclastite. Acumulareadepozitelor s-a făut în două faciesuri, facies litoral, cu depozite grosiere sau calcaroaserecifale şi facies de larg, grezo-argilos. Provenienţa materialului sedimentar este preponderentde origine carpatică.

Tectonica depresiunii GeticeDin punct de vedere structogenetic depresiunea Getică aparţine Moldavidelor, alături de

pânzele flişului extern şi pânza subcarpatică. Toate aceste unităţi au fost individualizatetectonic în timpul Miocenului, în tectogeneza moldavică.

Fracturile din fundament, inclusiv falia pericarpatică, au fost reactivate în fazamoldavică determinând cutarea depozitelor de umplutură ale depresiunii până la Sarmaţianulinferior inclusiv şi totodată tendinţa de încălecare spre sud, peste platforma Valahă.

Structura cutată a depresiunii Getice poate fi observată numai între Valea Oltului şiOlteţului. Spre vest se mai găseşte structura anticlinală Săcel-Gorj care în partea axială scoatela zi depozite eocene.

La vest de Valea Oltului depresiunea Getică este acoperită de depozite sarmato-pliocene, iar la est de Valea Oltului, unde depozitele paleogene aflorează pe suprafeţe întinse,acestea formează un monoclin cu înclinări constante spre sud. Aici fundamentul lor este mairidicat, ca un promotoriu, între Valea Argeşului şi Valea Dâmboviţei, constituindu-se într-unprag ce separă depresiunea Getică, de la vest, de avanfosa Carpaţilor Orientali de la est.Dealtfel, Valea Dâmboviţei se suprapune pe falia intramoesică, falie dup ă care cele dou ăcompartimente vestic şi estic s-au mişcat independent.

93

9.3. MUNŢII APUSENI

Munţii Apuseni aparţin Dacidelor interne, structuri care grupează pânze de soclucontinentale, constituite, cel puţin parţial din formaţiuni metamorfice şi uneori graniticeacoperite de depozite sedimentare permiene şi îndeosebi mezozoice. Limitele Dacidelorinterne sunt în mare parte acoperite de formaţiuni posttectonice sau de depresiuni molasiceneogene.

Dacidele interne se continuă parţial sub Depresiunea Transilvaniei şi mai ales subDepresiunea Panonică, ajungând spre nord în apropierea căilor de acces a vulcanitelorneogene din sectorul Oaş-Gutâi.

Evoluţia geologică a Munţilor Apuseni are ca punct de plecare apariţia unei zone derifting în blocul continental transilvano-panonic. Astfel acest bloc, ca urmare a forţelor dedistensie sublitosferice, a fost rupt în două:blocul panonic şi blocul transilvan. Evenimentuls-a produs spre sfârşitul Jurasicului mediu. Procesul de expansiune cu producere de scoarţăoceanică a încetat, a urmat acţiunea forţelor de compresiune, care a condus la apropiereacelor două blocuri, subducţia plăcii oceanice şi coliziunea lor, însoţită de şariaje importante.Rămăşiţe ale scoarţei oceanice se păstrează în Apusenii de Sud, pe arii întinse, fiindcunoscute sub denumirea de magmatite ofiolitice.

Din punct de vedere stratogenetic Munţii Apuseni se împart în două: Apusenii deNord şi Apusenii de Sud.

9.3.1. Munţii Apuseni de NordMunţii Apuseni de Nord cuprind masivele Gilău, Bihor, Vlădeasa, Pădurea Craiului,

Biharia, Codru-Moma şi Highiş (Zarand), reprezentând rezultatul proceselor geologice careau avut loc în orogeneza alpină.

Evoluţia Apusenilor de Nord s-a realizat în două etape: o etapă prealpină şi o altaalpină.

În etapa prealpină arealul în care se aflau şi Apusenii de Nord a suferit o serie detransformări cuprinse în mai multe cicluri geotectonice, ultimul fiind cel hercinic.

