Falii Active pe Teritoriul României
I. CADRU TECTONIC.
I.1. Unitati tectonice majore pe teritoriul României
Pe teritoriul Romaniei regasim doua domenii geostructurale in care se incadreaza unitatile geo-tectonice majore: ariile cratonizate care si-au incheiat evolutia de ariii labile inainte de ciclul alpin și care formează domeniul precarpatic sau forelandul carpatic. Al doilea domeniu este cel al unitatțlor carpatice sau spatiul carpatic, care cuprinde ariile cutate in orogenaza alpină.
In primul domeniu încadram Platforma Est Europeană, cunoscută pe teritoriul românesc ca și Platforma Moldovenească ( de vârsta precambriană, Schmidt et al, 2008), Platforma Scitica parte a Platformei Europei Centrale (de vârstă paleozoică, Schmidt et al., 2008) si Platforma Moesică(tot de varsta paleozopică, Schimdt et al., 2008). Intre cele trei Platforme(Fig.I.1 și Fig. I.2) consolidate anterior ciclului alpin se regaseste un spațiu cu o evoluție ca arie labila incheiată in primele stadii ale ciclului alpin dar care s-a cratonizat inainte de incheierea ciclui alpin (tectogeneza chimerică) cunoscut sub denumirea de Structogenul Nord Dobrogean (Mutihac et al., 2007).
I.1.1. Platformele Est-Europeană și Scitică
Platformele Est-Europeană și Scitică sunt două blocuri crustale delimitate spre sud de falia Trotușului și spre vest de falia Câmpulung-Bicaz (Săndulescu și Visarion, 1988) (Fig. 1, 2).
Structura adâncă a platformelor Est-Europeană/Scitică a fost documentată prin masuratori geofizice. Profilele de reflexie adânci arată o grosime generală a cuverturii sedimentare de 10 km, iar discontinuitățile Conrad și Moho sunt localizate la adâncimi de 20 și 40 km (Răileanu et al., 1994), în timp ce datele seismologice arată o grosime crustală de 43 km (Enescu et al., 1988, 1992). La vest de falia Solca, în platforma Scitică, o subțiere la 35 km a fost documentată prin studii magnetotelurice (Visarion et al., 1988). Falia Solca reprezintă deci limita estică a Zonei de Sutură Trans-Europeană (fostul aliniament Tornquist-Teissere) (de ex. Botezatu și Calotă, 1983; Guterch et al., 1986), care în forelandul românesc coincide cu platforma Scitică și cu orogenul Nord-Dobrogean (Pinna et al., 1991).
I.1.1.1.Platforma Est-Europeană
Platforma Est-Europeană se extinde sub partea frontală a Carpaților Orientali românești, la nord de falia Bistritei și la est de falia Solca (Fig. 1). Platforma Est-Europeană este subdivizată de falia Siretului cu direcție NNV-SSE. Blocul estic are elemente de fundament metamorfic foarte similare cu cele din Masivul Ucrainian, după cum s-a observat în câteva sonde adânci și din anomaliile magnetice tipice (Airinei et al., 1966). Blocul vestic (Rădăuți-Pașcani, după Săndulescu și Visarion, 1988), localizat între faliile Siret și Solca, se subțiază spre sud și dispare la sud de Piatra Neamț. În timp ce rocile paleozoice observate în câteva foraje adânci sunt similare cu cele din blocul estic, natura fundamentului este necunoscută (Airinei et al., 1966).
Soclul Platformei Moldovenesti se gaseste la adancimi de -800 la -1200 m (-819 m la Batranesti, -859 m la Todireni, -1060 m la Iasi, -1210 om la Popesti) si are caracter accidentat deoarece este afectat de fracturi vechi. Cu exceptia unor fracturi situate spre marginea sudica si vestica a platformei, care au fost reactivate in perioade mai noi din evolutia acesteia, fracturile vechi nu au afectat cuvertura sedimentara. Soclul sufera o ridicare treptata spre nord-est, astfel incat in valea Nistrului acesta afloreaza. Adancimile maxime ale soclului in zona marginii sale sudice sunt de circa -2000 m iar in Ucraina contactul cu Platforma Scitica este la adancimea de 2500 m. Acest lucru indica afundarea lenta a platformei spre SV si SSV, dar cu valori variabile ale pantelor care sunt mai lente in sectorul Garbanesti-Romanesti-Iasi-Ungheni si mai accentuate la vest si sud de Harlau. In zona Husi-Vaslui exista un compartiment ridicat delimitat de doua falii orientate N-S care provoaca denivelari de pana la 250 m ale fundamentului si ale cuverturii sedimentare. Un sistem de fracturi longitudinale, orientate NV-SE, situate la vest de Falia Siretului, provoaca afundarea rapida a soclului spre SV pana la Falia Solca, iar falii transversale pe acestea provoaca afundarea spre nord a compartimentelor pe care le delimiteaza.
Alcatuirea petrografica a soclului platformei, intre Prut si Siret, include gnaise si paragnaise, micasisturi, filoane de granite rosii si pegmatite. Interpretarea genetica a unor asemenea asociatii, prin comparatie cu datele oferite de Jeru (1987, in Visarion et al., 1993) sugereaza ca aceste roci ar apartine stadiului orogenic, ca parte a ciclului preorogenic-orogenic-postorogenic identificat in evolutia Platformei Europei Orientale.
Grosimea cuverturii sedimentare a platformei Est-Europene este între 6 și 12 km în apropierea principalului front de încălecare (Răileanu et al., 1994), scăzând spre est. Au fost definite patru cicluri majore sedimentare separate de discordanțe majore (Mutihac 2007): Neoproterozoică (Vendian), Paleozoică (Cambrian-Devonian) Mezozoica (Cretacic – Eocen mediu) și Terțiar (Badenian superior – Pliocen inferior).
Cuvertura sedimentara Neoproterozoica (Vendiana), binecunoscuta pe teritoriul de la est de Prut, prin succesiunea: Gresia de Cosauti – Sisturile de Naslavcea, a fost intalnita si in forajele Batranesti, Todireni, Popesti, Iasi, Radauti, Roman, Bacau. In forajul Batranesti succesiunea vendiana incepe cu gresii cuarto-feldspatice, cenusii si gresii siltice, micacee, urmate de gresii grosiere si microconglomerate cu intercalatii mai fine. Un nou episod cu microconglomerate si gresii cuartoase albe contine hieroglife (Vendotaenia).
Cuvertura sedimentara paleozoica
Depozitele paleozoice s-au acumulat in cursul Cambrianului, Ordovicianului, Silurianului. Local se cunosc depozite devoniene. Stivele sedimentare sunt incomplete din cauza frecventelor intreruperi ale sedimentarii pe un self. In Cambrian s-au acumulat depozite detritice cu pogonofore (Sabellidites). Litologia lor include conglomerate, gresii cuartoase si argilite. In Ordovician s-au acumulat gresii cuartoase care abia au 2 m grosime la Batranesti, in timp ce in Ucraina acestea ating 85 m grosime. Aceste gresii contin resturi organice de brachiopode si echinoderme. Cea mai larga extindere o au depozitele Silurianului, cu caracter transgresiv peste diferiti termeni mai vechi, dominant calcaroase si bogat fosilifere. Spre partea superioara a succesiunii, in partea vestica a Platformei, la Radauti, faciesul devine mai argilos si atinge 1200 m grosime, fata de numai 400 m la est de Siret. A fost posibila o orizontare amanuntita a stivei siluriene care contine roci tergiene fosilifere in partea inferioara, calcare cu brachiopode, trilobiti, corali, tentaculiti, in partea mediana si alternante de calcare, gresii, sisturi argiloase cu brachiopode si corali la partea superioara.
Depozitele Devonianului inferior, salvate de la eroziunea precretacica, constituie doar mici insule la SE de Iasi, pe valea Jijia la Gurbanesti si pe Prut la Darabani. Calcarele negre ale Devonianului inferior sunt fosilifere iar faciesul reflecta continuitatea de sedimentare intre Silurian si Devonianul inferior (Gedinian).
Cuvertura sedimentara mezozoica
Stiva sedimentara mezozoica este caracterizata de frecvente discontinuitati, dar atinge grosimi de pana la 1000 m. In Cretacicul inferior (Valanginian) s-au acumulat 350 m de calcare, dolomite si anhidrite, transgresive pe roci paleozoice sau mai vechi, in partea vestica a Platformei. Sunt cunoscute si depozite barremian-aptiene sau ale Albianului superior, transgresive, cu caracter mixt (gresii, conglomerate, calcare), cu grosimi de 150 m, respectiv 60 m. Transgresiunea cenomaniana, larg extinsa pe Platforma, a durat pana in Cenomanianul mediu. In acest timp s-au acumulat circa 100 m de conglomerate, gresii glauconitice cu fosfati, spongolite, gaize, calcare cretoase cu cherturi. Partea superioara a Cretacicului (Coniacian-Campanian) a fost o perioada de sedimentare calcaroasa (micrite, biomicrite, marne). Depozitele au atins 400 m grosime.
Cuvertura sedimentara paleogena
Depozitele paleocene si eocene, transgresive peste cele cretacice, au circa 150 m grosime si sunt constituite din gresii si calcare cu nummuliti. Ele sunt prezenta la marginea vestica a platformei la adancimi de -1225 m si -4690 m.
Cuvertura sedimentara neogena
Depozitele neogene, transgresive, au inceput sa se acumuleze in Badenianul superior iar in Basarabian si in Meotian a urmat un eveniment regresiv. Depozitele badeniene au avut caracter detritic si au inclus un episod evaporitic. Ele au larga raspandire pe Platforma. Baza lor se gaseste la mica adancime in nord-estul Platformei, dar coboara la -1500 m in vest. In Sarmatian s-au acumulat in medii salmastre argile, marne, silturi si nisipuri, calcare bioclastice si calcare impure. Grosimea sedimentelor sarmatiene variaza intre 800 si 2600 m si este crescatoare de la est spre vest. In Meotian s-au acumulat cinerite andezitice, nisipuri, gresi, conglomerate si argile, insumand pana la 180 m grosime. Faunele din aceste sedimente sunt de apa dulce.
Fig.1. Untitaile tectonice majore ale Carpatilor si zonele limitrofe. (Schmid et al., 2008)
Fig.2. Schita structural a forelandului Carpatilor Orientali. Raport Surizo, 2007.
I.1.1.1.2. Platforma Scitică
Platforma Scitică este un bloc continental orientat NV-SE la V-E, extinzându-se între faliile Bistrița și Trotuș. În depresiunea Bârladului sudul paltformei Est-Europene este clar documentat. Spre V și NV, platforma Scitică este continuată cu blocul de fundament dintre faliile Solca și Câmpulung-Bicaz (Săndulescu și Visarion, 1988). Aici, un fundament similar celui Scitic a fost documentat prin anomalii magnetice și foraje adânci la fel ca în depresiunea Bârladului (Săndulescu și Visarion, 1988). Structura internă a platformei Scitice este mai puțin cunoscută decât cea a platformei Est-Europene, datorită sedimentelor Terțiare mai groase din depresiunea Bârladului și datorită subîncălecării sub stiva de pânze din Carpații Orientali . În orice caz, trei cicluri sedimentare majore au fost definite (Ionesi, 1989): Paleozoic superior-Mezozoic inferior (Permian – Triasic inferior), Mezozoic-Paleogen (Jurasic-Eocen) și Terțiar (Badenian superior-Romanian), sedimentele acestei ultime perioade aparținând parțial avanfosei nedeformate.
Deformațiile Mezozoice și Terțiare se întâlnesc în cadrul platformelor Est-Europeană/Scitică, și constau din două tipuri de falii. Falii normale cu direcție NV-SE determină adâncirea progresivă a unităților de autohton sub pânzele flișului. Cercetările seismice au individualizat deasemenea falii mari cu orientare NE-SV la E-V asociate cu o afundare progresivă a fundamentului spre sud. Sub pânzele flișului, partea superioară a cuverturii sedimentare (de ex. orizontul de anhidrite Badenian vizibil pe secțiunile seismice) se afundă spre sud, de la o adâncime medie de 1500 m în nord la 5000 m în regiunea văii Bistrița și 8000-10000 m mai departe spre sud (Dicea, 1995).
I.I.2. Platforma Moesică
Platforma Moesică reprezintă un bloc Precambrian încorporat în platformele Europene Epihercinice (Săndulescu, 1984). Platforma Moesică (Fig 1, 2) se extinde la sud și sud-vest de faliile Trotuș și Peceneaga-Camena și este compusă din două domenii majore, „Dobrogeană” și „Valahă” separate de falia crustală Intramoesică (Visarion et al., 1988). În lungul faliei Peceneaga-Camena, blocul Dobrogean este deplasat în sus și dextru (de ex. Rădulescu et al., 1976; Visarion et al., 1988). Profilele seismice de refracție adânci în domeniul „Dobrogean”, arată grosimi crustale de 35-40 km (Rădulescu, 1988) compatibile cu datele seismologice de cca. 34 km (Enescu et al., 1992). Zona Vrancea (curbura din SE) arată valori anomale de 40-47 km (Rădulescu et al., 1976; Cornea et al., 1981; Enescu et al., 1992; Rădulescu et al., 1994). Falia Capidava-Ovidiu subdivizează zona Dobrogeană în două părți, caracterizate prin fundamente și cuverturi sedimentare pre-Terțiare diferite, unitatea Dobrogei centrale la nord și unitatea Dobrogei de sud. După Visarion et al. (1988) unitatea Dobrogei centrale este ridicată față de unitatea Dobrogei de sud în lungul faliei Capidava-Ovidiu, care pare de asemenea să prezinte o săritură dextră (de ex. Rădulescu et al., 1976). Fundamentul dobrogean înclină în general spre VNV sub Carpați (de ex. Airinei, 1958), cu o subțiere semnificativă a fundamentului și a cuverturii pre-Terțiară sub depresiunea Focșani.
Falia Intramoesică separă părțile Dobrogeană și Valahă ale platformei Moesice și reprezintă o fractură adâncă crustală extinzându-se spre nord de platforma Moesică sub pânza Getică (Săndulescu, 1984; Visarion et al., 1988). Este locul de generare a unui număr mare de cutremure adânci și mai puțin adînci (Rădulescu et al., 1976; Cornea și Polonic, 1979). Studii seismice recente (Mațenco, 1997) sugerează mișcări laterale dextre de 10-15 km în Miocenul târziu.
Cuvertura sedimentară a platformei Moesice are grosime maximă în zona Vrancea (până la 18 km; Cornea et al., 1981) și se subțiază până la 8-10 km în alte părți (Fig. 1.9). Sedimentele sunt organizate în patru succesiuni majore (Ionesi, 1989). Succesiunea Cambrian superior-Westphallian este groasă de până la 6500 m și compusă dintr-un grup inferior detritic (argilos) și un grup superior calcaros. Urmează discordant o succesiune Permian-Triasică, predominant clastic (argile-gresii) gros de până la 5000 m cu nivele evaporitice și de tuf Permiene, urmate de roci carbonatice-evaporitice groase Triasic medii. Depozitele mai tinere (cu grosimi de până la 3000 m) sunt alcătuite dintr-o secvență detritică Jurasică (gresii și argile) și una dominant carbonatică Jurasic superior-Cretacic superior, fiind urmată de sedimente detritice Terțiare (Paleogen-Pliocen). Ultima are o grosime de 2-7 km în apropierea încălecării Carpatice cu o subțiere slabă spre foreland. Grosimi remarcabile de 9 km de sedimente Neogene sunt observate în depresiunea Focșani.
Platforma Moesică este considerată un masiv vechi inclus în platforma epipaleozoică, cu soclul consolidat în Cadomian (Săndulescu, 1984; Visarion et al.,1988). Platforma se află în contact la nord-est cu Orogenul Nord Dobrogean de-a lungul faliei Peceneaga-Camena, spre nord se delimitează de aulacogenul caledono-hercinic dano-polono-predobrogean de-a lungul faliei Trotușului, este suprașariată de pânzele flișului si ale Subcarpaților din zona de curbură a Carpaților Orientali si vine în contact direct cu domeniul danubian al Carpaților Meridionali. După constituția soclului, platforma este divizată în două sectoare distincte separate de falia Intramoesică. La nord si est de această falie se află compartimentul dobrogean al platformei, iar la sud compartimentul valah, sau valah-prebalcanic, Fig.1.
Structura și compoziția soclului sectorului dobrogean al Platformei Moesice a fost studiată în detaliu în Dobrogea centrală si de sud.
Dobrogea centrală reprezintă un bloc ridicat pe care aflorează o parte din soclul platformei (Visarion et al., 1990). Ea este delimitată de faliile Pecineaga-Camena la nord si Capidava-Ovidiu sau Palazu la sud si conține două serii metamorfice: seria mezometamorfică de Altân-Tepe si seria șisturilor verzi, între care există raporturi de discontinuitate. Sondajele magneto-telurice au evidențiat un contrast de conductivitate electrică la adâncimi de 3-6 km, acesta fiind interpretat ca baza șisturilor verzi. De asemenea, modelările gravimetrice au concluzionat că fundamentul alcătuit din șisturi verzi are densități reduse. O serie de fracturi profunde care traversează acest sector, Histria si Tașaul-Hârșova, sunt paralele cu falia Peceneaga-Camena si au un caracter activ.
Dobrogea de sud, flancată de faliile Capidava-Ovidiu si Intramoesică are o structură complexă si conține formațiuni foarte vechi. Forajele de Palazu Mare au evidențiat o serie gnaissică catametazonală (arhaică) urmată de o serie discordantă mezometamorfică cuarțo-amfibolitică (precambrian mediu) aparținând seriei de Cocoșu. Seria de Cocoșu este cutată, dovedind că tectogeneza cadomiană s-a extins si în Dobrogea de sud, si a regenerat soclul mai vechi. Formațiunile precambriene din zona Palazu Mare încalecă seria șisturilor verzi.
Studiile geofizice si datele foraj au arătat că unitățile structurale dobrogene se prelungesc atât spre nord-vest si la vest de Dunăre precum si în zona platoului continental al Mării Negre. Unitățile Dobrogei centrale si de sud se prelungesc la sud de falia Peceneaga-Camena si la vest Dunăre pe sub cuvertura Platformei Moesice până în regiunea de curbură a Carpaților Orientali. La vest de Dunăre soclul se află la adâncimi ce depășesc 5 km, în zona Amara-Călărași si mai mult de 10 km în aria avanfosei (Visarion et al.1988).
Structura sectorului dobrogean al Platformei Moesice, cuprins între faliile Peceneaga-Camena si Intramoesică, conține o rețea densă de falii, având două orientări preferențiale: NV-SE si NE-SV, ultimile fiind mai noi si decroșându-le pe primele. Datele geofizice au pus în evidență la nivelul soclului un sistem predominant de fracturi orientate NV-SE. Majoritatea acestor falii au un caracter compozit, cu deplasări atât pe orizontală cât si pe verticală. Al doilea sistem de fracturi, NE-SV este legat de afundarea în trepte a platformei spre avanfosa carpatică si sub pânzele carpatice. Regiunea situată între cele două fracturi majore, Peceneaga-Camena si Intramoesică, reprezintă un panou de vorland care a avansat spre aria carpatică si prin împingere a generat cutarea intrapliocenă din zona de curbură a Carpaților Orientali.
Sectorul valah al Platformei Moesice, situat la vest de falia Intramoesică, are un soclu diferit de acela al Dobrogei centrale si de sud. O serie de foraje din zona Craiova-Balș-Optași au interceptat formațiuni metamorfice mezozonale sau retrometamorfozate (Visarion et la., 1990). Vârsta consolidării soclului ar putea fi precambriană, deoarece la baza cuverturii sedimenare s-au găsit depozite cambrian-ordoviciene. Prezența unor intruziuni granitice, granodioritice si gabroice, care sunt considerate ca aparținând fundamentului Platformei Moesice, constituie o particularitate a acestui sector. Datarea radioactivă a acestor intruziuni a relevat vârsta lor hercinică, contemporană cu o parte din cuvertura platformei. Prezența intruziunilor hercinice constituie un argument în favoarea unei mobilități mai ridicate a sectorului valah în timpul Paleozoicului, cu excepția ariei mai ridicate Craiova-Balș-Optași. Limita nordică sectorului valah al platformei este marcată de fractura sud-Călimănești – Târgu Jiu. La vest de Târgu Jiu fractura taie falia Timocului care a fost activă până în Neogen. Fractura Călimănești-Târgu Jiu separă la nivelul Paleozoicului formațiunile sedimentare de tip platformă de acelea deformate si metamorfozate din nord, aparținând elememtelor cutate hercinice.
Sectorul valah al platformei este tăiat de două sisteme de falii: un sistem orientat N-S care a compartimentat platforma în blocuri denivelate, si al doilea, orientat E-V, de-a lungul căruia platforma coboară spre avanfosă. Aici se remarcă grupul de falii care delimitează ridicarea Craiova-Balș-Optași, o structură de tip horst, cunoscută ca ‘ pragul oltean’. Soclul din această arie ridicată atinge adâncimi de 3-4 km. La nord, soclul coboară în două trepte majore, cea nordică atingând adâncimi de 10-12 km, conform sondajelor magneto-telurice. Această treaptă de afundare maximă ar corespunde unei avanfose hercinice care se presupune că s-ar extinde de-a lungul marginii externe a domeniului danubian si mai la est, în aria subșariată a Platformei Moesice din zona de curbură. In partea de sud a pragului oltean predomină elementele struturale cu orientări est-vest, cu excepția zonei Balș, unde se remarcă un bloc ridicat, cu o orientare NNE-SSV(Visarion et al., 1988).
O altă particularitate a sectorului valah al Platformei Moesice o constituie prezența unei depresiuni, depresiunea valahă, o depresiune a soclului cu o stivă foarte groasă de sedimente paleozoice si mezozoice. Aceasta este considerată ca o prelungire spre sud a zonei depresionare mezozoice care vine din nord, depresiunea Miechow, si se extinde pe sub pânzele flișului Carpaților Orientali si a subasmentului depresiunii Focșani (Săndulescu, 1984).
Fracturarea Platformei Moesice s-a realizat de-a lungul mai multor momente de tectonică casantă (Visarion et al., 1988), care au diferențiat si delimitat perioadele sau zonele de sedimentare în care au avut loc importante schimbări, atât ca dispunerea areală cât si ca direcții preferențiale,Fig.2.
Falia Trotușului delimitează spre nord platforma si o separă de aulacogenul dano-polono-predobrogean.
