Raport științific pentru anul 2015 PN II IDEI 0162

CONTRACT DE FINANŢARE PENTRU EXECUŢIE PROIECTE

NR 16 /2011 Director de proiect Dr. Mihaela-Carmen Melinte-Dobrinescu

Autori: Mihaela-Carmen Melinte-Dobrinescu, Dan Jipa, Titus Brustur, Ion Stănescu,

Relu Roban, Andrei Briceag, Marius Stoica, Adrian Popa, Silviu Rădan

1. INTRODUCERE

Etapa curentă a Proiectului s-a concentrat pe trei obiective: (i) continuarea

analizei multidisciplinare a paleoclimatului din Cretacicul inferior, pe baza datelor acumulate

din zona de curbură carpatică, cu privire specială asupra prezenţei olistolitelor la diferite intervale ale

Cretacicului inferior, precum şi semnificaţia acestor ocurenţe pentru modificările climatice şi eustatice

din intervalul mai sus menţionat; (ii) urmărirea repartiţiei fragmentelor de roci exotice, magmatice si

metamorfice care apar in Cretacicul Carpaşilor Orientali; (iii) diseminare, inclusiv participarea la

întruniri ştiinţifice internaţionale, precum şi publicarea unui volum special, având ca Editor invitat pe

directorul acestui proiect, la prestigioasa revista Palaeogeograpgy, Palaeoclimatology,

Palaeoenvironment (Elsevier), care cuprinde lucrări legate de topica acstui proiect, precum şi de cele

analizate la nivel global în cadrul Proiectului UNESCO IGCP 609, intitulat “Climate-

environmental deteriorations during greenhouse phases: Causes and consequences of the short-term

Cretaceous sea level changes”.

2. DISTRIBUŢIA OLISTOLITELOR ÎN DEPOZITELE CRETACIC

INFERIOARE DIN ZONA DE CURBURĂ A CARPAŢILOR: SEMNIFICAŢII

EUSTATICE, OROGENICE ŞI PALEOCLIMATICE

Zona analizată este situată în partea vestică a zonei de curbură a Carpaţilor (Fig. 1A și 1B),

investigaţiile privind depozitele cretacic inferioare s-au concentrat mai ales asupra sectorului Bucegi –

Baiu – Zamura. Au fost analizate trei aspecte, legate de ocurenţele nivelelor cretacic inferioare cu

olistolite din vestul zonei de curbură a Carpaţilor: (1) caracterul ciclic al sedimentării cretacic

inferioare, (2) localizarea nivelelor cu olistolite în succesiunea ciclică și caracterele lor distinctive,

precum și (3) factorii majori de control care au determinat constituirea depozitelor cu olistolite.

1

2.1. Structura geologică și paleomorfologia zonei Bucegi-Zamura

Structura tectonică a teritoriului Bucegi-Zamura este datorată în cea mai mare măsură fazelor

tectonice austrice. Tectogeneza austro-alpină a afectat bazinul cretacic inferior carpatic, în final

determinând exondarea ariei munţilor Bucegi la sfarşitul Albianului. Patrulius (1959) consideră că

faza austrică precoce s-a manifestat clar la sfârșitul Bedoulianului, iar faza târzie (finală) a

diastrofismului austric a fost pre-vraconiană (Albian superior).

Secţiunea geologică (Fig. 1C), care îmbină date elaborate de Patrulius (1969) și de Ştefănescu

(1980), evidenţiază succesiunea normală și continuă a sedimentelor cretacic inferioare, acoperind

intervalul Jurasic superior (Tithonic) până la finele Cretacicului inferior (Albian). Intre aceste depozite

și fundamentul cristalin de Leaota există raporturi discordante și lacunare.

Fig. 1 – A: localizarea zonei studiate; B: harta geologică a zonei de curbură carpatică, partea vestică

(modificată după Patrulius, 1969); C: Secţiune geologică în depozitele care aflorează în V părţii de curbură carpatice, modificată după Patrulius (1969) și Ştefănescu (1980).

2

In depozitele incompetente la efort, a căror trăsătura facială majoră este alternanţa argilă-gresie

(în proporţii variabile), se dezvoltă frecvente deformări tectonice plastice si rupturale. Din acest punct

de vedere Membrul inferior si Membrul median al Formaţiunii de Sinaia se detaşază net printr-un grad

de deformare tectonică mult mai mare (Murgeanu et al., 1959), probabil datorat ridicării care a avut loc

în timpul diastrofismului austriac precoce (Patrulius, 1969). In contrast, depozitele competente ale

Formaţiunii de Bucegi, foarte slab cutate dar intens fracturate, înclină ușor spre vest şi repauzează

discordant pe calcarele triasice si eocretacice și pe formaţiunea cristalină de Leaota din fundament.

Un element tectonic special al depozitelor cretacice de care ne ocupăm este structura anticlinală

complexă a depozitelor Stratelor de Sinaia, cunoscută sub denumirea anticlinoriul Zamura (Murgeanu

și Patrulius, 1963). Ajuns într-o poziţie ridicată în bazinul de sedimentare, anticlinoriul Zamura a

reprezentat un factor de control al acumulării sedimentare.

2.2. Distribuţia și caracteristicile olistolitelor cretacic inferioare

Depozitele care aflorează în zona Bucegi-Zamura includ olistolite localizate la mai multe nivele

în succesiunea cretacic inferioară, cu vârste începând din Hauterivian până în Albianul terminal (Fig.

2). Constituite atât din blocuri de calcar cât și de șisturi cristaline, olistolitele provin din masivul

cristalin de Leaota și din cuvertura sa de calcare și/sau din zona Dâmbovicioara.

În depozitele Membrului median al Formaţiunii de Sinaia au fost menţionate cele mai vechi iviri

de blocuri exotice cunoscute in zona de curbură a Carpaţilor. Iniţial, Murgeanu & Gherasi (1932) au

descoperit prezenţa unei importante ocurenţe (2 km lungime) de șisturi cristaline tip Leaota în valea

Zamura, afluent al Văii Prahovei (Fig. 2), pe care au atribuit-o unui relief al fundamentului îngropat de

Formaţiunea de Sinaia. Ulterior, stabilind-se că aceste şisturi cristaline stau pe conglomerate cu

elemente mari de şisturi cristaline, Murgeanu et al. (1964) au tras concluzia că ivirea de cristalin

reprezintă un olistolit încorporat în partea mediană a Formaţiunii de Sinaia.

Alt nivel cu olistolite a fost conturat în Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia (Fig 2).

Prezenţa unor blocuri de șisturi cristaline din Valea Prahovei a fost cunoscută de mult timp, iniţial fiind

considerate în poziţie tectonică (Jekelius, 1928) sau ca strapungeri ale fundamentului cristalin

(Oncescu, 1943). Patrulius (1954) a fost cel care a arătat că aceste blocuri sunt incluse în conglomerate

tiloide aparţinând Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia.

Olistolite de calcare jurasice și de sisturi cristaline au fost evidenţiate de Patrulius (1969) în

depozitele Stratelor de Sinaia superioare pe versantul estic al văii Prahovei din împrejurimile localităţii

Sinaia, precum și la sud în punctul Plaiul Domnesc (între Pietroșiţa și Sinaia). Un olistolit jurasic, i.e.

kimmeridgian, apare și pe flancul estic al anticlinoriului Zamura (Murgeanu si Patrulius, 1959).

3

Olistolite mari de calcare jurasice sunt cunoscute și din zona nordică a anticlinoriului Zamura, la

sud-est de Brașov, dar acestea sunt localizate imediat deasupra Membrul superior al Formaţiunii de

Sinaia, în partea inferioară a successiunii argiloase-grezoase barremian-apţiană, i.e. Formaţiunea de

Moroeni. Următorul nivel de apariţie al olistolitelor este situat la partea superioară (Apţian) a

turbiditelor argiloase-grezoase barremian-apţiene, din zona munţilor Bucegi, descrise sub diferite

denumire, ex. ‘Strate’ de Comarnic, ‘Strate’ de Piscu cu Brazi, integrate în Formaţiunea de Moroeni

(Jipa et al., 2015).

Fig. 2 – Distribuţia olistolitelor din zona studiată. Harta geologica modificată dupa Foaia Braşov (Patrulius et al., 1967a), scara 1:200.000 şi Foaia Moeciu (Patrulius et al., 1971), scara 1:50.000;. Olistolite: G.I.- Gâlma Ialomiţei; M-Mecetul Turcesc; P-Olistolitul Patrulius; V-Velicanul Mare; P.H.-Plaiul Hoţilor. C.G.-Cărpiniş şi Gâlmei; P.D.-Plaiul Domnesc.

4

Olistolite de calcare jurasice și de sisturi cristaline au fost evidenţiate de Patrulius (1969) în

depozitele Formaţiunii de Sinaia, Membrul superior, pe versantul estic al văii Prahovei din

împrejurimile localităţii Sinaia, precum și la sud de Plaiul Domnesc (între Pietrosiţa si Sinaia).

Olistolite mari de calcare jurasice sunt cunoscute și din zona nordică a anticlinoriului Zamura, la sud-

est de Brașov, localizate imediat deasupra Membrului superior al Formaţiunii de Sinaia, la partea

inferioară a succesiunii argiloa-grezoase barremian-apţian (Patrulius, 1969).

Următorul nivel de apariţie al olistolitelor este plasat la partea superioară (Apţian) a Formaţiunii de

Moroeni, în zona munţilor Bucegi. Cele mai importante olistolite apar în zona orașului Sinaia (Fig. 3).

Blocuri de calcar triasice și jurasice sunt incluse în conglomerate slab sortate, cu matrice nisipoasă

abundentă, de la partea superioară a succesiunii barremian-apţiene. Olistolitul de calcar triasic din

valea Gâlma Ialomiţei (nord de localitatea Pietrosiţa) apare în conglomerate apţiene, ca o lamă lungă

de 60 m. In valea Peleșului (Fig. 3) Patrulius (1969) a studiat un bloc exotic de calcar jurasic cu

lungime de 250 m, prins în conglomerate apţiene cu aspecte de sedimentare haotică. In valea Zgarburei

(Fig. 3) există blocuri exotice incluse în depozite de tip fliș cu structuri de deformare sinsedimentară.

Fig. 3 – Olistolite formate din calcare, situate în Membrul median şi Membrul superior al Formaţiunii de Moroeni. A: Gâlma Ialomiţei; B: Zgarbura; C: pârâul Peleş (localizare geologică în Fig. 2). 1- turbidite aptiene; 2- brecii cu fragmente de şisturi cristaline; 3-brecii cu fragmente de calcare jurasic mediu; 3- brecii cu fragmente de calcare jurasic superioare; 5-turbidite grezoase; 6-calcare jurasic superioare; 7-calcare cretacic inferioare (după Patrulius, 1969).

