Fig.1.Evolutia populatiei orasului Copsa Mica [311307]

1.Introducere

1.1.Localizare

In prezenta lucrare am urmarit sa detaliez geologia regiunii Copsa Mica. [anonimizat], [anonimizat] 46°6′45″ [anonimizat] 24°13′50″ [anonimizat], [anonimizat], mai precis în Podișul Târnavelor. Este o [anonimizat], [anonimizat], între localitățile Mediaș în amonte și Micăsasa în aval. [anonimizat] o [anonimizat], ce desparte bazinele hidrografice ale celor două Târnave (Dealurile Baznei și Făgetului), [anonimizat], [anonimizat].

1.2.Istorie

Prima mențiune documentară a Copșei Mici datează din 1402 (1415 după alte surse). Numele actual îl poartă din 1850. Până atunci a fost un sat fără o prea mare însemnătate. Între 1850 – 1867 [anonimizat] 1872-1873 [anonimizat]. [anonimizat]. În 1913 apare prima sondă de gaz iar în 1938 se construiesc primele cuptoare de rafinare a zincului. Treptat, Copșa Mică se profilează pe transformarea gazului metan ([anonimizat], mase plastice) și industria prelucrătoare a minereurilor neferoase (cupru, zinc, cadmiu, plumb, bismut etc).În 1961 Copșa Mică este declarată oraș.

1.3.Demografie

La recensământul din 2002 populația stabilă a orașului a fost de 5.369 locuitori. [anonimizat] 1 ianuarie 2010 orașul Copșa Mică avea o populație stabilă de 5.573 locuitori, în creștere cu 21 locuitori față de anul 2009 (Fig.1).

Fig.1.Evolutia populatiei orasului Copsa Mica

1.4. [anonimizat] a [anonimizat]. Traversat de DN14 este situat la 43 km de resedinta de judet, 12 km de municipiul Medias si la 33 km fata de municipiul Blaj pe DN 14B(Fig.2.).

Fig.2.Harta rutiera a judetului Sibiu

2.Date geomorfologice si hidrologice/hidrogeologice

2.1Relieful

Fig.3.Relieful Judetului Sibiu

Podișul Transilvaniei este o [anonimizat], [anonimizat], [anonimizat], [anonimizat] s-au format cele trei platforme de eroziune: Proștea Mare (500 – 550 m), Agârbiciu (400 – 460 m), Secaș (300 – 390 m). [anonimizat], [anonimizat], popine, [anonimizat] a văii Târnavei. Actualmente valea Târnavei Mari este în mare parte amenajată. Local, [anonimizat].

Lunca propriu zisă este suspendată cu circa 5 m [anonimizat]e de 10-15 m și 25-30 m dezvoltate cu precădere pe versantul stâng, alcătuiesc de fapt suprafețe interfluviale fragmentate transversal de afluenții de stânga ai Târnavei.

Versantul drept este mai scurt și de aceea pare mai înalt, cu convergența către interfluviul cu Târnava Mică afectat în mare parte de procese intense de degradare a terenurilor (spălări areale, șiroiri, ravenații, torenți, procese solifluxionale, alunecări de teren etc).

Versantul stâng este și el afectat de degradări, dar mai reduse ca răspândire și intensitate, reprezentate prin procese de tasări sufozionale generatoare de mici depresiuni (crovuri).

Valea Târnavei Mari are două subsectoare caracteristice: primul, amonte de Copșa Mică, celălalt aval de confluența cu Visa. În primul subsector, valea prezintă în profil transversal un aspect de vale lungă, corespunzător terasei superioare cu altitudinea de 400-470 m. Sub acest nivel valea se îngustează inversându-i-se asimetria.

Ca atare, versantul drept este mai scurt și mai înclinat, iar cel stâng mai prelung, păstrând fragmente ale diferitelor terase. Al doilea subsector al văii Târnavei Mari, aval de confluența cu râul Visa, are un profil mai simplu prin absența terasei superioare.

Aval de Copșa Mică, litologia este cea răspunzătoare de îngustarea caracteristică a văii. Râul Târnava Mare curge printr-un complex de nisipuri slab consolidate, cu alternanțe de marne vulcanice și gresii ce umplu sinclinalele dintre domurile Copșa Mică, Tăuni și Bazna. Versantul drept este afectat de alunecări de teren, dezvoltate la contactul nisipurilor cu marnele, foarte active între Mediaș și Copșa Mică.

O componentă importantă a reliefului îl constituie lunca Târnavei Mari, element mai nou, cu mare continuitate. Forajele hidrologice au evidențiat orizontalitatea depozitelor de luncă în două complexe: la bază un complex grosier constând din pietrișuri și bolovănișuri prinse într-o masă nisipoasă, iar în partea superioară un complex de nisipuri fine și mâluri, trecerea între cele două complexe fiind tranșantă. În general, lunca râului are o lățime de 500 – 2000 m, cu o singură îngustare în localitatea Târnava (Proștea Mare) unde apar formațiuni mai dure.

În porțiunea amonte – Copșa Mică, lunca are o pantă redusă, iar în porțiunea aval – Copșa Mică se observă o reducere a pantei mai pronunțată, cauzată de factori naturali și antropici, de alunecarea versantului drept până în albia minoră și dezvoltarea conurilor de dejecție ale Visei și pârâului Vorumloc, la care se mai adaugă și depozitele de reziduuri industriale (de pe platforma industrială Copșa). Terasele sunt favorabile amplasării localităților, iar luncile, adesea inundabile, sunt utilizate ca terenuri arabile sau ca fânețe.

Orientarea culoarului Târnavei mari pe direcția est – vest, în corelație cu altitudinile relativ mari care îl mărginesc, se constituie într-un factor de constrângere și modelare a poluării în sens longitudinal.

Din punct de vedere morfologic, zona in care este amplasta structura are un aspect colinar cu o altitudine de cca. 550 m.

2.2Apele

Fig.4 Rețeaua hidrografică a zonei Copșa Mică-Mediaș

Rețeaua hidrografică a zonei studiate este compusă dintr-un segment din cursul mijlociu al Târnavei Mari (lung de 72 de km), care drenează o suprafață de 1328 km2, între confluențele cu pârâul Laslea și Țapu pe raza județului Sibiu, precum și de afluenții mai importanți pe acest sector: Laslea, Valchid, Biertan , Ațel , Moșna, Visa , toți afluenți de stânga, versantul drept participând cu un procentaj mult mai scăzut în compunerea bazinului pe acest sector. Afluenții de dreapta sunt scurți și au caracter torențial, singurul mai important fiind pârâul Eliseni. Unii dintre aceștia seacă în timpul verilor secetoase. Fundamentul geologic este cristalin acoperit de o cuvertură sedimentară.

Substratul albiei este alcătuit din depozite aluvionare formate din pietrișuri și argile nisipoase, în exteriorul luncii fiind prezente, în toate cele trei sectoare nisipurile, pietrișurile si marnele. În sectorul vestic mai apar argilele nisipoase, tufurile si conglomeratele.

Diversitatea condițiilor pedogenetice, îndeosebi, a celor de relief, climă și rocă se reflectă în varietatea solurilor existente. Albia râului este talonată permanent de un culoar de soluri aluviale, urmate de soluri argiloiluviale brune podzolite, pseudorendzine, brune și argiloiluviale podzolice, pseudogleice și pseudogleizate, iar în partea vestică mai adăugându-se regosolurile și solurile erodate. Complexele de nisipuri, pietrișuri și bolovănișuri cuaternare sunt purtătoare de apă , de unde se poate extrage un debit substanțial de apă , cu duritate ridicată, dar cu conținut mare de fier și dificil de tratat. La intrarea în zonă, valea Târnavei Mari se lărgește tot mai mult, meandrarea este foarte puternica (exceptând sectoarele modificate antropic), iar sistemul ei devine puternic asimetric spre stânga. Panta redusă a albiei favorizează depunerea unor însemnate cantități de aluviuni, fenomen accelerat în timpul viiturilor, când lunca este supusă unor procese mai accentuate de aluvionare și de colmatare. Eroziunea laterala afectează numai malurile albiei minore, cu precădere în coturile meandrelor. Numeroasele meandrări, despletiri si rectificări ale cursului apei probează dinamica si instabilitatea albiei minore a Târnavei Mari, în acest sector. Caracteristicile râului se modifică sensibil față de sectoarele din amonte, albia majoră se lărgește din ce în ce mai mult, scade viteza apei. Regimul hidrologic poate fi caracterizat ca neuniform cu o alimentare exclusiv pluvială și subterană (în foarte mică măsură nivală), regim caracterizat de viituri mari de primăvară (anii 1970 și 1974), dar și de apariția unor viituri mai reduse în perioada toamnă – iarnă. Caracteristic pentru aceste viituri este amplitudinea mare de variație a nivelurilor (3 – 4 m) și timpul relativ scurt în care se produc, de asemeni prezența aproape anuală a inundațiilor. Scurgerea minimă se produce în sezonul de toamnă (septembrie – octombrie) fiind scăzută cu alimentarea exclusiv subterană, iar în unele bazine afluente este prezent și fenomenul secării cu diverse frecvențe și durate. Tot legat de scurgerea minimă mai trebuie semnalat faptul că în special în zona Copșa Mică se produc pierderi în patul aluvionar. De asemenea se menționează și influența antropică asupra scurgerii prin prezența consumatorilor permanenți și sezonieri.

3.Istoricul cercetarilor

3.1Exploatari prin foraje

Lucrarile geologice pe zacamantul de la Copsa Mica au fost incepute in anul 1911-1912 sub conducerea profesorului Dr. Hugo von Bockh. In iulie 1912 a fost inceput forajul primei sonde pe domul Copsa Mica, cu o coloana de 400 mm, pana la adancimea de 102m. Aceasta a fost amplasata pe “paraul lui Nicu, langa casa padurarului si emanatia de gaz”. Degajarile de gaz au fost identificate de la adancimea de 89 m si au continuat pana la 100 m, cu un debit zilnic de 2200 mc.

In octombrie 1912 se incep lucrarile la cea de a doua sonda, care a fost amplasata la 900 m sud de prima sonda, pe valea Somartului, langa “Apa Sfanta”. Incepand cu adancimea de 111 m s-au intalnit gaze naturale cu un debit de 86000 mc/zi si o presiune de 17 atm. Sonda nu a fost etansata corespunzator si gazelle se degajau in imediata apropiere a sondei sau prin craterele de pe valea Somartului.

Locatia sondei 3 a fost fixate in anul 1925 de prof.dr.Popescu Voitesti, primele urme de gaz au fost intalnite la adancimea de 127 m cu un debit de 83000 mc/zi la o presiune de 21,2 atm.

