materie geologia româniei

41
1 1.Mas. Cent. Dobrogean: Masivul central-dobrogean ocupă treimea mijlocie a Dobrogei şi este delimitat spre sud de falia Palazu care îl separă de Platforma sud-dobrogeana, iar la nord de falia Peceneaga-Camena care îl delimitează de Orogenul nord-dobrogean. Astfel conturat, Masivul central-dobrogean se individualizează net că unitate geologică distinctă, trăsătura particulară constituind-o natura şi vîrsta soclului precambrian şi faptul că acesta aflorează pe suprafeţe foarte întinse. Soclul . În alcătuirea soclului se deosebesc două unităţi cu caractere petrofaciale bine distincte. Acestea se delimitează printr-o discordanţă stratigrafică şi de metamorfism. Astfel, se individualizează, ca primă unitate, grupa şisturilor cristaline mezometamorfice. iar cea de a doua include formaţiunea şisturilor verzi. Grupa şisturilor cristaline mezometamorfice În partea nordică a Masivului central-dobrogean, într-o zonă de ridicare, apar şisturi cristaline mezometamorfice. Acestea sunt reprezentate prin micaşisturi cu muscovit, biotit, granat, uneori şi staurolit, prin cuarţite şi prin amfibolite, totul fiind străbătut de filoane de pegmatite. La partea superioară a şisturilor cristaline, se individualizează o zonă retromorfozată. Șisturile cristaline mezometamorfice de la Altîn Tepe au luat naştere prin metamorfozarea în condiţiile faciesului amfibolitic a unui material sedimentogen şi magmatogen într-o fază de metamorfism anterioară ciclului baikalian. Ele reprezintă de fapt nuclee foarte vechi provenind din domeniul consolidat care făcea corp comun cu soclul Platformei est- europene, dar care au fost regenerate în ciclul baikalian. Șisturile cristaline din apropierea faliei Peceneaga-Camena au fost afectate de mişcările paleo-chimerice care s-au manifestat în Dobrogea de Nord. Formaţiunea şisturilor verzi Discordant şi transgresiv peste şisturile cristaline de la Altîn Tepe se dispune o suită sedimentară cu caracter flişoid avînd în jur de 3000—4000 m grosime, intens cutată şi parţial slab metamorfozată (anchimetamorfozată). Culoarea verde se datorează doritului. În ansamblu, formaţiunea şisturilor verzi este alcătuită din şisturi sericito-cloritoase, pelite, gresii de tip graywacke, arcoze şi conglomerate mărunte. Complexul infragraywacke se remarcă în baza suitei şisturilor verzi şi este reprezentat printr-o formaţiune parţial slab metamorfozată constituită dintr-o alternanţă de roci filitice, metagraywacke şi roci clorito-sericitoase în care se mai recunosc caracterele stratonomice ale rocilor pre-metamorfice. Complexul infragraywacke se dispune discordant peste şisturile cristaline mezometamorfice de la Altîn Tepe şi apar pe o zona foarte îngustă la sud de aria de aflorare a acestora din urmă. Complexul graywackelor inferioare urmează peste precedentul şi include depozite cu factură de fliş, graywacke şi roci pelitice dispuse în ritmuri mai mult sau mai puţin complete în care depozitele psamitice predomină. Acest complex aflorează pe o zonă relativ îngustă la sud de aria de apariţie a complexului infragraywackic şi în axele unor cute anticlinale. Complexul graywackelor superioare care se distinge în continuarea suitei stratigrafice, este reprezentat printr-o succesiune pararitmică, în care pachete de graywacke alternează cu pachete de depozite pelitice. Elementul caracteristic îl constituie prezenţa unor microconglomerate arcoziene care apar sub formă de intercalaţii, adesea lentiliforme. Elementele conglomeratelor sunt din roci bazice, şi granite cu cuarţ şi feldspat potasic. Spre partea superioară a complexului graywackelor superioare, intercalaţiile pelitice capătă culoare roşie făcînd trecerea spre complexul următor. Complexul graywackelor superioare are răspîndirea cea mai largă aflorînd aproape în toată Dobrogea centrală. Complexul supragraywacke încheie suita formaţiunii şisturilor verzi. Acesta include depozite predominant pelitice, de culoare verde sau violacee, cu intercalaţii subţiri de gresii calcaroase. Complexul are o grosime de câteva sute de metri şi aflorează în partea sud-vestică a Dobrogei centrale. În apropierea de falia Palazu, în forajul de la Cocoşu, s-a descris „seria de Cocoşu" un complex format din roci verzi, spilitice, şisturi pelitice, gresii arcoziene, gresii cu intercalaţii de roci pelitice cenuşii- violacee şi microconglomerate. Vârsta formaţiunii şisturilor verzi, pe baza conţinutului palinologic, se dovedeşte a fi neoproterozoic terminal-eocambriană. Cuvertura. În cuvertura din Dobrogea centrală se recunoaşte un singur ciclu de sedimentare Dogger-Malm. Depozite cretacice se întâlnesc doar ca petice protejate de eroziune depuse în timpul unor ingresiuni dinspre sud sau dinspre nord. Jurasicul În Dobrogea centrală, depozitele jurasice aflorează pe suprafeţe întinse. Acestea s-au conservat pe două zone. Una se urmăreşte de la Hîrşova spre sud-est; cea de a doua se urmăreşte în lungul Văii Casimcea, prelungindu-se pe malul nordic al Lacului Taşaul pînă la Capul Midia. Suita jurasică include depozite predominant carbonatice, în grosime de 600 m, avînd în bază o secvenţă detritică. Succesiunea începe cu Bathonianul şi se încheie cu Kimmeridgianul inferior. Bathonianul include conglomerate şi gresii calcaroase în alternanţă cu marne grezoase. În zona Hîrşova, pe Valea Tichileşti, se întîlneşte una din deschiderile clasice. Aici suita debutează cu un nivel de conglomerate după care urmează o alternanţă de gresii calcaroase şi marne însumînd o grosime de 20 m. În zona Casimcea, Bathonianul are o dezvoltare asemănătoare celui din zona Hîrşova şi apare discontinuu pe

Upload: cosmin-ducea

Post on 06-Dec-2015

269 views

Category:

Documents


7 download

DESCRIPTION

gr

TRANSCRIPT

Page 1: materie geologia româniei

1

1.Mas. Cent. Dobrogean:Masivul central-dobrogean ocupă treimea mijlocie a Dobrogei şi este delimitat spre sud de falia Palazu care îl separă de Platforma sud-dobrogeana, iar la nord de falia Peceneaga-Camena care îl delimitează de Orogenul nord-dobrogean. Astfel conturat, Masivul central-dobrogean se individualizează net că unitate geologică distinctă, trăsătura particulară constituind-o natura şi vîrsta soclului precambrian şi faptul că acesta aflorează pe suprafeţe foarte întinse. Soclul . În alcătuirea soclului se deosebesc două unităţi cu caractere petrofaciale bine distincte. Acestea se delimitează printr-o discordanţă stratigrafică şi de metamorfism. Astfel, se individualizează, ca primă unitate, grupa şisturilor cristaline mezometamorfice. iar cea de a doua include formaţiunea şisturilor verzi.Grupa şisturilor cristaline mezometamorficeÎn partea nordică a Masivului central-dobrogean, într-o zonă de ridicare, apar şisturi cristaline mezometamorfice. Acestea sunt reprezentate prin micaşisturi cu muscovit, biotit, granat, uneori şi staurolit, prin cuarţite şi prin amfibolite, totul fiind străbătut de filoane de pegmatite. La partea superioară a şisturilor cristaline, se individualizează o zonă retromorfozată. Șisturile cristaline mezometamorfice de la Altîn Tepe au luat naştere prin metamorfozarea în condiţiile faciesului amfibolitic a unui material sedimentogen şi magmatogen într-o fază de metamorfism anterioară ciclului baikalian. Ele reprezintă de fapt nuclee foarte vechi provenind din domeniul consolidat care făcea corp comun cu soclul Platformei est-europene, dar care au fost regenerate în ciclul baikalian.Șisturile cristaline din apropierea faliei Peceneaga-Camena au fost afectate de mişcările paleo-chimerice care s-au manifestat în Dobrogea de Nord.Formaţiunea şisturilor verziDiscordant şi transgresiv peste şisturile cristaline de la Altîn Tepe se dispune o suită sedimentară cu caracter flişoid avînd în jur de 3000—4000 m grosime, intens cutată şi parţial slab metamorfozată (anchimetamorfozată). Culoarea verde se datorează doritului. În ansamblu, formaţiunea şisturilor verzi este alcătuită din şisturi sericito-cloritoase, pelite, gresii de tip graywacke, arcoze şi conglomerate mărunte.— Complexul infragraywackese remarcă în baza suitei şisturilor verzi şi este reprezentat printr-o formaţiune parţial slab metamorfozată constituită dintr-o alternanţă de roci filitice , metagraywacke şi roci clorito-sericitoase în care se mai recunosc caracterele stratonomice ale rocilor pre-metamorfice. Complexul infragraywacke se dispune discordant peste şisturile cristaline mezometamorfice de la Altîn Tepe şi apar pe o zona foarte îngustă la sud de aria de aflorare a acestora din urmă.— Complexul graywackelor inferioare urmează peste precedentul şi include depozite cu factură de fliş, graywacke şi roci pelitice dispuse în ritmuri mai mult sau mai puţin complete în care depozitele psamitice predomină. Acest complex aflorează pe o zonă relativ îngustă la sud de aria de apariţie a complexului infragraywackic şi în axele unor cute anticlinale.— Complexul graywackelor superioarecare se distinge în continuarea suitei stratigrafice, este reprezentat printr-o succesiune pararitmică, în care pachete de graywacke alternează cu pachete de depozite pelitice. Elementul caracteristic îl constituie prezenţa unor microconglomerate arcoziene care apar sub formă de intercalaţii, adesea lentiliforme. Elementele conglomeratelor sunt din roci bazice, şi granite cu cuarţ şi feldspat potasic. Spre partea superioară a complexului graywackelor superioare, intercalaţiile pelitice capătă culoare roşie făcînd trecerea spre complexul următor. Complexul graywackelor superioare are răspîndirea cea mai largă aflorînd aproape în toată Dobrogea centrală.— Complexul supragraywacke încheie suita formaţiunii şisturilor verzi. Acesta include depozite predominant pelitice, de culoare verde sau violacee, cu intercalaţii subţiri de gresii calcaroase. Complexul are o grosime de câteva sute de metri şi aflorează în partea sud-vestică a Dobrogei centrale.În apropierea de falia Palazu, în forajul de la Cocoşu, s-a descris „seria de Cocoşu" un complex format din roci verzi, spilitice, şisturi pelitice, gresii arcoziene, gresii cu intercalaţii de roci pelitice cenuşii-violacee şi microconglomerate. Vârsta formaţiunii şisturilor verzi, pe baza conţinutului palinologic, se dovedeşte a fi neoproterozoic terminal-eocambriană. Cuvertura. În cuvertura din Dobrogea centrală se recunoaşte un singur ciclu de sedimentare Dogger-Malm. Depozite cretacice se întâlnesc doar ca petice protejate de eroziune depuse în timpul unor ingresiuni dinspre sud sau dinspre nord.— JurasiculÎn Dobrogea centrală, depozitele jurasice aflorează pe suprafeţe întinse. Acestea s-au conservat pe două zone. Una se urmăreşte de la Hîrşova spre sud-est; cea de a doua se urmăreşte în lungul Văii Casimcea, prelungindu-se pe malul nordic al Lacului Taşaul pînă la Capul Midia.Suita jurasică include depozite predominant carbonatice, în grosime de 600 m, avînd în bază o secvenţă detritică. Succesiunea începe cu Bathonianul şi se încheie cu Kimmeridgianul inferior.Bathonianul include conglomerate şi gresii calcaroase în alternanţă cu marne grezoase. În zona Hîrşova, pe Valea Tichileşti, se întîlneşte una din deschiderile clasice. Aici suita debutează cu un nivel de conglomerate după care urmează o alternanţă de gresii calcaroase şi marne însumînd o grosime de 20 m. În zona Casimcea, Bathonianul are o dezvoltare asemănătoare celui din zona Hîrşova şi apare discontinuu pe marginea nordică a zonei de aflorare a Jurasicului.Callovianulurmează în continuitate de sedimentare peste Bathonian şi se caracterizează prin predominarea calcarelor spatice; subordonat se întîlnesc calcare grezoase iar spre partea superioară a suitei apar silicolite.Oxfordian-Kimmeridgianulîn comparaţie cu celelalte etaje, are dezvoltarea cea mai largă, atît în zona Hîrşova, cît şi în zona Casimcea. Acestui interval îi corespunde un complex litofacial care include calcare bioconstruite sau bioelastice, la care se adaugă subordonat calcare micritice lagunare şi dolomite. Ultimele două categorii par sa corespundă părţii terminale a intervalului revenind Kimmeridgianului.Spre sfîrşitul Jurasicului, apele s-au retras spre sud.— Cretaciculîncepînd din Neojurasic, Dobrogea centrală a evoluat periodic exondată. Numai pentru scurtă durată au avut loc ingresiuni, iar ca urmările acestora se recunosc în unele iviri de depozite cretacice. Acestea aparţin fie Apţianului, reprezentat prin faciesuri continentale (pietrişuri şi nisipuri) fie Albianului, reprezentat prin nisipuri şi gresii glauconitice. Tectonica Spaţiul central-dobrogean, în Proterozoicul terminal şi la începutul Paleozoicului, a evoluat ca arie labilă intracratonică. Consolidarea Dobrogei centrale a avut loc în urma orogenezei baikaliene, cînd a suferit principalele deformări şi a devenit sistem cutat, în structura actuală constituind Masivul central-dobrogean. Aceasta a determinat, într-o primă etapă, cutarea strînsă şi simetrică a ansamblului şisturilor verzi; într-o etapă ulterioară, s-a produs o cutare mai largă ducînd la o înmănunchere a cutelor preexistente în structuri anticlinale şi sinclinale majore . În partea nordică a Dobrogei centrale se delimitează anticlinalul Altîn Tepe în care apar şisturi cristaline mezometamorfice.La sud de structura Altîn Tepe se recunoaşte sinclinalul Măgurele. În zona axială a acestuia se găseşte complexul graywackelor superioare.Anticlinalul Neatîrnarea-Războeni, situat la sud de structura precedentă, are în zona axială graywacke inferioare. În continuare spre sud Masivul central-dobrogean în ansamblu coboară.Sinclinalul Rîmnic, care urmează, are în zona axială graywackele superioare. În zona axială a anticlinalului Istria de la sud, se găsesc aceleaşi grav-wacke superioare.Sinclinalul Palazu Mic-Băltăgeşti se conturează în partea sud-vestică a Dobrogei centrale avînd în zona axială complexul supragraywackic. Cuta cea mai sudică este anticlinalul Taşaul.Spre sud, Masivul central-dobrogean ia contact cu soclul karelian al Platformei sud-dobrogene în lungul faliei Palazu (Ovidiu-Capidava). În lungul acestei falii, contactul se face între cristalinul de Palazu şi şisturile verzi (seria de Cocoşu). Contactul tectonic este acoperit de cuvertura sedimentară care include în bază depozite mezojurasice. Vîrsta faliei este deci anterioară MezojurasicuIui şi posterioară şisturilor verzi, ea datînd de la sfîrşitul orogenezei bailckaliene.Spre nord,Masivul central-dobrogean, după consolidare, venea în contact tectonic cu aria nord-dobrogeană care constituia marginea sudică a Platformei est-europene. Acest contact tectonic de vîrstă baikaliană a cunoscut mai multe etape de reactivare dintre care ultima se plasează în Neojurasic. În această situaţie. Masivul central-dobrogean vine în contact tectonic cu structurile Orogenului nord-dobrogean pe care le interceptează sub un anumit unghi în lungul faliei Peceneaga-Camena, aceasta fiind o fractură profundă, crustală.După deformările baikaliene, care au avut un caracter predominant plicativ, au avut loc deformări rupturale însoţite de deplasări pe orizontală cu tendinţă de rotire. În rîndul acestora sînt de menţionat două falii cu poziţie verticală; una în partea sudică în regiunea localităţii Horia, iar a doua în partea nordică între

Page 2: materie geologia româniei

2

localitatea Ostrov şi lacul Sinoe. Aceste două falii delimitează în partea centrală a Masivului central-dobrogean un sector ale cărui structuri au orientarea est-vest, delimitat la sud şi la nord de sectoare în care structurile sînt orientate nord-vest/sud-est. Structurile orientate est-vest ar reprezenta relicte ale tectonicii baikaliene , iar acelea cu orientarea nord-vest/sud-est ar fi rezultatul unei deplasări orizontale a Masivului central-dobrogean cu tendinţă de rotire. Faliile menţionate ar fi rezultatul mişcărilor hercinice sau chiar mai recente care au reactivat şi contactul dintre Masivul central-dobrogean şi Orogenul nord-dobrogean (falia Peceneaga-Camena).

2.Platforma moldovei Platforma Moldovenească este unitatea geologică consolidată care se întinde în faţa Carpaţilor Orientali, de care este delimitată la suprafaţă prin falia pericarpatică. Aceasta din urmă se poate urmări de la graniţa de nord a ţării (localitatea Vicovu de Sus) spre sud trecînd prin localităţile: Păltinoasa, Tîrgu Neamţ, Buhuşi, pînă în Valea Trotuşului, unde suferă o decroşare spre est, iar mai departe este acoperită. Limita sudică a platformei este dată de o linie ce ar uni localităţile Fălciu—Crasna —Tîrgu Plopana. Această limită corespunde unei falii care delimitează de fapt un compartiment mai coborît al platformei. Spre est şi nord-est, Platforma Moldovenească se întinde în afara graniţelor continuîndu-se cu Platforma est-europeană (v. PI. I).Din punct de vedere morfologic, Platforma Moldovenească prezintă un relief de podiş (Podişul Moldovenesc). Repartiţia formelor de relief este în strînsă dependenţă cu constituţia litologică a subsolului. Astfel, în partea de nord-est se delimitează Podişul Sucevei, care prezintă un relief fragmentat distingîndu-se zone deluroase separate de culoare largi săpate de principalele rîuri: Siretul, Suceava şi Moldova. În partea de sud a Platformei Moldoveneşti se distinge Podişul Central Moldovenesc cu altitudini pînă la — 200 m. În estul platformei se delimitează Depresiunea Jijiei situată la 30 m altitudine. Soclul. Pe întinsul Platformei Moldoveneşti între linia pericarpatică şi Rîul Prut au fost efectuate mai multe foraje care au atins soclul la diferite adîncimi. Acestea au arătat că etajul inferior al platformei, aşa cum a fost delimitată, este eterogen şi eterocron.Avem formaţiuni foarte vechi, reprezentate în principal prin şisturi cristaline mezometamorfice. Acestea sînt constituite în cea mai mare parte din gnaise plagioclazice cu biotit, şisturi cu granaţi şi sillimanit, şisturi migmatice cu ochiuri de microclin etc; s-au întîlnit de asemenea, mici corpuri de granite gnaisice, sau filoane de granite roz cu două mice, totul fiind străbătut de filoane pegmatitice. Analizele radiometrice prin metoda K-Are efectuate pe biotit şi feldspaţi potasici au indicat vîrsta între 1 000 şi 1 600 M.a, care arată Mezoproterozoicul. Din coroborarea datelor de foraj cu informaţiile oferite de investigaţiile geofizice rezultă că, în timpurile prealpine, soclul consolidat din faţa ţinuturilor carpatice actuale s-a lărgit spre vest, prin ataşarea unei noi arii care nu a mai suferit cutări cel puţin în ciclul alpin. De aici caracterul heterogen şi heterocron al soclului Platformei Moldoveneşti. Judecînd după caracterele litofaciale, şisturile verzi din partea vestică a Platformei Moldoveneşti ar reprezenta prelungirea acelora din Dobrogea centrală. Extinderea lor mai departe spre nord nu este cunoscută în limitele graniţelor ţării noastre. Spre vest însă se continuă pe o anumită distanţă sub Orogenul carpatic. Remanierea lor masivă în formaţiunile unităţilor carpatice nu lasă nici o îndoială asupra răspîndirii largi a acestora.Limita dintre soclul mezoproterozoic şi cel baikalian sau, mai exact, limita vestică a Platformei est-europene, este mai greu de precizat; cert este că forajele de la vest de Siret nu au mai atins soclul, însă au traversat depozite mezozoice şi paleozoice asemănătoare acelora de la est de Siret. Această situaţie arată, pe de o parte, că la vest de Siret soclul este mult coborît după o falie constituind falia Siretului (fig. 2); pe de altă parte, sugerează că acest soclu afundat este acelaşi ca şi la est de Siret şi că limita Platformei est-europene s-ar afla undeva mai spre vest. Cuvertura Acumularea depozitelor care constituie cuvertura Platformei Moldoveneşti corespunde timpului cînd spaţiul moldav a evoluat ca regiune consolidată, adică intervalul Paleozoic—Cuaternar, însă nu în tot acest timp aria moldavă a fost acoperită de ape, ci a cunoscut mai multe faze de exondare. Drept urmare, suita de depozite din cuvertură nu este o succesiune stratigrafică neîntreruptă, ci prezintă discontinuităţi cu durate inegale. Despre prima transgresiune marină, care a urmat după consolidarea ansamblului cutat ce a dat naştere soclului, se poate spune doar că a avut loc înainte de Silurian.Primul ciclu de sedimentare, cu unele întreruperi neesenţiale, a durat pînă spre sfîrşitul Carboniferului. Formaţiuni sedimentare presilurieneSuita depozitelor presiluriene este cunoscută în aria soclului mezoproterozoic şi debutează printr-un nivel de gresii cuarţoase, grosiere sau gresii arcoziene; în continuare se dezvoltă o suită monotonă reprezentată printr-o alternanţă de gresii şi şisturi argiloase de culoare închisă. Suita depozitelor presiluriene se încheie cu un pachet de gresii avînd în bază un nivel microconglomeratic în care sînt remaniate argile negre rulate.— SilurianulÎn partea vestică şi nordică a platformei, în forajele de la Rădăuţi şi Botoşani, s-au identificat depozite care amintesc şisturile cu graptoliţi indicînd Ludlovianul. În partea sud-estică faciesul devine calcaros incluzînd calcare şi marnocalcare negricioase cu intercalaţii de argile siltice. — Devonianulîncepînd cu Devonianul, depozite paleozoice nu se mai întîlnesc decît în zonele de margine ale platformei. Astfel, în forajele de la Crasna, Ivăneşti şi altele s-au întîlnit gresii silicioase, violacee sau brune, alternînd cu argile brune sau violacee iar pe alocuri s-au interceptat şi calcare, pot atinge 100 m grosime.— CarboniferulTot în zonele de margine, mai afundate, au fost întîlnite depozite atribuite Carboniferului. Acestea sînt reprezentate printr-o alternanţă de gresii silicioase verzui şi calcare vărgate. — MezozoiculFaza de exondare care a început în Paleozoic s-a prelungit pînă la sfîrşitul Eocretacicului. În tot acest interval de timp, Platforma Mold. a evoluat ca uscat. Numai zonele de margine dinspre vest şi sud-vest au fost temporar acoperite de ape. O primă ingresiune peste uscatul moldovenesc a avut loc spre sfîrşitul Jurasicului iar o a doua pe la mijlocul perioadei cretacice; la începutul Ncocretacicului a avut loc o transgresiune majoră care a acoperit întreg spaţiul moldovenesc.— JurasiculÎn partea vestică a Platformei Moldoveneşti, mai ales în jumătatea ei nordică, deasupra depozitele paleozoice, forajele au traversat o suită de depozite de cca. 200 m grosime, reprezentată prin marne, calcare şi dolomite brune sau roşietice, cu intercalaţii subţiri de anhidrite. Prin comparaţie cu ceea ce se cunoaşte în alte unităţi ale vorlandului, în Depresiunea Bîrladului de pildă, aceste depozite sînt atribuite Neojurasicului, sugerînd faciesul purbekian.— Cretacicul inferior. Apele care s-au retras spre sfîrşitul Jurasicului au mai cunoscut o ingresiune în Mezocretacic. Urmele acesteia au fost identificate în forajele din jurul oraşului Rădăuţi, unde peste depozitele jurasice s-au întîlnit marne, calcare şi gresii calcaroase avînd în jur de 100 m grosime atribuite Apţianului. Mai spre sud şi sud-vest , pe o arie mult mai întinsă, ajungînd pînă la Tîrgu Frumos, prin foraje s-au întîlnit gresii calcaroase conţinînd foraminifere aglutinate indicînd Albianul.— Cretacicul superior. Transgresiunea majoră din Neocretacic a acoperit întreaga Platformă Moldovenească, care a evoluat ca atare pînă la sfîrşitul Cretacicului. În acest interval s-au acumulat depozite care au fost interceptate de foraje pe toată întinderea platformei, însă sînt deschise şi la zi pe Valea Prutului între localităţile Rădăuţi—Prut şi Livezeni. Astfel, la Crasnoleuca, apele Prutului au deschis pe cîţiva metri grosime un pachet de calcare şi marne cretoase cu concreţiuni de silex. Prin foraje s-a stabilit că sub aceste depozite cretoase cu silexuri se găseşte un pachet de gresii şi nisipuri glauconitice de 30—50 rn grosime ce stau direct pe depozite paleozoice.

În jumătatea vestică a Platformei Moldoveneşti, tot prin foraje, deasupra Cenomanianului s-au identificat depozite în general calcaroase-grezoase-silicioase, cu ostracode, briozoare,aceste depozite aparţin intervalului Turonian—Senonian.           Neozoicul. Faza de exondare care a început la sfîrşitul Cretacicului a durat pînă în a doua jumătate a Miocenului. În acest interval însă, în zonele de margine a avut loc cel puţin o ingresiune în Paleocen care a cunoscut o oarecare extensiune în timpul Eocenului.— Paleocenuleste reprezentat printr-un pachet de depozite pelitice de cîţiva zeci de metri, întîlnite în forajele din sudul şi sud-vestul platformei— Eocenul este reprezentat în cea mai mare parte prin depozite detritice şi cuarţarenite glauconitice. Depozite eocene cu grosime în jur de 100 m au fost întîlnite la diferite adîncimi, spre marginea vestică a platformei, în forajele săpate,sunt de varsta Luteţian bazal.— MiocenulO nouă transgresiune de amploare a avut loc în Mezomiocen mai exact în a doua jumătate a Badenianului cînd apele au acoperit întreg spaţiul moldovenesc chiar depăşindu-l.

Page 3: materie geologia româniei

3

Badenianulinclude primele depozite cu care debutează Miocenul; au fost întîlnite în foraje pe toată întinderea platformei. Grosimea lor creşte de la est unde atinge 20 m spre vest unde depăşeşte 400 m. Depozitele badeniene sînt deschise la zi pe Valea Prutului între localităţile Oroftiana de Sus şi Liveni.SarmaţianulSarmaţianul se caracterizează printr-un regim marin făcînd trecerea de la mediul marin normal la regimul lacustru de apă dulce care se vă instala în Pliocen. În Platforma Moldovenească Sarmaţianul corespunde unei faze de retragere a apelor mării. Drept urmare, depozite de această vîrstă apar pe anumite zone ce se eşalonează de la nord spre sud, cele mai vechi aflorînd în partea cea mai nordică şi cu cît sînt mai noi ocupă zone mai sudice .În ansamblu, Sarmaţianul este reprezentat prin depozite variate, cu predominarea formaţiunilor detritice, dar se mai întîlnesc grezocalcare şi calcare dintre care calcarele oolitice constituie un element frecvent şi specific. Sînt de asemenea frecvente variaţii laterale de facies. Grosimea depozitelor sarmaţiene este foarte modestă în estul platformei şi creşte spre vest şi sud-vest, unde poate atinge 2 000 m.— Badenianul remaniatSe includ depozite argiloase şi nisipoase cărora li se adăugă calcare recifale cu serpulide. La zi, depozite se întîlnesc pe valea Prutului între localităţile Oroftiana de Sus şi Ştefăneşti, şi pe unele văi din nordul Moldovei între rîurile Siret şi Suceava. Suita completă şi relaţiile cu depozitele subiacente se pot urmări în profilul din cotul pe care îl face Prutul la Zamca În regiunea văii Siretului, este reprezentat printr-o alternanţă de nisipuri şi argile .Suita se încheie cu un nivel calcaro-grezos cu serpulide. Grosimea depozitelor bugloviene creşte de la est (20—30 m în regiunea Prutului) spre vest (100 — 150 m la vest de Siret).— VolhinianulSe atribuie Volhinianului depozitele care urmează peste calcarele cu serpulide. Acestea aflorează pe suprafeţe largi în treimea nordică a Platformei Moldoveneşti pînă la o linie ce ar uni localităţile Boroaia şi Sîntămăria şi mai ales între Valea Siretului şi Valea Moldovei .Grosimea lor atinge 500 m şi sînt reprezentate în general prin nisipuri şi argile cu predominarea unora sau altora din ele. În suita depozitelor volhiniene, la diferite nivele, se întîlnesc intercalaţii de grezocalcare sau gresii oolitice cu dezvoltare mai mult sau mai puţin continuă şi adesea foarte fosilifere. Înspre est şi sud-est, odată cu reducerea în grosime a depozitelor volhiniene, are loc şi o modificare litofacială care constă mai ales în dispariţia nivelelor de grezocalcare şi gresii oolitice— Basarabianul.Ca litofacies, Basarabianul prezintă aceleaşi caractere ca şi Volhinianul, adică include depozite predominant psamitice şi subordonat pelitice. De asemenea, se remarcă o variaţie de facies, în sensul că în partea estică se dezvoltă faciesuri predominant pelitice, iar spre vest se trece la nisipuri şi argile cu intercalaţii de grezocalcare şi calcare oolitice. În vecinătatea ariei subcarpatice se întîlnesc faciesuri grosiere (prundişuri).spre vest se remarcă o anumită schimbare de facies în sensul că depozitele devin predominant nisipoase, iar la diverse nivele se dezvoltă grezocalcare şi calcare oolitice. Astfel, în regiunea Văii Siretului şi mai departe pînă la Valea Moldovei, peste nivelul grezocalcarelor, cu care se încheie Volhinianul, urmează argile şi grezocalcare lumaşelice. Suita basarabiană continuă cu calcar oolitic de Repedea. — Kersonianul. Se atribuie Kersonianului depozitele salmastre. Asemenea depozite se întîlnesc între Valea Prutului şi Valea Bîrladului, precum şi la vest de Valea Siretului, în regiunea Municipiului Bacău. În general, faciesul salmastră al Kersonianului este reprezentat prin calcare lumaşelice, argile nisipoase, nisipuri (circa 150 m), urmează depozite deltaice reprezentate în principal prin nisipuri şi argile cu stratificaţie încrucişată, iar în baza suitei se găsesc şi gresii calcaroase Depozitele deltaice ar putea aparţine Basarabianului terminal şi Kersonianului timpuriu.— Pliocenul, încă de la sfîrşitul Sarmaţianului s-a remarcat restrîngerea apelor şi trecerea la regim de apă dulce. La începutul Pliocenului numai marginea sudică a Platformei Moldoveneşti mai era ocupată de ape, care s-au retras limitîndu-se la actuala Depresiune a Bîrladului. În consecinţă, pe aria Platformei Moldoveneşti, din Pliocen nu se găsesc decît depozite aparţinînd Meoţianului— Meoţianul, suita meoţiană debutează printr-un pachet de cinerite andezitice cu intercalaţii de nisipuri, marne şi argile. Acesta este urmat de depozite predominant nisipoase cu intercalaţii subţiri de argile şi gresii adesea cu stratificaţie încrucişată. Grosimea lor este de 100—150. Tectonica Platforma Moldovenească evoluând ca regiune consolidată încă din Proterozoic are un aranjament tectonic ruptural specific unităţilor de platformă. Mişcările la care a fost supusă au fost doar mişcări de basculare dar care nu sînt străine de fazele paroxismale din zonele învecinate ce evoluau ca arii labile. Acestea au determinat înaintări şi retrageri ale apelor mării, care în procesul de sedimentare se reflectă în existenţa mai multor cicluri de sedimentare. Zonele marginale, mai ales marginea vestică a platformei, au fost influenţate într-o mai mare măsură de mişcările orogenezei alpine. Acestea au determinat o coborîre accentuată a marginii Platformei Moldoveneşti şi afundarea ei sub Orogenul carpatic. Coborîrea se face în trepte în lungul unor falii care afectează atît soclul cît şi cuvertura. Prin foraje s-a dovedit înaintarea platformei sub orogen pe distanţa de cel puţin 15 km (forajele de la Frasin—Valea Moldovei).Faliile în lungul cărora platforma este subşariată au orientarea NNV/ SSE, sensibil paralele cu structurile Carpaţilor Orientali, deşi unele din ele sînt mai vechiO primă dislocaţie este falia Siretului, care delimitează o treaptă mai coborîtă a Platformei Moldoveneşti. Traseul acesteea este puţin cunoscut. Spre sud-est se cunoaşte falia Plopana—Fălciu (falia Bistriţei) care are aceeaşi semnificaţie.În sectorul dintre confluenţa rîurilor Trotuş şi Moldova cu Siretul, faliei Siretului i se suprapune o altă falie care aduce în contact structuri baikaliene cu Platforma est-europeană. Spre sud, aceasta îşi găseşte continuarea în falia Peceneaga—Camena; spre nord s-ar găsi mult mai spre vest continuînd falia Bicaz—Cîmpulung Moldovenesc acoperită de structurile carpatice. În acest din urmă caz, falia Solea s-ar situa între falia Siretului şi continuarea faliei Peceneaga—Camena, şi ar marca limita vestică a Platformei est-europene corespunzînd faliei Rava - Ruska din afara graniţelor ţării noastre. Aria dintre Falia Peceneaga - Camena şi falia Solea ar reprezenta eventual prelungirea structurilor hercinice din Dobrogea de Nord.În afara faliilor menţionate,Platforma Moldovenească este afectată şi de o serie de falii orientate aproape est-vest perpendiculare pe cele amintite, pe care le decroşează Asemenea falii se întîlnesc în partea sudică a platformei şi pun în evidenţă o coborîre a platformei şi în aceasta direcţie. Principala falie din această categorie este aceea care delimitează spre sud Platforma  Moldovenească şi care urmăreşte direcţia localităţilor Fălciu—Bogdana—Tg. Plopana.

