Pe teritoriul Romaniei intalnim doua tipuri de platforme ce se diferentiaza prin v arsta consolidarii [622379]

Introducere

Pe teritoriul Romaniei intalnim doua tipuri de platforme ce se diferentiaza prin v arsta consolidarii
soclului lor. O platforma veche de varsta precambriana cunoscuta sub numele de Platforma Europei
de Est, iar pe teritoriul romanesc poarta numele de Platforma Moldoveneasca, Marginea actuala a
Platformei Moldovenesti se afunda spre vest la contactul cu orogenul Carpatiilor Orientali si sufera o
schimbare de directie marcanta, de la NNV -SSE la E -V in zona Carpatiilor de Curbura .
Platforma mai tanara de varsta paleozoic poarta numele de Platforma Moesica si este situata in
sudul Romaniei . Platforma moesica este impartita in doua sectoare de o falia intramoesica, nord si
este de aceasta falie intalnim sectorul doborgean si la vest si vest sectoru l Valah . Soclul Platformei
Moesice este usor confundabil cu cel al Platformei Scitice care au varste asemanatoare (varsta
Ordovician – Cambrian pentru soclul Platformei Moesicie si Silurian -Devonian pentru soclul
Platformei Scitice) , dar care au avut e volutii tectonice diferite.
Platform a Scitica se invecineaza cu Platforma M oldoveneasca la nord si la sud cu Orogenul Nord
Dobrogean . La nord de de bazinul Marii Negre aceasta platforma poarta numele de Platforma
Scitica ,iar la nord de Carpati aceasta po arta numele de Platforma Europei Centrale. Legatura dintre
aceste doua platforme se face pe sub avanfosa carpatica si panzele modavice (Sandulescu, 84).
Pe langa unitatile de platforma pre alpine intalnite pe teritoriul tarii noatre intalnim si doua
oroge ne alpine ce se gasesc in doua pozitii diferite : un O rogen Carpatic sit uat la margine unui craton
si O rogen ul Carpatic care are o pozitie intracratonica. Orogenul din Dobrogea de nord este sitaut la
nord de falia Peceneaga Camena si la sud de platforma Scitica fiind delimitat de aceasta prin falia
Sfantul Gheorge. Orogenul Nord Dobrogean a fost incadrat in regiunile orogenice hercinice fiind
considerat un geosinclinal orogenic relict (Stille, 1953; Dumitrescu et al., 1962) .
Orogenul Carpatic se dezv olta pe mai mult de jumatate din suprafata tarii , avand o structura
complicata si constituie unul din segmentele cele mai conplexe ale europei alpine. In divizarea
geotectonica a Carpatiilor se pot distinge de la interior spre exterior astfel: Dacidele i nterne (unitati
cu provinienta continentala), Transilvanitele (reprezinta sutura ofiolitica maora tethysiana),
Pienidele (un releu al Transilvanidelor purtand totusi urmele unei tectogeneze neogene), Dacidele
mediane (unitati de provinienta continentala), Dacidele externe (crespunzand unei suturi
intracontinentale), Dacidele marginale, Moldavidele (cu o tectogeneza neogena), avanfosa (cu doua
zone:zona interna cutata si zona externa necutata), depresiunile molasice si cuverturile post –
tectonice.

Platfo rma Moldoveneasca
Platforma Moldoveneasca este o unitate geologica consolidata de varsta precambrian ce se
intinde in fata Carpatiilor Orientali, de care este delimitata prin falia pericarpatica. Falia Per icarpatica
se poate urmarii de la nord (localitatea Vicovul de Sus) spre sud fiind intalnita inpreajma
localitatiilor: Paltinoasa, Targul Neamt, pana in valea Trotusului unde sufera o decro sare spre est. La
sud limita Platformei moldovenesti este discutabila. ,,Mutihac, 1990’’ plaseaza limita sudica a
platformei Moldovenesti ca fiind falia Trotusului ce delimiteaza soclul Platformei Moldovenesti de
Orogenul Nord Dobrogean. In schimb ,,Sandulescu si Visarion, 1981’’ plaseaza limita mai la nord in
dreptul Faliei Bistritei (Fig. 1), considerand soclul cuta t cuprins intre Falia Bistritei la nord si Falia
Trotusului la sud ca apartinand Platformei Scitice. Sadulescu considera ca blocul coborat situat la
vest de Falia Siretului ca facand fiind de fapt platforma Scitica care face joctiunea pe sub Carpatii
orien tali cu P latfor ma Europei Centrale.

Figura 1 Schita vorlandului carpatic din Moldova (dupa Sandulescu si Visarion 1981)
1=Platforma Moldoveneasca; 2=Platforma Scitica; 3=Prelungirea depresiunii Mirchov;
4=Platforma Moesica; 5=Orogenul Nord Dobrogean; 6 =Fracturi majore; 7=Falii; 8=Front de Sariaj;
1=Falia Siretului; 2=Falia Soilca; 3= Falia Campu lung Moldovenesc -Bicaz; 4=Falia Bistritei; 5=Falia
Vaslui, 6=Falia Trotusului; 7=Falia Peceneaga -Camena.