Lucrarile de sondaj pentru sonda 4 au inceput la 22 septembrie 1929, s-a sapat pana la adancimea de 66,7 m, unde s-a cimentat coloana de 508 mm. Lucrarile au fost ulterior oprite pana la data de 10 aprilie 1933 cand s-a masurat debitul de 1.000.000 mc/zi si o presiune de 29 atm.

Sonda 5 a fost sapata cu garnitura Rotary, forajul incepand la 10 martie 1933, in baza programului de lucru al sondei fixat de catre comisia consultative a Ministerului Economiei Nationale, care a prevazut tubarea in premiera a unei coloane unice la sondele de gaz din Ardeal, sistem aplicat current in regiunea petrolifera.

Sonda 6 (oblica) s-a amplasat la 447 m altitudine si la 138 m vest de sonda nr.5. Scopul pentru care s-a inceput forajul acestei sonde oblice era de a se ajunge la partea inferioara a sondei nr.5 si sa se incerce inoroirea acesteia de jos in sus, pentru a opri scurgerea libera a gazelor in atmosfera prin crater.

Pentru realizarea acestei sonde a fost angajat un specialist American inginerul J.Eastman si asistentul sau James.

Forajul propriu-zis a inceput in ziua de 13 mai 1935 si s-a terminat la 24 iulie 1935. Sonda a atins adancimea de 770,8 m masurati pe inclinatia sa, adancimea reala (diferenta intre suprafata solului si talpa) fiind de 748,95m. Deoarece diferenta de nivel intre sonda intre sonda 5 si sonda 6 era de 30 m, talpa sondei 6 corespunde adancimii de 718,95 m in sonda 5. Cu aceasta corectie si aceea deviatie a sondei 6, profilele geologice ale celor doua sonde sunt asemanatoare.

Talpa sondei 6 a fost deviate de la verticala cu 153m. Sonda numarul 6, la adancimea de 730 m pe inclinare, a trecut la 2,8m de verticala sondei numarul 5 si la adancimea de 674m in dreptul acesteia.

Fig.5. Sectiune prin sonda 6 Copsa Mica, prima sonda oblica din Europa

In sona numarul 6 s-au tubat urmatoarele coloane:

-coloana 700/688 m/m la 20 m tubaj vertical;

-coloana 558/538 m/m la 70 m tubaj vertical;

-coloana 400/382 m/m la 210 m tubaj vertical;

-coloana 258/236 m/m la 450 m tubaj vertical;

La terminarea forajului, portiunea de la 450m adancime pana la talpa sondei era netubata.

3.2Cercetari geofizice

Scopul sondei 5 era sa exploreze in adancime, pana la 900m, domul Copsa Mica, sa determine pprin carotaj mechanic continuu, completat prin carotaj electric, succesiunea stratelor si natural lor, iar prin incercari cu packerul de fund sa stabileasca continutul in gaze si eventual in ape, al orizonturilor de nisip intalniteodata explorarea terminate.

Pe portiunea de la 109,8-700 m adancime, s-a facut carotaj electric. Acest carotaj nu se putea executa decat in gaurile netubate. Diagramele electrice au pus in evidenta cateva strate reper la 488 m, intre 546-555, 617-620 si la 653 m adancime. Data fiind mica lor porozitate, ele corespundeau probabil unor marne foarte sarate.

4.Geologia regiunii

Fig.6. Fragment din Harta Geologica a Romaniei – Foaia Targu Mures.

4.1.Stratigrafia

In seria depozitelor care alcatuiesc Depresiunea Transilvaniei propriu-zisa au fost separate urmatoarele cicluri de sedimentare:

-ciclul cretacic superior

-ciclul paleogen

-ciclul burdigalian-burdigalian superior

-ciclul badenian-buglovian-sarmatian

-ciclul pliocen

-cuaternarul.

Fig.7. Coloana stratigrafica – Targu Mures

Fig.8.Coloana litostratigrafica sintetica – Bazinul Transilvaniei, modificata dupa Ciupagea, D. et al., 1970; Ciulavu, D. et al., 2000; Krezsek, C., 2005)

CICLUL CRETACIC SUPERIOR

Pe rama depresiunii, cretacicul superior apare sporadic, transgresiv pe cristalin sau pe cretacicul inferior. A fost urmarit pe flancul N-E al Muntilor Apuseni, unde formeaza o banda continua si pe suprafete mai reduse pe flancul nordic al Muntilor Cibin si al Muntilor Fagaras.

In interiorul depresiunii, cretacicul superior a fost intalnit in sondele de la Puini, Mociu, Filitelnic, Alamor etc.

Cretacicul superior intalnit la suprafata in N-V depresiunii in bazinele vailor Somes si Hasdate, este reprezentat prin faciesul de Gosau.

In bazinul vaii Somesului s-a putut face o orizontare a cretacicului superior, avand urmatoarele complexe:

-complexul marnos-grezos

-complexul grezos-calcaros cu Exogyra auricularis Geinitz

-complexul calcarelor cu hipuriti, indica varsta santonian-campaniana;

-complexul grezos-conglomeratic, alcatuit din gresii cenusii calcaroase cu intercalatii de conglomerate si marne cenusii-verzui la partea superioara;

-complexul marnos, constituit din marne cenusii, unele nisipoase.

Succesiunea cretacicului superior este alcatuita aici din marne calcaroase cu fucoide, o alternanta de gresii, argile si marne in care apar si intercalatii conglomeratice.

In S-V depresiunii, cretacicul superior, transgresiv peste cristalin, este bine deschis la sud de Sebes-Alba. Un profil clasic se afla pe valea Cacovitei si pe afluentul sau nordic de la est de Sasciori. In baza se gasesc argile si marne cenusii, micacee, cu intercalatii de nisipuri cu pietris slab cimentat si conglomerate marunte. In acest complex se gasesc fragmente de Micraster si Echinoconus.

In continuare urmeaza nisipuri micacee, grosiere, cu intercalatii de conglomerate marunte, gresii conglomeratice si marne cenusii-verzui. Complexul contine lentile de carbune si eflorescente de sulf. Deasupra se gasesc bancuri metrice de gresii cu intercalatii de nisipuri.

Seria senoniana se incheie cu conglomerate poligene, masive, cu elemente rulate de cuartite, micasisturi, gnaise si rare blocuri de 0,5m de cristalin.

La Vintu de Jos, in gresiile conglomeratice si in conglomerate, se gasesc exemplare de Inoceramus cripsi Mantell.

In incheiere urmeaza conglomerate si brecii cu elemente predominante de cristalin, care apartin senonianului.

Ultima aparitie la suprafata a cretacicului superior, pe marginea de S-E a depresiunii, este reprezentata prin cenomanian si senonian.

Cenomanianul, alcatuit in baza de conglomerate poligene cu elemente de cuartite albe , roze si cenusii, micasisturi, calcare mezozoice, calcare dolomitice si gresii micacee, sta transgresiv peste cristalin.

Senonianul formeaza o banda continua, incepand de la est de Sinca Noua pana in culmea separatoare dintre vaile Sinca si Hamaradia. El este reprezentat prin marne cenusii-verzui, unele cu pete rosietice, cu numeroase exemplare de inocerami.

In interiorul depresiunii, cretacicul superior, interceptat in unele sonde, se prezinta in facies de flis, spre deosebire de cel intalnit pe margini. Varsta a fost atribuita pe criterii microfaunistice la senonianul inferior,campanian si senonianul superior.

Spre deosebire de sondele adanci sapate in interiorul depresiunii, care au interceptat cretacicul superior in facies de flis, sonda de la Alamor, situata pe marginea de S-V a depresiunii, a deschis pe o grosime de 1350m cretacicul superior in facis de Gosau, asemanator celui intalnit la suprafata in regiunea Cacova-Sasciori.

CICLUL PALEOGEN

Paleogenul transgresiv peste cretacic superior sau peste cristalin prezinta mari variatii de facies si de grosime datorita cutarilor laramice si postlaramice, care au influentat sedimentarea depozitelor. Se constata o alternanta de depozite de facies marnos cu depozite in facies continental-lacustru in eogen, urmate de depozite oligocene in facies marin si facies lagunar-salmastru, care incheie sedimentarea paleogenului

In cadrul paleogenului au fost separate trei serii, apartinand paleocenului, eocenului si oligocenului, dintre care paleocenul a fost urmarit pe zone limitate in N-V depresiunii. Din lipsa de criterii faunustice, paleocenul n-a putut fi separat ca atare, fiind inclus de majoritatea cercetarilor la eocen si tratat impreuna cu ypresianul(Sparnacian-Cuisian).

Eocenul are o dezvoltare stratigrafica importanta in partea de nord a depresiunii, unde s-a putut urmari intreaga succesiune, spre deosebire de celelalte regiuni ale depresiunii, unde apar numai unii termeni stratigrafici si cu faciesuri diferite.

In N-V si N depresiunii, eocenul formeaza o fasie lata intre Jara si Huedin, constituind un monoclin, care sta fie pe cretacicul superior, fie pe cristalinul Masivului Gilau. O alta fasie, mai ingusta, se continua de la S de Zalau, catre Tg.-Lapus, peste cristalinul masivelor Meses, Ticau si Preluca, de unde dispare spre E pe scurta distanta, reaparand in continuare peste cristalinul Muntilor Rodnei, pe care de asemenea transgredeaza.

Pe baza cercetarilor geologice executate in N-V depresiunii s-au orizontat si corelat depozitele eocene, trasandu-se limiteie lor geologice.In cadrul orizonturilor separate se constata deosebiri litofaciale pe laterala, in special intre regiunile Jibou si Cluj, deosebiri care au fostevidentiate de toti cercetatorii care au executat cartari detaliate inaceasta zona.

Eocenul inferior incepe prin pietrisuri si conglomerate si prin nisipuri si pietrisuri cuartitice, urmate apoi de argile rosii nisipoase, cu dungi verzui, dand un aspect vargat complexului..

In regiunea Jibou, unde complexul are grosimi in jur de 1500m, in jumatatea superioara se intercaleaza calcare albe-cenusii, de apa dulce, cu o fauna de Limnea michelini Desh., L. inflata Brongt., Paludina globuloides Forb. si Planorbis elegans Edm., denumit faciesul “calcarului de Rona”.

Caracterele litologice ale seriei stratelor vargate inferioare indica o sedimentare intr-un mediu lacustru-continental si reprezinta paleocen-ypresianul. Depozitele de aceasta varsta sant caracterizate prin culoarea lor caramizie, in asociatie cu culorile rosu, violet, cenusiu sau verde.

