Cap.i Geologia Si Tectonica 9 Noiembrie Victor 2 [612927]

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României

1 I. CADRU TECTONIC GENERAL AL TERITORIULUI ROMÂNIEI .
I.1. Unități tectonice majore

Pe teritoriul României se regăsesc două domenii geostructurale în care se încadrează
unitățile geo -tectonice majore: ariile cratonizate și unitățile carpatice. Ariile crato niozate au
încheiat evoluția de arii labile înainte de ciclul alpin și formează domeniul precarpatic sau
forelandul carpatic. Unitățile carpatice (spațiul carpatic ) cuprind ariile cutate în orogenaza
alpină.
În primul domeniu se încadrează Platforma Est E uropeană, cunoscută pe teritoriul
românesc mai ales sub denumirea de Platforma Moldovenească (de vârsta precambriană,
Schmidt et al, 2008), Platforma Scitic ă (parte a Platformei Europei Centrale , vârstă
paleozoică, Schmid et al., 2008) și Platforma Moesic ă (tot de v ârsta paleozoică , Schimd et
al., 2008) . Între cele trei platforme (Fig.I.1 și Fig. I.2) consolidate anterior ciclului alpin se
regăsește un spațiu cu o evoluție ca arie insta bilă încheiată în primele stadii ale ciclului alpin ,
dar care s -a cra tonizat înainte de încheierea ciclului alpin (tectogeneza chimerică) cunoscut
sub denumirea de Structogenul /Orogenul Nord Dobrogean (Mutihac et al., 2007).

I.1.1. Platformele Est -Europeană și Scitică

Platform a Est-Europeană și Platforma Scitică reprezi ntă blocuri crustale distincte care
sunt delimitate de Falia Trotușului spre sud , iar F alia Câmpulung -Bicaz le delimitează spre
vest (Săndulescu și Visarion, 1988) (Fig. I.1, I.2).
Structura de adâncime a platformelor Est -Europeană și Scitică a fost pusă î n evidență
de metodele geofizice. Din datele sesimicii de reflexie rezultă o grosime medie de 10 km
pentru cuvertur a sedimentar ă, iar discontinuit atea Conrad este situată la 20 km adâncime.
Moho este situat la 40 km (Răileanu et al., 1994) . Datele seismolo gice (Enescu et al., 19 92)
evidențiează o grosime a crustei de 43 km. Visarion et al., 1988 evidentiează și el prin metode
magnetotelurice o subtire a crustei la 35 km .
Falia Solca este limita estică a Zonei de Sutură Trans -Europeană (Tornquist -Teissere)
(Botezatu și Calotă, 1983), care pe teritoriul României se suprapune Platform ei Scitic e și
Dobrogei de Nord (Pinna et al., 1991).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României

2 I.1.1.1. Platforma Est -Europeană

Platforma Est -Europeană (Moldovenească) este delimitată de partea frontală a
Carpați lor Orientali, în partea nordică a Faliei Bistriței și la est de Falia Solca (Fig. 1). Falia
Siretului care traversează Platforma Est -Europeană pe o direcție NNV -SSE, divizează această
platformă în două parți: Partea estică prezintă elemente de fundament s imilare cu cele care
sunt găsite în Masivul Ucrainean (Airinei et al., 1966) . Partea vestic ă este localizat ă între
faliile Siret și Sol ca. În timp ce rocile paleozoice observate în câteva foraje adânci sunt
similare cu cele din blocul estic, natura fundamen tului este necunoscută (Airinei et al., 1966).
Fundamentul Platformei Moldovene ști se afundă de la est spre vest și are caracter
tectonic accidentat deoarece este afectat de fracturi vechi. Cu excepția unor falii situate spre
marginea sudic ă și vestic ă a platformei, care au fost reactivate în perioade mai noi din
evoluția acesteia, faliile vechi nu au afectat cuvertura sedimentara. Fundamentul suferă o
ridicare -treptat ă spre nord -est, astfel încât în Valea Nistrului acesta afloreaz ă. Adâncimile
maxime ale fundament ului în zona marginii sale sudice sunt de circa -2000 m iar în Ucraina
contactul cu Platforma Scitica este la adâncimea de cca. 2500 m. Acest lucru indic ă afundarea
lentă a platformei spre SV și SSV. Au fost definite patru cicluri sedimentare impor tante
separate de discordanțe majore ( Mutihac 2007 ): Neoproterozoică (Vendian), Paleozoică
(Cambrian -Devonian) Mezozoic ă (Cretacic – Eocen mediu) și Terțiar (Badenian superior –
Pliocen inferior).

Stratigrafia platformei Est -Europene (Raport Surizo 2007, Harta geologic ă 1:200.000,
Foile Bac ău, Bârlad, Covasna, Foc șani)

Cuvertura sedimentar ă Neoproterozoic ă, pe teritoriul de la est de Prut este cunoscută
prin succesiunea: Gresia de Cos ăuți – Șisturile de Naslavcea .

Cuvertura sedimentar ă paleozoic ă

Depozitele paleozoice s -au acumulat în cursul Cambrianului, Ordovicianului,
Silurianului. Local se cunosc și depozite devoniene. În Cambrian s -au acumulat depozite
detritice dominat de conglomerate, gresii cuar țoase și argilite . În Ordovician s -au acumulat cu
precădere gresii cuarțoase . Cea mai larg ă dezvoltare o au depozitele Silurianului, dominant
calcaroase și bogat fosilifere. Spre partea superioar ă a succesiunii, în partea vestic ă a

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României

3 Platformei, la R ădăuți, faciesul devine mai argilos .
Depozitele Devo nianului inferior, salvate de la eroziunea precretacic ă, constituie doar
mici insule la SE de Iași, pe Valea Jijia (la Gurbănești ) și pe Prut (la Dărăbani).

Cuvertura sedimentar ă mezozoic ă

Stiva sedimentar ă mezozoic ă este caracterizat ă de frecvente di scontinuit ăți. În
Cretacicul inferior s -au acumulat cu precădere calcare, dolomite și anhidrite, transgresive
peste roci paleozoice sau mai vechi. Sunt cunoscute și depozite barremian -apțiene sau ale
Albianului superior, transgresive, cu caracter mixt (gre sii, conglomerate, calcare) .
Transgresiunea cenomanian ă, larg extins ă pe Platform ă, a durat până în Cenomanianul mediu .
În acest timp s -au acumulat mai ales conglomerate, gresii, calcare cretoase. Partea superioar ă
a Cretacicului (Coniacian -Campanian) a fo st o perioad ă de sedimentare calcaroas ă (micrite,
biomicrite, marne).

Cuvertura sedimentar ă paleogen ă

Depozitele paleocene și eocene, transgresive peste cele cretacice sunt constituite din
gresii și calcare.

Cuvertura sedimentar ă neogen ă

Depozit ele neogene, transgresive, au început să se acumuleze în Badenianul superior ,
iar în Basarabian și în Meoțian a urmat un eveniment regresiv. Depozitele badeniene au avut
caracter detritic și au inclus un episod evaporitic. În Sarma țian s -au acumulat în medii
salmastre argile, marne, silturi și nisipuri, calcare bioclastice și calcare impure. În Meoțian s-
au depozitat cinerite andezitice, nisipuri, gres ii, conglomerate și argile .

I.1.1.1.2. Platforma Scitică

Platforma Scitică este orientat ă NV-SE la vest și est , extinzându -se între faliile Vaslui
și Trotuș (Visarion et al., 1988) . Structura internă nu este la fel de bine cunoscută ca cea a
Platformei Est -Europene, și asta se dator ează unor sedimentelor Terțiare mai groase ca și
subîncălecării prezenta în fața s tiva de pânze din Carpați . În orice caz, trei cicluri sedimentare

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României

4 majore au fost definite (Ionesi, 1989): Paleozoic superior -Mezozoic inferior (Permian –
Triasic inferior), Mezozoic -Paleogen (Jurasic -Eocen) și Terțiar (Badenian superior –
Romanian), s edimentele acestei ultime perioade aparținând parțial avanfosei nedeformate.
Aceste d eformațiile se constituie in doua mari grupe de falii: O prima grupa din f alii
normale orientate NV-SE care determină adâncirea în trepte a unităților tectonice sub pânze le
flișului , și o a doau grupa de falii o rientate NE-SV care sunt a sociate cu o afundare
fundamentului spre sud.

Fundamentul Platformei Scitice

La nord de Piatra Neamț (Bodești) fundamentul platformei a intersectat de foraje la
adâncimi de peste 31 00 m. Litologia este dominată de argilite verzi și cenu șii, cu intercalații
de gresii cuarțoase, cu ciment cloritizat. Rocile sunt cutate și au vârsta Neoproterozoic –
Cambrian inferior. Acestora le urmează argilite de vârstă silurian ă.
La nord de linia T rotușului, fundamentul cristalin este constituit din șisturi slab
metamorfozate, car e reprez intă un soclu cadomian , remobilizat în caledonian și chiar în
hercinic.
Spre est Platforma Scitica spre prelungeste la nord de Dobrogea, trecand prin Crimea
pana la nord de Caucazul Mare.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României

5

Fig.I.1. Unită țile tectonice majore ale Carpaților și zonele limitrofe. (Schmid et al., 2008)

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
6

Fig.I.2. Schița structural ă a forelandului Carpaților Orientali. Raport Surizo, 2007.

Această arie reprez inta prelungirea spre SE a Platformei Scitice sub pânzele flișului
cretacic, sub forma unei structuri depresionare, a cărei cuvertură sedimentară paleozoică este
relativ diferită față de cea din Platforma Moldovenească (Est Europeana) . Această zona este
sub forma unei depresiuni și se situează la vest de Falia Câmpulung Muscel – Bicaz. Un alt

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
7 element tectonic este un horst care este flancat spre vest de Falia Câmpulung Muscel – Bicaz
și de Falia Solca, la est, care își găsește corespond ent pe teritoriul Poloniei în structurile din
Dealurile Roztocze ( caledonice , Munții Svietokrzyskie, după M. Săndulescu, 1984). Numai
dacă se considera aceste elemente, teritoriu de la exteriorul Platformei Moldovenești , cutat în
orogeneza caledonică și care înglobează Platforma Scitică, la sud, și Platforma Europei
Centrale, la nord, constituie platforma predobrogean ă, ce se prelungește pe la nord de Dunăre
și Marea Neagră, până la nord de Caucaz.

Cuvertura sedimentar ă (după Raport Surizo, 2007; Harta ge ologica 1:200.000, foile:
Focsani, Barlad )

Fundamentul Platformei Scitice a fost acoperit de mare în Devonianul inferior.
Sedimentarea a fost discontinua până în Cuaternar și a avut aspecte diferite în sectorul
moldovean fa ță de cel al Deltei Dunării .

Cuvertura sedimentar ă paleozoic ă

La vest de Prut soclul este acoperit de o stiv ă de depozite de vărstă Devonian inferior
și mediu , Carbonifer inferior și Permian și chiar Triasic inferior . În Devonianul inferior s -au
acumulat gresii violacee și argilite vișinii . Ele au fost urmate de calcare brune, marne
negricioase și dolomite în Devonianul mediu. Depozitele Carboniferului inferior sunt
conglomeratice în baza și grezo -argilitice la partea superioar ă. Permianului, sau poate
Triasicului inferior de la vest de Prut, i-au fost atribuite conglomerate, gresii și argile roșii cu
noduli de anhidrit și fisuri umplute cu anhidrit (Raport Surizo, 2007 ).
Cuvertura sedimentar ă paleozoic ă a Platformei Scitice din zona Deltei Dunării este
constituit ă din dou ă formațiun i care acoperă intervalul Devonian -Permian (Paraschiv, 1983).
Formațiunea de Rosetti , devonian ă, este constituit ă din calcare și dolomite. Formațiunea de
Sulina , a fost atribuit ă Carboniferului, poate și Permianului inferior. Aceasta formațiune este
consti tuită din gresii litice, gresii feldspatice, silturi, ignimbrite.

Cuvertura sedimentar ă mezozoic ă

În Moldova, la vest de Prut, sedimentarea mezozoica a început în Toarcian și a durat
tot restul Jurasicului și Cretacicului inferior. Stiva sedimentar ă cretacic ă din Moldova este

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
8 mai complet ă și mai groas ă în partea dinspre Avafos ă, diminuând treptat către est.
Succesiunile complete se întind pe intervalul Berriasian -Campanian, dar numai la vest de
meridianul Siretului. De aici spre est sunt prezente numai depozite cenomaniene.
Sedimentele terigene și carbonatice s -au acumulat pe un șelf marin. Sedimentarea mezozoic ă a
început , dup ă Antonescu și Baltre ș (1998) în Delta Dunării cu acumularea unor roci terigene
grosiere, violacee, cărora le sunt asociate baza lte și riolite. Aceste depozite ating o grosime de
1625 m și constituie Formațiunea de Lacu Roșu , de vârsta Triasic inferior . În succesiune
urmează calcare și dolomite cu conodonte și foraminifere ale Anisianului și Ladinianului
(Formațiunea de Obretin ), gresii și siltite ( Formațiunea de Caraorman ). Depozitele
jurasice din Delta Dunării au grosimi care cresc treptat de la NE spre SV . Depozitele jurasice,
cu caracter transgresiv, se aștern pe diferite tipuri de fundament și constituie dou ă formațiuni :
în baza Argilele cu Bositra, urmate de o stiv ă în alcătuirea căreia intră două secvențe
marnoase și două secvențe calcaroase (Antonescu și Baltres, 1998). Sedimentarea mezozoica
din Delta Dunării se încheie cu o stiv ă de roci terigene cenușii și cărămizii , în parte cu ciment
dolomitic; gresii gipsifere, argile cu enclave de dolomit și gips.

Cuvertura sedimentar ă paleogen ă

Numai în sectorul moldovean al Platformei Scitice sunt cunoscute calcare și gresii cu
numuli ți ai Eocenului inferior și mediu.

Cuvertu ra sedimentar ă neogen ă

Depozitele neogene ale sectorului moldovean al Platformei Scitice a u început să se
acumuleze în Badenianul superior și au caracter transgresiv. Succesiunea este comparabil ă cu
cea de pa Platforma Moldoveneasc ă. După o scurt ă întrer upere , sedimentarea este reluat ă în
Sarma țian. În Dacian s -au acumulat sedimente roșii, continentale . În Romanian s -au acumulat
depozite continentale care conțin resturi de mamifere mari. Depozitele cuaternare sunt
constituite din siltite gălbui cu interc alații de soluri fosile, roșii (Pleistocen).
În sectorul Deltei Dunării al Platformei Scitice , sedimentarea neogen ă a început în
Sarmațian , când s-au acumulat nisipuri cu lentile de conglomerate și calcare luma șelice . În
Meoțian s-au acumulat alternan țe de nisip, silt, argile roșcate cu faun ă de moluște . În Ponțian
s-au depus argile cenușii și nisipuri cu faun ă de moluște . În Dacian s -au acumulat nisipuri cu
lentile de pietriș iar î n Romanian s -au acumulat nisipuri cu intercalații de argile, cu

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
9 gasteropode și bivalve. Depozitele cuaternare din Delta Dunării au în baza argile cărămizii ,
continentale, urmate de o stiv ă de nisipuri și argile care conțin , succesiv, faune de moluște
marine și salmastre de vârsta Pleistocen.

I.I.2. Platforma Moesică

Platforma Moesică este un bloc de vârstă Precambrian ă care este inclus în cadrul
platformel or Epihercinice (Săndulescu, 1984). Platforma Moesică (Fig . I.1) se extinde la sud
de Falia Trotuș și respectiv sud-vest de Falia Peceneaga -Camena . Platforma Moesică este
comp usă din două domenii majore, care sunt separate de Falia Intramoesică : domeniul
Dobrogean și domeniul Valah (Visarion et al., 1988). Zona Dobrogeană este împărțită de –
alungul Faliei Capidava -Ovidiu în două părți . Cele doua părți sunt caracterizate de
fundamente și cuverturi sedimentare specifice fiecaăreia : unitatea Dobrogei centrale la nord și
unitatea Dobrogei de sud. Visarion et al. (1988) , arată că Dobrogei centrale este ridicată în
raport cu Dobrogei de sud (Rădulescu et al., 1976). Fundamentul dobr ogean are o înclinare
înspre VNV sub Carpați (Airinei, 1958), și o subțiere a grosimii fundamentului și a cuverturii
pre-Terțiar e sub Depresiunea Focșani.
Falia Intramoesică separă Platforma Moesică în două domenii: domeniul Dobrogean
și domeniul Valah, reprezintă o fractură crustală adâncă , extinzându -se spre mult spre nord
(Săndulescu, 1984). Ea reprezintă locul de generare a unui număr destul de mare de cutremure
adânci și mai puțin adânci (Rădulescu et al., 1976; Cornea și Polonic, 1979). Studii le
seismice (Mațenco, 1997) sugerează mișcări laterale dextre de 10 – 15 km în Miocenul târziu ;
personal nu sunt de acord cu această afirmație deo arece din punct de vedere sei smologic Falia
Intramoesică nu se face remarcată (a se vedea cap. II. 2.2.2).
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 . Sedimentele
sunt organizate în patru succesiuni majore (Ionesi, 1989). Succesiunea Cambrian superior –
Westphallian este compusă dintr -un grup inferior detritic (argilos) și un grup superior
calcaros. Urmează , transgresiv și discordant , o succesiune Permian -Triasică, predominant
clastic (argile -gresii) cu nivele evaporitice și de tuf Permiene, urmate de roci carbonatice –
evaporitice groase Triasic medii. Depozitele mai tinere sunt alcătuite dintr -o secvență detritică
Jurasică (gresii și argile) și una dominant carbonatică , Jurasic superior -Cretacic superior, fiind
urmată de sedimente detritice Terțiare (Paleog en-Pliocen).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
10 În compartimentul nordic , dintre Falia Peceneaga -Camena și Falia Capidava -Ovidiu,
cunoscut sub numele de Dobrogea Centrală, aflorează pe mari întinderi fundamentul
anchimetamorfic în faciesul șisturilor verzi, de vârstă Proterozoic superior . În zona Faliei
Peceneaga -Camena se găsește un corp geologic alungit, efilat la capete, de roci mezozonale,
proterozoic medii, cunoscut sub numele de Grupul de Altân Tepe, care este prins între Falia
Peceneaga -Camena și seria metamorfica a ș isturil or verzi. Grupul de Altân Tepe și Șisturile
Verzi sunt două serii metamorfice distincte între care există raporturi de discontinuitate
stratigrafică și tectonică. Grosimea Șisturilor Verzi este de 4 – 6 km . În aria dintre faliile
Histria și Capidava -Ovidiu , cercet ările magnetotelurice au indicat o discontinuitate la
adâncimile menționate, fapt care ar putea indica existența, sub seria metamorfică a ș isturil or
verzi, a unui fundament de tip sud dobrogean (Grupul de Palazu Mare) (Visarion et al., 1988).
În zona Hârș ova fundamentul de șisturi verzi nu aflorează nicăieri, dar a fost cercetat
cu foraje. El se află la mică adâncime. Un foraj amplasat la est de șoseaua Hârșova -Vadu Oii
a pătruns în șisturi verzi la adâncimea de 34,2 m. Forajul 5095 -Hârșova a atins supr afața
șisturilor verzi la adâncimea de 129 m (Vasilescu și Pârvu, 1967). La 6 km NV de Hârșova ,
șisturile verzi se află la 203 m adâncime (Pricăjan, 1985), iar la 8 km vest de Hârșova, la Piua
Petrii, un alt foraj a pătruns în șisturi verzi la adâncimea d e 498 m (Constantinescu și
Croitoru, 1968). Mai departe , spre NV, la Bordei Verde, fundamentul se află la adâncimea de
2240 m.
În compartimentul sudic al Platformei Moesice, cunoscut sub numele de Dobrogea de
Sud, extins între Falia Capidava -Ovidiu și Fali a Intramoesică, fundamentul se găsește la
adâncimi mari. El este constituit din gnaise de mezo -catazonă și din cuarțite și amfibolite
mezozonale, acoperite discordant de o stivă ușor metamorfozată de roci vulcano -sedimentare
și terigene. Gnaisele au fost atribuite Arhaicului. Rocile intens metamorfozate constituie
Grupul de Palazu Mare, de vârstă Proterozoic inferior, iar cele situate deasupra discordanței
constituie Grupul de Cocoșu, Proterozoic superior. Fundamentul compartimentului sudic al
Platformei M oesice a fost cercetat cu foraje numai imediat la sud de Falia Capidava -Ovidiu.
De aici el pare a coborî accentuat spre sud (Paraschiv et al., 1983) ..