Partea estica a Platformei Moldovenesti este marcata geo grafic de Valea raului Prut, dar aceasta
se prelungeste spre est ca Platforma Est Europeana care care ocupa mai mult de jumatate din
suprafata Europei.
Notiuni generale despre stratigrafia Platformei Moldovenesti
Platforma Moldoveneasca este alcatuita din șisturi cristaline, care constituie soclul, și formațiuni
sedimentare ce alcatuiesc cuvertura. Soclul a fost interceptat mai multe foraje care auarătat că
etajul inferior al platformei, așa cum a fost delimitată, este eterogen și eterocron. Sondele for ate la
est de Raul Siret, cum su nt acelea de la Iași, Bătr anești, Todireni etc., la ada ncimi în jur de 1000 m au
interceptat și au pătruns pe anumite adîncimi în formațiuni foarte vechi, reprezentate în principal
prin șisturi cristaline mezometamorfice. Aceste a sînt constituite în cea mai mare parte din gnaise
plagioclazice cu biotit, șisturi cu granați și sillimanit, șisturi migmatice cu och iuri de microclin etc; s –
au înta lnit de asemenea, mici corpuri de granite gnaisice, sau filoane de granite roz, totul fii nd
străbătut de filoane pegmatitice iar într-un sin gur foraj (la Todireni) s -a înta lnit un filon de roci
bazaltice. Analizele radiometrice prin metoda K -Ar efectuate pe biotit și feldspați potasici au indicat
varsta între 1000 și 1 600 M.a, care arată Mezop roterozoicul. În ansamblu, soclul Platformei
Moldovenești de această factură este asemanator cu formațiunile constituente ale Masivului
Ucra inian (1750 —2500 M.a) fiind prelungirea spre sud -vest a aacestuia , dar care au suferit o
regenerare în Mezoproteroz oic. Ca teva sonde săpate la vest de Siret, ca acelea de la Bacău, Roman,
Secueni, Bodești, sub depozitele mezozoice sau paleozoice au înta lnit argilite și gresii verzuicenușii,
cutate, slab metamorfozate, în care la Bodești s -au identificat asociații palin ologice cu
Protosphaeridium, asemănătoare acelora din Dobrogea centrală, aparținînd deci Neoproterozoicului
terminal — Eocambrianului. Speculațiile care s -au făcut că acestea ar reprezenta nuclee
neoproterozoice reluate în mișcările paleozoice nu au nici o argumentare faptică. Investigațiile
geofizice au pus în evidență, de asemenea, un comportament deosebit al soclului de la vest de Siret,
suprafața acestuia ava nd o înclinare mai mare spre Carpați. Lăsînd la o parte speculațiile amintite și
altele care eve ntual s -ar mai putea face cu privire la șisturile verzi de la marginea vestică a Platformei
Moldovenești, din coroborarea datelor de foraj cu informațiile oferite de investigațiile geofizice
rezultă că, în timpurile prealpine, soclul consolidat din fața ți nuturilor carpatice actuale s -a lărgit spre
vest, prin atașarea unei noi arii care nu a mai suferit cutări cel puțin în ciclul alpin. De aici caracterul
heterogen și heterocron al soclului Platformei Moldovenești. Acest fapt a făcut că în unele
întreprinde ri sa se vorbească de existența în vorlandul Carpaților Orientali a două unități de
platformă, una est -europeană cu soclu mezoproterozoic și alta central -europeană cu soclu baikalian.
Cum aria consolidată din fața Carpaților Orientali a funcționat unitar c a platformă tipică încă din
înainte desfășurarii ciclului alpin, ceeace pune in evidenta , caracterul heterocron al soclului De
altfel mai su nt și alte platforme heterocrone, de pildă Platforma Moesică. Judecînd după caracterele
litofaciale, șisturile ver zi din partea vestică a Platformei Moldovenești ar reprezenta prelungirea
acelora din Dobrogea centrală. Extinderea lor mai departe spre nord nu este cunoscută în limitele
granițelor țării noastre. Spre vest însă se continuă pe o anumită distanță sub Oroge nul carpatic.
Remanierea lor masivă în formațiunile unităților carpatice nu lasă nici o îndoială asupra răspîndirii
largi a acestora. Cît despre opinia că formațiunile de la marginea vestică a Platformei Moldovenești
ar reprezenta structuri caledoniene și că s-ar continua spre sud/sud -est urmărind marginea soclului
mezoproterozoic aceasta nu poate fi susținută decît în contextul mai larg, luîndu -se în considerație
situația din Dobrogea de Nord. Limita dintre soclul mezoproterozoic și cel baikalian sau, mai exact,

limita vestică a Platformei est -europene, este mai greu de precizat; cert este că forajele de la vest de
Siret nu au mai atins soclul, însă au traversat depozite mezozoice și paleozoice asemănătoare acelora
de la est de Siret. Această situație arată , pe de o parte, că la vest de Siret soclul este mult coborît
după o falie constituind falia Siretului (fig. 2); pe de altă parte, sugerează că acest soclu afundat este
același ca și la est de Siret și că limita Platformei est -europene s -ar afla undeva mai spre vest.
Investigațiile geofizice indică existența unei falii aproximativ la meridianul localității Solea și a alteia
mai spre vest, pe aliniamentul localităților Bicaz —Cîmpulung Moldovenesc. Dacă se mai adaugă
faptul că în cîteva foraje efectuate în zo na dintre cele două falii (Solea și Bicaz —Cîmpulung) s -au
întîlnit depozite paleozoice cutate (Putna, Valea Seacă, Straja, Tg. Neamț) care diferă ca litofacies de
acelea de la est de Siret, se poate conchide că falia Solea marchează marginea vestică a socl ului
mezoproterozoic. Corelînd situația de aici cu ceea ce se cunoaște în Dobrogea de Nord, se poate
avansa ideea că falia Bicaz —Cîmpulung ar reprezenta limita estică a domeniului baikalian
reprezentînd prelungirea faliei Peceneaga —-Camena, iar structurile dintre aceasta și falia Solea s -ar
corela cu caledonidele și hercinidele din Dobrogea de Nord. Cert este că în Moldova centrală
structurile baikaliene iau contact cu soclul mezoproterozoic. Cuvertura. Peste soclul Platformei
Moldovenești se dispune transg resiv și discordant o suită de depozite sedimentare cu grosime foarte
diferită. Aceasta a constituit obiectul de cercetare a multor geologi începînd cu Gr. Cobălcescu,
urmat de I. Simionescu, I. Atanasiu, N. Macarovici, P. Jean Renaud, Bica leneși, Natalia Trelea, Violeta
Iliescu și mulți alții.
Cuvertura sedimentara
Formatiunile sedimentare se dispun transgrsiv si discordant pe soclul Platformei Moldovenesti si
au varte cuprinse intre Paleozoic si Quaternar, dar aceasta nu a fost tot timpul acoperita de ape ci a
cunoscut mai multe faze de exondare. Prima transgresiune marina a avut loc inainte de Silurian si a
permis depunerea in primul ciclu de sedimentare ce a durat pana in Ca rbonifer, cand a avut loc o
exondare ce a erodat o parte din sedimentele depuse. Depozitele pre -Siluriene de varsta Proterozoic
superior( Cambrian -Ordovician) nu au putut fi clar datete din cauza lipsei faunei fosiliere si sunt
reprezentate de o alternanta de gresii si sisturi argiloase. Silurianul este compus din sisturi argiloase
cu graptoliti , iar in partea de sud est a platformei faciesul devine mai calcaros farmat din intercalatii
de argilite siltice , marne negricioase si calcare. Devonianul este for mat din predominant din gresii
brune vioalacee cu intercalatii de argile si calcare si se depune in zone restranse in special pe zonele
marginale ale platformei. Carboniferul se deune tot pe zonele marginale mai afundate ale platformei
si este reprezentat pintr -o alternanta de gresii silicioase verzui si calcare vargate.
In Mez ozoic Platforma Modoveneasca a evoluat mojoritar ca uscat exceptie facand zonele de
vest si sud vest unde au fost temporar acoperite de ape. Astfel in partea ei vestica mai ales in partea
nordica forajele au interceptat o suita de marne, calcare, si de dolomite brune cu intercalatii de
anhidrite . Cretacicul inferior este si el reprezentat printr -o sedimentare zonala cu faciesuri compuse
din gresii calcaroase cu grosime de aproximat iv 100m
In Cretacicul superior are loc o transgresiune marina care a acoperit in intregime Platforma
Moldoveneasca care a evoluat ca atare pana la sfarsitul Cretacicului. Pachetele sedimentare nu
exceleaza prin grosime in partea estica a platformei fiin d compuse de o secventa groasa de
cativametrii de calcare , marne cretoase cu intercalatii de silexuri sub acare se continua un pachet de
30-50m de gresii glauconitice ce stau direct pe depozitele Paleozoice.