3.Platforma sud dobrogeanaToată forma sud-dobrogeană este situată la est de Dunăre, suprapunîndu-se treimii sudice a Dobrogei. Spre nord se întinde pînă la o linie ce ar uni localitatea Palazu Mare din zona litoralului şi localitatea Dunărea situată pe fluviul cu acelaşi nume. Spre est platforma se prelungeşte sub apele Mării Negre. Delimitarea dintre Platforma sud-dobrogeană şi Platforma Valahă se face după falia Dunării, orientată nord-sud pe direcţia Galaţi-Ostrov. Din punct de vedere morfologic Platforma sud-dobrogeană se prezintă că o regiune pe care eroziunea a afectat-o puternic imprimîndu-i un relief foarte şters. În ansamblu Dobrogea de sud apare că un platou suspendat între două nivele de bază coborîte, Dunărea şi Marea Neagră.Reţeaua hidrografică este foarte săracă şi este în totalitate tributară Dunării. Apele şi-au săpat adînc văile care capătă aspect de canion. Principalul rîu este Caraşu care îşi are obîrşia la cîţiva kilometri de litoral însă îşi sapă valea ca un culoar, curgînd spre Dunăre pe care o întîlneşte la Cernavodă. La nord de Caraşu sînt cursurile temporare Siliştea, Tortonian şi Crucea, ultimul fiind cel mai nordic. Spre sud sînt rîurile: Peştera, Vederoasa, Mîrleanu, Oltina şi Gîrlişte. Ultimile trei comunică cu Dunărea prin lacurile cu acelaşi nume Soclul. Acesta este reprezentat printr-un complex inferior alcătuit din gnaise granitice şi migmatice străbătute de filoane pegmatitice şi un complex superior constituit din şisturi cristaline mezometamorfice descrise drept cristalinul de Palazu. Acestea din urmă sînt reprezentate prin micaşisturi între care se intercalează un complex feruginos alcătuit din roci foarte variate: cuarţite , cuarţite cu magnetit, micaşisturi cu al-mandin, micaşisturi cu almandin şi magnetit etc., la care se adaugă subordonat intercalaţii de calcare cristaline. Caracteristic pentru aceste roci este structura rubanată determinată de asocierea unui material terigen cu altul feruginos.Determinările de vîrstă pe cale radiometrică efectuate pe muscovit şi pe microclin din gnaise au indicat valori cuprinse între l 673—1 853 M.a. Soclul Dobrogei de Sud este afectat de fracturi însoţite de zone diaftorizate; pentru acestea din urmă, pe cale radiometrică, s-a obţinut o vîrstă ce arată că sistemul de fracturi este un efect al orogenezei baikaliene care s-a manifestat în zonele învecinate influenţînd şi ariile consolidate. Deşi observaţiile se referă numai la zona Palazu, iar soclul nu a mai fost interceptat la sud de falia Palazu, se poate presupune că întreaga Platformă sud-dobrogeană are acelaşi soclu. Acesta coboară în trepte spre sud; spre vest se presupune că se extinde mult alcătuind cel puţin o parte din soclul jumătăţii sudice a Platformei Valahe.Cuvertura. In Dobrogea de Sud se deosebeşte un ciclu de sedimentare paleozoic, dar spre deosebire de acela din domeniul valah, în Dobrogea de Sud s-a încheiat mai devreme; faza de exondare care a urmat s-a extins pînă în Mezotriasic, încît al doilea ciclu de sedimentare se reduce la Triasicul superior.

Page 4: materie geologia româniei

4

Ciclul Jurasic-Cretacic prezintă o mare similtudine litofacială cu ceea ce se cunoaşte în estul Platformei Valahe, însă în Neo-cretacic, aria sud-dobrogeană, a fost supusă unor repetate mişcări de basculare reflectate în diversele discontinuităţi stratigrafie— SilurianulPrimul termen al cuverturii, datat paleontologic, este Silurianul. Acesta a fost interceptat prin forajul de la Tuzla, unde, sub depozite cretacice, s-au întîlnit şisturi argiloase negre cu graptoliţi şi intercalaţii de calcare de varsta  Ludlovian. În regiunea oraşului Mangalia, sub depozitele argiloase cu graptoliţi, forajele au străbătut o suită, de cîteva sute de metri grosime, formată din gresii cuarţitice albe şi cenuşii în partea inferioară şi din argile negre şi şisturi calcaroase cu fragmente de brahiopode, graptoliţi şi chitinozoare, spre partea superioară. Se poate presupune că acestea aparţin Silurianului inferior, eventual Ordovicianului.— DevonianulTot în forajele de la Mangalia, peste depozitele siluriene se dispune o suită reprezentată prin argilite, gresii cuarţoase şi marnocalcare, foarte fosilifere, în grosime de 700 m. Din nivelele din baza suitei, predominant pelitice, provine o faună indicativă pentru Eodevonian. Partea mediană a suitei, reprezentată prin gresii şi argilee de varsta Mezodevoniana. Din nivelele de la partea superioară a suitei, alcătuit din depozite carbonatice în grosime de 150 m se cunoaşte o faună cu. care indică Mezo- şi Neodevonianul.— CarboniferulSe atribuie o atare vîrstă unor depozite argiloase întîlnite în foraje pe aliniamentul localităţilor Comana-Independenţa din sudul Dobrogei. primul ciclu de sedimentare s-ar fi încheiat în Eocarbonifer, însă nu este dovedită prezenţa Famennianului şi a Tournaisianului.Depozite paleozoice au fost interceptate în numeroase foraje încît se poate presupune că ele au o largă dezvoltare în Dobrogea de Sud — Triasicul. După exondarea care a început spre sfîrşitul Eocarboniferului, sau poate chiar în Neodevonian, procesul de sedimentare s-a reluat spre sfîrşitul Mezotriasicului cînd a avut loc o transgresiune de scurtă durată, marea înaintînd dinspre vest. În acest interval s-au acumulat gresii feldspatice, argile, argile nisipoase şi calcare, totul avînd o tentă feruginoasă.. Partea superioară a depozitelor feruginoase conţine numeroase ostracode .Depozitele atribuite Triasicului au fost conturate în partea sudică a Dobrogei de Sud şi în regiunea localităţilor Castelu, Techirghiol şi Topraisar — JurasiculPe întinsul Platformei sud-dobrogene, depozitele jurasice nu aflorează, însă au fost întîlnite prin foraje în partea nordică şi sudică a Dobrogei de Sud; lipsesc în partea centrală. Acestea aproape în totalitate au o dezvoltare litofacială similară acelora din Dobrogea centrală, unde apar la zi şi unde sînt reprezentate prin depozite carbonatice, însă, spre deosebire de Dobrogea centrală unde nu se cunoaşte partea superioară a Malmului (Kimmeridgianul superior şi Tithonicul), în Platforma sud-dobrogeană se întîlneşte şi Jurasic terminal, acesta îmbrăcînd faciesul purbekian. Astfel, în cîteva foraje săpate pe valea Caraşu, între localităţile Cernavodă-Saligny-Nazarcea, sub depozitele eocretacice, s-au întîlnit calcare, calcare dolomitice, urmate de gipsuri, anhidrite, marne şi argile multicolore. Ultimele conţin asociaţii de ostracode şi charophyte semnificative pentru intervalul Tithonic-BerriasianAcest facies lagunar-continental este dezvoltat numai în partea nord-vestică a Platformei sud-dobrogene. În restul platformei, acolo unde a fost întîlnit, Tithonic-Berriasianul este reprezentat prin calcare şi dolomite.— CretaciculDupă regimul lagunar de la sfîrşitul Jurasicului şi începutul Cretacicului, pe întreaga arie a Platformei sud-dobrogene s-a instalat un regim favorabil acumulării depozitelor calcaroase. Spre mijlocul perioadei are loc o întrerupere în sedimentare, însoţită de o dezvoltare a faciesurilor psefito-psamitice continentale, iar în Neocretacic se dezvoltă cu precădere depozite cretoase.Cretacicul inferior. În primele epoci ale perioadei cretacice, în Platforma sud-dobrogeană au luat naştere faciesuri calcaroase-zoogene în care sînt frecvente secvenţele bioconstruite cu dezvoltare lenticulară. Astfel de depozite aflorează pe cursul inferior al rîului Caraşu între Medgidia şi Cernavodă şi pe malul drept al Dunării, dar mai ales pe văile tributare acesteia Berriasian superior-Valanginianul include depozite care în profilul clasic de la capul podului de la Cernavodă urmează peste suita lagunară şi debutează printr-un orizont de calcare micritice urmate de calcare nodulare compacte şi calcare cretoase formate din spongieri, hidrozoare, lameli-branhiate şi gasteropode. Depozite de acest facies se întind spre sud pînă la localitatea Aliman ;însă pe o bună parte din Platforma sud-dobrogeană, Barriasian-Valanginianul este reprezentat prin dolomite care coboară şi în Tithonic înlocuind lateral depozitele lagunar-continentale Hauterivianulîn acelaşi profil de la Cernavodă, urmează în continuitate de sedimentare peste Valanginian şi include un pachet constituit dintr-o alternanţă de calcare compacte alb-gălbui, marne şi argile adesea roşietice. Spre partea superioară a pachetului predomină intercalaţii de argile gălbui sau roşii bogate în ostreide şi brachiopode. Grosimea acestuia este de 20 m,. Vîrsta hauteriviană a acestor depozite se deduce din poziţia stratigrafică urmînd peste depozitele valanginiene .Depozitele hauteriviene au aceeaşi răspîndire ca şi acelea berriasian-valanginiene. Deasupra depozitelor hauteriviene, în profilul de la Cernavodă, urmează calcare aparţinînd Apţianului.Barremianulinclude depozite cu caracter transgresiv şi se întîlneşte de la nivelul localităţii Aliman spre sud. Suita barremiană începe prin calcare micritice cu intercalaţii de argile urmate de calcare masive, organogene amintind faciesul urgonian. Apţianulcorespunde unei retrageri treptate a mării spre sud cu o ingresiune în Bedulian. În consecinţă, pe Platforma sud-dobrogeană acestui etaj îi corespund două faciesuri cu arii de răspîndire distincte şi anume: un facies continental cu depozite fluviolacustre şi un facies marin.Facies continental se întîlneşte de la Valea Caraşu spre nord, înaintînd şi în Dobrogea centrală, şi aflorează frecvent în lungul văilor de pe dreaptaRîului Caraşu. Acest facies include depozite predominant psefito-psamitice, cu structură încrucişată, alcătuită din prundişuri, nisipuri şi argile caolinoase, pe alocuri multicolore, depozitele de culoare roşie fiind preponderente.Faciesul marin al Apţianului se întîlneşte spre est şi sud, fiind deschis pe malul drept al Dunării şi pe afluenţii acesteia, între localităţile Dunăre şi Ostrov În zona de îndinţare a celor două faciesuri, în suita depozitelor apţiene se distinge în bază un orizont de nisipuri silicioase şi prundişuri urmat de un nivel de marnocalcare şi conglomerate calcaroase. Ansamblul descris aparţine Beclulianului. Suita Apţianului se continuă cu un complex de nisipuri, pietrişuri şi argile caolinoase atribuite Gargasianului. Apţianul, în interpretarea lui M. Chiriac, se încheie prin microconglomerate fosfatice şi nisipuri glauconitice, adesea cu stratificaţie încrucişată, de varsta Clansayesian.Albianulmarchează o revenire a apelor cînd iau naştere nisipuri glauconitice, gresii calcaroase şi cu totul subordonat calcare cu dezvoltare lenticulară; accidental se întîlnesc prundişuri. În sectoarele sudice se remarcă trecerea la un facies predominant marnos-glauconitic. Din nivelele inferioare ale suitei albiene, M. Chiriac se apreciază că în Platforma sud-dobrogeană este dezvoltat întreg Albianul inclusiv Vraconianul. Albianul se întîlneşte numai în jumătatea vestică a Dogrobei de Sud şi aflorează sporadic în lungul văilor ce se deschid spre Dunăre.Cretacicul superiorPlatforma sud-dobrogeană în Neacretacic a fost supusă unor mişcări de basculare care au condus la mai multe întreruperi în sedimentare de scurtă durată Cenomanianulare caracter transgresiv. Suita depozitelor începe cu un orizont subţire (0,20 — 5 m) de microconglomerate cu concreţiuni fosfatice în care sînt remaniate multe fosile din Albian; urmează gresii calcaroase care trec lateral la gresii cretoase, iar pe verticală la marnogresii grezoase cu glauconit şi concreţiuni silicioase. Depozitele cenomaniene aflorează pe suprafeţe restrînse pe Valea Caraşu, pe Valea Peşterii şi pe celelalte văi ce se deschid spre Dunăre. Prin foraje s-a dovedit că depozitele cenomaniene se întind spre sud pînă la graniţă, iar spre est au fost identificate în zona localităţilor Techirghiol şi Eforie.Turonianularecaracter transgresiv, căci urmează după o lacună de sedimentare corespunzătoare Eoturonianului suita depozitelor turoniene debutează tot cu un orizont subţire de microconglomerate cu concreţiuni fosfatice urmat de nisipuri şi gresii calcaroase. Grosimea depozitelor turoniene este in jur de 5 m,  varstaTuronianului mediu. Sînt puţine locuri în care aflorează depozite turoniene, de exemplu la Peştera, la Cuza Vodă şi la est la Ovidiu.Senonianul include depozite care se dispun transgresiv peste formaţiuni mai vechi şi încep prin microconglomerate cu concreţiuni fosfatice trecînd lateral la gresii. Acestea sînt urmate de gresii calcaroase, glauconitice, varsta Santonian. În continuare se dezvoltă depozite predominant grezoase (cretă albă, marne grezoase) cu

Page 5: materie geologia româniei

5

intrecalaţii de gresii calcaroase, glauconitice vîrsta campaniană. Ultimele depozite cretacice sînt reprezentate tot prin marne cretoase şi calcare parţial silicifiate, varsta maestrichtiană. Depozitele senoniene aflorează pe cursul superior al rîului Caraşu La sfîrşitul Cretacicului a avut loc o fază de exondare.Paleogenul.Transgresiunea paleogenă a cunoscut o amploare considerabilă, căci depozitele de această vîrstă, deşi se cunosc pe supraţefe restrînse, sînt dispersate la mari distanţe. Ele aparţin Eocenului şi Oligocenului.— Eocenul.Cea mai largă extindere a depozitelor eocene se cunoaşte în partea sudică a Platformei sud-dobrogene unde au fost întîlnite prin foraje la Costineşti, Albeşti, Limanu, Mangalia etc. Ele aflorează însă numai în regiunea localităţilor Văleni, Cetate şi Lespezi în bazinul superior al Rîului Mîrleanu. Forajele au arătat că direct peste depozite neocretacice grezoase se dispune o secvenţă de nisipuri glauconitice a căror grosime poate atinge 70 m varsta Cuisianul inferior. Peste nisipurile glauconitice se dispun calcare lumaşelice grezoase în grosime de pînă la 70 m. Eocenul mediu şi superior nu sînt cunoscute, cel puţin în sudul Platformei sud-dobrogene. Depozite eocene mai aflorează pe suprafeţe foarte restrînse pe Valea Cişmelei lîngă Cernavoda şi la est de Ovidiu.— OligocenulLa zi nu se cunosc depozite de această vîrstă însă, prin foraje, în zona de la sud la Mangalia s-au întîlnit şisturi argiloase bituminoase, disodilice. Pe criterii geognostice se atribuie acestor depozite vîrsta oligocenă— MiocenulÎn Eomiocen spaţiul sud-dobrogean a evoluat că uscat. Procesul de sedimentare s-a reluat în Badenian şi a durat pînă la sfîrşitul Sarmaţianului.— Badenianuleste reprezentat prin depozite argiloase şi grezoase, nisipuri şi marnocalcare. Spre sfîrşitul Badenianului a avut loc o regresiune încît eroziunea a îndepărtat o mare parte din depozitele de această vîrstă. Depozite badeniene aflorează pe zone înguste pe toate văile dirijate spre Dunăre.— Sarmaţianulmarchează o nouă înaintare a apelor dinspre bazinul Vamei, care a atins extensiunea maximă în Basarabian. O retragere a apelor a avut loc în Neosarmaţian. Depozitele sarmaţiene formează o adevarata placă ce acoperă aproape întreaga Platformă sud-dobrogeană. Aceasta a fost fierăstruită de ape în lungul cărora, de sub placa sarmaţiană, apar depozite mai vechi Suita depozitelor sarmaţiene începe printr-un pachet de marne, argile, nisipuri şi bentonite în grosime de 15 m. varsta Volhinian.. În continuitate de sedimentare urmează argile verzui, calcare lumaşelice, calcare cu nubecularii, nisipuri, argile şi diatomite, varsta Basarabian. Suita sarmaţiană se încheie printr-un pachet de marne, calcare oolitice şi lumaşele cu mactre mici reprezentînd Kersonianul.— PliocenulLacul pliocen a atins numai marginea vestică a Dobrogei de Sud începînd din Ponţian şi a durat pînă În Romanian. Depozite pliocene se întîlnesc pe o zonă foarte îngustă în lungul Dunării, de la Ostrov spre nord. Acestea sînt reprezentate prin marne şi argile varsta Ponţian, şi prin nisipuri şi gresii varsta Dacian. Tectonica Aranjamentul tectonic al Platformei sud-dobrogene nu prezintă complicaţii. Principalul element tectonic este falia Palazu care separă Platforma sud-dobrogeană de Masivul central-dobrogean. Planul de falie, cel puţin superficial, are vergenţă sudică căci a fost traversat de forajele de la Cocoşu şi Palazu, care arată că formaţiunea şisturilor verzi (de Cocoşu) este suprapusă şisturilor cristaline de Palazu (keraliene). Situaţia întîlnită în forajele de la Cocoşu şi Palazu Mare sugerează că soclul karelian sud-dobrogean încalecă peste Masivul central-dobrogean, dar coliziunea dintre cele două blocuri a imprimat contactului tectonic major tendinţa de retroversare Odată cu complicaţiile tectonice din zona de coliziune a fost afectat şi restul soclului karelian sud-dobrogean. Acesta s-a fracturat după un sistem de falii orientate aproximativ est-vest încît s-a compartimentat în mai multe blocuri care se afundă spre sud.Faliile care compartimentează soclul Platformei sud-dobrogene nu afectează cuvertura mezozoică şi probabil nici cea paleozoică, ceea ce arată că ele au vîrsta faliei Palazu. De altfel şi investigaţiile radiometrice indică acelaşi fapt.Ridicarea Platformei sud-dobrogene faţă de Platforma Valahă s-a produs începînd din Sarmaţian şi s-a făcut în lungul faliei Dunării. La începutul Pliocenului Dobrogea sudică se contura că arie emersă şi a continuat sa evolueze că atare.

4.Platforma ValahaSituată la nord de Dunăre, Platforma Valahă este separată de unităţile carpatice prin falia pericarpatică în lungul căreia este subşariată spre nord. Spre est se întinde pînă la falia Dunării care o separă de unităţile dobrogene, iar spre nord-est se întinde pînă la prelungirea liniei tectonice Peceneaga-Camena care o separă de promotoriul nord-dobrogean Astfel delimitată, Platforma Valahă reprezintă jumătatea nordică a ariei consolidate dintre Carpaţi şi Balcani, cunoscută sub numele de Platforma Moesică. Platforma Valahă şi-a încheiat evoluţia că arie de sedimentare în Cuaternar cînd a fost colmatată. În consecinţă, ea prezintă o morfologie cu caractere de cîmpie, corespunzînd în mare parte cu ceea ce în geografia fizică se cunoaşte sub numele de Cîmpia Română. În ansamblu, Platforma Valahă prezintă un relief plat, compartimentat de cursuri de ape cu văi largi. Reţeaua hidrografică, în totalitate tributară Dunării, prezintă anumite particularităţi impuse de evoluţia geologică recentă a regiunii. Cea mai pregnantă caracteristică a cursurilor de apă este schimbarea direcţiei de curgere (de la direcţia nord-sud trec la direcţia est/sud-est) , fenomen cunoscut sub numele de „divagare" şi care nu este străin de existenţa unor falii în subsolul Cîmpiei Române.Principalele rîuri care străbat Platforma Valahă îşi au obîrşia în zona muntoasă. Soclul. Platforma Valahă are un soclu heterogen, atît în ceea ce priveşte alcătuirea litologică cît şi vîrsta consolidării. Pînă acum se cunoaşte, în mod direct, că în alcătuirea soclului intră şisturi cristaline mezometamorfice în mare parte retromorfozate, străbătute de masive de granitoide, şi formaţiunea şisturilor verzi — o prelungire a aceleia care apare la zi în Dobrogea centrală. Se mai presupune că în jumătatea sudică, sau cel puţin în partea sud-estică a Platformei Valahe, soclul este format din şisturi cristaline mezometamorfice de tipul celor cunoscute prin foraje de la Palazu (Dobrogea de Sud).Şisturile cristaline mezometamorfice retromorfozate au fost întîlnite prin foraje la vest de Olt ,sînt reprezentate prin amfibolite, şisturi cloritoase-cuarţitice şi cloritoşisturi cu porfiroblaste de albit. Acestea sînt străbătute de corpuri intrusive alcătuite în principal din granite, granodiorite şi diorite cuarţifere. Se întîlnesc de asemenea şi gabbrouri, meladiorite şi diorite.  Sisturile cristaline întîlnite la vest de Olt se inscriu în grupa şisturilor cristaline mezometamorfice aparţinînd unui ciclu prebaikalian. Acestea alcătuiesc soclul pentru cea mai mare parte din jumătatea vestică a Platformei Valahe.Formaţiunea şisturilor verzi alcătuieşte soclul părţii nord-estice a Platformei Valahe şi a fost interceptată prin mai multe foraje, cum ar fi acelea de la Bordei Verde, Ţandărei etc; este de fapt prelungirea şisturilor verzi care formează Masivul central-dobrogean. La vest de Dunăre, şisturile verzi sînt mult coborîte după falia Dunării. Metamorfozarea slabă şi consolidarea acestora a avut loc în ciclul baikalian.Şisturile cristaline care formează soclul părţii sud-estice a Platformei Valahe nu sînt cunoscute în mod direct. Acestea ar fi de tipul celor de la Palazu din Dobrogea de Sad. Sectoarele cu soclu de natură diferită sunt separate între ele prin falii majore (crustale). Cuvertura. În evoluţia ulterioară consolidării, soclul valah a fost supus unor mişcări de basculare care au determinat transgresiuni şi regresiuni. Acestea se reflectă în existenţa mai multor cicluri de sedimentare. Prima transgresiune care a urmat procesului de consolidare a avut loc în Paleozoicul timpuriu şi anume în Cambrian. Procesul de sedimentare a durat pînă în Westphalian cînd se încheie primul ciclu de sedimentare. A urmat o fază de exondare iar procesul de sedimentare se reia spre sfîrşitul Permianului şi durează pînă la sfîrşitul Triasicului. După o nouă fază de exondare, spaţiul valah a fost din nou acoperit de ape spre sfîrşitul Liasicului. Marea a dăinuit pînă la sfîrşitul Cretacicului iar în partea centrală poate chiar pînă în Eocen. Ultimul ciclu de sedimentare s-a instalat în Badenian şi a durat pînă în Pleistocen. Fazele de exondare care separă cele patru cicluri de sedimentare majore par sa fie ecoul paroxismelor tectogenetice din regiunile învecinate corespunzînd ultimelor faze ale orogenezei hercinice, fazei paleochimmerice şi fazei laramice. Ciclul de sedimentare Cambrian-Westphalian.În acest interval s-au acumulat depozite variate ca litofacies însă încadrarea lor în scara cronostrati-grafică s-a făcut pe baze paleontologice. S-a identificat Cambrianul, Ordovicianul, Silurianul, Devonianul şi Carboniferul— Cambrianul Cambrianului e reprezentat prin argilite negricioase micacee şi gresii calcaroase,— OrdovicianulPrimele depozite repartizate Ordovicianului sînt reprezentate printr-un pachet de gresii cuarţitice cu intercalaţii de argilite în grosime de cîteva sute de metri. Acestea se întîlnesc pe toată întinderea platformei, cu excepţia unor zone de ridicare, iar din intercalaţiile pelitice se cunosc asociaţii de acritarhe care ar indica Ordovicianul. Pachetul grezos-cuarţitic este urmat de o formaţiune pelitică de cca. 300 m grosime reprezentată prin marne şi şisturi argiloase, adesea cu glauconit.

Page 6: materie geologia româniei

6

— SilurianulPeste depozite ordoviciene, în zonele depresionare, urmează depozite asemănătoare ca litofacies cu formaţiunea pelitică a Ordovicianului, fiind reprezentate preponderent prin argile cu graptoliţi. Acestea amintesc faciesul şisturilor cu graptoliţi; În partea vestică a Platformei Valahe se constată o îngroşare a Ludlovianului pînă la 1200 m, fapt ce demonstrează că diverse compartimente ale soclului au suferit o subsidenţă foarte activă afundîndu-se sub formă de grabene, în timp ce altele se ridicau că horsturi.— Devonianul. Depozitele aparţinînd Devonianului, cel puţin în zonele de afundare, urmează în continuitate de sedimentare cu cele siluriene de care primele secvenţe nu diferă ca litofacies. Astfel, depozitele de la partea inferioară a suitei devoniene sînt reprezentate preponderent prin argilite negre ce pot atinge 900 m grosime; Conţinutul paleontologic atestă vîrsta e o devoniană a depozitelor argiloase din baza suitei devoniene.Deasupra formaţiunii argiloase eodevoniene se dezvoltă un complex predominant grezos alcătuit din gresii silicioase, iar subordonat depozite grosiere (microconglomerate, prundişuri) sau pelitice (argilite). Acest complexa fost întîlnit prin foraje pe tot întinsul platformei şi are o grosime între 200—300 m.  Conţinutul paleontologic arată apartenenţa la Eifelian a complexului grezos. Cu acesta se încheie suita depozitelor detritice care a început încă din Cambrian.În timpul Mezodevonianului a avut loc o modificare în mediul de sedimentare, creindu-se condiţii favorabile acumulării depozitelor carbonatice. Astfel, peste complexul grezos se dezvoltă în continuitate de sedimentare o formaţiune carbonatică alcătuită din dolomite şi calcare la care se adaugă anhidrite şi gipsuri , şi cu totul subordonat gresii şi argile. În partea inferioară a suitei carbonatice se remarcă predominarea dolomitelor, cărora subordonat li se asociază calcare organogene.  În continuarea suitei carbonatice predomină dolomite şi calcare dolomitice, adesea bituminoase, iar sub formă de intercalaţii subţiri se întîlnesc evaporite, totul putînd atinge 1000 m grosime (la Călăraşi). Peste complexul dolomitic-evaporitic urmează un pachet de calcare criptocristaline , calcare organogene şi calcarenite. Cu acest pachet se încheie suita devoniană.— CarboniferulÎn prima parte a perioadei carbonifere s-au menţinut aceleaşi condiţii de sedimentare ca în Mezodevonian şi Neodevonian; în consecinţă s-au format în continuare depozite carbonatice. În a doua parte a perioadei intervine o schimbare în mediul de sedimentare revenind condiţiile care au existat în Ordovician-Eodevonian, cînd s-au format depozite detritice. Drept urmare, în suita depozitelor carbonifere din Platforma Valahă se distinge o formaţiune inferioară calcaroasă (continuarea aceleia din Devonian) şi o formaţiune detriticăFormaţiunea calcaroasă este cunoscută mai ales din forajele efectuate pe marginea nordică a platformei şi în partea sud-estică (la Călăraşi). Grosimea acesteia variază de la cîţiva metri în sectoarele mai ridicate, unde suita este incompletă, pînă la 1200 m în zonele mai coborîte, cum este cazul la Călăraşi unde se presupune că este continuitate de la Devonian la Carbonifer. Formaţiunea detritică are o largă răspîndire, se presupune că urmează în continuitate de sedimentare peste formaţiunea calcaroasă. În zonele ridicate de la. formaţiunea detritică lipseşte; fie că a fost îndepărtată de eroziune, fie că nu s-a depus. Acolo unde se întîlneşte, aceasta este reprezentată mai ales prin gresii , şisturi argiloase, tufite şi mai rar calcare organogene. Adesea se întîlnesc intercalaţii subţiri de cărbune. laterale de facies relevînd caractere de formaţiune paralică. Cu formaţiunea detritică se încheie suita Carboniferului şi totodată şi primul ciclu de sedimentare. A urmat o fază de exondare care a durat pînă spre sfîrşitul Permianului. Ciclul Permian terminal — Triasic

1.  După faza de exondare care s-a instalat în Neocarbonifer procesul de sedimentare s-a reluat spre sfîrşitul Permianului şi a durat pînă la sfîrşitul Triasicului.