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
11 Fig.I.3. Harta unit ăților tectonice din Estul României (compilat după Dumitrescu și Săndulescu , 1970,
Visarion 1977, 1988)

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
12 Fundamentul de tip dobrogean, constituit din gnaise arhaice și din roci ale Grupului
Palazu Mare (Proterozoic inferior) se regăsește probabil și în fundamentul zonei Cobadin, la
cca. 1000 m sub sedimentar (Paraschiv et al., 1983). Se pr esupune că în zona Mangalia
fundamentul constituit tot din gnaise arhaice și din rocile Grupului Palazu Mare (Proterozoic
inferior) se află adâncimea de 2550 m sub sedimentarul paleozoic. La vest de Dunăre,
fundamentul precambrian din zona Amara este de t ip dobrogean (Bandrabur și Patrulius,
1967) și se află la adâncimi de peste 4200 m.
În Depresiunea Focșani fundamentul Platformei Moesice se află la adâncimi de 18 –
20 km, iar stiva de depozite paleozoice și mezozoice de aici are 8 – 10 km grosime (Visari on
et al., 1993, 1994). Acestei stive sedimentare, care face parte din fundamentul depresiunii, i se
adaugă umplutura neogenă groasă de 11 km, și cea cuaternară de 2 km grosime. Asemenea
grosimi ale sedimentelor din umplutura Depresiunii Focșani trebuie s ă se coreleze cu
amploarea mare a flexurării fundamentului moesic, corelată la rândul ei cu viteza avansării
frontului pânzelor de șariaj și cu rata importantă a sedimentării . În cea mai mare măsură a
avut un rol grosimea litosferei de sub Avanfosă. Subsid ența neogenă de aici a coincis cu
procese de extensie în crustă , astfel că în timp ce în Depresiunea Focșani a avut loc subțierea
crustei la 40 km, și în special a domeniului granitic (25 km), spre est și vest crusta a păstrat
grosimi normale de 40 – 48 km (Visarion et al., 1994). Prelungirea faliilor Peceneaga -Camena
și Capidava -Ovidiu spre NV arată că , în profunzime , acestea provoacă decalarea cu 5 -6 km a
discontinuităților Conrad și Mohorovičić (Constantinescu et al., 1975). Valorile adâncimilor
în kilom etri ale discontinuităților Conrad și Mohorovičić, între cele două falii, în zona de
curbură a Carpaților Orientali , arată că aceste discontinuități și fundamentul cristalin se află la
adâncimi mai mari decât în zonele învecinate (Enescu et al., 19 92). Confrorm Enescu et al.,
1992, î n zona centrală a curburii , suprafața Discontinuității Conrad se află la 26 – 28 km
adâncime (în zona Jitia, Balta Albă, Măicănești, Sihlea, Râmnicu Sărat) și descrește spre nord
și sud la 20 -23 km adâncime (Focșani, Jirlău). De asemenea , grosimea crustei terestre în zona
curburii crește de la est spre vest. Astfel, baza crustei ( suprafața Discontinuității Moho) se află
în est la adâncimi de 42 – 44 km (Focșani, Valea Râmnicului); în axul Depresiunii Focșani
este situată la 47 km (la NV de Râmnicu Sărat) , iar sub Carpații Orientali are adâncimi de 50 –
55 km (Jitia, Herăstrău).
Dobrogea Centrală constituie un bloc ridicat (Blocul Șisturilor Verzi) în care
aflorează la zi fundamentul anchimetamorfic în faciesul șisturilor verzi, de v ârstă Precambrian
superior. La vest de Dunăre șisturile verzi nu mai aflorează. Ele se găsesc aici la adâncimi de

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
13 până la 3 km. Fundamentul de șisturi verzi al Dobrogei Centrale prezintă structuri plicative și
disjunctive semnificative (Mirăuță, 1969).
Structurile plicative au caracter de cute largi, simetrice, cărora le sunt asociate cute
secundare. De la sud – partea cea mai coborâtă tectonic -, spre nord, are loc ridicarea treptată a
structurilor . În partea centrală a Dobrogei Centrale sunt prezente ur mătoarele structuri
plicative (de la nord spre sud): Sinclinoriul Măgurele, Anticlinoriul Neatârnarea -Războieni,
Sinclinoriul Râmnic, Anticlinoriul Istria, Sinclinoriul Săcele. Axele acestor structuri sunt
orientate SVS -ENE. La nord de Falia Ostrov -Sinoe se află Anticlinalul Dorobanțu -Ceamurlia
al cărui ax este orientat nord -vest. În sud, în sectorul dintre Falia Capidava -Ovidiu și o falie
paralelă cu aceasta, situată la nord, se găsește Sinclinoriul Băltăgești al cărui ax este orientat
tot nord -vest. Stru cturile centrale, orientate SVS – ENE, au fost generate în Orogeneza
Assyntică (= Baicaliană), fapt susținut de absența oricărui indiciu privind depozite ale
Paleozoicului inferior în cutele șisturilor verzi. Structurile plicative din nordul și din sudul
Dobrogei Centrale, orientate diferit față de cele centrale, se datoresc reluării șisturilor verzi în
orogenez ele Caledoniană, Hercinică și Chimmerică Veche. Cutarea a produs un metamorfism
regional slab (anchimetamorfism).
Cuvertura sedimentară jurasică a Dobrogei Centrale a fost cutată ușor, împreună cu
fundamentul, în Faza pre -Austric ă, anterioară Apțianului. Această cutare a generat structuri
sinclinale ale căror axe sunt orientate NV – SE, oblic față de structurile assyntice ale șisturilor
verzi: Sincli nalul Casimcea -Midia, Sinclinalul Saragea Bair -Topalu, Sinclinalul Dorobanțu –
Ovidiu (Chiriac, 1968). Structurile sinclinale sunt asimetrice, având flancul sud -vestic mai
înclinat.
Structurile disjunctive . Între Falia Peceneaga -Camena și Falia Capidava -Ovidiu se
găsesc patru falii orientate tot NV -SE, paralele cu acestea . Ele sunt marcate și de epicentre ale
unor secvențe seismice crustale . Faliile delimitează trepte denivelate, înguste și alungite,
paralele cu cele două linii tectonice majore care conture ază Blocul Dobrogei Centrale. Aceste
falii sunt, începând cu cea mai apropiată de Falia Peceneaga -Camena: Falia Ostrov -Sinoe
(Mirăuță, 1969) (falie dextră), Falia Histria (prelungire a Faliei Viziru), Falia Horia –
Pantelimonu de Sus (falie dextră) și Falia Tașaul -Hârșova. Jocul blocurilor pe care le
delimitează a dus la formarea unei structuri tip graben alungit pe direcție NV – SE. De -a
lungul acelorași falii a avut loc și translația laterală a blocurilor, în majoritatea cazurilor
dextră . La vest de Dunăre faliile transversale, orientate NE – SV provoacă afundarea
accentuată, în trepte, a întregii Platforme Moesice către NV, spre Avanfosa Carpatică.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
14 Dobrogea de Sud . În ce privește soclul vechi al Dobrogei de Sud, formațiunile
proterozoic inferioare și s uperioare (Grupul de Palazu Mare și Grupul de Cocoșu) încalecă
Șisturile Verzi în sectorul de la sud de Falia Capidava -Ovidiu. Încălecarea a avut loc înaintea
Jurasicului. Tectonica internă a soclului a relevat și faptul c ă Falia Cocoșu, generată în
Orogen eza Assyntic ă, a creat raporturi de superpoziție între Grupul de Cocoșu și Grupul de
Palazu Mare. O falie transversală importantă este Falia Constanța, paralelă cu țărmul mării.
Ea se află pe prelungirea sudică a „Flexurii Voitești” și a provocat decroșare a Faliei
Capidava -Ovidiu, dar are la activ și ridicarea și deplasarea spre sud a compartimentului său
răsăritean, cândva, în cursul Orogenezei Assyntice ori Hercinice (Sandulescu 1984) .
Tectonica depozitelor pre -jurasice din Dobrogea de Sud este caracteriz ată de o
compartimentare produsă de sistemul de fracturi NV – SE, proprii Dobrogei ( "Fracturi
Dobrogene ", cf. Visarion et al., 1988). După Paraschiv et al. (1983) cele patru falii identificate
în Dobrogea de Sud: Falia Ianca – Palazu (= Falia Capidava -Ovid iu), Falia Smirna – Agigea
(= Falia Agigea sau Cernavodă – Poarta Albă), Falia Brăgăreasa – Eforie (= Falia Eforie sau
Rasova – Costinești), Falia Lipia – Mangalia (= Falia Mangalia) au caracter regional , putând fi
urmărite la distanță considerabilă , la ve st de Dunăre. Aceste falii au fost identificate și pe
șelful Mării Negre. Faliile separă patru structuri sinclinale, cu flancul sudic retezat. Fiecare
sinclinal este constituit din depozite paleozoice și triasice. Sinclinalele faliate sunt din ce în ce
mai afundate spre sud, în timp ce spre nord șisturile verzi ale fundamentului ocupă poziție
ridicată și sunt acoperite direct de depozite triasice. Sistemul de falii transversale, orientate
NE – SV a fost pus în evidență prin metode geofizice și este respons abil, la vest de Dunăre, de
scufundarea treptată a Platformei Moesice spre Avanfosa carpatică (Visarion et al., 1988).
Acestui sistem de falii i se datorește faptul că soclul platformei, situat la 0,5 – 0,6 km
adâncime la Palazu Mare suferă o accentuată af undare spre S și V, astfel încât ajunge la 3 –
3,5 km adâncime la Mangalia, la 5 km la Călărași și la 10 km în Avanfosă.
Depozitele groase de platformă, de vârstă jurasică și cretacică sunt aproape orizontale.
Ele au fost afectate de sistemul de falii dob rogene identificate și în fundament, falii care au
produs denivelări cu diferite amplitudini între compartimente.

La vest de Dunăre soclul de tip sud dobrogean (cristalin de Palazu) al Platformei
Moesice este parcelat de două sisteme de falii (Visarion e t al., 1988; Paraschiv et al., 1983).
Un sistem de falii, cu largă dezvoltare regională, este orientat NV – SE. Două din cele
mai importante falii ale acestui sistem sunt Falia Brăgăreasa – Eforie și Falia Smirna – Agigea.
Pe teritoriul Dobrogei de Sud , Falia Brăgăreasa – Eforie este convergentă cu Falia Ra șova –

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
15 Costinești. Sistemul de falii de mai sus este paralel cu prelungirea nord -vestică a Faliei
Capidava – Ovidiu, situându -se la SV de aceasta.
Cel de al doilea sistem de falii, mai vechi, care a fos t dislocat de sistemul amintit,
prezintă orientări SV – NE. Intersecția celor două sisteme de falii face ca fundamentul și
cuvertura să aibă o structură complexă și să apară fragmentate în numeroase compartimente
tectonice care cad în trepte către curbura Carpaților. O parte din faliile celor două sisteme au
afectat doar fundamentul și cuvertura paleozoică și mezozoică, altele însă au dislocat și
cuvertura neogenă, fapt ce reflectă mobilitatea Platformei Moesice .
Faliile care afectează stiva sedimentară te rțiară de la nord de Valea Ialomiței, cu
caracter de falii sinsedimentare, au fost generate în Avanfosa Externă, situată pe fundament
moesic. Acestea sunt Falia Boldu, Falia Ghergheasa, Falia Sinaia – Bărăitaru, Falia Urziceni –
Jugureanu, Falia Ileana – Colelia (Paraschiv, 1979). Între acestea, de importanță majoră este
Falia Urziceni – Jugureanu care provoacă o denivelare de cca. 300 m a compartimentului
sudic. Ea este o falie normală, sinsedimentară, al cărei plan foarte înclinat migrează continuu
spre n ord, în direcția creșterii subsidenței. Decolarea pe care a produs -o a avut loc pe o
distanță orizontală de 300 m. Falia Urziceni – Jugureanu a fost generată în cursul Neogenului ,
dar afectează și depozitele cretacice, iar dintre cele neogene inclusiv pe a le Dacianului
(Paraschiv, 1979 ).

1.3.4.4. Platforma Moesică de la vest de Falia Intramoesică
O secțiune seismostratigrafică prin Platforma Moesică, la vest de București, și prin
Avanfosa Externă a Carpaților Meridionali relevă două etaje structurale dist incte. Etajul
structural inferior, pre -Jurasic, reflectă o structură internă marcată de o zonă mai coborâtă,
spre nord. Acest etaj structural este afectat de numeroase falii. Etajul structural superior
(Mezozoic – Terțiar) are o structură monoclinală, cu c ăderi nordice, afectată și ea de variate
falii provocate de jocul blocurilor etajului structural inferior.
În sectorul de la vest de Falia Intramoesică , liniile tectonice, relativ lungi, au orientare
V – E, urmând un traseu șerpuit. Acest caracter este pr opriu faliilor situate la sud de traseul
atribuit liniei care marchează marginea externă a Avanfosei Externe. Sistemul de falii
orientate V – E pe cuprinsul Platformei Moesice a determinat o tectonică în blocuri, ca rezultat
al cedării fundamentului și al căderii în trepte, spre nord, a compartimentelor. Aceste falii
vechi sunt active și azi, așa cum dovedește asocierea lor cu focare de cutremure. Pe teritoriul
Avanfosei Externe de la vest de Falia Intramoesică faliile au orientări NV – SE și SV – NE,
caracter ce face ca acest sector al platformei să apară compartimentat în blocuri mari, alungite

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
16 V – E, separate de câmpuri de falii cu aceeași orientare.

Fig.I.4. Harta structural ă a zonei de contact dintre Carpa ții Meridionali și Platforma Moesică . (Paraschiv 1975,
Sandulescu 1984, Dicea 1996, Matenco și Schimd 1998, Hyppolyte et al., 1999, Besutiu 2001, Harta geologica
1:200000)

La vest de Falia Intramoesică , etajul structural superior, cu structură monoclinală,
prezintă pante scăzute la s ud de marginea externă a Avanfosei Externe, așa cum este ea trasată
astăzi. Această falie este interpretată ca marcând pragul platformei, la nord de care panta
platformei devine accentuată, cu denivelări în trepte.
Falia Intramoesică a provocat o denivelar e între compartimentele pe care le separă,
astfel încât compartimentul estic, cu fundament dobrogean, apare căzut cu 100 -500 m.
Totodată, în compartimentul apusean , depozitele mezozoice înclină către falie. La est de falie
fundamentul începe să se ridice t reptat, sub forma unei largi ondulații, urmate de o zonă
intens tectonizată în care fundamentul ocupă o poziție din ce în ce mai ridicată.
Cornea și Polonic (1979) menționează Falia Videle -Bălăria printre cele mai active
dintre faliile de la vest de Falia Intramoesică . Ea delimitează spre sud zona cu subsidență
constantă în Neogen, la contactul cu sectorul sudic al Platformei Moesice care a avut poziție
ridicată până la începutul Cuaternarului, după care a devenit subsident ă. O altă falie este Falia
Cartoj ani-Grădinari, cu traseu șerpuit, de -a lungul căreia se înșiră hipocentre cu adâncimi sub
27,5 km. Falia trece chiar pe la periferia sudică a Bucureștiului.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
17 Cuvertura Platformei Moesice a debutat în toate secto arele sale prin depozite detritice
ordoviciene sau cambriene și a continuat, cu o serie de lacune, p ână în Neogenul superior sau
Pleistocen , de-a lungul a patru cicluri de sedimentare (S ăndulescu, 1984).
Ciclul Ordovician -Carbonifer (după Paraschiv et al., 1983) a fost predominant
detritic: grosier sau grosier mediu în perioada Ordovician -Devonian superior ; predominant
pelitic în Silurian și Devonianul inferior; predominant carbonatic (dolomitic calcaros și cu
evaporite) din Devonianul superior p ână în Namurian; detritic cu intercala ții cărbunoase în
restul Carboniferului.
Ciclul Permian -Triasic (Paraschiv 1983) cuprinde trei secven țe majore: cea inferioar ă
și cea superioar ă sunt detritice, iar cea intermediar ă este carbonatic ă. Se cunosc de asemenea
niveluri de evaporite anhidritice și salifere la ni velul Permianului, Triasicului inferior și
superior. Caracteristic acestui ciclu sunt efuziunile acide și bazice g ăsite la diferite nivele, în
Permo – Eotriasic, Triasic mediu și superior. Efuziunile legate de depozitele permo -triasice
inferioare sunt loca lizate în structuri tafrogene (structuri precum grabenele, formate prin
procese de extensie) orientate preponderent est – vest, iar cele trias ice sunt pe direc ții nord –
sud. Originea magmatismului permo -triasic, subsecvent ciclului hercinic și contemporan
molaselor acestui ciclu, este de natur ă tafrogenic ă și nu implic ă vreun proces de subduc ție,
care la acea dat ă deja încetase (S ăndulescu, 1984).
Ciclul Jurasic -Cratacic (Paraschiv 1983) are caractere litofaciale variabile cu
schimb ări de facies izocrone. El este detritic în baz ă, preponderent carbonatic masiv din
Jurasicul superior p ână în Barremian și carbonatic marnos în Cretacicul superior. O
discontinuitate la nivel pre -albian indic ă o ridicare a platformei care se coreleaz ă cu începutul
tectogenezei m ezocretacice . În decursul acestei tectogeneze Platforma Moesic ă a fost
implicat ă în formarea unora dintre structurile primului paroxism getic.
Ciclul Ter țiar (Paraschiv 1983) are în componen ța sa depozite predominant detritice,
molasice. Doar în câteva lo curi se cunosc depozite calcaroase eocene (depresiunea Lom și
prelungirea ei la sud de Craiova).
Structura cuverturii de platform ă este consecin ța conlucr ării a dou ă procese:
subsiden ța și eroziunea diferen țială pe de o parte, și fracturarea și deformarea pe de alt ă parte.
În Paleozoic s -au remarcat dou ă zone cu subsiden ță apreciabil ă: depresiunea C ălărași,
orientat ă aproximativ NV – SE și depresiunea Alexandria . În aceeași perioad ă exista deja
ridicarea Craiova – Balș – Opta și (ridicarea olteană) , iar l a nord de aceasta s -a format un fel de
avanfos ă hercinic ă (Săndulescu, 1984) care se întindea de -a lungul marginii externe a
domeniului danubian cu care vine în contact printr -o falie invers ă.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
18 Zonele de subsiden ță marcant e din Mezozoic sunt diferite , atât de cele paleozoice, c ât
și între ele. Ridicare oltean ă a constituit un factor important în Triasicul mediu și superior,
pentru ariile de subsiden ță care s -au dezvoltat la sud și pe direc ții paralele cu ea. Ariile
depresionare dezvoltate în Jurasic și Cretacicul inferior au avut direc ții relativ transversale pe
ridicarea oltean ă pe care au fragmentat -o substan țial. S -a remarcat o rotație a axei
depresiunilor de la NV – SE în Jurasicul mediu, la NE – SV în Tithonic și Cretacic inferior.
Neogenul platformei a fost marcat în primul r ând de subsiden ța accentuat ă din
avanfosa extern ă, suprapus ă vorlandului.
I.1.3. Blocul Nord -Dobrogean

Blocul Dobrogei de Nord cunoscut sub denumirea improprie de “Orogenul Nord –
Dobrogean”, reprezint ă după unele opinii , un tro nson al unei catene alpine cutate, aflor ând în
partea septentrional ă a Dobrogei, la nord de Falia Peceneaga – Camena, ce se continu ă în est
până în Asia Central ă, fiind situat ă la nord de aria alpin ă din care fac parte Carpații . Limita
nordic ă a orogenului este reprezentat ă de Falia Sfântu Gheorghe (Gav ăt et al., 1963 ; Airinei și
Pricăjan, 1971) care urmărește aproximativ marginea sudic ă a Deltei Dunării . Cercetările
gravimetrice și magnetotelurice au permis sublinierea caracterului profund al acestei falii cu
un caracter seismic activ dovedit prin seisme normale. Limita sudic ă și sud-vestic ă este dat ă
de Falia Peceneaga – Camena, accident tectonic major ce pune în contact domenii tectonic
diferite (platform ă și orogen alpin), falie ce penetreaz ă inclusiv li tosfera.
În concluzie, “orogenul Nord Dobrogean” este situat în cuprinsul Pl ăcii Europene.
Evoluția alpin ă s-a încheiat în Cretacic inferior, după care orogenul s -a integrat în Vorladul
Carpatic. De altfel , extremitatea nord -vestica a “Orogenului Nord Dob rogean” este acoperit ă
de depozite sedimentare ale Avanfosei Carpatice, purtând numele de Promontoriul Nord
Dobrogean.

Blocul Dobrogei de Nord comport ă două subunit ăți tectonice separate de Falia
Luncavi ța – Consul : Zona Măcin , în vest, și Zona Tulcea , în est (fig.II.2). Fiecare din acestea
are o alcătuire geologic ă distinct ă. A treia subunitate, generat ă ulterior (Grabenul Babadag )
afectează atât Zona M ăcin c ât și Zona Tulcea.

ZONA M ĂCIN

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
19 Aceasta subunitate este constituit ă dintr -un fundament metamorf ic acoperit de o stiv ă
sedimentar ă de vârstă paleozoic ă. Extinderea spre NV a Zonei Măcin , între Siret și Prut, până
la nord de Valea Suși ța, este cunoscut ă sub numele de Promontoriul Nord Dobrogean.

Fundamentul

Rocile metamorfice care constituie fund amentul Zonei Măcin au vârst ă proterozoic ă și
aparțin Grupului Orliga (Proterozoic mediu) și Grupului Megina (Proterozoic superior).
Grupul Orliga este constituit dominant din roci terigene metamorfozate ( cuarțite ,
micașisturi ) care conțin granat, disten, staurolit. Grupul Megina este reprezentat prin
amfibolite și gnaise amfibolice rezultate prin metamorfismul unor roci bazice și acide . În
Promontoriul Nord Dobrogean se regăsește , în poziție afundat ă, fundamentul proterozoic în
facies de Orliga și facies de Megina (Paraschiv et al., 1983).