Falia Pecenega-Camena constituie limita nord-estică a Platormei Moesice. Este o fractură crustală cu o saritură de peste 10 km la nivelul discontinuității Moho. Spre sud-est se extinde în zona platoului continental al Mării Negre, iar spre nord-vest până la falia Trotușului. Caracterul activ al fracturii este confirmat de numeroase epicentre care-i marchează traseul. Această falie este considerată ca o falie cu translație dextră.
Falia Capidava-Ovidiu sau Palazu a fost urmărită cel puțin până la nivelul discontinuității Conrad, cu compartimentul sudic mai coborât. Ea s-ar caracteriza printr-o translație dextră (Visarion et al., 1988).
Falia Intramoesică este o falie crustală profundă, fapt sugerat de hipocentrele cutremurelor care marchează traseul faliei de la nord-vest, în Carpații Meridionali, până la sud-est, în zona platoului continental al Mării Negre (Visarion et a.1990). Este o falie compozită, inițial cu translație dextră si apoi senestră, așa cum o găsim si în prezent. Falia marchează de asemenea schimbări importante ale regimul termic si configurației anomaliei magnetice în compartimentele separate de falie.
Falia Jiului traversează platforma pe direcția NV-SE si are compartimentul estic mai ridicat, având o translație probabil senestră.
Falia Motrului reprezintă continuarea spre nord a faliei Timoc, fiind o falie compozită cu compartimentul estic ridicat si cu o importantă translație dextră.
Fracturarea pronunțată a platformei a impus o adaptare oarecum plastică a cuverturii la tectonica în blocuri.
Cuvertura Platformei Moesice a debutat în toate sectorele sale prin depozite detritice ordoviciene sau cambriene si s-a continuat, cu o serie de lacune, până în Neogenul superior sau Pleistocen de-a lungul a patru cicluri de sedimentare (Săndulescu, 1984).
Ciclul Ordovician-Carbonifer a fost predominant detritic: grosier sau grosier mediu în perioada Ordovician-Devonian mediu; predominant pelitic în Silurian si Devonianul inferior; predominant carbonatic (dolomitic calcaros si cu evaporite) din Devonianul superior până în Namurian; detritic cu intercalații cărbunoase în restul Carboniferului.
Unele serii din acest ciclu depășesc una sau mai multe mii de metri grosime. Secvența carbonatică semnalează o reducere a subsidenției si instalarea unui regim depozițional de apă puțin adâncă. Deși grosimea depozitelor aparținând acestui ciclu este variabilă, subsidența maximă a fost înregistrată în depresinile Alexandria si Călărași.
Ciclul Permian-Triasic cuprinde trei secvențe majore: cea inferioară si cea superioară sunt detritice, iar cea intermediară este carbonatică. Se cunosc de asemenea niveluri de evaporite anhidritice si salifere la nivelul Permianului, Triasicului inferior si superior. Caracteristic acestui ciclu sunt efuziunile acide si bazice găsite la diferite nivele, în Permo-Eotriasic, Triasic mediu si superior. Efuziunile legate de depozitele permo-triasice inferioare sunt localizate în structuri tafrogene (structuri precum grabenele, formate prin procese de extensie) orientate preponderent est-vest, iar cele triasce sunt pe direcții nord-sud. Originea magmatismului permo-triasic, subsecvent ciclului hercinic si contemporan molaselor acestui ciclu, este de natură tafrogenică si nu implică vreun proces de subducție, care la acea dată deja încetase (Săndulescu, 1984).
Ciclul Jurasic-Cratacic are caractere litofaciale variabile cu schimbări de facies izocrone. El este detritic în bază, preponderent carbonatic masiv din Jurasicul superior până în Barremian, si carbonatic marnos în Cretacicul superior. Formaținile acestui ciclu sunt mai subțiri comparativ cu depozitele paleozoice si cele permo-triasice, datorită mai ales mediului de sedimentare predominant calcaros (neritic sau pelagic), uneori evaporitic. O discontinuitate la nivel pre-albian indică o ridicare a platformei care se corelează cu începutul tectogenezei mezocretacice. In decursul acestei tectogeneze Platforma Moesică a fost implicată în formarea unora dintre structurile primului paroxism getic.
Ciclul Terțiar (Badenian-Pleistocen) are în componența sa depozite predominant detritice, molasice. Doar în câteva locuri se cunosc depozite calcaroase eocene (depresiunea Lom si prelungirea ei la sud de Craiova). Depozitele neogene ale platformei si avanfosei sunt comune, ele diferențindu-se doar prin grosimea apreciabilă a celor din avanfosă.
Structura cuverturii de platformă este consecința conlucrării a două procese: subsidența si eroziunea diferențială pe de o parte, si fracturarea si deformarea pe de altă parte.
In Paleozoic sau remarcat două zone cu subsidență apreciabilă: depresiunea Călărași orientată aproximativ NV-SE si depresiunea Alexandria. In același perioadă exista deja ridicarea olteană Craiova-Balș-Optași, iar la nord de aceasta s-a format un fel de avanfosă hercinică (Săndulescu, 1984) care se întindea de-a lungul marginii externe a domeniului danubian cu care vine în contact printr-o falie inversă.
Zonele de subsidență marcantă din Mezozoic sunt diferite atât de cele paleozoice, cât si între ele. Ridicare olteană a constituit un factor important în Triasicul mediu si superior, pentru ariile de subsidență care s-au dezvoltat la sud si pe direcții paralele cu ea. Ariile depresionare dezvoltate în Jurasic si Cretacicul inferior au avut direcții relativ transversale pe ridicarea olteană pe care au fragmentat-o substanțial. S-a remarcat o rotire a axei depresiunilor de la NV-SE în Jurasicul mediu, la NE-SV în Tithonic si Creatcic inferior.
Neogenul platformei a fost marcat în primul rând de subsidența accentuată din avanfosa externă, suprapusă vorlandului. Structura cuverturii neogene situate la sud de avanfosă este cu precădere tabulară.
Așa cum s-a arătat mai înainte, fundamentul platformei Moesice este eterogen ca vârstă si compoziție. El este divizat în câteva zone majore de ridicare si afundare, care par a se fi individualizat încă din orogeneza baikaliană, când s-au consolidat ultimile catene de șisturi verzi din Dobrogea centrală. Cutările caledoniene, hercinice si alpine au avut o influență slabă asupra platformei sub aspect plicativ, însă au marcat puternic evoluția platformei sub aspect disjunctiv (Paraschiv, 1975). Ridicările majore au avut un rol activ, amplitudinea lor diminuându-se până în Jurasic-Cretacic inferior. Principalele zone de ridicare sunt:
-ridicarea Strehaia-Vidin, a fost remarcată printr-o anomalie intensă de maxim gravimetric, cu fundament la 4,5-5 km adâncime acoperit cu depozite sedimentare de vârste de la Cambrian-Ordovician si Carbonifer superior până la Neogen si Cuaternar. Are o orientare NNE-SSV.
-ridicarea Leu-Balș-Optași sau ridicarea Olteană se află în partea central vestică a platformei. Este conturată de o anomalie gravimetrică pozitivă, dublată de o anomalie magnetică. Apare ca un veritabil masiv cu fundment cristalin acoperit cu depozite paleozoic-inferioare, urmate de Permo-Triasic sau Jurasic. Acest masiv pare a se bifurca spre est: pe o direcție E-V spre Periș, si pe o direcție SE spre ridicarea Nord-Bulgară. Măsurătorile seismice au evidențiat ridicarea, ca pe un platou ridicat înconjurat la NV si NE de zone depresionare adânci. Sedimentarul are o grosime de 2 km în partea centrală, în timp ce pe margini atinge 3 km. Datele geologice, geofizice si de foraj au indicat si confirmat natura eruptivă a corpului care a penetrat crusta si a produs această ridicare. Vârsta corpului eruptiv este paleozoic-inferior, iar constituția lui este granitică, granodioritică si gabbroică. Unele datări radiometrice au arătat pentru granite o vârstă hercinică, ceea ce implică contemporaneitatea lor cu o parte a cuverturii de platformă, precum si străpungerea acestora din urmă. Prezența unor astfel de intruziuni hercinice dovedește marea mobilitate a platformei, sau cel puțin a acestui sector din Platforma Moesică.
-ridicarea Nord-Bulgară situată în SE platformei prezintă la nord de Dunăre o prelungire care se afundă spre NV. Este separată de depresiunea Roșiori-Alexandria de o falie pe direcția București-Giurgiu. Axul său trece prin localitatea Vetrino din Bulgaria unde fundamentul se ridică până la 2,5-3 km adâncime.
-ridicarea Dobrogei Centrale se află în SE platformei si este marginită de faliile Peceneaga-Camena în NE si Capidava-Ovidiu în SV. Fundamentul ei conține șisturi verzi rifeo-cambriene si este acoperit de depozite sedimentare neo-jurasice si apțiene.
Zonele de coborâre majoră ale platformei sunt reprezentate de depresiuni alungite, situate pe blocuri crustale care au suferit mișcări de subsidență. Depozitele acumulate cuprind succesiuni de sedimente mai groase si mai complete decât în zonele ridicate. Ele si-au păstrat caracterul structural major din Paleozoic, până în Cretacic si chiar Neogen (Paraschiv, 1975).
-Depresiunea Lom-Craiova se află în partea vestică a platformei si se interpune între ridicările Strehaia-Vidin si Leu-Balș-Optași. In nord este racordată la avanfosă, iar în zona centrală atinge adâncimi de 10 km. Datele seismice arată o subsidență aproape continuă din Paleozoic până în Neogen, mai accentuată în Mezozoic.
-Depresiunea Roșiori-Alexandria este plasată în zona central-sudică a platformei si separă masivul Leu-Balș-Optași în NV de ridicarea nord bulgară în SE. In Paleozoic si Triasic a reprezentat o zonă predominant subsidentă.
-Depresiunea Urziceni-Călărași este deschisă la nord spre avanfosa carpatică si este mărginită de ridicarea Dobrogei Centrale la est, masivul Leu-Balș-Optași la vest si ridicarea nord bulgară la sud. Este bine conturată la nivelul formațiunilor paleozoice si mai puțin la nivelul Neogenului.
-Depresiunea Focșani situată în NE paltformei aparține avanfosei carpatice. A fost cea activă zonă de acumulare din Neogen, caracterul subsident manifestându-se si în prezent. Se va reveni asupra acestei depresiuni într-un capitol următor.
Datele geofizice au avut o contribuție deosebită în crearea imaginii structurale adânci a Platformei Moesice.
Datele gravimetrice din paltformă arată două regimuri gravimetrice distincte: o zonă nordică cu izogale având valori descrescătoare spre nord si cu o orientare est-vest până la meridianul Urziceni, apoi orientate NE-SV, si o zonă sudică, cu izogale perturbate de anomalii puternice. Harta anomaliei magnetice are un aspect neregulat datorită numeroaselor anomalii locale de amplitudini si orientări diferite.
Anomaliile gravimetrice si magnetice majore din cuprinsul Platformei Moesice evidențiază morfologia si constituția fundamentului urmărind destul de fidel ariile ridicate si depresiunile. Pe baza datelor gravimetrice si magnetice, Gavăt et al., (1963) au definit o serie de linii structurale majore care separă arii tectonice cu fundament diferit sau denivelate. In Platforma Moesică a fost trasată o linie de contact care separă fundamentul arhaic-carelian la sud, de cel baikalian la nord, pe aliniamentul Plenița-Slatina-sud Costești-Fierbinți-Urziceni-Rașova-Eforie (Botezatu, 1982). Pe lângă această linie tectonică majoră, mai există alte linii tectonice subordonate, care reprezintă plane de dislocație de-a lungul cărora s-au produs ridicări sau scufundări ale unor blocuri de fundament. Fundamentul arhaic carelian este fragmentat de astfel de linii tectonice orientate în general pe direcția NV-SE acestea separând blocuri denivelate de dimensiuni mari. Enumerarea lor de la vest la est cuprinde: ridicarea Braniștea-Calafat, scufundarea Băilești-Caracal, ridicarea Craiova-Balș-Slatina-Corabia, scufundarea Turnu Măgurele-Roșiori-Alexandria-Zimnicea, ridicarea Giurgiu, scufundarea București-Oltenița, ridicarea Călărași-Mangalia si grabenul Dobrogei de sud. Structurile enumerate corespund în linii mari acelora citate mai sus, după Paraschiv (1975). Fundamentul carelian-arhaic a avut o evoluție activă de cratogeneză si în timpul orogenezei caledoniene când depozitele siluriene si devoniene din apropierea liniilor tectonice au suferit deranjamente structurale importante.
Fundamentul baikalian al părților de nord ale Munteniei si Olteniei este puternic scufundat si acoperit de depozite sedimentare groase. El a fost divizat în două sectoare: unul extern, care reprezintă suportul ariei externe a avanfosei carpatice, cu depozite de cuvertură necutate si cu fracturi care au produs scufundarea în trepte spre orogen, si al doilea, sectorul intern, cu sedimentar cutat, mai ales la etajele superioare, afectat de asemenea de fracturi. Se remarcă fracturile din zona de curbură a Carpaților Orientali de-a lungul cărora s-a produs căderea în trepte de la sud spre nord pe direcția Urlați-Calvini si cele de la nord spre sud, pe direcțiile Vălenii de Munte-Pătârlagele si Câmpina-Slănic-Nehoiașu-Varlam (Botezatu,1982).
Studiile magneto-telurice realizate în aria Platformei Moesice au furnizat date asupra distribuției spațiale a principalelor discontinuități din litosferă, începând cu fundamentul cristalin si încheind cu vârful astenosferei. Un studiu aprofundat în aria dintre râurile Motru si Argeș, (Visarion et al., 1984), indică o adâncire a fundamentului dinspre platformă spre orogen cu un maximum de 10-12 km pe aliniamentul Târgu Jiu-Govora. Mai la sud, fundamentul se ridică la 3-4 km în zona Balș-Potcoava, iar apoi coboară spre depresiunea Alexandriei. La sud de pragul Filiași-Drăgășani fundamentul este fragmentat în blocuri cu diferite poziții spațiale, dintre ele remarcând-se ridicarea Balș-Optași. Așezarea efuziunilor bazice permo-triasice pe blocurile ridicate si în vecinătate lor a sugerat că magmele din care au provenit au penetrat spre suprafață de-a lungul fracturilor dintre blocuri. Se remarcă fracturile de fundament ale Jiului si Motrului, ultima fiind foarte probabil crustală. La vest de râul Motru fundamentul conține corpuri granitice de dimensiuni mari. Separarea fundamentului de platformă de cel al unității danubiene are loc de-a lungul faliei Călimănești-Târgu Jiu, pentru sectorul nordic, iar pentru cel vestic, de-a lungul faliei Timocului.
Limitele Conrad si Moho variază de-a lungul unui profil de la est Novaci la Caracal între 18 si 24 km adâncime si respectiv 30-38 km. In zona sudică, apare un relief pronunțat al limitei Moho cu adâncimi de 30-35 km, mai mici în zona Balș, 30 km. Grosimea litosferei are valori de 100-120 km.
Datele termice arată că platforma este relativ ‘rece’, comparativ cu orogenul carpatic sau Depresiunea Pannonică. Gradienții termici din cuprinsul platformei variază între 1,5 si 60C/100 m (Paraschiv, 1979). Valorile cele mai înalte, (60C/100m), s-au găsit la vest de râul Argeș, în zona de maximă ridicare a fundamentului metamorfozat, mai ales în sectorul Videle-Cartojani, iar cele mai joase în sectorul Urziceni-Râmnicu Sărat (1,5-20C/100m).
Harta fluxului termic (Demetrescu et al., 1991; Demetrescu si Andreescu, 1994) arată valori de 40 mW/m2 sau ușor mai mari pentru jumătatea vestică a platformei si valori de 30 mW/m2 sau chiar mai mici în partea central-estică (București-Râmnicu Sărat). In schimb, sectorul dobrogean si o arie aflată imediat la vest de Dunăre au valori ale fluxului termic de 50-70 mW/m2. Harta distribuțiilor de temperatură la 20 km adâncime, (Demetrescu si Andreescu, 1994), arată valori de 3000C pentru sectorul situat la vest de meridianul care trece prin Roșiori, si 2000C pentru partea central-estică, limitată spre est de meridianul care trece prin localitatea Pogoanele si la nord de paralela de 450. La nord si la est de ultimile două repere se ating din nou 3000C
I.1.2.1. Caracterizarea Bazinului Focsani
Depresiunea Focsani are directia NV -SE si este umpluta cu depozite Badenian-Cuaternare.Rata de subsidenta este in medie de 0,8 km /Ma corespunzator unei grosimi de aproape 13 km. Depresiunea se prelungeste probabil dincolo de Falia Trotusului, catre NV. In partea vestica este marginita de frontul Carpatilor (Panza Subcarpatica). In partea E-NE se invecineaza cu Orogenul Nord-Dobrogean de care este separata prin falia Peceneaga-Camena. In aceasta zona bazinul este mai abrupt decat in partea sudica.Promontoriul Nord-Dobrogean este afectat de un sistem de falii cu directie NV-SE ,care se intind de la Falia Trotusului pana la Falia S-Focsani. Marginea vestica este considerata Falia Casin -Bisoca,falie inversa formata in Pliocen -Pleistocen (Dicea, 1995).
Fruntea Panzei Subcarpatice este considerata puternic afundata sub depozitele depresiunii Focsani.
Evolutia bazinului Focsani.
Badenian.
Rata de subsidenta a fost mai mare de 1,3 km/Ma.Aceasta rata s-a mentinut pentru o grosime de aproape 4,5 km.Depocentrul era pozitionat in zona frontului actual al Carpatilor si avea o directie NV-SE.
La nord de Falia Trotusului,in Platforma Est-Europeana rata subsidentei a fost redusa la mai putin de 0,1 km/Ma , iar in bazin ea a scazut rapid de la vest la est,catre promontoriul Nord Dobrogean unde valorile atinse sunt de 0,03-0,05 km/Ma.
In lungul bazinelor cu directie NV, subsidenta a avut o rata de0,5-0,6 km/Ma in partea nordica
In forelandul platformelor Scitica si Est-Europeana s-a format in timpul Badenianului un sistem de trei falii de incalecare cu orientare NV-SE cea mai lunga dintre falii avand un traseu curb.Inclinarea faliilor creste progresiv catre NV. In partea sudica datorita extensiunii pe directia NE-SVde la inceputul Badenianului s-a deschis depresiunea Focsani.
Badenianul nu se extinde pe toata suprafata, ceea ce se presupune probbil o eriziune post – badeniana.
Sarmatian.
In bazinul Focsani subsidenta a continuat si in timpul acestui interval ,cu aceeasi rata sau usor mai accentuat.
Spre deosebire de Badenian, depocentrul in Sarmatian s-a deplasat spre partea nordica a depresiunii ocupand o suprafata mai mica. Directia depocentrului s-a modificat fiind N-S.
In Sarmatian comparativ cu Badenianul,rata de subsidenta a crescut in zona platformelor Scitica si Est-Europeana, ajungand la aproape 0,7km/Ma langa frontul Carpatilor. S-a modificat si distributia ratei de sedimentare din cuprinsul platformelor in aceasta perioada descrescand catre est pana la 0,3 km/Ma, spre deosebire de Badenian cand a fost uniform distribuita.
La sud de Falia Trotusului s-a observat o ingrosare a depozitelor.In zona Carpatilor de curbura rata subsidentei (0,5 km/Ma) a fost mai mica decat la nord de Falia Trotusulu, descrescand progresiv catre SE.
Depresiunea Focsani a asigurat, in Sarmatianul mediu si final, spatiul de acumulare pentru corpuri sedimentare groase, ce au avut o directie de transport dupa directia N-S.(Negulescu,2001).
In forelandul platformei Est-Europene secventa sedimentara se subtiaza de la V la E spre deosebire de cea badeniana a carei grosime ramane constanta.
Structura majora activa in timpul Sarmatianului a fost falia Trotusului, o structura de tip floare negativa ce a avut prima miscare senestra in timpul acestei perioade, cand s-a realizat si ridicarea compartimentu-lui nordic.
La est de falia Peceneaga-Camena alte falii de tip floare de tip dextru, au fost active in acest timp.
In partea sudica a depresiunii Focsani a avut loc o compresiune de mica amploare. Intre falia Peceneaga-Camena si cea Intramoesica s-au reactivat formatiuni din timpul Badenianului.
Volhinianul
Este dat de asociatia microfaunistica Quinqeloculina reussi, Q. akneriana, Q. consobrina, Elphilum macellum, la care se adauga resturi scheletice de Gobius si ostrscole, identificate pe o arie mai mare in forajele din aria Buciumeni, Matca, Tudor Vladimirescu, Piscu etc (C. Paraschiv et al. 1976)
Din punct de vedere litologic in baza se gasesc calcare (pe o grosime mica), iar in rest, argile si stilite cu intercalatii de gresii si calcare, a caror grosime creste rpre vest si nord-vest. N. Macarovici (1960) mentioneaza existenta Volhinianului si Frumusita, in marne la o adancime de aproximativ 0.56Km.
Basarabianul
Este depus in continuare de sedimentare peste Volhinian, dar delimitarea lor nu este posibila lipsind un reper litologic sau paleontologic.
Litologic se mentine o sedimentare pelegica (argile, siltite, marne) cu intercalatii de nisipuri, gresii si calcare. In partea de est si sud-est unde depozitele basarabiene sunt dispuse transgresiv peste fundament, se gasesc in baza si conglomerate dar cu caracter local.
Paleontologic, Basarabianuleste dat de o macrofauna identificata in carotele recuperate din sondele de la Frumusita, Flotesti, Cuca, cu specii de Mactra vitalina, M.naviculata, Obsoletiforma desperata, O. inflata, Tapes vasluienis. Macrofauna indica aceste depozite ca fiind inclusiv basarabian superioare.
Chersonianul
Depozitele Chresoniene nu urmeaza in continuare peste Basarabian, intre cele doua etaje fiind o discontinuitate de sedimentare.
In partea estica Chersonianul apare dezvoltat in facies marin, salmastru, format din marne, argile si nisipuri, cu grosime de pana la 0.07Km, intre care se gasesc 2-3 intervale fosilifere.In sondelesapate la Frumusita si Fratanesti, N. Macarovici (1960) aidentificat a identificat o asociatie faunistica caracteristica pentru Chersonian.
In partea estica, Chersonianul este asezat transgresiv peste fundament, iar in baza apar conglomerate cu galeti de calcare basarabiene, urmate de argile vargate, cu impresiuni de plante si lamine de carbuni.