La sfarsitul Cretacicului are loc o regresiune majora Platforma Moldoveneasca evoluand in
continuare ca uscat pana in adoua parte a Miocenului . Totusi in aceasta perioada in Paleocen are loc
o ingresiune minora ce afecteaza numai zonele marginale ale platformei in care s -au depus
formatiuni pelitice c u grosimi de cativa zeci de metri. Eocenul este reprezentat in mare parte de
depozite detritice gresii si cuartoarenite glauconice ce au grosimi injur de 100m
In Miocen o noua regresiune transgresiune majora are loc simai exact in Badenian cand apele au
acoperit intreg spatiul moldovenesc chiar depasindul. Depozitele badeniene sunt formate din
conglomerate,nisipuri silicioase albe, calcare si marne si in final suita badeniana se incheie prin
marne si calcare cu intercalatii de bentonite. In partea de vest a platformei mai intalnim si gipsuri iar
grosimea sedimenteleo creste de la est (20m) la vest (400)
In Sarmatian se face trecerea de la un mediu marin launul lacustru de apa dulce, si este format
din depozite detritice cu grosimi modeste in partea de est a platforme ce prec spre vest atingand
chiar si 2000m. Meoțianul – aflorează aproximativ pe aceeași suprafață cu Chersonianul, însă ocupă
părțile cele mai înalte ale reliefului. Meoțianul începe cu cineritele andezitice (tufurile) de Nuțasca –
Ruseni, cu o grosime de 10 -80 m și se încheie cu o succesiune nisipuri și argile, cu intercalații de
gresii în plăci și conglomerate (80 -100 m grosime). Cu Meoțianul se încheie sedimentarea marină pe
Platforma Moldovenească, apele persistând în continuare în sudul plat formei. In Cuaternar
platforma este total exondata si s -au acumulat numai depozite de terasa.

Tectonica Platformei Moldovenesti
Platforma Moldoveneasca ca parte a Platformei Est E uropene a functionat inca din Proterozoic
ca regiune consolidata care se invecina cu zone ce evoluau ca arii labile ce au generat miscari de
basculare. Asa cum am descries mai sus zonele labile erau situate in partea de vest a Platformei si
din cauza aceasta partea vestica a platformei a fost mai afectata de inaintarea/re tragerea apelor
marine ce a generat existent mai multor cicluri de sedimentare. Lacunele de sedimentare din
Vendian(Ediacaran) si Cambrianul inferior sau dintre Cambrian si Ordovician se datoreaza unui uplift
generat de faze tectogenetice cadodiene si cale doniene timpurii. Deasemenea lacuna de
sedimentare din baza Cretacicului superior se datoreaza tectogenezei mezocretacice, iar
tectogeneza stirica veche debuteaza cu Badenianul sau cel mult cu partea terminal a Miocenului
inferior.
Zonele marginale, mai a les marginea vestică a platformei, au fost influențate într -o mai mare
măsură de mișcările orogenezei alpine. Acestea au determinat o coborîre accentuată a marginii
Platformei Moldovenești și afundarea ei sub Orogenul carpatic. Coborîrea se face în trepte în lung ul
unor falii care afectează ata t soclul cît și cuvertura. Aceasta coborare se face inca din Paleozoic
pintr -un sintem de falii mai vechi cu orientare N -S sau NV -SE. Faliile mai noi cu orinetare E -V sau ESE –
VNV le decaleaza pe primele (Fig.1) avand un rol important din dirijarea proceselor de subsariaj al
platformei.
Falia Firetului cu dispunere NNV -SSE delimeteaza o treapta mai coborata a Platformei
Moldovenesti (Mutihac, 1990) cuprinsa intre falia Siretului la est si falia Solca la vest sau bloc ul
Radauti -Pascani asa cum Sandulescu il numenste si considera ca avand o varsta mai tanara , facand