5

Cea mai mare abundenţă de olistolite apare în depozite de la partea superioară a succesiunii albiene

a Formaţiunii de Bucegi. Poziţia lor individuală a fost cartată, astfel încât distribuţia areală şi

stratigrafică este usor de examinat (Fig. 2). Pe harta geologică a României la scara 1 :50 000 foaia

Moeciu (Patrulius et al., 1971) sunt marcate 99 de olistolite. Dintre acestea, şapte olistolite sunt incluse

în Membrul median al Formaţiunii de Bucegi, trei olistolite în Membrul superior al formaţiunii, iar

restul olistolitelor, adică 90%, apar la nivelul Gresiei de Babele, dar numai în faciesul conglomeratic al

acestei unităţi litostratigrafice (Jipa et al., 2013). Olistolitele din depozitele albiene (Fig. 4) sunt

asociate exclusiv cu conglomerate în facies de transport în masă (debris-flow). Dimensiunea lor variază

de la 5 m la 200 m. Majoritatea acestor olistolite sunt subrotunjite. Cele mai frecvente sunt olistolitele

de calcare, majoritatea jurasice. Sunt cunoscute si olistolite constituite din șisturi cristaline de tip

Leaota, din rare granite, precum și roci sedimentare.

Fig. 4 – Olistolite localizate în Formaţiunea de Bucegi. A and B: Olistolite de mici dimensiuni localizate în zona Colţii Obârșiei. C. M – Olistolitul Mecetul Turcesc (90 m lungime și 35 m grosime); P – Olistolitul Patrulius (200 m lungime, 110 m înălţime și 45 m grosime). D. Detaliu în Olistolitul Mecetul Turcesc.

Olistolitele din Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia (Hauterivian superior-Barremian

inferior), din Membrul inferior al Formaţiunii de Moroeni (Apţian) și din Formaţiunea de Bucegi

6

(inclusiv Membrul superior si variaţia laterală, Gresia de Babele) prezintă caractere sedimentare care

demonstrează că au fost transportate prin prin procese gravitaţionale, sedimentarea lor având loc în

ambianţe marine cu apă puţin adâncă (Patrulius, 1963; Jipa et. al., 2013; Olariu et al., 2014), probabil

pe şelful intern. Patrulius (1963) consideră că aceste olistolite provin din zona Leaota-Dâmbovicioara

de la vestul munţilor Bucegi. Distanţa parcursă de olistolite în timpul transportului este apreciată de

Patrulius (1963) la aproximativ 15 km.

Olistolitele Membrului Median al Formaţiunii de Sinaia nu sunt înglobate într-un nivel lito-

stratigrafic cu depozite grosiere tip debris flow, deşi acest tip de depozite apare în baza olistolitelor

(Murgeanu et al., 1964). In nivelul Valanginian cu olistolite apar numai blocuri de șisturi cristaline de

tip Leaota, care nu sunt însoţite de olistolite de calcare. De asemenea, olistolitele de la nivelul

Valanginianului din Membrul Median al Formaţiunii de Sinaia se deosebesc faţă de celelelte nivele cu

olistolite prin dimensiunea lor mult mai mare. Olistolitul de șisturi cristaline care aflorează pe valea

Zamurei (Fig. 2) are lungimea de 2 km, pe când celelalte olistolite cretacic inferioare nu depăşesc

lungimea de 200 m.

2.3. Variaţia verticală a faciesurilor

In succesiunea depozitelor cretacic inferioare din zona de curbură a Carpaţilor se recunosc câteva

unităţi ciclice, cu succesiune verticală similară a pachetelor de roci constitutive. Formaţiunea de Sinaia

începe cu argilele şistoase şi calcilutitele (Membrul inferior), continuă cu depozitele de fliş grezo-

argiloas ale Membrului Median si se termină cu depozite argiloase cu intercalaţii de conglomerate si cu

blocuri ale Membrului superior (Melinte-Dobrinescu & Jipa, 2007). O poziţie specială o prezintă

Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia, care este considerat terminaţia mai grosier-granulară a

formaţiunii, pentru că include strate groase de brecii şi conglomerate, dar este mai argilos decât

depoztele subjacente.

Peste Formaţiunea de Sinaia, în succesiune stratigrafică, urmează Formaţiunea de Moroeni

(Barremian-Apţian). La partea inferioară (Membrul inferior al unităţii) alflorează depozite dominant

argiloase (Fig. 5A). Spre partea medie a unităţii (Membrul median) se intercalează strate de gresii din

ce în ce mai multe si mai groase, iar aspectul variază de la turbidite argiloase-grezoase la turbidite

predominant grezoase (Fig. 5B și 5C). În nivelul terminal al Formaţiunii de Moroeni (Membrul

superior) predomină gresii groase cu intercalaţii de conglomerate (Fig. 5D).

7

Fig. 5 – Litostratigrafia Formaţiunii de Moroeni Formation; date de afloriment din Valea Jepilor, zona oraşului Buşteni şi Valea Ialomiţei, localitatea Moroeni. 1. Membrul inferior; 2. Membrul median; 3. Membrul superior. A. Successiune argiloasă-siltică cu intercalaţii subţiri de gresii, 2-7 cm grosime (SE Buşteni). B. Gresii în strate subţiri (5-10 cm) intercalate în depozite siltice (Valea Ialomiţei, N de localitatea Moroeni). C. Alternanţă de strate de gresii (10-20 cm grosime) cu silturi (carieră în Valea Jepilor). D. Gresii grosiere intercalate cu strate centimetrice de gresii fine (Spumoasa, tributar Valea Jepilor). E. Conglomerate care trec lateral la gresii (Spumoasa, tributar Valea Jepilor).

Depozitele albiene ale Formaţiunii de Bucegi încep cu stiva groasă de rudite a Membrului inferior

(Fig. 6a), care arată o uniformitate remarcabilă, din bază până la limita superioară. Următoarea unitate

litostratigrafică este Membrul median, in care apar rudite mai grosiere cu accentuat aspect de transport

în masă (Fig. 6b si 6c). Ultimul termen al succesiunii albiene, Membrul superior, conţine depozite

predominant arenitice, dar şi cu faciesuri ruditice (spre nord) şi siltice (spre sud) (Fig 6d).

8

Fig. 6 – Litostratigrafia Formaţiunii de Bucegi. a. Membrul inferior, conglomerate intercalate cu gresii (Spumoasa, tributar Valea Jepilor); b. Membrul median, conglomerate cu sortare slabă (Monument La Cruce, Bucegi); c. Membrul superior, conglomerate grosiere (zona turistică Cerdac, Bucegi); d. Gresii grosiere şi conglomerate cu sortare slabă în Membrul superior (Piatra Arsă). Legenda: 1. Gresii indinţate lateral cu conglomerate. 2. Conglomerate cu lentile de gresii. 3. Gresii grosiere stratificate. 4. Silturi intercalate cu gresii. 5. Olistolite.

În concluzie, în evoluţia temporală a sedimentării cretacic inferioare din zona de curbură a

Carpaţilor româneşti se disting trei unităţi litostratigrafice majore, Formaţiunea de Sinaia, urmată de

Formaţiunea de Moroieni şi de Formaţiunea de Bucegi, care trec gradat la sedimente grosiere spre

partea superioară.

9

2.4. Secvenţe depoziţionale cretacic inferioare

In succesiunea stratigrafică a depozitelor cretacic inferioare din vestul zonei de curbură a

Carpaţilor, au fost separate trei entităţi litostratigrafice distincte, , Formaţiunea de Sinaia, urmată de

Formaţiunea de Moroieni şi de Formaţiunea de Bucegi cu rang de formaţiune. Fiecare dintre

formaţiuni include câte trei subunităţi litologice cu rang de membru (Fig. 7). Datorită succesiunii lor

sedimentare continui și unitare, precum și suprafeţelor de discontinuitate care le delimitează, cele trei

entităţi litostratigrafice au calitatea de secvenţe depoziţionale.

Unităţile litostratigrafice cretacic inferioare din zona Bucegi-Baiu, care sunt părţi ale unei

succesiuni ciclice, au importante trăsături commune exprimate prin tendinţele de granoclasare inversă

și de reducere a adâncimii ambianţei de sedimentare.

Fig. 7 – Litostratigrafia Creatcicului inferior din zona de curbură carpatică; 1, 2, 3 - sucessiunea celor 3 membrii (inferior, mediu şi superior) din Formaţiunea de Sinaia; 4, 5, 6 - sucessiunea celor 3 membrii (inferior, mediu şi superior) din Formaţiunea de Moroeni; 4, 5, 6 - sucessiunea celor 3 membrii (inferior, mediu şi superior) din Formaţiunea de Bucegi; NC – zone de nannofosile calcarose identificate în depozitele cretacic inferioare după Melinte & Mutterlose (2001) şi Melinte-Dobrinescu & Jipa (2007).

10

Tendinţa de granoclasare inversă (coarsening upward)

Variaţia în timp de la depozite foarte fine la depozite foarte grosiere este caracteristică atât pentru

Formaţiunea de Sinaia, cât şi pentru Formaţiunea de Moroeni. Ambele unităţi litostratigrafice au în

bază subunităţi litostratigrafice predominant argiloase (sau predominant calcilutitice pentru

Formaţiunea de Sinaia – Fig. 8). În cazul Formaţiunii de Sinaia acest caracter este pregnant, căci

Membrul inferior, argilo-calcaros, este cel mai gros termen al succesiunii, până la 1600 m |(Patrulius

et al., 1965; Patrulius, 1969). Membrul inferior al Formaţiunii de Moroieni constă din depozite

dominant argilo-siltice (Fig. 5 şi 7), care trec gradat spre depozitele in facies de fliş ale Membrului

median (fliș argilos-grezos spre fliş grezos). Subunitatea dominant argiloasă din partea bazală a

Formaţiunii de Moroeni are grosime de 200-400 m.

Depozitele membrilor mediani ai Formaţiunilor de Sinaia şi de Moroeni se caracterizează prin

participarea crescută a arenitelor, care alternanează cu argile. Datorită aspectului alternant si a

structurilor sedimentare de tip turbiditic aceste depozite au fost asimilate faciesului /formaţiunii de fliș

(Murgeanu et al, 1963 ; Patrulius, 1969). In ansamblu aceste depozite de tip fliș sunt mai grosiere

decât subunităţile bazale, dominant argiloase, dar mai fin granulare de cât membrii superiori ai

Formaţiunilor de Sinaia și de Moroieni.