2.  În suita acestora, în linii mari, se pot distinge trei entităţi lito-faciale; două predominant detritice alcătuite din depozite continentale frecvent de culoare roşie, constituind suita roşie inferioară şi respectiv suita roşie superioară, separate printr-o suită mixtă (marină şi lagunar continentală) în care sînt frecvente depozitele carbonatice şi evaporitele. Suita roşie inferioară, care are o grosime variabilă putînd ajunge la 2.500 m, se consideră că reprezintă parte din Permian şi Triasicul inferior.

— Permianul Se atribuie Permianului un prim complex predominant pelitic cu care debutează cel de al doilea ciclu de sedimentare din Platfcrma Valahă şi care se dispune transgresiv, fie direct peste soclu, fie peste diverşi termeni ai primului ciclu de sedimentare. Pe lîngă argilele negricioase care predomină şi care se dezvoltă în zonele depresionare (Roşiori-Alexandria de pildă), în zonele de ridicare se întîlnesc faciesuri mai grosiere reprezentate prin conglomerate la care se adaugă gresii anhidritice-gipsifere, adesea roşietice, marnocalcare şi dolomite. — Triasicul În Platforma Valahă, Triasicul, ca şi Permianul, este dezvoltat după tipul german. Revine acestui sistem cea mai mare parte din ansamblul depozitelor aparţinînd celui de al doilea ciclu de sedimentare, adică suita roşie inferioară reprezentînd Eotriasicul (Buntsandsteinul), suita mixtă calcaroasă corespunzînd Mezotriasicului (Muschelkalkul) şi suita roşie superioară care revine Neotriasicului (Keuperul).Triasicul inferior este reprezentat printr-un complex predominant grezos-silicios cu intercalaţii subţiri de şisturi argiloase de culoare roşie, urmat de un complex politic de culoare roşie cu anhidrite. Ansamblul acestora poate atinge 800 in grosime şi are dezvoltarea completă în Depresiunea Roşiori-Alexandria. Triasicul mediu include suita carbonatică-anhidritică reprezentată prin calcare, marnocalcare, calcare dolomitice, dolomite, argile şi anhidrite. Spre baza suitei predomină calcare şi dolomite în timp ce spre partea superioară sînt frecvente anhidrite şi sarea. Grosimea acestora poate atinge l 000—1 200 m şi s-au întîlnit pe tot întinsul platformei la vest de o linie orientată pe direcţia Călăraşi-Bucureşti; dezvoltarea completă se întîlneşte în Depresiunea Roşiori-Alexandria. Vîrsta mezotriasică a acestora este dovedită de o bogată asociaţie macro şi microfaunistică la care se adaugă asociaţii microfloristice şi de conodonte. Triasicul superior are o mai mare extindere decît Triasicul mediu, şi este reprezentat prin suita roşie superioară constituită dintr-o alternanţă ele gresii, nisipuri, marne şi marnocalcare, la care subordonat se adaugă dolomite şi intercalaţii de gipsuri şi anhidrite; s-au identificat de asemenea roci efuzive bazice şi piroclastite care ocupă zone orientate de regulă nord-sud. Grosimea suitei roşii superioare variază între 900 şi l 200 m.  Cu Triasicul superior se încheie al doilea ciclu de sedimentare.Ciclul de sedimentare Dogger-CretacicÎn timpul fazei de exondare de la sfîrşitul Triasicului corespunzătoare diastrofismului paleokimmeric şi care, în mare, acoperă intervalul Liasic, s-a realizat o mai mare stabilitate a spaţiului valah iar eroziunea a dus la o nivelare a reliefului. nu a mai avut loc mişcarea diferenţială pe verticală a diverselor compartimente, ci doar mişcări de basculare. Al treilea ciclu de sedimentare începe odată cu Mezojurasicul, poate chiar din Liasicul termial şi durează pînă la sfîrşitul Cretacicului; — Jurasicul.Cu excepţia unei secvenţe detritice cu care debutează cel de al treilea ciclu de sedimentare şi care revine în mare parte Doggerului, în rest, Jurasicul este format aproape exclusiv din depozite carbonatice. Doggerul include primele depozite cu care începe transgresiunea celui de al treilea ciclu de sedimentare, reprezentate printr-o alternanţă de pachete de depozite grezoase, adesea gipsifere, cu pachete de depozite predominant pelitice. Suita Doggerului se încheie cu un orizont de dolomite şi gresii calcaroase.Malmul corespunde unei expansiuni treptate a apelor mării, acestea acoperind spre sfîrşitul epocii aproape în întregime spaţiul valah. În acest timp s-au format cu precădere depozite carbonatice. Suita Neojurasicului începe prin depozite de facies pelagic reprezentate prin calcare, calcare pseudoolitice şi marnocalcare de culoare brun-roşietică. Începînd încă de la sfîrşitul Kimmeridgianului, dar mai ales spre sfîrşitul Tithonicului, se remarcă o ridicare a Platformei Valahe mai accentuată în partea estică, şi care, în procesul de sedimentare, se reflectă în dezvoltarea unor faciesuri caracteristice. Astfel, de la faciesul pelagic din partea centrală a platformei, spre est şi spre vest, se trece la faciesuri recifale care amintesc calcarele de Stramberg. Acestea pot atinge 200 m grosime şi formează adevărate bariere recifale.Calcarele recifale, în parte dolomitizate, ocupă suprafeţe întinse în partea central-estică a platformei, precum şi în partea vestică. În extremitatea estică a platformei, în zona actualului curs inferior al Ialomiţei, se trece de la faciesul recifal la un facies lagunar-continental reprezentat prin dolomite, anhidrite, argile şi calcare vărgate amintind faciesul purbekian al Tithonicului.— Cretaciul. Condiţiile de sedimentare existente în Jurasicul terminal se menţin şi la începutul primei epoci a Cretaciului. În consecinţă, în partea centrală se dezvoltă în continuare depozite pelagice cu trecere la faciesuri ncritice recifale şi care se dispun în continuitate de sedimentare cu acelea ale Jurasicului. În estul platformei se dezvoltă faciesul wealdean inclus la partea superioară a suitei lagunar-continentale care se continuă din Jurasicul superior.Neocomianul are dezvoltarea cea mai completă în partea centrală a platformei, unde depozitele sînt dezvoltate în facies pelagic cu tintinide. Pe baze paleontologice, au fost identificate primele trei etaje ale sistemului. În partea centrală a platformei forajele au traversat o suită de calcare miolitice şi marnocalcare cu asociaţii de tintinide care indica Berriasianul.

Page 7: materie geologia româniei

7

Barremianulmarchează un început de retragere a apelor încît extremităţile de vest şi de est ale platformei au devenit arii emerse. Procesul de sedimentare a fost continuu în partea centrală, între Dîmboviţa şi Jiu, unde s-au format calcare micritice Apţianulcorespunde retragerii maxime a apelor căci numai în regiunea Roşiori se cunosc gresii calcaroase cu orbitoline. În restul platformei, Apţianul, acolo unde există, este reprezentat prin depozite continentale. Se poate spune deci că de fapt Apţianul delimitează un prim subciclu de sedimentare.Albianulcorespunde unei noi expansiuni marine avînd mai peste tot un caracter transgresiv, înaintarea apelor s-a făcut de la est spre vest; drept urmare, suita completă se cunoaşte în partea estică a platformei. Aceasta începe cu nisipuri şi gresii glauconitice Din nivelele superioare, reprezentate prin gresii şi marne de varsta Albianul mediu. partea superioară a suitei, reprezentată prin depozite marnoase e de varsta Albianul superior (Vraconian).Cenomanianulurmează în continuitate de sedimentare peste Albian şi are o largă răspîndire. Suita debutează prin marne compacte, negricioase.În partea centrală se remarcă oarecare modificări litofaciale dar rămîn preponderente marnocalcarele Turonianulurmează în continuitate de sedimentare; include calcare şi. marnocalcare grezoase în partea estică, şi marne cenuşii cu aceeaşi faună în zona dunăreană.Senonianulîncheie suita Cretacicului şi este reprezentat printr-un facies marnos. în partea vestică, şi printr-un facies calcaros-grezos în partea estică. În unele sectoare, o mare parte din depozitele senoniene au fost îndepărtate de eroziune, în timp ce în zonele afundate s-a identificat suita completă care poate atinge 450 m grosime.Paroxismul laramic, care s-a manifestat în ariile labile învecinate, a determinat şi o ridicare generală a domeniului valah. Totuşi, zone restrînse au mai rămas acoperite de ape în Paleocen-Eocen. Dovadă sînt unele depozite marnoase şi calcaroase cu numuliţi şi foraminifere din regiunea Craiova sau din regiunea dintre Urziceni şi Slobozia. În continuare, în Oligocen şi în Eomiocen, Platforma Valahă a evoluat ca arie de denudaţie împreună cu celelalte unităţi ale vorlandului, în timp ce marea era limitată la avanfosa carpatică.Ciclul de sedimentare Badenian-Pleistocen. Ca şi în celelalte unităţi ale vorlandului, procesul de sedimentare s-a reluat în Badenian.— BadenianulDepozitele aparţinînd Badenianului se întîlnesc în jumătatea nordică a platformei. Acestea debutează prin conglomerate după care se dezvoltă depozite predominant marnoase cu intercalaţii subordonate de argile, nisipuri şi gresii glauconitice, iar local evaporite. — SarmaţianulSarmaţianul, în ansamblu, include depozite predominant psamitice însă foarte heterogene. Suita începe printr-o secvenţă grezoasă-nisipoasă care, în zonele de margine, trece la faciesuri recifale cu Şerpuia. Această secvenţă este urmată de depozite predominant pelitice.În partea centrală a platformei, unde depozitele sînt foarte groase, s-au identificat toate subdiviziunile Sarmaţianului. Astfel, în zona dunăreană la Islaz şi Celaru, din nivelele inferioare grezoase-argiloase sunt de varsta Sarmaţian inferior (baden remaniat, Volhinian). Deasupra acestuia urmează depozite marnoase-nisipoase cu intercalaţii de calcare lumaşelice şi calcare de varsta Basarabianul inferior. Basarabianul superior şi Kersonianul includ depozite nisipoase şi argiloase cu intercalaţii de cărbuni . Sarmaţianul superior ocupă o arie mai restrînsă, remarcîndu-se caracterul regresiv al mării.Pliocenul— Meoţianul,Are carater transgresiv. Grosimea depozitelor meoţiene variază de la cîţiva metri la l 000 m. În aria de răspîndire a acestora se delimitează două sectoare în care grosimea lor este mare: unul în extremitatea estică, sugerînd afundarea soclului de şisturi verzi dintre prelungirea faliilor Palazu şi Peceneaga-Camena; al doilea în regiunea de la vest de Craiova, unde se conturează o afundare ca un culoar. În ansamblu, Meoţianul din Platforma Valahă estereprezentat printr-o alternanţă de nisipuri, argile şi marne, însă în care este preponderent materialul psamitic.— Ponţianulare caracter transgresiv. Ca litofacies, Ponţianul se caracterizează printr-o uniformitate remarcabilă cu predominarea depozitelor pelitice reprezentate prin marne şi argile, în timp ce nisipurile sînt subordonate avînd o frecvenţă mai mare în Ponţianul superior. Grosimea depozitelor ponţiene este redusă, îngroşări mai accentuate se cunosc în partea nordică a platformei, adică în zona de afundare spre Orogenul carpatic, precum şi la cele două extremităţi.. În aflorimente (acestea fiind foarte limitate), Ponţianul este reprezentat prin marne nisipoase. În zone în care Ponţianul are o grosime mare, de pildă în culoarul de la vest de Craiova, s-a realizat o stratigrafie mai detaliată separîndu-se trei entităţi litostratigrafice: orizontul inferior , constituit din marne nisipoase reprezentînd Ponţianul inferior sau Odesianul; orizontul mediu, predominant nisipos, considerat drept Ponţianul mediu corelabil cu Portaferianul; orizontul superior, alcătuit din nisipuri şi marne cu reprezentînd Ponţianul superior sau Bosforianul.— Dacianulîn cea mai mare parte din Platforma Valahă, urmează în continuitate de sedimentare cu Ponţianul şi are aceeaşi răspîndire ca şi a acestuia din urmă, cu excepţia unor zone dinspre sud, unde depozitele daciene se dispun direct peste depozite cretacice. Depozitele daciene sînt reprezentate în cea mai mare parte prin nisipuri, iar spre partea superioară a suitei predomină depozite pelitice. În jumătatea nordică a platformei, Dacianul include şi intercalaţii de cărbuni — Romanianulcare încheie suita pliocenă, reprezintă o revenire la litofaciesul pelitic după episodul psamitic din Dacian; este reprezentat mai ales prin marne şi argile nisipoase. În zona dunăreană apar şi intercalaţii de calcare lacustre.În regiunea Văii Jiului, Romanianul este reprezentat prin depozite marnoase şi argile nisipoase. Către sfîrşitul Pliocenului, lacul s-a restrîns foarte mult evoluînd spre colmatare care se vă desăvîrşi în Pleistocen.

Tectonica Aranjamentul tectonic al Platformei Valahe este predominant ruptural, specific unităţilor de platformă, Platforma Valahă este foarte fragmentată. In sistem de falii orientat est-vest şi altul cu direcţie aproximativ nord-sud compartimentează Platforma Valahă în blocuri care, în diferite epoci, s-au mişcat diferenţiat pe verticală dînd structuri de tip horst şi structuri de tip graben. Faliile sînt de vîrstă diferită; unele datează din timpul consolidării soclului, iar altele s-au format ulterior, cele mai recente avînd vîrstă neogenă.Densitatea faliilor, vîrsta diferită a acestora, reactivarea lor în diverse epoci, precum şi structurile de horst şi graben, relevă că Platforma Valahă, deşi este o unitate consolidată, a evoluat ca platformă instabilă, în comparaţie cu celelalte unităţi de platformă din vorlandul carpatic. Prezenţa vulcanitelor în cuvertură pune şi mai mult în evidenţă această particularitate a Platformei Valahe.Cele mai vechi falii şi, în acelaşi timp, cele mai profunde, sînt acelea care pun în contact sectoarele cu soclul de origine diferită.Falia Peceneaga-Camena spre nord-est delimitează Platforma Valahă de promontoriul nord-dobrogean; este o falie crustală cu vergenţă nord-estică-avînd o săritură în jur de 10 km şi prinde sub planul de încălecare structurile hercinice ale Dobrogei de Nord, precum şi depozite triasice şi chiar neojurasice. Vîrsta ei este mult mai veche, contemporană cu cutarea şisturilor verzi, însă a fost reactivată în epoci ulterioare; Falia Fierbinţi la sud-vest de precedenta şi paralelă cu ea are aceeaşi amploare şi semnificaţie; a fost pusă în evidenţă pe direcţia localităţilor Fierbinţi-Calăraşi. Aceasta este o falie transversală şi delimitează soclul constituit din şisturi cristaline mezometamorfice cu masive magmatice, mai coborît, de soclul constituit din şisturi verzi (spre nord) şi probabil soclul mezometamorfic de tip Palazu (spre sud). Între falia Peceneaga-Camena şi falia Fierbinţi se continuă prelungirea faliei Palazu (Ovidiu-Capidava) din Dobrogea. Aceasta fără îndoială că este o falie crustală şi are, în Platforma Valahă, aceeaşi semnificaţie ca şi în Dobrogea, adică separă sectorul cu soclu din şisturi verzi la nord de soclul Dobrogei ele Sud constituit din şisturi cristaline de tip Palazu.În afară de faliile menţionate, care sînt falii crustale, se întîlnesc falii de amploare mai modestă, mai tinere, care delimitează compartimente mai ridicate separate prin arii depresionare. Asemenea falii sînt mai frecvente în jumătatea vestică a Platformei Valahe şi au orientări diferite. Astfel, în partea vestică a ariei valahe, două falii aproape paralele, una la vest de Drobeta-Turnu Severin şi alta la est de localitatea Dîrvari, delimitează ridicarea Strehaia-Vidin. În cuprinsul acesteia din urmă, depozitele paleozoice au fost interceptate la izobata l 000 m, iar în zona axială a ridicării se găsesc depozite ordoviciene.La est, Depresiunea Roşiori-Alexandria este delimitată de o falie ce urmăreşte aproximativ direcţia Bucureşti-Giurgiu care o separă de un compartiment ridicat

Page 8: materie geologia româniei

8

reprezentînd prelungirea a ceea ce, la sud de Dunăre, se cunoaşte sub numele de ridicarea Nord-Bulgară. Aceasta se afundă în direcţia nord-vest.La est de falia Fierbinţi, structurile au evident orientarea NV-SE. În imediata vecinătate a faliei se delimitează o arie depresionară. Mai departe spre est, întreg sectorul de la nord-est de falia Fierbinţi se prezintă mai ridicat în zona dunăreană şi coboară spre nord-vest către Orogenul carpatic. Structura de detaliu a acestui sector este mai complicată. Astfel, la nord de Valea Ialomiţei, de la Slobozia spre nord, se remarcă un compartiment mai coborît, Amara, flancat de două blocuri ridicate: blocul Bordei Verde-Însurăţei şi respectiv blocul Brădeanu.Platforma Valahă este separată de unităţile dobrogene prin falia Dunării, orientată nord-sud urmărind cursul Dunării. Aceasta este o falie de vîrstă neogenă. În Sarmaţian, marginea vestică a ariei dobrogene funcţiona ca faleză. Falia a fost activă şi în Pliocen.Jumătatea nordică a Platformei Valahe mai este afectată de un sistem de falii cu orientare est-vest. Acestea au determinat o compartimentare a platformei în trepte ce coboară spre Orogenul carpatic.Treapta cea mai ridicată formează culminaţia Balş-Optaş, care spre sud coboară către Depresiunea Roşiori-Alexandria de care este separată prin falia Cartojani.Limita nordică a Platformei Valahe este dată de falia pericarpatică. Aceasta pune în evidenţă încălecarea dintre formaţiunile Depresiunii Getice şi acelea ale Platformei Valahe. Cele mai noi depozite ale platformei prinse sub planul de încălecare aparţin Volhinianului, iar cele mai vechi depozite care acoperă urma planului de şariaj aparţin Basarabianului; de aici rezultă vîrsta eosarmaţiană a încălecării pericarpatice, înscriindu-se în tectogeneza moldavică; situaţia a fost evidenţiată prin forajele de la Spineni şi Mitrofani.De altfel, toate faliile în lungul cărora platforma coboară spre Grabenul carpatic sînt falii de vîrstă neogenă, sau mai vechi însă reactive în Neogen.Fracturarea avansată a platformei a determinat şi o anumită dispoziţie a cuverturii, aceasta mulînd oarecum o morfologie de blocuri încît sugerează structuri de tipul cutelor în formă de cufăr tipice tectonicii de tip germanic.Vîrsta diferită a faliilor sugerează fragmentarea progresivă a platformei şi caracterul ei de platformă instabilă. Acest comportament al Platformei Valahe este o consecinţă a poziţiei ei, fiind situată între ariile labile carpatice şi balcanice, care au fost afectate de mai multe paroxisme tectogenetice

5.Unitatea niculitelUnitatea Niculiţel se individualizează în partea de mijloc a Dobrogei de Nord fiind delimitată de linia Luncaviţa-Consul spre vest şi de o falie ce urmăreşte direcţia Isaccea-Poşta-Nalbant (falia Poşta-Nalbant) spre est. Unitatea Niculiţel a rezultat din evoluţia unei zone de rift intracratonic care s-a schiţat în aria hercinică nord-dobrogeană, spre sfîrşitul Mezo-triasicului şi începutul Neotriasicului. Procesele de rifting s-au accentuat în Neotriasic, riftul evoluînd într-o zonă de expansiune intracratonică în care s-a declanşat şi o activitate vulcanică intensă predominant bazică. Stratigrafie În alcătuirea unităţii Niculiţel participă vulcanite bazice şi acide, o formaţiune mixtă (sedimentară şi magmatogenă) şi o formaţiune flişoidă.Vulcanitele bazicesunt reprezentate prin curgeri de bazalte frecvent în facies de pilow-lava, anamesite, piroclastite şi hialoclastite bazice, corpuri de gabbrouri şi dolerite. În masa vulcanitelor se întîlnesc frecvent calcare stratificate sub formă de intercalaţii, mai ales în regiunea Sarica. Vulcanitele bazice formează în întregime Platoul Niculiţel, iar sub forma de silluri sau filoane se întîlnesc cu precădere în partea vestică a unităţii Niculiţel unde sînt asociate cu vulcanite acide (v. PI. II).Vulcanitele acide sînt reprezentate prin riolite. Se întîlnesc situaţii cînd riolitele străbat rocile bazice, şi situaţii cînd riolitele sînt traversate de roci bazice, sugerînd că venirile de lave acide şi bazice au alternat. Vulcanitele acide sînt mai frecvente pe un aliniament vestic ce urmăreşte falia Luncaviţa-Consul, iar Dealul Consul este constituit dintr-o alternanţă de riolite şi calcare triasice. Ţinînd scamă de chimismul ansamblului vulcanitelor din unitatea Niculiţel, H. Savu et al. le consideră drept vulcanite de tip intraplacă.Formaţiunea mixtă constituie primul termen al suitei sedimentare din unitatea Niculiţel. Aceasta este reprezentată printr-o alternanţă, uneori pararitmică, de calcarenite, gresii calcaroase şi pelite, totul fiind asociat cu vulcanite acide şi bazice care adesea sînt preponderente în raport cu rocile terigene. Cu asemenea caractere, formaţiunea mixtă se întîlneşte În partea vestică a unităţii Niculiţel constituind solzul Consul şi pe un aliniament mai estic ce se urmăreşte de la localitatea Teliţa spre sud pînă la localitatea Izvoarele şi mai departe pînă în Valea Taiţei. Formaţiunea mixtă din acest ultim aliniament , reprezentată prin şisturi calcaroase şi vulcarfite bazice, include şi blocuri de calcare mezotriasice, fosilifere. Acestea au fost dislocate din flancurile zonei de rift, antrenate şi însedimentate în aria riftogenă. În această situaţie, formaţiunea mixtă aminteşte formaţiunile de wildfliş calcarele mezotriasice avînd rol de olistolite. O asemenea interpretare o capătă şi blocurile de şisturi cristaline din Vf. Trestinic, granitoidele de la Cilic şi depoziţie devoniene de la Isaccea, acestea reprezentînd elemente exotice în unitatea Niculiţel, încît nu au o semnificaţie tectonică deosebită.Vîrsta formaţiunii mixte, ca şi a vulcanitelor, nu poate fi stabilită riguros. Se poate spune doar că ele sînt mai noi decît calcarele mezotriasice pe care le înglobează.Formaţiunea flişoidă urmează în continuitate de sedimentare peste formaţiunea mixtă; este reprezentată printr-o suită de depozite cu caracter pararitmic, groasă de 500-600 m, constituită din gresii silicioase cu intercalaţii de argile şistoase în care s-au găsit impresiuni de halobii. Sursa materialului terigen o constituia atît unitatea Măcin, care evolua că sistem cutat emers, cît şi zona Tulcea dinspre est care, la sfîrşitul Triasicului, a cunoscut o fază de exondare.Ţinînd seamă de vîrsta mezotriasică a blocurilor însedimentate în formaţiunea mixtă, se poate aprecia că formaţiunea flisoidă aparţine Norianului. Aceasta nu este afectată de vulcanite, de unde rezultă că activitatea vulcanică încetase în timpul depunerii formaţiunii flişoide. Tectonica Unitatea Niculiţel îşi datorează aranjamentul tectonic mişcărilor paleo-chimmerice şi aceasta în mod firesc, dat fiind că spaţiul în care a evoluat s-a creat ulterior ciclului hercinic. Relicte hercinice se găsesc doar ca elemente exotice.Încălecată dinspre vest de unitatea Măcin, care a fost influenţată în bloc ele tectogeneza paleochimmerică. unitatea Niculiţel a fost cutată şi faliată căpătînd o structură de cute solzi.În partea vestică a unităţii Niculiţel, în faţa faliei Luncaviţa-Consul se delimitează solzul Consul, determinat de încălecarea formaţiunii mixte pararitmice peste formaţiunea flişoidă de la est, în lungul faliei Iulia—Valea Teilor.Formaţiunea flişoidă, la rîndul ei, avînd în bază formaţiunea mixtă de tip wildfliş, încalecă spre est peste unitatea Tulcea prinzînd sub planul de încălecare depozitele liasice de la Poşta. Urma planului de încălecare se urmăreşte de la Isaccea spre sud, pe la vest de localitatea Poşta şi localitatea Nalbant şi atinge Valea Taiţei, constituind falia Poşta—Nalbant. În felul acesta se delimitează un al doilea solz denumit solzul Sarica, acesta înglobînd cea mai mare parte din unitatea Niculiţel. Fruntea solzului Sarica relevă în acelaşi timp şi relaţiile dintre Unitatea Niculiţel şi unitatea Tulcea, relaţii care, ca şi acelea dintre unităţile Măcin şi Niculiţel, nu depăşesc amploarea unei falii inverse încît nu poate constitui un şariaj de anvergură.

6.Unitatea TulceaUnitatea Tulcea se suprapune jumătăţii estice a Dobrogei de Nord. În structura actuală ea este delimitată spre nord-est de falia Galaţi—Sf. Gheorghe, mascată de depozitele Deltei Dunării; spre vest şi sud-vest se întinde pînă la falia Poşta—Nalbant. În partea sud-estică este acoperită de formaţiunile cuverturii neocretacice, iar spre est se continuă în platforma continentală a Mării Negre. Astfel delimitată, unitatea Tulcea se caracterizează prin prezenţa unei platforme carbonatice larg dezvoltată şi prin suprapunerea evidentă a unei tectonici alpine peste o tectonică de vîrstă hercinică Fundamentul prealpin . Fundamentul prealpin este constituit din formaţiuni cristalofiliene şi din formaţiuni sedimentare paleozoice.Formaţiunile cristalofiliene. Formaţiunile cristalofiliene sînt reprezentate prin şisturi cristaline epimetamorfice constituite dintr-o alternanţă de meta-graywacke cu şisturi sericito-cloritoase, urmate de un complex filitic-cuarţitic grafitos. Asemenea epimetamorfite se întîlnesc în Dealul Redi de la sud de Tulcea. În partea sudică a Dealului Redi , şisturile cristaline epimetamorfice sînt afectate şi transformate în şisturi micacee cu biotit şi şisturi micacee cuarţitice la Tulcea-Monument şi la Tulcea Veche, de sub conglomeratele triasice apar şisturi filito-cuarţitice, adesea roşietice. O analiză radiometrică a acestora a indicat vîrsta de 543 Ma Formaţiunile sedimentare. După etapa de exondare care a urmat fazelor timpurii ale orogenezei caledoniene, procesul de sedimentare s-a reluat în Silurian cînd întreg spaţiul nord-dobrogean a redevenit arie labilă.În unitatea Tulcea, depozitele paleozoice aparţin unui ciclu de sedimentare corespunzător intervalului Silurian-Devonian Silurianul.Revine Silurianului un complex de cuarţite negre şi calcare . Depozitele siluriene aflorează pe arii foarte restrînse în Dealul Redi, unde se dispun peste şisturile cristaline epimatamorfice şi suportă depozite eotriasice.