parte din Platforma Scitica. Aceiasi problema este intalnita si la sud in depresiunea Barlad cuprinsa
intre Falia Bistritei si Falia Trotusului, considerat a de Mutihac ca fiind un bloc mai coborat al
Platformei Moldovenesti. Din pricina soclului cutat al depresiunii Barlad, diferit de cel al Platformei
Moldovenesti , Sandulescu atribuie aces soclu ca facand parte din Platforma Scitica. La nord de falia
Bistritei pe aceiasi directie E -V se gaseste falia Vaslui care delimiteaza un bloc mai coborat al
Platformei Moldovenesti .
2. Platforma Barladului / Platforma Scitica !!!
Platformei Ba rladului nu i se cunoaște fundamentul și nici partea inferioară a cuverturii. Din
acest motiv asupra ei planeaza două opinii diferite. Aceasta este, fie o treaptă afundată a Platformei
Moldovenești în fața Orogenului Nord Dobrogean, cum susține Dumitru Par aschiv, fie este o
platformă mai ta nără, prelungire spre V a Platformei Scitice, situată la S de Platforma Est -europeană
și la N de orogenul alpin timpuriu din Dobrogea de N, Crimeea de Sud și Caucazul Mare, ipoteză
susținută de Mircea Săndulescu. Delimita rea de Platforma Moldovenească se face după falia Fălciu –
Plopana continuată la V, în oroge n, prin falia Bistriței . La sud, dacă includem și mica platformă a
Deltei Dunării, delimitarea de Orogenul Nord Dobrogean se face după falia Sf. Gheorghe – Oancea –
Adjud, care se prelungește spre vest în orogen prin falia Trotușului. Limita vestica a Platformei
Scitice/Barladului vine în contact cu zona de Molasă după falia pericarpatică.
Structura geologică
Ca orice platformă în alcătuirea ei intră un etaj structu ral inferior – soclul sau fundamentul și un
etaj structu ral superior – cuvertura. Soclul (fundamentul) nu a fost interceptat pr in foraje, fiind situat
la o ada ncime mai mare decât cel al Platformei Moldovenești. Deasemenea nici cuvertura n -a fost
străbătut ă de foraje în întregime. Cele mai vechi depozite ale cuverturii cunoscute sunt de vârstă
devoniană, fiind întâlnite sub 1412 m și străbătute până la 1602 m adâncime. Depozitele devoniene
pot aparține unui prim ciclu de sedimentare, iar d iscordant urmează depozite apart inând altor 3
cicluri de sedimentare separate prin discordanțe stratigrafice. Aceste cicluri sunt: Ciclul Permian –
Triasic inferior Ciclul Jurasic – Cretacic – Eocen Ciclul Badenian superior – Romanian Pe depozitele
ultimului ciclu de sedime ntare este grefat relieful Platformei Bârladului. Depozitele acestui ciclu de
sedimentare sunt asemănătoare, în linii mari, cu cele din Platforma Moldovenească, cu deosebire că
sedimentarea s -a con tinuat până în Romanian .
Basarabianul cuprinde cele mai vec hi depozite de cuvertură care apar la zi, pe stânga Siretului,
între Poiana Jurăscu și Buhociu de Sus, unde se întâlnesc calcare oolitice de Repedea și nisipuri de
Șcheia. Basarabianul are o grosime de 800 m la E și 1500 m la V în vecinătatea orogenului un de
depozitele sunt mai grosiere. Chersonianul este deschis de eroziune în partea de N a platformei.
Între Basarabian și Chersonian s -a evidențiat o scurtă perioadă de exondare. Reluarea sedimentării
se face în două faciesuri diferite: între Bârlad și Siret se remarcă un facie s deltaic , iar la E de Bârlad

un facies marin salmastru.

Fig.2 Contact orogen Platforma Bârladului (Ionesi, 1994).
Meoțianul apare dispus peste Chersonian, având în bază piroclastitele de Nuțasca Ruseni. Sursa
materialului piroclasti c o constitu ie activitatea vulcanică de la vest de Carpații Orientali, nefiind
exclusă posibilitatea unui vulcanism extracarpatic cum susține M. Filipescu (1944, 1958). Peste
cinerite urmează depozite detritice cu grosimi ale depozitelor 200-250 m, crescan d pana la cea 400
m în SV. Ponțianul se întâlnește mai spre S de aliniamen tul Godinești – Ciocani – Rânze sti fiind de
natură argiloasă și detritică. Grosimea depozitelor crește de la E (150 m) spre V (400 m). Dacianul se
caracterizează prin prezența unor depozite continentale (de culoare roșie), argile și siltite de până la
10 m grosime, evidențiind o ridicare a platformei și formarea unor depozite lateritice. Romanianul
ocupă zonele mai înalte din partea centrală și sudică a platformei fiind de natura co ntinentală și
lacustră cu depozite detritice (nisipuri, pietrișuri, argile). Cuaternarul se caracterizează prin ridicarea
platformei în mișcările valahe, exondarea zonei și instalarea re țelei hidrografice, în lungul ca reia s –
au format terase. În Cuaterna r s-au acumulat și depozite loessoide cu grosimi de 5 -10 m în care se
găsesc și câteva niveluri de soluri fosile.
Tectonica Platformei Bârladului
Soclul nefiind cunoscut nu se poate aprecia momentul trecerii la regim de platformă. Cuvertura
platformei nu este nici ea cunoscută în partea inferioară. Ca urmare a mișcărilor epirogenetice s -au
evidențiat 4 mari cicluri de sedimentare: 1 – Ciclul ? – Devonian (posibil și Carbonifer inferior); 2 – Ciclul
Permian – Triasic; 3 – Ciclul Jurasic – Eocen; 4 – Ciclul Badenian – Romanian. Fiecare din aceste cicluri
mari au avut scurte intervale de exondare când sedimentarea a fost întreruptă. Evoluția Platformei
Bârladului diferă de cea a Platformei Moldovenești prin faptul că în ciclul al doilea și prima parte din
cel de al treilea (Jurasicul), Platforma Moldovenească a fost exondată. De asemenea în ciclul ultim,
sedimentarea în Platforma Bârladului s -a continuat pâ nă în Romanian inclusiv. Datele obținute din
foraje arată că în Jurasic maxima afundare a platformei era în partea de S, în vecinătatea orogenului
Nord Dobrogean, ca urmare a unei posibile subducții sub acesta. În timpul ultimului ciclu de
sedimentare, Bad enian – Romanian, afundarea maximă este spre V, spre orogenul carpatic, unde se
manifestă o subsidență activă, care a condus la acumularea unei stive groase de sedimente, de cca
4000 m. Subsidența este determinată de șariajul orogenului peste platformă de mișcările moldave
din Sarmațian. Ca și în Platforma Moldoveneasca , cuvertura Platformei Bârladului prezintă o
înclinare slabă (7 -8 m/km) spre SE, mai accentuată (12 m/km ) fiind la V de valea Siretului. Platforma
Scitica se prelungeste spre nord pe sub avan vosa si pe sub panzele moldave si face jonctiune cu

Platforma Europei Centrale. Sandulescu sustine aceasta ipoteza prin asemauirea faliei Rava Rusca
limita dintre platforma Europei Centrale (Scitica) si Platforma Europei Occidentale cu falia Solca( fiind
o prelungire a faliei Rava Rusca).