Cuvertura paleozoic ă și rocile magmatice paleozoice (Harta geologic ă a Rom âniei,
1:2000.000)

Peste fundamentul cristalin se așterne o cuvertur ă de roci paleozoice anchimetamorfice
care alcătuiesc trei formațiuni . Forma țiunea de Cerna, de vârsta silurian ă, este constituit ă din
calcare negre, urmate de ardezii afectate de clivaje. Formațiunea de Bujoare, de vârst ă
devonian inferioar ă, include calcare recristalizate, orto cuarțite și pelite urmate de o secvenț ă 4
alcătuită din gresii, ardezii negre, calcare. Formațiunea de Carapelit, este reprezentat ă prin
depozite continentale cenușii și roșii, depuse în domeniul fluviatil (conglomerate, gresii cu
stratificație încrucișată ) precum și ignimbrite riolitice cu intercalatii e piclastice (gresii,
conglomerate).
În Promontoriul Nord Dobrogean fundamentul proterozoic este acoperit de o stiv ă
neafectat ă de metamorfism, constituit ă din gresii cuarțoase , subgraywacke, graywacke, argile.
Lor li se adaugă și roci epimetamorfice. Toate aceste litologii au fost incluse în unitatea
litostratigrafic ă Ortocuar țitele de Buciumeni , de vârst ă cambrian superioar ă-ordovician
inferioar ă (Paraschiv et al., 1983). Grosimea Ortocuar țitelor de Buciumeni este de peste 430
m. Spre terminația nordic ă a Promontoriului se găsește o stiv ă de peste 125 m grosime ,
constituit ă din gresii, argile și calcare ușor diagenizate ( Formațiunea de Țepu), echivalent ă a
Formațiunii de Cerna din Zona Măcin . Sporadic apar și peste 165 m de depozite devoniene
(Formațiunea de Măxineni ), constituite din calcare și dolomite afectate de procese de

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
20 metamorfism de contact. Diferite tipuri de roci magmatice acide și bazice, predominant
intrusive, întâlnite în foraje , nu au o apartenen ță clară.

ZONA TULCEA

Alcătuirea geologic ă a Zonei Tulcea este total diferit ă de cea a Zonei Măcin . Aici
fundamentul metamorfic este acoperit de formațiuni paleozoice și mezozoice. Cele din urm ă
au cea mai larg ă extindere areal ă.

Fundamentul

La marginea vestic ă a Zonei Tulcea, până la Falia Lun cavița-Consul, aflorează
fundamentul de vârsta Precambrian superior , cunoscut sub numele de Seria de Boclugea.
Seria de Boclugea conține roci terigene afanitice și arenitice care au suferit un
anchimetamorfism în faciesul șisturilor verzi (filite, șisturi muscovitice și cuartitice, cuartite).
Seriei de Boclugea îi sunt asociate granite cu biotit, la Hamcearca . Fundamentul, de un tip
diferit însă, a mai fost semnalat la D ealul Uzun Bair unde aflorează pe o suprafa ță restrânsă
micașisturi și pegmatite, proba bil precambrian inferioare.

Cuvertura paleozoic ă și rocile magmatice paleozoice

Sedimentarul paleozoic constituie trei formațiuni anchimetamorfice. Formațiunea de
Dealul Horia , de vârstă ordovician ă, este constituit ă din roci fin și mediu granulare, de
culoare verde ( șisturi sericito -cuarțitice, metapsamite cu intercalații și filoane de roci efuzive
bazice ) (Mirăuță O., 1966). Formațiunea de Rediu , de vârstă silurian ă, are în alcătuire
cuarțite negre cu intercalații de calcare cenușii , urmate de ardezii. Aceast ă formațiune a fost
interceptat ă de un foraj la vest de Somova (D. Movila Săpata ) la adâncimea de 573 m, sub
conglomerate și gresii triasic inferioare ( Formațiunea de Bogza). Formațiunea de Beștepe ,
de vârstă devonian medie, a fost descris ă de Mir ăuță (1966). Ea este alcătuita din trei entit ăți
litologice aflate în superpoziție : (a) turbidite fine, groase de 100 m ( „Complexul fli șoid”), (b)
un pachet de 40 -60 m grosime de șisturi cu intercalații de calcare cenușii („Complexul șistos-
calcaros ”), (c) șisturi silicioase și silicolite rubanate, groase de peste 100 m ( „Complexul
silicolitic ”).
Gran itele de vârstă carbonifer inferio r au fost interceptate de foraje la Agighiol și

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
21 aflorează la vest de aceast ă localitate, în dealurile Cazalgic Bair și Taș Bair. Sunt roci larg
cristalizate, cu biotit și cu cristale centimetrice de feldspat potasic zonat.

Cuvertura mezozoic ă și rocile magmatice mezozoice

Depozitele mezozoice acoperă cea mai mare întindere în Zona Tulcea și au o extindere
stratigrafic ă din Triasic până în Jurasicul superior. Unit ățile litostratigrafice mezozoice, pre –
cenomaniene descrise de Baltre ș (2003) sunt următoarele :
Formațiunea de Bogza , are în alcătuire gresii grosiere, albe, cenușii și roșii, de facies
continental. La baza formațiu nii sunt prezente brecii roșii (Brecia de Dealul Monumentului) ,
iar la partea ei superioar ă se dezvolt ă o stiva de gresii șistoase cenușii -verzui , cu intercalații
de șisturi argiloase și calcare argiloase .
Formațiunea de Somova aflorează discontinuu , formând o band ă lungă de 35 km, de
la Luncavi ța la Mahmudia. La est de Falia Luncavi ța – Consul aflorează de la D ealul Consul,
în sud, până la Nifon, în nord. Formațiunea are în baza Calcarul de Tulcea Veche, și unul
terminal , Riolitul de Consul .
Formațiunea de Niculițel aflorează pe o lungime de 30 km, între Luncavi ța și Telița ,
atingând lățimea maxim ă de 6 km, iar în zona Somova aflorează ca o band ă de până la 650 m
lățime, de -a lungul a 6 km. Este constituit ă esențial din bazalte în facies pillow lava sau
masive cărora le sunt asociate roci piroclastice, epiclastice, blocuri mari de calcare
resedimentate și turbidite calcaroase intercalate concordant. Grosimea formațiunii poate
depăși 280 m.
Formațiunea Calcarelor Nodulare este constituit ă din calcare roșii și albe.
Formațiunea Calcarelor cu Cherturi are o larg ă răspândire în Dobrogea de Nord și
prezintă variații de facies. Formațiunea este constituit ă din calcare negre, în placi decimetrice.
Conține constant cherturi negre, nodulare, lenticulare sau stra tiforme. Acolo unde au fost
dolomitizate epigenetic, calcarele au devenit albe, cenușii , roz.
Formațiunea de Cataloi este constituit ă din alternan țe de marne verzui și calcare
cenușii , în strate decimetrice.
Formațiunea de Nalbant (Tuvalian -Oxfordian) es te o acumulare turbiditic ă al cărei
facies caracteristic este dat de alternan țele de lutite negre cu gresii cenușii -verzui , sticloase.
Gresiile conțin variate structuri sedimentare caracteristice turbiditelor.
În estul Zonei Tulcea mai aflorează :
Formaț iunea de Murighiol : calcare cenușii și albe.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
22 Formațiunea de Hagighiol : succesiune de calcare de culoare cenușie, roșie și neagră,
Calcarul de Popina : stivă alcătuit ă din calcare cenușii .
Calcarul de Congaz este constituit din calcare negre, în strate. Între strate se găsesc
separații de 1 – 2 cm grosime, friabile, îmbog ățite în material terigen și bioclaste de
echinoderme.
Calcarul de Carabair aflorează numai la SV de Dunavățul de Jos. Este o s tivă
sedimentar ă constituit ă din calcare cenu șii-cărămizii și albe, urmate de calcare cenușii închis .

GRABENUL BABADAG

Depozitele Cretacicului superior din Grabenul Babadag se aștern discordant atât peste
fundamentul de Boclugea c ât și peste variate formațiuni mezozoice descrise mai sus. Aceste
depozite au o larg ă extindere în jumătatea sudic ă a Zonei Tulcea dar acoperă și formațiunile
Zonei Măcin , depășind spre sud -est Falia Peceneaga – Camena (Fig. I.5). Grosimea maxim ă a
umpluturii Grabenului Babadag dep ășește 1600 m. Aceasta este constituit ă din dou ă
formațiuni cea de Iancila și respectiv cea de Doloșman.
Formațiunea de Iancila , de vârstă cenomanian ă, are grosimi de peste 350 m.
Succesiunea litologic ă cuprinde următorii membri (Szasz și Ion, 1988): Membrul de Enisala,
cenomanian inferior , calcare fosilif ere; Membrul Hamangia, cenomanian inferior, alcătuit din
calcare conglomeratice, fosilifere; Membrul de Babadag are cea mai ampl ă dezvoltare și este
alcătuit din calcare spatice, nisipoase și conglomeratice, fosilifere; Membrul de Golovița este
constituit din marne, pe alocuri cimentate , care indic ă intervalul Cenomanian mediu -superior.
Formațiunea de Dolo șman (Szasz și Ion, 1988) , de vârstă turonian -coniacian ă,
constituită din patru membri cu extindere stratigrafic ă variabilă . Membrul de Jidini, de vârst ă
turonian inferior -mediu, este constituit din calcare spongolitice și nisipoase, bej, în strate
metrice sau în placi subțiri .

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
23
Fig.I.5. Harta Dobrogei de Nord (Raport Surizo, 2007)

I.1.4. Orogenul Carpatic
I.1.4.1. Carpații Orientali

Lanțul cutat al Carpaților Orientali constituie o unitate tectonic ă ce întregește
ansamblul structural din estul României și este cunoscut sub numele de Orogenul Carpatic.
Orogenul Carpatic este alcătuit din trei grupe de unit ăți tectonice, care de la interiorul spre
exteriorul Carpaților Orientali sunt: Dacidele Mediane, Dacidele Externe, Moldavidele
(Săndulescu, 1984), fiecare cu stratigrafie, tectonica și tectogeneza distinct ă (Fig.I.1).

Dacidele Mediane (Săndulescu, 1984) , cu poziție intern ă în cadrul orogenului, sunt
constituite dintr -un sistem de trei pânze : Pânza Bucovinic ă (superioar ă), Pânza Subbucovinic ă
și Pânzele Infrabucovinice Acestea au în alcătuire un soclu de roci metamorfice și o cuvertur ă

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
24 sedimentar ă mezozoic ă.
Dacidele Externe (Săndulescu, 1984) , situate între Dacidele Mediane și Moldavide,
sunt constituite dintr -un sistem de patru p ânze: P ânza Fli șului Negru (superioar ă), Pânza de
Baraolt, P ânza de Ceahlău și Pânza de Bobu (inferioar ă). Aceste pânze sunt constituite din
depozite turbiditice de vârstă Jurasic superior – Cretacic. Primele dou ă pânze și ultima au
extindere areal ă limitat ă, dar a treia este o unitate polifacial ă, cu tectonica complicat ă și cu
participare semnificativ ă la edificiul Dacidelor Externe. P ânza de Ceahlău are în alcătuire
depozite turbiditice în facies de Sinaia, tithonic -neocomiene, urmate de faciesuri diversificate
ale Barremian -Albianului.

Moldavidele (Săndulescu, 1984) au cea mai larg ă extindere areal ă în edificiul
Orogenului Carpatic, constituind unitatea tectonic ă extern ă, compus ă din șase pânze. De la
interior către exterior p ânzele din alcătuirea Moldavidelor sunt: P ânza Fli șului Curbicortical,
Pânza de Macla, P ânza de Audia, P ânza de Tarc ău, P ânza Cutelor Marginale, P ânza
Subcarpatic ă.
Pânza Fli șului Curbicortica l are în alcătuire depozite de vârstă Barremian –
Cenomanian . În partea sud -estică a ariei de extindere a pânzei se adaugă stivei sedimentare și
depozite turoniene și senoniene. Pânza de Macla aflorează doar în sudul Moldavidelor și are
în alcătuire roci ap țian-turoniene, comparabile cu cele ale fli șului curbicortical, dar conține în
plus pelite roșii. Pânza de Audia este constituit ă din șisturi negre, bituminoase, barremian –
albiene și secvențe turbiditice cu litoclaste de șisturi verzi de tip dobrogean, pre cum și
secvențe pelitice policrome, toate de vârstă Vraconian -Turonian. Succesiunea stratigrafic ă a
acestei pânze se încheie cu turbidite grezoase senonian -eocene. Pânza de Tarcău are cea mai
mare extindere areal ă în cadrul Moldavidelor și constituie o un itate polifacial ă. Depozitele
pre-senoniene din alcătuirea ei sunt de tipul celor ale Pânzei de Audia, urmate de calcare
argiloase, argile vărgate și tufite. Abia în Senonian a început acumularea sedimentelor
turbiditice, proces care a durat până în Mioce nul inferior . În aria de acumulare a sedimentelor
care au dat naștere Pânzei de Tarc ău faciesurile turbiditice s -au diversificat treptat ajungând în
Paleocen -Eocen la patru tipuri litofaciale care poart ă denumiri locale: Litofaciesul de Tarc ău,
de Ciunget, de Piepturi și de Lesunt . În intervalul Oligocen – Miocen inferior s -au
individualizat numai dou ă litofaciesuri: unul intern, cu gresii de tip Fusaru și altul extern,
bituminos, cu Gresii de Kliwa. Pânza Cutelor Marginale se ivește în semiferestre, de sub
Pânza de Tarc ău (Putna, Bistrița , Oituz, Vrancea, enumerate de la nord la sud) . Pânza are în
alcătuire formațiuni de vârst ă Cretacic inferior – Miocen inferior (Eggenburgian =

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
25 Burdigalian) . În Oligocen și în Eocenul inferior s -a acumulat un facies bitumin os care conține
intercalații de conglomerate cu galeți de șisturi verzi de tip dobrogean. Pânza Subcarpatic ă
este unitatea extern ă a Moldavidelor, constituit ă din depozite eocene și mai noi . Depozitele
Miocenului inferior includ faciesuri evaporitice urmat e de conglomerate și gresii, apoi de
pelite cu intercala ții grezoase urmate de un facies evaporitic recurent d e vârstă badenian ă, și
apoi de un facies de molasa de vârstă Sarmațian inferior (Săndulescu, 1984) .

I.1.4.2. Avanfosa Carpatic ă

Avanfosa este depresiunea tectonic ă din fa ța Carpaților Orientali a cărei umplutur ă
este constituit ă din depozite neogene acumulate dup ă Tectogeneza Moldav ă (intrasarma țiană).
Avanfosa este rezultatul subsidenței flexurale a Forlandului, subsiden ță ce urmează
perioadelo r de tectogeneza când aglomerarea pânzelor ar supra încărca Forlandul, forțându -l să
se afunde sub sarcin ă (Paraschiv et al., 1979) .
În secțiune transversal ă, o avanfos ă este asimetric ă, de unde divizarea ei în avanfos ă
intern ă și extern ă. În cazul Avanfos ei Carpatice, P ânza Subcarpatic ă reprezintă în realitate
partea intern ă, cutat ă a avanfosei încălecat ă dinspre vest de P ânza Cutelor Marginale și
împins ă la rândul ei, mai departe, peste platforma din Forland. Aria de acumulare de la est de
Pânza Subcarpat ică constituie Avanfosa Extern ă, adică avanfosa propriu -zisă. Sedimentele
acesteia sunt necutate / ușor ondulate și ocup ă o depresiune asimetric ă, mai ad âncă spre vest.
Flancul intern al Avanfosei Externe se sprijină discordant pe reliefuri de eroziune ins talate pe
cutele p ânzelor Moldavice (P ânza Subcarpatic ă, adic ă pe Avanfosa Intern ă, cutat ă). Acest fapt
arată ca Avanfosa Extern ă a început s ă funcționeze după tectogeneza Moldav ă și că sursa
sedimentelor care o colmatează o constituie pânzele est-carpatic e (Răbăgia, 1999) .
Granița vestic ă a Avanfosei Externe este considerat ă Falia Pericarpatic ă ce a putut fi
trasat ă numai la nord de valea Trotușului , iar la sud de aceasta vale , Falia Ca șin-Bisoca
constituie limita tectonic ă. Acolo unde nu este prezent ă o limit ă tectonic ă, granița Avanfosei
este dat ă de contactul sedimentelor ei cu relieful de eroziune instalat pe cutele Moldavidelor
(Rădulescu, 1976) .
Flancul extern al Avanfosei Externe urmărește o linie sinuoas ă care, de la nord spre
sud, trece pe la ve st de Suceava, traversează Siretul la nord de Pașcani , trece pe aproape de
izvoarele Bârladului , se apropie de Prut la Roșcani , suferă apoi o inflexiune spre sud -vest
trecând pe la vest de Galați , vest de Brăila și se îndreaptă apoi spre sud -vest, către valea

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
26 Ialomiței , pe care o traversează la vest de Slobozia (Rădulescu, 1976) .
Poziția axului Avanfosei Externe este oblic în raport cu platformele Forlandului.
Unitățile de Forland din adâncime , situate sub Avanfos ă sunt (de la nord spre sud ): Platforma
Moldoveneasc ă (la nord de Falia Vaslui – Cetatea Alb ă), Platforma Scitic ă (între Falia Vaslui
și Falia Trotușului ), prelungirea nord -vestic ă a Blocului Dobrogei de Nord ( între Falia
Trotușului și Falia Peceneaga – Camena), Platforma Moesic ă, la vest de Falia Peceneaga –
Camena . În timp ce terminația nordic ă a Avanfosei Externe a suferit, la nord de Valea
Bistriței , o ridicare ce a determinat erodarea depozitelor Sarma țianului superior, către sud, în
zona de maxim ă afundare, acumularea sedimentelor a continua t și în Cuaternar când s-au
acumulat depozite terigene (Liteanu, 1961) . În zona axial ă a Depresiunii Focșani grosimea
depozitelor cuaternare este de cca. 2000 m (Ghenea et al., 1971). Partea cea mai adâncă a
Avanfosei, în care s -a acumulat o stiv ă foarte g roasă de sedimente neogene este cunoscut ă sub
numele Depresiunea Focșani . Ea se dezvolt ă la sud de Valea Trotușului , până la Valea
Buzăului . La sud și vest de valea Buzăului , precum și la nord de Valea Trotușului , Avanfosa
Extern ă se îngustează mult. Margi nea intern ă a Depresiunii Focșani este marcat ă de Falia
Cașin – Bisoca.

Succesiunea stratigrafic ă a Avanfosei este alcătuit ă din depozite ale Miocenului
mediu, ale Pliocenului și ale Cuaternarului . Cele mai vechi depozite, transgresive peste P ânza
Subcar patic ă, au caracter terigen grosier și mediu în zonele vestice ale Avanfosei Externe , iar
în zonele estice sunt marnoase și calcaroase. Ele au v ârstă Basarabian superior . În zonele
adânci ale Avanfosei , sedimentarea a început încă din Badenian . În succesiu ne urmează
depozite argiloase și marnoase care conțin în proporții variabile material arenitic și cineritic.
La nivele superioare sunt prezente intercalații de gresii cu oolite și calcare. Aceste depozite au
vârsta Meoțian . În Ponțian s-au acumulat sedimen te marnoase, în Ponțianul inferior, și
predominant nisipoase și grezoase în Ponțianul superior. În Dacian s-au acumulat alternan țe
de argile și gresii moi. Gresiile sporesc cantitativ către partea superioar ă a succesiunii.
Depozitele Romanianului sunt argi loase și nisipoase în partea inferioar ă și devin ruditice,
parțial cimentate, către partea superioar ă. Sedimentarea cu aceleași caractere a continuat și în
Pleistocenul inferior (Pietrișurile de Cândești ).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
27 I.1.4.3. Carpații Meridionali

Carpa ții Meridio nali sunt alc ătuiți dintr -un si stem complex de p ânze de încălecare:
Pânza Supragetic ă, Pânza Getic ă, Pânza de Severin și Autohtonul Danubian. Cu excep ția
Pânzei de Severin, care reprezint ă o dislocare de rabotaj a cuverturii cretacice inferioare,
celelalte pânze au în compozi ție atât forma țiuni din fund ament c ât și sedimentare. Sistemul
de pânze s -a format în dou ă faze tectonogenetice: Austric ă (Cretacic mediu) , de importan ță
premonitoare , și Laramic ă (Cretacic superior), ca faz ă principal ă. Punerea în loc a Carpa ților
Meridionali s -a făcut prin sub împingerea Autohtonului Danubian sub P ânza Getic ă pe o
distan ță de cel pu țin 50 km. Procesul de coliziune a generat în vest magmati smul subsecvent
banatitic. La nord , rădăcina este ascuns ă și pare a urm ări un ali niament vest -est, aliniament
sugerat de anomalia gravimetric ă pozitiv ă, suprapus ă pe un maxim magnetic situat pe sub
zona nordic ă a munților Lotru și F ăgăraș (Cornea și L ăzărescu, 1980) .
Pânza Supragetic ă apare în Banatul de sud și pare a fi fost format ă dintr -un soclu
epimetamorfic cu o cuvertur ă mezozoic ă calcaroas ă ce dispare sub forma țiunile neogene ale
Depresiunii Panonice (Diaconescu et al., 2015) .
Pânza Getic ă are un fundament slab penetrat de corpuri granitice, fiind de natur ă
mezo -catazonal ă. Ea este acoperit ă de depozite molasice cu c ărbuni ale Carboniferului
superior și forma țiuni grezoase -calcaroase permian -cretacic inderioare (Diaconescu et al.,
2015) .
Pânza de Severin cuprinde depozite de fliș de tip Strate de Sinaia asociate cu
fragmente dezrădăcinate discontinuu (ofiolite) la contactul Getic -Danubian.
Autohtonul Danubian are fundament cristalin epimetamorfic, penetrat frecvent de
corpuri granitice, și depozite de molas ă hercinic ă permo -carbonifer ă acoperite discordant de
forma țiuni mezozoi ce puternic diferen țiate pe zone (Diaconescu et al., 2015) .
Carpa ții Meridionali sunt delimita ți la nord de Falia Dealul Mare (culoarul Mureșului –
curbura Carpa ților), de faliile din culoarul D âmbovicioarei (Carpa ții Orientali), de un sistem
de falii în releu care îi separ ă de Depresiunea Getic ă.