Fig. 8 – A: Membrul median al Formaţiunii de Sinaia (Valea Prahovei, N localităţii Sinaia); B: Membrul

inferior al Formaţiunii de Sinaia, cu intercalaţii de filite roşii tip Azuga (Valea Prahovei, V localităţii Sinaia).

Tendinţa coarsening upward este accentuată de depozitele grosiere și foarte grosiere care apar în

constituţia membrilor superiori ai Formaţiunilor de Sinaia si de Moroeni (Fig. 7). Membrul superior al

Formaţiunii de Sinaia constă predominant din Sisturi argiloase care alternează cu argile siltice, calcare

marnoase subţiri şi relativ rare gresii subţiri. Trăsătura grosier granulară este imprimată de existenţa

unor intercalaţii de brecii şi conglomerate (până la 5 m grosime) cu sortare granulometrică redusă si cu

matrice grezoasă în cantitate mare. Aceste rudite sunt asociate cu blocuri exotice de dimensiuni

metrice, constituite mai ales din calcare jurasice, mai rar din şisturi cristaline de tip Leaota.

11

Membrul superior al Formaţiunii de Moroeni constă din depozite apţian superioare în facies grezos

și conglomeratic (Fig. 5). Corpurile de gresii cu grosime metrică sunt însoţite de succesiuni grezoase

cu intercalaţii subţiri siltic-argiloase, ambele faciesuri având structuri sedimentare de curent.

Sedimentele ruditice apţiene de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni apar ca intercalaţii

groase (până la 10-20 metri) in depozite grezoase sau ca material grosier care marchează relieful

erozional bazal al unităţilor grezoase. Sortarea slabă si abundenţa matricei grezoase sunt caractere care

încadrează conglomeratele în categoria de curgere gravitaţională a sedimentelor (debris-flow) (Fig. 5).

Aceste rudite apţian superioare au fost prezentate de Murgeanu et al. (1963) ca ‘orizont inferior’ al

Conglomeratelor de Bucegi. Jipa et al. (2013) identifică Membrul inferior al Formaţiunii Bucegi ca un

facies al depozitelor apţiene, pe care îl ataşează Membrului superior al Formaţiunii de Moroeni, nu

Formaţiunii de Bucegi. Faciesul grezo-conglomeratic apţian a fost descris în detaliu de Mihăilescu (în

Murgeanu et al., 1963), Patrulius (1969) şi Briceag et al. (2005).

Formaţiunea de Bucegi reprezintă o succesiune dominant ruditică, cu grosime de până la 2000 m,

în cadrul căreia Murgeanu si Patrulius (1963) au separat trei subunităţi cu grad de membri

litostratigrafic (Fig. 6). Membrul bazal (Conglomeratele medii de Bucegi) include cea mai mare parte

a Formaţiunii de Bucegi.

Grosimea acestor conglomerate atinge 1300 m în partea nordică a Masivului Bucegi, dar spre sud

grosimea se reduce progresiv ajungând la dispariţie pe o distanţă de aproximativ 15 km. Faciesul

dominant al Conglomerator medii de Bucegi constă din rudite mediu granulare, bine stratificate, slab

sortate, pe alocuri cu structuri interne de current, cu lentile subţiri de gresii. In această masă apar

intercalaţii de conglomerate tip debris flow, mai grosiere, foarte slab sortate şi cu matrice multă (Fig.

6). Există de asemenea conglomerate fin-granulare, mai bine sortate, care pot fi omogene sau să arate

structuri oblice de curent la scară mare.

Evidenţierea tendinţei de creştere a granulatiei (coarsening upward) în Formaţiunea de Bucegi este

mai complicată. Dacă se consideră succesiunea de la Conglomeratele medii de Bucegi (rudite dominant

mediu-granulare), la Conglomeratele superioare de Bucegi (rudite mediu şi grosier-granulare) și în

final la faciesul conglomeratic cu olistolite al Gresiei de Babele (Fig. 6), tendinţa coarsening upward

este clară.

Complicaţia provine de la trecerea laterală a conglomeratelor cu olistolite la gresiile şi

microconglomeratele caracteristice pentru Gresia de Babele. In plus, în sudul munţilor Bucegi şi în

zona dintre văile Ialomiţa si Dâmboviţa faciesul şi ambianţa de sedimentare ale Formaţiunii de Bucegi

se modifică radical. Succesiunea constă dintr-o alternanţă de unităţi dominant siltice si unităţi

grezoase-conglomeratice, care formează depozitele frontale rezultate prin progradare la scară foarte

mare (Jipa, 1984).

12

Tendinţa de reducere a adâncimii ambianţei de sedimentare (shallowing upward).

Fiecare dintre formaţiunile cretacic inferioare din zona de curbură evidenţiază o tendinţă

progresivă de sedimentare în apă cu adâncime mai mică. O primă categorie de raţionamente care au

condus la afirmaţia anterioară rezultă din interpretarea privind acumularea pe fundul adânc al bazinului

carpatic a depozitelor medii sau bazale ale celor trei formaţiuni cretacic inferioare care se află în

discuţie.

In depozitele de tip fliş din partea medie a Formaţiunilor de Sinaia si de Moroeni a fost evidenţiată

o asciaţie de structuri sedimentare care sugerează transportul de curenţi (laminaţie oblică si paralelă şi

urme de talpă) şi sedimentarea din suspensie (granoclasare normală). Aceste structuri au fost atribuite

acţiunii curenţilor de turbiditate şi sedimentării pe fundul adânc al baziunului (Jipa, 1961; Murgeanu et

al., 1963; Dzulynski şi Smith, 1964; Patrulius, 1969). Extinderea deosebit de mare, atât în Carpaţii

Nordici, cât şi în Carpaţii Orientali şi în Carpaţii Meridionali, sugerează de asemenea că sedimentele

Formaţiunii de Sinaia s-au acumulat în zona adâncă a bazinului sedimentar carpatic, cu condiţii

depoziţionale stabile. Depozitele Membrului inferior al Formaţiunii de Bucegi, care fac parte dintr-un

mare con conglomeratic, au fost acumulate în ambianţa baza pantei continentale şi de fund al bazinului

(Olariu et al, 2014).

La partea superioară a Formaţiunili de Moroeni (Apţian) faciesul se schimbă prin apariţia ruditelor

cu aspect de debris flow (inclusiv olistolite) si a gresiilor groase. Patrulius (1969) a utilizat termenul

fluxoturbidite descris de Dzulynski et al. (1959) şi Slaczka & Thompson (1981) pentru a caracteriza

gresiile groase de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni.

Aceste entităţi sunt privite ca acumulări de sedimente depuse în apă mai puţin adâncă, ceea ce

constituie trăsătura cea mai expresivă a tendinţei de shallowing upward. Caracterul de transport

gravitaţional se înţâlneste frecvent şi la depozite de apă adâncă, dar în sprijinul ideii de apă puţin

adâncă există argumentul solid al prezenţei calcarelor recifale urgoniene la partea superioară a

Formaţiunii de Moroeni. Calcarele urgoniene au fost descrise (Patrulius, 1969) din zone diferite şi

faciesuri diferite (fliş grezos, gresii groase şi conglomerate) de la partea medie shallowing upward şi

superioară, apţiană, a Formaţiunii de Moroeni. Fauna acestor calcare stabileşte vârsta lor Aptian

superior, sincronă cu vârsta sedimentelor în care sunt incluse. Corpurile de calcare urgoniene, cu

dimensiuni de la lentile de câţiva metri la lame cu lungime de mai multe sute de metri, sunt învelite în

brecii si conglomerate. Aceste calcare sunt algolitice, caracter care le deosdebeşte de calcarele recifale

existente în zona de self învecinată, a munţilor Perşani. Este posibil ca depozitele recifogene apţiene

ale Formaţiunii de Moroeni să se fi dezvoltat într-o zonă ceva mai adâncă a domeniului marin de

adâncime mică.

13

Depozitele conglomeratice-grezoase ale Formaţiunii de Bucegi au fost atribuite de Stanley & Hall

(1968) acumulării pe pantă sau la baza pantei submarine, în ambianţă infraneritică sau batială. Această

interpretare a fost rafinată de Olariu et al. (2014), care atribuie sedimentării pe panta inferioară a

bazinului adânc numai Membrul inferior al Formaţiunii de Bucegi. Membrul superior al Formaţiunii

de Bucegi, inclusiv Gresia de Babele, cu caractere texturale mult mai fine şi cu abundente structuri

sedimentare de curent, sunt interpretate ca rezultat al sedimentării pe şelf. Reconstituirea

paleoambientală facută de Olariu et al. (2014) substanţiază tendinţa tip shallowing upward a

sedimentării albiene din zona Bucegi.

Concepţia referitoare la sedimentarea în apă puţin adâncă a depozitelor ce constituie Membrul

superior al Formaţiunii de Sinaia se bazează numai pe argumente indirecte. Prezenţa intercalaţiilor

groase de rudite şi a bocurilor exotice de dimensiuni metrice în Membrul superior este similară

caracterelor faciale ale depozitelor de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni, aceasta din urmă

conţinând şi calcare recifale. Comunitatea evoluţiei de tip coarsening upward a acestor două formaţiuni

sugerează, de asemenea, că tendinţa shallowing upward ar putea fi atribuită şi Formaţiunii de Sinaia.

2.5. Caracterul limitelor dintre formaţiunile cretacic inferioare

In literature geologică românească (Murgeanu si Patrulius, 1957; Patrulius, 1969) există informaţii

disparate privind relaţii de discontinuitate la limitele dintre cele trei unităţi litostratigrafice cretacic

inferioare din vestul zonei de curbură a Carpaţilor. In zona Bucegi-Baiu relaţiile de disconformitate

dintre entităţile litostratigrafice cretacic inferioare au fost intuite pe baza contrastelor litologice, prin

studiul relaţiilor de superpoziţie dintre diverse orizonturi ale unităţilor aflate în contact şi prin absenţa

locală a unor subdiviziuni stratigrafice.

Datorită limitărilor impuse de gradul de aflorare, rareori au fost observate direct suprafeţele şi

relaţiile de discontinuitate. Discordanţa dintre Formaţiunea de Sinaia şi Formaţiunea de Moroeni

este evidenţiată de dispunerea depozitelor la limita dintre aceste unităţi stratigrafice. La est

de Braşov (zona Târlung) depozitele bazale ale Formaţiunii de Moroeni se aşează pe mai

multe intervale depoziţionale ale Formaţiunii de Sinaia (Murgeanu et al., 1959), iar în zona

Pietroşiţa flişul grezos apţian (Membrul median al Formaţiunii de Moroeni) repauzează

direct pe depozitele Formaţiunii de Sinaia (Patrulius, 1969). Aceleaşi relaţii au fost

recunoscute şi de Ştefănescu (1980) pe versantul estic al văii Prahovei. Breciile si

conglomeratele cu blocuri exotice care apar la limita dintre Formaţiunea de Sinaia (Tithonic-

Hauterivian) şi Formaţiunea de Moroeni (Barremian-Apţian), sunt legate de Murgeanu et al.