Platforma Moesica
Platforma Moesica un bloc de varsta Paleozoic (Cambrian -Ordovician) care este situata in
partea de sud a Romaniei, dar se intinde si mai la sud de granita pe teritoriul Bulgariei. Are ca limita
nordica Falia Sf.Gheorghe care seprelungeste spre NV prin falia Trotusului, spre vest limita nordica
este reprezentata de orogenul Carpatitlor Meridionali si respectiv de falia Pericarpatica . Platforma
Moesica este compusa din doua domnii majore, domeniul Valah si domeniul Dobrogean (Fig.3) .
Domeniul Valah si domeniul Dobrogean sunt separate de o falie crustala numita Falia Itramoseica.
Domeniul Dobrogean este separat in sectorul Dobrogei de Sud situat intre falia Intramoesica la sud si
falia Capidava -Ovidiu la nord si sectorul Dobrogei Centrale cu limita sudica data de Falia Capidava –
Ovidiu si cu o limita nordica data de Falia Peceneaga -Camena respectiv Orogenul Nord Dobrogean .

Fig.3 Principalele sectoare ale platformei Moesice: 1=Secto rul Valah; 2=Sectorul Dobrogean
(Sandulescu 87)
Alcatuirea soclului Platformei Moesice
Fundamentul cristalin este constituit din s isturi cristaline, roci magmatice, roci
mezometamorfice și epimetamorfice. Soclul sau fundamentu l cristalin s -a constituit oda ta în
orogeneza careliana (2000 -1900MA) , iar adoua oara în orogeneza cadomiană (650 -550Ma) .
Jumătatea sudică a pplatformei inclusiv Dobrogea de sud are un soclu vechi de varsta carelian a, în
timp ce partea nordică are vârstă cadomiană de tipul șisturilor v erzi din Dobrogea Centr ală.
Fundamentul cristalin afloreaza la zi în Dobrogea Centrală, unde se ident ifică: – o serie

mezometamorfica de Altân -Tepe, situata in anticlinalul Ceamurlia – Bașpunar, de la sud de falia
Pece neaga – Camena,cu vârstă careliană si – o serie “șisturilor verzi” de vârstă cadomiană. În
anticlinalul Ceamurlia – Bașpunar seria de Altân – Tepe este reprezentată prin micașisturi cu
muscovit, bioti t și granat , cuarțite și amf ibolite străbătute de filoane de pegmatit, ceea ce indica
metamorf ismul unei succesiuni sedimentare. Din determinările de vârstă absolute (634 – 711 mil.
ani) rezultă că această serie a fost remobilizată într -o orogeneză mai nouă. La partea superioară a
succesiunii exista o serie retromorfozată ce are o vârstă de 530Ma . Acesta înseamnă că s isturile de
Altân Tepe sunt meta morfozate orogenezei cadomiene.
În Dobrogea sudica fundamentul cristalin este intalnit in foraje le executate în perimetrul
localităților Palazu și Cocoșu. În bază intalnim o seri e catametamorfică – migm atică formata din
gnaise granitice, peste care se suprapune o succesiune mezometamorfică constituită din micașisturi
și cuarțite cu o intercalație ferug inoasa asema nătoare seriei de Krivoi – Rog din Platforma Est
Europeană. Valorile de 1600 – 1850 mil. an i indică o varstă a Proterozoic inferioară – Arhaică, ceea
ce ne arata că acestea aparțin orogenezei vechi svecofeno – careliană reprezentata bine in nordul
Europei(Suedia Finlanda) . Peste ace ste formațiuni intalnim o serie ankimetamorfică, cunoscută sub
numele de seria de ,,Cocoșu ’’, ce reprezintă o succe siune vulcano – sedimentară usor
metamorfozată constituită di n roci verzi, diabazice intercalate cu gresii arcoziene, conglomerate,
microconglomerate și șisturi cen ușii violacee. Determinările de vârstă absolută de 550 mil. ani, indică
că metamorfismul s -a produs în orogeneza cadomiana . Platforma ce a fost consolidata în
Proterozoicul i nferior este din nou fragmentata prin deschiderea arii geosinclinale, unde sau
acumulat depozite vulcano – sedimentare cu grosimi de aproximativ 3000 m, care au fost slab
metamorfozate i n faciesul șisturilor verzi, structura rocilor inițiale fiind usor de identificat .
Depozitele de flis acumulate sunt reprezentate de o succesiune ritm ică de filite de culoare roșie,
violacee și cenușie, roci tufogene, grauwacke, gresii calcaroase , și microconglomerate. Seria
așisturilor verzi afl orează larg în Dobrogea Centrala între cele doua falii majo re: Pece neaga –
Camena, la nord și Capidava – Ovidiu, la sud. Contactul dintre ce le două formațiuni este de natură
tectonică, pusa in evidenta si de dizarmonia structurală dintre șisturile mezometamorfice și cele
ankimetamorfice. Primele au orientarea NV -SE, paralelă cu cele două acidente tectonice majo re
Fig4. , în timp ce șisturile verzi sunt direcționate E -V.
Retromorfismul si varsta mai recenta a unor formatiuni din anticlinalul este explicat prin
mobilitatea celor doua falii Baspuna Situația este dată de mobilitatea celor două falii,iar datele
geofozoce și de foraj ne arata ca că seria mezometamorfică încalecă formațiunea epizonală a
șisturilor verzi, în lungul faliei Capidava – Ovidiu, fără a se cunoaște amploarea șariajului. Vârsta
acestei încălecări poate fi considerata cadomiană târzie – caled onian care este mult mai veche decât
primele depozite sedimentare.