I. Pânzele getice -supragetice
Reprezint ă unitățile structurale cu pozi ția structural ă cea mai ridicat ă în cadrul
sistemelor de p ânze de soclu ale Carpa ților Meridionali – Dacidelor mediane (S ăndulescu
1975, 198 4) și reprezint ă un fragment continental separat de marginea european ă, odat ă cu
deschiderea riftului Dacidelor externe. Sunt constituite dintr -un fundament prealpin mixt,

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
28 metamorfic și magmatic, și o cuvertura sedimentar ă paleozoic superior – cretacic dis continu ă.
Fundamentul prealpin este constituit preponderent din unit ăți mezometamorfice vechi, o
succesiune paleozoic inferioar ă în facies metamorfic cu grad sc ăzut, roci magmatice asociate,
precum și dintr -o succesiune detritic ă paleozoic superioar ă de tip molasic. Deformarea major ă
a sistemului de p ânze getice și supragetice este mezocretacic ă (prima faz ă getic ă), structurile
mezocretacice fiind însă local reactivate în faza fini -cretacic ă (cea de a doua faz ă getic ă),
odată cu încălecarea întregului ansam blu getic plus Severin peste unit ățile danubiene.

II. Pânza de Severin
Pânza de Severin (Săndulescu 1975, 1984) este constituit ă din ofiolite și forma țiuni de
fliș cretacice, formate într-un domeniu oceanic îngust, deschis între blocul Dacidelor mediane
și restul continentului european. Se coreleaz ă cu asocia țiile similare apar ținând sistemului
pânzelor de Ceahlău din Carpa ții Orientali, fiind parte integrant ă a Dacidelor externe.
Sistemul de Severin, deschis în jurasicul mediu, este complet închis în faza mezocretacic ă, dar
abia în faza fini -cretacic ă întreg ansamblul este încălecat peste sistemul Danubian, aceasta a
doua faz ă fiind cea care a condus la puternica sa fragmentare.

III. P ânzele Danubiene
Din punct de vedere paleo -geografic, p ânzele Danubi ene (Săndulescu 1975, 1984)
reprezint ă unitățile de soclu cele mai externe ale Carpa ților Meridionali. Sistemul de p ânze
Danubiene este descris în mod tradi țional ca o structura de duplex antiform, format între
încălecarea bazal ă peste forland (Platforma M oesic ă) și încălecarea din acoperi ș a sistemului
Severin – Getic, întreg sistemul fiind format în urma fazei fini -cretacice și ulterior a fazei
miocen mediu de avansare a întregului sistem orogenic peste Platforma Moesic ă. Exhumarea
unităților Danubiene es te rezultatul unei faze de extensie, paralel ă cu orogenul, subsecvent ă
încălecărilor fini -cretacice și contemporan ă cu avansarea întregului sistem orogenic, dincolo
de Promontoriul Moesic . Fundamentul p ânzelor de soclu Danubiene cuprinde roci în general
mezometamorfice precambriene, străb ătute de roci magmatice, cadomiene și hercinice,
precum și zone de forfecare sau zone mai extinse de roci epimetamorfice, hercinice sau chiar
alpine. Cuvertura mezozoic ă cuprinde în principal depozite continentale jurasic inferioare, o
succesiune jurasic superior – cretacic inferior în facies de platform ă carbonatic ă, calcare
pelagice albian – turoniene și depozite de fliș cretacic superior. Local, aceste succesiuni sunt
afectate de deform ări alpine în facies metamorfic de grad scăzut (Schmid et al., 2008)

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
29 IV. Evoluția tectonică fini -cretacic terțiară (Matenco, 1997 a)
Subsecvent fazelor de încălecare cretacice, întreg ansamblul Carpa ților Meridionali
este supus unui succesiuni de deform ări complexe, datorate geometriei foa rte arcuite a
sistemului orogenic și a succed ării în timp a unor faze orogenice și regimuri tectonice diferite,
pe parcursul dep ășirii Promontoriului Moesic și a avans ării către E și SE a întregului eșafodaj .
Cu excep ția deform ărilor ductile înregistrate în perioada de extensiune postcretacic ă (Eocen),
exclusiv în domeniul Danubian, și a ridic ării acestui a ca un "core-complex " la interiorul
centurii orogenice a sistemului carpatic , concomitent cu avansarea c ătre E a domeniului getic –
supragetic, deform ările înregistrate în acest interval sunt exclusiv casante, cu formarea unor
sisteme de falii crustale care au acomodat deplasarea c ătre E a sistemului orogenic.
Reconstituirea regimurilor tectonice, a succesiunii de faze orogenice și a structurilor asociate
fiecărei faze s -a realizat pe baza corel ării structurilor regionale și locale, cu determin ările de
paleostress și stress tectonic din găuri de sondă săpate mai ales pentru scopuri economice
asociate industriei de petrol și gaze. .

a. Compresiunea laramic ă
Acea sta faz ă corespunde celei de a doua faze getice, respectiv momentul de încălecare
a ansamblului Getic -Severin peste domeniul Danubian. Analiza popula țiilor de falii formate
în aceast ă fază a indicat un regim de stress compresional pe direcție NNV – SSE, si milar cu
cel identificat și pe baza analizei structuri lor milonitice, formate în aceeași etap ă pe zonele de
forfecare din unit ățile Danubiene, situate în acest interval de timp la ad âncime mai mare.
Principale structuri casante formate în aceasta faz ă sunt încălecări orientate VSV – ENE, cu o
avansare c ătre SSE și subordonat, încălecări în spate, cu avansare catre NNV.

b. Extensiunea din P aleogen – Miocen inferior
Aceast ă fază corespunde form ării "core-complexului " Danubian, prin extensie paralel ă
cu orog enul, și marcheaz ă momentul dep ășirii Promontoriului Moesic și avans ării către E a
domeniului Getic, conduc ând la exhumarea par țială a domeniului Danubian. Aceasta faz ă este
recunoscut ă atât prin numeroase zone de forfecare extensionale de unghi mic, forma te în
domeniul Danubian în special în zona de contact cu geticul, c ât și prin structuri casante,
identificate în special în baza domeniului Getic, dar și către S, în forelandul reprezentat de
Depresiunea Getic ă. În faza final ă a extensiei, inclusiv structu rile ductile din Danubian sunt
reactivate și afectate de deform ări casante extensionale pe aceeași direc ție. Extensia pe
direcția E – V este eviden țiată atât de falii normale majore cu orientare NS, care inclin ă în

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
30 general către E, cât și de numeroase stru cturi locale. Prezen ța unor falii de decroșare dextre
permite rotirea și avansarea c ătre E a întregului sistem orogenic. Unele dintre aceste structuri
de decroșare majore sunt reprezentate de Falia Cernei și Falia Timoc, cu sărituri dextre de
peste 35 de k ilometri fiecare . Acestea determin ă o rotire accentuat ă a blocurilor, av ând în
vedere traseul curbat către E al acestora . În ansamblu , se poate spune c ă deplasarea pe aceste
decroș ări majore separ ă perioada extensional ă paleogen – miocen inferioar ă în doua etape: o
etapă pre-rotație în jurul Promontoriului Moesic, recunoscut ă în special în zona de orogen, și
o etap ă post-rotație, eviden țiată cu prec ădere în Depresiunea Getic ă.

c. Strike -slip dextru din M iocen ul superior
Aceasta faz ă corespunde transla ției către E a unui larg domeniu al Carpa ților
Meridionali, concomitent cu deformarea transpresional ă la marginea sudic ă a acestora, ce
afecteaz ă și Depresiunea Getic ă, deformare recunoscut ă tradițional ca faza de încălecare a
ansamblului orogen – Depresiunea Getic ă peste Platforma Moesic ă. În zona estic ă și central ă
se poate accepta o încălecare reală; în zona vestic ă însă, caracterul transpresional al acestor
mișc ări este evident, deplasarea realiz ându-se pe falii cu înclinare mare, cu component ă pe
direc ție, semnificativ mai important ă decât cea pe înclinare. Succesiunea în timp a
deformărilor din aceast ă fază este mai clară în Depresiunea Getic ă, unde au putut fi separate
două episoade: un episod de vîrstă S arma țian inferior – mediu, caracterizat de falii de xtre pe
direc țiile VNV – ESE și NV – SE, și un al doilea episod , Sarma țian superior – Pliocen,
caracterizat de falii senestre pe direc țiile N – S și NNE – SSV, și de reactiv ări ale sistemelor
dextre anterioare. Aceleași sisteme se identific ă și în orogen, însă datarea mișc ărilor nu este la
fel de clar ă.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
31

I.I.4.4. Depresiunea Getic ă

Profile le seismice realizate în arealul Depresiunii Getice, au eviden țiat importante
structuri geologice, apărute în timpul Ter țiarului și începutul Cuaternarului, ca un efect al
preceselor de convergen ță și coliziun e din interiorul Carpa ților Meridionali precum și din
cauza evenimentelor tectonice sin – și post-colizionale (Răileanu et al., 1994, 1998, Rădulescu
et al., 1996, Diaconescu M., et al., 1995, 1999, Diaconescu C. , et al., 1994, 1996) .
Caracterizarea acestor structuri este bazat ă pe interpretarea unui num ăr de profile seismice
executate cu precădere în scopuri industriale, pentru industria de hidrocarburi și integrarea
acaestora cu date geologice de suprafa ță și din a dâncime ob ținute din literatura (Jipa 1980,
1984, Ma țenco și Schmid, 1999, Ma țenco et al 1997b , Răbăgia și Ma țenco 1999 , Krezsek et
al., 2013, Schmid S.M., et al ., 2008 , Mutihac 1990, 2007, S ăndulescu 1998 ). Pentru zona
situat ă la vest de Olt au fost separ ate (de la vest la est ) trei domenii ( fig.I.4) , situate după cum
urmează : (1) între Dun ării și Motrului, (2) între Motru și Olte ț și (3) între Olte ț și Olt.

I. Sectorul vestic, între Dun ăre și Motru
Caracteristic pentru aceast sector este prezen ța unui si stem extins de falii normale,
orienta te NE –SV, care apoare cu predilecție în formațiunile de vârstă cretacic ă, paleogen ă și
miocen inferioare. Faliile sunt paralele și sunt prezente până în zona Oltului. Sedimentele de
vîrstă Burdigalian inferioar și medi u au grosimile maxime de 2000 m în lungul Depresiun ii
Zegujani , o depresiun e alungit ă pe direcție ENE –VSV . Spre sud se regăsesc în zona
Bulbuceni (Răbăgia și Mațenco, 1999) .
Faliile inverse prezente în zonă au unghi mare , sunt conectate în adâncime, și prez intă
bascul ări ale blocurilor strabătute de falii . Faliile afectează prisma sedimentar ă până la nivelul
Sarma țianul ui inferior . Urmează în continuitate de sedimentare d epozite le Sarma țianului
superioar. Toate a ceste a evidențiează u n regim tectonic transpre sional sarma țian, caracterizat
de "flower structures" pozitive (Krezsk et a l., 2013) .

II. Sectorul central , între Motru și Olteț (Fig. I.6)
Faliile extensionale se pot observa pe numeroase linii seismice (Krezsek et al., 2013) ,
și prezint ă o orientare ENE – VSV, cu s ărituri mult mai mici decât cele din partea de vest.
Faliile inverse și de încălecare, c are apar joacă un rol mai importante în zon a estică a
sectorului . Inversarea faliilor normale și apariția faliilor de încălecare, dau naștere unor cute

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
32 de propagare indic ă o tectonic ă compresional ă (Mațenco et al., 1997; R ăbăgia și Mațenco,
1999; S ăndulescu, 1988) . În umplutura bazinului nu există forma țiuni de v ârstă Paleogen –
Miocen inferior , ele fiind erodate și transportate pe Platforma Moesic ă (Săndulescu, 1988) .
Direc ția falii lor de încălecare din zon ă este orientată NV–SE și , mult oblic ă față de faliile
normale. Faliile de încălecare sunt acoperite de depozite le badeniene, c are marcheaz ă finalul
fazei compresionale (Krezsek, 2011) .
În timpul Sarma țianului, activitatea rupturală s-a mărginit la aparitia si evolutia
faliilor de încălecare de unghi mediu , înclinate spre nord . Falii tip strike -slip au format
structuri de tip "flower structure" . În timpul evoluției , acestea au influen țat sedimentarea și în
zonele adiacente. Faliile afectează depozitele din Sarma țian superior – Meoțian inferior .
Orientarea faliilor este vest nord vest – est sud est în partea de nord și nord vest –sud est în
partea sudică (Mațenco , 1997 a).

III. Sectorul estic, între Valea Olteț și Olt
In acest sector sunt prezente falii inverse cu inclin ări medii , care afecteaz ă stratele de
vârstă B urdigali an. Acestea se unesc cu falii de unghi mare , falii normale , sau cu falii de
încălecare. Structurile care predomină sectorul zonă reprezi ntă un efect al deform ărilor
sarma țiene. În această perioadă s -au format unele zone de referință cum ar fi ridicarea di n
zona Rom ânești – Zărnești (Mutihac et al., 2007) . Acestea formeaz ă o structur ă de tip "flower
structure" (Mațenco et al., 1997 a).
Arhitectura actual ă a Depresiunii Getice este rezultatul unei evolu ții complexe at ât la
nivel structural , cât și sedimentologic, fiind recunoscute patru mari episoade în timpul
Terțiarului: (1) extensiune/transtensiune Miocen inferioară (Burdigalian) cu o dir ecție
aproximativ ă N – S a stressului tensional (Krezsek et al, 2013) ; (2) compresiune Miocen
medie (Burdigalian t ârziu-Badenian) orientat ă NE – SV (Krezsek et al, 2013) ; (3)
transpresiune dextr ă Miocen superioară (Sarma țian mediu), par țial divizat ă între falii dextre
de strike -slip cu direc ție NV – SE și încălecare orientat ă N – S (punerea în loc a p ânzei
Subcarpatice) (Krey zsek et al, 2013) și (4) falii de strike -slip senestre Miocen terminal
(Sarma țian târziu-Meoțian) cu direc ție NNE – SSV (Krezsek et al , 2013) și unele reactivate
dextre cu direc ție NV – SE (R ăbăgia și Ma țenco, 1999). Reactiv ări minore ale structurilor
compresionale au avut loc la sf ârșitul Pliocenului în partea de est (Ma țenco et al., 1997b).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
33

Fig.I.6. Harta structurala a Depresiunii Getice între Jiu și Olte ț, dup ă Neagoe et al., 2010

Din punct de vedere stratigrafic se disting:
Depresiunea Getic ă prezintă un fundam ent mixt: spre nord , un fundament Carpatic , iar
spre sud un fundament tipic Platformei Moesice (sectorul va lah). Limita aceaste, dintre cele
două tipuri de fundament , nu a putut fi trasat ă cu exactitate , fiind situat ă la mare ad âncime
(Mutihac, 2007).
Ca bazin de sedimentare Depresiunea Getic ă a funcționat din Paleogen p ână la
sfârșitul pliocenului, depozitele acumulate av ând caracter de molas să cu depozite psefito –
psamitice, calcare, cărbuni și evaporite (Mutihac , 2007).
În coloana litostr atigrafic ă se disting dou ă discontinuit ăți majore în Miocenul inferior
(mișc ările eostirice) și alta în Sarma țianul inferior (mișc ările moldavice) ; ca urmare apar trei
cicluri de sedimentare: ciclul Paleogen, Ciclul Burdigalian -Sarma țian și ciclul Sarma țian-
Pliocen (Ma țenco, 1997 a). Fiecare din aceste cicluri de sedimentare are caracteristi litologice
specifice , după cum urmeaz ă:
Ciclul Paleogen constă din depozite tipice unei transgresiuni ce revin Eocenului,
Oligocenului și Eomiocenului. Eocenul se de zvoltă în facies litoral – conglomerat și într-un
facies de larg grezos – argilos ; rar apar și faciesuri calcaroase (Mutihac 20 07). Oligocenul se
prezintă sub forma unui facie s litoral cu conglomerate, marne și argile negricioase, un facies

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
34 argilo – bituminos spre est în bazinul Argeșului și un facies grezos – nisipos în sudul
Depresiunii Getice. Eomiocenul include conglomerate, gresii în alternan ță cu marne și
intercala ții de anhidrite (Mutihac et al., 2007).
Ciclul Burdigalian – Sarma țian indic ă o altă transgresiune major ă care prezint ă două
faciesuri , unul de margine (grosier ) și altul de larg (psamito -pelitic ) (Mațenco , 2007 a).
Ciclul Sarma țian – Pliocen a condus la individualizarea Depresiunii Getice ca unitate
geostructural ă (Mațenco , 2007 a). Depozitele au caracter marnos și grezos nisipos, argilo –
nisipos.
Dezvoltarea ulterioară a Depresiunii Getice a fost comun ă cu ceea a Platformei
Moesice.

I.1.5. Zona de nord vest

Zona de NV a României , corespun de în mare parte provinciilor geografice Crișana și
Maramureș. Din punct de vedere geologic, acest areal este alcătuit din unit ăți tectonice
distincte aparținând zonei de NE a Depresiunii Panonic e, zonei de N a Carpaților Orientali,
reprezentați prin Pienide, zona fli șului transcarpatic și extremitatea nordic ă a lanțului vulcanic
neogen, precum și a Bazinului Transilvaniei.

Fig.I.7 . Harta tectonic ă a teritoriul ui din nord vestul României (compilat dup ă Dumitrescu și Săndulescu , 1970,
Visarion et al., 1977, 1988). Liniile mov reprezintă falii crustale majore

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
35 În Fig. I.7. sunt prezentate principalele unit ăți tectonice din acest areal .
Zona Maramureș , este localizat ă la interiorul Carpa ților Orientali, în apropiere a
tranziți ei cu Carpații Vestici . Are în componență (în terminologi e tectonic ă a domeniului
Carpato – Panonic ) Blocului Tisza sau Unitatea de Bihor , partea ei de nord -est dezvoltare
nordică a blocului Dacia (p ânzele Bucovinice). Deformări alpine au început cu faza austric ă (
finalul Cretacicului inf erior ) și au continuat până în faza laramică ( sfârșitul Cretacicului
superior ) (Săndulescu 1981, 1984). Peste contactul dintre blocurile Tisza și Dacia și
rămășițele ofiolitice ale zonei de sutur ă dintre cele dou ă, se depune discordant sedimente le
Cretacic superioare – Paleocene. Blocurile Tisza și Dacia, au fost încălecate de către Pienide
(Burdigalian ), zona extrem estică a blocului Alcapa (Schmid et al., 2008) . Pienidele sunt
alcătruite din încălecări externe : cum ar Petrova, Leordina și pânzele de Wildflish și încălecări
interne : pânza de Botiza (Schmid et al., 2008) .

Fig. I.8. Harta tectonic ă a Maramureșului , după Schmid et al., 2008.

Structură tecton ică cea mai importantă a zonei, e ste de sistemul de Bogdan Vodă –
Drago ș Vodă, care este un sistem teconic cu falii de strike -slip, senestre cu o directie vest-est.
Înspre partea vestic ă, Falia Bogdan Vod ă afectează atât sedimentele acoperitoare a le

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
36 blocuri lor Tisza – Dacia , Pienidele , fiind acoperit ă de sedimente vulcanice de vârstă Miocen.
Falia Drago ș – Vodă, la est, reprezintă limita nordic ă a horstul ui Rodna (Fig.I.8), un corp
cristalin cu form ă de horst , constituit din p ânzele Bucovinice (Diaconescu e t al., 2016a) .