Page 9: materie geologia româniei

9

Devonianul.Depozite devoniene se întîlnesc în Colinele Mahmudiei şi în înălţimile de la vest de acestea. Sînt reprezentate prin gresii calcaroase şi şisturi argiloase cu conodonte. În faza de exondare postbretonă a avut loc o slabă activitate magmatică cu caracter acid legată de paroxismul sudet. Produsele acesteia sînt reprezentate prin granite alcaline, cum sînt acelea de la Uzum Bair (sud de Dealul Redi), şi prin filoane de riolite, cum sînt acelea care străbat şisturile cristaline de la Tulcea-Monument, sau acelea din Colinele Mahmudiei. În aceeaşi categorie pot fi incluse şi unele riolite de pe valea Taiţei.Învelişul sedimentar alpin. Formaţiunile învelişului alpin includ depozite sedimentare predominant calcaroase care aparţin, în cea mai mare parteTriasicului şi într-o mai mică măsură Jurasicului. Primele au o largă răspîndire, motiv pentru care unitatea Tulcea a mai fost desemnată; sub numele de zona triasică.— TriasiculPentru spaţiul nord-dobrogean, începutul ciclului alpin corespunde unei importante transgresiuni marine care l-a acoperit aproape în întregime. În continuare, pînă spre sfîrşitul Triasicului, a evoluat ca bazin de acumulare cu regim epicontinental favorabil formării depozitelor carbonatice.Triasicul inferior debutează prin conglomerate care trec pe verticală la gresii cuarţoase, albe sau roşii, cu intercalaţii de argile şistoase roşii. Aceste depozite se dispun transgresiv şi discordant peste fundamentul prealpin, situaţie care se observă foarte clar la Tulcea-Monument şi la Tulcea Veche. La Tulcea Veche depozitele psefito-psamite, cu care începe suita Triasicului, sînt urmate de marnocalcare şi şisturi argiloase şi marnoase în grosime de 10—15 m, vîrsta werfeniană. Triasicul mediu este reprezentat prin calcare, iar localitatea Agighiol a devenit clasică pentru studiul acestor calcare Triasicul superior, în profilul de la Agighiol, urmează în continuitate de sedimentare peste calcarele ladiniene şi este reprezentat prin calcare roşii, noduloase,  vîrsta carniană. Calcarele noduloase roşii sînt urmate de calcare stratificate, uneori noduloase, cu silexite. — JurasiculZona Tulcea, evoluînd în vecinătatea riftului deschis în Triasic, în partea centrală a ariei nord-dobrogene, în primele epoci ale Jurasicului a căpătat, în zonele marginale, o oarecare mobilitate încît s-au acumulat depozite cu caracter turbiditic, adesea prezentînd caractere tipice de fliş.--Liasiculacolo unde aflorează în relaţii directe cu depozitele triasice, relevă o poziţie net transgresivă. Astfel, în dealurile de la nord de localitatea Zebil  depozitele liasice, grezoase, cu inocerami, stau direct peste calcare carniene . Astfel, peste gresiile cu inocerami urmează depozite pararitmice reprezentate prin gresii, argile şi marne . Deasupra acestora se dezvoltă un pachet de gresii silicioase, în strate groase, separate prin intercalaţii subţiri de argile, totul avînd o grosime de 200 m. --Doggeruleste foarte slab şi incomplet reprezentat. În opinia lui E. Grădinaru ar reveni Doggerului unele depozite turbiditice cu belemniţi de la Dunavăţ (în extremitatea estică a unităţii Tulcea) în care a identificat resturi fosile ce le conferă o atare vîrstă (date nepublicate).Malmul include depozitele carbonatice de la Dunavăţ formînd înălţimea Carabair. Tectonica Aranjamentul tectonic de ansamblu al unităţii Tulcea este rezultatul însumat al mai multor faze tectogenetice aparţinînd ciclurilor hercinic şi alpin. Efectele acestora sînt distincte în structura actuală . Primele deformări sînt rezultatul mişcărilor caledoniene, cînd zona Tulcea evolua unitar în cadrul ariei nord-dobrogene. Pe lîngă procesele de metamorfism care au însoţit orogeneza calcdoniană şi care au generat şisturi cristaline epimetamorfice, aceasta a condus şi la cutarea şi ridicarea întregii arii nord-dobrogene, inclusiv a zonei Tulcea.A doua generaţie de deformări este consecinţa tectogenezei bretone (Devonian tîrziu) cînd zona Tulcea continua sa evolueze în cadrul structural nord-dobrogean. Mişcările din această fază au dus la cutarea depozitelor paleozoice şi a substratului lor; în acelaşi timp s-a produs ridicarea şi transformarea în sistem cutat a spaţiului nord-dobrogean. O structură de această vîrstă se recunoaşte clar în dealul Redi (v.fig.22) aici, în zona axială a cutei anticlinale Agighiol-Redi-Somova apar şisturi cristaline epimetamorfice şi depozite siluriene. în tectogeneza bretonă, zona Tulcea a continuat sa evolueze că sistem cutat emers. Această situaţie este demonstrată de absenţa formaţiunii de Carapelit în unitatea Tulcea şi de transformarea acesteia din urmă într-o imensă suprafaţă de eroziune pe care se vă dezvolta o platformă carbonatată.Tectogeneza sudetă, care în zona Măcin a avut rol definitoriu, în zona Tulcea nu a avut urmări evidente, În ciclul alpin, după coborîrea în bloc a zonei Tulcea, ceea ce a determinat transgresiunea generală de la începutul Triasicului, şi după exondarea care a avut loc spre sfîrşitul Triasicului, deformări plicative importante au produs mişcările chimmerice vechi (intra- sau postliasice). Astfel, sub influenţa presiunilor tectonice care au dus la încălecarea unităţii Niculiţel peste zona Tulcea, aceasta din urmă a fost la rîndul ei cutată, în unitatea Tulcea se cunosc două cute anticlinale paleochimmerice majore. În partea de nord se urmăreşte anticlinalul Tulcea—Colinele Mahmudiei în a cărei zonă axială aflorează epimetamorfiţele de la Tulcea—Monument şi cuarţitele din Colinele Mahmudiei. La sud de acesta se desfăşoară anticlinalul Agighiol—Dealul Redi—Somova, în axa căruia se găsesc şisturile cristaline din dealul Redi. Structurile anticlinale sînt separate Între ele prin sinclinalul Valea Nucarilor—Cîşla (Mineri) în a cărui zonă axială se găsesc depozite jurasice care aflorează în perimetrul celor două localităţi. La sud de anticlinalul Agighiol—Redi—Somova, se găseşte sinclinalul Valea Teliţei avînd în zona axială depozite liasice (v. PI. II).Structurile alpine, faţă de acelea hercinice redresate, sînt cute largi, cu flancuri avînd înclinări în jur de 40°. Discordanţa dintre cele două tipuri de structuri de vîrstă diferită apare foarte clară în zonele de aflorare a cutelor hercinice din Dealul Redi şi de la Tulcea Monument (v.fig.22, 23).O nouă generaţie de deformări în unitatea Tulcea s-a produs în mezo-jurasic. Pe lîngă cutarea de această vîrstă, în cuprinsul zonei Tulcea, care se întindea mult la nord de actualul curs al Dunării, venind în contact cu Platforma est-europeană, s-a produs o fractură orientată NV-SE urmărind cursul actual al braţului Sf. Gheorghe şi mai departe spre vest cursul Dunării; este falia Galaţi—Sf. Gheorghe care a afectat toate unităţile nord-dobrogene-, delimitînd spre nord un compartiment coborît, iar spre sud un compartiment ridicat. Primul va evolua, în continuare, ca fundament al unei zone cu subsidenţă mai activă şi care, în structura actuală, constituie Depresiunea Predobrogeană. Compartimentul sudic, în structura actuală, reprezintă Orogenul nord-dobrogean propriu-zis sau, mai corect spus, aria orogenică nord-dobrogeană.Ultimele deformări care au afectat unitatea Tulcea şi în acelaşi timp întregul Orogen nord-dobrogean, s-au produs în Neojurasic. Efectul acestora constă într-o accentuare a tendinţei de aplecare spre NE a structurilor mai vechi din aria nord-dobrogeană, inclusiv a planului faliei Galaţi— Sf. Gheorghe; astfel Orogenul nord-dobrogean manifestă tendinţa de încălecare peste unitatea din faţă (Depresiunea Predobrogeană). Însă, ideea susţinută de M. Săndulescu (1984) că Unitatea Tulcea ar încăleca peste Unitatea din faţă că o pînză de şariaj nu poate fi susţinută. Marginea sudică a Unităţii Măcin, la rîndul ei, a fost regenerată şi afectată de un vulcanism bimodal devenind astfel o arie mobilă.Spre sfîrşitul Jurasicului, Orogenul nord-dobrogean, în ansamblu, a intrat în procesul de cratonizare, integrîndu-se în vorlandul carpatic. O oarecare mobilitate şi-a păstrat însă, căci zonele de margine, mai ales din vecinătatea faliei Peceneaga—Camena, au fost supuse în continuare unor mişcări pe verticală. Grosimea relativ mare a depozitelor neocretacice în această zonă de margine sugerează acest fapt.

Page 10: materie geologia româniei

10

7.Unitatea MacinSituată în partea vestică a Dobrogei de Nord, Unitatea Măcin se întinde între Dunăre şi falia Luncaviţa-Consul şi se urmăreşte din faţa oraşului Galaţi pînă la paralela localităţii Mircea Vodă; spre sud-est, în mare parte este acoperită de depozitele cretacice ale Culoarului Babadag, de sub care apare sporadic, mai ales în regiunea localităţii Camena (v. PI. II) Stratigrafia În alcătuirea geologică a Unităţii Măcin, se distinge un fundament constituit din şisturi cristaline şi masive de granitoide, un înveliş sedimentar paleozoic implicat în cutările hercinice şi străbătut de granitoide tardi-cinematice, şi un înveliş sedimentar posthercinic. Fundamentul cristalin. Şisturile cristaline, împreună cu o parte din masivele de granitoide care formează substratul formaţiunilor sedimentare, reprezintă structuri mai vechi, precambriene sau caledoniene timpurii, reluate în ciclul hercinic care, în aranjamentul tectonic major, constituie etapa definitorie. Şisturile cristaline aparţin la două grupe, care se disting atît prin gradul de metamorfism cît şi prin vîrsta lor, fiind produsul unor faze de metamorfism diferite: o grupă a şusturilor cristaline mezometamorfice, şi grupa şisturilor cristaline epimetamorfice Grupa şisturilor cristaline mezometamorficeAceasta include şisturile cristaline cu metamorfism avansat şi aflorează pe două arii la distanţă apreciabilă una de alta. Una se delimitează la nord de oraşul Măcin, formînd promontoriul Orliga şi Dealul Sărărie, iar cea de a doua se conturează pe acelaşi aliniament spre sud-est, în culmea Megina Şisturile cristaline de la Orliga-Sărărie,  includ polimetamorfite rezultate din transformarea unui material predominant terigen. Acestea sînt reprezentate prin micaşisturi cu granat, gnaise amfibolice, amfibolite, şi paragnaise biotitice cu disten, Totul este străbătut de filoane pegmatitice.Şisturile cristaline de la Megina provin din metamorfozarea,  a unui material predominant magmatogen bazic şi subordonat terigen; sînt reprezentate prin amfibolite, şisturi cuarţo-feldspatice, micaşisturi cu granat şi gnaise cu biotit, la care se asociază şisturi verzi. Ansamblul cristalin are intruse în bază granitele de Megina. Vîrsta şisturilor cristaline mezometamorfice, determinată pe cale radiometrică, este de 390 —400 M.a. pentru cele din Orliga-Sărărie şi 250—420 M.a. pentru cele de Megina. Fără îndoială însă că aceste valori reprezintă reluări (reîntineriri) în faze ulterioare aceleia care a generat şisturile cristaline mezometamorfice. Grupa şisturilor cristaline epimetamorficeŞisturile cristaline epimetamorfice aflorează pe aliniamentul Priopcea-Piatra Cernei şi în culmile Boclugea şi Coşlugea. Pe aliniamentul Priopcea-Megina, peste şisturile cristaline metamorfice, în discordanţă de metamorfism, se dispun şisturi cristaline epimetamorfice a căror suită începe prin şisturi cuarţitice-sericitice în alternanţă cu şisturi verzi; acestea sînt urmate de un complex filito-cuarţitic .Suita epimetamorfitelor se încheie cu un pachet de cuarţite de culoare alb-roşietică cu intercalaţii de şisturi satinate şi cuarţite negre . În culmile Boclugea şi Coşlugea se întîlneşte acelaşi complex filito-cuarţitic ca şi în Priopcea-Piatra Cernei.Vîrsta şisturilor cristaline epimetamorfice se deduce mai ales din raporturile de superpoziţie şi discontinuitate metamorfică cu şisturile cristaline mezometamorfice, şi din relaţiile stratigrafie cu(depozitele sedimentare varsta Silurian). Din relaţiile menţionate se poate conchide că materialul premetamorfic este cu certitudine antesilurian. Acesta nu a putut fi metamorfozat decît ulterior consolidării ariei central-dobrogene şi înainte de Silurian; deci în prima sau primele faze ale ciclului caledonian. Se remarcă lipsa, în unitatea-Măcin, a unor formaţiuni de vîrsta şisturilor verzi din Dobrogea centrală.Magmatitele preherciniceŞisturilor cristaline din unitatea Măcin li se asociază masive de granitoide. Punerea în loc a acestora este contemporană sau precontemporană cu formarea şisturilor cristaline cu care sînt asociate. În rîndul lor se disting granitul de Megina şi granitul de la Coada Muchii.— Granitul de MeginaAcesta este reprezentat prin granite gnaisice dispuse concordant spre baza şisturilor cristaline mezometamorfice de la Megina. Ele au caractere de magmatite sincinematice şi ar reprezenta deci produsul magmatismului plutonic legat de o orogeneză veche care a generat şisturile cristaline de Megina.— Granitul de Coada MuchiiAcesta se urmăreşte pe versantul vestic al văii Taiţa. Este un granit gnaisic cu puţină mică, care metamorfozează la contact şisturile cristaline epimetamorfice. El se găseşte remaniat în conglomeratele din formaţiunea de Carapelit care îl acoperă discordant. De reţinut este faptul că granitul de Coada Muchii nu a fost întîlnite în relaţie cu depozitele sedimentare, Însă, fiind remaniat în stratele de Carapelit, se poate spune cu certitudine că este un granit prehercinic; faptul că metamorfozează epimetamorfitele caledoniene timpurii indică vîrsta lui paleozoică timpurie.Învelişul sedimentar paleozoicîncepînd din Silurian, aria nord-dobrogeană îşi reia funcţia de bazin de sedimentare evoluînd ca domeniu cu caracter labil, intracratonic. Drept urmare, depozitele acumulate prezintă trăsăturile formaţiunilor de fliş. Procesul de sedimentare a început în Silurian iar după o fază de exondare, la sfîrşitul Devonianului, cînd a avut loc tectogeneza bretonă, s-a reluat în Carbonifer.— SilurianulDepozitele siluriene se dispun discordant şi transgresiv peste complexul cuarţitic al şisturilor cristaline epimetamorfice. Suita depozitelor siluriene începe printr-un complex de şisturi argiloase-filitoase, şisturi grafitoase cu intercalaţii subordonate de calcare dolomitice şi cuarţite, iar la diferite nivele se întîlnesc lentile de vulcanite bazice; în continuitate de sedimentare urmează calcare dolomitice stratificate. Depozitele siluriene de pe versantul vestic al Culmii Priopcea se prelungesc spre sud în Culmea Piatra Cernei iar spre nord ajung la Carcaliu. — Devonianul. Pe aceeaşi secţiune din culmea Priopcea (fig. 21) se poate constata că în continuitate de sedimentare peste depozitele siluriene urmează suita devoniană. Aceasta debutează printr-un orizont de şisturi calcaroase varsta Eodevonian. În continuitate de sedimentare urmează un complex de roci reprezentat prin cuarţite, şisturi arde ziene şi grezocalcare, în care se observă fenomenul de granoclasare.Suita devoniană se încheie printr-un nivel de silicolite. Depozitele descrise alcătuiesc în întregime Dealurile Bujorului varsta Coblenţian. Fiind continuitate de sedimentare de la Silurian, fără îndoială că este prezent şi Gedinianul. Depozitele devoniene din Dealurile Bujorului se prelungesc pînă la Igliţa, pe malul Dunării, iar pe suprafeţe mai restrînse aflorează la sud de satul Cerna şi în împrejurimile localităţii Cîrjelari.În Neodevonian au avut loc mişcările bretone. Acestea au determinat o metamorfozare de tip incipient a depozitelor paleozoice şi cutarea şi exondarea întregii arii nord-dobrogene, care apoi a fost supusă unor intense procese de denudare.— CarboniferulSe atribuie Carboniferului o suită de depozite în grosime de 1.500—2.000 m numite strate de Carapelit.Aceasta se dispune transgresiv şi discordant peste formaţiuni mai vechi. În baza suitei se întîlneşte un orizont de conglomerate de 50—300 m grosime, cu intercalaţii de gresii grosiere şi adesea graywacke de culoare roşie. Deasupra conglomeratelor urmează tufuri porfirice, adesea cu caracter ignimbritic, iar în Dealul Carapcea se întîlnesc şi roci bazaltice. Suita stratelor de Carapelit se încheie printr-o alternanţă de gresii, -graywacke şi şisturi argiloase violacee sau verzui-violacee. Stratele de Carapelit ocupă două zone care marchează axele a două sinclinale. Una din ele se urmăreşte din Munţii Pricopan spre sud, pe la est de Megina, pînă la Atmagea. Cea de a doua zonă, mai vestică, la est de satul Turcoaia; Cu stratele de Carapelit se încheie procesul de sedimentare care a generat învelişul sedimentar paleozoic.Au urmat mişcările tectogenezei sudete, însoţite de un magmatism plutonic tardicinematic. Aceste mişcări au metamorfozat slab formaţiunea de Carapelit şi au regenerat structurile bretone, ducînd în final la aranjamentul tectonic, major al unităţii Măcin, care a devenit sistem cutat, în continuare evoluînd că atare; numai zonele marginale ale acestuia au fost regenerate în tectogeneze alpine.Magmatitele herciniceMagmatismul plutonic hercinic a condus la punerea în loc a unor importante corpuri de granitoide. Acestea străpung depozitele paleozoice, inclusiv stratele de Carapelit, pe care le metamorfozează la contact. Pe suprafeţe mai restrînse apar şi produse magmatice de suprafaţă (riolite) puse în loc mai tîrziu, posibil în Permian Între granitoidele hercinice se disting două tipuri 1) granite calco-alcaline de tip Greci 2) granite alcaline de tip Turcoaia.— Granitele calcoalcaline de Greci ocupă partea centrală a sinclinalului din Munţii Măcin şi au dezvoltarea tipică în corpul granitic de la Greci. Se disting leucogranite, granite biotitice, granodiorite, tonalite, gabbrouri, iar marginal se întîlneşte un facies microgranitic. Masivul este străbătut de filoane de microgranite, porfire granofirice etc. Granitoidele de la Greci străbat şi metamorfozează la contact stratele de Carapelit, dînd corneene cu cuarţ, albit şi epidot. Masivul Pricopan, situat în prelungirea celui de la Greci, include roci variind între leucogranite şi granodiorite biotitice. Spre deosebire de granitele de la Greci, acestea prezintă o uşoară foliaţie. Granitoidele de Pricopan străbat şisturile cristaline şi formaţiunea de Carapelit, pe care le metamorfozează la contact.

Page 11: materie geologia româniei

11

Determinările radiometrice pentru granitoidele de Greci au indicat 320 Ma; deci punerea lor în loc ar fi legată de faza sudetă. De aici se deduce şi vîrsta carboniferă a stratelor de Carapelit.— Granitoidele alcaline se situează pe un aliniament mai vestic şi formează înălţimile lacobdeal de lîngă Turcoaia, Piatra Roşie şi Sacar Bair de la est de localitatea Cîrjelari.Masivul de la lacobdeal este constituit din granite cu ridbekit, sienite cuarţifere, granite micropegmatitice şi granite aplitice. Aceste roci au o textură masivă şi se individualizează sub forma unor benzi care se succed de la nord spre sud în ordinea amintită. Cu aceleaşi caractere, granitoidele alcaline se întîlnesc în Piatra Roşie şi la est de Cîrjelari. Determinădle radiometrice pentru granitele alcaline au indicat —290 Ma, ceea ce ar corespunde Neocarboniferului.În regiunile mai sudice se întîlnesc vulcanite acide. Acestea sînt reprezentate prin riolite şi au dezvoltare mai largă în înălţimile din jurul localităţii Cîrjelari , de unde şi numele de „riolite de Cîrjelari" sub care sînt cunoscute.Ele străbat depozitele paleozoice pe care le afectează termic. Pe baze radiometrice se estimează că riolitele de Cîrjelari s-au pus în loc în Permian.Învelişul sedimentar posthercinicDupă edificarea structurilor hercinice, în diferite perioade ale ciclului alpin, zonele marginale ale unităţii Măcin au fost acoperite de ape şi au evoluat fie că zone de self, în Triasic, fie ca arii labile, în Jurasic.— TriasiculPentru unitatea Măcin perioada triasică a însemnat o perioadă de calm tectonic. Apele care acopereau o mare parte din aria hercinică nord-dobrogeană se întindeau şi peste părţile marginale ale unităţii Măcin, încît acestea evoluau ca zone de self. În asemenea condiţii s-au acumulat depozite preponderent calcaroase, cu predominarea calcarelor micritice; se întîlnesc în regiunea Camena avînd înclinări mari spre sud-vest,varsta Ladinian— JurasiculSpre deosebire de timpurile triasice, în perioada jurasică, părţile marginale ale unităţii Măcin din vecinătatea limitei cu aria central-dobrogeană, cratonizată în ciclul baikalian, au fost intens deformate. Formaţiunile sedimentare. Cel mai vechi termen stratigrafie propriu zonei Cîrjelari-Camena se consideră a fi ceea ce s-a descris drept formaţiunea de Aiorman care se dispune discordant peste riolite de Cîrjelari sau peste depozite paleozoice, este reprezentată prin turbidite terigene care includ: conglomerate polimictice cu elemente de riolite şi roci paleozoice, microconglomerate cu elemente de şisturi verzi, gresii, şisturi argiloase, marne şi marne siltice, varsta MezojurasicaAl doilea termen al suitei stratigrafice din zona Cîrjelari-Camena a fost descris drept „formaţiunea de Cîrjelari". Este o formaţiune predominant carbonatică constituită în principal din calcare bioclastice, calcarenite şi calcirudite, la care se adaugă calcare oolitice. Aceasta aflorează pe două aliniamente la vest şi respectiv la sud-est de Cîrjelari dispunîndu-se discordant, fie peste riolitele de Cîrjelari, fie peste formaţiunea de Aiorman. Se constată o anumită deosebire de ordin litofacial între cele două zone de aflorare, în sensul că în timp ce la vest de Cîrjelari formaţiunea de Cîrjelari este reprezentată aproape exclusiv prin calcare, la sud-est calcarelor li se adaugă, subordonat, microconglomerate polimictice cu dezvoltare lenticulară, marne şi şisturi marnoase, Spre partea superioară a suitei se întîlnesc blocuri mari de şisturi verzi însedimentate. Grosimea formaţiunii de Cîrlejari variază între 200 şi 600 m.

Tectonica. Aranjamentul tectonic al unităţii Măcin este efectul însumat al mai multor tectogeneze, rolul definitoriu revenind tectogenezei sudete.Tectogeneza bretonă, pe lîngă metamorfismul de tip incipient pe care l-a produs asupra formaţiunilor siluricne şi devoniene, a determinat o exondare generală şi a dus la stabilirea unor raporturi tectonice între zona Măcin şi restul ariei nord-dobrogene, raporturi care au fost modificate în tectogeneze ulterioare.Tectogeneza sudetă a condus la aranjamentul tectonic major al unităţii Măcin, care se caracterizează prin structuri în cute-solzi în care stratele au fost redresate la verticală iar flancurile sînt faliate. Spre sud-est, structurile unităţii Măcin sînt în mare parte acoperite de depozite cretacice din Culoarul Babadag. Două sînt principalele cute-solzi avînd extinderi sensibil egale: solzul Megina şi solzul Boclugea-Bugeac. Acestea, la rîndul lor, sînt faliate longitudinal.Solzul Megina este alcătuit din formaţiuni a căror suită se poate urmări, complet deschisă, începînd din Culmea Megina, prin Culmea Priopcea, Dealurile Bujoare, pînă la lacobdeal lîngă Turcoaia  şi mai departe în Insula Blasova. În partea axial-anticlinală apar granite gnaisicc de Megina şi mezometamorfite de Megina, care vin în contact tectonic cu strate de Carapelit din solzul Boclugea-Bugeac în lungul faliei Megina. Spre nord aceasta din urmă ajunge în Dealul Sărăriei, unde aduce în contact tectonic şisturi cristaline cu granitele de Pricopan. Şisturile cristaline de Orliga aparţin tot solzului de Megina şi vin în contact tectonic cu şisturi cristaline epimetamorfice şi eventual şi cu granitoidul de Pricopan. Spre sud, fruntea solzului de Megina se urmăreşte pînă în vecinătatea localităţii Atmagea. În partea axial-sinclinală a solzului Megina se întîlnesc strate de Carapelit, care formează insula de la Blasova, şi corpul granitic alcalin de la Turcoaia, precum şi granitele de la Piatra Roşie şi Sacar Bair. Solzul Boclugea-Bugeac, care ocupă jumătatea estică a unităţii Măcin, este încălecat dinspre vest de solzul Megina, iar spre est încalecă la rîndul lui peste unitatea Niculiţel, în lungul liniei tectonice Luncaviţa-Consul. În partea axial-anticlinală a structurii se întîlnesc şisturile cristaline epimetamorfice de la Boclugea şi Coşlugea cu granitoide de Coada Muchii, iar zona axial-sinclinală este ocupată de strate de Carapelit străbătute de granitele de Greci.Analizînd formaţiunile constituente ale celor doi solzi se constată că solzul de Megina este alcătuit din depozite siluriene şi devoniene şi din granite, şi se caracterizează prin grosimea mică a stratelor de Carapelit. Solzul Boclugea-Bugeac se remarcă prin lipsa depozitelor siluriene şi devoniene, prin prezenţa granitelor calcoalcaline şi prin grosimea mare a stratelor de CarapelitVîrsta încălecării dintre cei doi solzi este sudetă; dovada o constituie faptul că în cute nu sînt prinse depozite mai noi decît stratele de Carapelit.Tectogeneza paleochimmerică, care s-a manifestat în jumătatea estică a Dobrogei de Nord, a influenţat şi unitatea Măcin. Aceasta a constat, în primul rînd, în reactivarea liniei tectonice din faţa solzului Boclugea-Bugeac şi stabilirea unor raporturi de încălecare cu unitatea Niculiţel de la est prin falia Luncaviţa-Consul care este o falie profundă, crustală, cu caracter de falie inversă, dar nu reprezintă fruntea unui şariaj de amploare.În partea sudică, unitatea Măcin a fost afectată de mişcările alpine din Neojurasic care au activat falia Peceneaga-Camena şi au condus la regenerarea marginii unităţii Măcin şi la declanşarea unei activităţi vulcanice. La rîndul lor, formaţiunile neojurasice în zona Cîrjelari-Camena sînt încălecate de structurile baikaliene ale Dobrogei centrale în lungul faliei Peceneaga-Camena, dovadă că aceasta a fost reactivată şi în timpul postjurasic

8.Carpatii Orientali1.Unitatea central est carpaticaUnitatea central-estcarpatică se întinde de la culoarul Vlădeni, care o separă de Munţii Făgăraş, spre nord incluzînd Munţii Perşani, Munţii Hăghimaş, Munţii Bistriţei, Munţii Maramureşului şi Munţii Rodnei. Spre est vine în contact tectonic cu zona flişului carpatic în lungul faliei central-carpatice; spre vest este delimitată de zona vulcanitelor neogene care o acoperă parţial Stratigrafia În alcătuirea unităţii central-estcarpatice participă, şisturi cristaline, care, în structura actuală, constituie masivele cristaline prealpine, şi formaţiuni sedimentare. Acestea din urmă, deşi au fost generate de arii de sedimentare diferite, prin implicaţiile pe care le au în tectogeneza austrică, pot fi înglobate şi tratate sub denumirea de „sedimentarul preaustric".În aria circumscrisă de unitatea central-estcarpatică se mai întîlnesc că elemente structurale distincte masivul sienitic de la Ditrău şi învelişul sedimentar postaustric Tectonica Este data de  tectogenezele mezocretacice care au determinat: — dezlipirea sedimentarului transilvan de pe suportul său primar din zona de origine şi alunecarea lui peste sedimentarul bucovinic din faţă constituind pînzele transilvane;— încălecarea ansamblului cristalino-mezozoic peste flişul dinspre est dînd pînza sau pînzele bucovinice. Pînzele transilvane În structura unităţii central-estcarpatice, sedimentarul transilvan se imparte in doua arii:    pînza de Perşani şi pînza de Hăghimaş

Page 12: materie geologia româniei

12

Pînza de PerşaniAceastă pînză, foarte fragmentată, se conturează în partea sudică a Munţilor Perşani între localităţile Comana şi Lupşa. În regiunea localităţii Comana, sunt situaţii unde, peste depozite triasice de tip transilvan se dispun calcare neoapţiene, urmate de depozite albiene, pînza de Perşani s-a pus în loc în timpul Apţianului În restul unităţii central-estcarpatice, sedimentarul transilvan de aceiaşi factură se mai întîlneşte în sinclinalul Rarău unde, pe Pîrîul Timen Pînza de Hăghimaş Avem depozite neojurasice începînd cu Kimmeridgianul. Cea mai mare parte este constituită din calcare de tip Stramberg şi din calcare urgoniene. Calcare similare acelora din pînza de Hăghimaş se mai întîlnesc în sinclinalul Rarău, unde formează Vîrful Rarău Între pînza de Perşani şi pînza de Hăghimaş se constată deosebiri semnificative:— pînza de Perşani este constituită numai din depozite triasice şi eo-jurasice de facies pelagic, în timp ce la alcătuirea pînzei de Hăghimaş participă numai depozite neojurasice şi eocretacice de facies aproape exclusiv recifal;— pînza de Perşani s-a pus în loc în Apţian, desprinderea sedimentarului transilvan pelagic din zona de origine s-a produs la începutul Barremianului;— pînza de Hăghimaş s-a pus în loc spre sfîrşitul Albianului, odată cu încălecarea unităţii central-estcarpatice (în ansamblu) peste flişul carpatic, Trăsătura comună a pînzelor de Perşani şi de Hăghimaş constă în caracterul lor de pînze de cuvertură, care s-au desprins şi au alunecat de pe substratul lor de origine. Pînzele bucovinice Al doilea efect major al tectogenezelor mezocretacice constă în încălecarea ansamblului cristalino-mezozoic din zona central-estcarpatică peste zona flişului carpatic=falia central-carpatică Pînzele bucovinice sînt pînze de soclu, masa şariată fiind constituită în principal din şisturi cristaline. De la est spre vest se deosebesc: pînza bucovinică inferioarăpînza bucovinică mediană  pînza bucovinică superioară  — Pînza bucovinică inferioară se delimitează în partea estică a unităţii central-estcarpaticc. Aceasta încalecă direct peste flişul carpatic în lungul liniei central-carpatice, sau peste masivul de serpentinite de la Breaza. La alcătuirea pînzei bucovinice inferioare participă cristalinul de Hăghimaş-Rarău-Brătila, cristalinul de Tulgheş, cristalinul de Repedea şi sedimentarul bucovinic care constituie sinclinalul marginal extern.— Pînza bucovinică mediană, situată la vest de precedenta, este constituită în principal din şisturi cristaline mezometamorfice de Rebra-Barnar, din şisturi cristaline epimetamorfice de Tulgheş şi din şisturi cristaline de Repedea. Acestora li se adaugă sedimentarul bucovinic de pe aliniamentul Iacobeni. — Pînza bucovinică superioară este situată la vest de pînza bucovinică mediană. La alcătuirea acesteia participă şisturi cristaline mezometamorfice de tip Rebra-Barnar, şisturi cristaline epimetamorfice de Tulgheş şisturi cristaline hercinice de Repedea. Sedimentarul postaustric s-a conservat pe arii limitate în zona de aflorare a structurilor austrice şi acoperă suprafeţe mult mai întinse la vest de aceasta, în Maramureş, nordul Transilvaniei şi Munţii Bîrgăului; pe suprafeţe mai restrînse se întîlneşte în Munţii Perşani Cretacicul superior aflorează în zona de margine a ariei de sedimentare şi, pe suprafeţe mai restrînse în largul zonei.Dezvoltarea completă a Cretacicului superior se întîlneşte la Glodu. Aici, suita începe prin conglomerate şi gresii glauconitice urmează marnocalcare roşietice În Munţii Perşani  avem  microconglomerate şi gresii. Acestea au o larga dezvoltare în bazinul Văii Bogata urmează depozite predominant marnoase cu intercalaţii de gresii. În Munţii Bîrgăului, suita neocretacică debutează prin gresii atribuite Cenomanianului, urmate de marnocalcare roşii Paleogenul acoperă cea mai mare parte din aria de dezvoltare a sedimentarului postaustric. În zonele de margine, depozitele de această vîrstă au un pronunţat caracter transgresiv, în timp ce în zona de larg s-a identificat şi existenţa PaleocenuluiPaleocenului i se atribuie o secvenţă argilo-grezoasă. Eocenul are două tipuri faciale, unul neritic-litoral şi altul cu factură flişoidă.Faciesul neritic-litoral este dezvoltat în zona de margine dinspre aria de aflorare a unităţii central-estcarpatice, începînd din vestul Munţilor Maramureşului pînă în estul Munţilor Bîrgău e o formaţiune predominant grezoasă-conglomeratică, cu dezvoltare mare la Prislop = gresia şi conglomeratele de Prislop , urmeaza calcare organogene cu dezvoltare lenticulară, Suita eocenă în facies neritic-litoral se încheie cu o formaţiune marnoasăFaciesul flişoid ocupă o poziţie mai internă în aria de răspîndire a sedimentarului postaustric. avem o alternanţă ritmică de argile (adesea vişinii) şi gresii calcaroase cu hieroglife , si frecvent secvenţe predominant grezoase-conglomeratice, mai ales spre baza suitei. Oligocenul acoperă cea mai întinsă suprafaţă din aria de aflorare a sedimentarului postaustric, şi are caracter transgresiv în zona de margine luînd contact direct cu fundamentul cristalin.Primul termen este reprezentat printr-o formaţiune cu blocuri însedimentate, care aminteşte de wildfliş =strate de Valea CarelorAl doilea termen este reprezentat printr-o formaţiune predominant marnoasă, care urmează peste stratele de Valea Carelor Suita oligocenă se încheie printr-o formaţiune predominant grezoasă. Aceasta este cunoscută sub numele de „gresia de Borşa" reprezentată prin pachete de gresii micacee în bancuri groase, separate prin intercalaţii subţiri de argile