Fig 4. Structura Dobrogei centrale O.Mirauta, 1969 1=Anticlinalul Ciomurlia -Baspuna; 2=Seria
Siturilor verzi.
La vest de falia intramoesica de pe aliniamentul Alexandria – Fierbinți – Valea Dâmboviței
datele de foraj sunt relativ puține privind fundamentul cristalin. Cele câteva foraje au întâlnit șisturi
cristaline mezometamorf ice sau retrometamorfozate. Dupa datele geofizice I. Gavăt, R. Botezatu și
M. Visarion (1973) interpreteaza că fu ndamentul platformei valahe din jumătatea sudică are vârstă
precambriană (carelină) și că se prelungește până în Dobrogea de Sud, iar în jumătatea nordică
cuprinde o serie epimetamorfică de vârstă Proterozoic superior – Cambrian inferior, ce corespunde
orogenezei cadomiane. Contactul dintre cele două zone , după aceeași autori, este de natura unei
falii crustale orientate aproximativ E -V. În orice caz, structura fundamentului cristalin din sectorul
valah al platformei Moesice este diferită față de cel din D obrogea de Sud, diferența fiind dată de
numeroasele intruziuni magmatice (granodioritice, granite gabroice), care după ultimele date, ar fi
hercinice și nu precadomiene, cum se credea. Dintre acestea se diferențiază net corpul magmatic
Balș-Optași -Slatina, care creează un amplu bombament, fiind constituit în partea nordică din roci
magmatice acide, în general, iar în partea sud -vestică, din roci gabroice și diorite.
Cuvertura sedimentară. După etapa de consolidare, platforma a suferit mai multe mișcări de
basculare care au determinat transgresiuni si regresiuni, rezultând mai multor cicluri de
sedimentare: paleozoic, permo -triasic, Jurasic mediu – Cretacic, Badenian inferior – Cuaternar. Încă
de la început trebuie remarcat că sedimentarea s -a derulat pe un p aleorelief destul de accidentat, ce
a avut ca rezultat depunerea unei cuverturi cu grosime foarte variabilă și dispusă inegal. Această
morfologie indică comportamentul casant al platformei introdus de mișcările oscilatori pe care le -a
suferit diferitele co mpartimente încă din orogeneza cadomiană. Aceasta înseamnă că suprafața

platformei este marcată de o serie de ridicări, separate de depresiuni în care depozitele sedimentare
au grosimi considerabile, de până la 10000 m (D. Paraschiv, 1979). Datorită comple xității condițiilor
de sedimentare succesiunea cuverturii poate fi separată în șapte unități litofaciale de roci clastice și
carbonatice cu o anumită repetabilitate: complexul detritic inferior al intervalului Cambrian –
Devonian inferior, complexul carbon atic din intervalul Devonian superior – Carbonifer inferior,
complexul detritic al Carboniferului superior – Triasic inferior, complexul carbonatic Triasic,
complexul detritic Triasic superior – Jurasice mediu, complexul carbonatic Jurasic superior – 25
Cretacic inferior și seria detritică a Neogenului. Complexele litologice reprezintă ecouri a
principalelor evenimente de tectogeneză ale orogenezelor, ce s -au derulat în vecinătatea platformei.
Ciclul I de sedimentare al Paleozoicului se extinde aproape pe î ntreaga suprafață a platformei, cu
excepția Dobrogei centrale, care era în poziție emersă și câteva ridicări structurale. De asemenea
trebuie remarcat în Dobrogea sudică sedimentarea se instalează de abia în Silurian. Cambrian –
Ordovicianul, întâlnit numa i în sectorul valah al platformei, formează o succesiune de până la 1200 m
grosime în care se pot separa: seria inferioară detritică grezo – cuarțitică și o alta superioară
predominant pelitic. Seria inferioară prezintă o succesiunea cu o mare variabilitat e petrografică:
gresii argiloase verzui, gresii cu ciment muscovitic și silicios – sericitic, gresii arcoziene cu intercalații
subțiri de argilite – siltite, cuarțite cenușii și negre, ortocuarțite albe și cenușii, verzui,
microconglomerate cuarțitice și a rcoziene. Spre finele succesiunii se constată o creștere a frecvenței
intercalațiilor pelitice, fiind caracteristice Ordovicianului. Silurianul are grosimi, de asemenea, de
până la 1200 m în depresiuni și are caracter transgresiv și discordant pe ridicăril e structurale.
Reprezintă o succesiune, cu o bogată faună de graptoliți, de argilite microgrezoase și cloritoase, cu
intercalații de gresii, calcare organogene și detritice, iar la diferite intervale nivele de tufuri
vulcanice. În Dobrogea sudică a fost în tâlnit același facies al seriei detritice inferioare, cu șisturi
argiloase, negricioase, străbătute de numeroase diaclaze umplute cu calcit sau cu pirită. Devonianul
este caracterizat prin trei entități litofaciale cu o bogată faună de brahiopode, lamelibr anhiate,
trilobiți, crinoide etc.: seria argilitică inferioară ce indică o continuare a condițiilor de sedimentare
din Silurian, seria grezoasă și seria dolomit – evaporitică. Cea din urmă constituia prima serie
carbonatică, atingând grosimi mari în depres iuni (Călărași), fiind constituită din dolomite cu
intercalați de anhidrite, în bază și din calcare organogene, la partea superioară. Trebuie remarcat
caracterul bituminos al succesiunii, care scade spre partea superioară. În Dobrogea de sud este
întâlnită aceeași succesiune ce se încheie cu complexul carbonatic bituminos, după care această
porțiune este exondată.
Carboniferul a fost deschis pe întreg cuprinsul platformei, cu excepția părții de NE a ridicării
structurale de la Bordeiu Verde. În Carbonifer a re loc schimbarea condițiilor de sedimentare, de la
seria inferioară carbonatică, ce se continuă din Devonian, la una superioară, detritică (cel de -al
doilea ciclu detritic al cuverturii sedimentare). Faciesul carbonatic al Carboniferului inferior, apare î n
continuitate de sedimentare numai în depresiunile tectonice, în rest înregistrându -se o importată
lacună stratigrafică. O a două lacună se situează între seria carbonatică și cea detritică a
Carboniferului superior. Ambele reprezintă ecouri ale ultimelor faze de tectogeneză hercinică
(bretonă și sudetă). Carboniferul inferior carbonatic este reprezentat printr -o mare varietate de
calcare: de la calcarenite și calcare microcristaline la calcare organogene, ce însumează o grosime de
cca. 450 m. Carboniferul superior marchează o schimbare a condițiilor de sedimentare, după faza de
exondare de la sfârșitul Carboniferului inferior, prin trecerea la faciesul detritic, ce constituie o