Eocenul mediu reprezinta prima serie marina cuprinzand urmatoarele orizonturi:

-Orizontul gipsurilor inferioare, reprezentat prin marne cenusii cu intercalatii de gipsuri (bazinulvaii Hasdate) gipsurile inferioare sunt depasite de bancuri cu Nummulites perforatus, reaparand in regiunea Ileanda peste argilele vargate, acoperite de seria marno-calcaroas cu moluste.

-Orizontul marnelor si calcarelor cu Anomya, alcatuit din marne cenusii, cenusii-albicioase cu pete rosietice si cu nivele de calcare grezoase sau oolitice.

-Orizontul cu Gryphea eszterhazyi cu o dezvoltare inegala, alcatuit dintr-o alternanta de marne cu ostreide cu calcare la partea inferioara si marne cu intercalatii de calcare cu Gryphea eszterhazyi Pav. Si oolite feruginoase cu o importanta economica la partea superioara.

-Orizontul cu Nummulites perforatus, alcatuit din marne cenusii.

Acest orizont constituie in regiunea Cluj un reper stratigrafic si paleontologic, denumit de A. Koch”stratele cu Perforata”.

-Orizontulmarnelor si calcarelor cu moluste , constituit la partea inferioara din marne fosilifere cu Corbula galica Lamk.

-Orizontul marno-argilelor cenusii, cu doua intercalatii de 0,8m de lumasel, cu ostreide, Turritella imbricata,Pecten sp. Si Corbula galica.

Orizonturile descrise mai sus apartin lutetianului. In continuare se afla orizontul calcarului grosier inferior, priabonian inferior, care se prezinta sub doua faciesuri distincte: un facies calcaros in regiunea Huedin-Iara si altul grezos in regiunea Jibou si Ileada. In regiunea S, orizontul este reprezentat prin organogene, formate din foraminifere, miliolide si alveoline, iar in reg. N,este reprezentat prin gresia de Racoti.

Eocenul superior incepe cu “seria argilelor vargate superioare”, care reprezinta o faza continentala, asemanatoare cu cea inferioara,cu grosimi intre80 si 100m. Aceasta serie intrerupe sedimentarea marina, prin depunerea de argile rosii cu intercalatii de nisipuri si argile vinete-albastrui sau verzui, care dau aspectul de vargat complexului.

In regiunea Meses-Jibou, caracterele litologoce ale orizontului se schimba, argilele rosii sunt inlocuite prin argile verzui, albastrui sau albicioase cu intercalatii la partea superioara de calcare cu numeroase ostracode si foraminifere. Dupa dezvoltarea lor tipica in regiunea Turbuta, au fost denumite “strate de Turbuta”, atribuite priabonianului inferior.

In continuare urmeaza al doilea ciclu marin, reprezentat prin “seria marina superioara”, in care s-au depus gipsuri, calcare si marne de varsta priabonian superioara. In cadrul acestei sarii marine au fost separate urmatoarele orizonturi:

-Orizontul stratelor de Cluj,in care se disting:

a)Suborizontul gipsurilor superioare

b)Suborizontul calcarului grosier superior

-Orizontul marnelor cu Nummulites fabianii, denumit de A. Koch “strate cu Intermedia

-Orizontul marnelor cu briozoare incheie seria marina eocen superioara. Au loc disparitia numulitilor si inlocuirea lor cu briozoare.

Din calcarele organogene moi, care alcatuiesc un orizont superior cumoluste, echinide si numuliti s-au determinat: Nummulites laevigatus Bruguiere, N. atacicus Leymerie, N. cf. Irregularis Deshayes.

In S-E depresiunii, eocenul apare in regiunea Vladeni, pe o suprafata limitata.Pe valea Homorolului, la 2Km de gara Homorod, apare primul afloriment de 10m lungime si 8m inaltime, format dintr-o alternanta de bancuri metrice de nisipuri cenusii-galbui, cimentate, cu bancuri de conglomerate marunte cu elemente predominante de sisturi cristaline si intercalatii de gresii calcaroase si marne nisipoase subtiri.

Pe un afluent sudic al vaii Homorodului, eocenul este alcatuit din marne cenusii, nisipoase, cu intercalatii de lespezi subtiri de gresii cenusii. La partea superioara a acestui complex s-a gasit o intercalatie de 4-5 cm de gresie marunt conglomeratica cu numuliti.

In interiorul depresiunii, eocenul a fost intalnit in jumatatea nordica cu grosimi variabile, cuprinse intre 100 si 750m, in sondele de la Pogaceaua, Mihes, Lujerdiu, Badesti Darja si Vima. Este reprezentat printr-un complex de marne cu conglomerate poligene in baza, peste care stau marne cenusii, argile roscate cu intercalatii de gresii si calcare catre partea superioara.

In jumatatea sudica a depresiunii, eocenul, interceptat prin sondele de la Aiud, Copsa Mica, Cenade, Seica, Rusi, Salcau, Daia Sibiului, Nucet si Mercheasa, cu grosimi cuprinse intre 100 si 870m (unele dintre sonde ramanand cu talpa in eocen), este reprezentat prin argile rosietice in baza si calcare grezoase tip Porcesti, cu numuliti si panopee la partea superioara.

Oligocenul apare dezvoltat in general in aceleasi regiuni in care se gaseste si eocenul, avand cea mai mare intindere tot pe rama nordica a depresiunii, unde a putut fi divizat si urmarit datorita deschiderilor naturale, care au permis o cercetare mai amanuntita. Sondele sapate la sud de linia Turda-Deda au demonstrat lipsa oligocenului. Dupa ce au strabatut miocenul inferior, ele au intrat fie in eocen, fie in mezozoic.

Faptul ca sondele care au traversat miocenul inferior de la sud de linia mentionata nu au intalnit oligocenul arata ca marea oligocena a inregistrat o retragere importanta, datorita exsondarii teritoriului de la sud de aceasta linie. In acest caz, marea oligocena n-a mai urmarit extinderea eocenului.

Ivirile de oligocen, existente in colturile de S-V si S-E ale depresiunii, trebuie legate de culoarele de legatura laterale de pe marginea de V si de E a Muntilor Apuseni si a Carpatilor Orientali, pe unde apele marii oligocene au putut comunica.

In partea de N-V si de N a depresiunii, unde depozitele oligocene au cea mai mare raspandire, ele se afla in continuitate de sedimentare peste cele eocene si prezinta schimbari litologice pe laterala, datorita miscarilor orogenice din unitatile vecine din acea perioada.Acest fapt a ingreuiat divizarea lui in complexe litologice, insa aparitia unor forme noi faunistice, constituind adevarate lumasele, a usurat stabilirea succesiunii stratelor si separarea orizonturilor.

Stratele de Mera se continua spre V, catre Huedin, de unde pot fi urmarite pana in regiunea Moigrad. In baza stratelor de Mera, A. Koch a separat un orizont numit “strate de Hoia”, pe care mai tarziu, pe baza unor specii de moluste, le echivaleaza cu stratele de Mera.

In regiunea Jibou stratele de Hoia sunt incluse in seria calcaroasa –stratele de Curtuius si stratele de Ciocmani-, cu grosime de cativa metri.

Intre Jibou si Ileanda, oligocenul inferior este reprezentat prin stratele de Curtuius si stratele de Ciocmani, care reprezinta echivalentul stratelor de Mera.

Stratele de Curtuius sunt alcatuite din calcare de apa dulce, marne calcaroase, nisipoase, marne argiloase vinetii si strate subtiri de carbuni. Aceste depozite cuprind o fauna amestecata de apa salmastra si apa dulce, reprezentata prin specii de: Cerithium margaritaceum Brocc., Cyrena semistriata Desh., Cytherea incrassata Sow. Etc.

Peste stratele de Curtuius urmeaza stratele de Ciocmani, reprezentate in baza prin marne nisipoase, albicioase sau negricioase, peste care stau calcare organogene cu scutele,natice, corali si milioide. Stratele descrise mai sus apartin oligocenului inferior-lattorfianului.

In continuare se gasesc stratele de Ticu inferioare, in regiunea Cluj, spre nord, pana in regiunea Moigrad, iar de aici spre N-E, deasupra acestora, stratele de Bizusa si stratele de Ileanda.

Stratele de Ticu inferioare sunt alcatuite din argile rosii-verzui sau cenusii-albastrui, cu intercalatii de gresii si nisipuri, uneori gresii conglomeratice. In stratele de Ticu inferioare din regiunea Cluj sunt citate exemplare de : Cyrena semistriata Desh., Cerithium margaritaceum Broc.

Stratele de Bizusa sunt constituite din marne calcaroase cenusii-albicioase, slab bituminoase, cu cardiacee mici si ostracode.

Strate de Ileanda sunt reprezentate prin sisturi argiloase, foioase, nisipoase, cenusii-negricioase, care trec treptat in sisturi argiloase negre bituminoase cu solzi si schelete de pesti si cu eflorescente de sult sau de sulfat de calciu, avand la partea superioara intercalatii grezoase.

Seria oligocen superioara-chattian-aquitanian-este reprezentata in regiunea Cluj pana la est de Jibou prin stratele de Ticu superioare, stratele de Cetatuia, stratele de Zimbor si stratele de Sanmihai.

Stratele de Ticu superioare sunt alcatuite in regiunea Mera din marne cu intercalatii de strate subtiri de carbune cu dezvoltare locala.

Stratele de Cetatuia sunt reprezentate prin gresii microconglomeratice si nisipuri cu Theodoxus aff. alleodus, Hydrobia elongata, Brotia escheri grossecostata.

Stratele de Zimbor, alcatuite din nisipuri albe cuartoase,si stratele de Sanmihai sunt formate din argile rosii nisipoase si gresii rosietice. Lateral, argilele isi schimba faciesul in carbuni si sisturi.

Stratele de Zimbor si Sanmihai contin o fauna aquitaniana de: T. margaritaceus margaritaceus, Melanopsis impressa hantkeni, Polymesoda brogniarti.

Stratelor oligocen superioare, descrise mai sus, le corespund in regiunea de nord faciesuri mult mai nisipoase ale gresiei de Var si gresiei de Tihau.

Rapa Rosie de la nord de Sebes si est de Lancram prezinta deschiderea clasica, reprezentata printr-o alternanta de pietrisuri cu elemente de cuartite rulate de diferite noante, micasisturi, diabaze, porfirite si japsuri cu nisipuri cuartitice albe si rosii si argile caramizii si verzui. Prin cimentare, pietrisurile iau aspectul de conglomerate. Varsta acestor depozite comporta discutii. M. Pauca le atribuie badenianului.

Pe rama de sud a depresiunii, oligocene n-au urmarit extinderea eocenului, iar lipsa lor la Turnu Rosu arata un caracter regresiv, manifestat in partea sudica a depresiunii. Oligocenul este prezent in coltul de S-E al depresiunii-regiunea Sinca Noua-Valeni.