Spre est extinderea faciesului salmastru nu se poate preciza dareste posibil ca aceasta sa fie subtinut de un facies deltaic. In acest sector si mai ales spre nord-vest este posibil ca grosimea depozitelor se creasca.
In Meotian s-au dezvoltat mai multe depocentre, nu doar in nordul depresiunii.
Catre Orogenul Nord Dobrogean rata de sedimentare(0,3-0,4km/Ma) a avut o scadere mult mai usoara decat in perioada precedenta .
In Platforma Scitica sedimentarea a avut o rata foarte scazuta.
Progradarea sarmatiana dupa directia N-S a continuat in timpul Meotianului inferior peste aproape intregul foreland de la sud de bazinul Focsani, si acest lucru se observa in modul de ingrosare a depozitelor meotiene. Sfarsitul acestui tip de sedimentare este marcat de o suprafata de toplap.
Partea vestica a bazinului este reprezentata de falia Intramoesica.
Marginea estica a bazinului a fost faliata normal iar falia Peceneaga Camena si unele dintre faliile din partea SE a forelandului au fost reactivate.
Pontian.
In aceasta perioada rata subsidentei a scazut la putin peste 0,5 Km/Ma. Spre deosebire de Meotian depocentrul incepe sa fie din nou concentrat in depresiunea Focsani, orientarea sa fiind NV-SE. Catre nord rata subsidentei scade rapid. Grosimea depozitelor pontiene descreste catre est, felul in care s-au depus sedimentele fiind consecinta inclinarii forelandului catre zona de curbura, inclinare ce a fost acompaniata de falieri minore.
Din punt de vedere paleontologic, depozitele Pontiene cuprind o asociatie microfaunistica de ostracode pe baza carora s-a reusit delimitarea lor din sonde.
Dupa N. Macarovici (1960), in depresiunea Bradului Pontianul ar fii prezentat in intregime, dar C. Ghenea (1968) demonstreaza ca este reprezentat doar Pontianul inferior si mediu, situatie care este probabil similara si in cadrul platformei Covurlui.
Dacian-Cuaternar.
Subsidenta a crescut la mai mult de 0,9km/Ma in bazinul Focsani, si aria depocentrului a devenit eliptica, aproape circulara si mai redusa ca suprafata.In zona Orogenului Nord Dobrogean rata subsidentei a scazut foarte mult (0,15km/Ma si chiar mai putin catre est).Dispunerea grosimii depozitelor indica inclinarea catre NV a forelandului sudic. Schimbarea brusca a ratei de subsidenta catre est a avut ca rezultat activarea sistemului de falii din lungul orogenului Nord Dobrogean. Cele mai multe dintre falii sunt normale (planare si listrice) dar au fost identificate si structuri de tip floare negativa, ce au suferit miscari transtensive senestre. Miscari senestre au avut loc si de-a lungul faliei Trotusului si a falieiS-Focsani. Depozitele mai noi decat Sarmatianul sunt cutate catre vest.In lungul Promontoriului Nord Dobrogean amplitudinea deformarii depozitelor Dacian-Cuaternare scade progresiv de la NV la SE.Cutarea apare in partea nordica a depresiunii, de asemenea pot fi observate cute cu lungimi mari de unda in sudul faliei S-Focsani.Inclinarea forelandului sudic a fost acomodata prin faliile Intramoesica si Peceneaga-Camena. Dupa Pontian amandoua faliile au devenit transtensive dextre.O importanta ingrosare a sedimentelor Dacian-Cuaternare s-a realizat peste zona de forfecare Peceneaga-Camena.Sistemul de falii normale de deasupra acestei zone de forfecare,in patura sedimentara se datoreaza comportamentului diferit al fundamentului (rigid), fata de cuvertura sedimentara groasa dar putin consolidata.
Faliile de strike-slip din orogenul Nord Dobrogean au fost reactivate si au suferit miscari dextre.
I.I.2.Depresiunea Getică
Un număr important de profile seismice au fost realizate în ultimele decade, în arealul Depresiunii Getice, pe baza cărora au fost evidențiate importante structuri geologice, formate în timpul Terțiarului si la începutul Cuaternarului, ca un rezultat al convergentei și coliziunii orogenice din Carpații Meridionali și al evenimentelor tectonice sin- si post-colizionale. Cinematica acestor structuri este complexă si prezintă schimbări, atât laterale, cât si temporale. Caracterizarea structurală este bazată pe interpretarea unui mare număr de profile seismice si integrarea a numeroase date geologice de suprafață și din adâncime obținute din literatura și din cercetările proprii. Pentru arealul situat la vest de Olt, au fost separate de la vest la est trei domenii, (fig.5.2.12-13): (1) între Valea Dunării și Valea Motrului, (2) între Valea Motrului și Valea Oltețului și (3) între Valea Oltețului și Valea Oltului.
I. Sectorul cuprins între Valea Dunării și Valea Motrului
O caracteristică a acestei zone este prezența unui sistem de falii normale extins, în general de orientare NE–SV, recunoscut în formatiunile cretacice, paleogene și miocen inferioare. (Fig. 5.2.12). Primele formatiuni în cadrul cărora pot fi recunoscute schimbari de grosime controlate de falii sunt de vârstă paleogenă. Extensia a continuat în timpul Miocenului inferior și a luat sfârșit probabil în timpul Burdigalianului inferior. Puținele date disponibile se referă la sedimente clastice grosiere Burdigalian medii, ce formează onlap-uri peste escarpamentele faliilor normale, având, astfel, un caracter postextensional. Faliile sunt în general paralele cu trendul curbat al orogenulu interior și sunt prezente spre nord-est, pana în zona Văii Oltului (Fig.5.2.13). Sedimentele Burdigalian inferioare și medii ating grosimile maxime de 2000 m de-a lungul unei depresiuni alungite pe directie ENE–VSV (Depresiunea Zegujani), iar spre sud se găsesc până în zona Bulbuceni (limita de transgresiune sudică Burdigaliană din industria de petrol).
Intregul sistem extensional este parțial inversat, cu falii inverse de unghi mare, interconectate în adâncime, cu structuri inversionale tipice și basculări ale blocurilor faliate. Faliile trunchiază prisma sedimentară până la Sarmatțianul inferior și sunt acoperite de depozite Sarmațian superioare. Aceste caracteristici demostrează un regim tectonic transpresional în timpul Sarmațianului, caracterizat de structuri în floare pozitive (Fig. 5.2.14, sectiunea I).
Fig.5.2.14. Bazinul Burdigalian deschis pe falia transtensională dextră Timok cu săritura orizontala de 65 km.
De notat inversiunea transpresională (flower structure).
II. Sectorul cuprins între Valea Motrului si Valea Oltețului
Faptul că extensia a avut loc înainte de Burdigalianul superior este demonstrat către est, în zona cuprinsă între Văile Motrului și Jiului (Fig. 5.2.15, sectiunile II, III si IV). Faliile extensionale ce se pot observa pe numeroase linii seismice, prezintă direcția generală ENE – VSV, cu sărituri mai reduse decât cele observate în partea de vest. Apar falii inverse si de încălecare, ce devin mai importante în zonele estice. Inversarea faliilor normale și activarea unor noi falii de încălecare, ce dau naștere frecvent unor cute de propagare (fault propagation folds), indică o tectonică compresională. Umplutura bazinului, cu o grosime de peste 2000 m, este lipsită de formațiuni de vârstă Paleogen – Miocen inferior, aceastea fiind erodate și transportate spre sud-vest, pe Platforma Moesică. Direcția principalelor falii de încălecare din aceasta zonă este NV–SE (Fig. 5.2.13) și prin urmare, mult oblică față de faliile normale, mai vechi. Forma de pană subțiată spre sud a sedimentelor burdigaliene este determinată parțial de structurile extensionale anterioare, fiind de asemenea, rezultatul îngroșării datorită încălecării si subsidenței flexurale. Cele mai multe falii de încălecare sunt sigilate de depozite badeniene, ce marchează finalul fazei compresionale.
In timpul Sarmațianului, activitatea faliilor s-a rezumat la dezvoltarea faliilor de încalecare de unghi mediu, cu înclinare spre nord, care sunt probabil conectate în adâncime cu falii normale verticale sau subverticale, cu înclinare spre nord (Fig.5.2.15). Falii de tip strike-slip mai importante s-au dezvoltat și au format structuri transpresionale de tip floare. In timpul dezvoltării, acestea au influențat sedimentarea în zonele adiacente. Faliile trunchează depozitele din intervalul Sarmațian superior–Meotian inferior. Depozitele sarmațiene formează onlap-uri pe ambele părți ale structurilor de tip floare, iar variațiile de grosime demonstrează vârsta sarmațiana a deformării de tip strike-slip. In secțiunile seismice interpretate, structurile apar înclinate spre forland, datorită unui puternic caracter transpresiona, limita lor sudică fiind de fapt o succesiune de onlap-uri pe Platforma Moesică. Harta arată că direcția faliilor este VNV–ESE în partea de nord și devine treptat NV–SE spre sud. Duplexuri de strike-slip sunt frecvente de-a lungul faliilor principale la Ticleni, Bulbuceni si Bustuchini (Fig.5.2.12-13), precum și în alte zone.
Fig.5.2.15. Profile geologice realizate pe baza secțiunilor seismice; localizare in figura 5.2.13.
III. Sectorul cuprins între Valea Oltețului și Valea Oltului
Secțiunile seismice interpretate din aceasta zonă (Fig.5.2.16) aduc, de asemenea, dovezi privind tectonica burdigaliană. Se observă mai multe falii inverse cu inclinări medii spre mari, ce afectează inclusiv stratele burdigaliene. De regulă, ele se unesc în adâncime cu falii de unghi mare, falii normale cu înclinare spre hinterland, sau cu falii de încălecare cu vergența spre foreland. Lateral, este frecventă inversiunea faliilor normale mai vechi. Depozitele burdigaliene au o geometrie pronunțată de tip prismă, care este compatibilă cu procesul de încălecare, ce a afectat în mai mare masură acest sector.
Structurile predominante ce se găsesc în acestă zonă sunt determinate de deformările sarmațiene. Depozitele anterioare Sarmațianului inferior au fost încălecate peste cele mezozoice și, mai departe, spre sud, peste sedimentele Sarmațian medii si superioare ale Platformei Moesice. Un detaliu al încălecarii frontale de-a lungul profilului V este prezentat în Fig. 5.2.17. Se pot observa încălecarea pre-sarmațian inferioară, dezvoltarea bazinului secundar burdigalian superior–badenian de tip piggyback, înclinat de deformările sarmațian superioare, precum și sigilarea de către depozitele pliocene a sistemului de încălecare. Direcția încălecării frontale este E–V (Fig.5.2.13), sugerând o direcție de transport N–S. S-au format zone importante cu tendința de trecere de la strike-slip la deformații transpresionale pe directia NV–SE. In unele cazuri, precum în zonele de vest, poate fi demonstrată o reactivare a structurilor burdigaliene. Două astfel de aliniamente cu tendința NV – SE pot fi definite în aceasta zonă și sunt vizibile în secțiunile seismice interpretate: una aproape de limita de nord a bazinului și alta, mai importantă, în pozitie mediană, cu ridicare semnificativă, în zona Românești – Zărnești (Fig. 5.2.16-17). Ultima dintre acestea formează o importantă structură de tip floare, înclinată spre forland prin transpresiune dextra și avansare către platformă. Această structură de strike-slip separă două depocentre distincte la nivelul Sarmațianului superior–Pliocenului inferior, sugerând faptul că activitatea ei a continuat până la începutul Pliocenului.
Fig.5.2.16. Profil geologic realizat pe baza interpretarii seismice . Localizarea in figura 5.2.13.
Fig.5.2.17. Detaliu al încălecării frontale a Depresiunii Getice.
IV. Evolutia structurala si sedimentologica a Depresunii Getice
Arhitectura actuală a Depresiunii Getice este rezultatul unei evoluții complexe atât la nivel structural cât si sedimentologic, fiind recunoscute patru mari episoade in timpul Terțiarului: transtensiunea din Miocenul Inferior, invesiunea pozitivă din Miocenul Mediu, transpresiunea din Miocenul Superior (Intra-Sarmatian) si regimul de strike-slip din Pliocen.
a. Analiza secevențelor seismice din zona de contact Platforma Moesica-Depresiunea Getică
In urma analizei profilelor seismice din aria de contact Platfoma Moesică-Depresiunea Getică, au fost delimitate mai multe secvențe seismice pe baza de parametrilor faciesului seimic al acestora, separate între ele fie de discordanțe fie de suprafețe de concordanță, sau cel puțin o aparentă concordanta. In cadrul acestor secvențe sau descris limitele, unitățile de facies seismic, sau parametrii: configurație, continuitate, amplitudine, forma exterioară, aria de dezvoltare, și s-a oferit o posibilă interpretare genetică a acestora.
Astfel au fost separate 4 mari secvențe: PreSarmațiene notate cu PSm, Sarmațiene notate Sm, secvențe Postsarmațiene notate cu N si secvențe Pliocene si cuaterare notate PN, iar în cadrul acestor secvențe au fost separate mai multe secvențe de ordin superior si unități de facies seismic.
Secvența presarmațiană (PSm)
Este delimitată la partea inferioară de asa-zisul relief preneogen, iar la partea superioară de o aparentă concordanță (S1). Forma exterioară a acestei secvențe este mai complicată datorită existenței reliefului preneogen si a puternicei influențe a faliilor legate de arhitectura bazinului. Forma generală este de pană cu orientarea de N-V la S-E, mai groasă spre pânza si din ce în ce mai subîire spre foreland, dar acesta secvență se mai găsește depusă si în canale formate în relieful preneogen (fig.5.2.18). Aria de dezvoltare si interpretarea acestei secvențe se restrânge doar la zona situată la V de râul Olt. Nu se poate observa o variație a parametrilor faciesului seismic de la un profil la altul (adică pe direcții diferite). In schimb se poate observa o variație a grosimii de la N la S, datorată în special formei bazinului în care s-au acumulat aceste depozite, a morfologiei reliefului preneogen si a prezenței faliilor. In spre partea de SE a ariei de dezoltare a acestei secvențe nu se mai poate regăsi secvența PSm a, ci doar parte din secventa PSm b, cu același facies descris mai devreme. Acest lucru arată o poziție mai ridicată a acestei zone, care a fost supusă eroziunii în timpul depunerii secvenței PSm a. Deasemenea spre S si E acestă secvență nu mai poate fi urmărită. Se poate spune că acestă secvență s-a depus în bazinul format în timpul Burdigalianului, fiind deci o secvență influențată tectonic. Ca vârsta, este sigur Badeniană, dar este posibil ca partea ei inferioară ( PSm a ) să aparțină Burdigalianului.
Fig. 5.2.18. Aspecte ale secvente PreSarmatiene ( PreSm)
Secvențele Sarmațiene ( Sm ) :
Au fost separate nouă secvențe sarmațiene, în cadrul cărora au fost delimitate mai multe unități de facies seismic. Secventele Sm1 si Sm2, Sm3 alcătuiesc Sarmațianul inferior, depus după primul episod de încălecare din timpul Badenianului si înainte de al doilea moment compresional. Secvetele Sm4, Sm5, Sm6, pot reprezenta Sarmațianul mediu, deci sunt formate în timpul evoluției Pânzei Subcarpatice, iar secvențele Sm7, Sm8 si Sm9 pot reprezenta Sarmațianul superior, când practic evoluția pânzei a încetat și partea ei frontală a fost acoperită de aceste secvențe. Câteva exemplu sunt ilustrate în Fig.5.2.19-20.
Fig.5.2.19. Aspecte ale secvenței Sm6. Se observă dowlap-ul pe care acesta îl face pe secvența anterioară.
Secvențe Meoțiene (N), între N1 si N2
Au fost interpretate un numar de 4 secvențe pe profilele de la V de Valea Oltului: N1a, N1b si N1c, N1d. Este clar ca limita inferioară a secvențe N1c este un erozională, mai puțin clară este relația dintre secvența N1a si N1b, datorită faptului că aceste secvențe sunt erodate postdepozițional. Extinderea si delimiatre acestor secvențe spre E nu a fost posibilă. Astfel se poate observa ca secvența „N” spre E este reprezentată de orizonturi paralele, cu bună continuitate si cu amplitudine variabilă medie (majoritar) si mica doar în anumite zone. De asemenea se poate observa ca acestă secvență îți reduce grosimea, tot spre E până la dispariție.
Secvente Pontiene (Fig.5.2.21)
Acestă succesiune este foarte complexă, progradantă, care reflectă schimbări ale nivelului relativ al mării. Datorita acestui caracter, precum si a morfologiei diferite a marginii bazinului, diferitele secvențe de ordin inferior din cadrul acestei secvențe sunt greu de urmărit si de corelat de la o zonă la alta.
Fig.5.2.20. Secvente Sarmatiene.
Fig.5.2.21. Secvente pontiene
b. Transtensiunea din Miocenul Inferior și sedimentarea sin-rift.
Inceputul subsidenței Miocene se face în conexiune cu structurile transtensionale la scară regionala, structuri ce pot pot fi observate de-a lungul intregului bazin, acest regim fiind caracterizat in principal prin falii normale cu inclinare mare. Direcția faliilor se schimbă de la NE-SW in W la WNW-ESE in E, sedimentele sintectonice asociate având depocentrul in zona intermediară. Lățimea bazinelor extensionale descrește gradual către marginile estice si vestice ale bazinului, unde distanțe mai mari pot fi recunoscute in lungul faliilor normale individuale. Asociat mișcărilor extensionale pe aceste falii normale se poate recunoaște componenta de decroșare antitetică din câmpul transtensional, pe baza rotațiilor observate in stratele din culcușul faliilor.
Vârsta exactă a deformațiilor transtensionale rămâne încă de studiat, datorită incertitudinilor în datarea primelor secvențe sin-rift. Totuși această vârstă este constrânsă de datarea depozitelor Oligocene din culcușul faliilor normale si de datarea foarte exactș a celei de-a doua secvențe intectonice de vârstă Burdigalian mediu (rift climax-secv 3 si 4, Fig.5.2.22). In această perioadă de timp sedimentarea a avut un caracter clar sin-tectonic, cu o rată mare a subsidenței vizibilă in secventele 1-5 (Fig.5.2.22) Sedimentarea a avut un control tectonic puternic, depunerea fiind similară cu modelul Prosser (1993), care presupune un control eustatic mic. Această interpretare este susținută de variațiile laterale ale “system tract-urilor” (cortegiilor sedimentare): pre-rift, inițierea riftului si rift climax; care urmăresc controlul tectonic în lungul faliilor normale. Variația laterală poate fi demonstrată de-a lungul profilelor seismice interpretate prin migrarea in timp a configurațiilor seismice de tip “hummocky” ale stadiului de inițiere a riftului si ale suprafețelor downlap ale rift climax-ului. Ca o consecință, secvențele seismice 1,2,3,4,5 reprezintă system tract-uri controlate tectonic, iar limitele lor reprezintă discordanțe controlate tectonic. Conform interpretărilor anterioare (e.g. Stefanescu et al, 1988), poziția ridicată a culcușului faliilor normale de vârstă Miocen Inferior a fost legată de procese de sariere, in relatie cu incălecarea Pericarpatică de la sfârșitul Miocenului, care potrivit autorilor, ar trebui sa urmăreasca tendința de arcuire spre vest a Carpaților Meridionali, într-o poziție similară cu faliile normale din vestul Depresiunii Getice. Spre sud, încălecarea de-a lungul Faliei Pericarpatice ar trebui sa fie transferată către o decroșare dextră in lungul sistemului de falii Timok-Cerna (Royden and Baldi,1988, Sandulescu 1988). Potrivit acestor autori avanfosa Carpatilor Meridionali devine activă tectonic abia la sfârșitul Miocenului, mai departe deformațiile Pliocene au fost restricționate de cutări si incălecări la scara mică. Interpretarea spre vest a aliniamentului Pericarpatic si a prelungirii in lungul faliei Timok se bazeaza numai pe o singură sondă (Structura Ciovarnășani) unde Cretacicul de tip Carpatic se află din punct de vedere structural într-o poziție mai ridicată decât Burdigalianul de tip avanfosă. Interpretările noastre leagă aceste inversiuni structurale de activitatea sistemului de falii de strike-slip de sfârșitul Miocenului caracteristic pentru partea de vest a zonei studiate. Deschiderea unui bazin extensional in vestul Depresiunii Getice este susținuta de argumente ale modelării geofizice si tectonice. Forma anomaliei Bouguer din Carpații Meridionali, cu un minim (-135 mgali) plasat in mijlocul avanfosei, arată cel mai mare contrast de densitate pentru Carpații românești (Szafian,l999). Anomalia fluxului termic din avanfosa, ca si litosfera termică tanară, cu o grosime elastică efectivă mică (Matenco, 1997), indică o mare cantitate de sedimente depozitate in timpul, si după un episod tectonic extensional relativ recent.