La sfârşitul ciclului hercinic Apusenii de Nord făceau parte dintr-un domeniucontinental cratonizat, mult mai extins ca suprafaţă, format din metamorfite în fundament şi ocuvertură de roci sedimentare, acumulate la sfârşitul Paleozoicului, în principal în condiţiicontinentale, roci în care piroclastitele aveu o pondere însemnată. Similitudinile care existăîntre Munţii Apuseni şi Carpaţii Meridionali duc la ideea că la sfârşitul Paleozoicului celedouă arii făceau parte din acelaşi bloc continental.

După individualizarea blocului transilvano-panonic la începutul ciclului alpin, se pare căîn cea mai mare parte, sau chiar în întregime, acesta era acoperit de o mare epicontinentală cucare au avut o evoluţie diferită.

În Apusenii de Nord au existat trei domenii distincte care au suferit o evoluţietectonică diferit ă şi definitorie. Aceste domenii au fost, domeniul de Bihor, domeniul deCodru şi domeniul de Biharia, care se disting şi astăzi în structura de nord.

La sfârşitul Cretacicului, după profundele modificări tectonice când Apusenii de Nordcapătă o mai mare stabilitate tectonică, zona a fost din nou acoperită de ape, acumulându-seînvelişul sedimentar posttectonic, care se păstrează de regulă în ariile depresionare. Aproapeconcomitent cu formarea învelişului sedimentar posttectonic a avut loc o importantămanifestare magmatică, asemănătoare cu cea din Carpaţii Meridionali, cunoscută sub numelede magmatismul laramic.

94

Structura geologicăLa alcătuirea Munţilor Apuseni de Nord iau parte metamorfite prealpine cu

magmatitele asociate, învelişul sedimentar al acestora şi magmatite laramice.Masivele cristalineMetamorfitele din fundamentul Apusenilor de Nord aparţin mai multor cicluri

orogenice, inclusiv ciclului hercinic. Asociate cu aceste metamorfite apar şi magmatite.Structurile cristaline prehercinice sunt atât mezometamorfice, mai vechi, cât şi

epimetamorfice mai noi.Mezometamorfitele au la origine atât material terigen cât şi magmatogen şi au o largă

răspândire în Apusenii de Nord. Acestea sunt cunoscute sub mai multe denumiri: seria deSomeş, seria de Baia de Arieş şi seria de Mădrizeşti.

Epimetamorfitele sunt de vârstă Proterozoic terminal-Cambrian, metamorfozate întectogeneza baikaliană. Aceste petrofaciesuri au fost descrise sub diverse denumiri, ele însă, înparte sunt sincrone, având următoarele denumiri: cristalinul de Aradna, cristalinul de Biharia şicristalinul de Muncel.

Magmatitele prehercinice. Magmatismul plutonic legat de ciclul sau de ciclurilecare au generat metamorfitele prehercinice a condus la punerea în loc a unor masive degranitoide care înso ţesc diversele şisturi cristaline (Mutihac, 1990). Masivul de granitoideMuntele Mare, situat în partea centrală a Munţilor Gilău, cel mai mare din Munţii Apuseni,este un batolit cu dimensiunea în plan orizontal de 35/10 km. Vârsta radiogenă a acestuia esteestimată la 530 M.a., fapt care arată că ar aparţine ciclului baikalian.

Intruziunile de Codru reprezintă o asociere intimă între şisturile cristaline ce seconsideră a aparţine cristalinului de Biharia şi intruziunile cu caracter migmatic.Materialul este de natură bazică şi se consideră a avea valori de vârstă absolut ă între 458-542 M.a., care l-ar plasa în orogeneza baikaliană.

Granitoidul de Şiria este mult redus ca dimensiuni, iar determinările de vârstăabsolută indică o vârstă aparentă.

Granitoide de Mădrizeşti străbat şisturi cristaline cu acelaşi nume, fiind străbătute degranitoide pagmatoide.

Şisturi cristaline hercinice cuprind epimetamorfite dispuse transgresiv pestecristalinul prehercinic. Astfel, se disting: cristalinul de Păiuşeni, cristalinul de Arieşeni şicristalinul de Vulturese-Belioara. Metamorfozarea acestora se pare că a avut loc, foarteprobabil, în faza sudetă.