I.1.5.1 Geologica și tectonica de ansamblu a Pienidelor

La nord de fractura nord -transilvan ă, sutura majora tethysiana (reprezentat ă la sudul
fracturii de domeniul Transilvanidelor) este decalat ă spre vest , unitățile cu ofiolite nu mai
aflorează sau sunt extrem de rare, iar tectogenezele cretacice sunt dublate și de tectogeneze
miocene. Poziția pe care Transilvanidele o au între Dacidele interne și Dacidele mediane este
urmată la nord și vest de fractura nord -transilvan ă, de către Pienide care se situează , în partea
de nord a Carpaților Orientali ( Maramureș și Ucraina subcarpatic ă), între aceleași două mari
ansambluri de unit ăți de soclu continental (Krezsek et al., 20 06).
Una dintre tr ăsăturile fundamentale care caracterizează Pienidele e ste dubla
tectogenez ă, cretacic ă și miocen – inferioar ă. Ambele faze au produs structuri importante,
determin ând o scurtare a crustei. Tectogeneza Miocen ă a atenuat într-o oarecare m ăsură
efectele fazelor cretacice, antren ând elementele deja deformate în structuri de tipul pânzelor
de șariaj , sau acoperind unele structuri prin încălecarea celor situate mai la interior (Lorinczi
et al., 2010) .
Cel mai important și mai specific element al Pienidelor este reprezentat de zona
klippelor pienine. Pe l ângă aceas ta, ele mai cuprind structuri situate la exteriorul zonei,
aparținând Pânzei de M ăgura din Carpații Occidentali și echivalen ței acesteia dinn Carpații
Orientali , și anume Pânza de Petrova ( Săndulescu , 1972, 1975).
Except ând cele dou ă extremit ăți (Alpii Ori entali și Munții Lăpușului), zona klippelor
pienine se prezintă ca un cordon îngust (2 – 20 km lărgime și 900 km lungime) , cu caracter
continuu. Structura tectonic ă a acestei zone prezintă aspecte particulare , determinat e de
existen ța a dou ă grupuri litolo gice cu competen țe mecanice complet diferit e: klippele,
competente, constituite mai ales din roci calcaroase, și cuvertura lor, constituit ă din
formațiuni mai plastice, marnoase, argiloase și de tip fliș . Deformarea acestor dou ă grupuri
litologice împreună , precum și etirarea întregii zone în sens longitudinal au creat aspectul
structural și morfologic cunoscut în prezent . La alcătuirea klippelor pienine iau parte
succesiuni litostratigrafice foarte variate ; pentru intervalul Jurasic -Cretacic s-au putut stabili
mai multe serii (litofaciesuri) principale și o sum ă de succesiuni cu caractere de tranziție între
acestea dou ă. Principalele litofaciesuri ce se întâlnesc în zona klippelor pienine din Slovacia și

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
37 Polonia (Andrusov, 1964, 1908; Andrusov et al, 1973 ; Birkenmajer, 1970, 1977),
caracterizând zone paleotectonice cu funcții specifice, sunt, în sensul reconstituirilor
retrotectonice, de la nord spre sud ( Fig. I.8):
– Grajcarek sau Măgura , cu depozite jurasice și cretacice inferioare foarte condensate și
cu dezvoltarea unui fliș vărgat în Cretacicul superior și a unei secvențe grezoase masive în
Senonianul superior (gresia de Jarmuta, cu discondan ță în bază);
– Czorsztyn, av ând caracterul unui rid (geanticlinal) în care predomina secvențele
calcaroase neri tice de ap ă puțin ad âncă, iar în Cretacicul superior dezvoltarea faciesului
marnelor roșii de Puchov;
– Pieniny -s. str. (Kysuca, Branisko, cu predominarea secven țelor pelagice și cu
dezvoltarea unui fliș cretacic superior cu intercala ții de conglomerate ( conglomeratele de
Upohlav);
– „ridul exotic ”, cu func ția de cordilier ă ce furnizeaz ă material detritic grosier
secven țelor conglomeratice sau brecioase cunoscute în depozitele cretacice inferioare și
superioare din fosele adiacente, în constitu ția sa intrând și roci ofiolitice alpine;
– Manin, cu caractere apropiate de cele ale Tatridelor și cu dezvoltarea caracteristic ă a
unui fliș grezo -șistos în Albian, discordant pe calcare urgoniene.
După deform ările cretacice ale acestor zone izopice în domeniul klip pelor pienine s -au
acumulat serii de fliș cu precădere de vârstă eocen ă. Dintre acestea , cea mai important ă este
fosa cu poziția spațială cea mai extern ă, corespunzătoare Pânzei de Măgura , șariată spre
exterior în Miocenul inferior (Diaconescu et al., 2016 a).
Prezentarea succint ă a constitu ției și evolu ției zonei klippelor pienine este necesar ă
pentru a putea înțelege mai bine alc ătuirea și evoluta Pienidelor maramureșene . În aceast ă
zonă, elementele structurale care p ot fi cel mai ușor comparate cu zona k lippelor pienine s unt
solzii frontali din p ânza Botizei (sensu lato). Corpul principal al acestei pânze (Pânza Botizei
s. str.), într-o pozi ție superioar ă și în consecin ță mai intern ă, ar apar ține tot zonei pienine.
Aceste elemente structurale afloreaz ă la sud de o important ă fractur ă (Falia Bogdan Vod ă —
Săndulescu, 1976), la nord de care Pienidele s unt reprezentate în afloriment de o alt ă unitate,
și anume de Pânza de Petrova, corespunz ătoare Pânzei de M ăgura.
Atât Pânza Botizei, cu solzii ei frontali, cât și Pânza de Petrova se încadreaz ă într-o
zonă mai larg ă, numit ă "zona flișului transcarpatic ", care, pe l ângă unitățile Pienidelor, mai
cuprinde și forma țiunile sedimentare post -tectogenetice ale Dacidelor mediane, în spe ță ale
zonei cristalino -mezozoic e a Carpa ților Orientali (Schmid et al., 2008) . Peste aceast ă
cuvertur ă, care reprezint ă un neoautohton, sunt șariate pânzele de cuvertur ă ce alc ătuiesc

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
38 Pienidele, șariaj de vârstă intraburdigalian ă (tectogeneza stiric ă veche), contemporan cu cel al
Moldavi delor interne.
În fața pânzei Botizei se individualizeaz ă încă o unitate șariat ă, și anume p ânza
wildflyschului, care poate reprezenta de asemenea un element structural al Pienidelor (Schmid
et al., 2008) .

Pânza Botizei
Unitatea din partea frontal ă în car e sunt înglobate klippele de tip pienin de la Poiana
Botizei a fost definit ă ca Pânza Botizei . În cadrul Pânzei Botizei s.l. se pot distinge dou ă
unități tectonice distincte, și anume corpul principal al pânzei sau Pânza Botizei s.str . și
respectiv solzii frontali care pot fi compara ți cu zona klippelor pienine propriu -zisă
(Săndulescu, 1980a).
Solzii frontali și klippele de tip pienin de la Poiana Botizei . În constitu ția solzilor
frontali intr ă două elemente inegal dezvoltate areal, pe de o parte klippel e aflor ând
discontinuu și, pe de alt ă parte, depozitele senonian – eocene ce formeaz ă solizii propriu -ziși.
Sub acest aspect exist ă două categorii de structuri imbricate: cele proprii klippelor, care sunt
prepaleogene, și cele care determin ă repetarea succ esiunilor senonian -paleogene (Diaconescu
et al., 2016a) .
Pentru a putea plasa succesiunile litostratigrafice ale klippelor de la Poiana Botizei ,
Săndulescu et al., (1982) subliniază că:
– grosimea redus ă a depozitelor jurasice superioare și cretacice infe rioare se datoreaz ă
în primul rând condens ărilor stratigrafice și numai în mic ă măsură întreruperilor în
sedimentare, în fapt fiind pus ă în eviden ță o singur ă lacun ă la nivelul Hauterivianului și/sau al
Barremianului;
– în succesiunea depozitelor cretaci ce superioare nu se intercaleaz ă nivele grosiere, în
schimb intervalul corespunz ător Turonianului este marcat de o extrem de important ă
condensare sau chiar de o lacun ă de sedimentare ;
– caracterul depozitelor care constituie succesiunea klippelor est e predominant pelagic ă,
domeniul lor de sedimentare fiind de tip fos ă geosinclinal ă;
– prezen ța tufitelor mafice cu elemente de bazalte variolitice și hyalobazalte
palagonitice la baza succesiunii jurasice superioare, a radiolaritelor și a numeroaselor
accid ente silicioase , ca și abunden ța fragmentelor de roci bazice din calcarele detritice
oxfordian – kimmeridgiene arat ă că în cuprinsul sau în vecin ătatea domeniului de sedimentare
aveau loc efuziuni submarine.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
39 Pânza Botizei s. str. Corpul principal al Pânzei Botizei s.l. este caracterizat de o
succesiune litostratigrafic ă dominat ă de dezvoltarea pe mai multe mii de metri grosime a
depozitelor de fliș eocene. Fondul depozi țional general al acestuia este un fliș de tipul
stratelor cu hieroglife, în mijlocul c ăruia (Lute țian) se individualizeaz ă un pachet de fliș
grezos grosier, pe alocuri fluxoturbiditic (gresia de Secu) . În raport cu solzii frontali, fosa de
sedimentare corespunz ătoare Pânzei de Botiza str. este mult mai activ subsident ă. Solzii
frontali au ocu pat în timpul Paleogenului o pozi ție anticlinal ă, mai slab subsident ă, în parte cu
sedimentare pelagic ă (Mutihac 2007) .

Pânza Wildflishului
La sud de Pânza Botizei și încălecând depozitele miocene inferioare ale cuverturii
post-tectogenetice ale Dacide lor mediane a fost identificat ă (Mutihac, 2007 ) o p ânză de
cuvertur ă denumita Pânza Wildflyschului, deoarece forma țiuni de acest tip se dezvolt ă la mai
multe nivele în cadrul Eocenului. Spre deosebire de Pânza Botizei , Pânza Wildflyschului
cuprinde și dep ozite mai noi dec ât Eocenul, și anume forma țiuni de fli ș grezos asem ănător cu
gresia de Borșa de v ârstă oligocen – miocena inferioar ă (Dicea et al., 1980 ; S ăndules cu ,
1980).

Pânza de Petrova

Flișul de Petrova, care afloreaz ă în bazinul inferior al V ăii Vișeului a fost considerat
mai întâi ca form ând un bloc ridicat (blocul Petrova), înconjurat de falii dispuse ortogonal
(Patrulius, 1950) . Contactul tectonic de încălcare ce -l mărginește la exterior a fost figurat
prima dat ă pe harta geologic ă la scara 1 : 200 000, foaia Vișeu. Integrarea flișului de Petrova
într-o unitate șariat ă aparținând Pienidelor (Dumitrescu, S ăndulescu, 1970) a permis
paralelizarea acesteia cu Pânza de M ăgura (S ăndulescu, 1972, 1975, 1980a).
Pânza de Petrova este constituit ă din dou ă secven țe groase de fliș, suprapuse, și anume
flișul de Petrova și gresia de Str âmtura (Motaș, 1956). Prim a secvență este un fliș de tipul
stratelor cu hieroglife, cu intercala ții de gresii masive și nivele discontinue de argile roșii
resedimentate (S ăndulescu , 1984) de v ârstă lutețian (superior) – priabonian inferior ; cea de a
doua secvență reprezintă un fliș grezos în parte, fluxoturbiditic , priabonian, asem ănător
gresiei de M ăgura.
Solzul Leordina . În partea frontal ă a Pânzei de Petrova se individualiz ează
(Săndulescu et al., 1981) o subunitate independent ă a cărei constitu ție difer ă de cea a corpului

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
40 principal al p ânzei. Aceast ă subunitate, denumit ă solzul Leordina, este constituit ă din doi
termeni. Cel inferior este un fliș marnos – grezos, cu interca lații de marne și argile roșii și de
„roci oligoceniforme" (marne de Lacko, caracteristice domeniului pânzei ele M ăgura), de
vârstă paleocen – priabonian ă. Termenul superior este un fliș grezos (gresia de Voroniciu –
Motaș, 1956) oligocen (Dice a et al., 1 980; S ăndulescu 1984).

Cuvertura Post -tectogenetica a Dacidelor Mediene

Cea mai spectacular ă dezvoltare a cuverturii post -tectogenetice a Dacidelor mediane
(și a p ânzelor transilvane) se individualizează în nordul Carpa ților Orientali rom ânești, în
zona flișului transcarpatic. Ea este p ăstrată de eroziune în Mun ții Bârgăulul, Mun ții
Țibleșului, bazinele v ăilor Vișeu, Țib ău și Ruscova . În aceasta arie, cuvertura post –
tectogenetic ă debuteaz ă cu forma țiuni conglomeratice cenomaniene (sau vraconian –
cenoma niene), urmate de depozite , în general marnoase , turonian – senoniene. Dup ă o lacun ă
corespunz ătoare unei p ărți a Paleocenului și a Eocenului Inferior, al doilea ciclu de
sedimentare al cuverturii post – tectogenetice cuprinde forma țiuni epicontinentale sa u
conglomeratice eocene, depozite de wildflysch oligocen și forma țiuni de fliș oligocen –
miocen inferior (Szasz, 1976; Dicea et al., 1980).
Caracteristic cuverturii post – tectogenetice din zona flișului transcarpatic este faptul
că ea este deformat ă înaintea Miocenului mediu (Badenianului), odat ă cu șariajul p ânzelor
aparținând Pienidelor. Fracturarea major ă care a afectat zona flișului transcarpatic dup ă
desăvârșirea șariajelor eomiocene ale unit ăților pienidice a determinat formarea unui graben
major : grabenul s ătmărean, situat între Falia Bogdan Vod ă la nord și Falia Nord-transilvan ă
(Preluca) la sud . În interiorul acestui graben, mai multe trepte dirijate paralel sau oblic în
raport cu cele dou ă fracturi majore îl compartimenteaz ă în blocuri ale căror configura ție și
fractur ări marginale au fost importante pentru distribuți spațioală a magmatismului neogen.
Grabenul s ătmărean își găsește par țial corespondentul în grabenul Szolnok de pe teritoriul
Ungariei, din subasmentul Depresiunii Panonice (Sandulesc u, 1984) .

I.1.5.2. Evoluția tectonic ă Miocen -Acutal a Pienidelor

Tischler et al., 2007 a u identificate următoarele faza majore de deformare:

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
41 1. Inc ălecarea Pienidelor ( spre SE ) în Burdigalianul inferior. Principala trăsătură a
acestei încălecări este z ona de forfecar e, punerea în loc a pânzelor . Direcția încălecării a fost
NV – SE și a avut loc pe falii din apropierea zonelor de forfecare (Fig.I.9a) .
2. Extensia din Burdigalianul superior , pe o direcție NE-SW. Extensi a este
caracterizată de f alii no rmale cu orienta rea NV-SE. În partea sud vestică a Masivului Rodna ,
falii normale care aparțin pânzelor Bucovinice afectează unitățile de fundament ce aparțin
pânzelor Bucovinice , cât și stratele oligocene . Cinematica indic ă o extensie orientat ă NE-SV,
cu componente de strike -slip (Fig I.9.b).
3. Structuri le post-Burdigaliene . După p unerea în loc a Pienidelor a urmat un episod
de formarea de falii extensional e; In această perioadă , mișcările de tip strike -slip în lungul
sistemului Bogdan Vodă – Drago ș Vodă au fost împărțite într-un regim transpresiv (inițial) și
care a fost urmat de unul transtensiv.

Fig. I.9 . Cinematica și structurile legate de faza de deformare Burdigalian ă. a) încălecarea de vârst ă Burdigalian
inferior spre SE a Pienidelor; b) faza d e extensiune NE -SV de vârstă Burdigalian superior (Tischler et al., 2007)

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
42 – Regimul transpresiv . Este sugerat de formarea cutelor cu axa orientat ă NV – SE (fig
I.10.a). Caracteristic acestui regim este preluarea structurilor existente în cadrul cutărilo r ce au
avut loc cu ocazia punerii în loc a pânzelor. Tipul dominant de faliere este fali erea invers ă
orientat NV – SE, apar însă și falii transpresive orientate E – V.
– Regimul transtensiv . Acestui regim este caracterizat de f aliile strike -slip cu orien tare
E – V, cât și de faliile normale orientate NE – SV (fig I.10.b ). Deformațiile sunt decro șările
seneste , însoțite de componente normale . În zona estică a sistemului de falii Bogdan Voda –
Drago șVodă, apar faliile normale , orienta te NE – SV, cu component e laterale . In lungul Faliei
Preluca , regimul transtensiv deformeaz ă încălecările precedente.

Fig.I.10. Cinematica și structurile legate de activitatea post -Burdigaliana (16 -10 Ma) a faliilor Bogdan Vod ă și
Drago ș Vodă: a) transpresiune, b) transtens iune (Tischler et al., 2007).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
43 I.1.6. Orogenul Munților Apuseni

Munții Apuseni reprezint ă un masiv izolat în interiorului arcului carpatic, format din
cute complexe și centuri șariate formate în perioada Cretacic ă, urmarea a interac țiunilor dintre
mai multe micropl ăci separate de ramurile oceanului Tethys (Balintoni, 1998).
O reconstruc ție palinspastic ă făcută de Balintoni (1998) ia drept componente ale
modelului marile cratoane ale Eurasiei și Apulian (African), microcontinentele Euxinic, Getic
și Preapulian, și ramurile Tethysiene mezozoice Vardar, Transilvania, riftul dacidic extern și
Meliata . În timpul perioadei de convergen ță, riftul dacidic extern a fost subdus sub cratonul
Getic, riftul Transilvan sub cratonul Preapulian iar ramura Meliatic ă sub cratonul Apulian
(Fig.I.11 ). Perioada de coliziune a început în Cretacicul inferior între cratonul Getic și cap ătul
vestic al cratonului Euxinic ; în Albian (Cretacic inferior) s -a închis ramura estic ă a Tethysului
Transilvan iar ramura Meliatic ă și-a încetat activitatea probabil în Jurasicul superior.
Convergen ța între cratoanele Euxinic și Getic și între placa Eurasiatic ă și cratonul Getic a
continuat p ână în Sarma țian (Neogen), iar între cratoanele Getic și Preapulian p ână în
Turonian (Cretacic supe rior). Convergen ța a operat episodic fiind ac ționat ă de mișc ările dintre
continentele Apulian și Eurasian.
Mun ții Apuseni au în alc ătuire dou ă grupe de unit ăți tectonice: Transilvanidele și
Apusenidele ( în linii mari , Dacidele interne, dup ă Săndulescu, 19 84), formate în timpul
coliziunilor Cretacice și desăv ârșite în perioada Ter țiară (Fig. I.12). În timpul coliziunii
Tethysului Transilvan sub cratonul Preapulian s -a format un arc insular și un bazinul marginal
back -arc. Ulterior, în timpul coliziunii crat oanelor Getic și Preapulian , arcul insular și bazinul
marginal au fost obduse form ând Transilvanidele. Continuarea convergen ței a dus la
forfecarea marginii Tethysiene a Preapulian în sistemul de p ânze de fundament cratonului
Biharia.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
44

Sistemul de Pânze de Biharia s -a deplasat peste sistemul P ânzelor de Codru – pânze
suprașariate , predominant de cuvertur ă, forfecate , din marginea Meliatic ă a cratonului
Preapulian. Converge nța din Cretacicul superior a avut ca rezultat o subduc ție însoțită de un
vulcanism calco -alcalin (banatite), care a str ăpuns marginea Tethysiana a cratonului
Preapulian . În timpul perioadei Ter țiare, cartonul Preapulian a fost divizat de c ătre zona de
forfecare Medio -Ungar ă în NV de blocul Alcapa și în SE de blocul Tisa. Extensia s incron ă a
blocului Tisa a generat vulcanismul extensional Ter țiar din Mun ții Apuseni. Authothtonul de
Bihor este amplasat sub întregul edificiu de șariere (Balintoni 1998) .

În grupa Transilvanidelor din Mun ții Apuseni intr ă Metaliferii Simici, Fig.1. 12
Pânzele Metaliferilor Simici sunt p ânze de obduc ție alc ătuite din roci magmatice atribuite
unor complexe ofiolitice și din sedimente mezozoice (S ăndulescu, 1984). Fig.I.11 . Reconstrucția palinspastică a spațiului
Alcapa în Eocenul inferior.
1. bazin de fliș Terțiar;
2. marginea plăcii Eurasia;
3. sutura Tethysiană Transilvană;
4. sutura Meliatică;
5. granița cratonului Euxinic;
6. sutura Vardar;
7. frontul Ca rpatic extern;
8. frontul suprașariat al cratonului Getic;
9. frontul Generidelor și al Pânzelor de Codru;
10. frontul Pânzelor de Biharia;
11. frontul Transilvanidelor;
12. zonă de forfecare;
13. B. Sistemul Pânzelor de Biharia;
14. C. Sistemul Pân zelor de Codru;
15. T. Transilvanide;
16. PC. falia Peceneaga -Camena;
17. ODR riftul dacic extern
(Balintoni, 1998).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
45

Dacidele Interne din Apuseni (Apusenidele septentrionale + Metaliferii Sialici)
cuprind pânze de soclu continentale, formate din roci cristaline (metamorfice sau granitice) și
acoperite de depozite Mezozoice sau Permian – Mezozoice. Principalele unit ăți sunt: unitatea
de Bihor ( în pozi ția cea mai de jos a stivei de p ânze), Sistemul P ânzelor d e Codru și Sistemul
Pânzelor de Biharia (S ăndulescu, 1984).

I.I.7. Bazinul Panonic

Depresiunea Panonic ă este prezent ă pe teritoriul Rom âniei în partea de vest a țării, fiind
limitat ă la N, E și SE de Munții Carpați , spre S de Alpii Dinarici și spre V de Alpii Sudici și
Estici. Depresiunea Panonică a fost consolidat ă în urma mai multor cicluri orogenice
protero zoice și paleo zoice și ulterior a celui alpin, căpătând un caracter eterogen care va fi
afectat de mișcările disjunctive neogene ce au condus în final la formarea depresiunii în sine. În
timpul Miocenului , zona intra -Carpatic ă a fost caracterizat ă de o istorie complex ă a subsiden ței,
strâns legat ă de evolu ția tectonic ă a Lan țului Alpino – Carpatic și a Dinarizilor. Rela țiile
spațiale și temporale între scurtarea din sistemul cutat și subsiden ța din regiunea intra -Carpatic ă
arată că cele dou ă fenomene sunt legate și fac parte din același sistem dinamic.
În evolu ția sistemului alpin trebuie s ă luăm în considerare c ă inițierea și finalul
deform ărilor c ontrac ționale de -a lungul lan țului cutat sunt heterocrone, din ce în ce mai tinere
spre E și S (Săndulescu , 1988; Royden, 1988). Fig.I.12. Schița tectonică generală a Munților
Apuseni.
Legendă:
1-Transilvanide;
2-Sistemul Pânzelor de Biharia;
3-Sistemul Pânz elor de Codru;
4-Unitatea Autohtonului de Bihor;
5- Vulcanism Neogen;
6-Banatite Cretacic superior;
7- Granitoide ale arcului Eocretacic;
8-limita magmatitelor;
9-frontul Transilvanidelor;
10-suprașariere Pre -Gossau;
11-Șariajul Terțiar de Meseș;
12-transgresiune;
13-sensul de transport tectonic
(Balintoni, 1998).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
46 Concomitent cu ultimele faze de deformare din Arcul Carpatic și dup ă ele se deschid în
regiunea intra -Carpatic ă o serie de bazi ne, mai mult sau mai pu țin individuale, (Horvath și
Royden, 1981; Horvath și Rumpler, 1982).