Fig.5.2.22. Profil seismic ilustrand secventele seismice din cadrul Depresiunii Getice
c. Inversiunea din Miocenul mediu
In perioada Burdigalian superior – Badenian inferior deformarea se schimbă către un regim de stress compresional NNE-SSW (Matenco et all,1997), deformările contracționale fiind bine evidențiate in toata zona vestică a Bazinului Dacic. Structurile la scară mare sunt legate în principal de încălecarea si cutarea pe direcție ESE-ENW. Mici bazine de piggy-back asociate, pe direcția ESE-WNW, pot fi observate in estul si centrul bazinului. Săriturile pe aceste încalecări scad de la NNE către SSW, iar secvența de încălecare este probabil de tip normal, cu propagare către foreland (foreland-breaking sequence). Inversiunea bazinul transtensional existent, a avut loc in special in lungul noilor plane de încălecare ce truncheaza faliile normale preexistente. Local, in special in zona centrală, inversiunea faliilor normale, cu înclinare NNE, poate fi datată Burdigalian Superior. In aceste zone depozitele de sin-rift sunt încălecate peste blocurile basculate pre-Miocene. Scurtarea crește inspre Est, unde au fost evidențiate un mare numar de falii de incălecare cu sărituri apreciabile, precum si cute asociate, formând asociații de tip evantai imbricat cu linie conducătoare in față. In aceasta zonă, gradul mare de contracție generează anticlinale la scara regională cu sedimentare sintectonică in intervalul Miocen Superior.
d. Transpresiunea dextra Miocen-Superior
Incepând cu Sarmațianul-mediu se înregistrează mișcări transcurente la scara mare. Deformarea este caracterizată in principal de duplex-uri de strike-slip transpresive cu direcție NW-SE. Structurile transpresionale cu ridicare importantă sunt bine marcate de aliniamentele formate de structurile petrolifere, bincunoscute din industria petrolului, cum ar fi Piscul Stejarului-Țicleni, Colibași-Bustuchini. Un sistem principal de strike-slip (Jiu-Bâteni-Țicleni- Piscul Stejarului) observabil până la 7s TWT pe liniile seismice, separă zone cu cinematică diferită. In timp ce spre vest deformarea este legată de structurile transpresive pe direcție NNW-SSE, in zona de est mișcarea transcurentă pe direcția NW-SE este contemporană cu reactivarea la scara mare a incălecărilor de la sfârșitul Burdigalianului pe direcția WNW-ESE la W-E. Incălecarea Pericarpatică este principala structură (re)activată in timpul acestei perioade si imparte avanfosa deformată in nord (pânzele Subcarpatice), de zona nedeformată dezvoltata in sud. Structurile de incălecare la scara regională dezvoltate in acest regim transpresional sunt in legatură cu geometria platformei Moesice sub-încălecate. De fapt, pânza Subcarpatică, ca definire clasică in literatura geologică, a fost pusă în loc in timpul acestui regim transpresional si poate fi recunoscută numai la Est de valea Oltului.
e. Strike slip senestru Pliocen Superior
Ultimul episod deformațional înregistrat în zonă este legat de deformările transcurente senestre pe direcția NNE-SSW din timpul Pliocenului superior. Falii contemporane conjugate dextre, pe direcția NE-SW sunt de asemenea observate. Un caracter transpresional de mică amploare poate fi definit in lungul faliilor de strike-slip. Săritura medie a faliilor de strike-slip senestre este de ordinul a 3-5 km. La intersecția dintre faliile dextre, formate in Miocenul Superior si faliile senestre, formate in Pliocen apar zone ridicate cu dezvoltare areală semnificativă.
CADRUL TECTONIC.
I.1. Unitati tectonice majore pe teritoriul Romaniei
Sud-vestul Romaniei
2. DATE GEOLOGICE
In cadul acestei etape este analizată geologia și evoluția tectono-stratigrafică a părții de sud-vest a României în vederea evidențierii sistemelor de falii crustale și a corelării acestora cu seismicitate crustală în scopul identificării și caracterizării ariilor seismice potențiale.
Arealul investigat cuprinde partea sud-vestică a teritoriului României și se extinde de la Dunăre către sud până în zona culoarului Mureșului către nord și a văii Oltului către est. Din punct de vedere al configuratiei tectonice regionale se individualizează de la nord-vest către sud-est Depresiunea Pannonică (extremitatea sud-estică a acesteia) corespunzând din punct de vedere geografic Câmpiei de Vest, unitățile tectonice aparținând zonei vestice a Carpaților Meridionali și zona de foreland a acestora reprezentată de Depresiunea Getică si Platforma Moesică (fig.5.2.1).
Fig.1. Harta tectonică a părții de sud-vest a României (modificat dupa Săndulescu, 1984)
I.1.3. Orogenul Nord-Dobrogean
Nord-Dobrogeană, localizată între platformele Scitică și Moesică, este compusă dintr-un fundament polideformat complex hercinic și o cuvertură sedimentară Triasic-Cretacic, inegal dezvoltată (de ex. Ionesi, 1989). La vest de Dunăre, fundamentul și cuvertura Mezozică sunt acoperite de o succesiune groasă de depozite Terțiare care formează depresiunea pre-Dobrogeană (Fig. 2)
Diferențe mari geometrice și mecanice există între unitățile de foreland. Harta grosimilor crustale pre-Miocene indică schimbări abrupte în lungul faliilor Peceneaga-Camena și Trotuș, care separă platformele Est-Europeană/Scitică și orogenul Nord-Dobrogean de platforma Moesică mult mai subțire
I.1.3.Carpatii Meridionali- zona vestică
Carpații Meridionali sunt alcătuiți dintr-un sitem complex de pânze de încălecare: Pânza Supragetică, Pânza Getică, Pânza de Severin și Autohtonul Danubian (Cornea și Lăzărescu, 1980), Fig.2. Cu excepția Pânzei de Severin, care reprezintă o dislocare de rabotaj a cuverturii cretacice inferioare, celelalte pânze au în compoziție atât formațiuni din fundement cât și sedimentare. Sistemul de pânze s-a format în două faze tectonogenetice: Austrică (Cretacic mediu) de importanță premonitoare și Laramică (Cretacic superior), ca fază principală. Punerea în loc a Carpaților Meridionali s-a făcut prin subîmpingerea Autohtonului Danubian sub Pânza Getică pe o distanță de cel puțin 50 km. Procesul de coliziune a generat în vest magmatidmul subsecvent banatitic. La nord rădăcina este ascunsă și pare a urmări un aliniament vest-est, aliniament sugerat de anonalia gravimetrică pozitivă, suprapusă pe un maxim magnetic situat pe sub zona nordică a m-ților Lotru și Făgăraș.
Pânza Supragetică apare în Banatul de sud a fi formată dintr-un soclu epimetamorfic cu o cuvertură mezozoică calcaroasă ce dispare sub formațiunile neogene ale Depresiunii Pannonice.
Pânza Getică are un fundament slab penetrat de corpuri granitice, fiind de natură mezo-catazonală. El este acoperit de depozite molasice cu cărbuni ale Carboniferului superior și formațiuni grezoase-calcaroase permian-cretacic inderioare.
Pânza de Severin cuprinde depozite de fliș de tip Strate de Sinaia asociate fragmente desrădăcinate discontinuu (ofiolite) la contactul Getic-Danubian.
Autohtonul Danubian are fundament cristalin epimetamorfic, penetrat frecvent de corpuri granitice, și depozite de molasă hercinică permo-carboniferă acoperite discordant de formațiuni mezozoice puternic diferențiate pe zone.
Carpații Meridionali sunt delimitați la nord de Falia Dealul Mare (culoarul Mureșului-curbura Carpaților), de faliile din culoarul Dâmbovicioarei (Carpații Orientali), de uns istem de falii în releu care îi separă de Depresiunea Getică.
Carpații Meridionali sunt constituiți dintr-un sistem de pânze alpine pe soclu, formate în urma tectogenezelor cretacice. Acest sistem este acoperit de depozite sedimentare cretacic superior tertiar, post-tectonice. Fazele tectonice terțiare au afectat ulterior aceasta structura de ansamblu, conducând atat la formarea Depresiunii Getice ca bazin de avanfosă, cât și la deformarea internă, atât a sistemului orogenic cât și a Depresiunii Getice și la avansarea întregului sistem peste forlandul sudic extern, reprezentat de Platforma Moesică. In viziunea geotectonică clasică evoluția întregului ansamblu este divizată într-o perioada extensională triasic-cretacic inferior, două faze orogenice cretacice (faza “austrica” si respectiv “laramică”), urmate de o fază compresională miocenă. Studiile din ultima decadă au evidențiat însa complexitatea evolutiei terțiare, fiind recunoscută o fază extensională de tip “orogen parallel extension”, care postdatează amplasarea fini-cretacică a sistemelor de pânze și precede o importantă fază de transpresiune dextra miocenă, contemporană cu avansarea întregului sistem orogenic către nord și apoi către est, odată cu depășirea promontoriului moesic. Există în prezent o imagine relativ detaliată în ceea ce privește regimurile tectonice specifice evoluției terțiare, succesiunea în timp și distribuția spațiala a fazelor tectonice, precum și caracterizarea stilurilor structurale rezultate.
In acest capitol este urmarita evolutia tectonică, în special terțiară, a zonei vestice a Carpaților Meridionali (fig. 5.2.1-2) și sunt puse în evidență asociațiile structurale și principalele falii crustale, care pot fi relevante în raport cu seismicitatea zonei.
Fig. 5.2.2. Harta structurală a zonei vestice a Carpaților Meridionali, cu evidențierea structurilor cretacic superior terțiare, inclusiv pentru Depresiunea Getică.
Din punct de vedere al tectonicii regionale, se recunosc trei unitati tectonice majore: sistemul pânzelor getice-supragetice, domeniul de Severin și sistemul pânzelor danubiene.
I. Pânzele getice-supragetice
Reprezintă unitățile structurale cu poziția structurală cea mai ridicată în cadrul sistemelor de pânze de soclu ale Carpaților Meridionali (fig. 5.2.2-3) Dacidelor mediane (sensu Săndulescu 1975, 1984) și reprezintă un fragmet continental separat de marginea europeană, odată cu deschiderea riftului Dacidelor externe. Sunt constituite dintr-un fundament prealpin mixt, metamorfic și magmatic, și o cuvertura sedimentară paleozoic superior – cretacic discontinuă. Fundamentul prealpin este constituit preponderent din unități mezometamorfice vechi, o succesiune paleozoic inferioară cu facies metamorfic cu grad scăzut, roci magmatice asociate, precum și dintr-o succesiune detritică paleozoic superioară de tip molasic. Deformarea majoră a sistemului de pânze getice și supragetice este mezocretacică (prima fază getică), structurile mezocretacice fiind însă local reactivate în faza fini-cretacică (cea de a doua fază getică), odată cu încălecarea întregului ansamblu getic plus Severin peste unitățile danubiene.
Fig. 5.2.3. (a) Harta tectonică a zonei estice a ferestrei danubiene, cu localizarea profilului din fig. 5.2.4;
(b) Harta tectonică a zonei vestice a ferestrei danubiene, cu poziționarea bazinelor intramontane Hațeg si Petroșani.
Fig. 5.2.4. Secțiuni geologice regionale, localizare în Fig. 5.2.1 (a) și Fig. 5.2.3 (a).
II. Pânza de Severin
Pânza de Severin (fig.5.2.2-3) este constituită din ofiolite și formațiuni de fliș cretacice, formate într-un domeniu oceanic îngust, deschis între blocul Dacidelor mediane și restul continentului european. Se corelează cu asociațiile similare aparținând sistemului pânzelor de Ceahlau din Carpații Orientali, fiind parte integrantă a Dacidelor externe. Sistemul de Severin, deschis în jurasicul mediu, este complet închis în faza mezocretacică, dar abia în faza fini-cretacică întreg ansamblul este încălecat peste sistemul Danubian, aceasta a doua fazî fiind cea care a condus la puternica sa fragmentare.
III. Pânzele Danubiene
Din punct de vedere paleo-geografic, pânzele Danubiene (fig.5.2.2-3) reprezintă unitățile de soclu cele mai externe ale Carpaților Meridionali. Sistemul de pânze Danubiene este descris în mod tradițional ca o structura de duplex antiform, format intre incălecarea bazală peste forland (Platforma Moesică) și incalecarea din acoperis a sistemului Severin-Getic, intreg sistemul fiind format in urma fazei fini-cretacice si ulterior a fazei miocen mediu de avansare a intregului sistem orogenic peste Platforma Moesică. Exhumarea unităților Danubiene este rezultatul unei faze de extensie, paralelă cu orogenul, subsecventă incalecarilor fini-cretacice si contemporana cu avansarea intregului sistem orogenic, dincolo de Promontoriul Moesic. In ceea ce privește structura internă, se individualizeaza un grup de pânze cu poziție tectonică superioară, Danubianul superior, separat de un al doilea grup cu poziție inferioară, respectiv Danubianul inferior (fig. 5.2.4-5). Fundamentul pânzelor de soclu Danubiene cuprinde roci in general mezometamorfice precambriene, strabătute de roci magmatice, cadomiene si hercinice, precum si zone de forfecare sau zone mai extinse de roci epimetamorfice, hercinice sau chiar alpine. Cuvertura mezozoică cuprinde in principal depozite continentale jurasic inferioare, o succesiune jurasic superior – cretacic inferior in facies de platformă carbonatică, calcare pelagice albian – turoniene si depozite de fliș cretacic superior. Local, aceste succesiuni sunt afectate de deformări alpine in facies metamorfic de grad scazut.
IV.Evolutia tectonică fini-cretacic terțiară
Subsecvent fazelor de incalecare cretacice, intreg ansamblul Carpaților Meridionali este supus unui succesiuni de deformări complexe, datorate geometriei foarte arcuite a sistemului orogenic si a succedării in timp a unor faze si regimuri tectonice diferite, pe parcursul depășirii Promontoriului Moesic si a avansării către E si SE a intregului sistem. Cu un oarecare diacronism, fazele tectonice se inregistrează in toate unitățile, inclusiv in bazinul de forland, deformările fiind din ce in ce mai noi către exterior. Cu excepția deformărilor ductile inregistrate in perioada de extensiune postcretacică (eocen), exclusiv in domeniul Danubian, si a ridicării acestui domeniu ca un core-complex la interiorul centurii orogenice, concomitent cu avansarea către E a sistemului getic–supragetic, deformările inregistrate in acest interval sunt exclusiv casante, cu formarea unor sisteme de falii crustale care acomodează deplasarea către E a sistemului orogenic. Reconstituirea regimurilor tectonice, a succesiunii de faze tectonice si a structurilor asociate fiecărei faze s-a realizat pe baza corelării structurilor regionale si locale, cu determinările de paleostress.
a. Compresiunea laramică
Aceasta fază corespunde celei de a doua faze getice, respectiv momentul de incalecare a ansamblului Getic-Severin peste domeniul Danubian. Analiza populațiilor de falii formate in această fază a indicat un regim de stress compresional pe directie NNV-SSE, similar cu cel identificat si pe baza analizei structuri milonitice, formate în aceeași etapă pe zonele de forfecare din unitățile Danubiene, situate in acest interval de timp la adâncime mai mare. Principale structuri
Fig.5.2.5. Harta tectonica a zonei de vest a Carpatilor Meridionali si a Depresiunii Getice, cu evidentierea faliilor active din faza compresionala fini-cretacica si a rezultatelor determinarilor de paleostress pentru populatiile de falii active din aceasta faza.
Fig.5.2.6. Harta tectonică a zonei de vest a Carpaților Meridionali si a Depresiunii Getice, cu evidențierea faliilor active din faza extensională paleogen – miocen inferior si a rezultatelor determinărilor de paleostress pentru populațiile de falii active din aceasta fază.
casante formate in aceasta fază sunt incălecari orientate VSV-ENE (fig. 5.2.5-6), cu o avansare către SSE și subordonat, incălecari in spate, cu avansare catre NNV.
b. Extensiunea paleogen – miocen inferior
Aceasta faza corespunde formării core-complexului Danubian, prin extensie paralelă cu orogenul, si marchează momentul depășirii Promontoriului Moesic si avansării către E a domeniului Getic, conducând la exhumarea parțială a domeniului Danubian. Aceasta fază este recunoscută atât prin numeroase zone de forfecare extensionale de unghi mic, formate in domeniul Danubian in special in zona de contact cu geticul, cât si prin structuri casante, identificate in special in baza domeniului Getic, dar si către S, in forelandul reprezentat de Depresiunea Getică. In faza finală a extensiei, inclusiv structurile ductile din Danubian sunt reactivate si afectate de deformări casante extensionale pe aceeasi direcție. Extensia pe directia EV este evidențiată atât de falii normale majore cu orientare NS, care inclină in general catre E, cât si de numeroase structuri locale. Prezența unor falii de decroșare dextre permite rotirea si avansarea către E a intregului sistem orogenic. Unele dintre aceste structuri de decroșare majore sunt Falia Cernei si Falia Timocului, cu sarituri dextre de peste 35 de kilometri fiecare, si care determină o rotire accentuată a blocurilor, având in vedere traseul curbat catre E al acestora. In ansamblu se poate spune că deplasarea pe aceste decroșări majore separă perioada extensională paleogen – miocen inferioară in doua etape: o etapa pre-rotație in jurul Promontoriului Moesic, recunoscută in special in zona de orogen, si o etapa post-rotație, evidențiată cu precădere in Depresiunea Getică.
c. Strike-slip dextru miocen superior
Aceasta fază corespunde translației către E a unui larg domeniu al Carpaților Meridionali, concomitent cu deformarea transpresionala la marginea sudică a acestora, ce afectează si Depresiunea Getică, deformare recunoscută tradițional ca faza de încălecare a ansamblului orogen – Depresiunea Getică peste Platforma Moesică. Dacă în zona estică si centrală se poate vorbi aparent de o incalecare reală, in zona vestică caracterul transpresional al acestor mișcări este evident, deplasarea realizându-se pe falii cu inclinare mare, cu componentă pe direcție, semnificativ mai importanta decât cea pe inclinare. Succesiunea in timp a deformarilor din aceasta fază este bine evidențiată in Depresiunea Getică, unde au putut fi separate două episoade: un episod sarmațian inferior mediu, caracterizat de falii dextre pe direcțiile VNV-ESE si NV-SE, si un al doilea episod sarmațian superior – pliocen, caracterizat de falii senestre pe direcțiile NS si NNE-SSV, si de reactivări ale sistemelor dextre anterioare. Aceleași sisteme se identifică si in orogen, insă datarea mișcărilor nu este la fel de clară.
Fig. 5.2.7. Harta tectonică a zonei de vest a Carpaților Meridionali si a Depresiunii Getice, cu evidențierea faliilor active din faza strike-slip miocenă si a rezultatelor determinărilor de paleostress pentru populațiile de falii active din aceasta fază.
Fig.5.2.8. Modelul evoluției tectonice tertiare a zonei vestice a Carpaților Meridionali: (a) Extensiunea paleogen – miocen inferior cu reprezentarea ariilor ridicate si respectiv coborâte; (b) Strike-slip miocen superior; (c) Reprezentarea in secțiune a modelului de exhumare a domeniului Danubian.
Nord vest
5.2. DATE GEOLOGICE
5.2.1. Introducere
In etapa actuala a fost analizata zona de NV a Romaniei, corespunzand in mare parte provinciilor Crișana si Maramureș. Din punct de vedere geologic, acest areal este alcatuit din unitati tectonice distincte apartinand zonei NE-ice a bazinului Panonic, zonei de N a Carpatilor Orientali, reprezentati prin Pienide, zona flisului trascarpatic si extremitatea nordica a lantului vulcanic neogen, precum si zonei de N a Bazinului Transilvaniei. In fig. 5.2.1 sunt prezentate principalele unitati tectonice din acest areal si este reprezentata distributia seismelor crustale.
Fig. 5.2.1. Harta tectonica a zonei NV-ice a Romaniei si distributia cutremurleor crustale din acest areal
Zona Maramures, localizata la interiorul Carpatiilor Orientali, in apropiere de tranzitia cu Carpatii Vestici (fig.5.2.1), cuprinde in terminologia tectonicii arealului Carpato-Panonic partea de nord-est a blocului Tisza (Unitatea de Bihor) si cea mai de nord parte a blocului Dacia (panzele Bucovinice). Primele deformari alpine in cadrul acestei zone au inceput la finalul Cretacicului inf. (faza austrica) si au continuat pana la finalul Cretacicului superior (faza laramica) (Sandulescu 1981, 1984). Acestea, precum si contactul dintre blocurile Tisza si Dacia si ramasitele ofiolitice ale zonei de sutura dintre cele doua, sunt acoperite discordant de sedimente Cretacic superioare-Paleocene. Peste o a doua discordanta sunt depuse sedimente de varsta Eocen-Burdigalian. Tisza si Dacia, alaturi de cuvertura sedimentara autohtona, au fost incalecate in Burdigalian de catre Pienide, zona cea mai de est a blocului Alpaca. Pienidele sunt compuse din incalecari externe (Petrova, Leordina si panzele de Wildflish) si incalecari interne (panza de Botiza), constituite in general din unitati de flis de varsta Eocen-Oligocen.
Fig. 5.5.2 Harta tectonica a Maramuresului, bazata pe hartile (1:50.000 si 1:200.000) publicate de Institutul Geologic al Romaniei, Dicea et al. (1980), Sandulescu (1980), Sandulescu et al. (1981) and Aroldi (2001)
Cea mai evidenta structura a zonei, din punct de vedere tectonic, e reprezentata de sistemul de falii Bogdan-Dragos-Voda, falii de strike-slip senestre orientate spre est. In partea vestica Falia Bogdan Voda taie atat sedimentele acoperitoare a blocurilor Tisza-Dacia cat si Pienidele si este acoperita de sedimente vulcanice Miocen mediu. Falia Dragos Voda, mai la est, formeaza limita nordica a corpului cristalin cu forma de horst (horstul Rodna, fig 2), constituit din panzele Bucovinice. Unicitatea sau legatura dintre cele doua falii reprezinta un subiect inca dezbatut.
I.1.4. Geologica si tectonica de ansamblu a Pienidelor
La nord de fractura nord-transilvana, sutura majora tethysiana (reprezentata la sudul fracturii de elementele Transilvanidelor), este decalata spre vest. In acelasi timp, ea isi schimba caracterul, in sensul ca unitatile cu ofiolite nu mai afloreaza sau suint extrem de rare, iar tectogenezele cretacice sunt dublate si de tectogeneze miocene. Pozitia pe care Transilvanidele o au intre Dacidele interne si mediane este preluata spre nord si vest de Pienide care se situeaza, in partea de nord a Carpatilor Orientali (Maramures si Ucraina subcarpatica), intre aceleasi doua mari ansambluri de unitati de soclu continental.
Una dintre trasaturile fundamentale care caracterizeaza Pienidele este dubla tectogeneza, cretacica si miocena (inferioara). Atât una, cât si cealalta au produs structuri importante, determinând o scurtare a crustei. Tectogeneza Miocena a sters intr-o oarecare masura efectele celor cretacice, antrenând elementele deja deformate in structuri de tipul panzelor de sariaj, sau acoperind unele structuri prin incalecarea celor situate mai la interior.
Cel mai important si mai specific element al Pienidelor este reprezentat de zona klippelor pienine. Pe linga aceasta, ele mai cuprind structuri situate la exteriorul zonei, apartinind Panzei de Magura din Carpatii Occidentali si echivalentei acesteia in Carpatii Orientali – Panza de Petrova (Sandulescu, 1972, 1975).