(1963) de procesul tectonic care a produs emersiunea post-bedouliană în zona

14

Dâmbovicioara. La limita dintre Formaţiunea de Sinaia Formaţiunii şi Formaţiunea de Moroeni nu

au fost constatate relaţii angulare, limita dintre aceste unităţi litostratigrafice având caracter de

disconformitate.

Caracterul ruditic este prezent atât la partea terminală a Formaţiunii de Moroeni, cât şi în

constituţia Membrului inferior al Formaţiunii de Bucegi. In ciuda comunităţii de faciesuri,

ambianţa sedimentară se modifică radical la limita dintre aceste entităţi litostratigrafice. La

partea superioară, Apţian-Albian bazal, a Formaţiunii de Moroeni conglomeratele constituie

corpuri distincte în masa grezoasă, reprezentănd o ambianţă de apă puţin adâncă, fapt

evidenţiat de prezenţa calcarelor recifale in situ. In contrast, conglomeratele din partea

inferioară a Formaţiunii de Bucegi formează o masă ruditică foarte groasă, extinsă cu

caractere omogene pe un areal mare, atribuită acumulării în apă adâncă (Stanley si Hall,

1978; Olariu et al., 2014).

Patrulius (1969) descrie mai multe tipuri de relaţii la limita dintre conglomeratele

bazale ale Formaţiunii de Bucegi şi depozitele grezoase-conglomeratice apţiene din partea

terminală a Formaţiunii de Moroeni. Conform acestui autor în partea centrală a masivului

Bucegi (zona localităţii Busteni) între depozitele apţiene si cele albiene există relaţii de

aparentă conformitate.

Datele de care dispunem în prezent arată că discordanţa dintre conglomeratele

Formaţiunii de Bucegi şi depozitele grezoase-conglomeratice de la partea terminală a

Formaţiunii de Moroeni este generată de procese sedimentare la scară mare, desfăşurate pe

un fond de mişcări tectonice intense. Relaţii discordante au apărut prin avansarea marelui

con ruditic albian al Membrului inferior al Formaţiunii de Bucegi (Murgeanu et al., 1963;

Mihăilescu et al, 1968 ; Patrulius et al., 1968), în zona de la baza pantei adânci a bazinului

carpatic (Olariu et al, 2014). A doua categorie de relaţii discordante între formaţiunile de

Moroeni si de Bucegi (în sudul munţilor Bucegi) a fost generată de progradarea la scară mare a

sedimentelor din partea superioară a Formaţiunii de Bucegi (Jipa, 1984), în şanţul sedimentar format

între masivul cristalin al Leaotei şi Ridicarea Zamura.

2.6. Sedimentarea cretacic inferioară sub influenţa ridicărilor tectonice

Mişcările verticale cretacic inferioare care s-au produs în zona de margine continentală au

modificat morfologia bazinului în zona Bucegi-Zamura şi au controlat în bună parte procesele de

acumulare sedimentară. Parţile superioare ale Formaţiunii de Moroeni şi Formaţiunii Bucegi reprezintă

acumulările sedimentare cel mai intens afectate de aceste ridicări.

15

Mişcări intense de ridicare au apărut în zona Bucegi-Zamura la începutul Apţianului (Bedoulian)

care au determinat exondarea zonei Dâmbovicioara, unde a funcţionat anterior (Barremian-Bedoulian)

o sedimentare de şelf, argiloasă si recifală (Fig. 9B). Această ridicare este atribuită de Murgeanu et

al. (1963) si de Patrulius (1969) fazei de început a distrofismului mezocretacic (faza tectonică Austrică

veche). Eroziunea post-bedouliană a fundamentului cristalin de Leaota corespunde sedimentării

grosiere, grezo-conglomeratice caracteristică Membrului superior al Formaţiunii de Moroeni.

Fig. 9 – Paleogeografia zonei de curbură carpatică în Cretacicul inferior.

Ridicarea fundamentlui cristalin constatată în zona Dâmbovicioara a fost însoţită de ridicări

tectonice ale fundului bazinului de sedimentare, în sudul Carpaţilor Orientali. Distribuţia areală a

calcarelor urgoniene constituie semnalul acţiunii acestor procese de ridicare. Patrulius (1969) a

constatat că, la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni din zona Bucegi-Baiu, majoritatea

calcarelor recifale urgoniene se dispun pe marginea anticlinoriului Stratelor de Sinaia (Fig. 9B). In

acest mod este conturată ridicarea Zamura (Murgeanu et al., 1963), zonă de tip haut-fond, a cărei

primă apariţie este sincronă cu sedimentarea apţiană. Este posibil ca şi ridicarea similară din zona

munţilor Baraolt să fi apărut în acelaşi timp (Mihăilescu et al, 1967) (Fig. 9A, 9C şi 9D).

Datorită ridicărilor apţiene s-a creat o zonă marină restrănsă, un golf al bazinului carpatic, între

zona subaeriană Leaota-Făgăraş şi şelful Perşani la vest si ridicarea Zamura (posibil si ridicarea

16

Baraolt) la est (Fig. 9B). Sedimentele acumulate în acest golf se remarcă printr-o accentuată varietate

facială, reflectând variaţia adâncimii de sedimentare.

Judecând după volumul ruditic al acumulării sedimentare, în timpul Albianului ridicările din sudul

Carpaţilor Orientali au atins un paroxism (faza Austrică Nouă, după Patrulius, 1969). In Albian,

sedimentarea ruditică intensă a colmatat golful format în Apţian şi s-a extins in limitele determinate de

ridicările Zamura si Baraolt (Fig. 9C). La baza pantei continentale a luat naştere un mare con ruditic.

Intr-o fază următoare a sedimentării albiene din zona Bucegi, aria de acumulare siltica, arenitică şi

ruditică a Formaţiunii de Bucegi s-a deplasat spre sud şi spre vest (Fig. 9D), urmărind relieful submarin

creat de conul membrului median al Formaţiunii de Bucegi şi de ridicarea Zamura.

2.7. Secvenţe ciclice, transgresiv-regresive cretacic inferioare

Tendinţa de tip coarsening upward reprezintă atributul fiecăreia dintre cele trei unităţi

litostratigrafice cu grad de formaţiune care constituie succesiunea sedimentară cretacic inferioară din

vestul zonei de curbură a Carpaţilor. Repetiţia acestei tendinţe evidenţiază caracterul ciclic al

succesiunii. In cadrul fiecăreia dintre formaţiunile cretacic inferioare ale zonei investigate Bucegi-Baiu,

succesiunea sedimentară este conformă şi evoluează în cadrul unei comunităţi genetice. Cu excepţia

părţii bazale, tithonice, a Formaţiunii de Sinaia despre care nu avem suficiente informaţii, suprafeţele

limită ale Formaţiunilor de Sinaia, Moroieni şi Bucegi au caracter de discontinuitate (Fig. 7). In

consecinţă unităţile litostratigrafice de Sinaia, Moroeni şi Bucegi au calitatea de secvenţă depoziţională

(Sloss et al., 1949 ; Vail et al ., 1977).

Tendinţa de shallowing upward a fost recunoscută, cu mai multă sau mai puţină evidenţă, ca un

caracter al celor trei formaţiuni sedimentare cretacic inferioare carpatice de care ne ocupăm. Aceasta

evidenţiază calitatea de secvenţe transgresiv-regresive (Embry and Johannessen, 1992) a secvenţelor

depoziţionale de Sinaia, Moroeni şi Bucegi.

Utilizănd subdiviziunile stratigrafice standard ale International Comisson of Stratigraphy (2013),

perioada de timp în care s-au dezvoltat secvenţele depoziţionale cretacic inferioare din vestul ariei de

curbură a Carpaţilor poate fi apreciată la aproximativ 15 - 20 milioane de ani pentru ciclul Formaţiunii

de Sinaia, aproximativ 17 milioane de ani pentru ciclul Formaţiunii de Moroeni şi aproximativ 10-13

milioane de ani pentru ciclul Formaţiunii Bucegi (Fig.7). Prin urmare, aceste unităti transgresiv-

regresive se încadrează în categoria secvenţelor de ordinul doi (Vail et al., 1991).

17

2.8. Curba regională a variaţiei nivelului mării

Recent, Haq (2014) a reevaluat tendinţele de variaţie globală a nivelului mării în timpul

Cretacicului. Conform curbei Haq (2014) nivelul mării în timpul Cretacicului inferior a cunoscut

variaţii relativ mici în timpul Tithonic–Beriasian, iar în cursul unei evoluţii regresive a atins nivelul

minim al mării în Valanginian (Fig. 10). După ce a marcat o creştere importantă a nivelului în

intervalul limitei Hauterivian-Barremian, pe baza curbei eustatice a fost identificată o perioadă lungă

şi relativ stabilă de nivel scăzut al mării la nivel global, care se termină cu o creştere a nivelului

eustatic, cu un maxim la finele Albianului.

Fig. 10 – Litostratigrafia Creatcicului inferior din zona de curbură carpatică; NC – zone de nannofosile calcarose identificate în depozitele cretacic inferioare după Melinte & Mutterlose (2001) şi Melinte-Dobrinescu & Jipa (2007). Comparaţie între nivelul eustiac global (Haq, 2014) şi cel regional, identificat în zona de curbură carpatică.

18

Variaţia globală a nivelului mării în timpul Cretacicului, recent reevaluată de Haq (2014), are

valabilitate evidentă şi pentru sedimentarea cretacic inferioară din sudul bazinului de sedimentare al

Carpaţilor Orientali. Evoluţia tendinţelor de shallowing upward sugerată de succesiunea secvenţelor

cretacic inferioare din zona Bucegi-Baiu (vestul zonei de curbură a Carpaţilor), evidenţiază caractere

comune cu curba globală eustatica a Cretacicului inferior (Fig. 10). Acest fapt a constituit un sprijin

important pentru evaluarea variaţiei nivelului mării în zona noastră de investigaţie.