2.Unitatea Leaota Bucegi Piatra MareLa sud de Depresiunea Bîrsei şi culoarul Vlădeni se găseşte cea de a doua unitate structurală a zonei cristalino-mezozoice din Carpaţii Orientali constituind unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare. Aceasta circumscrie masivele: Leaota, Bucegi, Postăvaru, Piatra Mare şi Piatra Craiului cu Culoarul Dîmbovicioarei Stratigrafie La alcătuirea unităţii Leaota—Bucegi—Piatra Mare participă şisturi cristaline, care formează masive cristaline prealpine, un înveliş sedimentar preaustric, şi un înveliş postaustric.Masivele cristaline prealpineŞisturile cristaline aflorează şi formează în întregime culmea Leaota, de unde se prelungesc spre vest pînă la falia Iezer—Păpuşa. Astfel, şi în unitatea Leaota — Bucegi—Piatra Mare cea mai mare parte din şisturile cristaline aparţine unui sau unor cicluri prehercinice, iar altă parte a fost generată de ciclul hercinic Şisturile cristaline prehercinice. formează aproape în întregime culmea Leaota ,se impart in: grupa şisturilor cristaline mezometamorfice, grupa şisturilor cristaline epimetamorfice. Grupa şisturilor cristaline mezometamorfice =complexul de Voineşti,in partea centrală a Culmii Leaota ,reprezentata printr-o stivă groasă pînă la 2 500 m, constituită preponderent din paragnaise cu muscovit şi biotit şi din micaşisturi. Grupa şisturilor cristaline epimetamorfice ocupă cea mai mare parte din culmea Leaota, dispunîndu-se peste şisturile cristaline mezo-katamorfice de Voineşti. Epimetamorfiţele =„cristalinul de Lereşti—Tămaş" constituind o stivă de l 500 — 4 000 m grosime. În ansamblu, cristalinul de Lereşti — Tămaş reprezintă o suită monotonă de şisturi muscovito-cloritoase. Magmatitele prehercinice.Şisturile cristaline din Culmea Leaota sînt asociate cu roci granitice constituind granitul de Albeşti şi granitul de Lalu. Acestea par sa fie în relaţii de concordanţă, fie cu cristalinul de Voineşti, fie cu cristalinul de Lereşti—Tămaş Granitul de Albeşti apare că un corp concordant spre partea superioară a cristalinului de Voineşti avînd pînă la 50 m grosime. Este un granit roşu, biotitic, Granitul de Lalu este intrus în şisturi cristaline de Lereşti—Tămaş şi aflorează în valea Bughea. Acesta apare că un granit roşu cu feldspat roz

Page 13: materie geologia româniei

13

Şisturile cristaline hercinice. În partea vestică a unităţii Leaota— Bucegi — Piatra Mare, peste şisturile cristaline de Lereşti—Tămaş se dispune o stivă de şisturi cristaline de tip epimetamorfic. Acestea au o grosime pînă la 2 000 m şi au fost descrise drept cristalinul de Căluşu—Tămăşel  Sînt reprezentate preponderent prin şisturi cloritoase cu sericit şi albit Învelişul sedimentar preaustricÎn intervalul Triasic —Eocretacic, aria în care se încadrează unitatea Leaota — Bucegi — Piatra Mare, evoluînd că domeniu cu o oarecare stabilitate, a suferit mişcări de oscilare pe verticală cunoscînd succesiv mai multe faze de exondare şi faze de submersie. În procesul de sedimentare, acest fapt se reflectă în existenţa a patru cicluri de sedimentare şi anume: Triasic, Liasic, Dogger—Apţian şi Albian Formaţiunile sedimentare se localizează în două sinclinale majore: sinclinalul Piatra Craiului—Dîmbovicioara, sinclinalul Bucegi—Postăvaru —Piatra Mare sinclinalele sînt separate între ele prin ridicarea Leaota. Ciclul Triasic. Triasicul inferior include conglomerate urmate de gresii cuarţoase cu intercalaţii de argile roşii; în continuare trec la calcare şi dolomite în plăci Triasicul mediu urmează în continuitate de sedimentare peste Triasicul inferior şi este reprezentat prin roci carbonatice. Suita începe printr-o alternanţă de şisturi calcaroase şi calcare negre, adesea bituminoase, urmează calcare în plăci Neotriasicului, cel puţin în parte, îi corespunde o lacună de sedimentare.Ciclul Liasic.Acesta urmează după exondarea din Neotriasic şi se caracterizează printr-o alternanţă de depozite marine şi depozite continentale adesea cu cărbuni. Ciclul Dogger—ApţianDoggerÎn sinclinalul Bucegi—Piatra MareSuita debutează printr-un nivel de microconglomerate şi gresii care se dispun direct peste fundamentul cristalin; urmează gresii calcaroase şi marne . Suita se continuă cu gresiicalcaroase şi calcare oolitice feruginoase Succesiunea se încheie printr-un pachet de marne şi marno-calcare. În sinclinalul Piatra Craiului —Dîmbovicioara debutează printr-un nivel de microconglomerate şi gresii urmate de calcare noduloase  Suita se încheie printr-un pachet de calcare roşii. Oxfordianuleste reprezentat prin calcare şi jaspuri divers colorate constituind un orizont ce nu depăşeşte 10—15 'm grosime. Kimmeridgianulinclude calcare noduloase ce urmează peste orizontul cu jaspuri. Tithonicul include calcare masive, care urmează peste calcarele noduloase, fiind reprezentate prin calcare pseudoolitice pînă la oolitice, calcare recifogene, Cretacicul urmează în continuitate de sedimentare peste Tithonic Neocomianulare dezvoltare completa pe flancul vestic al sinclinalului Bucegi şi începe prin marnocalcare cu tintinide urmează marne şi marnocalcare cu accidente silicioase în grosime de cîţiva metriÎn restul unităţii de Leaota—Bucegi—Piatra Mare, în primul rînd în culoarul Dîmbovicioarei, suita Cretacicului începe cu Hauterivianul care se dispune direct peste calcarele masive, Barremian—Apţianul îşi are dezvoltarea completă în Culoarul Dîmbovicioarei, unde peste Hauterivian urmează depozite predominant marnoase În sinclinalul Bucegi—Postăvaru—Piatra Mare, Barremian—Apţianul nu este reprezentat decît pe flancul estic al acestuia . Ciclul AlbianAlbianuleste reprezentat prin ceea ce se cunoaşte sub numele de conglomerate de Bucegi., se pot distinge două nivele de conglomerate, separate printr-un nivel de gresie denumită gresia de Scropoasa. Suita conglomeratelor de Bucegi se încheie cu gresii şi conglomerate de Babele. Sedimentul postaustricVraconian-Cenomanianul constituie primul termen al învelişului post-tectonic şi include depozite predominant conglomeratice-grezoase, care se dispun transgresiv şi discordant peste conglomeratele de Bucegi. Sedimentarul Vraconian-Cenomanian are o mare dezvoltare în culoarul Dîmbovicioarei, Turonian-Senonianul include depozite marnocalcaroase şi grezoase, cum sînt acelea de pe Valea Glăjăriei din sinclinalul Bucegi, La Zărneştidepozitele paleogene sînt reprezentate prin microconglomerate şi calcare detritice La Albeşti (nord de oraşul Cîmpulung-Muscel) se găsesc cunoscutele calcare de Albeşti studiate încă de Gr. Ştefănescu. debutează printr-un nivel calcaros-marnos, Urmează calcare gălbui,ultimul nivel este reprezentat prin calcare cenuşii. Tectonica Principalul efect al tectogenezei austrice constă în încălecarea unităţii Leaota—Bucegi—Piatra Mare,  peste flişul intern. Unitatea Leaota—Bucegi—Piatra Mare a suferit influenţa paroxismului laramic care a produs deformări specifice. Zona flisului Subzona flisului intern Aria de sedimentare a flişului intern corespunde extinderii mării flişului cu substrat de crustă oceanică. Procesul de sedimentare a început spre sfîrşitul Jurasicului şi a dăinuit pînă spre sfîrşitul Eocenului. Sursa de alimentare cu material terigen a fost în principal zona cristalino-mezozoică, iar acumulările cu factură de fliş, în grosime de mii de metri, sînt preponderent arenitice cu caracter polimictic. Din punct de vedere litofacial, flişul intern se deosebeşte de flişul extern prin predominarea rocilor arenitice.  În timpul paroxismului mezocrcatic, flişul intern a fost parţial acoperit tectonic dinspre vest de unitatea central-estcarpatică. Stratigrafia Stiva de depozite din aria flişului intern aparţine intervalului Jurasic terminal-paleogen. Depozitele sînt, în general, predominant psefito-psa-mitice şi prezintă frecvente variaţii laterale de facies. Pînza de Ceahlău. Această pînză include jumătatea internă a flişului intern şi  spre sud Valea Prahovei. Partea acoperită tectonic se extinde pe o anumită distanţă sub unitatea central-est-carpatică şi sub unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare; pe alocuri apare în ferestre tectonice.Aria de sedimentare corespunde fosei interne a marii flişului.Evoluţia acesteia a început spre sfîrşitul Jurasicului. Acumulările poartă amprenta vecinătăţii imediate a marginii continentale deformate Cretacicul inferior. fosa internă a mării flişului a evoluat că arie abilă cu o subsidenţă activă, însoţită de o slabă activitate magmatică de natură bazică. S-a generat o suită de depozite de fliş, în grosime de cîteva mii de metri. Intervalul Tithonic terminal-Neocomian include „strate de Sinaia"; o formaţiune grezocalcaroasă cu un pronunţat caracter de ritmicitate- grosimea de 2 500 m.

Pînza de Teleajen. aflorează între linia Luţu Roşu la vest şi linia de Teleajen spre est. Aceasta din urmă se urmăreşte de la graniţa de nord a ţării spre sudCretacicul inferior. aflorează în partea central-estică a panzei. În baza suitei -şisturi argiloase negricioase descrise drept strate de Plăieşi, urmate de pachete de fliş curbicortical si pachete de şisturi argiloase negre. Flişul poate atinge 2500m, prezintă o uniformitate litofacială remarcabilă în lungul Carpaţilor Orientali. Cretacicul superior. se caracterizează printr-o diminuare sensibilă a aportului arenitic în favoarea materialului pelitic, că urmare a unor modificări în aria sursei de alimentare. Depozitele neocretacice îmbracă facies de fliş grezos-marnos cu marne si argile rosii. Cenomanianul urmează în continuitele de sedimentare peste

Page 14: materie geologia româniei

14

stratele cu auceline şi este reprezentat printr-un fliş marnos-grezos constituit din ritmuri de grezocalcare, marnocalcare şi argile verzui vişiniiTuronian-Coniacianului este reprezentat printr-o alternanţă ritmică de gresii, marne cenuşii şi argile verzui-violacee.Pînza de Teleajen s-a individualizat în Coniacian. Senonianul are dezvoltarea mai completă în bazinul Văii Dîmboviţa şi debutează printr-un pachet de marne şi marne nisipoase, glauconitice, roşii său cenuşii, cu intercalaţii de gresii. - 40 m. Paleogenul se prezintă cu facies de fliş şi urmează în continuitate de sedimentare peste depozitele senoniene; este bine dezvoltat între Valea Prahovei şi Valea Dîmboviţei. Paleocenul este inclus în partea superioară a stratelor de Gura Beliei fiind constituit din marne roşii Eocenul urmează în continuitate de sedimentare peste Paleocen şi este reprezentat printr-o alternanţă ritmică de gresii calcaroase, şisturi argiloase verzui-cenuşii sau violacee şi marne compacte, albicioase. Tectonica flişului intern Structogenetic, subzona flişului intern a fost generată de aria de expansiune central carpatică, încît în structura actuală reprezintă sutura central-carpatică. Aranjamentul tectonic al subzonei flişului intern este rezultatul mai multor faze tectonice, începînd cu paroxismul austric şi terminînd cu mişcările eostirice şi chiar cu mişcările moldavice.Un rol important l-a avut tectogeneza neocretacică. Aceasta a avut drept consecinţă dezlipirea de pe substrat, cutarea şi încălecarea flişului intern peste flişul extern. Pînza de Ceahlău. Formaţiunile fosei interne, avînd o poziţie mai ridicată, s-au desprins de pe substrat şi au alunecat mai de timpuriu peste formaţiunile fosei de la est, mai afundată, generînd pînza de Ceahlău Depozite neocretacice ale pînzei de Teleajen apar discontinuu de sub planul de încălecare Luţu Roşu din Bucovina pînă la nord de Depresiunea BreţculuiPînza de Ceahlău prezintă unele complicaţii tectonice, formaţiunile constituente fiind deformate încă înainte de punerea în loc a pînzei. În partea centrală a Munţilor Stînişoara şi Ceahlău se urmăreşte sinclinalul Sabasa-Ceahlău avînd în zona axială conglomeratele de Ceahlău. Această structură se prelungeşte spre sud pînă în Munţii Ciuc.Pînza de Teleajen. Aceasta s-a conturat odată cu încălecarea flişului intern peste flişul extern şi în acelaşi timp cu individualizarea pînzei de Ceahlău. Urma planului de şariaj constituie linia tectonică Teleajen. Cele mai noi depozite, din unitatea de Audia de la est, prinse sub planul de încălecare, aparţin Senonianului timpuriu. Cele mai vechi depozite care acoperă transgresiv urma planului de şariaj aparţin Senonianului superior, de unde rezultă că încălecarea principală a avut loc în timpul Senonianului timpuriu.Pînza de Teleajen, la rîndul ei, este cutată se întîlnesc şi cute-solzi şi chiar digitaţii. Dintre acestea ai importantă este structura de la marginea vestică de depozite neocretacice. Flancul vestic al acesteia este faliat şi prins sub planul de încălecare al pînzei de Ceahlău, structura dislocată şi împinsă peste flişul curbicortical, Subzona flisului extern Aria de sedimentare  situa la est de aria flişului intern fiind separată de aceasta din urmă prin cordilieră cumană. Substratul era de natură continentală. Sursa de alimentare, în primele epoci aceasta a constituit-o în principal vorlandul; Evoluţia se diferentiaza evident de aceea a flişului intern începînd din Senonian, cînd aceasta din urmă se individualizează că unitate tectogenetică şi evoluează în cea mai mare parte că arie exondată supusă proceselor de denudare Aranjamentul tectonic al flişului extern este în pînze de şariaj, că şi al flişului intern. Stratigrafia Evoluţia diferită a bazinului mării flişului extern fată de acela al mării flişului intern se reflectă fidel în procesul de sedimentare. Astfel, flişul extern diferă de cel intern în primul rînd prin faciesul particular al Eocretaci-cului, care este reprezentat prin depozite predominant pclitice de culoare neagră. În Paleogen, că urmare a modificărilor paleogeografice în aria sursă a materialului terigen, se remarcă însemnate variaţii laterale de facies. Pînza de Audia. la zi, este delimitată de linia tectonică internă şi o altă limită tectonică la est de aceasta, denumită linia Audia, se urmăreşte de la graniţa de nord a ţării pînă în valea Doftanei. este acoperită de depozitele Pe suprafeţe mai largi aflorează din Valea Moldovei spre nord, şi în partea sudică între Valea Covasnei şi Munţii Siriu. Spre vest, partea acoperită a pînzei de Audia se continuă pe o anumită distanţă sub pînza de Teleajen. În alcătuirea pînzei de Audia participă depozite de vîrstă cretacică şi paleogenă. Cretacicul. Depozitele aparţinînd acestui sistem formează cea mai mare parte din pînza de Audia; pe hărţile generale se poate delimita Cretacicul inferior şi Cretacicul superior. Cretacicul inferior este reprezentat prin ceea ce s-a numit „facies silezian" constituit din depozite cu o factură specifică , nota caracteristică fiind dată de prezenţa şi preponderenţa unor reci argiloase siltice, şistoase, adesea bituminoase, de culoare neagră; Complexul sferosideritic include o alternanţă pararitmică de gresii polimictice cu clemente de şisturi verzi, calcarenite şi siltite. Complexul şistos, care urmeaza, este predominat pelitic şi pe lîngă argile şi siltite de culoare neagră sau verzuie. Complexul gresiilor silicioase glauconitice, cu care se încheie suita şisturilor negre, prezintă caractere care îl apropie de flişul tipic incluzînd cu precădere gresii silicioase dure, de culoare cenuşie-verzuie, cu glauconit. Cretacicul superior se caracterizează prin predominarea depozitelor pelitice în care sînt frecvente argile şi marne de culoare roşie. debutează printr-un complex constituit din argile vărgate-roşietice sau verzui-cenuşii , negricioase, cu intercalaţii de gresii calcaroasePaleogenul. Depozitele acestui sistemse remarcă printr-o schimbare pronunţată de facies, caracterizată prin predominare. Depozitele paleogene sînt reprezentate prin gresii polimic-tice, micacee, cu episoade grosiere, în strate groase pînă la 4—5 m, cu hieroglife Pînza de Tarcău. este cea mai întinsă pînză din flişul extern şi aflorează Între linia tectonică Audia la vest şi o linie tectonică foarte sinuasă spre est, denumită linia de Tarcău. Aceasta face mai multe intrînduri spre vest, începînd din valea Sucevei pînă în regiunea de curbură, între aceste intrînduri, linia de Tarcău se suprapune liniei externe. În primele epoci ale evoluţiei mării flişului, aria de sedimentare a formaţiunilor constituente ale pînzei de Tarcău se încadra în aria flişului extern. Aceasta Însă. începe sa se individualizeze în Neocretacic, mai ales după paroxismul subhercinic, că urmare a modificărilor intervenite în aria sursei ele alimentare reprezentată de zonele carpatice mai interne emerse. În procesul de sedimentare, modificările se reflectă mai ales în apariţia şi dezvoltarea unui fliş marnos-grezos în cea mai mare parte din aria de sedimentare a pînzei de TarcăuÎn alcătuirea pînzei de Tarcău participă depozite aparţinînd că vîrstă Cretacicului, Paleogenului şi Miocenului timpuriuCretacicul. În pînza de Tarcău, depozitele cretacice au o dezvoltare completă însă aflorează pe suprafeţe relativ restrînseCretacicul inferior îmbracă acelaşi facies silezian că şi în pînza de Audia, fiind reprezentat prin suita şisturilor negre. Aceasta constituie substratul imediat al depozitelor paleogene şi aflorează de sub ele în mai multe culminaţii anticlinale. Cretacicul superior prezintă o suită de depozite care se dezvoltă în continuitate de sedimentare peste suita şisturilor negre şi care prezintă unele afinităţi cu stratele de Zagon din pînza de Audia si Santonian-Măstrichtianul caruia îi este atribuită o alternanţă ritmică de microconglomerate, gresii micacee, gresii calcaroase, marne şi marnocalcare Paleogenul. În pînza de Tarcău, Paleogenul are dezvoltarea completă; ocupă suprafeţe întinse şi prezintă importante variaţii laterale de facies, atît de la est spre vest, cît şi în sens longitudinal; se deosebesc faciesuri proximale (spre vest) şi faciesuri distale (spre est).Faciesurile proximale sînt reprezentate prin flişuri grezoase masive şi au luat naştere în vecinătatea zonei cristalino-mezozoice şi a flişului internFaciesurile distale, formate mai departe de sursa de alimentare, se caracterizează prin predominarea depozitelor pelitice şi calcaroase.Paleocen-Eocenul. Depozitele paleocen-cocenc sînt dezvoltate în trei litofaciesuri.— Litofaciesul de Tarcău. Dezvoltat în partea de vest este dominat de dezvoltarea flişului grezos masiv, în care predomină gresii grosiere micacee, cu ciment calcaros, în strate groase pînă la 3m; urmează un fliş grezos argilos reprezentat printr-o alternanţă ritmică de gresii calcaroase curbicorticale în strate subţiri , cu hieroglife, şi argile cenuşii-verzui, totul însumînd 200 m grosime, urmate de marne cu globigerine apoi se încheie printr-un fliş grezos-calcaros constituit din gresii calcaroase, micacee, cu intercalaţii de marne — Litofaciesul de Doamna.-est;depozite predominant pelito-grezo-calcaroase — Litofaciesul de Tazlău. se remarcă prin caracterul său intermediar între cele două lito-faciesuri extreme ale Paleocen-Eocenului (de Tarcău şi de Doamna). Particularitatea acestuia constă în alternanţa unor gresii micacee de tipul gresiei de Tarcău, cu gresii calcaroase şi marne Oligocenul. Depozitele se prezintă sub trei lito-faciesuri principale— Litofaciesul de Fusaru se întîlneşte în partea de vest a pînzei de Tarcău şi constituie un fliş grezos masiv cu gresie de Fusaru; se pot stabili următoarele entităţi litofaciale — marne bituminoase— argile pseudodisodilice— formaţiunea gresiei de Fusaru avînd cea mai mare dezvoltare (500 — 600 m), reprezentată printr-o gresie calcaroasă micacee— strate de Vineţişu reprezentate printr-o formaţiune tipică de fliş grezo-calca-ros curbicortical.

Page 15: materie geologia româniei

15

Miocenul. Depozitele miocene din pînza de Tarcău aparţin Acvita-nianului şi Burdigalianului inferior, cu care de fapt se încheie ciclul paleogen.Acvitanian.—Burdigalianului, în pînza de Tarcău, i se repartizează strate de Cornu. Acestea s-au conservat numai în sectorul sudic Urmează şisturi argiloase în alternanţă cu nisipuri, gresii si conglomerateCretacicul inferior e dezvoltat în faciesul şisturilor negre Se remarca semifereastra Vrancea si semifereastra Bistriţei.Cretacicul superior. -argile vărgate şi negricioase cu intercalaţii de gresii glauconitice urmate de marne gălbui şi roşii cu intercalaţii de radiolarite şi conglomerate. Ansamblul acestora constituie stratele de Tisaru inferioareSuprapus avem calcare cu silexite şi calcarenite cu intercalaţii de marne roşii. Paleocen—Eocenul. În semifereastra Vrancea, Paleocenul debutează printr-un complex de marne şi marnocalcare bituminoase, în grosime de 600 m, desemnat drept strate de CaşinOligocenul. În pînza de Vrancea, litofaciesul de Miocenul. În pînza de Vrancea Miocenul se cunoaşte în semifereastra Bistriţei şi semifereastra Oituz şi este reprezentat prin depozite atribuite Acvitanianului şi Burdigalianului inferior, un complex marnos-argilos, bituminos, cu intercalaţii de calcare, tufite şi gipsuri.Sedimentarul postparoxismal. După individualizarea unităţilor tectonice ale flişului extern în Eomiocen, procesul de sedimentare s-a reluat şi a durat pînă la sfîrşitul acestei epoci. Formaţiunile acumulate sînt în facies de molasă. Acestea se întîlnesc numai în partea sudică, unde formează umplutura a două sinclinale, Slănic şi Drajna, separate între ele prin anticlinalul Homorîciu. Că vîrstă, sedimentarul postparoxismal este atribuit intervalului Burdigalian tîrziu—Pliocen. Tectonica flişului extern Aranjamentul tectonic al subzonei flişului extern este efectul însumat al mai multor tectogeneze; însă rolul definitoriu revine paroxismului eostiric.Primele deformări ale flişului extern s-au produs în urma mişcărilor subhercinice, cînd flişul intern a fost împins peste flişul extern. Deformările au constat în cutarea depozitelor cretacice din partea internă a subzonei flişului extern şi exondarea acesteia. Şariajul principal a avut loc în faza eostirică intraburdigaliană , cînd flişul extern s-a desprins de pe substrat şi a înaintat acoperind marginea internă a zonei de molasă. Odată cu deplasarea în ansamblu a flişului extern a avut loc şi încălecarea diferitelor subzone de facies din cadrul flişului extern, individualizîndu-se astfel cele trei pînze (de Audia, de Tarcău, de Vrancea). Acestea, la rîndul lor, prezintă anumite particularităţi

Subzona klippelor transilvane şi a flişului transcarpatic Subzona klippelor şi a flişului transcarpatic se delimitează în Maramureş ocupînd o poziţie internă faţă de axa mediană a Carpaţilor Orientali. Din punct de vedere tectonic, această subzona constituie unitatea klippelor transilvane şi a flişului transcarpatic, sau pînza de Botiza-Petrova. Flişul transcarpatic s-a dezvoltat în aria de contact a suturii transilvane cu marginea continentală instabilă (v. fig. 90). Subzona klipelor transilvane Subzona klippelor şi a flişului transcarpatic se delimitează în Maramureş ocupînd o poziţie internă faţă de axa mediană a Carpaţilor Orientali. Din punct de vedere tectonic, această subzona constituie unitatea klippelor transilvane şi a flişului transcarpatic, sau pînza de Botiza-Petrova. Flişul transcarpatic s-a dezvoltat în aria de contact a suturii transilvane cu marginea continentală instabilă. Stratigrafia Dacă se au în vedere ariile iniţiale de sedimentare se poate vorbi de o zonă a klippelor şi de o zonă a flişului transcarpatic, pentru că în alcătuirea acestei unităţi participă formaţiuni ce aparţin la entităţi litofacialc bine distincte, generate în arii de sedimentare diferite. O primă entitate litofacială este reprezentată printr-o seric de klippe tectonice constituite din depozite de vîrstă neojurasică şi eocretacică cu învelişul lor ncocretacic; cea de a doua entitate este constituită dintr-o formaţiune de fliş de vîrstă paleogenă.Klippele transilvane. Klippe cu înveliş neocretacic menţionate în regiunea localităţii Poiana Botizii din nordul Transilvaniei existenţa unor klippe tectonice.Învelişul klippelor este constituit din depozite pelagicc de vîrstă neo-cretacică reprezentate aproape exclusiv prin marne şi marnocalcare roşii de tipul marnelor de Puchow (couches rouges)Ca litofacies, învelişul klippelor de la Poiana Botizii se deosebeşte atît de depozitele neocretacice din zona klippelor pienine a Carpaţilor Nordici, cît şi de acelea din pînza de Măgura; în schimb marnele de Puchow se întîlnesc pe o zonă mai externă faţă de aceea a klippelor pienine.În afară de Poiana Botizii, învelişul klippelor a mai fost identificat la Botiza şi în bazinul Tisei.Flişul transcarpatic. Este al doilea component al unităţii klippelor şi a flişului transcarpatic şi acoperă o largă suprafaţă întinzîndu-se din Valea Tisei spre sud pînă în Valea Izei. La sud de aceasta din urmă, flişul aflorează de la Valea leudului spre vest, iar spre sud se întinde pînă la Poiana Botizii, unde are că substrat solzii cu klippele amintite.Flişul transcarpatic este reprezentat aproape exclusiv printr-un fliş grezos-argilos care trece pe verticală la un fliş grezos. Totul însumează 1500 — 2000 m şi aparţine că vîrstă Paleogenului.Paleocenul include un pachet de argile vişinii cu intercalaţii subţiri de gresii calcaroase, totul însumînd 50 m grosime. Eocenul. Este reprezentat prin depozite cu caractere tipice de fliş a căror grosime atinge 2000 m la nord de Valea Izei. Poziţia klippelor transilvane între flişul transcarpatic şi unitatea central-estcarpatică indică existenţa unei zone labile, care a evoluat la interiorul ariei cristalino-mezozoice. Aceasta a provenit din regenerarea tardivă a suturii transilvane şi a zonelor limitrofe. Tectonic Aranjamentul tectonic al unităţii klippelor transilvane şi a filşului transcarpatic este rezultatul mai multor tectogeneze.Spre sfîrşitul Cretacicului, marginea blocului panonic şi împreună cu aceasta şi sutura transilvană au suferit procese de regenerare devenind arii labile. Despre efectele şi amploarea paroxismului neocretatic se ştie foarte puţin, însă existenţa acestuia se deduce din faptul că în cutele solzilor cu klippe din fruntea pînzei de Botiza-Petrova depozitele paleogene au poziţie transgresiva. Ariile regenerate şi-au menţinut mobilitatea, încît s-au acumulat depozite de fliş.Ultimele deformări, acelea eostirice, au condus la ridicarea şi încălecarea flişului transcarpatic peste învelişul postaustric al unităţii central-estcarpatice dînd pînza de Botiza-Petrova.Pînza este complicată de mai multe cute sinclinale şi anticlinale, mai frecvente la nord de Valea Izei, Adesea cutele sînt faliate dînd structuri de cute solzi.Spre vest, klippele şi flişul transcarpatic sînt acoperite de formaţiuni de molasă ale depresiunii intramontane a Sighetului şi de vulcanite neogene.