Zona klippelor pienine se intinde pe o lungime ce depaseste 900 km, de la Viena pina in Munti Lapusului (Poiana Botizei) din sudul Maramuresului. Exceptând cele doua extremitati (Alpii Orientali si Muntii Lapusului), zona klippelor pienine se prezinta ca un cordon ingust (2—20 km largime 900 km lungime), și continuu. Structura tectonica a acestei zone are un caracter particular, determinat de existenta a doua grupe de roci cu competenta foarte diferita: klippele, competente, constituite mai ales din roci calcaroase, si cuvertura lor, constituita din formatiuni mai plastice, marnoase, argiloase si de tip flis. Deformarea acestor doua grupe de roci impreuna, precum si etirarea intregii zone in sensul longitudinal au creat aspectul structural si morfologic cunoscut actualmente. La alcatuirea klippelor pienine iau parte succesiuni litostratigrafice foarte variate, pentru intervalul Jurasic-Cretacic putandu-se stabili mai multe serii (litofaciesuri) principale si o suma de succesiuni cu caractere de tranzitie intre acestea doua. Principalele litofaciesuri ce se intalnesc in zona klippelor pienine din Slovacia si Polonia (Andrusov, 1964, 1908; Andrusov et al, 1973; Scheibner in Mahel, Buday, edit., 1968; Birkenmajer, 1970, 1977), caracterizand zone paleotectonice cu functii specifice, sunt, in sensul reconstituirilor retrotectonice, de la nord spre sud (fig. 5.2.3):
Fig.5.2.3. Sectiune retrotectonica privind principalele zone litofaciale ale zonei klippelor pienine; M –Magura, Cz – Czorsztyn, Px – Pienin s-str, Ex – “ridul exotic”, Ma – Manin (Sandulescu, 1984)
– Grajcarek sau Magura, cu depozite jurasice si cretacice inferioare foarte condensate si cu dezvoltarea unui flis vargat in Cretacicul superior si a unei secvente grezoase masive in Senonianul superior (gresia de Jarmuta, cu discondanta in baza);
– Czorsztyn, având caracterul unui rid (geanticlinal) in care predomina secventele calcaroase neritice de apa putin adânca, iar in Cretacicul superior dezvoltarea faciesului marnelor rosii de Puchov;
– Pieniny -s. str. (Kysuca, Branisko), avînd caracterul unui șanț geosinolinal, cu predominarea secvențelor pelagice și cu dezvoltarea unui fliș cretacic superior cu intercalații de conglomerate (conglomeratele de Upohlav);
– „ridul exotic", cu funcția de cordilieră ce furnizează material detritic grosier secvențelor conglomeratice sau brecioase cunoscute în de-pozitele cretacice inferioare și superioare din fosele adiacente, în constituția sa intrand și roci ofiolitice alpine;
– Manin, cu caractere apropiate de cele ale Tatridelor și cu dezvoltarea caracteristică a unui fliș grezo-șistos în Albian, discordant pe calcare urgoniene.
După deformările cretacice ale acestor zone izopice în domeniul klippelor pienine s-au acumulat serii de flis cu precadere de vârsta eocena. Dintre acestea cea mai importanta este fosa cea mai externa, corespunzatoare panzei de Magura, sariata spre exterior in Miocenul inferior.
Prezentarea succintă a constituției și evoluției zonei klippelor Pienine este necesară pentru a putea înțelege mai bine alcătuirea și evolutia Pienidelor maramureșene. In această zonă, elementele structurale care put fi cel mai ușor comparate cu zona klippelor pienine sînt solzii frontali din pânza Botizei (sensu lato). Corpul principal al acestei pînze (pînza Botizei s. str.), într-o poziție superioară și în consecință mai internă, ar aparține tot zonei pienine. Aceste elemente structurale aflorează la sud de o importantă fractură (falia Bogdan Vodă — Săndulescu, 1976), la nord de care Pienidele sînt reprezentate în afloriment de o altă unitate, si anume de pînza de Petrova, corespunzătoare pînzei de Măgura (fig.5.2.4). Ea nu-și găsește, cel puțin deocamdată, un corespondent la sud de falia Bogdan Vodă.
Atît pânza Botizei, cu solzii ei frontali, cît și pânza de Petrova se încadrează într-o zonă mai largă, numită zona flișului transcarpatic (Dumitrescu et al., 1962), care, pe lângă unitățile Pienidelor, mai cuprinde si formațiunile sedimentare post-tectogenetice ale Dacidelor mediane, în speta ale zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali. Peste această cuvertură, care reprezintă un neoautohton, sînt șariate pînzele de cuvertura ce alcătuiesc Pienidele, șariaj de vîrstă intraburdigaliană (tectogeneza stirică veche), contemporan cu cel al Moldavidelor interne.
In fața pînzei Botizei se individualizează inca o unitate șariată, și anume pânza wildflyschului, care poate reprezenta de asemenea un element structural al Pienidelor.
Pânza Botizei
Unitatea din partea frontală în care sunt înglobate klippele de tip pienin de la Poiana Botizei a fost definită de Dumitrescu (1957) ca pînza Botizei. Compararea klippelor cu seria pienină din Carpații Occidentali fusese făcută încă mai înainte de Anton (1943). In cadrul pînzei Botizei s.l. se pot distinge două unități tectonice distincte, și anume corpul principal al pînzei sau pînza Botizei s.str. și solzii frontali care pot fi comparați cu zona klippelor pienine propriu-zisă (Săndulescu, 1980a).
Solzii frontali și klippele de tip pienin de la Poiana Botizei. In constituția solzilor frontali intră două elemente inegal dezvoltate areal, pe de o parte klippele aflorînd discontinuu și, pe de altă parte, depozitele senonian-eocene ce formează solizii propriu-ziși. Sub acest aspect exista două categorii de structuri imbricate: cele proprii klippelor, care sunt prepaleogene, și cele care determină repetarea succesiunilor senonian-paleogene.
De la exterior spre interior, în regiunea Poiana Botizei au fost recunoscuți patru solzi, dintre care numai doi includ și depozite aparținînd klippelor de tip pienin.
Structura de detaliu a klippelor poate să ajungă la complicații mari, așa cum este cazul celei ce aflorează pe pârâul Vărăștia. Aici se pot face următoarele observații:
Fig.5.2.4. Schita structurala a zonei flisului transcarpatic si a regiunilor invecinate
– solzii ce se recunosc in cuprinsul klippelor pot sa aiba succesiuni stratigrafice diferite ;
– repetarea succesiunilor se face fie la nivelul stratelor de Tisalo, apțian-albiene, fie la nivelul marnelor roșii senoniene ;
– în solzii klippelor nu sînt implicate depozite paleogene ;
– în solzul de ordin superior (ordinul 1) în care sînt incluse klippele lipsesc depozitele paleocene și probabil și eocene inferioare, prezente atît în solzii mai externi, cît și în cei mai interni.
Elementele expuse mai sus, precum și diferența dintre succesiunile litostratigrafice din intervalul Paleogen de la un solz frontal la altul arată că lățimea restrînsă a părții frontale a pînzei Botizei s.l. este rezultatul unor importante scurtări ale scoarței, această unitate fiind o pânzâ de cuvertură.
Pentru a putea plasa succesiunile litostratigrafice ale klippelor de la Poiana Botizei (Săndulescu et al., 1982) într-un context mai general este necesar să subliniem că:
– grosimea redusă a depozitelor jurasice superioare și cretacice inferioare se datorează în primul rînd condensărilor stratigrafice și numai în mică măsură întreruperilor în sedimentare, în fapt fiind pusa în evidență o singură lacună la nivelul Hauterivianului și/sau al Barremianului;
– în succesiunea depozitelor cretacice superioare nu se intercalează nivele grosiere, în schimb intervalul corespunzător Turonianului este marcat de o extrem de importantă condensare sau chiar de o lacuna de sedimentare ;
– caracterul depozitelor care constituie succesiunea klippelor esta predominant pelagică, domeniul lor de sedimentare fiind de tip fosa geosinclinală ;
– prezența tufitelor mafice cu elemente de bazalte variolitice si hyalobazalte palagonitice la baza succesiunii jurasice superioare, a radiolaritelor și a numeroaselor accidente silicioase și abundența fragmentelor de roci bazice în calcarele detritice oxfordian-kimmeridgiene arata că în cuprinsul sau în vecinătatea domeniului de sedimentare aveau loc efuziuni submarine.
Caracterele specificate mai sus apropie succesiunile de la Poiana Botizei de cele pienine, adică de litofaciesurile geosinclinale și nu geanticlinale. Condensarea foarte puternică ar aminti și de litofaciesul de Grajcarek, dar caracterele Cretacicului superior sînt net diferite, la Poiana Botizei lipsind cu desăvîrșire faciesurile de fliș sau gresia de Iarmuta, cunoscute în Neocretacicul de Grajcarek.
Klippele de la Poiana Botizei sunt cel mai îndepărtat punct înspre sud-est în care mai aflorează elemente de tip pienin. Încadrarea lor într-o arie de sedimentare cu caractere relativ omogene constituie un argument în a considera că domeniul corespunzător zonei pienine în general se îngustează în același sens. Paleogeografia foselor cu sedimentare de tip fliș din timpul Paleogenului aduce argumente în plus în sprijinul acestei concluzii.
Formațiunile de fliș cunoscute în solzii frontali ai pînzei Botizei s.l. debutează fie în Paleocen, fie doar în Eocen, situația fiind diferită de la solz la solz. In cel de-al doilea caz, flișul eocen poate urma direct si discordant marnele senoniene sau succede unei serii vărgate argiloase paleogen-eocen inferioare.
Pînza Botizei s. str. Corpul principal al pînzei Botizei s.l. este caracterizat de o succesiune litostratigrafică dominată de dezvoltarea pe mai multe mii de metri grosime a depozitelor de fliș eocene. Fondul depozițional general al acestuia este un fliș de tipul stratelor cu hieroglife, în mijlocul căruia (Lutețian) se individualizează un pachet de fliș grezos grosier, pe alocuri fluxoturbiditic (gresia de Secu). In raport cu solzii frontali, fosa de sedimentare corespunzătoare pînzei de Botiza str. este mult mai activ subsidentă. Din acest punct de vedere solzii frontali au ocupat în timpul Paleogenului o poziție geanticlinală, mai slab subsidentă, în parte cu sedimentare pelagică (rid).
Aria-sursă a materialului detritic ce constituie arenitele flișurilor paleogene din pânza Botizei poate fi plasată în interiorul zonei de sedimentare, adică pe partea Dacidelor interne, care în acel timp constituiau un bloc consolidat cu evoluția mobilă tectogenetică încheiată. Desigur că problema sursei flișurilor este legata și de poziția inițială a pânzei Botizei, înainte de șariaj. Situarea ei la sud de falia Bogdan Vodă și implicit la sud de aria de dezvoltare a pânzei de Petrova este un argument care poate conduce la încadrarea pânzei Botizei în categoria pânzelor „ultra" adică a acelora care prin șariaj au depășit în întregime una sau mai multe unități situate la exteriorul lor. Nu se poate trece cu vederea în acest context și faptul că Pienidele în general descriu o curbură convexă în sensul vergenței în jurul-marginii Dacidelor interne, avansate mult spre nord-est în acest sector. Existența curburii și caracterul „ultra" al pânzei Botizei ar putea concura și la o anumită rotire, în sensul acelor de ceasornic, a acestei pînze în timpul sariajului.
Pânza Wildflishului.
La sud de pânza Botizei și încălecând depozitele miocene inferioare ale cuverturii post-tectogenetice ale Dacidelor mediane, a fost identificată (Dumitrescu, 1957; Mutihac, 1956) o pânză de cuvertură denumita pânza wildflyschului, deoarece formațiuni de acest tip se dezvoltă la mai multe nivele în cadrul Eocenului. Structura nu este foarte complicată, in cuprinsul ei putându-se recunoaște doi până la trei solzi mari. Caracterul alohton al pânzei wildflyschului, ca și al pânzei Botizei care o acoperă, a putut fi verificat prin mai multe foraje efectuate între Băiuț și Baia Sprie.
Caracterele tipice de wildflysch sunt mai bine exprimate in partea Vestică a ariei de aflorare a pânzei. Spre est se trece treptat la formațiuni ritmice de tipul stratelor cu hieroglife. In acelasi sens scade și frecvența klippelor sedimentare de calcare algolitice (lutețian superioare – Bombiță, 1971), caracteristice wildflyschului eocen din această pînză.
Spre deosebire de pânza Botizei pânza wildflyschului cuprinde și depozite mai noi decât Eocenul, și anume formațiuni de flis grezos asemănător cu gresia de Borșa de vârstă oligocen-miocena inferioară (Dicea et al., 1980 ; Săndulesm, 1980a).
Una dintre problemele importante care privesc pânza wildflyschului este aceea a ariei de origine a klippelor sedimentare, constituite din calcare organogene (algolitice) cu nummuliți. Rezolvarea acestei chestiuni este strâns legată de modul în care este privită geneza pânzei și poziția ei primară, înaintea șariajului. Aceeptând o poziție „ultra" pentru pânza wildflyschului și în același timp o rotire în sensul acelor de ceasornic, similar cu cel al pânzei Botizei, se poate ajunge la două modele:
– pânza wildflyschului a fost externă, înainte de rotire, în raport cu pânza Botizei și atunci klippele au trebuit să provină dintr-o zonă ridicată cu sedimentare calcaroasă neritică, depășită in întregime prin procesele de șariaj eomiocene;
– pânza wildflyschului a fost internă, înainte de rotire, în raport cu cea a Botizei și klippele de calcare au provenit din arii situate pe marginea blocului consolidat al Dacidelor interne.
Cel de al doilea model are avantajul de a-și găsi un corespondent în Carpații Slovaciei, unde între zona klippelor pienine și Carpații Occidentali centrali (Dacidele interne) se dezvoltă, în Depresiunea Mijava, formațiuni paleogene care înglobează klippe sedimentare de calcare eocene. Diferența față de pânza wildflyschului este că Depresiunea Mijava nu a fost antrenata in șariaje terțiare.
Este posibil să se considere de asemenea ca pânza wildflyschului este un element para-autohton, provenind dintr-o arie interna a cuverturii post-tectogenetice a Dacidelor mediane, acoperita actualmente de sariajele Pienidelor. Dezavantajul acestei ipoteze constă in faptul ca pânza wildflyschului este legată în dezvoltarea ei areala de fruntea pânzei Botizei și nu se regăsește și în fața pânzei de Petrova, cum ar fi normal dacă ar fi fost smulsă din aria cuverturii Dacidelor mediane. Pe de altă parte, alipirea ei la cuvertura post-tectogenetică nu rezolvă problema originii klippelor de calcare lutețiene, pe marginile bazinului de sedimentare a cuverturii fiind necunoscute asemenea depozite.
Panza de Petrova.
Flișul de Petrova, care aflorează în bazinul inferior al Văii Viseului, a fost considerat mai întîi ca formând un bloc ridicat (blocul Petrova), înconjurat de falii dispuse ortogonal (Atanasiu, 1950 ; Patrulius, 1950), Contactul tectonic de încălcare ce-l mărginește la exterior a fost figurat prima dată pe harta geologică la scara 1 : 200 000, foaia Vișeu. Integrarea flisului de Petrova într-o unitate șariată aparținând Pienidelor (Dumitrescu, Săndulescu, 1970) a permis paralelizarea acesteia cu panza de Măgura (Săndulescu, 1972, 1975, 1980a).
Pânza de Petrova este constituită din două secvențe groase de fliș, suprapuse, și anume flișul de Petrova (Atanasiu, 1956) și gresia de Strâmtura (Motaș, 1956). Primul este un fliș de tipul stratelor cu hieroglife, cu intercalații de gresii masive și nivele discontinue de argile rosii resedimentate (Săndulescu, Bratu, 1984) de vârstă lutețian (superior) -priaboniană inferioară, cea de a doua un fliș grezos în parte, fluxoturbiditic priabonian, asemănător gresiei de Măgura.
Structura pânzei de Petrova nu este foarte complicată, în cuprinsul ei distingându-se câteva cute-solzi deversate spre exterior, care sunt doar în parte paralele cu curbura convexă pe care o descrie fruntea acestei unități. Intersectarea cutelor-solzi de către planul de sariaj al pânzei arata că ei s-au format înainte de desăvârșirea încălecării.
Solzul Leordina. In partea frontală a pînzei de Petrova se individualizează (Săndulescu et al., 1981) o subunitate independentă a cărei constituție diferă de cea a corpului principal al pânzei. Această subunitate, denumită solzul Leordina, este constituită din doi termeni. Cel inferior este un fliș marnos-grezos, cu intercalații de marne și argile roșii și de „roci oligoceniforme" (marne de Lacko, caracteristice domeniului pînzei ele Măgura), de vârstă paleocen-priaboniană. Termenul superior este un flliș grezos (gresia de Voroniciu- Motaș, 1956) oligocen (Dice et al., 1980; Săndulescu, Bratu, 1984).
In timp ce succesiunea depozitelor ce constituie pânza Petrova insumează mai multe mii de metri grosime, cea din solzul Leordina nu depaseste 1000 m. Deosebirile nu constau numai in diferenta de grosime la interiorul Dacidelor mediane (zona klippelor maramureșene) și la exteriorul domeniului Pienidelor, întrucât acestea din urmă încalecă din spre sud cuvertura post-toctogenetică a pânzei bucovinice abia în timpul Terțiarului. Poziția externă a domeniului Transilvanidelor în raport cu cel al Pienidelor permite atașarea structurilor din fereastra Ujgorod la primele, conform ipotezei propuse mai sus.
Natura scoarței domeniului Pienidelor în timpul Mezozoicului reprezintă o problemă cu foarte multe necunoscute. Se pot totuși prezenta mai multe ipoteze :
– întregul domeniu al Pienidelor era caracterizat de o scoarță de tip oceanic ;
– zona Manin și „ridul exotic aveau o scoarță subțiată sau chiar tipic continentală, iar restul zonelor pienidice erau caracterizate de scoarță oceanică ;
– întregul domeniu pienidic avea o scoarță subțiată care făcea trecerea la domeniul tipic oceanic transilvanidic, situat mai la exterior;
– scoarța domeniului pienidic era în întregime de tip continental.
Din datele cunoscute și mai ales din examinarea blocurilor provenite din „ridul exotic" (între care și granițe, dar și roci ofiolitice), prima si ultima dintre ipotezele expuse mai sus au cele mai mici șanse de a se apropia de situația reală.
Domeniul pienidic a fost deformat mai întâi în timpul Cretacicului. Există dovezi atât pentru compresiuni mezocretacice, cât și pentru compresiuni laramice (timpurii). Acestea din urmă au provocat cel mai evident structuri imbricate și probabil și încălecări de tipul șariajelor. După tectogenezele cretacice, peste elementele deformate s-au instalat fose de sedimentare de tip fliș care au fost active în special în timpul Paleocenului și/sau Eocenului. Prezența flișurilor senoniene în digitatiile externe ale pânzei de Măgura (Carpații Occidentali) ar indica faptul ca ele au fost suprapuse structurilor deja deformate în timpul tectogene zelor mezocretacice ale Transilvanidelor.
Tectogeneza intraburdigaliană a determinat formarea structurii actuale a Pienidelor. Pânza de Măgura a fost dezlipită de pe subasmentul ei presenonian, formând o unitate de cuvertură. Zona klippelor pienine a suferit un alt stil de deformare îndeosebi în partea centrală. In schimb, spre est și mai ales în zona curburii din bazinul Văii Tisa (v. fig. 5.2.3) și aceasta a suferit încălecări importante spre exterior.
Cuvertura Post-tectogenetica a Dacidelor Mediene
Vârsta diferita a desavârsirii sariajelor in lungul sigmoidei reprezentate de Dacidele Mediene a determinat si vârsta diferita a debutului cuverturilor post-pânza ale principalelor lor segmente. In aria pânzelor central-est-carpatice, in care se cunosc și pânzele transilvane, cuvertura post-tectogenetică debutează cu formațiuni vraconian cenomaniene. Unele dintre elementele deformate ale Dacidelor mediane din Carpații Meridionali, mai ales în regiunea de curbură și cu precădere pentru partea frontală a pânzei getice, au aceeași cuvertura post-pânză.
Acolo unde reluările neocretacice sau deformările de aceasta vârsta s-au manifestat mai pregnant, cuvertura post-tectogenetică debuteaza cu depozite maastrichtiene sau paleogene.
Cea mai spectaculară dezvoltare a cuverturii post-tectogenetice a Dacidelor mediane (și a pânzelor transilvane) se individualizeaza in nordul Carpaților Orientali românești, în zona flișului transcarpatic (Dumitrescu et al., 1962). Ea este păstrată de eroziune în Munții Bargăulul, Munții Țibleșului, bazinele văilor Vișeu, Țibău și Ruscova. In aceasta arie, cuvertura post-tectogenetică debutează cu formațiuni conglomeratice cenomaniene (sau vraconian-cenomaniene), urmate de depozite in general marnoase turonian-senoniene (Szasz, 1974). După o lacuna corespunzatoare unei părți a Paleocenului și a Eocenului Inferior, al doilea ciclu de sedimentare al cuverturii post-tectogenetice cuprinde formațiuni epicontinentale sau conglomeratice eocene, depozite de wildflysch oligocen și formațiuni de fliș oligocen-miocen inferior (Szasz, 1976; Dicea et al., 1980).
Caracteristic cuverturii post-tectogenetice din zona flișului transcarpatic este faptul că ea este deformată înaintea Miocenului mediu (Badenianului), odată cu șariajul pânzelor aparținând Pienidelor. Deformarea este superficială și nu implică subasmentul precenomanian decât in măsura în care el a răspuns fracturărilor. Deformările plicative si superficiale ale cuverturii sedimentare pot ajunge pînă la panze-solzi, asa cum este cazul pînzei-solz de Șetrev (v. fig. 5.2.3), dezvoltată la sud de falia Bogdan Vodă și care urmărește oarecum paralel dezvoltarea pânzelor wildflyschului și Botizei aparținând Pienidelor.
Fracturarea majoră care a afectat zona flișului transcarpatic după desăvîrșirea șariajelor eomiocene ale unităților pienidice a determinat formarea unui graben major-grabenul sătmărean, situat intre falia Bogdan Vodă la nord și falia nord-transilvană (Preluca) la sud. In interiorul acestui graben, mai multe trepte dirijate paralel sau oblic in raport cu cele două fracturi majore îl compartimentează în blocuri ale caror configurație și fracturări marginale au fost importante in distributii areala a magmatismului neogen. Grabenul sătmărean își găsește parțial corespondentul în grabenul Szolnok de pe teritoriul Ungariei, din su basmentul Depresiunii Pannonice.