Masive de granitoide hercinice. Orogeneza hercinică a fost însoţită de unmagmatism sincinematic acid, urmat de un magmatism tardicinematic alcalin.

Învelişul sedimentar al masivelor cristalineÎnvelişul sedimentar prezintă unele diferenţieri în cele trei domenii ale Apusenilor de

Nord:- domeniul de Bihor a cărui înveliş sedimentar s-a păstrat pe zone cu întinderi variate,

desfăşurate pe intervalul Permian-Turonian, interval cu multe lacune stratigrafice de amploarediferită;

- domeniul de Codru, are o dezvoltare mare, la alcătuirea lui luând parte şisturi cristalineşi învelişul sedimentar al acestora, iar din punct de vedere tectonic este divizat în trei unităţicu rol de pânze (Codru, Tărcăiţa şi Moma);

- domeniul de Biharia, are o dezvoltare mai limitată, cuprinzând doar depozitesedimentare permiene.

Magmatitele laramiceMagmatitele laramice au fost puse în loc în tectogeneza laramică de la sfârşitul

Cretacicului şi începutul Paleogenului. Sunt magmatite tipice de subducţie, asemănătoarecelor din Carpaţii Meridionali. Activitatea magmatică s-a desfăşurat în trei stadii distincte:

95

- primul stadiu exploziv-efuziv;- al doilea stadiu cu caracter subvulcanic;- al treilea stadiu a dus la apariţia de daicuri şi filoane de aplite.În Masivul Vlădeasa aflorează un mare complex vulcano-plutonic de magmatite

laramice, care acoperă o suprafaţă de circa 500 km2.Succesiunea erupţiilor a adus din adâncuri material magmatic cu compoziţie din ce în ce

mai acidă. De la andezite, dacite până la riolite. Riolitele au cea mai mare pondere.

Tectonica Munţilor Apuseni de NordLa sfârşitul Jurasicului mediu şi începutul Jurasicului superior microplaca transilvano-

panonică s-a rupt în două, ca urmare a forţelor de distensie sublitosferice, ducând la apariţiazonei de rifting sud-apusene, concomitent cu fragmentarea marginilor celor două blocuri, maiales a celui panonic. Ulterior acţiunea forţelor de distensie a încetat, fiind înlocuit prin forţe decompresie, de îngustare a scoarţei, care au condus la încălecarea unor porţiuni cu producerea deşariaje. Aceste deplasări au determinat individualizarea în Apusenii de Nord a autohtonului deBihor, ca un domeniu cu stabilitate mai mare şi a două sisteme de pânze, pânzele de Codru şipânzele de Biharia.

Munţii Apuseni de Nord sunt separaţi de restul blocului panonic, neregenerat înorogeneza alpină, printr-o falie crustală cu orientarea VNV-ESE care delimitează MunţiiPlopiş de Apusenii de Nord. După această falie Munţii Apuseni, în ansamblu lor, au fostdeplasaţi spre blocul transilvan ca urmare a proceselor de subîmpingere ale blocului panonic.

Fiecare unitate tectonică a Munţilor Apuseni de Nord, la rândul ei, prezintă deformări şicaractere rupturale specifice.

Autohtonul de Bihor, prezintă un aranjament tectonic ruptural, datorat rigidităţii sale. Sepoate recunoaşte un graben orientat NV-SE umplut cu produsele magmatismului laramic.Fragmentarea autohtonului de Bihor este dată de numeroasele falii care îl străbat.

Sistemul pânzelor de Codru, este puternic fragmentat, conducând la complicaţiitectonice de amploare secundară: digitaţii, solzi.

Sistemul pânzelor de Biharia, prezintă o modificare de orientare ca urmare a unui procesde subâmpingere şi rotaţie a autohtonului de Bihor.