In regiunea Sinca Noua, este transgresiv peste cristalinul Muntilor Fagaras sau peste senonian, iar la Valeni peste eocen.

Faciesul sub care se prezinta il aseamana cu stratele de Ileanda din nordul depresiunii si prezinta afinitati si cu flisul carpatic. La Sinca Noua, oligocenul este alcatuit din sisturi argiloase, slab bituminoase, marne sistoase cenusii-cafenii, cu intercalatii de gresii cuartitice si rare nivele de menilite. Sisturile contin solzi de pesti ce apartin genului Clupea. La Vadeni, oligocenul este alcatuit predominant din marne sistoase si din sisturi argiloase cenusii, unele cu nuante brune. De la Vladeni, Tr. Orghidana colectat, iar M. Pauca a determinat pteropodul Balantium si cefalopodul Aturia zig-zag.

Asociatiile microfaunistice din aceste depozite, determinate de Florica Negoita, indica zona cu Chilostomella, de varsta rupeliana. Continutul zonei este alcatuit din for aminifere, spiculi de spongieri, resturi de pesti, resturi de alge si fructificatii de plante. Au fost determinate urmatoarele forme: Chilostomella orhina Schwager, Nodosaria annulifera Gumbel, Glomospira gordialis Parker et Iacob etc.

In timpul sedimentarii oligocenului,precum si a eocenului, Depresiunea Transilvaniei a fost in permanenta legatura cu partea de nord a Depresiunii Panonice si cu Bazinul Maramuresului. Dupa depunerea oligocenului a urmat o faza de cutanare, ale carei efecte sunt vizibile in cutele de pe marginea de nord a depresiunii, urmata apoi de o faza de exondare si eroziune, care a facut sa dispara oligocenul de pe zonele ridicate.

Intre partea de sud a Depresiunii Panonice si partea se S-V a Depresiunii Transilvaniei au existat legaturi numai in timpul eocenului.

CICLUL BURDIGALIAN-BURDIGALIAN SUPERIOR (HELVETIAN)

Acest ciclu de sedimentare marcheaza inceputul miocenului in Depresiunea Transilvaniei, avand seria completa pe marginea de N-V, in timp ce pe celelalte margini, unde se constata transgresiunea badenianului, apare numai partea sa inferioara. Varsta acestor depozite de pe margini a fost stabilita prin continutul lor de macro-si micro-fauna, pe cand in partea centrala a depresiunii ea s-a stabilit numai pe baza de microfauna.

Burdigalianului ii sunt atribuite stratele de Corus si stratele de Chechis, denumite astfel dupa localitatile situate la N-V de Cluj,unde prezinta o succesiune clara.

Stratele de Corus, considerate de varsta burdigalian inferioara, prezinta caracter transgresiv. Ele sunt reprezentate prin gresii, nisipuri cu slabe intercalatii argiloase si conglomerate cu o grosime de cca. 80m, micropaleontologic, stratele de Corus au fost studiate de I. Costea si N. Baltes(1962).

Stratele de Chechis, atribuite burdigalianului superior, sunt reprezentate prin argile marnoase cu o microfauna bogata, caracterizata prin abundenta foraminiferelor calcaroase.

In regiunea Ileanda-Lapus, unde burdigalianul este in continuitate de sedimentare intr-un facies predominant pelitic, asemanator cu oligocenul superior-aquitanianul, I. Dumitrscu(1946,1947,1957) a propus pentru aceasta serie comprehensiva denumirea de “strate de Buzias”. Aceste sunt reprezentate printr-un complex grezos-nisipos, cu intercalatii subtiri de marne la partea inferioara. Catre partea superioara a complexului, in gresii, s-au identificat exemplare de Cerithium plicatum Brug. Turritella sp., Chenopus sp., Cyrena sp. si ostrei.

Tot pe rama de nord a depresiunii, in continuare spre est, in regiunea Tg.-Lapus, aceasta serie comprehensiva se prezinta sub un facies de tarm, un facies intermediar si unul de larg.

Burdigalianul superior este reprezentat prin stratele de Chechis intr-un facies marnos cu un continut micropaleontologic foarte bogat.

In regiunea Nasaud, depozitele burdigaliene au fost incluse de I. Patrut in stratele de Salva, care cuprind intreaga serie de depozite de la oligocen pana in badenian sub acelasi facies.

In N-V depresiunii, depozitele chattian-burdigaliene sunt mai sarace in continut micropaleontologic. Acesta apare sporadic in complexul argilos negricios cu intercalatii de gresii, gros de cca. 800-900m, la care se adauga catre zona neoeruptiva si intercalatii de conglomerate.

Burdigalianul mai apare intr-o succesiune mai redusa in S-E depresiunii, in sectorul Persani. Deasupra argilelor oligocene, Tr. Ichim separa un pachet de argile si marne cenusii cu lespezi subtiri de gresii, din care a recoltat si a determinat exemplare de Operculina complanata, indicand varsta burdigalian inferioara.

Pe rama de sud a depresiunii, la S-E de Sibiu, sectorul Sebesul de Sus, s-au intalnit depozite de varsta burdigalian inferioara, dupa asociatiile micropaleontologice corespunzatoare zonei cu Cenosphaera vesparia si zonei cu Bulimina pupoides. Aceste depozite sunt dispuse transgresiv, fie peste formatiunea de la Porcesti, fie peste sisturile cristaline ale Muntilor Fagaras. In baza, succesiunea litologica prezinta o brecie alcatuita din roci cristalofiliene cu ciment argilos nisipos, peste care urmeaza marne cenusii cu intercalatii subtiri de nisipuri si marne nisipoase. In acest complex marnos s-au identificat mai multe nivele de tufuri cu grosimi intre 0,05 si 0,08m, cu o compozitie mineralogica diferita de cea a tufurilor tortoniene.

In partea centrala a Depresiunii Transilvaniei, burdigalianul a fost identificat numai pe baza asociatiilor micropaleontologice, paralelizate cu cele cunoscute in depozitele de la suprafata. Acest eaj a fost intalnit, incepand de la nord catre sud, in sondele de la Bunesti-Gherla, Darja, Lujerdiu,Sic, Puini, Mociu, Mihes, Stupini, etc., unde este reprezentat, in general, prin conglomerate rosietice, marne si gresii cenusii, brune, de varsta burdigalian inferioara.

Burdigalian Superior (Helvetian). Spre deosebire de sedimentele etajului precedent, care apar pe suprafete relativ reduse, depozitele de varsta burdigalian superiorr au fost intalnite pe mari suprafete, situate pe marginile de nord si de sud-vest ale depresiunii.

Uneori in baza, seria incepe prin conglomerate. Varsta lor a fost determinata de baza unei faune bogate, descoperita la Hida, in conglomeratele bazale, inca de acum un secol, si a unei faune descoperite de M. Suraru(1958) la Valea Larga.

In interiorul depresiunii, burdigalianul superior a fost interceptat in sondele de la Bistrita, Darja, Llujerdiu, Sic, Puini, Sucutard, Stupini, Caianu, Giubercu, Mihes, Mociu, Salmas, Filitelnic, Sinmiclaus, Mica, Bratei, Besa, Cenade, Seica, Rusi, etc. In toate aceste sonde, burdigalianul superior(helvetianul) apare reprezentat printr-un complex marnos-argilos, cu intercalatii de nisipuri,gresii si rar pietrisuri, cu asociatii microfaunistice caracteristice stratelor de Hida.

La sondele de la Filitelnic si Bratei, unde in burdigalianul superior(helvetian) apar intercalatii de pietrisuri, s-au intalnit la adancimea de 3851m, respectiv 3452m, ape termale cu temperaturi ridicate.

CICLUL BADENIAN BUGLOVIAN-SARMATIAN

Daca asupra precizarii varstei depozitelor miocene mai vechi criteriile sunt mai reduse, in schimb varsta depozitelor tortoniene, bugloviene si sarmatiene este asigurata de o fauna exceptional de bogata si de variata, care apare in numeroase localitati pe marginile depresiunii. De asemenea, intercalatiile de cinerite, a caror pozitie a fost stabilita in succesiunea stratigrafica, atat pe margini, unde apar la suprafata, cat si in centrul depresiunii, unde au fost interceptate prin sonde si paralelizate prin studii micropaleontologice si petrografice cu cele de la suprafata, constituie bune repere stratigrafice, usurand orizontarea depozitelor. In domeniul paratethysului central depozitele de aceasta varsta sunt intrunite sub numele de etaj badenian.

Succesiunea depozitelor tortoniene este asemanatoare celei din Subcarpati, adica: orizontul bazal cu tufuri, orizontul cu sare, orizontul sisturilor cu radiolari si orizontul superior al marnelor cu Spirialis.

Depozitele badeniene (tortoniene) marcheaza un nou ciclu de sedimentare, transgredand peste formatiuni prebadeniene sau chiar peste fundamentul cristalin prin puternicul orizont de tufuri dacitice, cunoscut sub numele de “tuf de Dej” si “tuf de Persani”, cu grosimi variabile de la cativa metri la sute de metri.

Conglomeratele din sudul depresiunii erau atribuite pe la mijlocul secolului trecut eocenului, pe baza exemplarelor frecvente de numuliti. In urma cu cativa zeci de ani, in ideea unei transgresiuni burdigaliene, cu caracter general, ele au fost atribuite burdigalianului. Aceste conglomerate, cu grosimi care depasesc 100m, cu elemente predominante din rama cristalina,cu un liant roscat si cu intercalatii de marne nisipoase de culoare vanata, in care se gasesc specii de: Turritella, Buccinum, etc., sunt atribuite in lucrarea de fata badenianului.

Orizontul tufului de Dej, prin grosimea si continuitatea sa, constituie un bun reper stratigrafic atat la suprafata, cat si in sondele care l-au traversat.Grosier in baza si de culoare verzuie, uneori cu intercalatii subtiri de marne, poate fi urmarit pe marginea de nord a depresiunii incepand de la Cobilita pana la Cluj, cu grosimi de 20-60-200m. Pe rama S-E unde este cunoscut sub numele de “tuf de Persani”, poate fi urmarit de la Racos pana la sud de Sercaita, cu grosimi de la 250-550m.

In S-V depresiunii, orizontul de tuf dacitic este inlocuit prin complexul marnelor tufacee cu globigerine, cu intercalatii de tufuri dacitice si de marne calcaroase cu globigerine.

In interiorul depresiunii, orizontul de tuf dacitic a fost intalnit in mod constant, cu grosimi intre 5-80m, in majoritatea sondelor care au strabatut stratul de sare.