succesiune groasă de 800 m de argile negricioase, argilite șistoase, gresii sil icioase, de culoare
cenușie negricioasă, grauwacke, marnocalcare brun – vișinii și calcare organogene. Depozitele
pelitice conțin material cărbunos sub forma unor strate subțiri sau diseminat în masa rocii. Ciclul II
de sedimentare, debutează în Permian si durează până la sfârșitul Triasicului, submersia platformei
producându – se numai la vest de Dâmbovița, restul platformei, inclusiv Dobrogea centrală și parțial
cea sudică, fiind în poziție exondată. Permianul. În această perioadă se continuă sedimentarea
faciesului detritic, instalat în Carboniferul inferior, însă se semnalează la diferite nivele intercalații de
depozite lagunare (ghips, anhidrit), ceea ce demonstrează funcționarea teritoriului în condiții de
margine continentală sau ochiuri marine mai mul t sau mai puțin închise. Instabilitatea fundului
marin este dată și de caracterul transgresiv al depozitelor permiene, uneori fiind depuse direct peste
fundamentul cristalin. Grosimea maximă o atinge în depresiuni (până la 2000 m), în timp ce pe
ridicările structurale lipsește sau are grosimi reduse. Triasicul inferior debutează cu un complex
argilos – grezos de culoare roșie format din gresii silicioase brune, vișinii, roz sau albicioase, gresii
argilo -silicioase și microconglomerate cu același mozaic de c ulori și se încheie cu un complex brun –
vișiniu argilos – marnos cu intercalații de gresii calcaroase.
În Dobrogea sudică, în două foraje de lângă Techirgiol au fost întâlnite cuarțite și gresii argiloase
roșcate ce au fost atribuite Triasicului inferior. Triasicul mediu. Instalarea unui climat mai arid
anunțat încă din Triasicul inferior a determi nat schimbarea condițiilor mediului marin, care au
permis acumularea unei stive groase de 1000 – 1200 m de depozite carbonatic – evaporitice.
Aceasta reprezintă o succesiune de calcare, uneori organogene, marnocalcare, calcare dolomitice,
dolomite, anhidri te și sare gemă, la care se adaugă roci clastice cu ciment calcaros ți anhidritic. În
unele zonele depresionare partea inferioară a seriei carbonatice este atribuită Triasicului inferior,
ceea ce înseamnă că acest facies a debutat mai devreme. La sfârșitu l Triasicului mediu platforma
Moesică se ridică astfel încât se instalează procesele erozionale, care au construit un paleorelief al
suprafeței suitei carbonatice. Triasicul superior. Marchează o revenire a condițiilor de sedimentare
din Triasicul inferior , formând seria roșie superioară: argile, marne, marnocalcare, gresii, nisipuri
microconglomerate cu intercalații de anhidrit și gips. Această succesiune indică condiții de margine
continentală, care au trecut în faze lagunare sau chiar continentale. Însum ează grosimi de 900 –
1200 m. Pe parcursul permo – triasicului s -a manifestat și o intensă activitate magmatică efuzivă, ce
se succede în cel puțin, trei faze. O primă fază a constat în roci magmatice efuzive de tipul porfirelor
cuarțifere și feldspatice c ontemporane depunerii complexului detritic inferior al Permianului, ce sunt
întâlnite pe marginea de nord al platformei și la SE de București. O a doua fază este de natură
predominant bazică reprezentată prin bazalte, diabaze și porfire bazaltice asociate cu piroclastite și
tufuri vulcanice și s -a manifestat, se pare, la sfârșitul Permianului. Cea de -a treia fază de magmatism
a avut caracter acid prin depunerea unor porfire feldspatice încadrate de formațiunea carbonatică
permo – triasică. La vest de Olt s -a manifestat și o a patra fază de magmatism, predominant bazic, ce
străbat formațiunea carbonatică a Triasicului mediu. Faptul că aceste efuziuni magmatice sunt
orientate E -V și mai puțin N -S trebuie puse pe seama pe încheierii orogenezei hercinice și apoi pe
spargerii supercontinentului format la sfârșitul Permianului. După Triasic platforma este în mare
parte exondată, stare ce prelungește și în Liasic, fiind supusă factorilor de modelare externi. Ciclul III
de sedimentare cuprinde intervalul Liasic super ior – Senonian, depunîndu -se numai la vest de
Dâmbovița, în sectorul