9.3.2. Munţii Apuseni de SudCa unitate structurală Apusenii de Sud sunt cuprinşi între Valea Mureşului la sud şi

unitatea de Codru spre nord de care se delimitează după aliniamentul Bârzava - Mădrizeşti -Hălmagiu - Câmpeni - sud Roşia Montană - Sălciua – Ocoliş, incluzând Munţii Drocea, MunţiiVinţului, Munţii Metaliferi şi Munţii Trascău. Apusenii de Sud mai sunt denumiţi şi MunţiiMetaliferi.

Prezenţa mineralizaţiilor aurifere, legate de vucanismul neogen, a făcut ca Apusenii deSud să atragă atenţia omului încă din epoca preromană.

Structura geologicăApusenii de Sus au început să funcţioneze ca arie geosinclinală în ciclul alpin mai târziu

decât Apusenii de Nord, având în consecinţă o evoluţie diferită. În literatura de specialitate,Apusenii de Sud ca unitate structurală, mai sunt cunoscuţi sub numele de geosinclinalulMureşului.

Evoluţia geologică a Apusenilor de Sud a început înainte de Jurasicul superior prindeschiderea unui rift continental, urmată de declanşarea unei activităţi magmatice de tipofiolitic (magmatism bazic şi ultrabazic). Riftul creat a separat în două o masă sialic ăaparţinând ariei continentale transilvane - panonice formată în principal din şisturi cristaline.Resturi ale acestora se păstrează ca blocuri cu aspect de insule cum ar fi cristalinul de laRapolt sau din Munţii Trascău.

96

În bazinul creat de rift a început procesul de sedimentare, care a continuat până lafinele Cretacicului, în timp ce activitatea magmatică a durat cu intermitenţă până la sfârşitulCretacicului inferior când s-a manifestat tectogeneza austrică.

La sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului a avut loc vulcanismul laramic, iarîn Miocen iau naştere depresiunile intramontane concomitent cu manifestarea vulcanismuluineogen.

Rezultă aşadar că în alcătuirea Apusenilor de Sud iau parte masive cristaline, magmatiteofiolitice, sedimentar prelaramic, vulcanite laramice, vulcanite neogene şi sedimentarpostlaramic păstrat în depresiunile intramontane.

Masivele cristalineŞisturile cristaline în Apusenii de Sud se întâlnesc pe arii reduse fiind întâlnite sub

forma a două insule în Munţii Trascău şi încă una în zona Rapolt. La alcătuirea acestora iauparte şisturi cristaline prehercinice şi şisturi cristaline hercinice.

Magmatitele ofioliticeÎn Apusenii de Sud magmatitele ofiolitice au o mare răspândire formând o masă

imensă cu o lungime de 190 km, între Valea Arieşului şi localitatea Zăbalt de pe ValeaMureşului, şi o lăţime de până la 40 km. Munţii Drocea sunt formaţi aproape numai dinofiolite. Activitatea magmatică a început în Jurasicul inferior şi a durat până la mijloculCretacicului. Menţionăm că există părerei conform cărora deschiderea oceanului căruia îicorespund ofiolitele s-a produs în Triasicul mediu (M. Săndulescu, 1984).

Învelişul sedimentar prelaramicÎnvelişul sedimentar din Apusenii de Sud este de vârstă mezozoică, cu excepţia a două

iviri izolate de depozite conglomeratice cuarţoase, de la marginea estică a insulei de cristalindin nordul Munţilor Trascău, considerat de vârstă permiană.

Geosinclinalul Mureşului, în partea lui centrală, pe direcţia V-E, prezintă o zonă mairidicată, constituită din masa de ofiolite, separând aria de sedimentare în mai multe zone încare s-au acumulat depozite cu faciesuri diferite, ceea ce îngreunează corelarea stratigrafică depe întinsul Apusenilor de Sud.

Magmatitele laramiceÎn Munţii Apuseni de Sud, ca şi în Munţii Apusenii de Nord, s-a manifestat

magmatismul laramic, cu deosebirea că, aici magmatismul este restrâns numai la cel de aldoilea stadiu, când au fost puse în loc câteva corpuri intrusive, cantonate în masa de ofiolite.Magmatitele laramice sunt dispuse pe două aliniamente orientate NE-SV, urmărind acelaşisistem de fracturi laramice întâlnite şi în Carpaţii Meridionali.