Badenianul de deasupra orizontului cu sare este predominant marnos atat in N-V, cat si in N depresiunii, unde ocupa mari suprafete. In partea de rasarit este reprezentat prin marne cenusii cu intercalatii de nisipuri si gresii, a caror grosime creste de la V la E, datorita aportului intens de sedimente provenite din erodarea depozitelor Carpatilor Orientali, care sufereau o miscare de ridicare.

In vest, badenianul este predominant marnas pana aproape de zona centrala a depresiunii, ca apoi spre est sa se imbogateasca in nisipuri.

In zona de vest a acestui sector, la sud de Dej, la partea superioara a badenianului se afla un orizont de tufuri cunoscut sub denumirea de tuf de Borsa, de Iclod si de Turda, care marcheaza limita dintre badenian si buglovian.

Orizontul de tufuri dintre badenian si buglovian se prezinta la partea inferioara cu structura vitrocristaloclastica. Partea inferioara a orizontului, dupa compozitia petrografica si chimica, se apropie de tuful de Dej, pe cand partea superioara, care este mai grosiera, marcheaza inceputul unor eruptii vulcanie asemanatoare tufurilor din buglovian.

Badenianul corespude uneia dintre cele mai puternice faze de transgresiune neozoica, care a determinat depunerea sedimentelor de aceasta varsta pana departe de marginile actuale ale depresiunii. Depozitele sale sunt constatate peste roci de toate varstele, inclusiv cristalinului.

Buglovianul cuprinde complexul de strate ce se dezvolta intre tuful de Ghiris si tuful de Borsa-Turd, sau marnele cu Spiralis de la partea superioara a badenianului. Depozitele sale se afla in continuitate de sedimentare cu badenianul si sunt alcatuite, in general, din marne cu intercalatii de gresii, nisipuri si tufuri dacitice, dintre care se remarca tuful de Hadareni, situat in jumatatea superioara a bugovianului.

La suprafata, bugovianul a fost identificat pe rama de nord, intre Apahida si Beclean; la est si sud de Turda, in zona de apex a cutelor anticlinale; de-a lungul ridicarii Cenade-Rusi-Ghijasa de Sus,etc.

In interiorul depresiunii, buglovianul a fost interceptat in toate sondele sapate in faciesuri asemanatoare celor de la suprafata, cu grosimi pana la 700m, foarte rar 800m (Sanmiclaus).

Maximul de grosime se situeaza intre cele doua Tarnave,aliniamentul Copsa Mica-Bratei si la nord de valea Muresului, pe aliniamentul Sucutard-Sarmasel-Pogaceaua-Band.

Sarmatianul se gaseste in continuitate de sedimentare cu buglovianul, de care il separa tuful de Ghiris in partea centrala si vestica a depresiunii.

Depozitele acestui etaj apar la suprafata in doua zone orientate N-E, S-V, una situata la nord de raul Mures, intre Bistrita si Ludus,si alta in S-E depresiunii, intre Odorheiul Secuiesc si pana aproape de Sibiu. Cu suprafete relativ mici, sarmatianul apare intre Tg.-Mures si Gurghi, in apexul domurilor Deleni, Cetatea de Balta si Bazna, intre Blaj si est de Seica Mare si in regiunea Apold-Sebes.

Sarmatianul este reprezentat, in general, printr-o alternanta de marne si nisipuri cu intercalatii de gresii si tufuri si marne cu intercalatii de nisipuri in proportii variabile. Alternanta se prezinta fie in strate subtiri, fie in pachete groase de zeci de metri.

Din punct de vedere litologic sunt caracteristice pentru sarmatian:

intercalatiile de tufuri vulcanice, care catre partea inferioara a formatiunilor sunt mai groase;

intercalatiile subtiri, centimetrice, de calcare dolomitice;

intercalatiile de marne sistoase cu filme albe care se intalnesc in general catre partea superioara a formatiunii;

intercalatii de conglomerate din S-E, S-V, N-E si N depresiunii;

atat marnele, cat si nisipurile contin numeroase resturi de plante incarbonizate si chiar strate de lignit, indicand o depunere in ape putin adanci.

Pe langa aceste tufuri se mai intalnesc intercalatii subtiri, centimetrice, de calcare domolitice cenusii, din care I. Z.Barbu(1942) a determinat o forma de insecta, Pentatoma sp. si resturi de pesti.

In S-V depresiunii, sarmatianul este alcatuit din marne, nisipuri si conglomerate. In baza conglomeratelor se gasesc la Berghia marne cu filme albe, cu exemplare de Mactra sp., iar la sud de raul Cibin se dezvolta nisipurile, formand bancuri cu Mactra sp., Cerithium pictum Bast., Cerithium rubinosum Eichw., Cardium obsoletum Eichw.

Flora fosila, determinata de C. Andrae(1852) si de paleontologi, totalizeaza o lista de cca.40 de specii. Acestea sunt reprezentate prin plante de mlastini, prin plante de uscat, ca si prin numeroase specii de angiosperme apartinand genurilor: Quercus,Castanea,Ulmus,etc.

Pe marginea de sud a depresiunii, sarmatianul apare la Vestem-Sibiu sub forma de marne vinete compacte, cu intercalatii de calcare dolomitice si tufuri subtiri. Deasupra acestora urmeaza o alternanta de pietrisuri cu conglomerate, pe o grosime de 100m, bine dezvoltate la confluenta Cibinului cu paraul Hartibaciu. In S-E depresiunii, sarmatianul apare bine dezvoltat pe flancul nordic al vaii Oltului pana la Fagaras, de unde se continua spre nord-est catre Rupea si Odorheiul Secuiesc. In acest sector, sarmatianul este caracterizat prin pachete groase de marne cenusii si cafenii, nisipuri puternice, alternante de marne si nisipuri, conglomerate si intercalatii subtiri de calcare dolomitice si tufuri de aspect si grosime variabile. Remarcam ca sarmatianul din aceasta regiune se caracterizeaza prin marele numar de fosile, cunoscute inca din secolul trecut, din jurul localitatilor Fiser,Hendorf,etc., majoritatea fosilelor fiind recoltate dintr-un strat de pietris conglomeratic, situat in sarmatianul mediu.

In centrul depresiunii, sarmatianul apare la sud de valea Tarnava Mica,in zona de ridicare a domurilor Cetatea de Balta, Deleni si Bazna, reprezentat printr-o serie monotona de argile si nisipuri cu intercalatii de tufuri.

La vest de linia diapira, din datele de foraj reiese ca sarmatianul atinge grosimea maxima de cca.1500m in zona centrala dintre Mures si Tarnava Mare, unde, fiind acoperit de o cuvertura pliocena a fost crutat de eroziune.

CICLUL PLIOCEN

Depozitele lacului pliocen, caracterizate in general printr-o mare monotonie litologica, datorita predominarii argilelor, marnelor si nisipurilor, au pus multe probleme asupra conditiilor de trecere de la apele sarmatice la cele pliocene. In ideea existentei continuitatii de sedimentare asemanatoare celei din exteriorul Carpatilor, unde este reperat etajul meotian, unii cercetatori au admis si in Depresiunea Transilvaniei existenta unei situatii asemanatoare. In aceasta ipoteza nu s-a reusit totusi sa se demonstreze, in cadrul existentei presupusei continuitati de sedimentare, prezenta sarmatianului superior.

Din datele de cartare geologice existente pe suprafata intregii depresiuni s-a constatat ca pe marginile de vest, sud-vest,sud, sud-est si est, se observa o transgresiun se observa o transgresiune a depozitelor pliocene peste depozite sarmatian inferioare,tortoniene sau chiar peste depozite mai vechi. Spre interiorul depresiunii, unde pliocenul prezinta o succesiune mai groasa de depozite, s-au putut observa in ultimul timp, de asemenea, o discontinuitate intre miocen si pliocen. Aceasta discontinuitate a fost observata in primul rand prin lucrarile micropaleologice executate asupra mai multor profile din cuprinsul depresiunii.

Cercetarile micropaleontologice au indicat in mai multe profile din interiorul depresiunii existenta zonei micropaleontologice cu Elphidium crespinae, a carei asociatie corespunde bessarabianului atat in Depresiunea Transilvaniei, cat si in cea Pericarpatica si in Platforma Moesica. Speciile Nonion granosum dOrb., Elphidium crespinae Cush., Streblus beccarii pot indica baza kersonianului.

Peste depozitele corespunzatoare zonei cu Elphidium crespinae se astern depozite pliocene. Asociatiile micropaleontologice, determinate din depozitele pliocne, apartin, dupa Ecaterina Popescu(1966) zonei cu Cyprideis heterostigma sublitoralis. Asociatiile acestei zone, in comparatie cu asociatiile determinate in exteriorul arcului carpatic, se situeaza in meotianul mediu-superior. N-au fost determinate pana in prezent asociatiile de ostracode, specifice meotianului inferior.

Tuful de Bazna, considerat initial ca limita miocen-pliocen, se afla in realitate intercalat in complexul de strate cu microfauna caracteristica meotianului mediu-superior, care sta transgresiv peste sarmatianul mediu.

In anul 1928, A.Erni, studiind domul Bazna, a descoperit tuful de Bazna, pe care l-a consideratca limita dintre miocen si pliocen, in primul rand din cauza pozitiei sale stratigrafice si in al doilea rand pentru ca prezinta caracteristicile unui reper sigur si usor de urmarit pa teren.

Tuful de Bazna este un cinerit de numai 4,5cm grosime, de culoare cenusie si foarte usor. El se afla intercalat la partea superioara a unui pachet de marne sistoase cu fete albe. Sub tuful de Bazna se intalnesc intotdeauna, la intervale variabile de6-10m, strate subtiri de calcare dolomitice dure si grele, de 2-30cm grosime.

Deasupra tufului de Bazna nu se intalnesc decat strate subtiri (1-2cm grosime) de tufuri andezitice cenusi sau galbui, spre deosebire de tufurile alburii si groase de peste 1m din miocen.

Tufurile pliocene din interiorul depresiunii prezinta caractere andezitice, avand biotit cu structura vitroclastica sau vitrocristaloclastica.Ele se deosebesc de tufurile de pe marginea estica , ce sunt tufuri andezitice cu amfiboli si piroxeni, cu structura vitrocristalolitoclastica.

A.Vancea(1967) include depozitele atribuite micropaleontologic de I.Costea si Ecaterina Popescu meotianului mediu superior la pliocenul inferior, care este in concordanta cu pontianul. Din analiza datelor geologice si paleontologice, A.Vancea ajunge, de asemenea, la concluzia existentei transgresiunii dintre miocen si pliocen, si anume la limita dintre bessarabianul superior si pliocenul inferior.