I.1.4.1. Evolutia tectonica Miocen-Acutal a Pienidelor
Au fost identificate urmatoarele faza majore de deformare:
1. Incalecarea spre SE a Pienidelor din Burdigalianul inferior. Incalecarea Pienidelor in timpul Burdigalianului a condus totodata si la imbricarea sedimentelor autohtone ce acopereau blocurile Tisza-Dacia. Principala caracteristica a deformarii lagata de punerea in loc a panzelor este data de zone de forfecari, cataclastice, in timp ce mecanismele de cutare se dezvolta local. Directia SE a incalecarii a fost evaluata prin analize cinematice pe falii cu lungimi medii (mesoscale) din apropierea zonelor majore de forfecare (fig 5.2.5.a). Frontul de incalecarea al Pienidelor prezinta segmente orientate atat spre SW cat si spre SE. Aflorimente in lungul celui mai nordic segment orientat spre SE expun falii de strike-slip cu orientare SSE cu o componenta inversa importanta. Deformatia predominant transpresional sugereaza o geometrie de rampa laterala. La sud de Falia Bogdan Voda, frontal de incalecare al Pienidelor este taiat de falii de strike-slip, sub-paralele pe directia de transport, ce pot fi interpretate ca falii de transfer (tear fault).
2. Extensia NE-SW din Burdigalianul superior. Aceasta extensie este demonstrata de falii normale orientate NV-SE care sunt observate mai rar in cuvertura sedimentara autohtona dar abunda in unitatile din fundament. In partea SV a masivului Rodna falii normale afecteaza atât unitati de fundament apartinând pânzelor Bucovinice cât si stratele de vârsta Oligocena. Cinamatica acestor falii indica o extensie orientate NE-SV cu mici componente de strike-slip (Fig 5.2.5.b). Vârsta acestei extensii, Burdigalian superior, este demonstrate prin faptul ca faliile taie structuri legate de punerea in loc a Pienidelor, iar stratele Badeniene sunt neafectate.
3. Structuri post-Burdigaliene. Punerea in loc a Pienidelor a fost urmata de formarea de falii in regim extensional, astfel miscarile de tip strike-slip de-a lungul sistemului de falii Bogdan-Dragos-Voda poat fi impartite intr-un regim initial transpresiv urmat de unul transtensiv.
– Regimul transpresiv. Acesta este aratat de formarea cutelor cu axul orientat spre SE (fig 5.2.6.a). In timp ce flancurile cutelor sunt usor inclinate la sud de Falia Bogdan Voda, acestea ating unghiuri de pana la 50 de grade in partea nordica. Cutarile au reluat structuri deja deformate in timpul punerii in loc a pânzelor. Prezenta faliilor inverse demonstreaza deasemenea tipul de regim existent. Tipul dominant este dat de falii inverse orientate spre SE, insa regasim si falii transpresive orientate spre E (falia Bogdan-Voda).
– Regimul transtensiv. Faliile de tip strike-slip cu orientare estica la fel ca si faliile normale orientate SW pot fi atribuite etapei transtensive (fig 5.2.6.b ). Deformatiile intalnite pe, sau in asociere cu faliile Bogdan-Voda si Dragos-Voda sunt dominant de tip decrosari seneste adesea cu componente normale. In apropierea terminatiei estice a sistemului de falii Bogdan-Dragos-Voda, sistemul se desparte intr-un sir de falii normale cu orientare SW cu componente laterale (fig. 5.2.6.b). Regimul transtensiv senestru este demonstrat si de-a lungul faliei Preluca unde redeformeaza incalecarile precedente.
Constrângerile temporale legate de deformarile post-Burdigaliene sunt date in primul rând de prezența formatiunii de vârsta Badenian inferior, continând tuful de Dej, ce reprezinta un marker ideal pentru partea nordica a zonei. Acesta este afectat atat de regimul transpresiv cât si de cel transtensiv de-a lungul celor doua mari falii, astfel constrânge deformarile la partea lor inferioara in jurul a 16 milioane de ani. Constrângerea superioara este bine definita de corpul vulcanic Neogen din apropiere de Baia Mare, format acum 10 milioane de ani, care sigileaza falia Bogdan-Voda (fig 5.2.6.b).
Fig. 5.2.5. Cinematica si structurile legate de faza de deformare Burdigaliana. a) incalecarea de varsta Burdigalian inferior spre SE a Pienidelor; b) faza de extensiune NE-SV de varsta Burdigalian superior ;
I.I.5.Depresiunea Pannonică
In timpul Miocenului zona intra-Carpatică este caracterizată de o istorie complexă a subsidenței strâns legate de evoluția tectonică a Lanțului Alpino-Carpatic si a Dinarizilor. Relațiile spațiale si temporale între scurtarea din sistemul cutat și subsidența din regiunea intra-Carpatică arată ca cele două fenomene sunt legate si fac parte din același sistem dinamic.
In evoluția sistemului alpin trebuie să luăm in considerare ca inițierea si finalul deformărilor contracționale de-a lungul lanțului cutat sunt heterocrone, din ce in ce mai tinere spre est si sud (Sandulescu, 1988; Royden, 1988).
Concomitent cu ultimele faze de deformare din Arcul Carpatic și după ele, se deschid in regiunea intra-Carpatică o serie de bazine, mai mult sau mai puțin individuale, (Horvath si Royden, 1981; Horvath si Rumpler, 1982).
I. Mecanisme de formare a Bazinului Panonic
Există mai multe ipoteze privind mecanismul principal de formare a Bazinului Pannonic:
a. întindere uniformă
întindere diferențiată
"Escape tectonic" (tectonica de expulzare laterală) si colaps gravitațional.
Intinderea uniformă.
Pentru mecanismul de formare a Bazinului Pannonic s-a sugerat unul similar cu cel al bazinelor back-arc din Pacificul de Vest (Stegena, 1975). Subducția Plăcii Europene sub regiunea pannonică generează un diapir de manta, care "erodează" partea inferioara a crustei, ducând la o subsidență izostatică si formarea de bazin.
Regiunea este printre primele în care s-a aplicat modelul de întindere uniformă (McKenzie (1978). Fluxul termic ridicat si litosfera subțire constituie argumente pentru aplicarea acestui model. Grosimea crustei continentale variază intre 22,5 – 30 km, exceptând ridicarea Transdanubiană.
Variațiile grosimii litosferei corespund cu variațiile grosimii crustei ajungând la 60 km în centrul bazinului (Babuska, 1987; Spakman, 1990) și la maximum 80 km in rest (Zhdanov, 1986).
Fluxul termic este ridicat, depășind local 138 mW/m2 (Dovenyi si Horvath, 1988). O zonă cu flux termic mai mare de 90 mW/m2 se întinde pe diagonala SV-NE a bazinului. Sub lanțul alpin crusta este groasă, iar fluxul termic scăzut sau normal, cu valori mai mici de 70 mW/m2. Sclater s.a. (1980) calculează o întindere uniformă (modelul McKenzie, 1978) cu un factor de =2 în Bazinul Vienei. Acest factor de întindere uniformă nu poate explica istoria subsidenței, fluxului termic și întinderea mare subcrustală.
b. Meissner si Stegena (1988) au aplicat un model de întindere crustala diferențială.
Subțierea crustei este concentrată in crusta inferioară, cea superioară nefîind mult mai subțire decât în zonele înconjurătoare. Acest fapt sugerează un mecanism al crustei inferioare, adică o întindere diferențiala care este maximă in crusta inferioară si litosfera superioară, transferând doar o mică parte la crusta superioară. Sub-bazinele delimitate de falii arată o întindere minoră. Acest mecanism nu poate fi separat de diapirismul mantalei fără de care nu se poate explica fluxul termic înalt si vulcanismul terțiar. Cauza întinderii și a diapirismului poate fi direct subducția sau structuri secundare legate de subducție. Pentru a defini un model de extensiune corect, trebuie să avem în vedere importanța structurii pre-rift a litosferei care poate controla localizarea si magnitudinea deformărilor extensionale.
Fig.5.2.9.
Fig.5.2.10.Evolutia Bazinului Panonic și a zonei înconjurătoare (Modificat dupa Horvath)
Fig.5.2.11. Harta tectonica a Bazinului Panonic cu sisteme majore de falii neogene (după Rumpler și Horvath, 1988)
c. Tectonica de expulzare laterală (Ratschbacher. Merle. Davy si Cobold, 1991; Peresson si Decker, 1997)
Fundamentul pre-Neogen al zonei intra-carpatice este caracterizat de un aranjament de tip mozaic al faciesurilor paleozoice, mezozoice si paleogene (Channell s.a., 1979; Kovacs, 1982; Kazmer si Kovacs, 1985; Royden si Baldi, 1988; Xagymarosi. 1990). Relațiile lor actuale diferă mult de relațiile sindepoziționale mezozoice si paleogene.
Corelarea faciesurilor pre-Miocene este dificilă, iar reconstrucția lor sugerează dezintegrarea si rearanjarea lor de-a lungul unor sisteme de forfecare. Horvath si Royden (1981) sugerează pe baza datelor seismice, formarea unor bazine pull-apart asociate cu discontinuitățile sistemelor conjugate de decroțări. Măsurătorile de paleostress confirmă caracterul tensional/transtensional al Bazinului Pannonic (Bergerat s.a., 1983, 1984), explicând bine relația lui cu structurile contracționale din Carpații Externi. Sistemele de forfecare din Miocen mediu fac legătura între zonele cu stiluri diferite de întindere și cu structurile contracționale.
Tensiunea/transtensiunea intra-Carpatică este suficientă să compenseze scurtările Miocen medii, dar nu poate explica scurtările anterioare. Evoluția pre-Miocen mediu implică translații mai mult sau mai puțin rigide spre nord și est ale unităților tectonice intra-Carpatice.
S-a ajuns la concluzia că în fundamentul Bazinului Panonic există trei unități tectonice (fragmente continentale) cu evoluție diferita: Nord-Panonic (Alcapa) în nord, Tisa și Dacia în sud (Balla, 1984; Csontos, 1992; Voros si Csontos, 1992)
Terranele Tisa ș Dacia au probabil o evoluție comună începând din Cretacic superior-Paleogen inferior. Terranele Nord-Panonic (Alcapa) si Sud-Panonic (Tisa-Dacia) sunt alăturate de-a lungul unei zone de forfecare, "Mid Hungarian Line" in intervalul Oligocen superior-Miocen inferior caracterizat de colaps gravitațional si tectonică "escape" (Fodor L., Bada G., Csontos L., 1996).
Tectonica de expulzare laterală (Burke si Sengor. 1986) caracterizează stadiul final de evoluție al orogenelor. Ratschbacher (1991) explică subțierea crustei si ridicarea rocilor metamorfice de mare presiune în zona ridicării Tauern prin alunecarea blocurilor crustale est-alpine spre est de-a lungul unui sistem conjugat de decroșări (Balla, 1988; Sandulescu, 1988; Rumpler si Horvath, 1988, Royden si Baldi, 1988; Nagymarosy, 1990; Fodor s.a., 1990, Csontos, 1991; Tari, 1991): zonele de forfecare de-a lungul Klipelor Pienine, "Mid Hungarian Line", Sistemul Periadriatic.
Fundamentul Bazinului Panonic se afla la o altitudine mult mai mare și mai spre vest în pre-Miocen, decât astăzi. Blocurile continentale, rigide Nord-Panonian si Sud-Panonian au alunecat din zona colizională alpină în intervalul Oligocen-Miocen inferior, concomitent cu deformările contracționale din zona flișului extern (Kazmer si Kovacs, 1985; Balla, 1988 si Csontos, 1992). Translația are loc de-a lungul unor sisteme de decrosari: zona Klipelor Pienine (limita nordica a Blocului Nord-Panonic) și Sistemul Periadriatic (limita sudica a Blocului Sud-Panonic). Diferența de viteză dintre cele doua fragmente continentale este ajustată de-a lungul zonei de forfecare dextra "Mid Hungarian Line". Aceasta structură tectonică permite rotiri ale fragmentelor continentale cu sensuri si magnitudini diferite (Ratschbacher s.a., 1991): Blocul Nord-Panonic suferă rotiri în sens anti-orar, iar Blocul Sud-Panonic în sens orar.
Zonele transtensionale sunt caracterizare de subsidență (Bazinele paleogene Sloven, Ungar) asociată uneori de un magmatism andezitic cu sursă din manta (Panto, 1981).
Coliziunea blocului Alcapa cu placa europeană și trecerea de la sedimentarea de tip fliș la cea de tip molasă (Miocen inferior) marchează sfârșitul alunecării spre est.
In stadiul final de evoluție al sistemelor orogenice (perioada sin și postcolizională) scurtarea litosferei este însoțită și urmată de colapsul extensional al unei părți semnificative a lanțului orogenic. Zona de sutură este caracterizată de o crustă groasă, ridicări însoțite de eroziune (dezgroparea complexelor metamorfice de mare presiune) și de existența unor neomogenități structurale. Evoluția lanțului orogenic poate fi controlată și de alte forțe în afara celor din câmpul de stres regional: forța gravitațională și forțe de tensiune intra-placă. Elevația mare din zona de sutură, compensată izostatic de rădăcinile muntoase determină apariția unor forte interne (internal orogenic body forces). Sub acțiunea acestor forțe, blocurile crustale alunecă spre zone cu elevație mai mică de-a lungul unor suprafețe de detașare intra-crustale sau la baza crustei. Prin acest mecanism echilibrul izostatic este restabilit, iar crusta se subțiază.
Structura crustală în zona de tranziție între Alpii Orientali și Bazinul Panonic (Bazinul Danubian) a fost inițial interpretată ca fiind controlată de un sistem de decroșări de-a lungul căruia două blocuri crustale cu origine și structură internă diferită sunt juxtapuse (Kazmer si Kovacs, 1985; Balla, 1994). Cercetările recente arată că ea reprezintă un sistem de falii de detașare extensionale care controlează colapsul gravitațional al orogenului alpin si delimitează fereastra Tauern ( ClifT,1985; Szafian, Tari, Horvath si Cloething, 1999). Astfel, complexele metamorfice de mare presiune din zona ridicării Tauern sunt exhumate, ele ridicându-se cu o rată mare de aproximativ 2 mm/an.
Reinterpretând datele seismice și de sondă, Szafian s.a. (1999) sugerează că sistemul de falii listrice normale miocen medii este condiționat de planurile de detașare contracționale vechi, fără să fie asociat cu structuri de tip decroșare sin-rift (Tari, 1994, 1996). La adâncimi mici faliile normale afectează pânzele alpine, iar în adâncime se unesc cu suprafețele majore de decolare care separă diferitele unități alpine.
II. Istoria subsidenței în Bazinul Pannonic
In funcție de mecanismul dominant al subsidenței, istoria Bazinului Pannonic se împarte în trei intervale (fig.5.2.10):
a. Oligocen superior-Miocen inferior, "escape tectonic" și colaps gravitațional;
b. Miocen mediu, perioada sin-rift;
c. Miocen superior-Actual, perioada post-rift.
a. Oligocen superior-Miocen inferior, pre-rift
Caracterizat de tectonica de expulzare laterală și colaps gravitațional, discutate anterior.
b. Miocen mediu, sin-rift
Extensiunea reprezintă principalul mecanism de subsidență, însotita de tectonica de tip decroșare. Extensiunea și falierea normală încep în Ottnangian-Karpatian (24-16,5 m.a.), se continuă în Sarmatian și în Pannonianul inferior (10-12 m.a.). In Bazinul Vienei deformările de tip strike-slip continuă și astăzi, dar în cea mai mare parte ele se încheie in Miocenul superior. Harta anomaliei Bouguer este caracterizată de importante anomalii pozitive ale căror valori maxime sunt asociate întotdeauna cu părțile cele mai adânci ale sub-bazinelor. Bielik (1991) explică acest fapt prin ridicări ale crustei inferioare și mantalei superioare în zone de maximă subsidență, care sunt umplute cu sedimente de densitate redusă.
In funcție de subțierea litosferei zonele de subsidență din regiunea intra-Carpatică se impart în patru categorii:
Bazine periferice care se suprapun sau se situează în vecinătatea Arcului Carpatic (Bazinele Vienei, Transcarpatic), unde subțierea este superficială, fără implicarea mantalei litosferice. Perioada de riftare începe în Karpatian, continua in Badenian (fig. 5.2.10), când se formează sedimente cu o grosime mai mare de 4000 m. O subsidență lentă termală începe la sfârșitul Badenianului, însă grosimea sedimentelor post-tectonice este mică. Fluxul termic în Bazinul Vienei este scăzut (40-60 mW/m2) și mai ridicat în Bazinul Transcarpatic. Acest lucru se datorează probabil activității vulcanice Miocen superior-Pliocen în interiorul și în jurul Bazinului Transcarpatic (Rudinec, 1981). Grosimea crustei este de 25-30 km.
Bazinele centrale, la o distanță mai mare de 200 km de centura cutată (Bazinul Zala, Câmpia Mică și Mare a Ungariei, Bazinul Danubian) sunt caracterizate de o subțiere considerabilă cu implicarea mantalei litosferice. Perioada de riftare majoră (subsidența tectonică maximă) este Sarmațian-Panonian (fig.5.2.10), iar subsidența termală continuă și astăzi cu rata mică (Nagymarosi, 1981). Grosimea sedimentelor post-tectonice este mare. Aceste bazine se suprapun peste o litosfera subțire și fierbinte. Grosimea crustei este de 22-28 km, iar fluxul termic este cea. 100 mW/m2.
O zona de tranziție, care se situează între aceste doua domenii, care însă nu este clar definită (probabil include Bazinul Danubian).
Zona fără extensiune, Bazinul Transilvaniei, a cărei structură nu este clară, se află pe o crustă normală, cu flux termic coborât. Grosimea sedimentelor Miocene este de 3-4 km, fără existența unor falii crustale sin-sedimentare (Ciupagea, 1970). In prezent zona se ridică și este afectată de eroziune. Elevația este de cea. 600 m spre deosebire de celelalte regiuni intra-Carpatice, care se situează la aproximativ 100 m deasupra nivelului mării.
Implicarea mantalei litosferice în procesele extensionale, subsidența și fluxul termic cresc odată cu creșterea distanței față de centura cutată (L.H.Royden, 1991).
Rocile magmatice delimitează zona cu litosfera subțire. Exista trei ipoteze:
Mantaua litosferică fierbinte și subțire sub centrul bazinului este rezultatul unor procese care controlează crearea și localizarea arcului vulcanic;
Subțierea mantalei litosferice a fost genetic independentă de vulcanism, dar a fost limitată la zone unde vulcanismul este anterior încălzirii litosferei;
Localizarea vulcanismului a fost controlată și delimitată de zone în care procesele extensionale afectează și mantaua litosferică.
Diferențele spațiale și temporale de subsidență, flux termic si grosime a litosferei se datorează existenței a două faze de riftare, care sunt strâns legate de variația scurtării din centura cutată:
Prima faza (Badenian-Sarmațian) este caracterizată de un câmp de stress tensional sau de tip strike-slip cu orientarea axului minim variind de la NE-SV până la ENE-VSV si axul principal între NNV-SSE și NV-SE, în toata zona pannonică. Iau naștere falii normale sau normal-oblice perpendiculare pe direcția stresului minim. Sunt frecvente decroșări dextre, cu o direcție variind între E-V și VNV-ESE, și senestre, între NNE-SSV și NE-SV. Această întindere compensează scurtarea N-S din Carpații Nordici si NE-SV din Orientali;
A doua fază (post-Sarmațiană) se caracterizează print-un câmp de stres tensional sau de tip stike-slip cu axul minim orientat E-V – SE-NV. Iau naștere falii noi sau sunt reactivate cele vechi. Fostele falii normale orientate NV-SE devin decroșări (depresiunile intramontane din vestul Munților Apuseni, Gyorfi, 1993), iar decroșările orientate NNE-SSV devin falii normale sau normal-oblice (ex. Bazinul Vienei, Fodor, 1995). Intinderea E-V din Bazinul Pannonic compensează scurtarea din sudul Carpaților Orientali.
Creșterea anormală a ratei de subsidență și de ridicare în regiunea intra-Carpatică în perioada post-rift poate fi explicată prin existența unor curenți din crusta inferioară și a unor curenți de convecție la scara mică în litosferă și astenosferă (Burov si Cloetingh, 1997). De acest mecanism este legată cea de-a doua fază de riftare, miocen superioară concomitentă cu intervalul de maximă compresiune din arcul carpatic.
Structura existentă la sfârșitul Miocenului este reprezentata de un sistem conjugat de decroșări, cu falii normale și inverse asociate (Ratschbacher, 1991; Decker, 1993; Linzer, 1995; Nemeș, 1995). Există două sisteme majore de decrosari: dextre, orientate NV-SE (Sistemele Periadriatic, Drava, Sava si Transcarpatic) și senestre orientate NE-SV (Bazinul Vienei, Danubian, "Mid Hungarian Line"). Bazinul Zala se formează la intersecția celor doua sisteme (fig. 5.2.11). Structuri transpresionale și transtensionale apar în legătură genetică cu aceste sisteme. Toate datele sugerează că extensiunea a fost controlată de falii de strike-slip și formarea bazinelor pull-apart (Horvath, 1992). Stilul extensional este foarte variabil, cu zone dominate de falii normale listrice de unghi mic și falii planare cu înclinare mare. De fapt unele decroșări sunt falii de transfer care fac legătura între zone cu diferite direcții și intensități ale tensiunii (Tari, 1992), sau cu zonele contracționale. Relația acestor falii cu planurile de încălecare alpine preexistente nu este foarte clară, însa existența bazinelor pull-apart asociate cu falii de decroșare regionale, precum și subțierea crustei inferioare și a mantalei superioare sunt bine documentate.
c. Miocen superior-actual, post-rift
In Neogenul superior sub-bazinele sistemului pannonic se unesc formând o zonă cu subsidența mai mult sau mai puțin uniformă, în tot cuprinsul bazinului. Insă perioada post-rift nu este caracterizată de o rata de subsidență termală descrescătoare. Pe marginea estică și vestică a bazinului, sedimentele post-miocen medii depășesc 2500 m în timp ce în zona centrală ajung la maximum 1500 m (Korossy, 1970). De asemenea, sedimentele cuaternare ajung la 300 m pe marginea bazinului, fiind mult mai subțiri în centru, ceea ce denotă o subsidență mai puternică pe margini (Stegena, 1975).
O parte din configurația de astăzi a bazinului este rezultatul deformărilor recente, ulterioare celor legate de formarea bazinului.
La sfârșitul perioadei sin-rift are loc o fază compresional-transpresională (Horvath F., 1995) care contribuie la izolarea Bazinului Pannonic de la sfârșitul Sarmațianului. Unele structuri sunt inversate, ridicările devin emerse și unitățile sin-rift sunt afectate de eroziune. Ridicările devin submerse în Pannonianul inferior, când are loc o subsidență termală la scara întregului bazin. Pentru prima dată în istoria lui, întregul bazin este acoperit de apă formându-se un lac foarte extins (Kazmer, 1990). Astfel, limita Panonian/Sarmațian interpretată în trecut ca limită între unitățile sin-rift și post-rift este astăzi considerată ca o discordanță tectonică legată de o inversiune asociată cu o scădere a nivelului marii (criza messiniana).