Vulcanitele neogeneCa şi în Carpaţii Orientali, în Apusenii de Sud, începând din Badenian şi până în

Pliocen superior, s-a manifestat un vulcanism subsecvent tardiv, ale cărui produse se întâlnescpe suprafeţe relativ mari, fiind dispuse pe mai multe aliniamente, orientate de regulă pedirecţia NV-SE. Vulcanitele sunt reprezentate prin andezite bazaltoide, alte variet ăţi deandezite, dacite şi riolite.

Erupţii de bazalteÎn Apusenii de Sud, în câteva zone se întâlnesc importante mase de bazalte, de vârstă

cuaternară, asemănătoare celor de la Racoş din Carpaţii Orientali. De natură bazaltică suntcele două Detunate: Detunata Goală şi Detunata Flocoasă, din zona Roşia Montană. Bazaltelede aici sunt sub formă de coloane hexagonale. Bazalte se mai întâlnesc la sud de Mureş, pemalul râului Bega la Lucareţ.

Tectonica Munţilor Apuseni de SudStructura tectonică a Apusenilor de Sud este rezultatul tectogenezelor alpine (austrică,

subhercinică, laramică). Apusenii de Sud (Fig. 45) reprezintă sutura între două blocuri

97

continentale separate de o zonă geosinclinală, realizată în urma unui proces de subducţie.Datorită dimensiunilor mici ale blocurilor cu scoarţă continentală, consumul de scoarţăoceanică, în timpul acţiunii forţelor de compresie, a fost limitat, conservându-se o importantămasă de ofiolite, iar deformările tectonice n-au fost de mare amploare.

Sutura Apusenilor de Sud are în partea vestică direcţia V-E, apoi spre est deviazătreptat spre NE, înconjurând, ca şi pânzele de Biharia, autohtonul de Bihor. În continuare sprenord sutura Apusenilor de Sud este parţial mascată de formaţiunile Depresiunii Transilvaniei,fiind detectată prin metode geofizice până la paralela oraşului Turda, unde sfârşeşte în faliaPlopiş. Aici sutura suferă o decroşare senestră, spre NV.

Procesele de scurtare a scoarţei, datorită forţelor de compresie, însoţite de procese desubducţie cât şi de obducţie, au condus la o serie de deformări, cu apariţia unor cute-solzi, aunor pânze de şariaj, ca şi a unor falii crustale, cum ar fi falia est-apuseană, care separ ăApusenii de Depresiunea Transilvaniei, sau falia sud-transilvană ce urmăreşte ValeaMureşului.

Fig. 45 Schiţa tectonică Apusenilor de Sud: 1-pânzele sistemului de Biharia; 2-pânzade Vidolm; 3-pânza de Gorşi; 4-pânza de Criş; 5-pânza de Feneş; 6-pânza de CerechiuStănija; 7-pânza de Techereu; 8-pânza de Ardeu; 9-pânza de Fundoaia; 10-pânza deBozeş; 11-pânza de Căbeşti; 12-unitatea de Bejani; 13-pânzele supagetice; 14-stratelede Remeţi; 15-depresiuni post-tectonice (M. Săndulescu, 1984).

Structura tectonică majoră a Apusenilor de Sud o constituie fragmentarea masei deofiolite. Ridicarea şi împingerea ei peste sedimentarul din zonele marginale sudice cu substratîn profunzime tot de ofiolite sau de cristalin aparţinând blocului continental. Aşa a rezultatpânza de Drocea a cărei frunte se poate urmări din bazinul Crişului Alb, unde este acoperităde vulcanite neogene. Din zona depresiunii Brad-Săcărâmb, pânza de Drocea este decroşatăspre SE de faliile orientate NV-SE, care au generat depresiunea. Urma planului de şariajreapare la E de depresiunea amintită, fiind din nou deplasat spre SE de faliile depresiuniiZlatna-Almaş.

Pânza de Drocea este o pânză tipică de obducţie, la alcătuirea ei luând parte în cea maimare măsură ofiolitele, mai ales cele din seria tholetică.