Tuful de Bazna a fost urmarit pe mari distanta in centrul depresiunii, in regiunea domurilor Bazna, Cetatea de Balta si Deleni, pe malul drept al Muresului la Oarba, Berghia,etc.

In partea de sud a depresiunii, tuful de Bazna a fost intalnit la Seica Mare, Salcau,Ghijasa de Sus,etc.

D.Ciupagea si A.Vancea au semnalat numeroase puncte fosilifere, pliocene, la diferite intervale deasupra tufului de Bazna.

Depoziele care insotesc tuful de Bazna in diferitele puncte ale depresiunii nu se pot corela, fie din cauza variatiei de facies litologic, fie din cauza transgresiunii pliocenului peste miocen.

Sub tuful de Bazna se intalnesc in toate profilele marne sistoase cu fete albe, calcare dolomitice, tufuri andezitice si nisipuri, in proportie diferita.

La Noul Sasesc s-a intalnit la 50m sub tuful de Bazna un Cerithium sp., iar cu cca.300m mai jos fragmente de mactre.

Deasupra pachetului de marne sistoase cu tuf de Bazna`se afla, in general, un pachet de marne de 10-20m grosime, cu dunci albe, calcaroase,cu asociatii microfaunistice de varsta meotian mediu-superioara.

La vest de Oarba, marnele pliocene cu dungi albe, calcaroase din baza se continua pe o grosime de min.100m si contin calcare cu cardiacee, care se desfac in placi.

La Copsa Mica si Noul Sasesc, marnele meotiene mediu-superioare, cu dungi albe calcaroase de deasupra tufului de Bazna, sunt acoperite de nisipuri de 150-165m grosime de varsta pontiana. La partea superioara a acestora se afla pachetul calcarelor cu tuf de Ighis. Depozite apartinand meotianului mediu-superior au fost identificate in toata regiunea unde exista si tuful de Bazna si anume in centru, precum si pe marginea de est a depresiunii.

La Botorca, depozitele de sub tuful de Bazna se prezinta sub un facies marnos, cu un procent redus de nisipuri.

Tuful de Hadareni,din bulgovian, se afla in sondele de la Copsa Mica,Bratei,Noul Sasesc,Bazna,Botorca,Deleni, la cca.1100m sub tuful de Bazna.

D.Ciupagea si A.Vancea(1937)au presupus ca in zona centrala a depresiunii pliocenul se asterne in continuitate de sedimentare peste miocen si ca, in consecinta, meotianul trebuie sa existe si el, fiind reprezentat prin stratele care include tuful de Bazna.

Din cauza variatiilor de facies litologic, a lipsei de macrofosile si a inclinarilor mici de strate, transgresiunea pliocena nu a putut fi observata.Ea a fost pusa in evidenta numai in ultimul timp prin studiile micropaleontologice ale depozitelor care includ tuful de Bazna, indicand totodata prezenta meotianului mediu-superior.La ce interval exact sub tuful de Bazna se plaseaza suprafata de transgresiune dintre meotian si samatian nu este usor de stabilit, din cauza ca intregul complex se prezinta sub forma aceluias facies.

Desi pachetul de strate dintre tuful de Bazna si cel de Hadareni are aceeasi grosime, de cca.1100m, in campurile Copsa Mica,Noul Sasesc, Bazna si deleni, suprafata de transgresiune a meotianului mediu-superior peste bessarabian, stabilita pe baza de microfosile, se afla, dupa A.Vancea(1962), la adancimi diferite sub tuful de Bazna, si anume la 47m la Copsea Mica, la 90m la Botorca, la 100m la Noul Sasesc, la 300m la Nades,etc.

Lipsa unei limite distincte intre miocenul si pliocenul din depresiune este consecinta exondarii care a avut loc in tinpul bessarabianului. Depozitele acestuia, nefiind acoperite de ape, au ramas necimentate.La revenirea apelor in timpul meotianului mediu, acestea au amestecat sedimentele sarmatiene ramase necimentate cu cele meotiene, astfel incat a disparut orice urma de transgresiune si de discordanta.

Datorita unitormitatii de facies si amestecului faunistic, separarea pliocenului in subetaje a fost in general dificila pe intreaga depresiune, orizonturile separate local neputandu-se urmari pe intinderi mari.

La sud de Tarnava Mare, pe marginea de est a depresiunii, pliocenul apare pe crestele dealurilor ca petice de conglomerate si ca bancuri de nisipuri cu intercalatii de marnealburii nisipoase, care contin pe alocuri cardiacee, planorbide si ostracode.

In bazinul vaii Homorodul Mic, pe flancul vestic al Muntilor Persani, apare o succesiune de sedimente alcatuita dintr-un complex inferior nisipos si un orizont superior de conglomerate, pietrisuri si gresii. In conglomerate se gasesc remaniate elemente din eruptivul andezitic.Din acest orizont au fost determinate exemplare de Congeria banatica R.Hoern.,etc.

Potentialul de pe rama cristalina a Muntilor Cibin este reprezentat, in general, prin pietrisuri cuartitice si nisipuri albe micacee, nisipuri feruginoase cu lentile de marne si argile cenusii-negricioase.La Cisnadie, din aceste nisipuri A.Koch(1900) a determinat speciile:Congeria partschi Czjk.,Congeria czjzeki R.Hoern.,etc.

Spre nord, potentialul se continua pana in accidentul tectonic de la sud de Ghijasa de Sus, care se urmareste de la Cenade-Rusi pana in apropiere de Agnita.

In coltul de S-V al depresiunii, potentialul descris la Apoldu de Sus, in apropierea ramei sudice cristaline, se departeaza de asemenea spre N-V, urmarind banda de sarmatian.El este reprezentat prin pietrisuri cu elemente de cuart de diferite nuante, calcare,gresii,roci eruptive,etc., prinse intr-un ciment nisipos uneori cu alteratii feruginoase.

La partea superioara a potentialului se gasesc pietrisuri cu elemente rulate, care uneori iau aspectul unor conglomerate cu o numeroasa fauna pontiana.

Pe rama de vest a depresiunii, pliocenul a fost identificat pe baza continutului faunistic.Depozitele sale transgredeaza pe rama estica a Muntilor Apuseni, peste depozite cretacice, paleogene si miocene si peste eruptivul mezozoic. In aceasta regiune se intalnesc alternanta de diferite tipuri de roci pliocene, care se prezinta sub aspectul urmator: argile cenusii-negricioase,nisioase, fin micacee, unele cu alteratii feruginoase; marne cenusii inchise, nisipoase sau fin nisipoase, unele argiloase-fosilifere; nisipuri micacee cu rare concretiuni grezoase; gresii sub forma de lespezi subtiri, pietrisuri si conglomerate calcaroase fosilifere cu elemente din masivul Muntilor Apuseni.

In cadrul alternantei, toate aceste tipuri de roci se prezinta in raporturi diferite.In regiunile unde transgreseaza pe badenian, potentianul are un caracter mai detric, predominand pietrisurile cu structuri torentiale, prezente din badenian, de asemenea conglomeratic.

Depozitele de pe marginea de vest a depresiunii au fost studiate inca de Hauer si Stache(1863).Din ele sunt cunoscute fosile ca: Melanopsis fossilis Gmel., planorbis sp., etc.

In zonele dintre cele doua Tarnave si la sud de Tarnava Mare, pana pe flancul nordic al structurii Cenade-Rusi-Agnita, potentialul se dezvolta sub facies marnos si nisipos.Limita inferioara in aceasta zona a fost trasata sub orizontul de tuf andezitic de Bazna, intovarasit de argile marnoase, singurul reper care a putut fi urmarit, acolo unde eroziunea a pus in evidenta limita pliocen-sarmatian.

In partea centrala a depresiunii, depozitele pliocene au fost grupate, pe criterii litologice, in trei orizonturi: nisipurile inferioare, marnele medii si nisipurile superioare.

Aceste orizonturi contin numeroase intercalatii de marne sau nisipuri, in proportii variabile, astfel ca denumirea lor este cu totul generala

Nisipurile inferioare apar la suprafata in regunea Apold, Vulcan Daia, , in jurul Sighisoarei si Mediasului si, mai la sud, la Seica Mare, Ocna Sibiului si Ilimbav.In campurile Copsa Mica, Noul Sasesc, Nades, si Filitelnic, acoperite de pliocen, ele au fost deschise prin foraje.

Nisipurile inferioare sunt alcatuite din bancuri groase de nisip, cu concretiuni grezoase, conglomerate si intercalatii subordonate de marne.Din conglomeratele nisipurilor inferioare de la Sighisoara, Saes, Apold, Sapartoc, Vulcan si Daia s-au recoltat urmatoarele fosile: Congeria partsch Czjk., Melanopsis fossilis Gmel., etc.

Sub aceste nisipuri si sub orizontul subiacent al marnelor sistoase cu fete albe si calcare dolomitice s-au recoltat la Daia din doua nivele de conglomerate fosilifere, sarmatiene, urmatoarele specii: Cardium obsoletum Eichw., Cardium fittoni dOrb., etc.

Nisipurile inferioare au o grosime de cca.200m la Sighisoara si de 160m in sondele de la Noul Sasesc si Copsa Mica. La partea lor superioara se afla calcarele cu tuf de Ighis, care a fost semnalat pentru prima oara in 1929 si a servit la determinarea structurii domului Copsa Mica.El este alcatuit dintr-un pachet de calcare marnoase albe, fine, compacte, de 6m grosime, dispuse in strate de pana la 10cm grosime, separate prin strate subtiri de nisip fin sau de marne vinete. Intercalat in aceste calcare albe se afla la 1,60m de la partea lor superioara un strat de tuf de 3cm grosime, de culoare galbuie-roscata.

Marnele medii, de cca.200m grosime, se astern peste nisipurile inferioare. Ele au in baza la Copsa Mica calcarele cu tuf de Ighis, iar la partea superioara orizontul tufurilor de Vorumloc, constituit dintr-un banc de 7cm grosime de calcare dure, cenusii-verzui, care se desfac in placi si contin numeroase resturi de pesti, Congeria banatica si cardiacee.La cativa centimetri deasupra si dedesuptul bancului de calcar se afla cate un strat de 2cm grosime de tuf andezitic, cenusiu, cu elemente negre feromagneziene, iar la 0,5-1m mai jos doua strate milimetrice de tuf galben ceros, intercalate in marne cenusii-verzui, foarte fosilifere, care contin: Congeria banatica R Hoern., Limnocardium lenzi R Hoern., etc.resturi de pesti. Marnele medii acopera domurile Copsa Mica, Nades si Filitelnic. Ele sunt bine deschise la Hetur, pe flancul de S-E al domului Nades, precum si pe flancul de vest, la Soimus. La partea superioara apar intercalatii subtiri de calcare albe cuCongeria banatica si strate de nisip galbui, care nu depasesc grosimea de 1m.