Zona de molasa.Bazinul de acumulare a molasei carpatice s-a individualizat la începutul Miocenului cînd, ca urmare a ridicării unităţilor flişului extern, la marginea estică a acestuia s-a creat o depresiune marginală cu o subsidenţă foarte activă. Din punct de vedere morfologic, molasei carpatice i se suprapune zona subcarpatică.În structura actuală, molasă carpatică constituie unitatea tectonică cunoscută sub numele de „pînza subcarpatică". Aceasta s-a individualizat în urma mişcărilor moldavice din Sarmaţianul timpuriu Spre vest, unitatea subcarpatică se continuă pe o anumită adîncime sub unităţile flişului care o încalecă dinspre vest. Stratigrafia . Procesul de acumulare a depozitelor molasei şi-a făcut debutul odată cu începutul Miocenului. Un prim ciclu de sedimentare se încheie în Sar-maţianul timpuriu, cînd paroxismul moldavic a dus la încălecarea molasei carpatice peste unităţile de vorland individualizîndu-se astfel unitatea subcarpatică, încă din Sarmaţianul timpuriu, din zona de la curbură spre sud se reia procesul de sedimentare care se vă continua în Pliocen. În felul acesta a luat naştere o molasă superioară, care acoperă transgresiv formaţiunile mai vechi şi urma şariajului moldavic. Aşadar, în ansamblul molasei carpatice se poate vorbi de o molasă inferioară de vîrstă miocenă pînă în Sarmaţianul timpuriu, şi de o moîasă superioară de vîrstă sarmato-pliocenă.Sursa de alimentare cu material terigen a bazinului molasei în Miocenul timpuriu a constituit-o aria carpatică în curs de ridicare şi unităţile de vorland. În a doua jumătate a epocii miocene şi în Pliocen, acest rol l-a avut numai aria carpatică.Materialul acumulat este foarte eterogen; se întîlnesc frecvent depozite începînd de la conglomerate grosiere pînă la pelite, cărora li se adaugă calcare , evaporite, cărbuni, tufuri.Miocenul. Revine Miocenului aproape întreg ansamblul de depozite molasice care constituie unitatea subcarpaticăAcvitanianul. În partea vestică a pînzei subcarpatice, suita miocenă debutează printr-o formaţiune cu caracter flişoid ca strate de Gura Şoimului. Apoi o megabrecie cu matrice argiloasă-marnoasă în care se intercalează gipsuri, sare gemă şi săruri de magneziu şi de potasiuBurdigalianul. Peste formaţiunea saliferă inferioară urmează o suită de depozite preponderent argiloase şi marnoase, în grosime pînă la 500 m, avînd frecvent culoare roşietică. Badenianul. Peste suita vărgată superioară urmează o formaţiune bine individualizată şi cu un conţinut biostratigrafic bine precizat, încît constituie un bun reper stratigrafie. Este aşa-numita formaţiune a marnelor şi tufurilor cu globigerine. Peste marnele şi tufurile cu globigerine urmează formaţiunea saliferă superioară, care aflorează mai ales în zona cutelor diapire. Aceasta, că şi formaţiunea saliferă inferioară, este constituită dintr-o megabrecie cu matrice argiloasă-marnoasă, nisipoasă, cu gipsuri şi sare

Page 16: materie geologia româniei

16

Sarmaţianul. încă din Badenianul terminal, aria molasei carpatice a fost afectată de mişcări care au atins paroxismul în Volhinian, cînd au avut loc mişcările moldavice. Acestea au dus la ridicarea în continuare a edificiului carpatic, antrenînd şi aria molasei. Apele s-au retras de pe cea mai mare parte a acesteia din urmă. Doar marginea sudică a zonei cutelor diapire a mai rămas submersăSpre sfîrşitul Volhinianului, apele care fuseseră refulate spre vorland revin şi acoperă sparte din zona de molasa. Astfel, În partea sudică a zonei cutelor diapire, unde se presupune că Volhinianul este în continuitate de sedimentare cu Buglovianul şi că ar avea o reprezentare completă, include depozite marnoase În partea nordică a zonei cutelor diapire, Basarabianul este dezvoltat într-un facies de margine, reprezentat fie prin conglomerate şi calcare ooli-tice sau lumaşelicePliocenul. În partea sudică şi estică a zonei de aflorare a molasei carpatice, depozitele pliocene urmează în continuitate de sedimentare peste depozitele miocene. În zonele mai interne, acestea au o poziţie discordantă. În general. Pliocenul este reprezentat prin depozite pelitopsamitice de apă dulcePonţianul este reprezentat prin depozite predominant marnoase cu intercalaţii subţiri de nisipuri şi foarte rar strate de cărbuni. Local se întîlnesc depozite grosiere şi cu totul sporadic apar gresii oolitice şi calcare lumaşelice Dacianul, este reprezentat printr-o alternanţă de nisipuri şi gresii cu intercalaţii subordonate de marne şi argile cu cărbuni. Spre vest, în zona cutelor diapire, depozitele daciene sînt fosilifere, încît în cuprinsul lor se poate distinge Dacianul Romanianul include depozitele care urmează în continuitate de sedimentare peste stratele cu limnocardiide şi prosodacne mari, şi sînt reprezentate prin argile şi marne cu faună dulcicolă. In zona cutelor diapire, în Romanian se întîlnesc cărbuniTectonica .În aranjamentul tectonic actual al Carpaţilor Orientali, molasa carpatică inferioară constituie pînza subcarpatică. Deformările şi reaşezările pe care le-a suferit această zonă s-au produs în trei faze tectogenetice.Primele deformări ale zonei de molasa au avut loc în Burdigalian (faza eostirică), fiind determinate de încălecarea flişului extern peste molasa carpatică, înainte că aceasta din urmă sa se fi individualizat că unitate tectonică. Mişcările neostirice din Badenian, de mai mică intensitate, s-au făcut simţite mai ales printr-o fază de exondare însoţită de un episod lagunar. Al doilea moment tectogenetic definitoriu în evoluţia zonei de molasă îl constituie paroxismul moldavic din Sarmaţianul timpuriu. Acesta a condus la încălecarea formaţiunilor molasei carpatice inferioare peste unităţile de vorland. În felul acesta s-a individualizat cea mai tînără şi cea mai externă pînză din Carpaţii Orientali , pînza subcarpatică Mişcările moldavice au dus la cutarea formaţiunilor molasei carpatice inferioare încît pînza subcarpatică la rîndul ei prezintă o tectonică de detaliu destul de complicată.Din Valea Trotuşului spre sud pînă în Valea Buzăului, marginea estică a pînzei subcarpatice cu structura ci complicată a suferit o coborîre de mare amplitudine şi a fost acoperită de formaţiunile molasei superioare.Ultimele deformări care au afectat pînza subcarpatică sînt rezultatul mişcărilor valahice din Pliocenul terminalDin Valea Buzăului spre vest, unde molasă superioară se extinde mult peste pînza subcarpatică, întreg ansamblul molasei carpatice a fost cutat în stil diaper, divizat in :— cute diapire revărsate,— cute diapire exaggerate— cute diapire atenuate, care se caracterizează prin aceea că sîmburele de sare nu ajunge la suprafaţă din regiunea oraşului Ploieşti;— cute criptodiapire, care se prezintă că boltiri largi în care existenţa sării nu a fost dovedită, dar se presupune că exista Zona vulcanitelor neogene. Ca ultimul act din cortegiul proceselor geotectonice care au dus la ridicarea edificiului muntos al Carpaţilor Orientali se înscrie activitatea vulcanică neogenă. De pe urma acesteia a apărut la partea internă a Carpaţilor Orientali un şir de masive constituind lanţul vulcanic Oaş-Gutîi-Călimani-Harghita. Activitatea vulcanică s-a desfăşurat din Badenian pînă spre sfîrşitul Pliocenului, timp în care a cunoscut mai multe momente de paroxism alternînd cu faze de calm. Urmărind chimismul şi alcătuirea petrografică a vulcanitelor, formele de zăcămînt, relaţiile vulcanitelor cu formaţiunile sedimentare care indică timpul de punere în loc, precum şi morfostructură, se constată că, în lungul lanţului vulcanic, pe lîngă unele trăsături comune, sînt şi unele deosebiri sensibile care duc la individualizarea unor sectoare cu anumite particularităţi bine marcate.Ca trăsături comune întregului lanţ vulcanic se constată că vulcanitele neogene sînt predominant andezitice, însă se întîlnesc toate speciile petrografice de la riolite pînă la bazalte. În ceea ce priveşte chimismul, vulcanitele neogene se încadrează în rîndul vulcanitelor calcoalcaline. Atît constituţia petrografică şi chimismul vulcanitelor neogene, cît şi evoluţia în timp a magmelor conduc la concluzia că vulcanismul neogen a fost generat de procese magmatogene declanşate de subducţia şi consumul crustei predominant oceanice a unei zone de expansiune intracontinentală. Sectorul Oaş-Gutîi.Sectorul nord-vestic circumscrie o suprafaţă întinsă Primele produse vulcanice sînt rezultatul unei activităţi vulcanice predominant explosivă şi sînt reprezentate printr-o formaţiune vulcanogen-sedimentară constituită din tufuri şi aglomerate cu caracter riolitic. Asemenea formaţiuni sînt interstratificate în depozitele badeniene. Acestea ar corespunde unui prim ciclu vulcanic.Au urmat veniri de andezite care stau evident peste riolite, între acestea sînt andezitele de Seini şi andezitul de Şindileu puse în loc în Sarmaţianul timpuriu.Se disting: Andezitele de Seini, andezitele piroxenice. Andezitul de Şindileu apare sub forma unor brecii de explozieO altă categorie de veniri de lave o constituie andezitele cu piroxeni şi hornblendă din care s-au descris andezitele de BrezeUltimele manifestări vulcanice au avut loc în Pliocenul tîrziu iar produsele respective acoperă o mare parte din sectorul Oaş-Gutîi mascînd vulcanitele anterioare; Sectorul Oaş-Gutîi a fost puternic erodat încît au putut fi identificate "puţine centre de emisie şi aparate vulcanice. În partea nordică a regiunii au fost identificate caldera Mara şi caldera Săpînţa. Sectorul Ţibleş-Bîrgâu Vulcanitele din acest sector se prezintă sub formă de corpuri intruse în şisturi cristaline sau în depozite paleogene. Lipsesc curgerile de lave şi produsele piroclastice. Corpul intrusiv din vîrful Cornii, cel mai important că dimensiuni din partea de nord a Munţilor Bîrgău, este situat între Ilva Mare şi Lunca Ilvei la sud şi Valea Someşului la nord, un lacolit intrus într-un sinclinal de depozite oligocene. Corpul din Muntele Heniu reprezintă cea mai importantă masă vulcanică din partea centrală a Munţilor Bîrgău. Situat la nord de localitatea Prundu Bîrgăului, are o altitudine de 1 612 m. Vulcanitele se prezintă mai ales sub formă de silluri insinuate în depozite oligocene. În partea estică a Munţilor Bîrgău se găsesc mai multe corpuri subvulcanice, de dimensiuni modeste, în alcătuirea cărora intră mai ales andezite cu hornblendă şi andezite bazaltoide. Acestea sînt considerate a fi mai noi decît celelalte corpuri subvulcanice. Sectorul Călimani-Harghita. Sectorul sud-estic al lanţului vulcanic este cuprins între Bistriţa Bîrgăului la nord şi Valea Oltului la sud şi cuprinde masivele muntoase Călimani, Gurghiu şi Harghita. Una din caracteristicile acestui sector este dată de faptul că eroziunea nu a afectat profund suprastructura vulcanică încît, aceasta s-a păstrat în mare parte fiind foarte evidente aparatele vulcanice care ies în relief.Vulcanii au fost de tip mixt (stratovulcani) alcătuiţi din curgeri de lavă ce alternează cu piroclastite. În afară de curgeri de lave şi piroclastite , se întîlnesc şi corpuri intrusive reprezentate prin dykuri, silluri, domuri, la-colite etc.Rocile efuzive sînt reprezentate mai ales prin diverse tipuri de andezite cu amfiboli, andezite cu amfiboli şi piroxeni, andezite cu piroxeni şi amfiboli , andezite cu piroxeni şi andezite bazaltoide. Fiecare din acestea se prezintă sub diverse varietăţi care au fost descrise sub denumiri locale. Structura Munţilor Călimani. La alcătuirea Munţilor Călimani participă atît produsele primei etape vulcanice, care de fapt acoperă cea mai mare parte a masivului, cît şi formaţiunile stratovulcanice generate de cea de a doua etapă a activităţii vulcanice.Materialul piroclastic este reprezentat prin microbrecii, aglomerate, cinerite şi tufuri prinse într-o masă de natură vulcanică. Elementele constitutive sînt alcătuite din andezite cu amfiboli şi piroxeni, andezite cu piroxeni şi foarte rar andezite bazaltoide. Depozitele terigene sînt reprezentate prin conglomerate, gresii şi nisipuri andezitice adesea conţinînd resturi de plante. Acestea an provenit din erodarea rocilor vulcanice în perioadele de calm.Grosimea întregii formaţiuni vulcano-sedimentare din Munţii Călimani variază între 100 şi 500 m.

Structura Munţilor Gurghiu. Situaţi la sud de Călimani, aceştia sînt delimitaţi de Valea Mureşului la nord şi de Valea Tîrnava Mare la sud.În morfologia Munţilor Gurghiului ies în evidenţă numeroase conuri şi aparate vulcanice care se prezintă cu pante largi iar spre interior sînt frecvente abrupturileFormaţiunea vulcanogen-sedimentară, că şi în Munţii Călimani, include produse rezultate de pe urma activităţii vulcanice combinată cu procese de natură exogenă. Formaţiunea vulcanogen-sedimentară aflorează pe aproximativ jumătate din suprafaţa Munţilor Gurghiu. S-au delimitat trei nivele:— nivelul inferior este reprezentat printr-o alternanţă de cinerite fine şi cinerite grosiere,— nivelul intermediar se caracterizează prin predominarea materialului tcrigen cu granulaţie mijlocie (conglomerate, brecii, tufuri etc.) de natură aproape exclusiv

Page 17: materie geologia româniei

17

vulcanică, depus subacvatic.— nivelul superior este constituit aproape numai din depozite grosiere (brecii, conglomerate), de natură foarte diferită, în care, pe lîngă roci eruptive, predominante, apar şisturi cristaline şi fragmente de marne ponţiene. Structura Munţilor Harghita. Aceştia sînt cuprinşi între cursul superior al Văii Tîrnava Mare (Pîrîul Şicasăului) spre nord-vest şi Olt la est. Vulca-nitele din acest masiv depăşesc Valea Oltului la est de Băile Tuşnad. În general, structura Munţilor Harghita este asemănătoare cu aceea a Munţilor Gurghiu, însă aici se întîlnesc şi andezite cu amfiboli şi biotit, precum şi andezite cuarţifere.Formaţiunea vulcanogen-sedimentară are o largă răspîndire, însă în Munţii Harghita nu s-a realizat o detaliere că în Munţii Gurghiu deşi au fost sesizate elementele caracteristice celor trei nivele. Formaţiunea vulcanogen-sedimentară are grosime Între 100 şi 500 m şi adesea este alterată dînd limonitizări , sideritizări, caolinizări, bentonitizări etc.Munţii Harghita se caracterizează prin prezenţa unor aparate vulcanice care le imprimă un aspect caracteristic, au în general dimensiuni mici. În partea sudică a Munţilor Harghita se întîlneşte aparatul închis Sfînta Ana. Acesta şi alte cîteva mai mici sînt considerate că aparţinînd unui scurt episod tardiv de manifestări explosive cu emisiune de material acid

9.Carpatii meridionaliAutohtonul danubian Autohtonul danubian a fost descoperit de eroziune şi aflorează că o imensă semifereastră în partea sud-vestică a Carpaţilor Meridionali (v. PI. IV), întinzîndu-se între Valea Olteţului şi Dunăre. Aceasta circumscrie Munţii Parîng, Munţii Retezat, Munţii Vîlcan, Munţii Cernei, Platoul Mehedinţi şi Munţii Almăj. Pe această arie, anumite porţiuni sînt acoperite de formaţiuni ce aparţin pînzei getice şi se delimitează că petice de acoperire; aşa cum sînt Munţii Godeanu, două zone întinse din Platoul Mehedinţi şi alte suprafeţe mai restrînse, cum este aceea de Ia nord de localitatea Vălari. Tot în Platoul Mehedinţi, o bună parte din autohtonul danubian este acoperită de pînza de Severin Stratigrafia . În alcătuirea autohtonului danubian participă şisturi cristaline constituind masivele cristaline prealpine, şi formaţiuni sedimentare care formează învelişul masivelor cristaline. Masivele cristaline prealpine Şisturile cristaline prehercinice. În autohtonul danubian, şisturile cristaline prehercinice au cea mai largă dezvoltare şi aparţin J.a două grupe: grupa şisturilor cristaline mezometamorfice şi grupa şisturilor cristaline epimetamorfice Grupa şisturilor cristaline mezometamorfice. Aceasta include o gamă largă de metamorfite reprezentînd formaţiuni vulcanogene şi terigene metamorfozate în condiţiile faciesului amfbolitelor cu almandin; acestea însă au fost în mare parte retromorfozate. Grupa şisturilor cristaline epimetamorfice. Aceasta include şisturi cristaline provenind din metamorfozarea unor formaţiuni vulcanogene şi terigene în condiţiile faciesului şisturilor verzi. În autohtonul danubian asemenea şisturi cristaline se cunosc cu certitudine şi au fost separate că atare numai în Munţii Almăj. Masivele de granitoide prehercinice n O caracteristică a şisturilor cristaline prehercinice din domeniul danubian o constituie asocierea acestora cu numeroase masive de granitoide sin-sau tardicinematice. Granitoidele sînt fie concordante cu şisturile cristaline, fie discordante şi apar cu forme eliptice sau alungite. Altele au formă de dom sau prezintă contur neregulat.Unele masive au fost puternic erodate, cum este cazul masivului Cherbelezu; altele au fost puţin erodate si aflorează doar nivelele superioare, migmatice, cum este cazul masivelor Latoriţa, Parîng şi Petreanu. Masivele de granitoide se aliniază în lungul unor structuri anticlinale care se urmăresc în tot autohtonul danubian. Ele execută o virgaţie deschisă spre vorland, conformă curburii Carpaţilor Meridionali. În munţii Parîng; granitoidele apar pe trei aliniamente. Astfel:1. În partea sudică a Parîngului, între valea Olteţului şi localitatea Novaci se disting un facies intern, reprezentat printr-o masă fundamentala granodioritică sau cuarţdioritică şi megacristale de microclin (de tipul granitului de Tismana), şi un facies extern reprezentat prin granodiorite, microgranite şi leucogranitc cu feldspat potasic. 2. Aliniamentul Nedeiu-Sadu-Suşiţa, situat la nord include plutonul sincinematic cunoscut sub numele de masvul Suşiţa, cu o formă eliptică, şi se urmăreşte pe o lungime de aproape 60 km, iar lăţimea atinge 3 — 8 km3. Aliniamentul Latoriţa-Parîng, situat în partea de nord a Munţilor Parîng, include mai multe corpuri si sînt constituite din diferite varietăţi de granite, adamelite, monzonite, granodiorite şi diorite Şisturile cristaline hercinice. Şisturile cristaline hercinice provin din metamorfozarea unor formaţiuni de vîrstă paleozoică, care au fost transformate, în condiţiile faciesului şisturilor verzi Şisturile cristaline hercinice s-au păstrat pe suprafeţe restrînse, mai ales în masivele Parîng, Vîlcan şi Retezat, se aştern transgresiv peste şisturile cristaline prehercinice, de care se deosebesc net, În primul rînd prin gradul de metamorfism. Grosimea şisturilor cristaline hercinice poate atinge 2000 mFormaţiunile paleozoice metamorfozate (şisturile cristaline hercinice) sînt acoperite de învelişul sedimentar al cărui prim termen aparţine Carboniferului superior. De aici se deduce că metamorfismul hercinic a avut loc în faza sudetă.Masivele de roci bazice şi ultrabazice. În Munţii Almăj, în cotul pe care îl face Dunărea între localităţile Iuţi şi Plavişeviţa, se întîlnesc două masive de gabbrouri, de la Iuţi şi de la Plavişeviţa, separate prin masivul de ser-pentinite de la Tisoviţa.Masivul de gabbrouri de la Iuţi este alcătuit predominant din gabbrouri cu diallag şi gabbrouri cu olivină, Întregul masiv este străbătut de filoane de aplite, lamprofirc şi porfire cuarţifere.Semnificaţia geotectonică a masivelor de bazite şi ultrabazite este mai greu de apreciat. Acestea ar putea sa reprezinte un fragment de crustă oceanică legată de procese riftogene prealpine puţin cunoscute, însă şi aceasta este doar o supoziţie. Învelişul sedimentar. Zona Sviniţa-Svinecea Zona Presacina Zona Cerna-Jiu Învelişul sedimentar După tectogeneza sudetă, cînd s-a restabilit echilibrul tectonic, domeniul danubian a cunoscut o primă fază de acumulare în Neocarbonifer şi în Permianul timpuriu. În această situaţie, depozitele prealpine pot fi interpretate că reprezentînd molasa hercinică.Învelişul sedimentar prealpin s-a conservat pe arii limitate, în cea mai mare parte fiind îndepărtat de eroziune în timpul exondărilor ulterioare.În ciclul alpin, cea mai mare parte din domeniul danubian redevine arie submersă. Sedimentele s-au acumulat în mai multe zone dispuse longitudinal, care evoluau că depresiuni, fiind separate între ele prin zone de ridicare temporal cmerse şi anume:— zona Sviniţa-Svinecea, care se identifică în partea sudică a Munţilor Almăj ;— zona Presacina, care se urmăreşte în lungul culoarului Caransebeş-Mehadia, la est de acesta;— zona Cerna-Jiu, care se întinde din Valea Cernei spre est.Sedimentarul alpin debutează cu depozite continentale cu cărbuni aparţinînd Triasicului; după care s-au instalat condiţii favorabile formării depozitelor carbonatice. Neocretacicul corespunde unei etape mai instabile, care în procesele de sedimentogeneză se reflectă în preponderenţa acumulărilor arenitice specifice ambianţei sinorogene. Acumulări nu au mai avut loc decît în Miocen cînd s-au format bazinele intramontane. Zona Sviniţa-SvineceaSedimentarul din zona Sviniţa—Svinecea include atît depozite prealpine cît şi formaţiuni aparţinînd ciclului alpin Sedimentarul prealpin aparţine că vîrstă Neocarboniferului şi Eopermianului.Carboniferul. Depozitele aparţinînd acestui sistem sînt de facies continental,  cu cărbuni: conglomerate, gresii, şisturi argiloase şi şisturi cărbunoase Permianul. în continuitate de sedimente peste Carbonifer , de origine terigenă, în parte de origine vulcanogenă.Depozitele terigene sînt reprezentate prin conglomerate, gresii şi şisturi argiloase, frecvent de culoare roşie şi calcare de apă dulce. Materialul vulcanogen este reprezentat în principal prin riolite şi mai rar bazalte. Jurasicul începutul acestei perioade in zona Sviniţa—Svinecea este marcat de revenirea apelor, după o îndelungată fază de exondare începută în Permian. dar cu o discontinuitate între Liasic şi Dogger. Liasicul se prezintă în general în facies de Gresten cu cărbuni, insă se întîlnesc şi faciesuri cu caracter pelagic (calcare). Cretacicul. În prima parte a perioadei cretacice, domeniul danubian a continuat sa evolueze în condiţii de calm tectonic care, în procesul de sedimentare, se reflectă în formarea depozitelor carbonatice. Berriasian=un pachet de calcare fine din baza suitei neocomiene, Valanginianul şi Hauterivianul includ restul din suita calcaroasă a Neocomianului, reprezentată prin calcare micritice. Barremianu=depozite care urmează în continuitate de sedimentare peste cele neocomiene, fiind reprezentate prin calcare în alternanţă cu marnocalcare. Cretacicul superior este reprezentat prin depozite care poartă amprenta mişcărilor tectonice ce au avut loc în Neocretacic. Din punct de vedere tectonic, zona Sviniţa—Svinecea prezintă un aranjament în cute-solzi. Acest stil tectonic apare foarte evident pe Valea

Page 18: materie geologia româniei

18

Dunării, în timp ce spre nord cutele îşi pierd din amploare şi în cele din urmă dispar.Zona PresacinaA doua zonă din domeniul danubian care a evoluat că arie depresionară se situa în partea centrală a acestuia, iar în structura actuală constituie zona de sedimentare Presacina. Aceasta se delimitează între culoarul Caransebeş—Mehadia spre vest şi masivul Godeanu spre est. Spre sud atinge cursul inferior al Cernei, iar spre nord ajunge în Munţii Ţarcu. Zona depresionară Presacina era separată de zona Sviniţa—Svinecea de o ridicare NS pe direcţia Sfîrdinu—Cherbelezu—Ogradena Ca şi în zona Sviniţa—Svinecea, învelişul prealpin din zona Presă-cina include depozite ncocarbonifere şi eopermiene Carboniferul. Se atribuie o atare vîrstă unor conglomerate din partea sudică a zonei Presacina, pe baza similitudinii cu depozitele din zona Sviniţa—Svinecea şi pe criterii de superpoziţie stratigrafică, acestea suportînd depozite eopermiene.Permianul. Că şi în zona Sviniţa—Svinecea sînt atribuite Permianului conglomerate şi gresii roşii cu intercalaţii subţiri de argile, cărora li se adaugă material vulcanic reprezentat prin aglomerate, tufite Jurasicul. Depozitele jurasice se dispun transgresiv şi discordant peste formaţiuni mai vechi şi prezintă diferenţieri litofaciale neesenţiale faţă de depozitele de aceeaşi vîrstă din zona Sviniţa—Svinecea.Liasicul, în ansamblu, este dezvoltat în faciesul de Gresten însă fără cărbuni. În baza suitei predomină comglomerate şi gresiiDoggerul debutează printr-un nivel de gresii cuarţoase şi arcoziene care se dispun peste formaţiunea argiloasă a Eojurasicului. Malmul, în zona Presacina, este reprezentat prin depozite calcaroase. Astfel, seria debutează prin calcare cu accidente silicioase care succed normal calcarenitelor atribuite Callovianului. Cretacicul. În decursul acestei perioade, zona Presacina a avut o evoluţie similară zonei Sviniţa—Svinecea. Şi aici procesul de sedimentare s-a continuat din Jurasic şi a cunoscut o întrerupere spre sfîrşitul Eocretaci-cului.Valanginianul şi Hauterivianul includ o alternanţă de calcare micri-tice cu concreţiuni silicioase şi marnocalcare şistoase care urmează în continuitate de sedimentare peste depozite berriasiene. Barremianul şi Apţianul includ depozite care urmează peste calcarele cu accidente silicioase; sînt reprezentate prin marnocalcare cenuşii-negri-cioase cu aspect foarte monoton, similare acelora din zona Sviniţa—Svinecea. Formaţiunea vulcanogen-sedimentară. În jumătatea nordică a zonei Presacina, suprafeţe relativ întinse sînt ocupate de o formaţiune vulcanogen-sedimentară. Materialul terigen apare că lentile incluse în masa materialului Materialul piroclastic emanat de zona ri-ftogenă din vecinătate a putut atinge şi zonele de margine continentală, respectiv margine vestică a zonei Presacina care evolua ca bazin de acumulare. Din punct de vedere tectonic, zona Presacina se prezintă cutată distingîndu-se sinclinale şi anticlinale orientate N-S. Flancurile acestora sînt faliate încît este evidentă tendinţa de încălecare spre est Zona Cerna — JiuCea de a treia zonă de sedimentare a domeniului danubian se caracteri zează prin dezvoltarea unei întinse platforme carbonatice care s-a format începînd din Mezojurasic şi pînă spre sfîrşitul Eocretacicului (în Apţian). Prin aceasta, zona Cerna—Jiu se diferenţiază esenţial de celelalte zone de sedimentare ale domeniului danubian şi evidenţiază poziţia sa de margine în codrul ariei danubiene.Zona Cerna—Jiu, în cea mai mare parte, a funcţionat că o arie de sedimentare marginală în care s-au dezvoltat faciesuri recifale, mai ales în Neojurasic şi Eocretacic în final a-jungîndu-se la acumularea unor depozite de tip wildfliş (v. fig. 60).Carboniferul superior. Primul termen al suitei sedimentare din zona Cerna—Jiu e denumit „formaţiunea de Schela". Este un ansamblu de depozite pelitice şi psamito-psefitice, cu antracit, cu metamorfism foarte slab. Jurasicul are o largă răspîndire şi, exceptînd Jurasicul inferior, îmbracă faciesuri recifale Liasicul reprezintă primul termen cu care se instalează ciclul alpin; include depozite care indică faciesul de Gresten (conglomerate, gresii cuarţoase şi arcoziene cu intercalaţii de şisturi argiloase cu cărbuni) care se dispun transgresiv şi discordant peste fundamentul cristalin. Doggerul include depozite reprezentate în principal prin roci carbonatice, cu o grosime pînă la 20 m şi cu frecvente variaţii laterale şi pe verticală; sînt constituite mai ales din biosparite şi micrite: Malmul este aproape exclusiv carbonatic şi se află în baza unei importante mase de calcare care are o largă dezvoltare în Platoul Mehedinţi Jurasicului superior un complex carbonatic ce poate atinge 200 m grosime, constituit din calcare şi dolomite. Acesta debutează printr-un nivel argilos-grezos pînă la 20 m grosime. Neocomianul= un pachet de calcare stratificate, predominant micritice, în grosime pînă la 50 m care urmează peste calcarele atribuite Malmului. Barremian-Apţianului se atribuie cea mai mare parte din masa calcaroasă ce constituie platforma carbonatică din zona Cerna— Jiu. Aceasta este dezvoltată în facies urgonian Neocretacicul, că şi în celelalte zone, corespunde unei etape de instabilitate tectonică încît s-au format depozite sinorogene Vraconian-Cenomanianul include depozitele care urmează după lacuna de sedimentare corespunzătoare paroxismului austric. Acestea prezintă caracter de prefliş Turonian-Senonianul corespunde unei etape foarte agitată, în care s-a desfăşurat şi s-a desăvîrşit al doilea paroxism getic. În consecinţă depozitele acumulate în acest interval poartă amprenta evenimentelor tectonice contemporane, ele fiind reprezentate în ansamblu printr-o formaţiune de wildfliş. Tectonica autohtonului danubian În aria carpatică şi chiar în contextul mai larg al ariei alpine centrale şi sud-est europene, autohntonul danubian reprezintă marginea continentală instabilă a plăcii euroasiatice sau a microplăcii moesice. În comparaţie cu restul marginii continentale instabile limitrofe Carpaţilor , sectorul danibian a fost ridicat şi implicat mai intens în structogeneza alpină.Principalele elemente tectonice şi în acelaşi timp şi specifice autohtonului danubian, sînt duplicaturile. Acestea au fost generate de presiunea exercitată de pînza getică. — La Poiana Mărului se constată raporturi de superpoziţie tectonică între cristalinul de Zeicani şi şisturile cristaline hercinice (Formaţiunea de Vidra). — În regiunea Schela-Gorj există, de asemenea, o deformare importantă a fundamentului cristalino-granitic danubian. În lungul unor fracturi, cristalinul de Lainici-Păiuş şi granitoidul de Suşiţa an fost împinse peste formaţiunea de Schela dînd structuri de tipul cute-solzi cu o tectonică foarte complicată. Avansarea tectonică mai accentuată a fundamentului dislocat a fost favorizată de plasticitatea formaţiunii de Schela. Autohtonul danubian a fost afectat şi de deformări mai recente, exclusiv rupturale ce au caracter subsecvent şi decroşează structurile laramice. Asemenea situaţii se întîlnesc în partea de nord a Platoului Mehedinţi. Postlaramic este şi grabenul Cernei însă formarea acestuia se datorează probabil reactivării unei falii mai vechi. Panza Getica Pînza getică aflorează pe o suprafaţă mare în Carpaţii Meridionali, de la Valea Oltului pînă în Valea Dunării. De la Valea Oltului spre est, pînza getică este acoperită de pînza supragetică a Făgăraşului, de sub care reapare în Munţii lezer-Păpuşa pînă la falia Zărneşti. Pe această distanţă cristalinul getic vine în contact de superpoziţie tectonică cu cristalinul de Lereşti-Tămaş din unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare, în lungul faliei Iezer-Păpuşa. Mai departe, pînza getică se recunoaşte în solzii Holbav şi Măgura Codlei. Astfel delimitată, aria de aflorare a pînzei getice circumscrie zona Holbav-Măgura Codlei, culmea lezer-Păpuşa , cea mai mare parte din Munţii Căpăţînii, Munţii Cibin şi Munţii Sebeş, partea sudică a Munţilor Poiana Ruscă, Muntele Mic, Munţii Semenic, parte din Munţii Almăj şi zona Reşiţa-Moldova Nouă. Mai aparţin pînzei getice, M.unţii Godeanu şi două arii întinse din Platoul Mehedinţi Stratigrafia La alcătuirea pînzei getice participă formaţiuni proterozoice metamorfozate, care alcătuiesc masivele cristaline prealpine, şi formaţiuni sedimentare constituind învelişul acestora. Masivele cristaline prealpine Masivelor cristaline prealpine care, din punct de vedere structogenetic reprezintă structuri mai vechi reluate în tectogenezele alpine, aparţin la mai multe cicluri geotectonice. Şisturile cristaline au o largă răspîndire în pînza getică şi în ansamblul lor se disting cel puţin două grupe care diferă între ele, în primul rînd prin gradul de metamorfism, fapt ce sugerează că ar aparţine la faze de metamorfism diferite. Astfel, se distinge o grupă a şisturilor cristaline mezometamorfice, sau chiar mezo-katamorfice, şi o grupă a şisturilor cristaline epimetamorfice Grupa şisturilor cristaline mezometamorfice. Ocupă arii întinse formînd culmea lezer-Păpuşa, Munţii Căpăţînii, Munţii Lotru Cibin-Sebeş, parte din Munţii Poiana Ruscă, Munţii Semenic şi parte din Munţii Almăj. — complexul gnaiselor cu sillimanit, cure se individualizează la partea inferioară a suitei şisturilor cristaline şi este constituit din gnaise cu cor-dierit şi silîimanit ,— complexul amfibolitelor, reprezentat printr-o alternanţă de amfibolite, gnaise cuarţo-feldspatice şi paragnaise cu biotit.— complexul gnaiselor cuarţo-feldspatice, care include micaşisturi cu muscovit şi biotit— complexul micaşisturilor, constituit preponderent din diferite varietăţi de micaşisturi (cu granaţi, cu staurolit, cu disten)