Subsidența termală post-rift este întreruptă de o a doua fază compresională Pliocen superior-Cuaternară (Horvath si Cloetingh). Formarea structurilor compresionale este însoțita de o subsidență a Câmpiei Mari din Ungaria, ridicarea și erodarea flancurilor estice și vestice. In sedimentele post-rift se pot identifica falii compresionale și structuri de inversiune.
Astăzi bazinul evoluează sub influența unui câmp de stress compresiv care duce la o activitate seismică intra-placă și la reactivarea faliilor preexistente, formarea de cute insoțită de eroziune, precum și o subsidență anormală în centrul bazinului (Horvath si Cloetingh, 1996).
Măsurătorile de stres in situ arată un stress orizontal maxim de la VNV-ESE până la NV-SE (compresiv) în zonele vestice și estice. In centru, stressul orizontal maxim măsurat în sonde este orientat NNE-SSW, iar la suprafață tensiunea minimă are aceași orientare. Modelul neotectonic (începând cu Miocenul superior) poate fi descris printr-o subțiere continuă a litosferei prin subțierea crustei inferioare fără o extensiune semnificativă a crustei superioare (Becker A., 1993), un flux termic ridicat în centrul bazinului asociat cu ridicarea sa relativă față de regiunile estice și vestice, un câmp de stres compresiv în vest și est, și de tensiune în centru. Toate aceste observații se pot explica prin existența unor curenți de convectie sub-litosferică. Ramura ascendentă a curenților se situează sub centrul Bazinului Pannonic, iar ramura descendentă sub zonele marginale, sub Alpi și Carpați. Prin acest mecanism se explică ridicarea relativă, fluxul termic ridicat și stresul de tensiune din centrul bazinului.
Deformările neotectonice se suprapun peste tectonica colizională care crează rădăcini litosferice în zona muntoasă, și condiții termale pentru inițierea curenților de convectie sub-litosferică.
III. Stratigrafia Depresiunii Panonice
Arhitectura umpluturii sedimentare a Bazinului Pannonic este controlată de tectonica, mărimea, distanța și rata de ridicare a bazinului de drenaj, acestea influențând cantitatea si configurația sedimentelor acumulate. Umplutura sub-bazinelor este diferită în funcție de distanța față de bazinul de drenaj. Aportul de sedimente rezultă în mod primar, prin ridicarea lanțului alpin. In ultimele 12 m.a. ridicarea din Carpații românești este de ordinul kilometrilor, fiind îndepărtați mai mult de 5 km de material (analize "fission track"), cu o migrare a eroziunii dinspre nord-vest și sud-vest către zona de curbură, unde eroziunea începea acum 4 m.a. (Sanders, Andriessen și Cloetingh, 1999). Aceasta migrare a ariilor sursă influențează configurația sedimentelor din zona de depunere. Rata de acumulare este de 0-55 m/1 m.a. în Miocenul mediu și depășește 1000 m/1 m.a. în timpul formării unităților progradante pannoniene. In zona ridicărilor sunt înregistrate hiatusuri de câteva m.a., o bună parte fiind erozionale.
In intervalele de rată maxima de variație a factorilor (în general tectonici) au loc schimbări mari ale condițiilor de sedimentare, cu reorganizarea bazinului de sedimentare și formarea de discordanțe.
Discordanțele majore, legate de tectonica extensională-transtensională separă unitățile pre-rift, sin-rift și pos-trift, sunt mai noi în sub-bazinele centrale decât în cele periferice. Astfel unitățile sin-rift si post-rift sunt heterocrone, din ce în ce mai tinere spre centrul bazinului. Unitatea sin-rift acoperă intervalul Karpathian-Sarmatian, iar cea post-rift intervalul post-Sarmatian.
Karpathian
Prezent doar în depocentrul bazinelor periferice (Vienei, Graz si Transcarpatic), unde subsidența tectonică începe in acest interval. Este alcătuit dintr-un facies limnic în bază și fluviatil în top cu rudite, arenite, marne și rar anhidrit. Spre nordul Bazinului Vienei faciesul continental este înlocuit de un facies marin puțin adânc.
Badenian
Schimbările temporale si spațiale ale ratei de subsidență duc la variații litofaciale si de grosime ale unității sin-rift. In zonele stabile cu rata mică de subsidență se formează faciesuri carbonatice, iar în zonele adânci caracterizate de rata mare de subsidență faciesuri siliciclastice. In general, unitățile siliciclastice si carbonatice marine se formează în condiții de apă puțin adâncă.
Prima unitate este caracterizată de o creștere mare a spațiului de acumulare dată de rata mare a subsidenței tectonice, însotită de o creștere eustatică. Unitatea retrogradantă conține sedimente siliciclastice fine cu foraminifere planctonice în zona neritică, un facies carbonatic biogen cu Lithothamnium în zona litorală și sedimente pelitice alcătuite din marne și argile în depresiunile de astăzi. Arenitele glauconitice (max.30 m) marchează perioada cu rata maximă de subsidență urmată de o perioada cu scădere a ratei de subsidență. Odată cu diminuarea spațiului de acumulare scade și salinitatea apei. Fauna mediteraneană este înlocuită cu o fauna oligohalină, salmastră. In această a doua unitate domină faciesurile litorale și de apă puțin adâncă. Zona litorală a acestei unități este caracterizată de platforme carbonatice cu calcare biogene sau marne. Unitatea badeniană poate depăși 3000 m grosime in sub-bazinele aflate in vecinătatea ariilor sursă in timp ce zona centrală a Bazinului Pannonic este infometată în acest interval (Mattick s.a., 1988).
La sfârșitul Badenianului, Paratethysul este izolat de ocean, cotrolul eustatic al secvențelor sedimentare precum și caracterul lor marin încetează. Astfel Bazinul Pannonic oferă ocazia de a evalua influențele eustatice într-un bazin lacustru.
Sarmațian
Se formează partea superioara a celei de-a doua unități care a început in Badenian, cu scăderea continuă a ponderii rocilor carbonatice biogene si a marnelor neritice si cu creșterea zonei litorale. Grosimea sedimentelor este mult mai mică decât a celor badeniene si deasupra platformelor carbonatice lipsește sau este reprezentată de un facies continental.
Depozitele continentale trec într-un facies carbonatic litoral-neritic si intr-unul siliciclastic in zona mai adâncă. Unitatea carbonatică este mai restrânsă decât cea badeniana si are doar câțiva metri. Este formată din calcare oolitice litorale, faciesuri lagunare si calcare detritice alimentate din faciesul carbonatic badenian. In zona neritică grosimea parasecvențelor de marne scade spre topul unității in timp ce conținutul de carbonat creste. In zona adâncă faciesul siliciclastic nefosilifer format din parasecvențe de câțiva metri de arenite, silturi si argile/marne indică un sistem turbiditic.
Fauna include câteva specii, cu număr mare de indivizi si este dependentă de condițiile lito- faciale.
Sedimentele sarmațiene sunt afectate de eroziune (subaerianț sau subacvaticț). Având in vedere ca intervalul post-sarmațian se suprapune peste o perioada de creștere a ratei de subsidență termală putem accepta că scăderea este legată de scăderea eustatică din această perioadă. In ce fel influențează ea Paratethysul izolat nu este foarte clar.
Pannonian
Pe teritoriul Ungariei, delimitarea secvențelor si distribuția sistemelor depozitionale panoniene, precum si variațiile factorilor care le controlează este destul de clară. Inițial au fost definite formațiuni ale căror corelare tridimensională este destul de complicată. Sedimentele pannoniene au fost împărțite inițial pe criterii litologice, continuitatea lor laterala fiind destul de bună. Prima sinteză a unităților litofaciale a fost făcută de Korossy in 1971. Aceste unități sunt folosite si astăzi, însă evoluția lor s-a schimbat radical.
Szalay si Szentgyorgyi (1979) contribuie la clarificarea tendințelor de variații faciale. Pe baza datelor de sonda Gajdos (1983) definește unități litostratigrafice pe care încearca să le coreleze cu unități definite de Marino Viei și Bosko-Stainer (1971). In cadrul Panonianului s-au separat 12 formațiuni, în 4 grupuri de formațiuni.
Jarnbor (1985, 1987, 1988) întocmește harta cu distribuția lito faciesurilor pannoniene.
Formațiuni definite numai pe baze litologice se pot forma în locuri si în momente diferite, corelarea lor implicând precauție. Ideea sedimentării in mediu deltaic este introdusa in 1973 de către Mucsi si Revesz. Berczi si Phillips (1985) definesc pentru prima dată distribuția diferitelor sisteme depoziționale in Pannonian: prodelta, panta și frontul deltei și câmpia deltaică. Pe baza principiilor seismicii stratigrafice și a lito-, bio- si seismofaciesurilor Berczi (1987), Pogacsas si Revesz (1987), Revesz (1989), Juhasz (1990- 1994) și Pogacsas (1992) definesc unități genetice și întocmesc harta cu distribuția sistemelor depozitionale pe teritoriul Ungariei.
Procesele sedimentare au loc într-un mediu cu salinitate scăzută care duce la apariția unei faune endemice. Evoluția faunei este strâns legata de progradarea deltelor. Speciile de moluște sunt legate de sistemele depozitionale (ex. asociația cu Prosodacna migrează împreuna cu faciesul de câmpie deltaică de la nord spre sud) existând astfel o strânsa legătura între litofacies si biofacies. Asociația faunistică și momentul de apariție a speciilor diferă față de bazinul de foreland.
Grosimea unității panoniene variază de la câteva sute de metri în zona umerilor de rift până la 5000 m in zona depresiunilor.
Sub-bazinele cu subsidenta diferențiată in timp si spațiu erau mai mult sau mai puțin conectate intre ele. Umplerea lor are loc treptat, dinspre margine spre centrul bazinului. Ariile sursa, agenții de transport, factorii care controlează spațiul de acumulare nu suferă schimbări majore in timpul Pannonianului, astfel incât asociațiile faciale in diferite puncte ale bazinului sunt similare. Diferențele sunt date de factorii locali, în primul rând tectonici. Principalele direcții de transport sunt dinspre nord-vest și nord-est, astfel încât sedimentele cele mai tinere se găsesc in centrul bazinului. In Pannonianul inferior se formează sedimente lacustre-salmastre, bazinale si de prodeltă, in timp ce Pannonianul superior este caracterizat de faciesuri de pantă, câmpie deltaică si fluvio-lacustre.
Bazându-se pe aceste principii sedimentele panoniene au fost impartite in 6 unități genetice majore: sedimentele pelitice bazale, sistemul turbiditic, sisteme deltaice, prodeltă, câmpie deltaica și litoral-sublitoral, unitatea fluviatil-lacustră.
I.1.5.1. Evolutia geologica generala a zonei nord-estice a Bazinului Panonic
Structura de ansamblu a bazinului Panonic a fost discutata in etapa anterioara. In acest capitol se va face referire exclusiv la geometria si evolutia moiocen-actual a zonei nord-estice a bazinului in conexiune cu evolutia arealelor orogenice invecinate si cu evolutia bazinului transilvan.
In cadrul partii nord-estice a Bazinului Panonic geneza si evoluția zonelor de subsidenta (depresiuni) este diferita din punct de vedere al stilului tectonic si al momentului de inițiere al deformărilor (fig.5.2.7). Având in vedere mecanismele si istoria subsidentei precum si geometria secvențelor depozitionale se disting doua categorii de depresiuni:
depresiuni orientate NV-SE, legate de întinderea miocen medie umplute cu secvențe siliciclastice si carbonatice marine. Aceste depresiuni extensionale au adâncimi de 2500-3000 m si sunt mărginite de falii listrice cu înclinare mica. Depresiunile din apropierea ariei sursa (nord) sunt umplute in perioada sin-rift iar cele situate la distanta mai mare de aceasta se umplu după încetarea deformărilor tectonice (fig. 7-10);
depresiuni alungite, orientate SV-NE legate de translația miocen superioara. Depresiunile asociate cu zone de divergenta sau de discontinuitate ale decrosarii majore, cu adâncimi de cca. 4000 m sunt delimitate de falii cu înclinare mare (fig.5.2. 7-10), cu deplasare normala pe inclinare.
Fig. 5.2.6. Cinematica si structurile legate de activitatea post-Burdigaliana (16-10 Ma) a faliilor Bogdan Voda si Dragos Voda. a) transpresiune, b) transtensiune
1. Depresuni extensionale legate de întinderea miocen medie, umplute cu sedimente sin-tectonice(fig. 5.2.7).
Structurile extensionale (zone de sedimentare si umeri de rift afectate de eroziune) sunt orientate NV-SE, iar direcția principală de transport de sedimente este NNE-SSV, aria sursa situându-se la nord fata de aria de sedimentare. Umplutura depresiunilor extensionale din nord (Halmeu, Nisipeni, Satu Mare Nord, Berveni, Crasna – fig.5.2.7-10), situate in vecinătatea ariei sursa este caracterizata de reflectori divergenți spre planul faliilor normale (listrice, cu inclinare mica) si configurații de tip "mound" sau haotice lângă escarpamentul faliilor. Aceste configurații reprezintă sedimente marine sin-tectonice miocen medii (Badenian si Sarmatian) a căror grosime creste spre planul faliilor unde se formează complexul "conurilor de culcuș". Depresiunile sunt umplute in totalitate de sedimente sin-tectonice ceea ce denota ca rata de generare a spațiului de acumulare este compensata de rate de acumulare a sedimentelor. Separarea sedimentelor sarmatiene de cele badeniene nu este posibila peste tot.
Unitatea pre-rift alcătuita din roci metamorfice in sud si sedimente mezozoice si paleogene in nord este afectata de eroziune (trunchieri) in zona umerilor de rift (ridicările Nisipeni-Draguseni, Satu Mare, Berveni, Crasna – fig. 5.2.7-10).
2.Depresiuni extensionale legate de întinderea miocen medie, umplute cu sedimente post-rift (fig.5.2. 7).
In depresiunile identice din punctul de vedere al mecanismului si momentului de formare, situate la distanta mai mare de aria sursa (Madaras-fig5.2.7,8,10) unitatea miocen medie prezintă caracterele sin-tectonice si umple parțial aceste depresiuni. Umplerea totala are loc după incetarea deplasărilor pe planul faliilor, in intervalul post-rift. In perioada sin-tectonica depresiunile sunt 'înfometate", rata de creere a spațiului de acumulare depășește rata de acumulare a sedimentelor. Sedimentele sunt "captate" in depresiunile din apropierea ariei sursa.
Unitatea pre-rift este afectata de eroziune (trunchieri) in zona ridicării Madaras.
3.Depresiuni de tip pull-apart formate in miocen superior, umplute cu sedimente panoniene (fig. 5.2.7).
Aliniamentul de decrosare senestra "Mid Hungarian Line", orientata NE-SV se continua si pe teritoriul României (falia Satu Mare).
Deformările tectonice miocen superioare au ca rezultat formarea a doua depresiuni înguste, lineare si adânci, mărginite de falii cu înclinare mare (fig.5.2.8-9). Zonele depresionare E-Satu Mare si V-Satu Mare asociate decrosarii majore sunt separate de o zona transpresionala (Moftinu-fig.5.2.7-9. Depresiunea Satu Mare Vest este legata de curbura feliei majore in timp ce depresiunea Satu Mare Est de o discontinuitate. Grosimea sedimentelor Neogen-Cuaternare depășește 4000 m in depocentrele de astăzi ale depresiunilor (fig.5.2.9).
Depresiunea Satu Mare Vest cu forma romboidala este delimitată spre nord-est de ridicarea Moftinu-Madarasi (fig.5.2.7-9), spre nord de ridicarea Carei, spre sud de ridicarea Boianu Mare, iar spre vest se continua pe teritoriul Ungariei (Depresiunea Derecske). Falia majora de pe marginea nordica a depresiunii inclina spre sud. In cadrul acestui bazin ingust si alungit au loc schimbări bruște ale condițiilor de sedimentare, controlate tectonic (mai ales in prima parte a Panonianului). Bazinul evoluează dintr-un bazin relativ uniform ca lățime si adâncime intr-unul fragmentat. Depresiunea majora este impartita in zone de subsidență de diferite adâncimi de către zone ridicate morfologic, orientate paralel sau oblic fata de zona majora de deformare. Ele pot reprezenta zone de acomodare, de transfer sau structuri miocen medii reluate sau nu de deformări de tip strike-slip. Aceasta segmentare a bazinului duce la o distribuție heterogena a sistemelor depozitionale.
Depresiunea Satu Mare Est este mărginită spre sud de ridicarea Madaras, iar spre nord de ridicarea Satu Mare (fig.5.2.9-10). Extinderea spre est nu este clara din cauza lipsei de date seismice si de sonda. Falia majora inclina spre nord in aceasta zona (fig.5.2.7,8,10).
Intre cele doua depresiuni apare o zona cu structuri transpresionale (ridicarea Moftinu – fig. 5.2.8).
Distribuția sistemelor depozitionale este influențată in primul rând de schimbări ale configurației depresiunilor (deformări tectonice) si de clima, ele rămânând insa lungi si inguste. Mișcările tectonice controlează atât crearea spațiului de acumulare cat si rata de eroziune si de aport de sedimente. Schimbările eusîatice joaca un rol secundar (cel puțin in a prima parte a Panonianului) in crearea si distrugerea spațiului de acumulare. Intervalul cu rata mare de subsidenta (sin-tectonic) este de scurta durata si este urmat de o perioada lunga cu rata mica de subsidenta si rata mare de acumulare care permit înregistrarea variației factorilor de către procesul de sedimentare.
Intr-o prima faza zonele ridicate sunt caracterizate de eroziune (trunchieri in unitatea pre-tectonica, reflectorii coresponzatori sedimentelor sarmatiene sunt trunchiate) ca in faza a doua toata zona sa fie acoperita de sisteme deltaice. Principalul mecanism de umplere reprezintă sedimentarea sin-tectonica urmata de sedimentarea deltaica si turbiditica cu aport principal dinspre nord si nord-est perpendicular pe axul bazinului. Variația grosimii sedimentelor miocen medii nu este clara in depresiunea Satu Mare spre deosebire de cea a sedimentelor panoniene, cu variații considerabile. Este posibila existenta unor zone de subsidenta miocen medii in zona axiala a depresiunii panoniene insa identificarea lor este dificila din cauza lipsei sondelor si a adâncimii (pe sectiunie seismice ajung pana la 4 s).
5.2.5. Evolutia tectonica recenta a zonei nord-estice a Bazinului Panonic
Evolutia tectonica a acestei zone a fost interpretata ca fiind controlata de falia Nord Transilvana, precum si de falia Bogdan Voda, falii de strike-slip orientate VE (Fig5.2.11). Zone de uplift si subsidenta au fost identificate intre cele doua falii (Sandulescu et al, 1993). Miscarea principala de-a lungul faliei Nord-Transilvane a avut loc in etajul Burdigalian, in schimb, de-a lungul faliei Bogdan Voda a avut loc la limita Burdigalian-Badenian. Cutremure cu magnitudine de pana la 4.9 pe scara Richter si adancimi ale focarului de pana la 15 km au fost inregistrate de-a lungul lor (Cornea si Lazarescu, 1980). Cele doua falii principale sunt intretaiate de decrosari dextre cu orientare nord-vestica si senestre, cu orientare nord-estica, dintre ultimele faliile Faget si Mara fiind cele mai importante. Falia Faget a fost interpretata de Sandulescu (1993), ca reprezentand limita vestica a Pienidelor. Totodata, a jucat un rol important in evolutia geologica a zonei, aceasta falie reprezentand si limita vestica a blocurilor de fundament ridicate, precum si limita unor zone cu sedimentare Miocena diferita.
De-a lungul faliei Nord-Transilvane a fost interpretata o miscare de decrosare in regim transpresional. Atat blocuri din fundament, cat si sedimente Neogene au fost implicate in deformare. O configuratie de tip “flower structure” pozitiv a fost interpretata in linia 1 (fig 5.2.12). Vârsta acestei structuri este postMiocena, deoarece depozitele Pannoniene sunt implicate in deformare. Depozite cutate si faliate de varsta Oligocen-Badenian inferior sunt considerate prezente in partea sudica a liniei. Sedimente Badenian superioare prezinta terminatii de onlap la contactul cu depozite mai vechi, similar cu structuri ale bazinelor de tip piggy-back. O alta configuratie de tip “flower structure” pozitiv se regaseste in linia 2 (fig 5.2.13). Vârsta acestei structuri este postMiocen, sedimentele Pannoniene fiind implicate in deformare. O falie verticala ce afecteaza toata secventa litologica este interpretata in partea sudica a liniei. In linia 3 falia Nord-Transilvana este imaginata ca fiind inversa, cu unghi mare de inclinare, care se adanceste spre S, taind intreaga secventa litologica (fig.5.2.14). Astfel, o vârsta postMiocena este de asemenea interpretata pentru acest sector al faliei.
O structura de tip “flower structure” este interpretata in partea centrala a liniei 4 (fig.5.2. 15), sensul de miscare pentru fiecare ramura a acestei structuri divergente nefiind clar, datorita intenselor deformari. Totusi, structura este pozitiva datorita existentei a doua ramuri cu miscari inverse, care afecteaza secventa Badeniana. Deoarece afecteaza si depozitele Pannoniene, vârsta intregii structuri este de asemenea postMiocena.
Fig.5.2.11. Schita geologica a sectorului nordic al Bazinului Panonic de pe teritoriul Romaniei cu localizarea liniilor seismice din fig. 12-15
Fig. 5.2.12. Linia seismica 1 (pentru locatie vezi fig 11); explicatii in text.
Fig.5.2.13. Linia seismica 2 (pentru locatie vezi fig 11); explicatii in text.
Fig.5.2.14. Linia seismica 3 (pentru locatie vezi fig 11); explicatii in text.
Fig.5.2.15. Linia seismica 4 (pentru locatie vezi fig 11); explicatii in text.