In afara de jumatatea de sud a depresiunii, in care depozitele pliocene sunt prezente pe mari suprafete, intrucat au fost ferite de eroziune, ele au mai acoperit si toata jumatatea de nord a depresiunii, pana in masivele cristaline ale Mesesului, Ticaului si Prelucii. In regiunile acestora, depozitele pliocene se aflau in continuitate nemijlocita cu sedimentele de aceeasi varsta din Bazinul Simleului si Bazinul Baia Mare, anexe ale marii Depresiuni Panonice. De pe vasta suprafata a sectorului de nord al Depresiunii Transilvaniei,depozitele pliocenului inferior au fost erodate la inceputul pliocenului superior si transportate la vest de cele trei masive cristaline citate, ca o consecinta a ridicarii suferite de jumatatea de nord a depresiunii. De asemenea, ele au fost erodate in sectorul de S-E al depresiunii.

CUATERNARUL

In aceasta perioada depresiunea a fost supusa pe mari suprafete unei eroziuni deosebit de intense, continuare a fazei de eroziune care incepuse inca din pliocenul superior. Eroziunea a avut loc ca o consecinta a doua cauze: a) gradul uneori deosebit de redus al cimentarii depozitelor neozoice si b) puternica inaltare suferita de sedimentele depresiunii ca o consecinta a ridicarii generale a tuturor blocurilor carpatice.

Intrucat fundamentul de blocuri, care suporta depozitele neozoice, nu s-a ridicat uniform, consecinta a fost indepartarea totala a sedimentelor pliocene si a celor sarmatiene numai din sectorul de nord-vest al Depresiunii Transilvaniei, in timp ce depozitele pontiene s-au pastrat pe suprafete maxime in regiunile centrale si de sud-vest, unde depresiunea prezinta un minim de ridicare, survenit in pliocenul superior si cuaternar.

Desi fenomenul predominant era acela al eroziunii, totusi depozitele de varsta cuaternara prezinta o raspandire destul de larga. Ele apar sub forma de sedimente de origine foarte variata: piemont glaciar situat pe rama in imediat contact cu depresiunea, piemont torential pe marginile depresiunii, depozite proluviale ale conurilor de dejectie, terase, aluviuni ale raurilor, depozite eoliene cu caracter leossoid, de turbarie, depozite carbonatate de izvoare calde sau reci. Nu lipsesc nici chiar roci de origine eruptiva.

Comparativ cu prezenta foarte abundenta a depozitelor loessoide de pe suprafetele foarte putin accidentate ale altor unitati structurale ale tarii, este semnificativa raritatea lor in Depresiunea Transilvaniei. Faptul poate fi explicat prin adapostul fata de curentii aerieni oferit depresiunii de catre masivele muntoase inconjuratoare, precum si prin raritatea depozitelor pelitice locale, care puteau fi antrenate de vant si apoi redepuse. Totusi, depozitele loessoide prezinta uneori puternice dezvoltari locale, ele fiind retinute de micile regiuni adapostite ale reliefului, care au luat nastere cu putin inainte.

Depozitele cuaternare poseda un maxim de dezviltare in bazinele de eroziune de contact, situate pe marginile depresiunii, bazine traversate de sectoare, uneori lungi de zeci de Km, ale raurilor Mures, Olt si Somes, in cursurile lor superioare si mijlocii. Astfel, la izvoarele Muresului, in marele bazin al Gheorghienilor se dezvolta sedimente de piemont, proluviale si deluvial-proluviale, in timp ce la izvoarele Oltului, in cele trei bazine mai mici ale Ciucului, apar depozite predominant deluvial-proluviale.

In cele trei bazine de scufundare intracarpatice, care prezinta o legatura nemijlocita cu Depresiunea Transilvaniei, si anume bazinele Barsei, Sf. Gheorghe si Tg.-Secuiesc, dezvoltate in cursul superior al Oltului si pe afluentii sai, datorit puternicelor scufundari suferite, depozitele cuternare totalizeaza un maxim de grosime (900m) –maximul de grosime cunoscut in Romania-fiind reprezentate printr-o mare varietate de faciesuri. Aici intalnim:

nisipuri, nisipuri argiloase si pietrisuri marunte cu Archidiskodon meridionalis si o bogata fauna de moluste;

marne argiloase, argile si nisipuri cu moluste;

pietrisuri, nisipuri si argile nisipoase cu o bogata fauna de planorbide, hidrobii, valvate, limnocardii, vivipare, neridionalis,etc.;

– pietrisuri bine cimentate, nisipuri si argile nisipoase, bazalte si tufuri bazaltice.

Totul apartine pleistocenului inferior.

Pleistocenul mediu consta din nisipuri, in parte argiloase si din argile, cu o bogata fauna de mamifere si moluste, iar cel superior din pietrisuri, nisipuri si alge nisipoase cu structura torentiala, continand Mamutus primigenius, etc.

Remarcam ca cea mai mare parte din depozitele atribuite astazi pleistocenului inferior a fost atribuita anterior de E.Jekelius (1932) etajului dacian pe baza bogatei faune de moluste. Studiile ulterioare asupra mamiferelor au dovedit ca fauna de moluste este lipsita de valoare stratigrafica.

Holocenul acestor bazine consta din pietrisuri, bolovanisuri si din depozite de mlastina cu Cervus elaphus.

In cursul mijlociu al Oltului se dezvolta marele bazin al Fagarasului, cu roci cuaternare, dintre cele mai variate, datorita genezei sale complexe.In acestea predomina rocile proluviale si cele fluviale, dar nu lipsesc nici cele deluvial-coluviale, cu blocuri, pietrisuri, nisipuri si argile nisipoase, ultimele prezentand un maxim de raspandire. In cursul holocenului, intr-o faza de stagnare a apelor Oltului, la Mandra, in lunca Oltului, au luat nastere zacaminte restranse de turba, care au facut totusi obiectul unor mici exploatari. Aparitii de turba au fost semnalate si in cursurile superioare ale Muresului si Oltului.

Valea Muresului, incepand in special de la Aiud pana la Orastie, este insotita de o larga lunca aluviala de varsta holocen superioara si de terase pleistocene, care totalizeaza adeseori o latime de peste 5km.

Referindu-ne la rocile de origine eruptiva, este cazul sa amintim in primul rand eruptiile bazaltice, care apar intre Racosul de Jos si Cuciulata, in cotul pe care Oltul il face in jurul Muntilor Persani, precum si pe acelea care apar rlativ izolate la Rupea.

Mai semnalam depozitele de “lahar”, constatate recent pe marginea de vest a Muntilor Calimani, la o departare de 10km de acestia, intre localitatile Dorolea pe Bistrita si Dumbrava pe Mures. Ele apar aici sub forma de petice pe crestele dealurilor, pe o suprafata de mai multe sute de km patrati si cu o grosime pana la 30m.

Laharul reprezinta curgeri noroioase, in care predomina materialul vulcanic, format din bolovanis si din pietris, dispus haotic, impreuna cu care se constata si putin material antrenat din pontianul de dedesupt. Liantul este argilos sau grezos-nisipos, de culoare galbuie. Varsta precisa a cestor depozite nu poate fi stabilita din cauza lipsei oricaror elemente paleontologice. Trebuie totusi sa admitem ca laharul a luat nastere intr-un stadiu initial de eroziune, cand reteaua hidrografica din depresiune era inca in faza de organizare putin inaintata.

In timpul pleistocenului inferior, ca o consecinta a puternicelor scufundari care au dat nastere celor trei bazine de scufundare de la curbura, se constata existenta unei activitati hidrotermale postvulcanice, care a favorizat dezvoltarea acelei bogate faune de moluste endemice, descrisa de E.Jekelius (1932), precum si a travertinelor de le Borsec, Geoagiu etc., situate pe blocurile ramei, in imediata apropiere a depresiunii.

4.2.Tectonica

Structura fundamentului bazinului a avut un rol important in evolutia tectonicii depozitelor sedimentare si in legatura cu acestea au fost emise mai multe ipoteze:

-L.Mrazec (1932) a considerat ca bazinul a inceput sa se schiteze, probabil, la sfarsitul Oligocenului, sau chiar in Miocen, cand a luat forma si dimensiunile actuale, pe un fundament in panza de sariaj.

-D. M. Preda (1961) sustinea ca fundamentul bazinului il constitue “panza carpatica centrala”.

-I. Dumitrescu si colaboratorii sai (1962) considerau ca Bazinul Transilvaniei, a luat nastere prin scufundarea unui masiv hercinic neregenerat.

-N.Oncescu (1965) sustine ca Depresiunea Transilvaniei s-a format la sfarsitul Cretacicului in urma prabusirii care a avut loc in faza Laramica, aceasta prabusire a avut loc treptat. Fundamentul carpatic s-a gasit in sondaje la o adancime relativ mica. Dupa prabusire marea a ocupat toata depresiunea in Eocen si Oligocen. Din zona prabusita au ramas creste si insulite, pana la sfarsitul Burdigalianului Superior ( Helvetian).

-C.Beca si I.Visotki afirma ca tectonica bazinului este diferita de la exterior la interior. Pe cadrul muntos al bazinului se reazima strate neogene ce formeaza o bordura necutata sau slab cutata care, in general, inclina slab spre centrul bazinului. Aceasta bordura este evidenta in partile de sud, vest si de nord a bazinului. In interiorul acestei borduri se afla o serie de cute diapire(Fig.9.), dispuse ca un lant, ce se poate urmari pe linia dej-Beclean-Sovata-Praid-Lueta-Marcheasa-Ocna Mures-Ocna Sibiul. In interiorul lantului cutelor diapire se afla cuveta propriu zisa, cu domuri si brahianticlinale.

Fig.9.Principalele structuri diapire din Bazinul Transilvaniei (modificat dupa Ciupagea et. al.1970)

r

Bazinul Transilvaniei este un bazin de sedimentare Cretacic terminal-Neogen de tip episutural intra-Carpatic (Bally si Snelson, 1980). El are o forma eliptica,alungit pe directie aproximativ N-S, cu lungimea de cca. 300 km si latimea de 200 km si de asemenea este cel mai adanc si cel mai extins tip de acest fel din Romania. Forma eliptica a bazinului a fost initiata la inceputul Miocenului mediu (Badenian) si apoi evolutia sa a continuat intr-un cadru tectonic de tip back-arc extensional la vest, iar la est de sistemul compresional, iar la est de sistemul compresional, intens cutat si cu panze de incalecare al Carpatilor. Evolutia tectonica a fost sub influenta unui puternic camp de stress compresional orientat pe directia NE-SV si E-V precum si a altor campuri minore de stress compresional orientate pe directia N-S. Aceasta evolutie in sistemul de stress compresional a condus la reactivarea faliilor prebadeniene care marginesc bazinul (Fig.10.) si a condus la o rata ridicata a subsidentei si la o rata de sedimentare foarte mare in timpu Badenianului superior, Sarmatianului si a Panonianului. Catre perioada de sfarsit a Miocenului (Pontian) Bazinul Transilvaniei a fost exondat si cel putin 500 m din formatiunile geologice sedimentare au fost erodate.