Fig.I.1 3. Harta structural ă a fundamentului Bazinului Panonic (Visarion și S ăndulescu, 1979)

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
47
Fig.I.14. Harta tectonic ă a Bazinului Panonic cu sisteme majore d e falii neogene (dup ă Horvath și Rumpler,
1988)

Procesul a fost însoțit de activitate vulcanic ă intens ă, mai ales în partea de nord a
Depresiunii Panonice, în Carpa ții Orientali și în Mun ții Apuseni.
Istoria subsiden ței în Bazinul Panonic se împarte în trei intervale, în func ție de
mecanismul dominant al subsiden ței:
a. Oligocen superior – Miocen inferior, „escape tectonic ” și colaps gravita țional;
b. Miocen mediu, perioada sin -rift;
c. Miocen superior – Actual, perioada post -rift.
a. Oligocen superior -Miocen inferior, pre -rift
Domeniul panonic a fost c aracterizat de tectonica de expulzare lateral ă și colaps
gravitațional .
b. Miocen mediu, sin -rift

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
48 Principalul mecanism de subsiden ță a fost extensiunea , împreună cu tectonica de tip
decroșare. în Ottn angian -Karpatian a inceput e xtensiunea și falierea normal ă și au continu at
până în Panonianul inferior
Structura existent ă este marcată de un sistem de falii de trike slip (cu carater de
decroș ăre), cu falii normale și inverse asociate (Ratschbacher, 1991; Linzer, 1995; Nemeș,
1995). Sunt prezente două sisteme majore: dextre, cu o orientare NV – SE și senestre , cu o
orientare NE – SV. Unele decroș ări au rol de falii de transfer care asigură legătura între zone cu
diferite direc ții și intensit ăți ale tensiuni i (Tari, 1992) .

c. Miocen superior -actual, post -rift
În Neogenul superior bazinele sistemului panonic se unesc form ând o zon ă cu
subsiden ța uniform ă, în tot cuprinsul . In zona de est si de vest , sedimentele depuse după
miocen ul medii dep ășesc 2500 m grosime, în timp ce în zona central ă ajung la maximum 1500
m (Korossy, 1970). Sedimentele cuaternare care ajung la 300 m grosime pe marginea bazinului,
și fiind mai sub țiri spre centru, marchează o subsiden ță puternic ă pe margini (Stegena, 1975).
In aprtea te rminala a perioadei sin -rift se manifestă o faz ă compresional -transpresional ă
care conduce la conturarea bazinului sedimentar Panonic (sfârșitul Sarma țianului ). In timpul
Pannonianului inferior, are loc o subsidență în intregul bazin. Astfel intregul bazin este acoperit
de apă (Kazmer, 1990).
Urmează încă fază compresional ă, Pliocen superior – Cuaternar ă care întrerupe
subsiden ța termal ă post-rift (Horvath și Cloetingh , 1996 ). Structurilor compresionale care se
formează acum sunt însoțite de subsiden ța Câmpiei Mari din Ungaria . Acum se pot identifica
atât falii compresionale cât și structuri de inversiune în sedimentele post -rift.

Stratigrafia Depresiunii Panonice (după hărtile geologice 1:200.000, foile 15
(Sanicolaul Mare), 16 (Arad), 23 (Jimbolia), 24 (Timișoara) și 31 (Reșița)

Pe teritoriul rom ânesc, în subasmentul Depresiunii Panonice se regăsește prelungirea
spre vest a elementelor structurale carpatice aparținând Autohtonului de Bihor, Sistemul
Pânzelor de Codru și Pânzei Supragetice a coperite de diverse formațiuni care aparțin ciclurilor
de sediment are. Astfel se pot identifica : fundamentul propriu -zis, învelișul sedimentar mezozoic
și învelișul sedimentar neozoic -cuaternar.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
49 Fundamentul cristalin , cunoscut prin foraje, prezint ă două tipuri de șisturi cristaline :
prehercinice și hercinice.
Fundamentul prehercinic se prezintă sub forma grupei șisturilor cristaline
mezometamorfice cu micașisturi, paragnaise, gnaise cuar țo-feldspatice și cuar țite feldspatice și
respectiv grupa șisturilor epimet amorfice cu șisturi cristaline sericitoase, cuar țoase, cloritoase
precum și șisturi amfibolice și grafitoase.
Fundamentul hercinic este epimetamorfic și este reprezentat prin șisturi în faciesul
șisturilor verzi, șisturi sercito -cloritoase cu intruziuni d e metadiorite, metagabrouri și
metadacite . În cadrul fundamentului hercinic , în foraje au fost interceptate masive granitice.
Fundamentul cristalin și magmatitele asociate au fost acoperite de o cuvertur ă
sedimentar ă rezultat ă în urma ciclurilor transgresi une-regresiune.

Învelișul sedimentar mezozoic

Permianul corespunde etapei post paroxismale a orogenezei hercinice și cuprinde
depozite grosiere (conglomerate, diferite tipuri de gresii, brecii) , molas sa hercinic ă, la care este
asociat material magmatic acid și bazic.
Triasicul se dezvolt ă pe suprafe țe întinse și este cunoscut sub forma unor calcare,
dolomite , conglomerate, șisturi argiloase, nisipoase, microconglomerate.
Jurasicul se dezvolt ă și el pe suprafețe întinse , ca și Triasicul și este prezent sub forma
unor formațiuni detritice de tip gresie, calcare, marne, șisturi argilo -marnoase.
Suitele ofiolitice se reg ăsesc în Depresiunea Pan onică ca urmare a deschiderii în
Jurasicul inferior a unui rift continental formând actualmente o mas ă dezvoltat ă paralel cu Valea
Mureșului pe o lungime de 190 km și o lățime de până la 40 km. Suitele ofiolitice se regăsesc
sub forma a trei complexe: complexul tholeitic (bazalte, intruziuni gabroice, aglomerate
vulcanice intercalate în curgeri de lave) de vârstă juras ic mediu+jurasic superior ; complexul
calco -alcalin format din bazalte, andezite, dacite, riolite și piroclast ite, de v ârstă
malm+neocomian. Acest complex cal co-alcalin a apărut în urma unui proces de subduc ție iar
complexul spilitic cu curgeri de lav ă și piroclastite de v ârstă barremian -apțian reprezint ă faza
finală a magmatismului ofiolitic.
Cretacicul este grosier, sub forma unor gresii calcaroase , conglomerate în facies de fli ș
cu microconglomerate, gresii și marne, gresii fosilifere și calcare și uneo ri pel itice, sub form ă
de marne, argile, argilite .

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
50 La sfârșitul cretacicului are loc o activitate magmatic ă ca urmare a mișcărilor laramice
desfășurat e în intervalul senonian -paleogen. Magmatismul laramic repre zintă actul final în
aranjamentul structural atât a Depresiunii Panonice c ât și a Munților Apuseni și Carpaților
Meridionali care ulterior au evoluat ca zone relativ stabile.
Magmatismul laramic este cunoscut în foraje sub forma unor corpuri intruzive cu
granodiorite și diorite cu biotit.

Sedimenta rul Neozoic -Cuaternar

Această suită sedimentară d ebuteaz ă cu Eocenul care este cunoscut numai în partea
nordic ă a Depresiunii Panonice, sectorul rom ânesc, în Maramureș în cadrul unit ăților de Botiza
și Lăpuș. Este prezent sub forma unor marne, argile cu sericit , calcit, gresii și argilite.
Neogenul începe cu sediment area depozitelor de v ârstă miocen ă inferioar ă, sub forma
unui complex constituit din marne grezoase, cu intercala ții de gresii silicioase și marnocalcare.
Badenianul prezint ă o dezvoltare largă și grosimi variabile de p ână la 700 -800 metri.
Este cunoscut sub forma unor conglomerate, microconglomerate, gresii grosiere , iar spre partea
superioar ă conține marne, argile cu intercala ții de tufite dacitice și gresii tufogene.
Sarma țianul urmeaz ă în continuitate de sedimentare, marc ând extinderea maxim ă a
bazinului Depresiunii Panonice , dar cu un volum redus de sedimente și se prezint ă sub forma a
două faciesuri dominante: unul detritic, reprezentat prin microconglomerate, gresii, nisipuri,
argile , marne – uneori cu intercala ții de calcare, și un facies carbonatic care ocup ă o suprafa ță
mai restr ânsă în compara ție cu cel detritic și este reprezentat prin calcare și , subordonat , calcare
clastice.
Meoțianul a fost interceptat în foraje și se prezintă sub forma unor gresii și microgresii,
marne nisipoase și argiloase, marnocalcare.
Sedimentele de vârstă P onțian – Dacian ating grosimi de până la 3000 metri , fiind etajul
structural cu cea mai mare extindere . Aceste formațiuni conțin marnocalcare, depozite de tritice,
gresii și microgresii, conglomerate, argile, argile calcaroase, nisipuri.

I.1.8. Geologia și tectonica Bazinului Transilvaniei

Bazinul Transilvaniei reprezint ă un bazin de sedimentare post Cenomanian dezvoltat
pe pânzele de fundament din Cretac icul mijlociu (Krezsek et al., 2006).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
51 Acceptând idea c ă Orogenul Carpato -Balcanic a rezultat din evolu ția a patru
paleozone de rift: transilvan ă, central -carpatic ă, vest carpatic ă și trans -carpatic ă, spa țiul
transilvan p ână la sfârșitul Jurasicului mediu aparținea și evolua în cadrul plăcii Transilvano –
Panonice , individualizarea petrec ându-se dup ă apari ția riftului sud -apusean care a condus la
divizarea Micropl ăcii Transilvano -Panonice în blocul Transilvan și blocul Panonic (Mutihac
et al.,2007).
Accept ând aceast ă evolu ție, fundamentul Bazinului Transilvan (Fig.I.1 4) este comun
cu cel al estului Depresiunii Panonice, preter țiar, și const ă din unit ăți paleozoice cristaline :
micașisturi cu grana ți, paragnaise, am fibolite și ofiolite. Cuvertura sedimentar ă post tectonic ă
care acoperă fundamentul cristalin este de v ârstă Triasic -Cretacic și const ă din conglomerate,
dolomite, marno calcare și calcare (Mutihac et al., 2007, Krezsec et al., 2006).

I.1.8.1. Stratigrafia depozitelor neogene
Spațiul transilvan începe să funcționeze ca bazin de acumulare la sfârșitul Cretacicului
și până în Miocenul mediu (Kr ezsek et al., 2006).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
52

Fig.I.14. Harta fundamentului Bazinului Transilvaniei. Krezsek et al., 2006

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
53

Prima componen tă stratigrafic ă a secven ței Neogene, mai corect Miocen medie, este
constituit ă de complexul Tufului de Dej ( Formațiunea de Dej , Popescu 1970). Acesta
reprezintă prima secvență cu extindere la scara întregului bazin și este constituit ă din tufuri
dacitice. Excepție face partea de vest a bazinului , care este dominat ă de sedimente detritice și
carbonatice de „shelf” (Bucur și Filipescu, 1994).
Formațiunea Sării ( Formațiunea de Ocna Dejului , Meszaros, 1991) constituie
următorul termen al seriei Miocene. Vârst a formațiunii , stabilit ă pe baze micropaleontologice,
corespunde Badenianului mediu, depunerea având loc într-o perioad ă relativ scurt ă de timp ,
cuprins ă între 500000 -1000000 de ani. Mineralogic, depozitele formațiunii sunt constituite
din halit în cea mai mare proporție , dar au în compunere și gipsuri sau alabastru (Soroiu et al.,
1985) .
În prezent, aceast ă formațiune este puternic deformat ă. Grosimea medie a stratului de
sare este de 300 m, excepție făcând marginile de est și respectiv vest în care sunt p rezente
cute diapire (Krezsek et al., 2006) .
Formațiunile Badenianului superior marchează începutul uni nou ciclu de sedimentare
în tot arealul Bazinului T ransilvan iei, care durează până în Panonian . Acesta este caracterizat
de depozite detritice (argile și gresii neconsolidate), dar și de frecvente intercalații de tufuri
vulcanice și cinerite. Dintre cele mai importante, cu rol în delimitarea diferiților termeni
stratigrafici, sunt Tuful de Hădăreni și complexul tufurilor de Bor șa-Apahida -Turda
(Filipescu 1996 ) .
Secvența Badenian superioar ă (Formațiunea de Pietroasa , Filipescu 1996), ca primul
termen al acestui ciclu sedimentar, are în bază discordan ța creat ă la sfârșitul depunerii
formațiunii sării și este constituit ă în mare parte din argile și marne.
Studiul onlapurilor Badenian superioare oferă informații importante asupra dezvoltării
bazinului. Astfel , primele onlapuri au fost identificate în centrul actual al bazinului (Bazinul
Târnave), precum și în colțul de SE , separate de o arie ridicat ă. Umpler ea bazinului a avut loc
gradat, procesul de sedimentare cuprinzând tot bazinul la sfârșitul Badenianului superior
(Kreysek et al., 2006).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
54 În continuitate de sedimentare urmează depozitele Sarmațianului . Din punct de vedere
litologic , se constat ă o creștere a granulometriei sedimentelor, secvența fiind alcătuită din
intercalații de argile și gresii slab consolidate, dar și tufuri vulcanice (Mutihac et al., 2007) .
Secțiunile seismice regionale arat ă efilări ale secvenței către marginile actuale ale
bazinului, iar în partea de SE interpretarea indic ă faptul ca Sarmațianul inferior este trunchiat
de Sarmațianul superior. Acest model de sedimentare se continu ă și în Sarmațianul superior,
din punct de vedere litologic remarcându -se predominan ța nisipurilor și gresiilor (Krezsek et
al., 2006) .
Panonianul reprezintă ultima secvența păstrată în cadrul bazinului . În ciuda faptului c ă
aceste depozite au fost conservate doar în partea central ă a bazinului, grosimile mari (~1000
m) indic ă faptul c ă acesta a acoperit un a real mult mai mare. Litologic , secvența este dominat ă
de nisipuri și gresii, iar în ariile adiacente orogenului carpatic apar conglomeratele (Mutihac
et al., 2007) .
Evoluția bazinului se încheie odată cu depunerea Panonianului, secvențele următoare
fiind alcătuite din depozite de teras ă de vârstă Cuaternar ă. Depozitele Pliocene lipsesc,
acestea fiind întâlnite doar în Bazinul Panonic și în unele bazine intramontane.

I.1.8.2. Tectonica neogen ă a Bazinului Transilvaniei

Trăsătura caracteristic ă bazinului Transilvaniei în timpul Miocenului mediu -superior
este subsidența regional ă, care a avut loc pe un fond convergent generat de orogeneza
Carpaților . Deși mult timp un regim extensional a fost sugerat pentru formarea bazinului, prin
acest studiu opinăm faptul că bazinul s -a format și evoluat în urma unui regim compresional
(așa cum a fost sugerat și de către Mutihac et al., 2007) .
Este de remarcat lipsa totală a elementelor rupturale da suprafață , cele de tip plicativ
fiind abundente. In ciuda acestui lucru câteva falii mari apar în unele zone ale bazinului
Transilvaniei .
In zonele de vest și de est (Fig.I.1 5) apar cele mai mari deformări , în același timp cu
prezenta în adâncime a unor diapire. (Ionescu et al.,1986) .
Falia Odorhei (Falia F6 din fig.I.1 5) este fa lie de încălecare și situat ă în partea de SE a
bazinului Transilvaniei cu o orientare NNE – SSV. Această falie aflorează la suprafaț ă într-un
singur loc (l ângă Odorheiul Secuiesc) (Ionescu et al.,1986).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
55 Structura bazinului Transilvanieie este formată din un ități carpatice , Dacide Intene,
Transilvanide și Dacide Mediane , formate anterior Miocenului. Se remarcă două tipuri
structurale: extensional , cât și compresional.
Stilul extensional este alcătuit din structuri din partea de nord vest , zona Dej –
Someșului Mic, c ât și din partea central ă (asociate unei structuri mai vechi: Falia Sud
Transilvană ) (Ionescu et al.,1986).
În partea de nord vest (Ionescu et al.,1986) secțiunilor seismice arată prezen ța unor
falii normale , înclinate spre est . Săriturile pe aceste falii sunt de ordinul zecilor de metri în
sedimentele Miocene. În partea sudicăa Bazinului Transilvaniei , faliile au o orienta re vest –
est, iar în partea de nord au o orientare nord -sud, compartimentul de culcuș al faliei , fiind
constituit din unitățile Dacidelor Mediane . Săriturile au 100 m în Tufului de Dej și zero în
Formațiunea Sării și Badenianul Superior.
În partea de vest dominantă este Falia Alba Iulia (sau Sud Transilvan ă, F11 din
Fig.I.1 5), caracterizată ca o falie crustal ă și care poate repr ezenta prelungirea a unei structuri
din zona Transilvanide lor. Săritura pe falie este de 500 m la nivelul Paleogenului (Ionescu ,
1986).
În partea de sud vest mai există câteva falii de încălecare , ca de exemplu stru ctura de
la Alamor, vârsta acestea fi ind post-Panonian ă. În zona estică, în apropiere de Valea Oltului ,
este prezentă o alt ă falie de încălecare . Orientarea structurilor este NV -SE (Ionescu et
al.,1986).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
56
Fig.I.1 5. Hartă morfo -structural ă la nivelul fundamentului cristalin din Depresiunea Transilvaniei.
1-izobate la nivelul fundamentului dup ă date seismice; 2 -falie cu traseu sigur; 3 -falie cu traseu nesigur; 4 -falie cu
activitate vulcanic ă neogen ă; 5-linie de șariaj; 6 -conturul corpului intruziv bazic; 7 -sond ă cu ad âncimea de
interceptare a f undamentului; 8 -denumirea faliilor: F1 -falia Turda, F2 -falia Ocna Mureș, F3 -falia est M ăgoaja –
Puini, F4 -falia Ulieș -Noul S ăsesc, F5 -falia Teaca -Gălățeni, F6 -falia Beclean -Odorhei, F7 -falia Gurghiu, F8 -falia
est Transilvan ă, F9-falia Topli ța-Miercurea Ciuc, F10-falia Blaj -Rupea, F11 -falia Alba Iulia -Ucea (sud
Transilvan ă). Dup ă Ionescu et al.,(1986).