I.1.6. Geologia si tectonica de neogena a Bazinului Transilvaniei
I.1.6.1. Stratigrafia depozitelor neogene
Prima componenta stratigrafica a secventei Neogene, mai corect Miocen medie, este constituita de complexul Tufului de Dej (Formatiunea de Dej, Popescu 1970). Acesta reprezinta prima secventa cu extindere la scara intregului bazin si este constituita din tufuri dacitice. Exceptie face partea de vest a bazinului care este dominata de sedimente detritice si carbonatice de „shelf” (Bucur si Filipescu, 1994). Local, secvente detritice de tip continental pot fi observate in baza Tufului de Dej. Datările pe baza de K-Ar indica varsta de 16,5 m.a. (Szakacs, 2000), ceea ce corespunde Badenianului inferior. Ariile principale de aflorare a Tufului de Dej se afla in partile de SE si de NV a bazinului, Rupea-Hoghiz si respectiv Dej, in restul bazinului acesta fiind acoperit de sedimentele Miocene subsecvente.
Formatiunea Sării (Formatiunea de Ocna Dejului, Meszaros, 1991) constituie urmatorul termen al seriei Miocene. Varsta formatiunii, stabilita pe baze micropaleontologice, corespunde Badenianului mediu, depunerea avand loc intr-o perioada relativ scurta de timp cuprinsa intre 500000-1000000 de ani. Mineralogic, depozitele formatiunii sunt constituite din halit in cea mai mare proportie, dar au in compunere si gipsuri sau alabastru.
In prezent, aceasta formatiune este puternic deformata. Grosimea medie in cadrul bazinului a stratului de sare este de 300m, exceptie facand marginile de est si respectiv vest in care sunt prezente cute diapire.
Formatiunile Badenianului superior marcheaza inceputul uni nou ciclu de sedimentare in tot arealul bazinului Tansilvan, care dureaza pana in Pannonian. Acesta este caracterizat de depozite detritice (argile si gresii neconsolidate), dar si de frecvente intercalatii de tufuri vulanice si cinerite. Dintre cele mai importante, cu rol in delimitarea diferitilor termeni stratigrafici, sunt Tuful de Hadareni si complexul tufurilor de Borsa-Apahida-Turda.
Secventa Badenian superioara (Formatiunea de Pietroasa, Filipescu 1996), ca primul termen al acestui ciclu sedimentar, are in baza discordanta creata la sfarsitul depunerii formatiunii sarii si este constituita in mare parte din argile si marne.
Studiul onlapurilor Badenian superioare ofera informatii importante asupra dezvoltarii bazinului. Astfel primele onlapuri au fost identificate in centrul actual al bazinului (Bazinul Tarnave), precum si in coltul de SE separate de o arie ridicata. Cartarea onlapurilor superioare indica clar faptul ca umplerea bazinului a avut loc gradat, procesul de sedimentare cuprinzand tot bazinul la sfarsitul Badenianului superior.
Din punct de vedere geometric grosimea sedimentelor descreste spre ariile adiacente Carpatilor Meridionali si Muntilor Apuseni, dar si spre nord in directia Muntilor Preluca.
In continuitate de sedimentare urmeaza depozitele Sarmatianului. Din ratiuni structurale in acest studiu s-a preferat departajarea in Sarmatian inferior si superior, pentru a marca pe sectiunile seismice momente de sedimentare sin-tectonica sau de eroziuni locale. Harta de grosime a Sarmatianului inferior indica grosimi ce variaza intre 600-700m. Din punct de vedere litologic se constata o crestere a granulometriei sedimentelor, secventa fiind alcatuita din intercalatii de argile si gresii slab consolidate, dar si tufuri vulcanice.
Sectiunile seismice regionale arata efilari ale secventei catre marginile actuale ale bazinului, iar in partea de SE intrepretarea indica faptul ca Sarmatianul inferior este trunchiat de Sarmatianul superior. Acest model de sedimentare se continua si in Sarmatianul superior, din punct de vedere litologic remarcandu-se predominanta nisipurilor si gresiilor.
Harta de grosime a secventei indica grosimi medii cuprinse intre 800-1000m. Grosimile de 1200-1400 sugereaza prezenta unei arii de sedimentare deosebit de active, iar cele de 1600 zone de sedimentare sin-tectonica, localizate excluziv pe flancurile cutelor diapire.
Ariile de aflorare a Sarmatianului sunt localizate in jumatatea de nord a bazinului, precum si in partea de sud, centrul bazinului fiind acoperit de depozitele Pannonianului.
Pannonianul reprezinta ultima secventa pastrata in cadrul bazinului. In ciuda faptului ca aceste depozite au fost pastrate doar in partea centrala a bazinului, grosimile mari (~1000m) indica faptul ca acesta a acoperit un areal mult mai mare. Litologic secventa este dominata de nisipuri si gresii, iar in ariile adiacente orogenului carpatic aparand conglomeratele.
Evolutia bazinului se incheie odata cu depunerea Panonianului, secventele urmatoare fiind alcatuite din depozite de terasa de varsta Cuatenara. Depozitele Pliocene lipsesc, acestea fiind intalnite in Bazinul Pannonic si in unele bazine intramontane.
I.1.6.2. Tectonica neogena a Bazinului Transilvaniei
Cea mai importanta caracteristica a a bazinului in timpul Miocenului mediu-superior este subsidenta regionala, care a avut loc pe un fond convergent generat de orogeneza Carpatilor. Desi mult timp un regim extensional a fost sugerat pentru formarea bazinului, prin acest studiu confirmam faptul ca bazinul s-a format si evoluat in urma unui regim compresional.
In cadrul bazinului, din punct de vedere structural, se pot contura 3 zone concentrice. Astfel, prima zona este identificata pe marginile bazinului, unde sedimentele Miocene nu sunt deformate si prezinta inclinari mici (<10 grd.) catre partea centrala a bazinului. A doua zona este puternic deformata fiind afectata de falii de incalecare, cute si cute diapire, uneori sarea aflorand (i.e. Ocna Muresului, Ocna Sibiului, Valea Niresului). A treia zona, cu pozitie centrala in cadrul bazinului, este mai putin deformata in comparatie cu zona anterioara, fiind afectata doar de cateva falii de incalecare si cute.
La prima vedere se remarca o lipsa aproape totala a structurilor rupturale la suprafata, cele de tip plicativ fiind cele mai abundente. Totusi, cateva falii mari controleaza anumite parti ale bazinului.
Partile de vest si de est ale bazinului par sa fi suferit cele mai mari deformari, dar in acelasi timp acestea coincid cu prezenta unor diapire in adancime. Aliniamentul estic este situat in apropierea lantului vulcanic Neogen si este controlat de falii de incalecare cu orientare NV-SE. La suprafata urma faliei este mascata, dar aceasta poate fi urmarita pe baza sedimentelor de varsta Badenian superioara.
Falia Cenade controleaza sectorul sud-vestic al bazinului. Falia poate fi urmarita de o distanta de aproximativ 90 km si are o orientare generala VNV-SSE, cu mici variatii locale. In afloriment, geometriile gasite indica existenta unei falii de tip „fault-propagation-fold” cu o saritura pe falie de aproape 200m. Varsta faliei este post-Panoniana, deoarece sedimentele Sarmatiene incaleca sedimentele Panoniene.
Falia Odorhei este o falie de incalecare si este situata in coltul de SE al bazinului avand o orientare generala NNE-SSV. Falia are o dezvoltare mai accentuata in adancime, la suprafata aceasta aflorand intro singura locatie (langa Odorheiul Secuiesc) sau fiind mascata de cute. De asemenea varsta faliei este considerata post-Panonian, deoarece ultimile sedimente deformate sunt cele Panoniene.
Aliniamentele de cute din cadrul bazinului sunt orientate N-S sau NV-SE, exceptie face coltul de SE unde trendul general este NE-SV.
Structuri „thick skinned”
Structura de adancime a bazinului este alcatuita in mare parte din unitati carpatice (Dacide Intene, Transilvanide, Dacide Mediane) formate in tectogeneze anterioare Miocenului. Astfel, fundamentul bazinului a mostenit structuri vechi, in mare parte zone de contact intre unitatile mentionate anterior. Harta structurala a Tufului de Dej (Badenian inferior) descrie cel mai bine structurile active din timpul Miocenului mediu-superior. Doua stiluri structurale au fost identificate atat extensional cât si compresional.
Stilul extensional cuprinde structuri ce sunt localizate in partea de NV a bazinului (zona Dej-culoarul Somesului Mic), cat si in partea centrala a bazinului, acestea din urma fiind asociate unei structuri mai vechi: Falia Sud Transilvana.
Sistemul de falii din zona de NV este suprapus peste contactul dintre unitatile Dacidelor Interne si Bazinul Puini, extinderea acestuia facandu-se doar in aceasta zona. Interpretarea sectiunilor seismice indica prezenta unor falii normale ce inclina spre est. In plan orizontal, lungimea faliilor variaza intre cativa kilometrii pana la 25-30km, iar sariturile pe falii fiind de ordinul zecilor de metrii in sedimentele Miocene. Sarituri mai mari au fost identificate in adancime, la nivelul Cretacicului, sugerand timpul de initializare a acestor structuri. Sistemul extensinal central este asociat cu evolutia Faliei Sud Transilvane. Acesta are in compunere cateva fragmente de falii cu dispozitie „en-echellon” care urmaresc traseul Faliei Sud Transilvane. In sud, faliile sunt orientate V-E, iar in partea de nord devin N-S, unitatile Dacidelor Mediane constituind compartimentul de culcus al faliei. Sariturile pe falie variaza intre 100m la nivelul Tufului de Dej si devin nule in seriile sedimentare superioare (Formatiunea Sarii si Badenianul Superior).
La nord de Valea Muresului (jumatatea nordica a bazinului), au fost identificate cateva structuri compresionale care cuprind falii inverse ce afecteaza fundamentul pre-Miocen. Acestea au o orientare generala NV-SE si vergenta spre NE. Faliile taie Tuful de Dej si dispar in Formatiunea Sarii. De remarcat faptul ca subsecvent fiecarei falii se dezvolta cute diapire ce afecteaza seriile Miocenului.
Partea de vest a bazinului este dominata de Falia Alba-Iulia. Aceasta este o falie crustala si in principiu poate reprezenta prelungirea in cadrul bazinului a unei structuri mai mari din Culoarul Muresului/ Apusenii de Sud (Transilvanide). Varsta faliei este post-Panonian (Pliocen?), datorita prezentei formatiunilor Panoniene in acoperisul faliei. In plan orizontal falia are directie NE-SV si vergenta NV, in general aceasta reprezentand un „splay” de falii inverse ce diverg spre NE. In structura de adancime a faliei mai sunt prezente cateva retroincalecari, ceea ce indica o acivitate mai indelungata a faliei (Cretacic) si o reactivare post-Panoniana a faliei. Saritura pe falie variaza, aceasta fiind de aproximativ 500m la nivelul Paleogenului, dar descrescand catre partea superioara.
In partea de SV au mai fost identificate cateva falii de incalecare cum ar fi structura de la Alamor (falie de incalecare de unghi mic) ce deformeaza atat sedimentele pre-Miocene cat si pe cele Miocene, varsta acestea putand fi considerata post-Panoniana. Catre est, langa Valea Oltului a fost identificata o alta falie de incalecare, care de asemenea deformeaza atat funadamentul cat si seriile Miocene. Orientarea generala a structurilor este NV-SE.
Sedimentele Miocene din coltul de SE al bazinului sunt suprapuse peste un fundamente pre-Tertiar de varsta Cretacica afectat de incalecari Senoniene, mare parte dintre acestea aflorand in Muntii Persani. Tot acest sector este inclinat cu aproximativ 30 de grade catre partea centrala a bazinului. Geometria regionala a acestui sector are in compozitie falii de incalecare cu o orientare NE-SV si vergenta sud-estica. In general faliile sunt grupate in asociatii asemanatoare unei structuri „duplex”. In plan vertical structura este mult mai simpla fiind alcatuita dintro incalecare „listrica” cu falii sintetice cat si antitetic. Deformarea este constransa la nivelul Badenianului inferior si nu pare a afecta foarte mult seriile sedimentare urmatoare. Legatura dintre fundament si cuvertura sedimentara este asigurata de o singura falie de incalecare, care cel mai probabil a controlat atat procesul de faliere cat si pe cel de cutare a formatiunilor Miocene. De remarcat ca deformarea descreste catre VNV, stilul structural trecand de la cute asimetrice cu lungime de unda mica la cute cu lungime de unda mare. Falia Odorhei se prezinat in adancime ca o imbricare cu inclinare mare ce afecteaza atat fundamentul cat si sedimentele Miocene. Falia a avut perioada de maxima activitate in timpul Sarmatianului superior, sugerat de prezenta unei discordante intre Sarmatian si Panonian. Varsta faliei este considerata post-Panoniana (Pliocene), deoarece sedimentele Panoniene sunt de asemeni afectate de deformare.
Structuri „thin skinned”
Aceste tipuri de structuri sunt legate numai de cuvertura sedimentara Miocena. Din interpretarea sectiunilor seismice a rezultat faptul cea mai mare parte a structurilor sunt de tip compresional, multe dintre acestea fiind generate de migrarea sarii, doar cateva fiind de origine tectonica. Varsta deformarilor este constransa ca fiind Sarmatian superioara.
In functie de distributia structurilor si amplitudinea deformarii au fost identificate doua zone in cadrul bazinului. Prima zona este constituita din structurile situate in partile de vest, sud-vest si nord-est si are in alcatuire falii de incalecare, decolari pe sare, cute si cute diapire. A doua arie are o pozitie centrala si cuprinde falii de tip „fault-propagation-folds” sau simple cute.
Orientarea principala a structurilor Sarmatiene este in general N-S.
Sectorul de vest
Structurile din acest sector au in general o orientare N-S si vergenta vestica si pot fi urmarite de o distanta mai mare de 100 km. Stilul structural cuprinde falii de tip „fault-propagation-fold”. Complexitatea structurilor creste de la nord la sud, evoluand de la o singura incalecare la imbricari de falii. Aditional in partea de sud apar cateva retroincalecari. Sariturile pe falii variaza inre 100 si 300 m. De remarcat ca sarea formeaza structuri tip „pillow” in baza fiecarei falii sau set de falii. In plan orizontal se pleaca de la o singura falie de incalecare in partea de nord si se ajunge la falii cu dispozitie paralela si divergenta in partea de sud. In partea de sud sistemul de falii este taiat oblic de catre Falia Alba Iulia.
Sectorul de sud-vest
In general acest sector se coreleaza cu Falia Cenade. Hartile structurale prezinta Falia Cenade ca o falie de incalecare arcuita cu o dispozitie NV-SE si cu vergenta spre SV. Complexitatea faliei creste de la SE spre NV, plecand de la o singura falie de incalecare si divizandu-se pe parcurs in doua sau mai multe falii paralele. Aceasta dezvoltare se poate remarca si in plan vertical pe sectiunile seismice. Sariturile pe falii la nivelul Sarmatianului inferior se incadreaza intre 500 si 1000 m.
Sectorul de nord-est
Partea de est a bazinului a evoluat in stransa relatie cu Carpatii Orientali si cu lantul vulcanic Neogen Calimani-Harghita.
Structura de adancime indica prezenta un sistem complicat de falii de incalecare in stransa conexiune cu structuri diapire de sare. Astfel au fost deosebite doua sub-sisteme de incalecari: o imbricatie inferioarea ce are ca orizont de detasare sarea; si o imbricare superioara dezvoltata doar in sedimentele Sarmatiene. Sub-sistemul inferior are in alcatuire 4-5 falii de incalecare fiind in cele mai multe situatii de tip „leading imbricate fan”. Sariturile pe falii se incadreaza in jurul valorii de 1000 m. De cele mai multe ori falia principala se coreleaza cu prezenta unui sambure diapir sau a unui diapir de sare.
Sectorul central
Acesta reprezinta aria cea mai putin deformata a bazinului, dar in final si aceasta este afectata de acelasi stil compresional. In partea de nord a sectorului au fost identificate cateva falii de incalecare cu orientare NV-SE si vergenta catre SV, cu dispozitie paralelal. In plan orizontal lungimea acestora variaza de la cativa kilometrii in partea estica pana la 30km in partea de vest. In sectiune aceste falii sunt de tip „fault-propagation-fold” cu samburi de sare in baza fiecarei falii. In partea de sud a sectorului secventa Miocene are grosimea maxima in cadrul bazinului. Aici au fost identificate doar cute cu lungime de unda mare (~ 20km) si cu orientare NV-SE. In partea de vest a sectorului se dezvolta o structura tipica cinematicii sarii care consta intro falie normala cu aspect semicircular cu vergenta spre SV. In sectiune aceasta apare ca o falie listrica la acre orizontul de decolare este constituit de Formatiunea Sarii.
Tabel 5.2.1 Tabel sintetic de evolutie neogena a Bazinului transilvaniei
Fig 5.2.16. Harta tectonica sintetica ilustrand structura cutelor, diapirelor de sare si a principalelor falii din interiorul Bazinului Transilvaniei in corelatie cu zonele active seismic
I.2. Sisteme de fracturi.
3. Identificarea si caracterizarea sistemelor de falii active din foreland-ul zonei de curbura a Carpatilor Orientali
Studiul secțiunilor seismice, morfologiei terenului, aflorimentelor cu formațiuni pliocene și cuaternare, precum și al satelitogramelor a permis evidențierea unor zone cu tectonică activă.
Pentru realizarea modelului neotectonic al zonei, datele utilizate au fost integrate intr-o baza de date in format GIS, folosind platforma MapInfo.
Categroiile de date utilizate sunt urmatoarele:
Sectiuni seismice
s-a realizat interpretarea detaliata a portiunii superficiale a sectinuilor seismice de reflexie din zona, fiind puse in evidenta deformarile Pliocen –Cuatrenare si realizandu-se corelarea faliilor recente si active (fig. 2 pentru localizarea celor mai reprezentative profile seismice, cu referiri la figurile cu intrepretarea acestora)
au fost utilizate sectiunui seismice de mare rezolutie achizitionate in cadrul unui program bilateral cu Universitatea Libera din Amsterdam pentru interpretarea structurii Pliocen-Cuaternare a Bazinului Focsani (fig.2. fig. 6)
Cartare structurala si morfotectonica
au fost analizate in special pe flancurile Bazinului Focsani analize structurale detaliate pentru identificarea structurilor active; au fost analizate in teren distributia populatiilor de falii, a fisurilor de tensiunie, a cutelor legate de faliere (cute de tip fault-propagation-folds, cute de dragare), precum si structuri regionale legate de falii majore si au fost caracterizate aceste structuri din punct de vedere al distributiei areale, al cinematicii si al regimului de stress.
s-a realizat deasemenea o interpretare morfotectonica a zonei, pe baza particularitatilor morfologice identificate atat in teren cat si din analiza si interpretarea imaginilor satelitare Aster si Landsat disponibile; datele geomorfologice si structurale au fost integrate intr-un model de elevatie digital construit pe baza hartilor topografice si a imaginhilor satelitare, fiind astfel usor puse in evidenta corelatiile intre particularitatile geomorfologice si aliniamentele structurale.(fig. 3, 7, 14).
o parte din datele structurale de teren reprezentative au fost reprezentate in corelatie cu structurile identificate pe sectiunile seismice (fig. 10-14)
Principalele rezultate cuantificabile:
pe baza hartilor geologice publicate a fost realizata o harta detaliata a depozitelor Miocen superior – Cuaternare din intreg arealu (fig. 2) indispensabila interpretarii corecte stratigrafic a deformarilor recente.
pe baza interpretarii unui mare numar de sectiuni seismice, distribuite relativ uniform, a fost obtinuta geometria de adancime a formatiunilor cuatrenare si a fost realizat o harta izboatica la baza cuaternarului (fig. 4) care pune bine in evidenta, atat adancirea puternica in zona centrala a depresiunii Focsani (evidentiind astfel subsidenta cuaternara accentuata), cat si geometria flancurilor acestei depresiuni, geometrie controlata in mare parte de falii recente si/sau active.
prin integrararea datelor de geologie regionala, stratigrafie si tectonica recenta precum si a datelor de sismicitate au fost realizate harti complexe de corelatie (fig. 2-4)
tereminatia nordica a depresiunii Focsani este controlata de o falie majora senestra de directie NW-SE care se suprapune practic peste falia crustala a Trotusului, evidentiind astfel reactivarea recenta a unei discontinuitati crustale mult mai vechi (fig. 2,3,5,7); miscarea senestra in lungul acestei falii este bine evidentiata de decalarea aliniamentelor morfologice si tectonice corespunzatoare (fig. 3); analizele cinematice efectuate in corelatie cu datele geodezice recente indica o miscare actuala de ridicare a compartimentului nordic si respectiv de subsidenta a compartimentului sudic al faliei, concomitent cu deplasarea sensestra.
spre sud, suprapus fracturii crustale vechi cunoscute sub numele de Pecenega-Camena se identifica miscari dextre-cu componenta normala recente si actuale de amploare, fiind identificat un sistem extins de falii sintetice (local antitetice) preponderent normale cu componenta dextra care se dezvolta spre NW si acomodeaza incarcarea cu sedimente cuaternare sin-tectonice a bazinului Focsani, formand local structuri de tip floare-negativa (fig. 3, 5)
mergand la sud de Depresiunea Focsani, faliile normale tind sa devina paralele cu marginea sudica a Carpatilor Meridionali, fiind bine evidentiate, atat in teren cat si pe sectiunile seismice seturi paralele de falii normale orientate aproximativ EW, falii active si potential active care taie inclusiv limita intre compartimentul dobrogean si compartimentul valah al Platformei Moesice reprezentata de Falia Intra-moesica (fig. 2-5).
miscarile de basculare si de ridicare a flancului vestic al Bazinului Focsani au fost deasemenea puse in evidenta de cartarea morfotectonica, structurala si stratigrafica de detaliu (fig. 14) fiind bine evidentiat controlul tectonic al acestor miscari
proiectarea focarelor sesimelor crustale istroice si recente (fig. 1) corelarea sistemelor de falii identificate cu seismicitatea crustala, fapt ce a constituit
DATE GEOFIZICE.
II.1.Date gravimetrice
II.2.Date magnetice
II.3.Date seismic de reflexive si refractive.
II.4.Date magnetotelurice
II.5.Date de tomografie seismică
Copyright Notice
© Licențiada.org respectă drepturile de proprietate intelectuală și așteaptă ca toți utilizatorii să facă același lucru. Dacă consideri că un conținut de pe site încalcă drepturile tale de autor, te rugăm să trimiți o notificare DMCA.
Acest articol: Falii Active pe Teritoriul României (ID: 115419)
Dacă considerați că acest conținut vă încalcă drepturile de autor, vă rugăm să depuneți o cerere pe pagina noastră Copyright Takedown.