Cadrul geologic regional al Bazinului Transilvaniei a fost controlat de sistemul orogenic al Carpatilor care inconjoara bazinul. Datele gravimetrice, magnetometrice, electrometrice si seismometrice arata ca bazinul este delimitat de Carpatii Orientali, Meridionali si Muntii Apuseni printr-un sistem de falii crustale (Fig.10.)

Fig.10Principalele zone de diapirism si faliile din Depresiunea Colinara a Transilvaniei

I – Falia Covasna-Ucea–Sebes; II – Falia Rupea–Alba Iulia; III – Falia Ditrau; IV – Falia Rupea-Toplita; V – Falia Tusnad-Deda-Nasaud; VI – Falia Simleul Silvaniei-Nasaud-Toplita; VII – Falia Teius-Turda-Dej; VIII – Falia Turda-Huedin; IX – Falia Huedin-Zalau;

A – zona externa cu structuri tabulare

B – zona interna cu diapirism intensiv

C – zona centrala cu diapirism incipient (perne de sare);

-M. Sandulescu (1984) considera ca Bazinul Transilvaniei este suprapus peste doua etaje tehtonice:

-elemente deformate ale diferitelor segmente apartinand Dacidelor;

-cuverturii lor post tectonice care urca pana in Miocenul inferior. Schitarea bazinului a avut loc la sfarsitul Miocenului inferior, dupa tectono-geneza stirica veche, primele depozite, ce ii pot fi atasate, fiind reprezentate de molasa de Hida.

Fundamentul Depresiunii Transilvaniei este compartimentat intr-o serie de blocuri care s-au deplasat diferentiat pe verticala dand nastere la zone afundate si compartimente ridicate. Astfel s-au determinat ca zone ridicate compartimentele; Blaj-Pogaceaua si Ilimbov- Bentid –Gurghiu, separate de zonele depresionare Teius-Beclean, Alamor-Deleni-Reghin si Ucea-Odorhei-Deda.

Neogenul din Bazinul Transilvaniei este impartit din punct de vedere tectonic in trei zone:

zona externa a stratelor cu inclinari usoare catre interiorul depresiunii;

zona imediat interioara, intens cutata, a cutelor diapire;

zona centrala, formata din domuri, brachianticlinale si anticlinale;

5.Geologia de detaliu a regiunii

5.1. Stratigrafia (Anexa grafica nr.1)

Sondele sapate pe structura pana la data de 1.01.2012, in cadrul adnacimii maxime realizate de 2412 m ( sonda nr.1 SRP ) au strabatut formatiuni apartinand ca varsta: eocenului, badenianului, buglovianului, sarmatianului si pliocenului.

Eocenul – a fost pus in evidenta in sonda 1 SRP si a fost deschis pe intervalul 2312-2412 m. este alcatuit din gresii, congolmerate rosii si calcare cu numuliti.

Badenianul – este dispus discordant peste Eocen. Acesta a fost strabatut total prin sonda 1 SRP (690 m) si partial prin sondele 100 (465 m) si 102 (162 m).

In general, badenianul este reprezentat printr-un facies predominant marnos cu intercalatii subtiri de nisipuri si gresii.

Ca repere caracteristice in acest etaj sunt de mentionat; sarea la adancimea de 1900-2310 m si tuful de Dej la adancimea de 2314-2315 m.

A fost incercat cu gaze in sonda 102.

Pe baza acestei incercari in cadrul badenianului s-a reparat complexul “zona marnoasa badeniana”.

Buglovianul – deschis pe o grosime de 540 m se prezinta sub un facies in general marnos cu intercalatii subtiri de nisipuri si gresii.

Prin diagrafiile electrice ale sondelor care deschid buglovianul apare un reper distinct “Tuful de Hadareni”.

Colectoarele bugloviene dovedite cu gaze au fost grupate in urmatoarele complexe productive: VIII, IX a si IX b.

Sarmatianul – este formatiunea cu cea mai mare importanta din punct de vedere al acumularilor de hidrocarburi.

Pe baza probelor de productie si a aspectului diagrafiilor electrice in cadrul sarmatianului au fost decelate complexe gazeifere: I, II, III, IV, V, VI si VII sup. Au un caracter predominant nisipos iar complexele: (I-II), II-III si complexul VII inf. Au un caracter marno-nisipos.

Pliocenul – este depus peste sarmatian si are o grosime de cca. 200 m. Este alcatuit dintr-o alternanta de nisipuri si marne saturate cu ape dulci.

5.2. Tectonica

Structura Copsa Mica se prezinta sub forma unui dom usor alungit pe directia est -vest.

Flancurile au inclinari simetrice, iar zona de apex se pastreaza la toate nivelurile in zona sondelor 102, 192.

S-au pus in evidenta doua falii normale (F1 si F2) cu sarituri de aproximativ 10 m (anexa grafica nr.2), care strabat zacamantul de la nord-nord vest la sud-sud est.

Falia F1 a fost sesizata inca de la obiectivul Sa I pana la zona marnoasa badeniana, iar falia F2 apare la complexul Sa II si in adancime trece, conform interpretarii profilelor seismice, de complexele inferioare ale zacamantului Copsa Mica.

6. Notiuni de geologia zacamantului

Originea gazelor este de natura biogena. Ele s-au format prin fermentatia bacteriala a materiei organice abundente aflate in special in formatiunile sarmatiene si mai putin in cele badeniene si panoniene. In formatiunile sarmatiene si panoniene (in special in Sarmatian), in aflorimente dar si in forajele cu carotaj mecanic continuu au fost descoperite numeroase intercalatii de material organic alcatuit din resturi de plante incarbonizate si strate de carbune inferior (lignit). Carbunele este de obicei sub forma de lentile mici (lungimea de 3,0-3,5m iar grosimea de 0,3-0,5 m) si uneori se prezinta sub forma de strate subtiri cu grosimea maxima de 0,05-0,15 km. kerogenul prezent in aceste formatiuni este de tipul III, refractar care nu poate genera decat gaze insa la temeraturi de ccz. 200 C, care sunt greu de atins chiar si in partea centrala a bazinului. Acest material organic impreuna cu cel fin diseminat in volum urias de marne si argile badeniene, sarmatiene si panoniene reprezinta sursa principala a gazelor biogene. Pene si Stanescu (1999) au efectuat numeroase diagrame de ingropare cu ajutorul carora au calculat gradul de maturizare termica al formatiunilor badeniene, sarmatiene si panoniene exprimat prin indicele timp-temperatura. Acest indice a fost apoi transformat prin calcul matematic in valori de reflectanta vitrinitului. Aceste valori calculate arata ca reflectanta vitrinitului atinge cel mult valoarea de 0,45-0,47% pentru formatiunile badeniene, ceea ce sugereaza ca cele sarmatiene si panoniene sunt si mai putin maturizate termic. Deoarece aceste valori de reflectanta vitrinitului sunt mai mici de 0,65% pentru formatiunile Neogene, rezulta ca ele nu au generat niciodata petrol ci numai gaze biogene.

Originea biogena a gazelor este indicata si de compozitia lor. Astfel gazele naturale sunt sarace, alcatuite in proportie de peste 99% metan restul componentilor fiind in proportii neglijabile(CO2, azot, etan, propan).

Roca colectoare este reprezentata de nisipuri cu permeabilitate, porozitate si saturatie in gaze buna (m=10-30%, Sg=50/80%).

Ca tip de acumulare, zacamintele de la Copsa Mica, fac parte din grupa zacamintelor strtiforme boltite compartimentate de falii iar capcana este de tip sutural.

7.Aspecte ecologice

Combinatul Sometra reprezinta principalul poluant al zonei, datorita emisiei gazelor cu continut de SO2 (bioxid de sulf) care, din cauza concentratiei scazute in gaz util, sunt evacuate in atmosfera gaze si pulberi cu continut de de plumb si metale toxice, precum zincul si cadmiul. In zona Copsa Mica plantele sufera un impact pe doua cai: prin contactul cu aerul poluat (incarcat cu SO2 si pulberi de metale grele ) si prin absorbtia poluantilor din sol. Substantele poluante fie ataca direct partile aeriene ori subterane ale plantelor, provocand necrozarea frunzelor si a lujerilor, fie patrund in interiorul tesuturilor, fiind asimilate de aceastea si influentand metabolismul vegetal. Observatiile din teren au atestat faptul ca numeroase specii din flora spontana au disparut, iar covorul vegetal natural s-a rarit, astfel incat numai poate asigura protectia solului asupra impactului picturilor de ploaie si nici contra scurgerilor de pe versanti. Ca urmare a eroziunii, mare parte din terenurile cultivate candva cu vita-de-vie. Poomi fructiferi sau culturi de camp au ajuns azi sa apara ca terenuri degradate de pe care se obtin cantitati extrem de reduse de biomasa vegetala, de slaba calitate si fara valoare economica. Ierburile din pasune nu sunt consumate de animale aflate la pascut si furajele ce se obtin au valoarea nutritiva scazuta.

Daca in cazul contaminatilor depusi pe partile aeriene indepartare lor este relativ usoara printr-o spalare cu apa din abundenta, in cazul contaminantilor absorbiti nu mai este posibila eliminarea lor, ei intrand in metabolismul consumatorilor umani. In cazul furajelor, unde nu se mai pune problema spalarii lor, exista pericolul ca animalele consumatoare sa acumuleze mari cantitati de metale grele, cu efecte uneori fatale.

8.Concluzii

In aceasta lucrare am avut ca scop punerea in evidenta a zacamantului de gaze de la Copsa Mica, acesta avand un caracter istoric in ceea ce priveste primii ani ai exploatarii gazului metan in Bazinul Transilvaniei, in zacamantul de la Copsa Mica fiind sapata prima sonda oblica din Europa (sonda nr.6 Copsa Mica) sapata cu scopul de a oprii eruptia sondei 5, eruptie care a durat 11 ani.

In urma studierii arealului am ajuns la concluzia ca roca colectoare este reprezentata de nisipuri cu permeabilitate si porozitate efectiva buna, iar ca tip de acumulare, zacamintele de la Copsa Mica, fac parte din grupa zacamintelor stratiforme boltite compartimentate de falii iar capcana este de tip structural.