Estimarea variaţiei nivelului mării în zona bazinului carpatic corespunzătoare părţii vestice a

curburii Carpaţilor a fost făcută prin utilizarea datelor de afloriment. Studiul în afloriment nu a

furnizat suficiente informaţii detaliate care să contureze schimbări produse de evenimente produse pe

termen scurt. Datele pe baza cărora a fost trasată curba regională a variaţiilor nivelului mării in zona

de curbură a Carpaţilor, oferă numai o perspectivă a schimbărilor pe termen lung.

Primul ciclu de regresiune-transgresiune al succesiunii sedimentare cretacic inferioare din zona

de curbură a Carpaţilor este cel al Formaţiunii de Sinaia. Perioada de regresiune, din Tithonic până în

Valanginian, corespunde tendinţei iniţiale, neocomiene, de scădere a nivelului mării figurat de curba

Haq (2014). Faza transgresivă a ciclului culminează cu depozitele Membrului superior al Formaţiunii

de Sinaia de vârstă hauteriviană-barremian inferioară, care corespunde unei ridicări importante a

nivelului mării marcată de curba eustatică globală (2014).

In intervalul Barremian-Apţian-Albian, în succesiunea depozitelor cretacic inferioare din zona

Bucegi-Baiu se recunosc două cicluri transgresiv-regresive. Partea de nivel marin ridicat a ciclului

Formaţiunii de Moroeni (Barremian-Apţian) se recunoaşte în depozitele mai grosier-granulare de la

partea superioară, apţian terminală, a Formaţiunii de Moroeni. Acest nivel maxim de transgresiune,

care nu apare pe curba Haq (2014), este o variaţie locală, eurybathică (denumire introdusă de Haq,

2014), faţă de variaţia globală a nivelului mării.

Ciclul transgresiv-regresiv albian al Formaţiunii de Bucegi este reprezentat în faza regresivă de

Membrul inferior al Formaţiunii de Bucegi. Depozitele acestei subunităţi litostratigrafice s-au

acumulat în ambianţa de apă adâncă (baza pantei şi fundul bazinului), după Olariu et al. (2014). In

hemiciclul transgresiv al Membrului superior ai Formaţiunii de Bucegi s-au acumulat sedimente de

de apă puţin adâncă, în ambianţă de self (Olariu et al., 2014).

Incheierea evoluţiei transgresive a sedimentării ruditelor de Bucegi (si a succesiunii cretacic

inferioare) este plasată la partea superioară a Albianului, fiind marcată de suprafaţa de discordanţă

albian superioară acoperită transgresiv de depozite terminale ale Albian superioare (fostul subetaj

Vraconian). Acest moment transgresiv final este sincron cu momentul final al lungului episod

(Apţian-Albian) al curbei globale a lui Haq (2014), moment în care s-a atins cel mai ridicat nivel

cretacic inferior al mării.

19

În ceea ce priveşte durata în timp, între fazele transgresivă şi regresiva ale succesiunii cretacic

inferioare carpatice există o asimetrie marcată. Fiecare etapă de regresiune a durat de două-trei ori

mai mult decât perioada de ridicare a nivelului mării din hemiciclul transgresiv (Fig. 10).

2.9. Apariţia multiplă a olistolitelor în succesiunea cretacic inferioară

În succesiunea sedimentară cretacic superioară din vestul ariei de curbură a Carpaţilor depozitele

cu olistolite apar în patru intervale (Fig. 10). Trei dintre aceste nivele cu olistolite, existente în

depozitele Membrului superior ale Formaţiunii de Sinaia (Valanginian-Barremian inferior), în

faciesul grezo-conglomeratic apţian al Formaţiunii de Moroeni şi la partea superioară a Formaţiunii

de Bucegi (Albian), sunt în relaţie clară cu arhitectura ciclică a succesiunii cretacic inferioare.

Olistolitele din aceste nivele sunt cuprinse în sedimente accumulate în ambianţe sedimentare de apă

puţin adâncă, împărtăşesc aceeaşi arie de provenienţă şi un sistem comun de transport gravitaţional.

Al patrulea nivel cu olistolite constă din blocuri mari de şisturi cristaline tip Leaota, care apar în

depozite valanginiene din partea superioară a Membrului median al Formaţiunii de Sinaia (Fig. 10).

In contrast cu celelalte trei nivele de olistolite cretacic inferioare, deşi au sedimente de tip debris flow

în bază, olistolitele valanginiene nu sunt înglobate într-o unitate litostratigrafică distinctă de tip debris

flow. Nu avem date care ar putea sugera sedimentarea în apă puţin adâncă. Informaţiile de care

dispunem evidenţiază asocierea olistolitelor valanginiene cu sedimente turbiditice ale Membrului

median al Formaţiunii de Sinaia medii, depuse pe fundul adânc al bazinului carpatic.

Dimensiunile mari (până la 2 km) si absenţa (sau raritatea) asocierii cu blocuri exotice de calcar,

arată că olistolitele Membrului median al Formaţiunii de Sinaia au o provenienţă diferită faţă de

celelalte trei nivele olistolitice cretacic inferioare din zona Bucegi-Baiu. Patrulius (1963) presupune

că olistolitele valanginiene au fost generate de o lamă de cristalin din fundament ridicată prin mişcări

tectonice, procesele gravitaţionale contribuind numai la deplasarea blocurile rezultate prin demolarea

acestei ridicăi tectonice. Conform pozitiei lor stratigrafice olistolitele valanginiene corespund

momentului de regresiune maximă descris de curba variaţiei globale a nivelului mării (Haq, 2014).

2.10. Factori majori care au influenţat apariţia nivelelor de olistolite

Relaţia tectogeneză-olistolite cretacic inferioare

Orogeneza mezocretacică a produs efecte importante în zona sudică a Carpaţilor;

procesele tectonice au produs modificări ale morfologiei zonei marginale a bazinului de sedimentare

20

în sudul Carpaţilor Orientali, afectând atât zona emersă a fundamentului cristalin cât şi relieful

fundului subacvatic.

Unele momente orogenice sunt mai uşor de identificat în istoria cretacic inferioară a acumulării

sedimentare din zona de curbura a Carpaţilor. Faza austrică precoce este evidenţiată de emersiunea

post-bedouliană a fundamentului cristalin in zona Dâmbovicioara (Murgeanu et al., 1963). In zona

văii Prahova, olistolitele Membrului superior a Formaţiunii de Sinaia (Hauterivian-Barremian

inferior) sunt localizate la partea superioară a acestei subunităţi. Olistolite mari de calcare jurasice

sunt menţionate de Patrulius (1969) la SE de Braşov, localizate imediat deasupra Membrului

superior al Formaţiunii de Sinaia, la partea bazală a Formaţiunii de Moroeni. Astfel, vârsta

depozitelor cu olistolite este în principal Hauterivian superioară, dar ajunge pâna în Barremianul

inferior. Această perioadă de timp este imediat anterioară emersiunii post-bedouliene din zona

Dâmbovicioara, probabil în faza de amplificare a mişcărilor austrice precoce. Există, prin urmare,

argumente privind rolul de factor de influenţă a proceselor tectonice asupra generării olistolitelor din

partea terminală a Formaţiunii de Sinaia (inclusiv din baza Formaţiunii de Moroeni).

Sedimentarea cretacic inferioară a fost sistată spre partea superioară a Albianului, de ridicarea

produsă de tectogeneza austrică târzie, care a determinat emersiune şi eroziune extinsă în zona

corespunzătoare curburii Carpaţilor (Murgeanu et al., 1963). Procesele de ridicare sinsedimentară ale

acestei faze orogenice reprezintă principalul factor de control al acumulării stivei albiene de

conglomerate şi gresii cu grosime de până la 2000 m. Apariţia unui nivel de depozite cu olistolite în

partea terminală a Formaţiunii de Bucegi este sincronă cu etapa superioară, mai intensă, a orogenezei

austrice noi.

Nivelul apţian cu olistolite de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni apare în mijlocul

perioadei de desfăşurare a tectogenezei mezocretacice, între faza austrică precoce şi faza austrică

târzie. Deformările tectonice care afectează depozitele Formaţiunii de Moroeni arată că activitatea

tectonică a continuat şi între cele două faze austrice, constituind un factor de influenţă şi pentru

nivelul apţian cu olistolite. Apariţia marilor olistolite de şisturi cristaline înglobate în depozitele de

flisş ale Formaţiunii de Sinaia (Berriasian superior-Valanginian-Hauterivian bazal) este atribuită unor

procese tectonice, probabil submarine , urmate de deplasări gravitaţionale (Patrulius, 1963).

Relaţia olistolite-nivelul mării.

Legătura dintre constituirea depozitelor cu olistolite şi variaţia globală şi pe termen lung a

nivelului mării apare evidentă. Olistolitele incluse în depozitele Formaţiunii de Sinaia, Membrul

superior, au fost acumulate în momentul existenţei unei importante creşteri a nivelului mării.

Depozitele cu olistolite de la partea superioară a Formaţiunii de Bucegi sunt sincrone unei creşteri şi

mai mari a nivelului mării, produsă în Albianul superior (Haq, 2014). Apariţia olistolitelor

21

accumulate în timpul Apţianului este sincronă cu un moment de nivel ridicat al mării cu semnificaţie

locală sau regională (eurybathic). Apariţia olistolitelor valanginiene din depozitele membrului mediu

al Formaţiunii de Sinaia arată alt tip de relaţie cu variaţia nivelului mării. Nivelul cu olistolite

valanginiene este sincron cu cea mai importantă cadere a nivelului global al mării din Cretacicul

inferior (Haq, 2014).

Modificarea morfologiei bazinului de sedimentare în zona de curbură a Carpaţilor sub

influenţa proceselor tectonice mezocretacice, a reprezentat un mijloc de control regional al

provenienţei şi deplăsarii pe pantă a blocurilor exotice. Dar cea mai clară relaţie a fost între variaţia

globală (si în mai mică măsură si regională) pe termen lung a nivelului mării si apariţia olistolitelor în

depozitele cretacic inferioare (Fig. 10). In consecinţă, geneza olistolitelor, un proces legat de o arie

relativ restrânsă, apare legată de evoluţia unui fenomen de amploare globală cu desfăşurare pe termen

lung.

Una dintre cauzele importante ale variaţiei eustatice pe termen lung este modificarea de volum

a bazinelor oceanice, prin procese care sunt parte a dinamicii interne a pământului (Haq, 2014 ;

Wagreich et al., 2014). Schimbarile terestre adânci implică formarea unui relief cu lungime mare de

undă prin curgere vâscoasă în cadrul mantalei, adică « topografia dinamica » (Moucha et al., 2008;

Conrad, 2013). In istoria Pământului variaţia topografiei dinamice a cauzat numeroase schimbări,

inclusiv schimbări globale pe termen lung ale nivelului mării.