Page 19: materie geologia româniei

19

— complexul manganifer- constituit din amfibolite, gnaise cuarţo-feldspatice cu mangan şi ocupă o poziţie sinclinală în partea centrală a masivelor Cibin-Sebeş— complexul paragnaiselor cu biotit, gros de 1500—1800 m, reprezentat în principal prin paragnaise cu biotit, gnaise ocular— complexul micaşisturilor cu almandin constituit preponderent din micaşisturi cu almandin şi subordonat din cuarţite.— complexul gnaiselor şi al rocilor carbonatice constituit în mare parte din gnaise cu sillimanit şi calcare cristaline.— complexul paragnaiselor şi al gnaiselor cuarţo-feldspatice, dispus peste precedentul, este format din diverse varietăţi de paragnaise cu intercalaţii de micaşisturi şi gnaise oculare, ansamblul atingînd 10000 m grosime— complexul cuarţitic, care succede, este constituit din diferite tipuri de cuarţite micacee şi subordonat curăţite migmatizate, cu intercalaţii de paragnaise— complexul micaşisturilor, cu o grosime de 7000 m, formează cea mai mare parte din Munţii Semenic. micaşisturi cu disten, cu staurolit, cu almandin, micaşisturi cu muscovit şi biotit Grupa şisturilor cristaline epimetamorfice., se întîlnesc în jumătatea sudică a Munţilor Poiana Ruscă şi în Munţii Semenic, unde se dispun normal peste şisturile cristaline din grupul mezo-metamorfitelor. În Munţii Semenic se cunosc şisturi cristaline de tip cpimetamorficîntre ele este o discordanţă de metamorfism. Masivele de granitoide prehercinice În domeniul getic, activitatea magmatica plutonică sin- şi tardici-nematică legată de ciclul (sau ciclurile) care a generat formaţiunile cristalofiliene prehercinice pare sa fi avut o amploare mai mică în comparaţie cu aceea care s-a desfăşurat în domeniul danubian. Plutonul Poneasca se găseşte în partea central-vestică a Munţilor Semenic Corpul de granitoide Buchin se găseşte în partea nord-estică a Munţilor Semenic ,este constituit din roci leucocrate cu textură masivă iar în zonele marginale prezintă structură gnaisică. Şi acest corp este considerat a avea caracter sincinema-tic.Plutonul Sicheviţa este situat în partea vestică a Munţilor Almăj şi se întinde din Valea Dunării spre nord, pînă în Valea Nerei. În intră granite şi granodiorite , iar în zonele marginale se dezvoltă tonalite cu granulaţic fină. Corpul granitic de la Criva se găseşte în jumătatea sudică a Munţilor Poiana Ruscă Învelişul sedimentar. Zona Reşiţa-Moldova Nouă Învelişul sedimentar După desăvîrşirea ciclului baikalian care a generat şisturile cristaline epimetamorfice, domeniul getic a evoluat că arie exondată supusă proceselor de denudare. În ciclul alpin, procesul de sedimentare începe, odată cu începutul Jurasicului, în domeniul getic s-a schiţat o zonă depresionară care vă evolua în continuare că arie de sedimentare. În Cenomanian a avut loc o transgresiune majoră, însă, spre deosebire de domeniul danubian, în domeniul getic Neocretacicul a însemnat o etapă de relativă stabilitate şi calm tectonic; Zona Reşita — Moldova NouăSituată în partea de vest a Banatului, zona Reşiţa-Moldova Nouă se întinde între cele două localităţi pe direcţia nord-sud. Carboniferul superior. Seria carboniferă superioară include depozite predominant psefitc-psamiticc reprezentate prin brecii şi conglomerate cu stratificaţie torenţială, urmate de gresii bine stratificate, Permianul inferior. Revin două orizonturi:— orizontul inferior reprezentat prin şisturi argiloase, negre, cu intercalaţii de gresii şi microconglomerate,— orizontul superior constituit din conglomerate, gresii, roşii şi argile roşii sau verzi, atribuit Saxonianului.Jurasicul. În zona Reşiţa Moldova Nouă, acest sistem este complet reprezentat şi, cu excepţia seriei liasice, toate celelalte serii includ formaţiuni carbonatice Doggerul este predominant marnocalcaros Malmul debutează printr-un pachet ele marnocalcare a cărui parte inferioară revine Callovianului. Berriasianul este constituit dintr-o alternanţă de calcare submicriticc şi marnocalcare, Valanginianul şi Hauterivianul, dispuse peste Berriasian, constituie un pachet de marne şi marnocalcare, Barremianulmarchează instalarea condiţiilor favorabile formării faciesului recifalAlbianul marchează revenirea apelor şi realuarea procesului de sedimentare, cînd iau naştere depozite arenitice. Tectonica alpină a zonei Reşiţa-Moldova Nouă se caracterizează printr-un aranjament în cute-solzi Zona HaţegZona Haţeg mărgineşte la nord-est depresiunea intramontană a Haţegului şi aparţine părţii sud-vestice a Munţilor Sebeşului. În ansamblul sedimentar al acestei zone se întîlnesc depozite prealpine aparţinînd Permianului, şi depozite alpine Permianul. este constituit din depozite grosier-detritice reprezentate prin conglomerate cu elemente de şisturi cristaline, cuarţite; pe verticală conglomeratele trec la gresii grosiere frecvent de culoare roşietică-violacee. Jurasicul. Depozite jurasice au început sa se acumuleze după o îndelungată fază de exondare însoţită de eroziune, care a acoperit intervalul Neopermian-Triasic. Liasicul este dezvoltat în facies de Grcsten şi debutează prin conglomerate care se dispun transgresiv peste Permian, sau direct peste şisturi cristaline; pe verticală se trece la gresii cuarţoase micacee, Doggerul are caracter ingresiv, urmînd direct peste depozitele Hasice, sau dcpăşindu-le, debutează prin grezo-calcare şi calcare gresoaze, adesea slab marnoase şi micacee, în grosime de 50 m. Malmul debutează prin partea superioară a secvenţei rnarnocalcaroasă micacee urmează un pachet de calcare stratificate, cu silexite, Cretacicul. s-au acumulat depozite carbonatice si depozite predominant detritice, Cretacicul inferior este reprezentat integral prin calcare masive orga-nogene. Cretacicul superior este predominant detritic şi are dezvoltarea completă în lungul Rîului Fizeşti, Vraconian-Cenomanianul, debutează printr-un orizont de conglomerate poligene, urmat de gresii micacee, cu rare intercalaţii de argile grezoase şi cu cuiburi şi vine de cărbune. Turonianul include depozite de marnocalcare grezoase şi calcare argiloase si se încheie cu un pachet de argile grezoase cu concreţiuni sferosideritice, Senonianul debutează prin depozite arenitice, care pe verticală trec la un fliş marnos tipic. Zona Holbav — Măgura CodleiDepozitele din această zonă se consideră a reprezenta învelişul sedimentar getic rabotat de pînza de Făgăraş, formînd doi solzi: solzul Holbav şi solzul Măgura Codlei  În alcătuirea acestora intră depozite jurasice, în majoritate detritice, cu cărbuni, aparţinînd Liasicului în facies de Gresten, şi formaţiuni carbonatate aparţinînd Doggerului şi Malmului.Liasicul constituie aproape în întregime solzul Holbav şi se extinde pe o zonă relativ largă la nord şi la sud de valea Holbavului. În suita depozitelor liasice se delimitează:— un complex inferior cu cărbuni şi argilă refractară,— un complex median format din gresii şi calcare — un complex superior constituit din argile şi argile cărbunoase Doggerul debutează prin gresii calcaroase sau gresii cuarţitice, urmate de marne Malmul include în bază strate cu jaspuri, urmate de un nivel discontinuu de calcare roşietice care amintesc stratele Zona VînturariţaSituată în partea sud-estică a Munţilor Căpăţînii, în zona Vînturariţa procesul de sedimentare a început în Mezojurasic şi s-a încheiat odată cu sfîrşitul Jurasicului Doggerul include calcare spatice şi calcare lumaşelice. Malmul include marnocalcare cu silicolite roşii, Zona Rusca MontanăSituată în partea sud-vestică a Munţilor Poiana Ruscă, zona Rusca Montană s-a individualizat că bazin de sedimentare spre afîrşitul Eocreta-cicului şi a evoluat că atare pînă la sfîrşitul perioadei cretacice Cretacicul inferior cuprinde calcarele masive recifale,Cretacicul superior include depozite detritice, Cenomanianul = conglomerate care trec pe verticală la gresii Santonianul şi Campanianul includ o alternanţă ritmică de gresii şi marne

Page 20: materie geologia româniei

20

Măstrichtianul, care încheie suita Cretacicului din zona Rusca Montană, are caracter transgresiv şi include depozite variate. Din punct de vedere tectonic, zona Rusca Montană se prezintă că un sinclinal ale cărui flancuri au înclinări mici. Marginea nordică este faliată. Zona ŞopotÎn zona localităţii Şopot din partea vestică a Munţilor Almăj se găseşte succesiunea completă a Neocretacicului (v. fig. 67). Suita începe prin conglomerate şi gresii calcaroase în care s-au identificat exemplare de Sau-vagesia sp., care ar indica Cenomanianul; urmează marnogresii şi marno-calcare din care Al. Codarcea şi Gr. Pop menţionează, printre altele, o mi-crofaună cu Globotnmcana lapparenti tricarinata, G. helvetica etc., care atestă vîrsta turoniană. Suita neocretacică se încheie cu depozite detritice şi marnoase cu Eupachydiscus sp. aparţinînd Senonianului.  Sedimentarul getic de pe peticele de acoperireÎn această categorie intră depozitele din partea nord-estică a peticului de acoperire Godeanu şi formaţiunile carbonatice de la Gura Văii.În partea nord-estică a peticului Godeanu, pe suprafeţe restrînse se întîlnesc depozite conglomeratice şi gresii violacee, considerate de vîrstă permiană. Acestea sînt prinse în cutele şisturilor cristaline.În partea sudică a peticului de acoperire Porţile de Fier, în jurul localităţii Gura Văii se cunosc depozite mezo şi neojurasice constituind așa numita zona Gura Văii.Doggerul este reprezentat prin calcare roşii, noduloase, cu Macroce-phalites macrocephalus şi Holcophylloceras mediteraneeni, revenind Callo-vianului.Malmului i se atribuie calcarele albe masive, cu Ellipsactinia, care stau peste calcarele calloviene. Tectonica pînzei getice Procesele tcctogenetice care au condus la formarea şi individualizarea pînzei getice s-au desfăşurat în două etape. Prima a avut loc în timpurile mezocretacice cînd domeniul getic a fost afectat de mişcări convergente în raport cu mişcările domeniului danubian. Paroxismul s-a produs spre sfîrşitul Eocretacicului cînd domeniul getic a înaintat peste flişul de Severin A doua etapă s-a defăşurat şi a cunoscut paroxismul spre sfîrşitul Panza de Severin Pînza, sau parăutohtonul de Severin, se individualizează că unitate structogenetica interpusă între autohtonul danubian şi pînza getică. Aceasta s-a conservat aproape exlusiv în Platoul Mehedinţi. Materialul este eterogen. Aria de provenienţă a fost o zonă de expansiune desemnată drept fosa de Severin Flişul de Severin debutează printr-o formaţiune predominant argili-tică, de culoare închisă, cu o grosime ce poate atinge 150 — 200 m. Complexul ofiolitic reprezintă un element important în pînza de Severin şi semnificativ pentru structogeneza Carpaţilor Meridionali si este reprezentat prin ultramafite serpentinizatc şi bazalte.Complexul ofiolitic se întîlneşte în partea centrală a Platoului Mehedinţi, unde apare sporadic de sub flişul de Severin, său suportă direct cristalinul getic din peticul de acoperire Bahna; însă cea mai largă suprafaţă acoperită de complexul ofiolitic este aceea din bazinul Rîului Brebina. Aici se delimitează două zone , una în bazinul superior în regiunea localităţii Obîrşia Cloşani. şi alta mai spre est între localităţile Mărăşeşti şi Ponoare. În ambele zone, masa ofiolitică se urmăreşte pe mai mulţi kilometri şi este intens fragmentată în blocuri de dimensiuni kilometrice, dispuse haotic şi de regulă fără matrice argilitică. Complexul ofiolitic de aici este reprezentat prin serpentinite, care predomină, gabbrouri şi roci dolerit-bazaltice, asociate cu reci tufogene bazice în care este cantonată mineralizaţia de pirită şi calcopirită ce se exploatează la Ponoare Unitatea supragetica A treia grupă de unităţi structogenetice participante la edificiul arhitectonic al Carpaţilor Meridionali include unităţile suprageticeUnităţile supragetice circumscriu Masivul Făgăraş, extremitatea nord-vestică a Munţilor Cibin-Sebeş, jumătatea nordică a Munţilor Poiana Ruscă, Munţii Dognecea şi Munţii Locva.Unităţile supragetice apar dispersate, iar cînd vin în contact cu pînza getică, relaţiile lor tectonice nu sînt totdeauna şi de încălecare. Stratigrafia În alcătuirea unităţilor supragetice participă şisturi cristaline care constituie masivele cristaline prealpine, şi învelişul sedimentar al acestora Masivele cristaline prealpine Formaţiunile cristolofiliene din unităţile supragetice sînt rezultatul mai multor faze de metamorfism, distingîndu-se şisturi cristalineprehercinice şi şisturi cristaline hercinice.Şisturile cristaline prehercinice. includ cele două grupe: grupa şisturilor cristaline mezometamorfice şi grupa şisturilor cristaline epimetamorfice. Acestea au o largă răspîndire şi constituie aproape în întregime Munţii Făgăraş, parte din Munţii Dognecea, culmea Buziaş şi porţiuni mai limitate din Munţii Locva. Grupa şisturilor cristaline mezometamorfice are cea mai largă dezvoltare şi se întîlneşte în toate masivele menţionate.În ansamblul şisturilor cristaline mezometamorfice ale unităţii Făgăraş, în linii mari, se disting trei complexe: unul inferior în care predomină gnaisele şi paragnaisele constituind complexul paragnaiselor cu feldspat potasic sau complexul de Cumpăna-Holbav; un complex mediu în care sînt predominante micaşisturile constituind complexul paragnaiselor şi al micaşisturilor sau complexul de Şerbota; un complex superior retromor-fozat sau complexul de Făgăraş.Granitoide prehercinice. În domeniul care a generat unităţile suprage-tice, activitatea magmatică plutonică a fost foarte restrînsă. În structura actuală nu se cunoaşte decît un singur masiv asociat şisturilor cristaline prehercinice. Este corpul de pe Valea Bîrsa Fierului din Munţii Făgăraş, intrus în cristalinul de Cumpăna-Holbav. Se conturează cu dispoziţie sinusoidală şi se urmăreşte pe o lungime de 10 km avînd o lăţime de l km  În alcătuirea corpului Bîrsa Fierului intră diorite care constituie partea centrală, urmate de granodiorite, iar la exterior se găsesc granite şi microrgraniteŞisturile cristaline hercinice. În domeniul care a generat unităţile supragetice, şisturile cristaline hercinice au o foarte largă dezvoltare şi formează aproape în întregime Munţii Locva, o bună parte din Munţii Dognecea şi jumătatea nordică a Munţilor Poiana Ruscă Şisturile cristaline hercinice includ formaţiuni acumulate în intervalul Ordovician-Eocarbonifer, cînd domeniul care a generat unităţile suprage-tice evolua că arie labilă. Metamorfismul a avut loc în condiţiile faciesului şisturilor verzi, subfaciesul cuarţ-albit-clorit, în faza sudetă. Formaţiunile premetamorfice erau constituite din material terigen şi magmatogen, în proporţii ce variau pe întinsul ariei de sedimentare. Acest fapt se reflectă şi în formaţiunile cristalofiliene care, la rîndul lor, în structura actuală, prezintă largi variaţii petrofaciale de la o regiune la alta.— formaţiunea şisturilor cu porfiroblaste de albit,— formaţiunea şisturilor clorit-epidot-albitice, — formaţiunea şisturilor verzi,— formaţiunea şisturilor cuarţito-sericito-cloritoase,— formaţiunea filitelor şi şisturilor Învelişul sedimentar Învelişul sedimentar din unităţile supragetice, în structura actuală, acoperă' arii limitate. Depozitele, în general, au grosimi mici şi prezintă multe discontinuităţi stratigrafice. În Munţii Făgăraş, sînt depozite de vîrstă permiană, reprezentate prin conglomerate care acoperă zone înguste alungite în direcţia structurilor. În Munţii Dognecea, sedimentarul ocupă un sinclinal îngust orientat SV-NE siîn alcătuirea ei nu se întîlnesc decît depozite mezojurasice şi eocretacice, cu grosimi foarte mici. Jurasicul mediu este reprezentat prin cîţiva metri de microconglomerate şi gresii calcaroase, Cretacicului inferior îi revin calcarele recifale , masive. Zona de solzi Situată între pînza getică şi unităţile supragetice, zona de solzi, care de fapt reprezintă continuarea suturii transilvane, că funcţie structogcne-tică este analoagă pînzei de Severin avîndu-şi originea într-o zonă de expansiune intracontincntală. Elementele, suturii, se recunosc în tot lungul Carpaţilor Meridionali începînd din faţa Munţilor Făgăraş unde urmăresc falia Holbav. La vest de Făgăraş, pe aliniamentul Valea lui Stan-Răşinari şi în continuare în nordul Munţilor Cibin-Sebeş, se găsesc elementele suturii că atare. Mai depcarte, urma zonei de solzi este indicată de falia Cincis-Vadu Dobrii-Ruşchiţa şi se regăseşte în estul Munţilor Dognecea şi a Munţilor Locva.În alcătuirea zonei de solzi, pe lîngă clemente provenind din deformarea zonelor marginale, fie a unităţilor suprageticc, fie a pînzei getice, se întîlnesc şi formaţiuni distincte, care sînt proprii zonei labile ce a evoluat între domeniul getic şi acela care a generat unităţile supragetice. În rîndul elementelor proprii zonei de solzi ar intra şisturile cristaline epimetamorfice de pe aliniamentul Valea lui Stan-Sadu-Cărpiniş, depozitele mezozoice de pe Valea lui Stan şi acelea de pe aliniamentul Sasca-Moldova Nouă.

Tectonica şi semnificaţia geostructuralâ a unităţilor supragetice Evenimentul geotectonic major în aranjamentul tectonic al Carpaţilor Meridionali, în general, şi al unităţilor supragetice, în special, l-a constituit apariţia zonei labile, de expansiune intracontinentală, care a delimitat un domeniu getic şi un domeniu care a generat unităţile supragetice. In structura actuală mărturiile sînt puţine şi mai ales lipsesc formaţiunile ofiolitice Închiderea zonei labile , că urmare a unor mişcări convergente a celor două domenii care funcţionau că blocuri, s-a desăvîrşit în urma mişcărilor mezocretacice. Deplasarea blocului care a generat unităţile supragetice s-a făcut oarecum diferenţiat, fragmentîndu-se la rîndul lui în blocuri delimitate prin sisteme de falii transcurente majore. Pînza de Făgăraş. Aceasta se conturează din regiunea Văii Oltului spre est ajungînd pînă în regiunea izvoarelor Dîmboviţei şi mai departe spre nord pînă în

Page 21: materie geologia româniei

21

regiunea Holbav. Poziţia foarte avansată a pînzei de Făgăraş la est de Olt şi coborîrea structurilor acesteia la nivelul structurilor pînzei getice sugerează că pînza de Făgăraş, în ansamblu, a suferit o afundare. În această situaţie, deformările de pe aliniamentul de la vest de Valea Oltului au un cracter predominant ruptural şi nu reprezintă pînze sau unităţi tectonice distincte, aşa cum sînt considerate în unele interpretări. Punerea în loc a pînzei s-a realizat în urma tectogenezei mezocretacice, cînd şi domeniul getic a înaintat peste flişul de Severin Unitatea Poiana Ruscă. Aceasta constituie jumătatea nordică a Munţilor Poiana Ruscă, adică de la linia tectonică Cinciş-Vadu Dobrii-Ruşchiţa, spre nord. Spre vest şi spre est, unitatea Poiana Ruscă este delimitată'de sisteme de falii care au favorizat formarea depresiunilor terţiare Lugoj şi Strei. La nord, limita este dată de o fractură majoră care delimitează, în profunzime Carpaţii Meridionali de Depresiunea Transilvaniei, cunoscută sub numele de falia sud-Tectonica unităţii Poiana Ruscă este caracterizată de existenţa a numeroase falii, divers orientate, care fragmentează întreaga unitate în numeroase blocuri, dar fără semnificaţie tectonică deosebită.Unitatea Dognecea-Locva. Aceasta se delimitează la vest de zona Re-şiţa-Moldova Nouă, de care este delimitată prin ceea ce se cunoaşte drept linia Oraviţa. De la Valea Nerei spre sud, între pînza getică şi unitatea Dognecea-Locva se recunoaşte şi zona de solzi, în care se găsesc depozite mezozoice inclusiv depozite triasice provenind din zona labilă dintre cele două domenii majore.

10.Muntii Apuseni

a)Muntii apuseni de nordMunţii Apuseni de Nord, ca unitate geologică structurală a Munţilor Apuseni, includ masivele Gilău, Bihor, Vlădeasa, Pădurea Craiului, Biharia, Moma-Codru şi Zarand , in istoria Munţilor Apuseni de Nord se dinsting o etapă pre-alpină şi alta alpină. Stratigrafia La alcătuirea Munţilor Apuseni de Nord participă masive cristaline prealpine cu magmatitele asociate, învelişul sedimentar al acestora şi magmatite laramice. Masivele cristaline prealpineŞisturile cristaline prehercinice.În cuprinsul şisturilor cristaline prehercinice din Munţii Apuseni de Nord se disting două grupe care diferă între ele prin gradul de metamorfism şi aparţin la faze de metamorfism diferite:1) grupa şisturilor cristaline mezometamorfice rezultate în urma metamorfozării unui material terigen şi magmatogen în condiţiile faciesului amfibolitic; 2) grupa şisturilor cristaline epimetamorficerezultate în urma metamorfozării unui material terigen şi magmatogen în condiţiile faciesului şisturilor verzi. Grupa şisturilor cristaline mezometamorficeMezometamorfitele din Munţii Apuseni de Nord se impart in:cristalinul de Someş cristalinul de Baia de Arieş. Lor li se adaugă cristalinul de Madrizeşti.Cristalinul de Someş se consideră a fi termenul cel mai profund al şisturilor cristaline prehercinice. El aflorează pe suprafeţe întinse în autohtonul de Bihor formînd aproape în întregime Munţii Gilău; rocile intalnite micaşisturi, care predomină, paragnaise micacee intercalate în micaşisturi, calcare cristaline cu dezvoltare lenticulară, şisturi cuarţitice micacee, gnaise cuarţo-feldspatice, cuarţite feldspatice Cristalinul de Baia de Arieş este constituit predominant din şisturi cuarţitice micacee cu granaţi, micaşisturi microblastice (filite microblastice), paragnaise Cristalinul de Mădrizeşti, apare la marginea estică a Munţilor Zarandului, în vecinătatea localităţii Mădrizeşti; este reprezentat prin paragnnaise şi cuarţite muscovitice, paragnaise cu biotit şi granaţi, amfibolite şi roci carbonatice cu granaţiGrupa şisturilor cristaline epimetamorficeŞisturile cristaline epimetamorfice urmează în discordanţă de metamorfism peste cristalinul de Someş.Se imparte in: cristalinul de Arada, cristalinul de Biharia, cristalinul de Muncel.Cristalinul de Arada se delimitează în partea sud-vestică a Munţilor Gilău unde vine în contact nemijlocit cu cristalinul de Someş ,alcătuit din: şisturi sericito-cloritoase şi şisturi sericito-cuarţitice, şisturi cuarţo-feldspatice.Cristalinul de Biharia îşi are dezvoltarea cea mai largă în munţii cu acelaşi nume unde participă la alcătuirea pînzei de Biharia. reprezentat prin şisturi cloritoase, în alternanţă cu alte varietăţi de şisturi verzi. Cristalinul de Biharia se întîlneşte şi în pînza de Codru, în sudul Munţilor Bihor şi în sudul şi estul Munţilor Gilău. Cristalinul de Muncel îşi are dezvoltarea tipică în masivul cu acelaşi nume din sudul Munţilor Biharia şi aparţine pînzei de Muncel. reprezentat prin şisturi sericito-cloritoase în alternanţă cu şisturi sericito-albitice, şi şisturi sericitoase cu intercalaţii de porfiroide. Magmatitele prehercinice. Masivul de granitoide Muntele Mare situat în centrul Munţilor Gilău este cel mai întins din Munţii Apuseni şi este considerat a fi un batolit alcatuit în mare parte din granite profiroide + granite micro-granulare şi granite pegmatoide. Intruziunile de Codrudenumite şi migmatite de Codru, reprezintă o asociere intimă între şisturile cristaline considerate a aparţine cristalinului de Biharia şi intruziunile cu caracter rnigmatic. Şisturile cristaline migmatizate sînt reprezentate printr-o alternanţă de gnaise, micaşisturi şi ortoamfibolite. Şisturi cristaline hercinice Şisturile cristaline hercinice din Munţii Apuseni de Nord formează în întregime Munţii Zarandului, se impart in: cristalinul de Păiuşenicristalinul de Arieşeni cristalinul de Vulturese—Belioara — Cristalinul de Păiuşeni ocupă aproape în întregime Munţii Zarand şi arii mai restrînse din Munţii Biharia; include şisturi cristaline epimetamorfice în faciesul şisturilor verzi. În suita acestora se delimitează trei complexe ce se succed pe verticală — complexul inferior, care include metaconglomerate cu galeţi de cuarţite şi cu ciment sericito-cuarţos;— complexul median ofiolitic,  este alcătuit din metabazalte, metagabbrouri, metadiorite şi şisturi verzi;— complexul superior metapelitic, include şisturi sericitoase şi şisturi cu cloritoid— Cristalinul de Arieşeni aflorează în bazinul Arieşului între localităţile Arieşeni la nord şi Avram Iancu la sud,constituit dintr-o suită de şisturi rnetapelitice cu o intercalaţie de metaconglomerate— Cristalinul de Vulturese—Belioara aflorează în partea nordică a cristalinului de la Baia de Arieş. În alcătuirea acestuia participă metaconglomerate şi cuarţite sericitoase , dolomite grafitoase şi dolomite ankeritice, precum şi calcare cristaline. Masivele de granitoide hercinice.Orogeneza hercinică a fost însoţită de un magmatism sincinematic acid, urmat de un magmatism tardicinematic alcalin.Magmatitele sincinematice, reprezentate prin granitoide cu textură o-rientată sau masivă, sînt intruse în cristalinul de Păiuşeni şi apar în partea sud-vestică a Munţilor Zarand, sub formă de stockuriMagmatitele tardicinematice alcaline formează plutonul de pe Valea Bîrzavei din partea central-estică a Munţilor Zarand. În alcătuirea acestuia participă roci de compoziţie intermediară, roci acide şi roci alcaline.