98

Sedimentarul din faţa pânzei, ca urmare a împingerii, a fost cutat rezultând cute-solz. Înzona Bârzava-Mădrizeşti se individualizează clar doi solzi: solzul de Groşi, cu poziţieinferioară şi solzul de Criş, superior.

Ultimele deformări din aria Apusenilor de Sud, de natură rupturală, s-au produs înMiocen, când au luat naştere depresiunile posttectonice Brad-Săcărâmb, Zlatna-Almaş şiRoşia Montană.

Faliile după care s-au produs aceste depresiuni, falii mai vechi reactivate, au constituit şicăi de acces pentru vulcanitele neogene.

Depresiunile intramontaneÎn Apusenii de Sud se găsesc trei depresiuni intramontane sau posttectonice: Brad-

Săcărâmb, Zlatna-Almaş şi Roşia Montană. Zonele coborâte ale depresiunilor au fost invadatede ape, reluându-se procesul de sedimentare.

Depresiunea Brad-Săcărâmb. Apare ca un culoar care leagă bazinul Crişului Alb cuValea Mureşului. Aceasta s-a format în Badenian şi a evoluat ca bazin de sedimentare până înSarmaţian. Pe suprafeţe limitate se întâlnesc şi depozite pliocene de facies panonic.

Depresiunea Zlatna-Almaş. Situată pe cursul mijlociu al Ampoiului, a funcţionat cabazin de sedimentare în Badenian, caracterizat prin depozite detritice grosiere care local aufaciesuri calcaroase sau evaporitice.

Depresiunea Roşia Montană. Dezvoltată în arealul localităţii cu acelaşi nume, esteconstituită din depozite badeniene şi sarmaţiene.

99

9.4. DEPRESIUNILE INTERNE ŞI ZONELE ADIACENTE

Depresiunile interne reprezintă acele unităţi care au fundament cristalin neregenerat încutările alpine, fiind cuprinse între unităţi carpatice. Morfologic au aspectul unor depresiuni încadrul structural general. Aceste depresiuni sunt următoarele:

- Depresiunea Transilvaniei;- Depresiunea Panonică;- Ridicarea (pragul) Şimleu.9.4.1. Depresiunea TransilvanieiDepresiunea Transilvaniei, ca unitate geostructurală, este delimitată de cele trei

ramuri carpatice, prezentând, din punct de vedere geomorfologic, un relief de podiş. Estetraversată de râul Mureş cu afluenţii Târnava Mare, Târnava Mică şi Arieşul, de SomeşulMare cu afluenţii Someşul Mic şi Bistriţa Bârgăului şi de râul Olt cu afluentul Hârtibaciu.

Depresiunea Transilvaniei a luat naştere şi a evoluat pe un fundament rigid, în timpultectogenezei laramice, la sfârşitul Cretacicului şi începutul Paleogenului.

Structura geologicăDepresiunea Transilvaniei are un fundament rigid format din şisturi cristaline cu

învelişul lor sedimentar prelaramic peste care sunt dispuse formaţiunile sedimentarepostlaramice ale depresiunii.

Fundamentul, prezintă blocul transilvan rezultat prin dezmembrarea microplăciitransilvano-panonice datorită apariţiei zonei de expansiune a Apusenilor de Sud (Fig. 46).Fundamentul este alcătuit din şisturi cristaline de tipul celor ce apar la zi în Munţii Mezeş şiPreluca, ca şi în insula de cristalin de la Ţicău.

Fig. 46 Harta izobatică (în m) a spaţiului transilvan la suprafaţa soclului 1, 2,3 – localizarea secţiunilor seismice (V. Mutihac, 2004).

100

Fundamentul Depresiunii Transilvaniei prezintă o morfologie complexă. S-au pus înevidenţă mai multe arii mai ridicate separate între ele prin zone coborâte. Astfel fundamentula fost interceptat prin foraje la adâncimi ce variază între 1000 m, în sudul depresiunii, cufundament ridicat (ridicarea Ilimbav-Rotbav), 3000 m la Pogăceaua şi 7000-8000 m în zonacentrală (estimări geofizice), în depresiunea Târnavelor.