In prezent se prezintă din ce în ce mai multe evidenţe, care arată că topografia dinamică

reprezintă un factor major al variaţiei eustatice. Ridicarea sau subsidenţa suprafeţei terestre datorită

deformaţiilor elastice ale mantalei terestre a generat căderi sau ridicări ale nivelului mării. In această

perspectivă, evenimentele pe termen scurt (procese tectonice) care au generat acumulările de

olistolite cretacic inferioare din vestul zonei de curbură a Carpaţilor au fost subordonate factorilor

care au guvernat variaţia globală cretacic inferioară a nivelului mării. Dinamica topografiei suprafeţei

terestre a impulsionat şi procesele tectonice, majorând posibilitatea desprinderii unor blocurilor

provenite din relieful subaerian. Ridicarea nivelului mării a înlesnit transferul blocurilor rezultate din

demolarea reliefului subaerian şi a facilitat deplasarea lor pe panta submarină.

22

3. URMĂRIREA REPARTIŢIEI FRAGMENTELOR DE ROCI EXOTICE ÎN

CRETACICUL DIN ZONA FLISULUI CARPAŢILOR ORIENTALI

Fragmentele de roci exotice, incluzând granodiorite şi şisturi cristaline au fost identificate încă din

prima jumătate a secolului trecut în zona flişului Carpaţilor Orientali. Descoperirile din secolul trecut

au evidenţiat prezenţa rocilor exotice începând cu N Carpaţilor Orientali (la sud de Gura Homorului,

Stulpicani), pana în sudul Carpaţilor Orientali, în jurul localităţii Fieni. Pentru prima dată, Preda (1924)

arată că în Senonianul de la est de valea Teleajenului (Slon) se întâlneşte un conglomerat cu elemente

de un porfir roşu ca sângele, conglomerat în care se găsesc şi fragmente de inocerami. Murgeanu

(1927) identifică în Senonianul dintre văile Ialomiţei şi Bărbuleţului, mai precis de la Cucuteni la

Fieni, gresii şi arcoze cu feldspat roşu şi cu fragmente de inocerami. În acelaşi an, Protescu şi

Murgeanu (1927) atată că în marnele roşii senoniene de la Breaza se întâlnesc blocuri sau pietrişuri cu

muchii ascuţite de roci eruptive acide şi gresii arcoziene cu resturi de inocerami şi belemniţi. În

manuscrisul cuprinzând explicaţii asupra foii Câmpina, Popescu-Voiteşti (1927) menţionează

existenţa, în Senonian, a unei „brecii cu elemente granitice roşii”. De asemenea, Popescu-Voiteşti

(1929) menţionează existenţa unei roci granitice cu feldspat roz în Senonianul de la Ursei, între Proviţa

şi Bezdead. Filipescu (1930) arată că în marnele roşii atribuite Senonianului, între văile Teleajenului şi

Doftanei, se întâlnesc frecvente intercalaţii de arene granitice roşii cimentate uneori într-un fel de

arcoză, mai mult sau mai puţin fină, bogată în fragmente de inocerami.

Murgeanu (1933), într-o precizare făcută asupra datelor cunoscute până atunci privitoare la

depozitele cu feldspat roşu din Senonianul din Muntenia de răsărit, bazat pe studiul făcut de Codarcea

(1937), arată că fragmentele de roci cristaline care se întâlnesc în arenele, gresiile grosiere şi arcozele

intercalate în Senonian sunt reprezentate prin granodiorite, granodiorite albitice, porfire granodioritice,

pegmatite, aplite, lamprofire, precum şi prin şisturi cristaline ca: paragnaise cu biotitz, cuarţite

feldspatice, filite cuarţitice. De asemenea, arată că, însoţind intercalaţiile de arene, gresii grosiere şi

arcoze, în depozitele senoniane apar frecvente elaborări de săruri de cupru (malachit), oxizi de mangan

şi concreţiuni de baritină. Autorul mai sus menţionat, reprezentând într-o schemă repartiţia acestor

depozite cu feldspat roşu în Muntenia de răsărit, ajunge la concluzia că materialul din care s-au format

acestea a rezultat dintr-o cordilieră care străbătea geosinclinalul flişului şi pe care o denumeşte

cordiliera cumană.

Filipescu (1934) în baza lucrărilor efectuate între anii 1930-1934, privind regiunea dintre văile

Teleajen şi Prahova, ajunge la aceleaşi concluzii ca şi Murgeanu în ceea ce priveşte originea

materialului din arenele, gresiile grosiere şi arcozele intercalate în Senonianul din această regiune.

Explică formarea arenitelor şi pune în evidenţă în aceste depozite şi prezenţa fragmentelor de calcare

23

cu Calpionella alpina. Cercetând mineralele grele din nisipurile care se întâlnesc în Senonianul de la

Breaza, Filipescu (1937) ajunge şi pe această cale la concluzia că elementele cristaline din arenele,

gresiile grosiere şi arcozele intercalate în Senonian nu sunt de origine carpatică, ci exotică.

Din cele arătate, reiese că, din 1922 şi până în 1934, intercalaţiile din depozitele alcătuite din

fragmente de roci cristaline cu feldspat roşu, în depozitele cretacice, reprezintă un argument pentru a

atribui acestor depozite vârsta senoniană. Datorită acestui fapt, Filipescu (1937) găsind pe valea

Dămăcuşa la Zagon, între şisturi negre cretacice, depozite cu feldspat roşu, se raliază părerii susţinute

la acea dată de Preda şi Băncilă (1934) asupra vârstei senoniene a şisturilor negre.

Contrar părerii exprimate de Murgeanu şi Filipescu asupra originii exotice a materialului cu

feldspat roşu din arene, gresii grosiere şi arcoze cretacice, Băncilă (1958) susţine că acest material ar

proveni din cordiliere care aparţin Carpaţilor şi nu unui fundament al regiunilor de la exteriorul acestor

munţi. Ulterior, Filipescu (1957), stabilind vârsta şi orizontarea şisturilor negre din Carpaţii Orientali,

a semnalat numeroase nivele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspat roşu: 2 nivele în complexul şistos

(Apţian-Albian inferior), 3 nivele în complexul gresiilor glauconitice (Albian mediu-Vraconian) şi 5-7

nivele în Stratele de Zagon (Cenomanian-Turonian). Dacă la aceste 10-12 nivele se adaugă cel puţin

două nivele din marnele roşii senoniene, rezultă că în Cretacicul Carpaţilor Orientali apar cel puţin 12

nivele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspat roşu. Un alt fapt interesant legat de repartiţia geologică a

gresiilor grosiere şi a arcozelor cu feldspat roşu din Cretacic este acela pus în evidenţă de Filipescu

(1939), şi anume că asemenea depozite sunt frecvente în acea zonă a flişului, în care Cretacicul inferior

şi începutul Cretacicului superior sunt reprezentate prin seria şisturilor negre din flişul extern,

asemenea depozite lipsind cu totul în flişul intern. De aici s-a tras concluzia că sedimentele

Cretacicului din flişul intern s-au depus într-un bazin al cărui fundament era reprezentat prin cristalino-

mezozoicul de tip carpatic, în timp ce sedimentarea cretacicului flişului extern s-a făcut într-un bazin al

cărui fundament, ridicat în unele părţi sub formă de cordiliere şi insule, era deosebit de cel carpatic.

Una dintre aceste cordiliere era şi cordiliera cumană menţionată prima oară de Murgeanu (1933).

Studiul microscopic a arătat că în gresiile grosiere şi în arcozele cu feldspat roşu din Cretacicul

inferior se întâlnesc mai ales fragmente de calcar microgranular cu radiolari calcifiaţi sau resilicificaţi,

iar în depozitele din aceeaşi categorie din Cretacicul superior se întîlnesc fragmente de calcar

microgranular cu Tintinnidae. Sunt frecvente, de asemenea, fragmentele de calcilutite foarte bogate în

foraminifere. Alte elemente, nelipsite la toate nivelele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspat roşu, sunt

fragmentele de şisturi cloritoase foarte asemănătoare şisturilor verzi dobrogene.

Pe baza datelor cunoscute până în anul 1933, Murgeanu trasează extinderea cordilierei cumane

între văile Dâmboviţei şi Buzăului. Cercetările ulterioare, datorate lui Filipescu et al. (1933), au condus

la descoperirea unor noi fapte care arată că această cordilieră avea o extensiune mult mai mare în

24

Carpaţii Orientali, gresiile grosiere şi arcozele cu feldspat roşu fiind regăsite în diferite complexe ale

’seriei’ şisturilor negre (actualmente Formaţiunea de Audia din Pânza de Audia), între văile Buzăului şi

Moldovei. În repartiţia acestor roci în suprafaţa menţionată se pot separa trei sectoare: cel dintre valea

Dâmboviţei şi Râul Negru, în care sunt foarte frecvente fragmentele cristaline cu feldspat roşu; sectorul

dintre Râul Negru şi valea Bistriţei, în care asemenea roci sunt foarte rare sau nu se cunosc încă şi

sectorul dintre văile Bistriţei şi Moldovei, în care intercalaţiile de roci cu feldspat roşu sunt destul de

frecvente. In opinia autorilor menţionaţi mai sus, această repartiţie inegală a materialului cristalin cu

feldspat roşu în depozitele cretacice arată că sursa de alimentare cu asemenea material nu a fost

continuă sau la fel de dezvoltată, putându-se distinge două centre puternice: unul între valea

Dâmboviţei şi Râul Negr şi altul, între văile Bistriţei şi Moldovei.

Din datele prezentate, se pot desprinde următoarele concluzii generale:

a) În Cretacicul din flişul extern al Carpaţilor Orientali începând din Apţian şi până în Senonian

inclusiv se intercalează circa 12 nivele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspar roşu;

b) Asemenea depozite ce se întâlnesc din valea Dâmboviţei şi până în valea Moldovei sunt grupate

în două sectoare, unul între valea Dâmboviţei şi Râul Negru şi altul între văile Bistriţei şi

Moldovei;

c) Materialul cristalin, caracterizat prin feldspat roşu remaniat în gresiile grosiere şi arcozele din

Cretacic, provine din formaţiuni necarpatice, probabil dintr-un fundament hercinic din care face

parte şi seria şisturilor verzi dobrogene în care sunt cunoscute roci cu feldspat roşu;

d) Fundamentul hercinic, din care au fost remaniate fragmentele de roci cristaline cu feldspat roşu,

se prezenta în timpul Cretacicului sub forma a două creste: una dirijată SV-NE şi alta dirijată SE-

NV, creste care începând din valea Buzăului spre nord formează trunchi comun paralel cu catena

carpatică.