Falia Odorhei se prezint ă ca o imbricare cu inclinare mare c are afectează atât
fundamentul , cât și sedimentele Miocene. Vârsta faliei este Pliocen ă, sedimente le Panoniene
sunt afectate de deformare (Diaconescu M. , 1991) .
Tinând cont de distribuția structurilor s-au separat două zone în cadrul bazinului
Transilvaniei . Prima zon ă este alcătui tă din falii de încălecare, decolări, cute diapire și
cuprinde structuri le situate în vest, sud -vest și nord-est. A doua zonă, cu o poziție central ă și
are in cuprinsul ei falii tip „fault -propagation -folds” și simple cute.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
57 I.2. Sisteme de f alii.
I.2.1. Sistemele de falii din Estul Rom âniei (Fig.I.2)

Contactul între cele pat ru unit ăți structurale majore din Forlandul Carpaților Orientali
este materializat de falii crustale. Alte falii importante, între care unele crustale, separ ă
subunit ăți în cadrul acestor entit ăți structurale al căror soclu îl fragmentează . Din cele
prezen tate în prima parte acestui capitol vom sintetiza , în cele ce urmează, falii le importante
de pe teritoriul României.
Marginea vestic ă și sudic ă a Platformei Moldovenești de pe teritoriul României se
află în contact tectonic cu Platforma Scitic ă. Limita ves tică a Platformei Moldovenești este
dată de Falia Solca , iar limita sudic ă este materializat ă de Falia Vaslui – Cetatea Alb ă. Falia
Solca , cu traseu NV -SE urmărește aproximativ cursul Văii Moldovei, între Solca și Roman,
unde se oprește la Falia Siretului , este acoperităde pânzele Carpaților Orientali . Falia Vaslui –
Cetatea Alb ă, cu traseu NV – SE este paralel ă cu Valea Bistriței , trecând la 10 -20 km nord de
cursul acesteia și poate fi urmărita de la sud de Agapia către sud Roman, unde traversează
Siretul, trece apoi pe la Vaslui și traversează Prutul la sud de localitatea Leovo din Republica
Moldova. Soclul și cuvertura Platformei Moldovenești sunt divizate de mai multe falii
orientate N – S, NV – SE și V – E, evidențiate geofizic . În estul teritoriului Mol dovei platforma
este străbătuta pe direcția N – S de Falia Prutului , paralel ă cu acest r âu, începând de la est de
Iași până la nord de Umbrărești . Aceast ă falie decro șează Falia Vaslui – Cetatea Alb ă și Falia
Bistriței . Paralel ă cu Falia Solca, apoi conver gentă cu ea la nord de Roman se aliniază Falia
Siretului, paralela cu r âul Siret de la granița României cu Ucraina până la M ărășești. Între
cele dou ă falii se detașează din Platforma Moldoveneasc ă un bloc geologic alungit pe direcție
NV – SE, lat de 20 -25 km, care traversează granița spre nord -vest. Falia Siretului decroșează
Falia Vaslui – Cetatea Alb ă. În zona Hu și – Vaslui exist ă un compartiment ridicat delimitat de
două falii orientate N – S care provoacă denivelări de până la 250 m ale fundamentului și ale
cuverturii sedimentare. Un sistem de fracturi longitudinale, orientate NV – SE, situate la vest
de Falia Siretului provoacă afundarea rapid ă a soclului spre SV, până la Falia Solca, iar falii
transversale pe acestea provoacă afundarea spre nord a com partimentelor pe care le
delimitează . S-a constatat c ă numai fracturile dinspre marginea sudic ă și vestic ă a Platformei
Moldovenești au fost reactivate și în perioade mai noi, în timp ce în restul platformei
fracturile vechi nu au afectat cuvertura sedime ntară. Soclul platformei se ridic ă treptat spre
NE, până la zi, în timp ce către marginea sudic ă a platformei soclul se afl ă la -2000 m

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
58 adâncime . Afundarea soclului platformei către SV și SSV este mai accentuat ă la vest și sud de
Hârlău .
Limita nordic ă a Platformei Scitice de pe teritoriul României este dat ă de Falia Solca
și Falia Vaslui – Cetatea Alb ă, descrise mai sus. Limita sudic ă a Platformei Scitice este
materializat ă de Falia Trotușului , cu traseu VNV – ESE, iar de la convergen ța acesteia cu
Falia Sfântu Gheorghe limita sudic ă a platformei urmărește traseul acestei ultime falii.
Traseul Faliei Trotușului este paralel cu Valea Trotușului , de la est de Miercurea Ciuc până
la Adjud. La Adjud traversează Siretul, îndreptându -se spre Prut, pe care îl traversează la nord
de Umbrărești , trecând pe teritoriul Republicii Moldov a și al Ucrainei. Falia Trotușului pune
în contact sudul Platformei Scitice cu Platforma Moesic ă și cu Blocul Dobrogei de Nord.
Planul acestei falii retează terminația nordic ă a faliil or crustale Peceneaga – Camena și
Capidava – Ovidiu. Falia Sfântu Gheorghe , de la convergen ța cu Falia Trotușului (la est de
râul Bârlad și de localitatea Țepu ) este orientat ă NV – SE, trecând pe la nord de Frumușița
unde traversează Prutul și intră pe ter itoriul Republicii Moldova și al Ucrainei, după care intr ă
pe teritoriul Deltei Dunării , la nord de Tulcea. Urmează apoi traseul Brațului Sfântu Gheorghe
al Dunării până la localitatea Sfântu Gheorghe. In zona Deltei Dunarii această falie este
mascată de d epoyitele recente ale deltei. Liteanu et al. (1967) au trasat un traseul sinuos al
faliei, lucru care sugerează raporturi de încălecare peste Platforma Scitic ă a Dobrogei de
Nord . Falia Sf. Gheorghe este o falie dextr ă, crustal ă. Caracterul de falie invers ă reflect ă
efectul un ui stres compresiv. Falia aceasta se prelungește spre est, sub apele Marii Negre .
Platforma Scitic ă apare ca un bloc tectonic alungit pe direcție NV – SE, divizat de
falii longitudinale și transversale care au creat o tectonic ă de hor sturi și grabene. Paralel cu
marginea nordic ă a Platformei Scitice se aliniază Falia Bistriței , între sud Bicaz și nord
Fălciu . Falia Nord Dobrogean ă, paralel ă cu Falia Sfântu Gheorghe, traversează Delta
Dunării de la sud de Sulina până la Pardina, apoi suferă o inflexiune spre NV, pe teritoriul
Ucrainei și Republicii Moldova, convergând cu Falia Trotușului la Găvăneasa. Între Falia
Nord Dobrogean ă și Falia Sfântu Gheorghe se afl ă un bloc geologic, parte a sudului
Platformei Scitice .
În cuprinsul Platforme i Scitice se individualizeaz ă Depresiunea B ârladului, a c ărei
evolu ție geologic ă a început în Mezozoic. Apariția depresiunii a fost probabil controlat ă de
structurile paleozoice din Zona de Sutur ă Trans – European ă (TESZ) care au generat bazine
mezozoice ș i terțiare. Ea se g ăsește în prelungirea spre nord -vest a Depresiunii Predobrogene
localizat ă în aria Deltei Dun ării. Dup ă Cornea (1964) , geneza depresiunii a urmat
tectogenezei Chimerice, iar în Jurasic aici s -au acumulat stive sedimentare groase.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
59 Limita ei nordic ă este dat ă de Falia Bistri ței, iar cea sudic ă de Falia Trotușului,
ambele falii având caracter de decroșare senestr ă. Soclul pre -Mezozoic al depresiunii se afl ă
la cota -1000 m în extremitatea nord -estică și coboar ă spre sud -est la cota -5500 . În partea
estică, două falii orientate N – S (Falia Iași – Crasna – Adam și Falia Huși – Roșcani)
determin ă ridicarea în trepte, c ătre Prut, a fundamentului pre -Mezozoic.
În zona cea mai cobor âtă a depresiunii se afl ă Falia Murgeni – Bârlad – Nord
Pogoneș ti, orientat ă V – E. La nord de aceast ă falie depresiunea urc ă în trepte desp ărțite de
trei falii cu aceeași orientare (Cornea, 1964).

Fig.I.1 6. Harta geologic ă a Depresiunii B ârlad, la ba za Neogenului. Dup ă Gavăt et al., 1969.

Falia din axul depresiunii, numit ă Falia 16 de către Gavăt et al. (1969), este
interpretat ă ca linia dup ă care s -au sudat (la finele Paleozoicului ) structogenul hercinic de la

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
60 sud cu structogenul precambrian de la nord . În zona de jonc țiune cele dou ă struct ogene se
afund ă în trepte c ătre axul depresiunii, marcat de Falia 16 (Fig.I.17) .
Blocul Dobrogei de Nord (Fig.I.5) este constitui t dintr -un corp geologic în forma de
pană, strivit între Platforma Scitic ă la NE și Platforma Moesic ă la SV. Blocul se efilează către
terminația lui nord -vestica, în teritoriul numit Promontoriul Nord Dobrogean. Blocul
Dobrogei de Nord este delimitat de Platforma Scitic ă prin Falia Sfântu Gheorghe și de
Platforma Moesic ă prin Falia Peceneaga – Camena . Falia Peceneaga – Camena este o
fractur ă transcrustal ă orientat ă NV – SE, care pune în contact Platforma Moesic ă cu Blocul
Dobrogei de Nord. In lungul faliei suprafața Mohorovicic a suferit o ridicare vertical ă de peste
10 km (Rădulescu et al., 1976). Ea a fost identificat ă și pe șelful Marii Negre și este jalonat ă
de epicentre. După Cretacicul superior nu s -au mai manifestat deplasări orizontale
semnificative a le compartimentelor faliei. Înaintea Cenomanianului a avut loc translația
independent ă, senestr ă, a Dobrogei de Nord în rapor t cu Platforma Moesic ă de-a lungul unui
sistem de plane de alunecare orizontale care se materializează prin Complexul de C ârjelari –
Ceamurlia (Antonescu și Baltre ș, 1998).
Platforma Moesic ă este delimitat ă la NE de Blocul Dobrogei de Nord prin Falia
Pece neaga – Camena și spre nord de Falia Trotușului , ambele falii crustale. Falia Capidava –
Ovidiu este numit ă și Falia Palazu (Fig. I.3). Aceasta falie crustală , orientat ă NV – SE, a
determinat deplasarea orizontal ă dextr ă a blocurilor pe care le separ ă (Mirăuță, 1969). Ea
separ ă, în cadrul Platformei Moesice, dou ă compartimente cu fundament și cuverturi
sedimentare deosebite: compartimentul nordic (Dobrogea Central ă) și cel sudic (Dobrogea de
Sud). Falia este o dislocație profund ă care traversează discontinui tatea Conrad ( Rădulescu et
al., 1976). Ea pune în contact depozitele jurasice ale Dobrogei Centrale cu formațiunile de
Amara și de Ramadan (Berriasian -Valanginian, respectiv Barremian -Apțian inferior) din
Dobrogea de Sud . În profunzime această falie aduce în contact gnaisele Grupului de Palazu
Mare, sud dobrogean, cu ultimul termen al Șisturilor Verzi ( Șisturile de B ăltăgești,
proterozoic superioare). După unele opinii , ar fi vorba de raporturi de încălecare cu amploare
de 1 – 1,5 km. Fundamentul dobrogean al Platformei Moesice vine în contact tectonic cu
fundamentul de tip valah de -a lungul Faliei Intramoesice. Falia Intramoesic ă, de translație
senestr ă, cunoscut ă și ca Falia C ălărași – Fierbin ți, are caracter transcrustal. Ea traversează
sudul Dobrogei între Ostrov și Șabla. A fost identificat ă și pe șelful Marii Negre. Spre NV
poate fi urmărita până în Transilvania, în zona orașului Sibiu. Compartimentul sudic, cu soclu
de tip valah, are pozișie tectonică scufundat ă.
În ce privește fundamentul vechi al D obrogei de Sud, formațiunile paleozoic inferioare

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
61 și superioare (Grupul de Palazu Mare și Grupul de Cocoșu ) încăleca peste Șisturile Verzi în
sectorul de la sud de Falia Capidava – Ovidiu. Încălecarea a avut loc înaintea Jurasicului.
Tectonica intern ă a soclului a relevat și faptul ca Falia Cocoșu , generat ă în Orogeneza
Assyntic ă a creat raporturi de superpozi ție între Grupul de Cocoșu și Grupul de Palazu Mare.
O falie transversal ă important ă este Falia Constan ța, paralel ă cu țărmul Mării Negre . Ea a
provoc at decroșarea Faliei Capidava – Ovidiu, dar are la activ și ridicarea și deplasarea spre
sud a compartimentului sau răsăritean , cândva , în cursul Orogenezei Assyntice ori Hercinice.
Tectonica depozitelor pre -jurasice este caracterizat ă de o compartimentar e produs ă de
sistemul de fracturi NV – SE, proprii Dobrogei (Fracturi Dobrogene, cf. Visarion et al., 1988).
După Paraschiv et al. (1983) cele patru falii identificate: Falia Ianca – Palazu (= Falia
Capidava – Ovidiu), Falia Smirna – Agigea (= Falia Agigea ), Falia Br ăgăreasa – Eforie (=
Falia Eforie), Falia Lipia – Mangalia (= Falia Mangalia) au caracter regional putând fi
urmărite departe, la vest de Dunăre . Aceste falii au fost identificate și pe șelful Marii Negre.
Ele au produs denivelări verticale și translații orizontale. Pe planele acestor falii a avut loc o
împingere înspre NE a blocurilor tectonice care prezintă decalaje verticale de până la 500 m.
Faliile mai sus citate separ ă patru structuri sinclinale, cu flancul sudic retezat. Fiecare
sinclinal este constituit din depozite paleozoice și triasice. Sinclinalele faliate sunt din ce în ce
mai afundate spre sud, în timp ce spre nord Șisturile Verzi ale fundamentului ocup ă poziție
ridicat ă și sunt acoperite direct de depozite triasice. Sistemul de fal ii transversale, orientate
NE – SV a fost pus în eviden ță prin metode geofizice și este responsabil, la vest de Dunăre , de
scufundarea treptat ă a Platformei Moesice spre Avanfosa carpatic ă (Visarion et al., 1988).
Acestor falii li se datorează faptul c ă fundamentul Platformei, situat la 0,5 – 6 km adâncime la
Palazu Mare suferă o accentuat ă afundare spre S și V, astfel încât ajunge la 3 – 3,5 km
adâncime la Mangalia, la 5 km la C ălărași și la 10 km în Avanfos ă.
Depozitele groase, de platform ă, de vârstă jurasic ă și cretacic ă sunt aproape orizontale.
Ele au fost afectate de sistemul de falii longitudinale dobrogene ( Falia Nord Agigea, Falia
Costinești , Falia Mangalia, Falia Vama Veche) care au produs denivelări cu diferite
amplitudini între compartimente
Fracturarea Platformei Moesice s -a realizat de -a lungul mai multor momente de
tectonic ă casant ă (Visarion et al., 1988), care au diferen țiat și delimitat perioadele sau zonele
de sedimentare în care au avut loc importante schimb ări, at ât ca dispunerea areal ă, cât și ca
direc ții preferen țiale (Fig.I.3, Fig I.4) .
Falia Pecenega – Camena constituie limita nord -estică a Platformei Moesice. Este o
fractur ă crustal ă cu o săritur ă medie de peste 10 km la nivelul discontinuit ății Moho. Spre

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
62 sud-est se extinde în zona platoului continental al M ării Negre, iar spre nord -vest p ână la Falia
Trotu șului. Caracterul activ al fracturii este confirmat de numeroase epicentre care -i
marcheaz ă traseul. Aceast ă falie este considerat ă ca o falie cu transla ție dextr ă.
Falia Capidava -Ovidiu sau Palazu a fost urm ărită cel pu țin p ână la nivelul
discontinuit ății Conrad, cu compartimentul sudic mai cobor ât. Ea s -ar caracteriza printr -o
transla ție dextr ă (Visarion et al., 1988).
I.2.2. Sisteme de falii la vest de Falia Intramoesic ă (Fig.I.4 ).

Falia Intramoesic ă este o falie crustal ă profund ă, fapt sugerat de hipocentrele
cutremurelor care marcheaz ă traseul faliei de la nord -vest, în Carpa ții Meridionali, p ână la
sud-est, în zona platoului continental al M ării Negre (Visarion et a.1990). Est e o falie
compozit ă, inițial cu transla ție dextr ă și apoi senestr ă, așa cum o g ăsim și în prezent. Falia
marcheaz ă de asemenea schimb ări importante ale regimul termic și configura ției anomaliei
magnetice în compartimentele separate de falie.
Falia Jiului traverseaz ă platforma pe direc ția NV – SE și are compartimentul estic mai
ridicat, av ând o transla ție probabil senestr ă.
Falia Motrului reprezint ă continuarea spre nord a Faliei Timoc, fiind o falie
compozit ă cu compartimentul estic ridicat și cu o importa ntă transla ție dextr ă.
Fracturarea pronun țată a platformei a impus o adaptare oarecum plastic ă a cuverturii la
tectonica în blocuri.
Așa cum s -a arătat mai înainte, fundamentul Platformei Moesice este eterogen ca
vârstă și compozi ție. El este divizat în câteva zone majore de ridicare și afundare, care par a se
fi individualizat încă din orogeneza baikalian ă, când s-au consolidat ultimele catene de șisturi
verzi din Dobrogea central ă. Cut ările caledoniene, hercinice și alpine au avut o influen ță slabă
asupr a platformei sub aspect plicativ, însă au marcat puternic evolu ția platformei sub aspect
disjunctiv (Paraschiv, 1975). Ridic ările majore au avut un rol activ, amplitudinea lor
diminu ându-se până în Jurasic – Cretacic inferior. Principalele zone de ridicare sunt:
– ridicarea Strehaia – Vidin se evidențiază printr -o anomalie intens ă de maxim
gravimetric, cu fundament la 4,5 – 5 km ad âncime acoperit cu depozite sedimentare de v ârste
de la Cambrian – Ordovician și Carbonifer superior p ână la Neogen și Cuaternar . Are o
orientare NNE – SSV.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
63 Fig.I.17. Morfologia paleozoica a soclului Platformei Moesice (Dup ă Juralve, 2015)

– ridicarea Leu – Balș – Opta și – Ciurești sau ridicarea Oltean ă se afl ă în partea central –
vestic ă a platformei. Este conturat ă de o anomalie gravimetric ă pozitiv ă, dublat ă de o
anomalie magnetic ă. Apare ca un veritabil masiv cu fundament cristalin acoperit cu depozite
paleozoic -inferioare, urmate de Permo -Triasic sau Jurasic. Acest masiv pare a se bifurca spre
est: pe o direc ție E – V spre Peri ș, și pe o direc ție NV – SE spre ridicarea Nord -Bulgar ă.
Investigațiile seismice au confirmat acest element structural ca pe un platou ridicat înconjurat
la NV și NE de zone depresionare ad ânci. Sedimentarul are o grosime de 2 km în partea
central ă, în timp ce pe margini atinge 3 km. Datele geologice, geofizice și de foraj au indicat
și confirmat natura eruptiv ă a corpului care a penetrat crusta și a produs aceast ă ridicare.
Unele dat ări radiometrice au ar ătat pentru granite o v ârstă hercinic ă, ceea ce im plică
contemporaneitatea lor cu o parte a cuverturii de platform ă, precum și străpungerea acestora
din urm ă. Prezen ța unor astfel de intruziuni hercinice dovedește marea mobilitate a
platformei, sau cel pu țin a acestui sector din Platforma Moesic ă.
– ridicarea Nord -Bulgar ă situat ă în SE platformei prezint ă la nord de Dun ăre o
prelungire care se afund ă spre NV. Este separat ă de depresiunea Roșiori – Alexandria de o
falie pe direc ția București – Giurgiu. Axul s ău trece prin localitatea Vetrino din Bulgaria unde
fundamentul se ridic ă până la 2,5 – 3 km ad âncime.
– ridicarea Dobrogei Centrale se afl ă în SE platformei și este mărginit ă de faliile
Peceneaga – Camena în NE și Capidava – Ovidiu în SV. Fundamentul ei con ține șisturi verzi
rifeo -cambriene și este a coperit de depozite sedimentare neo -jurasice și apțiene.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
64 Zonele de cobor âre major ă ale platformei sunt reprezentate de depresiuni alungite,
situate pe blocuri crustale care au suferit mi șcări de subsiden ță. Depozitele acumulate cuprind
succesiuni de sedime nte mai groase și mai complete dec ât în zonele ridicate. Ele și-au p ăstrat
caracterul structural major , din Paleozoic p ână în Cretacic și chiar Neogen (Paraschiv, 1975).
– Depresiunea Lom – Craiova se afl ă în partea vestic ă a platformei și se interpune între
ridicările Strehaia – Vidin și Leu – Balș – Opta și – Ciurești . În nord este racordat ă la avanfos ă,
iar în zona central ă atinge ad âncimi de 10 km. Datele seismice confirmă o subsiden ță
aproape continu ă din Paleozoic p ână în Neogen, mai accentuat ă în Mezozoic.
– Depresiunea Ro șiori – Alexandria este plasat ă în zona central -sudic ă a platformei și
separ ă masivul Leu – Balș – Opta și – Ciurești în NV de ridicarea Nord-Bulgar ă în SE . În
Paleozoic și Triasic a reprezentat o zon ă predominant subsident ă.
– Depresiunea Urziceni – Călărași este deschis ă la nord spre avanfosa carpatic ă și este
mărginit ă de ridicarea Dobrogei Centrale la est, masivul Leu – Balș – Opta și – Ciurești la vest
și ridicarea Nord-Bulgar ă la sud. Este bine conturat ă la nivelul forma țiunilo r paleozoice și mai
puțin clară la nivelul Neogenului.
– Depresiunea Foc șani, situat ă în NE platformei , aparține avanfosei carpatice. A fost
cea mai activ ă zonă de acumulare din Neogen, caracterul subsident manifest ându-se și în
prezent. Se va reveni asupr a acestei depresiuni într-un capitol urm ător.
Datele geofizice au avut o contribu ție deosebit ă în crearea imaginii structurale ad ânci
a Platformei Moesice.
Anomaliile gravimetrice și magnetice majore din cuprinsul Platformei Moesice
eviden țiază morfologia și constitu ția fundamentului , urmărind destul de fidel ariile ridicate și
depresiunile. Pe baza datelor gravimetrice și magnetice, Gav ăt et al., (1963) au definit o serie
de linii structurale majore care separ ă arii tectonice cu fundament diferit sau deni velate . În
Platforma Moesic ă a fost trasat ă o linie de contact care separ ă fundamentul arhaic -carelian la
sud, de cel baikalian la nord, pe aliniamentul Pleni ța – Slatina -sud Costești – Fierbin ți –
Urziceni – Rașova – Eforie (Botezatu, 1982). Pe l ângă această linie tectonic ă major ă, mai
exist ă alte linii tectonice subordonate, care reprezint ă plane de disloca ție de -a lungul c ărora s –
au produs ridic ări sau scufund ări ale unor blocuri de fundament. Fundamentul arhaic carelian
este fragmentat de astfel de lin ii tectonice orientate în general pe direc ția NV – SE, acestea
separ ând blocuri denivelate de dimensiuni mari. Enumerarea lor de la vest la est cuprinde:
ridicarea Braniștea – Calafat, scufundarea B ăilești – Caracal, ridicarea Craiova – Balș – Slatina
– Corabia, scufundarea Turnu M ăgurele – Roșiori – Alexandria – Zimnicea, ridicarea Giurgiu,