Formaţiunile depresiunii. Depozitele sedimentare postlaramice formează umpluturaDepresiunii Transilvaniei. Ele aparţin Paleogenului şi Neogenului. Într-o primă etapă, care adurat până în Miocenul inferior, spaţiul transilvan se identifică, în cea mai mare parte, cuplatforma epicontinentală a fundamentului cristalin de la marginea de NV a bazinului.Astfel au luat naştere depozite de şelf. Într-o a doua etapă, începând din Badenian, parteacentral-estică a depresiunii a suferit un proces de subsidenţă accelerată, acumulându-se astfeldepozite de molasă.

Tectonica Depresiunii TransilvanieiÎn cazul Depresiunii Transilvaniei distingem o tectonică ce afectează fundamentul şi alta

care priveşte umplutura sedimentară postlaramică.Fundamentul este afectat de o tectonică rapturală, care a dus la compartimentarea

acestuia, în blocuri, cu afundări diferenţiate, formând horsturi şi grabene Afundareadiferenţiată a blocurilor învecinate prezintă diferenţe de până la 3 000 m.

Umplutura depresiunii nu prezintă deformări importante. Depozitele paleogene şimiocen inferioare evidenţiază o uşoară înclinare spre centrul depresiunii, iar în zonelemarginale sunt fracturate (falia Mezeşului, falia Moigradului).

Sedimentarul Miocenului superior şi Pliocenului, care ocupă centrul depresiunii, esteimplicat într-o serie de domuri şi cute diapire, determinate de prezenţa sării. Cutele diapire sedispun pe mai multe aliniamente: Ocna Dej-Sic-Cojocna-Turda-Ocna Mureşului, Aiud-Ocnişoara şi Poiana-Ocna Sibiu în partea de V a depresiunii, iar în partea de E Şieu-Sovata-Praid şi Lueta-Rupea.

9.4.2. Depresiunea PanonicăÎn partea de vest a ţării noastre se află marginea estică a Depresiunii Panonice (Fig.

47) , care are o mai mare extindere pe teritoriul Ungariei.

Fig. 47 Schiţa principalelor grabene post-tectonice din subasmentulDepresiunii Panonice (M. Săndulescu, 1984).

101

Depresiunea Panonică se suprapune celui de al doilea bloc, de dimensiuni mai mari,rezultat din fragmentarea microplăcii transilvano-panonice, aşa că a avut o evoluţieasemănătoare cu cea a Depresiunii Transilvaniei. Limita estică a Depresiunii Panonice estedată de o falie care trece pe la vest de ultimele prelungiri ale Munţilor Apuseni. Aceasta esteo falie profundă care poate fi urmărită pe traseul Carei-Oradea-Lipova-Lugoj.

Ca şi Depresiunea Transilvaniei, Depresiunea Panonică este alcătuită dintr-unfundament alcătuit din şisturi cristaline la care se adaugă un înveliş sedimentar peste care estedispusă umplutura depresiunii.

Depresiunea Panonică prezintă o tectonică în blocuri ca şi Depresiunea Transilvaniei. Unelement important îl constituie falia Carei care o separă de orogenul de la est.

9.4.3. Ridicarea ŞimleuSe prezintă ca un horst care separă Depresiunea Transilvaniei de Depresiunea

Panonică. Aici fundamentul cristalin al celor două depresiuni apare la zi ca nişte insuleformând Munţii Mezeş, Preluca şi Plopiş.

Fundamentul este alcătuit din mezometamorfite similare seriei de Someş dinApusenii de Nord.

Ridicarea Şimleu reprezintă un compartiment ridicat între cele două depresiuniinterne, Panonică şi Transilvană, de care este delimitat de două falii, falia Carei la vest şi faliaMezeş la est. În tectogeneza laramică Ridicarea Şimleu a coborât tectonic, comparativ cuariile carpatice, rămânând însă ridicată faţă de cele două depresiuni.

102