În cadrul acestui proiect, a fost iniţiată analiza ocurenţelor rocilor exotice din Carpaţii Orientali,

pentru realizarea reconstituirilor paleogeografice, inclusiv poziţionarea cordierelor descrise anterior,

cumană şi pericarpatică. De aceea, au fost iniţiate studii detaliat de teren in zona de curbură carpatică,

asupra mai multor unitaţi tectonice aparţinând unitatilor Moldavidelor interne (Pânza de Teleajen,

Pânza de Audia şi Pânza de Macla) – Fig. 11.

25

Teleajen

Tarcau

Audia

Macla

Bobu

Upper Eocene

Fig. 11 – Secţiunile studiate pentru distribuţia rocilor exotice in flişul intern al Carpaţilor Orientali, din Pânzele de Teleajen, Audia şi Macla (de la V la E) (Harta geologică digitizată după Foaia Covasna,

scara 1:200.000, autori Dumitrescu et al., 1971, Imprimeria Institutului Geologic al României).

26

Tabel 1 – Drum de creastă din Slon până la Vf. lui Crai

NR. PROBA DESCRIERE COORDONATE

S1 Fliș șistos de tip Teleajen, pelite cenușii și verzi și gresii dm, cu granodiorite

45.37245 N / 26.03048 E

S2 Fliș grezos de tip Teleajen cu gresii cenușii micacee dm; în structură anticlinală; granodiorite nivele cm

45.38267 N / 26.03072 E

S3 Fliș grezos de tip Teleajen cu gresii cenușii micacee dm; ax de anticlinal (foarte mult calcit și falii intraformaționale).

45.38451 N / 26.03072 E

S5

Gresii masive, fracturate, cu intercalații foarte dure tip filite verzi și roșii. Există și gresii f. dure laminate. Multe fragmente de granodiorite

45.39607 N / 26.04627 E

S6 Formatiunea de Teleajen cu multe gresii convolute. Gresiile au în bază microconglomerate. Foarte puține pelite, subordonat

45.4021 N / 26.04703 E

S7 Gresii masive care au intercalate pachete de fliș grezos, cu granodiorite

45.40851 N / 26.04726 E

S8 Foarte multe fragmente angulare de granodiorite in fliș șistos tip Teleajen, cu gresii convolute

45.40995 N / 26.04815 E

Tabel 2 – Secţiunea Valea Bâsca cu Cale

NR. PROBA DESCRIERE COORDONATE

BS1 Pelite negre și roșii în strate centimetrice aparținând Formațiunii de Macla, cu granodiorite cm intercalate.

45.39064 N / 26.01457 E / 

BS2 Fliș șistos, cu pelitele cenușii-verzi și gresii subțiri cm., cu glauconit, pe 15 cm (Formațiunea de Macla).

45.40862 N / 26.1463 E

BS3

Gresii masive de tip Teleajen în bază, mai sus alternanță de pelite cenușii și roșii cu gresii în strate groase. Prezintă o cută intraformațională.

45.41069 N / 26.13786

BS4 Pelite roșii, albe și verzi posibil din Formațiunea de Dumbrăvioara din Pânza de Teleajen.

45.41852 N / 26.12602 E

BS5 Flis șistos tip Teleajen, cu multe pelite cenușii 45.4134 N / 26.12923 E

BS6

Pelite roșii, cenușii și verzi, ce conțin strate tufite milimetrice gălbui-maronii și un strat gros de 30-60 cm de conglomerat cu ciment negricios.

45.40662 N / 26.15108 E

27

Tabel 3 – Secţiunea Valea Telejenelului

NR. PROBA DESCRIERE COORDONATE

TB1 Fliș grezos de tip Teleajen cu gresii cenușii micacee dm, pe cascada Schinda

45.37673 N / 26.02002 E

TB2

Strate dm de gresii curbicorticale de tip Teleajen cu joint-uri de pelite cenușii

45.39064 N / 26.01457 E

TB3

Gresii masive în bancuri metrice, în malul stâng al Telejenelului (Fm. de Teleajen)

45.3971 N / 26.01137 E

TB4 Gresii masive (grosime stratigrafică > 60 cm), micacee, cenușii, din Pânza de Teleajen

45 24 01 N / 26 034.3 E

TB5 Fliș grezos de tip Teleajen 45 24 50 N / 25 59 28.04 E

TB6

Fliș grezos tip Teleajen, în malul drumului ce urcă pe malul drept al Telejenelului 

45.41372 N / 25.9917 E

TB7 Intersecția drumul forestier Telejenel Axial cu drumul forestier Pârâul Mănăila

45.45492 N / 26.00755 E

TB8 Afloriment de fliș șistos în malul stâng al Telejenelului

45.46478 N / 26.0163 E

În mod surprinzător, cele mai multe roci exotice au fost identificate în Pânza de Teleajen (unitate

tectonică inclusă iniţial, până în anii 60-70 ai secolului trecut, în flişul intern). În această unitate

tectonică, granodioritele identificate, precum şi fragmentele de filite verzi şi roşii, au fost exclusiv

observate şi colectate din Formaţiunea de Teleajen (Tabel 1 si Fig. 12), la altitudini de peste 800 m.

De asemenea, au fost identificate fragmente de roci exotice, granodiorite (Fig. 12, 13 şi tabel 2) şi în

Pânza de Macla (care anterior, ca unitate tectonică, a fost inclusă, până în anii 60-70 ai secolului trecut,

împreună cu Pânza de Audia în “zona de solzi” a flişului extern).

28

Fig. 12 - Fragmente decimentrice angulare de granodiorite (cercuri albe) la paza pantei spre Vârful lui Crai

(Fm. de Teleajen din Pânza de Teleajen). (Foto Adrian Popa, mai 2015).

Fig. 13 – Granodiorite cm intercalate în Fm. de Macla (Pânza de Macla) pe Valea Bâsca cu Cale. (Foto Adrian Gherghe, mai 2015).

29

.

Fig. 14 – Stânga: Fragmente de claste roşii (granodiorite) pe gresii cu laminaţie paralelă in Moldavidele interne

(Pânza de Teleajen) – proba S5 din Fig. 12 si Tabel 1; Dreapta: claste de tip şisturi verzi dobrogean in Moldaviddele externe (Pânza de Vrancea) Carpaţilor Orientali (Foto Relu-Dumitru Roban).

4. DISEMINAREA REZULTATELOR PROIECTULUI COMUNICĂRI ORALE (SUBLINIERI LA MEMBRII ECHIPEI PROIECTULUI)

1) STRATI 2015 Graz, 19-23 IULIE 2015

MELINTE-DOBRINESCU, M.C., ROBAN, R., MITRICA, D., BRUSTUR, T., STANESCU, I.,

POPA, A., 2015: Valanginian to Cenomanian Oceanic Dysoxia/Anoxia in the Eastern Carpathian

Nappes.

2) STRATI 2015 Graz, 19-23 IULIE 2015

JIPA, D., HAQ, B., MELINTE-DOBRINESCU, M.C., 2015: Lower Cretaceous olistolith occurrences

in the bend region of the Romanian Carpathians.

3) 31st IAS (International Association of Sedimentologists) Meeting, Cracovia, Polonia, 22-25 iunie

2015

ROBAN, R., KRÉZSEK, C. MELINTE-DOBRINESCU, M.C., 2015. Lower Cretaceous depositional

systems in the outer part of the Eastern Carpathians.

30

PUBLICARE DE LUCRĂRI (SUBLINIERI LA MEMBRII ECHIPEI PROIECTULUI)

Melinte-Dobrinescu, M.C, Roban, R., Stoica, M. 2015. Palaeoenvironmental changes across the

Albian/Cenomanian boundary interval in the Eastern Carpathians. Cretaceous Research 54, 68-85,

doi./10.1016/j.cretres.2014.10010 ISI PAPER.

Lamolda, M. Melinte-Dobrinescu, M.C, Kaiho, K. Mass extinction and recovery patterns of

calcareous nannofossils across the K/T boundary in Agost section (Betic Cordillera, Spain) Marine

Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.10.003 ISI

PAPER

Tüysüz, O. Melinte-Dobrinescu, M.C., Yılmaz, I.O., Kirici, S., Švabenická, L., Skupien, P. The

Kapanboğazı formation: a key unit for understanding Late Cretaceous evolution of the Pontides, N

Turkey. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology

dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.06.028 ISI PAPER

Sames, B., Wagreich, M., Wendler, J.E., Haq, B.U., Conrad, C.P., Melinte-Dobrinescu, M.C., Hu, X.,

Wendler, I., Wolfgring, E., Yılmaz, I.O, Zorina, S.O., 2015. Review: Short-term sea-level changes

in a greenhouse world — A view from the Cretaceous. Palaeogeography, Palaeoclimatology,

Palaeoecology dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.10.045 ISI PAPER

Bibliografie Băncilă, I., 1958. Geologia Carpaţilor Orientali. Ed. Ştiinţifică, Bucureşti. Codarcea, Al., 1937. Étude micrographique des roches cristallines du Sénonien de Breaza. D. S. Inst. Geol.

Roum., XXI, Bucureşti. Conrad, C.P., 2013. The solid Earth's influence on sea level. Geol. Soc. Am. Bull. 125, 1027–1052. Contescu, L., 1968. Contescu, L., 1968. Préflysch et postflysch, deux formations géosynclinales

syndiastrophiques. Annales de la Société Géologique de Pologne 37/1, 67-78. Contescu, L., Mihăilescu, M., 1962. Étude sédimentologique des dépôts aptiens de Pietroşiţa (Vallée de la

Ialomiţa). Révue de Géologie et de Géographie VI, 1, 67–104. Cieszkowski, M., Golonka, J., 2006. Olistostromes as indicators of the Geodynamic Process (Northern

Carpathians). Geolines 20, 27–28. Dimitrescu, R., Patrulius, D., Popescu, I., 1971. Geological map of Romania, 1:50 000 scale, Rucăr. Geological

Institute of Romania, Bucureşti. Dumitrescu, I., Săndulescu, M., 1968. Problèmes structuraux fondamentaux des Carpates roumaines et de leur

avant-pays. Ann. Com. Géol. 36, 195–218. Dumitrescu, I., Săndulescu, M., Bandrabur, T., Săndulescu, J., 1970. Geological Maps of Romania, 1: 200,000,

Sheet Covasna. Edited by the Geological Institute of Romania. Dzulynski, S., Ksiazkiewicz, M., Kuenen, P.H., 1959. Turbidites in flysch of the Polish Carpathian Mountains.