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
65 scufundarea București – Olteni ța, ridicarea C ălărași – Mangalia și grabenul Dobrogei de sud.
Structurile enumerate corespund în linii mari acelora citate mai sus, dup ă Paraschiv (1975).
Fundamentul baikalian al p ărților de nord ale Munteniei și Olteniei este puternic
scufundat și acoperit de depozite sedimentare groase. El a fost divizat în dou ă sectoare: unul
extern, care reprezint ă suportul ariei externe a avanfosei c arpatice, cu depozite de cuvertur ă
necutate și cu fracturi care au produs scufundarea în trepte spre orogen, și al doilea, sectorul
intern, cu sedimentar cutat, mai ales la etajele superioare, afectat de asemenea de fracturi. Se
remarc ă fracturile din zona de curbur ă a Carpa ților Orientali de -a lungul c ărora s -a produs
căderea în trepte de la sud spre nord pe direc ția Urla ți – Calvini și cele de la nord spre sud, pe
direc țiile V ălenii de Munte – Pătârlagele și Câmpina – Slănic – Nehoiașu – Varlam
(Botezatu, 1982).
Studiile magneto -telurice realizate în aria Platformei Moesice au furnizat date asupra
distribu ției spa țiale a principalelor discontinuit ăți din litosfer ă, încep ând cu fundamentul
cristalin și încheind cu partea superioară a astenosferei. Un studiu aprofundat în aria dintre
râurile Motru și Argeș, (Visarion et al., 1984) indic ă o ad âncire a fundamentului dinspre
platform ă spre orogen cu un maximum de 10 – 12 km pe aliniamentul T ârgu Jiu – Govora.
Înspre sud fundamentul se ridic ă până la adâncimi de 3 – 4 km în zona Balș – Potcoava, iar
apoi coboar ă spre depresiunea Alexandriei. La sud de pragul Filiași – Drăgășani fundamentul
este fragmentat în blocuri cu diferite pozi ții spa țiale, dintre ele remarc ând-se ridicarea Balș –
Optași – Ciurești . Poziția efuziunilor bazice permo -triasice pe ste blocurile ridicate și în
vecin ătate lor a sugerat c ă magmele din care au provenit au penetrat spre suprafa ță de-a
lungul fracturilor dintre blocuri. Se remarc ă fracturile de fundament ale Jiului și Motrului,
ultima f iind foarte probabil crustal ă. La vest de r âul Motru fundamentul con ține corpuri
granitice de dimensiuni mari. Separarea fundamentului de platform ă de cel al unit ății
danubiene are loc de -a lungul Faliei C ălimănești – Târgu Jiu (pentru sectorul nordic ) și
respectiv de-a lungul Faliei Timocului (pentru sectorul vestic, ).
I.2.3. Sistemele de falii din vestul României

Vestul României corespunde din punct de vedere geo -tectonic depresiunii Panonice,
descri sa la I.1.6. Depresiunea Panonic ă este o depresiune n eogen ă post-tectogenetic ă
suprapusă elementel or cutate și cuvertur ii lor post -tectogenetic e, lipsit ă de forma țiunea cu
sare badenian ă (Săndulescu,1984). Sectorul rom ânesc al Depresiun ii Panonic e se întinde de la
Oravi ța în sud, la Baia Mare în nord, și are în subasment elemente care apar țin, de la nord la
sud, Pienidelor, Dacidelor interne, Transilvanidelor și Dacidelor mediane. Tectonica acestei

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
66 depresiunii este casant ă, cu blocuri individuale denivelate (horsturi și grabene), separate
printr -un sistem de f alii grupate pe dou ă direc ții. Un sistem de falii este orientat paralel cu
direc ția structurilor orogenice alpine , iar al doilea (aproximativ pe direc ție est-vest) reprezint ă
sistemului de falii carpatice care au condus la formarea depresiunilor adiacente.
Pe baza naturii diferite a fundamentului de pe rama estic ă a depresiunii se pot distinge
trei sectoare: unul nordic corespunz ător zonei Flișului Transcarpatic, un sector median
corespunz ător prelungirii unit ăților alpine ale M unților Apuseni și un sector sudic, unde
depozitele sedimentare acoper ă prelungirile zonei ofiolitice ale Munților Apuseni și ale
cristalinului Carpa ților Meridionali (Fig.I.18 ) (Polonic, 1985).
Sectorul nordic include structuri ale Dacidelor Interne și Pienidelor.
Sectoarele cen tral și sudic sunt m ărginite la est de trei ansambluri structurale majore:
– Apusenii Septentrionali cu autohtonul de Bihor, sistemul p ânzelor de Codru și
sistemul p ânzelor Biharia -Muncel ;
– Apusenii Meridionali (zona Munților Metaliferi) cu p ânze de soc lu av ând șisturi
cristaline (Metaliferii sialici) și p ânze cu ofiolite (Metaliferii simici) ;
– domeniul supragetic grupeaz ă în principal mase cristaline acoperite cu o cuvertur ă de
depozite de v ârstă paleozoic -superior și mezozoic, în general sub țiri și l acunare (Visarion și
Săndulescu, 1979) .
Activitatea neotectonic ă a Depresiunii Panonice a început în Badenianul
superior în același timp cu depunerea forma țiunilor depresiunii, fiind marcat ă de mișc ările de
extensie și scufundare ale unor mari compartimen te ale fundamentului. Compartimentele deja
formate au suferit mișc ări diferen țiale, care se pot observa în pozi ția spa țială a fundamentului
și în termenii neogeni care îl acoper ă. Mișc ările actuale se produc de -a lungul faliilor care au
fost active în peri oada Badenian – Cuaternar. La început , mișcarea de afundarea a implicat
întreaga ram ă estică a depresiunii, cre indu-se un sistem de grabene ad ânci, paralele sau
perpendiculare la rama muntoas ă. Subsiden ța a continuat în aria marginal ă până în Pon țianul
superior, c ând mișcarea s -a inversat și actuala ram ă montan ă a început s ă se ridice, mișcare ce
continu ă și în prezent. Se observ ă de asemenea o migrare a ariilor de subsiden ță maxim ă spre
interiorul depresiunii, ca spre exemplu în aria S ânnicolau Mare (Polo nic, 1985). Studiul
subsiden ței și evolu ției depozitelor a eviden țiat o extensie a litosferei Panonice, fenomen
susținut at ât de structura fragmentat ă în horsturi și grabene c ât și de curgerile bazaltice peste
depozitele panoniene de pe lina axial ă a grabe nului Caransebeș, la Lucare ț.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
67

Fig.I. 18. Activitatea neotectonic ă și sesimicitatea estic ă a depresiunii Pannonice (Polonic 198 5).
1.Formațiuni pre -neogene, 2 . Subsiden ță pliocen ăa/ridicare cuaternar ă, 3. Subsidență pannoniană /ridicare
pliocen ă, 4. Ridicare sarma țiană/subsiden ță cuaternar ă, 5. Subsiden ța badeniana/, 6. Subsidență pliocen ă, 7
subsidență cuaternar ă, 8 falii, 9 epicentre

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
68 Fundamentul cristalin are structură de monoclin fracturat care începe de la suprafa ța
munților și coboar ă în mod treptat înspre depresiune, de -a lungul sistemului de falii, p ână la
cca 5.000 m ad âncime (Fig.I.18 ) (Polonic, 1985). Unele din aceste falii sunt active și în prima
treapt ă de ad âncime , de la 0 al 1000 m, care reprezint ă marginea depres iunii.
O succesiune de horsturi și grabene compun structura fundamentului Panonic de la sud
la nord (Fig.I.13,I.18,I.19). Cele mai importante sunt: grabenul Caraș, grabenul S ânnicolau
Mare, grabenul Caransebeș, grabenul Zarand, grabenul Beiuș, grabenul Bo rod, grabenul
Sânnicolau, grabenul Galoșpetreu, grabenul Satu Mare și horstul S ălaj. Sisteme de falii separ ă
grabenele de blocurile adiacente mai ridicate.
În sud, dou ă falii arcuite (Fig.I.13 ) Nord Timișoara și Calacea , împreun ă cu mai
recentul sistem de falii NV – SE fragmenteaz ă structura neogen ă în horsturi și grabene, cu
aceeași tendin ță a fundamentului de a se afunda spre vest. Se remarc ă grabenul S ânnicolau
Mare, unde structurile neogene ating 5.000 m grosime, structur ă care se prelungește spre nord
în Ungaria și spre vest în Serbia, și grabenul Caransebeș la est, unde depozitele se afund ă cu
până la 1.000 m (Polonic, 1985). Blocurile mai ridicate (horsturile) au fundamentul mai pu țin
adânc, acoperit cu o cuvertur ă neogen ă mai sub țire. Elementele str ucturale în prelungirea
Carpa ților Meridionali sunt limitate spre nord și vest de zona ofiolitic ă. Faliile Lugoj –
Zarand și Arad – Sacoșul Mare ( Buziaș ) împart aria traversa tă în trei compartimente: nordic
(cu roci cristaline în fundament , asem ănătoare c elor din Poi ana Rusc ă), median (care
corespunde grabenului Lugoj ). O importan ță particular ă o au faliile Lugoj – Zarand, Sacoșul
Mare (Buziaș) – Arad și N ădlac – Jimbolia , care au orientări NV – SE și traverseaz ă mai
mute unit ăți majore din subasmentul dep resiunii. Unele fracturi au , pe lângă componenta
vertical ă, și una orizontal ă. (de exemplu Falia Lucare ț ce are deplas ări dextre ). Blocurile mai
semnificative, separate de fracturile amintite sunt fie ridic ări (Arad – Zădăreni – Turnu,
Calacea – Sat Chinez , Liebling – Șoșdea, Bencec – Recaș, sud Timișoara, Ivanda, Banloc și
Teremia – Cherstur ), fie structuri scufundate de dimensiuni și orient ări diferite (precum
cuvetele S ânnicolau Mare – Jimbolia, Foeni și Tolvadia ). Blocurile au suferit intermitent
mișc ări de ridicare și cobor âre gener ând până în prezent cutremure importante și bine studiate
la Vinga, Timișoara, Șag, Liebling și Banloc cu magnitudini de p ână la 5,6 grade. Grabenul
Caransebeș p ătrunde în structura muntoas ă fiind m ărginit de falii active d in Pliocen p ână în
prezent. Aceste falii acomodeaz ă ridicarea pliocen ă din vest cu subsiden ță panonian ă din est,
stresul acumulat gener ând seisme la Bencei, Buziaș și Nevrincea cu magnitudini de p ână la
4.0 grade. Polonic și Mali ța (1997) consider ă Falia L ucare ț ca o limit ă de separa ție dintre

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
69 blocul Geto -Danubian de blocul Pannonic, iar Falia Cernei ca o limit ă de separare dintre
blocul Moesic și cel Geto -Danubian.
În partea central ă a Depresiunii Panonice, între Arad și Oradea, sunt remarcate faliile
active sud Salonta, Dobrești – Sânnicolau Rom ân și Borod (Visarion și S ăndulescu, 1979).
Aceste falii au flancul sudic cobor ât marc ând marginea sudic ă a depresiunilor Borod, Beiuș și
Zarand. Faliile separ ă o serie de blocuri ridicate de altele cobor âte. Pri ntre blocurile ridicate,
având adesea forma unor promontorii care se afund ă spre vest se num ără: Ineu – Chișineu
Criș, Satul Nou – Beliu și Tinca. O zon ă cobor âtă este Gr ăniceri – Sânmartin care se extinde în
Ungaria. Bazinul Crișurilor prezint ă cuvete al ungite înmănuncheate la SV de Salonta într-o
arie scufundat ă (cca 4000 m adâncime ) care se deschi de spre Ungaria. Structurile pozitive
sunt fie reliefuri îngropate, fie de subsiden ță diferen țială.
La nivelul fundamentului cristalin, în partea de NV a Dep resiunii Panonice (la nord de
Oradea) au fost separate dou ă arii depresionare și de ridicare separate de falii adesea active
(Cornea și Sp ânochi, 1978).
În regiune s -a eviden țiat o zon ă central ă ridicat ă care cuprinde blocurile Plopiș, Pa țal,
Supuru, M ădăraș și Codru, compuse din metamorfitele seriei de Someș și acoperite de o
pătură subțire de sedimente neogene. La vest și nord -vest au fost conturate grabenele
Galoșpetreu – Mecen țiu și S ânnicolau, cu o stiv ă groas ă de sedimente cretacic -superior și
neoge ne.
Cele dou ă depresiuni sunt separate de blocurile intra -depresionare Otomani și Mihai
Bravu – Diosig (Fig.I.19 ). O structur ă asem ănătoare o prezint ă și zona Șimleul Silvaniei,
mărginit ă de fracturi ad ânci (Visarion et al., 1979).
Grabenele Galoșpetreu și Sânnicolau au avut o subsiden ță continu ă din Badenian p ână
în Cuaternar. Grabenul Galoșpetreu este separat la NV de compartimentul Pișcol ț, iar falia
care le separ ă a continuat s ă fie activ ă până în prezent, de ea fiind legate ariile epicentr ele
Pișcol ț și Cadea (M≤5,3). La fel grabenul S ânnicolau prezintă caracteristici geologice și
seismice similare (Polonic, 1985).
La nord și est fundamentul depresiunii cuprinde elemente ale Apusenilor nordici și ale
unităților transcarpatice din Carpa ții Orientali, ultimii fiind aici traversa ți de vulcanitele
neogene ale masivului Oaș – Gutâi (Polonic, 1980). Faliile din fundament sunt probabil mai
vechi (prealpine), însă reactivate în diferite faze tectonic e. Una din fazele de reactivare a fost
cea Laramic ă, în car e s-au individualizat depresiunile Panonic ă și Transilvania. Într-o faz ă
ulterioar ă (Stirică) s-au format depresiunile intramontane Baia Mare, Oaș și Sighetul
Marma ției (Fig. I.20 ).

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
70

Fig.I.19. Harta geologic ă la baza Neogenului în partea de Nord Vest a României (Visarion et al., 1979) .

Stadiul neotectonic al Depresiunii Panonice a început în Badenian, mai devreme dec ât
în unit ățile Carpa ților Externi, fiind marcat prin subsiden ță și mișc ări distensive, în timp ce în
unitățile carpatice propriu -zise mișc ările de compresie au continuat. Sistemul de fracturi din
zonă a func ționat din Neogen p ână în Cuaternar , permi țând mișcarea diferen țială a blocurilor.
Cel mai important accident tectonic din zon ă este Falia Dragoș Vodă care separ ă
fundamentul Autohtonului d e Bihor de cel al Flișului Transcarpatic, și care este activ ă
împreun ă cu un sistem secundar de falii. Acest sistem complex de fracturi compartimenteaz ă
zona în structuri majore.
Activitatea neotectonic ă este legat ă de mișc ările diferen țiale din ariile Bai a Mare și
Satu Mare pe de o parte, și de horstul S ălaj, pe de alt ă parte. Mișc ările au loc pe faliile
Dragoș Vodă și Halmeu .. Aria Satu Mare limitat ă de faliile Dragoș Vodă și Halmeu , apare
ca un segment subsident în Badenianul superior -Pliocen.
Horstul S ălaj, cu un fundament mezometamorfic al Autohtonului de Bihor este
fragmentat de un sistem de falii paralele NE – SV în blocuri mai mici, horsturi și grabene,
alungite pe direc ția faliilor: horstul Codru, grabenul Galoșpetreu – Mecen țiu și grabenul Zal ău
– Cehul Silvaniei . În acest sistem de blocuri apar evidente tendin țele extensionale E – V ale

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
71 blocului de Codru și c ăderea în trepte spre cele dou ă domenii de maxim ă subsiden ță,
depresiunile Panonice și Transilvania.

Fig. I.20. Principalele unit ăți stru cturale și distribu ția epicentral ă în zona Baia Mare -Sighetul Marma ției –
Halmeu. Legenda: 1 -depresiuni interne; 2 -cuvertur ă post-tectonic ă, 3-unități piennine, 4 -cristalinul Carpa ților
Orientali, 5 -cristalinul Apusenilor nordici, 6 -vulcanite neogene; 7 -linie de supra încălecare; 8 -falie; 9 -falie dup ă
imagini satelitare; 10 -13-epicentre macraoseismice de diferite magnitudini de la 2,0 la 4,7; 14 -stație
seismologic ă (Polonic, 1980).

Depresiunea Satu Mare este situată peste un fundament de Fliș Transcarpatic
reprezentat de cuvertura post -tectonic ă a Carpa ților Orientali și unit ăților Piennine. Aceast ă
depresiune este un compartiment al Depresiunii Panonice cuprins între faliile Dragoș -Vodă și
Halmeu , fiind supus ă la o ușoar ă contrac ție de c ătre unit ățile învec inate, în special blocurile
mediane ale horstului major S ălaj (Fig.I.20 ) (Polonic, 1980, 1985).
Blocul Oaș – Gutâi are de asemenea fundament de Fliș Transcarpatic, acoperit cu
sedimentele cretacice și paleogene de tip piennin ic, precum și de depozite neo gene mai sub țiri
în partea mijlocie, ocupat ă de vulcanitele neogene. El este delimitat de Falia Halmeu și de
jumătatea estic ă a Faliei Dragoș Vodă. Pe acest bloc sunt localizate depresiunile
intramontane Oaș și Sighet. Masele de vulcanite sunt traversate d e o serie de falii depistate
geofizic și din imagistica satelitar ă. Pe acest bloc sunt prevalente mișc ările paralele cu Falia
Dragoș Vodă.

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
72 Din cele de mai sus rezult ă prezen ța unor c âmpuri de for țe diferite care produc mișc ări
distensive sau compresive, s ubsiden țe sau ridic ări în compartimentele vecine, mișc ări care au
continuat p ână în prezent și care ar putea explica seismicitatea din aceast ă regiune (Polonic,
1980). La acestea se adaug ă observa ția c ă epicentrele se concentreaz ă de-a lungul
principalelor accidente tectonice din zon ă: Dragoș Vodă, Halmeu, Mara, Benesat -Cucea , etc.
Falia Dragoș -Vodă este o falie crustal ă și activ ă, din Neogen p ână în Cuaternar. De -a
lungul ei au loc mișc ări diferen țiale ale compartimentelor pe care le separ ă: extensie în plan
orizontal, subsiden ță în sectorul nordic.
Falia Halmeu are mișc ări slabe de șariaj ca rezultat al compresiunii blocului eruptiv
Baia Mare asupra depresiunii Satu Mare în vest. Stresul acumulat controleaz ă seismicitatea în
ariile Halmeu, Livada și Rașc a.
Falia Mara traverseaz ă blocul Gut âi și depresiunea Sighet. Aici se afl ă aria
epicentral ă Sighetul Marma ției cu seismicitate generat ă de mișc ărilor de ridicare ale blocului
Oaș-Gutâi.
Falia Benesat – Ciucea permite o mișcare diferen țială a flancului e stic al grabenului
Zalău – Cehul Silvaniei, în raport cu flancul vestic care are o mișcare de subsiden ță. Acest fapt
explic ă seismicitatea din aria epicentral ă Jibou.
La sud de Falia Dragoș Vodă, spre Oradea, mișc ările diferen țiale au avut ca rezultat u n
sistem de grabene și horsturi. Grabenele Galoșpetreu și S ânnicolau au avut o subsiden ță
continu ă din Badenian p ână în Cuaternar. Grabenul Galoșpetreu este separat la NV de
compartimentul Pișcol ț, iar falia care le separ ă a continuat s ă fie activ ă până în prezent , de ea
fiind legate ariile epicentrale Pișcol ț și Cadea (M≤5,3). La fel grabenul S ânnicolau arat ă
caracteristici geologice și seismice similare

I.2.4. Sistemele de falii din Depresiunea Transilvaniei (Fig.I.15) .

Ionescu et al., (1986) a constru it o hart ă morfo -structural ă la nivelul fundamentului
cristalino -mezozoi c (Fig.I.15). Suprafa ța expus ă este reprezentat ă de unit ățile bucovinice
(Dacidele Mediane) alc ătuite din forma țiuni cristalofiliene (în partea estic ă) și forma țiunile
cristaline ale u nităților de Bihor, Arieșeni și Biharia (în partea vestică). În zona central ă
fundamentul este mascat de o stiv ă groas ă de sedimente mezozoice asociate cu curgeri
ofiolitice, precum și de depozitele cuverturii post -tectonice cretacice și neogene. Pe harta
morfo -structural ă din Fig. I.15 se observ ă o depresiune central ă largă (Depresiune T ârnavelor),
mărginit ă de ridic ări și scufund ări secundare spre contactul cu rama muntoas ă. Depresiune a

MIHAIL DIACONESCU
Falii active pe teritoriul României
73 Târnavelor este delimitat ă de la E la V de un sistem de falii extinse care converg înspre nord.
Zona de maxim ă adâncime atinge, conform acelorași autori , cca 10,5 km, fiind delimitat ă de
faliile: Ulieș – Nou S ăsesc (F4) și Teaca – Gălățeni (F5) . Spre sud, delimitarea se face de -a
lungul unor falii E – V: Falia Blaj – Rupea (F10) și Falia Sud Transilvan ă (F11) . Spre vest,
Depresiune T ârnavelor este separat ă de scufundarea Turda – Beclean (cca 5 km ad âncime
maxim ă) și de ridicare a relativ îngust ă Luduș – Pogăceaua – Stupini. Spre est se desprind trei
ramifica ții care separ ă între ele dou ă ridicări ale fundamentului de mic ă amploare: T ârgu
Mureș – Gurghiu și Ocna de Sus -Bențid. Aceste ramifica ții conectează Depresiunea
Târnavelor de Depresiunea Deda (cca 5 km ad âncime). Între cele dou ă depresiuni se g ăsește
un prag structural r idicat, delimitat de faliile Beclean – Odorheiu Secuiesc (F6) și Gurghiu
(F7).
In vestul Bazinului Transilvanieise se pot contura structuri cu o orientare N – S și cu
vergenț ă vestic ă care se urmăresc pe o lungime mare de aproximativ 100 km. În zona sudică
faliile sunt tăiate oblic de către Falia Alba Iulia (F11, fig. I.15) .
În sectorul de sud vest apare Falia Ruși – Cenade . Aceast ă falie de încălecare este
arcuit ă cu o orientare NV-SE și cu înclinarea spre SV. In traseul ei de la sud est catre nord
vest f alia se divizează pe parcurs în mai multe falii paralele (Krezsek și Bally, 2006) .