Page 22: materie geologia româniei

22

Învelişul sedimentar a)Sedimentarul domeniului de Bihor Domeniul, sau autohtonul de Bihor se delimitează în partea nordică a Munţilor Apuseni de Nord. Limita sudică este dată de linia tectonică ce marchează urma şariajului de Codru. Permianulse întîlneşte pe arii relativ restrînse: in partea estică a Munţilor Pădurea Craiului; în grabenul Someşul Cald. Suita permiană include brecii şi conglomerate care se dispun direct peste fundamentul cristalin şi sînt formate aproape exclusiv pe seama acestora. TriasiculDiscordant şi transgresiv peste Permian urmează depozitele triasice care aflorează în partea estică a Munţilor Pădurea Craiului, pe marginea sudică a acestora şi în partea nord-estică a Munţilor Bihor —Triasicul inferiorîn Pădurea Craiului, debutează prin conglomerate care trec pe verticală la o alternanţă de gresii cuarţoase roşietice şi albe, urmează şisturi argiloase roşii cu intercalaţii de dolomite ,se continuă cu calcare stratificate,—Triasicului mediu Avem dolomite , urmate de calcare în plăci cu intercalaţii de şisturi argiloase. Suita Triasicului din Pădurea Craiului se încheie cu calcare masive, recifogene, parţial dolomitizate. În Munţii Bihor peste calcarele masive organogene ladiniene urmează un pachet de calcare cenuşii şi calcare negricioase-roşietice cu intercalaţii de şisturi argiloase. Jurasicul— Liasicul debutează prin depozite psefito-psamitice, urmate de depozite carbonitice, urmează o suită de gresii calcaroase, marnocalcare, calcarenite siltice,. Are o mai mare extindere în Munţii Pădurea Craiului .— Doggerul Suita completă se poate urmări la Bratca şi la Vadu Crişului. începe printr-un pachet de marne şi marnocalcare, pe alocuri glauconitice Aalenian,urmează marnocalcare şi calcare oolitice brune,se continuă prin calcare nisipoase şi marnocalcare ,se încheie printr-un nivel de marnocalcare— Malmul este reprezentat exclusiv prin calcare, în mare parte cu aspect masiv. debutează prin calcare stratificate, negricioase, sau prin calcare oolitice,urmeaza calcare masive, organogene.CretaciculBarremianulinclude calcare albe masive, cu intercalaţii de marnocalcare, urmînd peste calcarele lacustreApţianuluidebutează cu un nivel de calcare cu orbitoline, urmat de depozite marnoase,se încheie cu un nivel de calcare masive, recifaleAlbianulinclude o suită predominant detritică cu un pronunţat caracter pararitmic. Depozitele sînt reprezentate prin conglomerate, calcarenite, gresii de culoare închisă şi gresii glauconitice, şisturi argiloase şi marnoase şi calcare coraligene   Vraconian—Cenomanianul include ultimele depozite ale suitei învelişului propriu-zis al masivelor cristaline, reprezentate printr-o alternanţă de gresii şi şisturi marnoase şi argiloase, roşii. Sedimentarul domeniului de CodruDomeniul de Codru se întinde între linia care marchează urma şariajului de Codru separîndu-l de autohtonul de Bihor şi linia care marchează urma şariajului pînzelor de Biharia la sud .La alcătuirea domeniului de Codru participă şisturi cristaline şi învelişul sedimentar al acestora.Şisturile cristaline aflorează pe arii relativ restrînse, numai în partea vestică a Munţilor Codru şi în bazinul Arieşului. Învelişul sedimentar acoperă suprafeţe întinse în Munţii Codru-Moma, în Munţii Bihor şi la marginea sudică a Munţilor Pădurea Craiului; PermianulÎn ansamblu formaţiunilor permiene din domeniul de Codru se pot separa două entităţi: complexul conglomeratelor laminate, ca entitae inferioară complexul vulcanogen-sedimentar, ca unitate superioară. Complexul congoleratelor laminate, se dispune transgresiv şi discordant peste şisturile cristaline. Elementele conglomeratelor sunt formate exclusiv din şisturi cristaline. Complexul vulcano-sedimentar urmează peste precedentul şi se caracterizează prin asocierea a unui material de origine piroclastică, cu material de origine terigenă. TriasiculPrimul termen al ciclului alpin se dispune discordant peste formaţiuni mai vechi. Suita completă a Triasicului se poate urmări în Munţii Codru .— Triasicul inferior debutează prin depozite psefito-psamitice reprezentate în bază prin conglomerate care se dispun transgresiv peste formaţiuni mai vechi. Acestea trec pe verticală la gresii cuarţoase, la început masive, apoi devin stratificate şi capătă intercalaţii de şisturi argiloase roşii.— Triasicul mediu include depozite în totalitate carbonatice prezentînd unele diferenţieri în diversele unităţi tectonice. Acestea succed în continuitate de sedimentare depozitelor werfeniene şi încep cu dolomite masive, de obicei de culoare închisă, mai rar gălbui sau roşietice, avînd o grosime de 200—300 m. Peste dolomitele anisiene, în Platoul Vaşcău se dezvoltă, local, un calcar organogen masiv, cu zone dolomitizate, urmează calcare de culoare cenuşie pînă la negru ,

— Triasicul superior se caracterizează prin dezvoltarea faciesurilor recifale în zona de origine a pînzei de Moma şi prin intervenţia mai frecventă a materialului terigen în restul domeniului de Codru.în întregime în facies carbonatic se întîlneşte numai în Platoul Vaşcău. Aici, calcarele negre suportă calcare ,masive organogene, uneori dolomitice, de culoare deschisă, În pînza de Tărcăiţa diferă întrucîtva de acela din Platoul Vaşcău. Astfel, peste calcare ladianian-eocarniene, urmează dolomite şi calcare dolomitice masive,  se continuă prin calcare, urmate de dolomite stratificate cu intercalaţii de şisturi argiloase roşii Norian.

JurasiculDomeniul de Codru, în cea mai mare parte din perioada jurasică, a fost exondat. Liasicul are cea mai largă dezvoltare în Munţii Codru şi aparţine pînzei de Codru sud (v. Depozitele liasice se dispun peste acelea reţiene şi sînt reprezentate prin marne cu belemniţi, urmate de calcare nisipoase. Hettangian-Sinemurian. Suita se încheie prin calcare encrinitice. Pliensbachian în partea nordică a Platoului Vaşcău se întîlnesc triasice, se găsesc calcare micritice, marnocalcare şi argile siltice, urmate de o formaţiune predominant detritică constituită din argile şi calcare. Tithonic-Neocomianul include depozite cît caracter flişoid reprezentate printr-o alternanţă de grezocalcare şi şisturi marnoase cu o grosime de 700—800 m. Asemenea depozite s-au conservat doar în pînza de Codruînchide suita învelişului sedimentar al masivelor cristaline din domeniul de Codru. A urmat o îndelungată fază de eorziune.Sedimentarul domeniului de BihariaDomeniul de Biharia se întinde la sud de linia care marchează contactul tectonic dintre sistemul pînzelor de Codru şi sistemul pînzelor de Învelişul sedimentar din domeniul de Biharia se reduce la depozitele prealpine atribuite Permianului; apar pe o arie foarte limitată în Munţii Zarand aparţinînd

Page 23: materie geologia româniei

23

pînzei de Highiş-Poiana. Includ depozite psamito-pelitice de culoare închisă reprezentate prin argilite şi gresii domeniul de Biharia a evoluat că arie exondată  in ciclului alpinSedimentarul postparoxismal e de vîrstă Senoian,apare in :Depresiunea Roşia,grabenul Remeţi, zona Răchiţele-Valea Drăganuluimarginea Depresiunii Borod.Depresiunea Roşia constituie zona în care s-a conservat suita cea mai completă a învelişului posttectonic. Aceasta este situată în partea sudică a Munţilor Pădurea Craiului, iar depozitele ce o constituie acoperă urma şariajuluşi de Codru. Formaţiunile depresiunii sînt predominant detritice în jumătatea inferioară a suitei , iar spre partea superioară devin marnoase Santonian-Campanian; Zona Răchiţele — Valea Drăganului include mai multe petice de sedimentar din învelişul posttectonic care se delimitează în aria de răspîndire a vulcanitelor din Vlădeasa. În alcătuirea acestora intră depozite predominant grosiere Zona de pe marginea Depresiunii Borodului include depozitele care apar discontinuu pe versantul sudic al Munţilor Plopiş,sunt  predominant detriticeMAGMATITELE LARAMICE s-au format in intervalul Senonian terminal — Eocen timpuriu, în care se individualizează trei stadii:— vulcanismul laramic timpuriu efuziv-exploziv cînd au fost puse în loc curgeri de lave şi material piroclastic andezitic, dacitic şi riolitic; — vulcanismul laramic intrusiv, care a generat corpuri hipabisice constituite din diorite şi tonalite, cuarţdiorite, granodiorite, monzogranite şi granite;— vulcanismul laramic final cînd s-au format dyke-uri şi filoane de aplite, microgranite, microdiorite, bazalte şi lamprofire.Cea mai impozantă masă de magmatite laramice din Munţii Apuseni de Nord o constituie complexul vulcano-plutonic Vlădeasa, reprezentat prin riolite, andezite cu hornblenda şi andezite cu piroxeni, prin dacite cu biotit şi hornblenda        Andezitele aflorează în partea estică a Masivului Vlădeasa.       Dacite cu biotit şi hornblenda se întîlnesc în nord-estul Masivului Vlădeasa;         Riolitele constituie elementul cel mai caracteristic şi mai abundent al Masivului Vlădeasa. Tectonica Munţilor Apuseni de Nord  Avem un aranjamentîn care se deosebeşte un autohton, denumit de Bihor, şi două unităţi cu rol de pînze, constituind sistemul pînzelor de Codru şi sistemul pînzelor de Biharia Autohtonul de Bihor Autohtonul de Bihor este delimitat de falia Plopiş spre nord şi de urma şariajului pînzei de Codru spre sud şi sud-vest;,în partea centrală a autohtonului de Bihor se recunoaşte un mare graben orientat NV-SE umplut cu produsele magmatismului laramic. Pe laturile acestuia avemdouă semigrabene: grabenul Remeţi situat pe latura nord-vestică a grabenul Someşul Cald situat pe latura sud-estică. Sistemul pînzelor de codru Sistemul pînzelor de Codru se delimitează între urma şariajului de Codru, care se urmăreşte din partea sud-vestică a Munţilor Pădurea Craiului, pînă în sudul Munţilor Gilău, şi urma şariajului sistemului de Biharia Structura in pînze a domeniului de Codru în sensul arătat este clară şi se poate urmări în Munţii Codru-Moma. Aici se disting: pînza de Codru (inferioară), pînza de Tărcăiţa (mijlocie) şi pînza de Moma (superioară) . Pînza de Codru — (Gîrda) se delimitează clar în Munţii Codru. Se caracterizează prin:prezenţa şisturilor cristaline epimetamorfice prin prezenţa suitei complete a sistemului triasic cu dezvoltarea la partea terminală a unui facies dolomitic Pînza de Tărcăiţa — (Bătrînescu)La alcătuirea pînzei de Tărcăiţa —  (Bătrînescu) participă Permianul sub variatele sale aspecte, suita completă a sistemului triasic cu mai multe nivele de dolomite şi şisturi argiloase roşii spre partea superioarăPînza de Moma — (Arieşeni) are o dezvoltare completă în în Munţii Moma ,unde se dispune atît peste pînza de Codru, cît şi peste pînza de Tărcăiţa. La alcătuirea ei participă depozite permiene cu varietatea litofacială cunoscută şi în celelalte pînze, suita completă a Triasicului şi depozite liasice de o factură deosebită. Limita superioară a pînzei de Moma — (Arieşeni) se surprinde clar la vest de localitatea Gîrda, unde depozitele permiene suportă şisturile cristaline de Arieşeni din sistemul pînzelor de Biharia. Sistemul pînzelor de Biharia Sistemul pînzelor de Biharia circumscrie Munţii Highiş, partea de sud a Munţilor Bihor, suprafeţe limitate din partea sudică şi estică a Munţilor Gilău, precum şi zona Baia de Arieş. Pînzele de Biharia sînt pînze tipice de soclu, constituite practic numai din şisturi cristaline. Include patru pînze: Highiş-Poiana, Biharia, Muncel, Baia de Arieş. Primele trei se conturează clar în Munţii Biharia, iar cea de a patra în regiunea Baia de Arieş Pînza de Highiş-Poianacea mai de jos, include şisturile cristaline mezometamorfice de Mădirzeşti, cu granitoidele asociate şi şisturile cristaline hercinice de Păiuşeni din Munţii Highiş care, în partea de nord a acestora, încalecă peste pînza de Codru — (Gîrda). Pînza de Biharia se conturează clar în vîrful Biharia unde se surprind relaţii de superpoziţie tectonică faţă de pînza Highiş-Poiana La alcătuirea acesteia participă şisturi cristaline epimetamorfice de Biharia şi şisturi cristaline hercinice de Păiuşeni. Pînza de Muncelse conturează în sudul Munţilor Biharia unde şisutrile cristaline prehercinice de Muncel se dispun peste şisturile cristaline hercinice de Păiuşeni. În afară de şisturile cristaline de Muncel, această pînză mai include marmurele de Sohodol şi cristalinul de Vulturese-Belioara.Pînza de Baia de Arieşcea mai de sus, include şisturile cristaline mezometamorfice din regiunea Sălciua—Baia de Arieş cu masivul granitic de la Vinţa. Acestea vin în contact de superpoziţie tectonică cu cristalinul de Muncel.

b)Muntii apuseni de sud Morfologic, Munţii Apuseni de Sud se delimitează între Mureş şi -un aliniament foarte sinuos care ar uni localităţile Bîrzava-Mădrizeşti-Hălma-giu-Cîmpeni, sud Roşia Montană-Sălciua-Ocoliş, incluzînd Munţii Trascău, Munţii auriferi, Munţii Vinţului şi Munţii Drocca. Munţii Apuseni de Sud Morfologic, Munţii Apuseni de Sud se delimitează între Mureş şi -un aliniament foarte sinuos care ar uni localităţile Bîrzava-Mădrizeşti-Hălma-giu-Cîmpeni, sud Roşia Montană-Sălciua-Ocoliş, incluzînd Munţii Trascău, Munţii auriferi, Munţii Vinţului şi Munţii Drocca. Magmatitele ofiolitice în ansamblul masei ofiolitice avem două complexe majore:unul tholeitic de vîrstă mezo- şi neojurasică altul calcoalcalin de vîrstă Malm-Neocomian. Acestora li se adaugă complexul spilitic barremian-apţian. Complexul tholeitic este format din curgeri de bazalte cu frecvente structuri de pilow-lave, şi sporadic aglomerate;Componentul predominant al complexului tholeitic este bazaltul sub diferite varietăţi, Corpurile intrusive sînt în general de dimensiuni mici între corpurile intrusive se disting:— pînze intrusive, cum este aceea de la Căzăneşti-Ciungani (fig. 78) care este intrusă în masa bazaltică prezentînd structura stratificată (de jos în sus: microgabbrouri, dolerite, gabbrouri cu magnetit, gabbrouri);— dyke-uri, cum este dyke-ul de la Almaş-Sălişte;— corpuri ultrabazice cu structură stratificată, cum este acela de la Roşia Nouă;— corpuri de gabbrouri compuse, cum este corpul de la Almăşel.   Complexul calcoalcalin este format din bazalte, andezite şi diferenţiate acide

Page 24: materie geologia româniei

24

ocupă o poziţie central-estică în cadrul Munţilor Apuseni de Sud, în Munţii Trascău, unde complexul calcoalcalin este dominat de andezite, dacite şi riolite cu piroclastitele asociate.

Complexul spilitic se întîlneşte în Munţii Trascău între Valea Ampoiului şi Valea Învelişul sedimentar prelaramic Exceptînd două iviri izolate de depozite psefito-psamitice de la marginea estică a insulei de cristalin din nordul Munţilor Trascău, care se presupun a aparţine Permianului, toate celelalte formaţiuni sedimentare aparţin Mezozoicului. avem  următoarele zone faciale:— zona Trascău-Valea Ampoiului, caracterizată prin dezvoltarea faciesurilor recifale pentru intervalul Malm-Neocomian timpuriu, a faciesului pelitic pentru Tithonic-Neocomian— zona Deva-Zam, în lungul Culoarului Mureşului, caracterizată prin dezvoltarea faciesurilor recifale pentru Malm-Neocomian timpuriu şi a faciesurilor arenitice flişoide pentru Eocretacic;— zona Bîrzava-Mădrizeşti, situată în vestul Munţilor Drocea, caracterizată prin dezvoltarea Tithonic-Neocomianului în facies flişoid grezos-calcaros şi a Barremian-Apţianului în facies de wildfliş;— zona Hălmagiu-Abrud în partea de nord a Munţilor Apuseni de Sud caracterizată în principal prin dezvoltarea Eocretacicului în facies flişoid sau de wildfliş,avem următoarele intervale cronostratigrafice: Malm-Neocomian NeocomianBarremian-Albian,Vraconian-Cenomanian, Vraconian-Coniacian Santonian-Maestrichtian Malm-Neocomian În zona Trascău-Valea Ampoiului constitue cea mai mare parte din Culmea Bedeleu. debutează cu o secvenţă mixtă reprezentată prin lave bazaltice şi piroclastite în alternanţă cu calcare stratificate. Tithonic inferior, spre partea superioară se trece la calcare masive, organogene În zona Deva-Zam, faciesul recifal al Malm-Neocomianului se dezvoltă în partea sa vestică , unde începe prin calcare roşii. În zona Abrud-Hălmagiu, faciesul recifal apare sporadic la marginea zonei, la contactul cu masa ofiolitică. În zona Bîrzava-Mădrizeşti suita tithonic-neocomiană include jaspuri cu intercalaţii de argilite şi calcarenite ,trec pe verticală la depozite cu caracter de fliş predominant grezocalcaros În zona Abrud-Hălmagiu depozitele tithonic-neocomiene imbracă acelaşi facies flişoid grezocalcaros că în zona Bîrzava-Mădrizeşti şi sînt cunoscute sub numele de stratele de Crişul Alb. La partea lor superioară se individualizează un complex predominant silicios NeocomianulÎn partea sudică a zonei, la nord de Valea Ampoiului, într-o structură anticlinală, şi în Munţii Vinţului, este reprezentat printr-o asociaţie intimă de şisturi argiloase, calcare şi spilite Barremian-Albianul se întîlnesc frecvent depozite ritmice şi pararitmice asemănătoare întrucîtva cu flişul tipic; adesea predomină depozite argiloase în care se găsesc însedimentate blocuri de origine şi vîrstă diferită, totul amintind trăsături de wildfliş În zona Abrud-Hălmagiu debutează printr-o secvenţă ritmică ,care se dispune peste stratele de Crişul Alb,alc. din  gresie cenuşie şi şisturi argiloase=sisturi de Căbeşti, urmează depozite predominant grezocalcaroase, caracterizate prin succedarea ritmică a stratelor grezocalcaroase cu marne cenuşii. În zona Trascău-Valea Ampoiului suita barremian-albiană aflorează în jumătatea sudică a acesteia şi este predominant detritică. se separa in două entităţi litostratigrafice: „stratele de Feneş" superioare,   stratele de Meteş".Stratele de Feneş superioare includ ansamblul depozitelor care urmează în continuitate de sedimentare peste stratele de Feneş inferioare, fiind reprezentate prin gresii silicioase în alternanţă cu argile ,sînt urmate de depozite argiloase ,se încheie prin gresii calcaroase cu intercalaţii de marne stratele de MeteşDeasupra stratelor de Feneş superioare constituite în cea mai mare parte din marneşi gresii fine cu lamine paralele sau oblice. În zona Deva-Zam peste un nivel de jaspuri se dezvoltă strate de Căbeşti În zona Bîrzava-Mădrizeşti se consideră că suita Barremian-Albianului este reprezentată numai în parte, fiind constituită din depozite de tip wildfliş. Cretacicul superiorse pot distinge următoarele grupări lito- şi cronostratigrafice: Vraconian-Cenomanian Vraconian-Coniacian Santonian-Maestrichtian Vraconian-CenomanianÎn culoarul Văii Ampoiului  depozitele se dispun transgresiv peste stratele de Feneş superioare şi includ conglomerate care trec la gresii friabile în strate groase pînă la 3 m. La rîndul lor acestea suportă depozite grezoase şi argiloase în succesiune ritmică=stratele de Valea lui Paul. Vraconian-ConiacianAcesta include depozite care aflorează în jumătatea nordică a Munţilor Trascău şi în zona Deva-Zam.În Munţii Trascău s-a separat o suită detritică foarte eterogenă, alcătuită din conglomerate polimictice, mai frecvente în baza suitei, urmate de gresii de tip subgraywackic, în alternanţă ritmică cu şisturi argiloase. In Defileul Mureşului depozitele neocretacice se dispun transgresiv peste depozitele eo-cretacice şi debutează printr-o secvenţă grezoasă-calcaroasă în care se întîlnesc elemente bine rotunjite, frecvent din cuarţite; au o grosime de 40— 80 m = „strate de Fornădia". Santonian-Maestrichtian se gasesc între insula de cristalin de la Rapolt şi Valea Ampoiului. Ele sînt reprezentate printr-o stivă groasă de 300 m, în cuprinsul căreia s-au delimitat trei complexe litologice --- complexul bazal grezos-calcaros de culoare violacee, de 80 m grosime, desemnat- sub numele de strate de Bobîlna;— complexul median calcaros-marnos, alb-violaceu, de 100 m grosime constituind stratele de Geoagiu;— complexul detritic flişoid desemnat drept strate de Bozeş. Acest ultim complex reprezintă o suită ritmică de gresii subgraywackice, grezo-calcare şi marne, la care se adaugă gresii şi adesea microconglomerate. Magmatitele laramice s-a manifestat numai prin cea de a doua etapă cînd s-au pus în loc cîteva corpuri intrusive. se dispun pe două aliniamente: pe un aliniament mai vestic se găsesc corpurile de la Săvîrşin şi de ia Căzăneşti, pe un aliniament mai estic se situează corpurile de la Cerbia şi de la Măgureaua Vaţei.Corpul de la Săvîrşin este un corp compus, constituit în partea nordică din veniri succesive de diorite cuarţifere şi granodioritice; în partea sudică se întîlnesc granite porifice ulterioare Corpul de la Căzănesti este intrus în pînza intrusivă de gabbrouri şi în acoperişul bazaltic al acesteia ; are o structură de sfenolit şi este constituit din diorite cuarţifere cu separaţii granitice. Corpul de la Cerbia este constituit în principal din granite şi subordonat din granodiorite, totul fiind străbătut de filoane.Corpul de la Măgureaua Vaţei este format de fapt din mai multe corpuri mai mici constituite din granite, granodiorite şi diorite cuarţifere. Vulcanitele neogeneÎn Munţii Apuseni de Sud ,se individualizează patru asemenea aliniamente.Un prim aliniament se suprapune Depresiunii Brad-Săcărîmb, iar de la Hălmagiu spre vest şi nord-vest, produsele vulcanice se continuă pînă la Gurahonţ. La nord-est de zona Hălmagiu-Brad-Săcărîmb se individualizează al doilea aliniament, care în partea sudică se suprapune în parte depresiunii posttectonice Zlatna-

Page 25: materie geologia româniei

25

Almaş. Vulcanitele de pe acest aliniament se întîlnesc pînă în dreptul localităţii Stănija, alcătuind astfel aliniamentul sau zona Zlatna-Stănija.Cea mai nordică zonă de apariţie a vulcanitelor neogene se delimitează între localităţile Bucium şi Roşia Montană întinzîndu-se spre N V pînă la Baia de Arieş. În partea de sud-vest a Munţilor Apuseni de Sud se situează cea de a patra zonă în care apar produsele vulcanismului neogen. Acestea se urmăresc în direcţia est-vest pe o distanţă de 80 km între Deva şi localitatea Căpîlnaş.Avem a trei cicluri  în evoluţia vulcanismului neogen din Munţii Apuseni. Primul ciclus-a desfăşurat în Badenianul timpuriu şi corespunde unei mişcări de subsidenţă accentuată, acompaniată de transgresiunea badeniană. Trăsătura esenţială a acestui ciclu este dată de caracterul pulsatoriu al venirilor de lave care au dat naştere la roci foarte variate. Al doilea ciclucel mai important prin intensitatea cu care s-a manifestat şi prin volumul produselor vulcanice care au fost puse în loc, s-a desfăşurat începînd din Badenianul tîrziu şi pînă în Pliocenul timpuriu. Activitatea vulcanică a avut un caracter mixt, dînd naştere la curgeri de lave şi produse piroclastice Al treilea ciclu s-a desfăşurat în a doua jumătate a Pliocenului, a dat andezite bazaltoide şi subordonat andezite amfiobolice, dezvoltat în sectorul Roşia Montană unde se cunosc vulcanii de la Rotunda şi de la Vîrful Poenii, alcătuiţi din andezite bazaltoide. Tectonica Munţilor Apuseni de Sud Deformarea majoră a Munţilor Apuseni de Sud constă în fragmentarea masei ofiolitice, ridicarea şi înaintarea ei peste sedimentarul din zonele marginale nordice, a rezultat pînza de Drocea, o pînză de amploare considerabilă, pînza de Drocea este decroşată spre sud-est de sistemul de falii orientat NV-SE care a generat depresiunea amintită. Pînza de Drocea este o pînză tipică de obducţie, fiind constituită în cea mai mare parte din ofiolite şi în principal din complexul tholeitic. Sedimentarul din faţa pînzei,  a fost cutat dînd structuri de cute-solzi. Asemenea structuri se individualizează clar în zona Bîrzava-MădrizeştiPînza de Trascău, la rîndul ei, datorită eforturilor la care a fost supusă în timpul şariajului, a suferit deformări care au condus la fragmentarea ei şi stabilirea unor raporturi tectonice între diversele blocuri, într-o asemenea situaţie se găseşte Culmea Bedeleu Ultimele mişcări, laramice timpurii, au avut urmări mai puţin importante. Acestea au produs deformări mai vizibile în învelişul posttectonic, de pildă în stratele de Bozeş.

11.Depresiunea Transilvaniei Că unitate geologico-structurală, Depresiunea Transilvaniei este delimitată de cele trei ramuri ale Carpaţilor româneşti. Din punct de vedere morfologic. Depresiunea Transilvaniei se prezintă cu relief de podiş şi este traversată de Rîul Mureş cu principalii afluenţi Tîrnavele şi Arieşul Stratigrafie: Fundamentul. alc. din şisturi,cristaline prealpine cu învelişul lor sedimentar, la care se mai adaugă vulcanite preterţiare. — insula de cristalin de la Preluca din nordul Transilvaniei, formată din paragnaise, calcare cristaline cu tremolit, micaşisturi, amfibolite şi cuarţite grafitoase cu silicaţi şi carbonaţi de mangan;— insula de la Ţicău, formată din micaşisturi cu granaţi şi paragnaise;— Munţii Mezeş, constituiţi din şisturi cristaline mezometamorfice de tipul cristalinului de Someş, şi epimetamorfite de tipul cristalinului de Arada.Triasicul.În sudul depresiunii, la Agnita şi Ucea, la adîncimea în jur de l 000 m s-au întîlnit conglomerate roşietice, marnocalcare şi dolomite diaclazate. Jurasicul.Sînt atribuite Jurasicului unele calcare gălbui, compacte, întîlnite în foraje pe aliniamentul Band-Pogăceaua.  Cretacicul inferiorse dispune peste şisturi cristaline, marne negricioase şi argile roşii cu intercalaţii de gresii şi microconglomerate atribuite Barremianului. Formaţiunile depresiunii. Paleogenul.Depozitele paleogene au dezvoltarea tipică şi completă în nord-vestul Depresiunii Transilvaniei. Seria eocenă include depozite: continental-lacustre, lagunare marine.Neogenul.În prima sa epocă, Neogenul se caracterizează prin dezvoltarea unor depozite continentale lacustre cu treceri laterale la depozite salmastre cu frecvente recurenţe marine. În Pliocen s-a ajuns la îndulcirea completă a apelor.MiocenulSe întîlneşte în nord-vestul Depresiunii Transilvaniei. Aquitanianul este reprezentat prin depozite continental-lacustre constituite din argile roşii urmate de gresii cu cărbuni, totul însumînd 100 m grosime. Burdigalianul marchează o importantă transgresiune şi totodată începutul ciclului de sedimentare miocen. Revin acestui etaj depozite variate cu importante variaţii laterale de facies. Depozitele burdigaliene au o largă dezvoltare în nord-vestul Depresiunii Transilvaniei, de la Cluj spre nord. TectonicaPeste fundamentul compartimentat al Depresiunii Transilvaniei se dispun formaţiunile paleogen-neogene ale depresiunii propriu-zise. Acestea nu au suferit mişcări tectonica încît ele nu prezintă deformări importante; se constată Însă o deosebire sensibilă între deformările suferite de depozitele paleogene şi eomiocene, pe de o parte, şi cele neomiocene, pe de altă parte. Primele, în general, prezintă o uşoară înclinare spre centrul depresiunii, iar în zonele de margine sînt fracturate (falia Mezeşului, falia Moigradului).Depozitele neomiocene şi pliocene care ocupă centrul depresiunii sînt implicate într-o tectonică de cute diapire şi domuri. Aceste structuri au fost determinate de modul de comportare a sării. Sub presiunea litostatică, sarea a migrat din centru spre zone marginale unde străpunge diapir formaţiunile superioare, generînd cutele diapire. Acestea se eşalonează pe mai multe aliniamente: Ocna Dejului—Sic—Cojccna—Turda— Ocna