Bull. Geol. Soc. Am. 70, 1089–1118. Dzulynski, S., Smith, A. J., 1964. Flysch facies. Ann. Soc. Geol. Pologne 34, 245–266. Gradstein, F., Ogg, K., Schmitz, M., Ogg, G. 2012. The Geological Time Scale 2012. Elsevier 1176 pp.

31

Embry, A.F., Johannessen, E.P., 1992. T-R sequence stratigraphy, facies analysis and reservoir distribution in the uppermost Triassic-Lower Jurassic succession, western Sverdrup Basin, Arctic Canada. In: Vorren, T.O., Bergsager, E., Dahl-Stamnes, O.A., Holter, E., Johansen, B., Lie, E., Lund, T.B. (Eds.), Arctic Geology and Petroleum Potential, vol.2 Norwegian Petroleum Society, pp.121–146.

Filipescu, M. G., 1933. Note préliminaire sur les recherches géologiques dans la region comprise entre la vallée du Teleajen et la vallée du Doftana dans le district de Prahova. C.R. Inst. Geol. Roum., XIX, Bucharest.

Filipescu, M.G., 1934. Cercetări geologice între Valea Teleajenului şi Valea Doftanei (jud. Prahova). Filipescu, M. G., 1937. Étude géologique dans la région comprise entre la vallée du Teleajen et les vallées du

Slănic et du Bîsca Mică. Bul. Lab. Min., II, Bucureşti. Filipescu, M. G., 1939. Sur la nature et d’âge du dépôt du soubassement du Sarmatien rencontré dans le forage du

Horodnic. Bull. Sect. Sci. Acad. Roum., XXI, Bucharest. Filipescu, M. G., 1957. Contribuţiuni la orizontarea stratigrafică a Cretacicului din flişul eocen dintre văile

Teleajen şi Uzu. Bul. Şt. Acad. RPR, II/1, Bucureşti. Haq, B.U., 2014. Cretaceous eustasy revisited. Global and Planetary Change 113, 44–58. Jipa, D., 1961. Calcarenitele stratelor de Comarnic: curenţi, sedimentaţie, geneză. Studii şi cercetări geologice,

VI/1, 27–54. Jipa, D., 1965. Asupra genezei şi nomenclaturii unor calcare eocretacice din flişul Carpatilor Orientali. Studii şi

cercetări geologice, geofizice şi geografice, Seria geologie, 9/2, 525–532. Jipa, D., 1980. Orogenesis and Flysch Sedimentation. Critical Remarks on the Alpine Model. Sed. Geol., 27/3,

229–239. Jipa, D., 1984. Large scale progradation structures in the Romanian Carpathians: facts and hypothesis. Anuarul

Institutului de Geologie si Geofizica LXIV, 455-463. Jipa, D.C., Ungureanu, C., Ion, G., 2013. Stratigraphy and tectonics of the uppermost Bucegi Conglomerate

Formation (Albian, Eastern Carpathians, Romania). Geo-Eco-Marina 19, 1–13. Melinte, M., Mutterlose, J., 2001. A Valanginian (Early Cretaceous) ‘boreal nannoplankton excursion’ in sections

from Romania. Marine Micropaleontology 43, 1–25. Melinte-Dobrinescu, M.C., Jipa, D.C., 2007. Stratigraphy of the Lower Cretaceous Sediments from the

Carpathian Bend Area, Romania. Acta Geologica Sinica 81/6, 949–956. Mihăilescu, N., Panin, N., Contescu, N., Jipa, D., 1967. Transportul si sedimentarea galetilor din molasa

conglomeratica albiană din Carpaţii Orientali (România). Stud. Cerc. Geol. Geofiz, Geogr., Seria Geologie 12/1, 231-236.

Murgeanu, G., 1927. Ridicări geologice între v. Ialomiţei şi v. Bărbuleţului, la nord de Pucioasa-Pietrari. D. S. Inst. Geol. Rom., XV, Bucureşti.

Murgeanu, G., 1930. Cretacicul şi Terţiarul în împrejurimile Pietroşiţei şi Bezdeadului, jud. Damboviţa. Dări de Seamă ale Institutului Geologic XIV, 120–133.

Murgeanu, M. G., 1933. Sur une cordillère ante-sénonienne dans le geosinclinal du flysch carpatique. Murgeanu, G., Patrulius, D., 1957. Le Crétacé supérieur de la Leaota et l'âge des Conglomerats de Bucegi. Revue

Roumaine de Géologie et Géographie 1, 109–124. Murgeanu, G., Patrulius, D., Contescu, R., 1959. Flişul cretacic din bazinul văii Târlungului. Studii Cercetări

Geologie 1, 7-24. Murgeanu, G., Patrulius, D., Contescu, L., Jipa, D., 1961. Le flysch crétacé de la partie méridionale des Monts

Baraolt. Revue Géologie Géograpie 5/2, 161-175. Murgeanu, G., Patrulius, D., 1963. Les conglomérates de Bucegi, formation de molasse mésocrétacée des

Carpates Orientales. Résumés des communications. Association Géologique Carpato-Balkanique, Congres VI, p. 113–115.

Murgeanu, G., Patrulius, D., Contescu, R., Jipa, D., Mihăilescu, N., Panin, N. 1963. Stratigrafia şi sedimentogeneza terenurilor cretacice din partea internă a curburii Carpaţilor. Geological Carpatho-Balkan Association, Congress V, III/2, 31–58.

Murgeanu, G., Filipescu M.G., Patrulius D., Tocorjescu, M., Contescu, L., Jipa, D., Mihăilescu, N., Bombită, G., Panin, N., Butac, A., Alexandrescu, G., Mutihac, V., Săndulescu, M., Bratu, E. Iliescu, G., 1963b. Privire generală asupra flisului cretacic de la Curbura Carpaţilor. Ghidul excursiilor. B. Carpaţii Orienali. Asoc. Geol. Carpato-Balcanică. Congresul V., 101 pp.

Olariu, C., Jipa, D.C., Steel, R., Melinte-Dobrinescu, M.C., 2014. Genetic significance of an Albian conglomerate clastic wedge, Eastern Carpathians (Romania). Sedimentary Geology 299, 42–59.

Panin, N., Mihăilescu, N., Jipa, D., Contescu, L., 1963. Asupra modului de formare a conglomeratelor de Bucegi. Asociatia Geologică Carpato-Balcanică. Congr. V, Comunicări ştiinţifice, Secţia II, 89-102.

32

Patrulius, D., 1969. Geologia Masivului Bucegi şi a Culoarului Dîmbovicioara. Editura Academiei Republicii Socialiste România, 321 pp.

Patrulius, D., Jipa, D. Ştefănescu, M., 1965. Le flysch tithonique-neocomien des Carpates Roumains. Carpatho-Balkan Geol. Assoc, VIIth Congress Sofia, Sept. 1965. Reports, Part II, 1, 251–255.

Patrulius, D., Dimitrescu, R., Codarcea-Dessila, M., 1967a. Geological Maps of Romania, 1: 200,000, Sheet Braşov. Edited by the Geological Institute of Romania.

Patrulius, D, Panin, N., Panin, S., 1967b. Sedimentogeneza formaţiunilor cretacice din Munţii Perşani si împrejurimile Codlei (Curbura Carpaţilor). Dări de Seamă ale Sedinţelor Institutul de Geologie si Geofizică, Bucureşti LIV/3, 113-141.

Patrulius, D., Dimitrescu, R., Popescu, I., 1971. Geological Map of Romania, scale 1:50,000, Sheet 110d Moeciu. Publishing House of the Geological Institute of Romania. Bucharest.

Patrulius, D., Avram, E., 1976a. Stratigraphie et corrélation des terraines néocomienset barrêmo-bedouliens du Couloir de Dâmbovicioara (Carpates Orientales). Compt. Rend. Acad. Sci. Paris 62 (4), 135–160.

Patrulius, D., Neagu, T., Avram, E., Pop, G., 1976b. The Jurassic/Cretaceous Boundary in Romania. Anuarul Institutului de Geologies şi Geofizică 50, 71–125.

Preda, D.M., 1924. Geologia şi tectonica părţii de răsărit a jud. Prahova. An. Inst. Geol. Rom., X, Bucureşti. Preda, D.M., Băncilă I., 1934. Vîrsta şisturilor negre din bazinul Trotuşului. Bul. Soc. Geol. Rom., III, Bucureşti Popescu-Voiteşti I., 1927. Carte géologique de la vallée de la Prahova entre Câmpina et Comarnic (revue et

completee par O. Protescu et G. Murgeanu). IIème reun. de l’Assoc. Carpath., Guide ds excurs., Bucharest. Popescu-Voiteşti I., 1929. Aperçu synthétique sur la structure des regions carpathiques. Rev. Muz. Geol. Min.

Univ. Cluj, III, Cluj. Protescu O., Murgeanu G., 1927. Géologie de la vallée de la Prahova. IIème reun. de l’Association Carpath.-

Balkan, Guide des excursions, Bucarest. Sloss, L.L., Krumbein, W.C., Dapples, E.C., 1949. Integrated facies analysis. In: Longwell C.R. (Ed.),

Sedimentary Facies in Geology History. Geological Society of America, pp. 91-124. Stanley, D.J., Hall, B., 1978. The Bucegi conglomerates: a Romanian Carpathian submarine slope deposit. Nature

276, 60–64. Ştefănescu, M., 1976. O nouă imagine a structurii flişului intern din zona de curbură a Carpaţilor. Dari de Seamă

ale Institutului de Geologie şi Geofizică LXII/5, 257–279. Ştefănescu, M. (Ed.), 1980. Geological Map of Romania, scale 1:50.000. Sheet Baiu (Sinaia). Printing House of

the Geological Institute of Romania. Ştefănescu, M., 1995. Stratigraphy and structure of Cretaceous and Paleogene flysch deposits between Prahova

and Ialomiţa valleys. Romanian Journal of Tectonics and Regional Geology 76/1, 4–49. Ştefănescu, M., Polonic, P., 1988. Geological cross-sections at scale 1:200,000 across Romania, Section AB.

Geological and Geophysical Institute Printing House, Bucharest. Vail, P.R., Mitchum, Jr., R.M., Todd, R.G., et al., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level.

AAPG Mem. 26, 49–212. Vinogradov, C., 1964. Contribuţii la cunoaşterea fundamentului anticlinoriului Zamura şi a magmatismului

ofiolitic legat de stratele de Sinaia. Analele Universităţii Bucureşti, Geol.-Geogr. XIII/1, 83-90. Wagreich, M., Lein, R., Sames, B., 2014. Eustasy, its controlling factors, and the limno-eustatic hypothesis –

concepts inspired by Eduard Suess. Austrian Journal of Earth Sciences 107/1, 115-131.

33