valah, în timp ce în Dobrogea centrală, care este submersată parțial și Dobrogea de sud
sedimentarea începe cu Doggerul. Această secvență de sedimentare poate fi împărțită într -o serie
detritică inferioară, ce aparține intervalului Liasic superior – Dogger și una superioară, carbonatică a
Malmului Cretacicului inferior. Jurasicul inferior(Liasic) –Jurasicul mediu (Dogger) atinge grosimi
maxime în depresiunea din NE Craiovei, în timp ce spr e E, V și sud se subțiază continuu, marcând
caracterul transgresiv al acestei secvențe. Partea de la est de Dâmbovița; de la sud de Dunăre și
Dobrogea erau arii continentale în care se manifestau procese de modelare a reliefului. Caracterul
transgresiv est e dat de seria detritică inferioară ce atinge grosimea maximă de 600 m în depresiunea
central – moesică de la NE de Craiova, a cărei succesiune poate fi subîmpărțită în două subserii.
Subseria inferioară în care se separă bancuri groase de gresii silicioas e, gresii calcaroase, uneori cu
ciment argilogipsifer sau dolomitic, separate de intercalații de marnocalcare sau argile și marne
negricioase, adesea piritoase. În Dobrogea sedimentarea începe în Dogger într -un golf al bazinului
euxinic, care începea să se deschidă. Jurasicul superior (Malm). În această epocă mediul de
sedimentarea se extinde la aproape toată suprafața sectorului valah printr -o mișcare negativă a
platformei. La început fundul marin era animat de oarecare instabilitatea tectonică ce a determ inat
depunerea unei alternanțe de depozite pelagice și recifale. În continuare, sedimentarea are loc în
condițiile unei subsidențe continue a fundului marin, ce a permis acumularea unei secvențe
carbonatice pelagice de peste 1000 m grosime, în zona de afun dare maximă, ce ar putea fi marcată,
aproximativ, de aliniamentul văilor Teleorman și Jiu și a alteia recifale spre E și V de aceasta. Seria
carbonatică pelagică reprezintă o succesiune de calcare fine microcristaline și pseudoolitice, calcare
lumașelice ș i marnocalcare, cu intercalații fine de argile. În părțile de margine dinspre E și V faciesul
recifal este dat de structuri biostromale, care cuprind calcare fine afectate de recristalizări și
dolomitizări, calcare dolomitice, calcare algale și coraligene, calcare grezoase, cu intercalații de
gresii, marne și nisipuri. În sectorul estic recifii erau de tip franjure și de tip barieră. În Dobrogea
centrală sedimentarea are loc în lungul văii Casimcei, în care se recunoaște succesiunea seriei
carbonatice super ioare, ce atinge grosimi de 350 – 450 m. Aceeași succesiune se întâlnește și în
Dobrogea sudică, la sud de falia majoră Capidava – Ovidiu, unde Jurasicul formează o placă
carbonatică continuă. 29
Cretacicul inferior. Condițiile de sedimentare se păstrează până în Apțian, astfel încât,
grosimea totală a seriei carbonatice (Juasic superior – Apțian) atinge grosimi de 1600 m în
depresiunea central – moesică. În același timp, are loc o restrângere treptată a ariei marine din
sectorul valah, iar sectorul dobroge an se caracterizează printr -o anumită stabilitate a marginilor.
Neocomian. Așa cum s -a arătat mai sus se mențin condițiile de sedimentare în regim pelagic al seriei
carbonatic, care numai pentru acest interval are grosimi de 250 – 350 m. Sunt tipuri variat e de
calcare, îndeosebi, fin granulare, uneori marnoase, marnocalcare. În Dobrogea sudică, succesiunea
Neocomianului apare în malul drept al Dunării la Cernavodă sub forma unor calcare noduloase,
calcare albe fosilifere, calcare cretoase. Trebuie menționat că partea meridională și răsăriteană a
acestei regiuni a fost exondată la sfîrșitul Jurasicul, astfel încât, partea inferioară a Neocomianului
lipsește. Barremian. Aria de sedimentare se restrânge, astfel încât, partea de la vest de Jiu și unele
teritorii restrânse la E de Dâmbovița devin arii continentale. În același timp, partea centrală dintre
Dâmbovița și Jiu âși retrage linia nordică de țărm pe aliniamentul București – Optași. În partea
centrală continuă sedimentarea în regim pelagic a calcarelor fin granulare, uneori cu aspect cretos,
bogate în faună litorală și sublitorală, la care se adaugă calcarenite, marnocalcare și intercalații
subțiri de marne verzui – negricioase. La E de Dîmbovița continuă condițiile recifale în care se depun

calcare organoge ne, condiții care se extind și în Dobrogea sudică, unde sedimentarea are caracter
transgresiv peste ceilalți termeni ai Cretacicului inferior și a Jurasicului. Apțianul reprezintă un
interval în care se remarcă o instabilitate tectonică tot mai accentuată, ca ecou al mișcărilor
premonitorii din faza austrică, care atinge paroxismul în Albian. În sectorul central valah se păstrează
condițiile de sedimentare carbonatică, în timp ce pe margini se resimt influențele continentale. Mai
ales, pe rama sudică și est ică (Dobrogea centrală) influențele continentale se manifestă prin
depunerea unor argile caolinoase, nisipuri silicioase slab cimentate și pietrișuri mărunte, uneori
microcoglomerate cuarțitice. La E de Jiu și Dobrogea sudică formau arii continentale supus e
factorilor de eroziune. Albianul. Mișcările austrice intraalbiene au determinat schimbarea radicală a
condițiilor de sedimentare prin coborârea platformei și inițierea ridicării structurilor central –
carpatice.
Transgresiunea albiană a înaintat progresi v de la E la V, astfel încât s -au produs diferențieri ale
litofaciesurilor. Succesiunea albiană în partea vestică, spre Jiu, este formată din marne și
marnocalcare cenușii, în depresiunea centrală Titu – Alexandria este reprezentată de calcare
grezoase și gresii calcaroase, iar în extremitatea estică, inclusiv Dobrogea sudică, se dezvoltă nisipuri
și gresii glauconitice. Cenomanianul, în sectorul valah, se dispune în continuitate de sedimentare
Albianului printr -o succesiune de 10150 m de marne, marnocalcar e cenușii –albe, calcare cu
intercalații de gresii. În Dobrogea condițiile sunt diferite, depozitele cenomaniene dispunându -se
transgresiv peste Cretacicul inferior și jurasic printro stivă ce cuprinde microconglomerate, în bază,
după care urmează gresii g lauconitice cu fosfați. Turonianul urmează concordant Cenomanianului
prin calcare cretoase calcare marnoase și marnocalcare ce însumează grosimi variabile de 20 – 100
m, în sectorul valah. În Dobrogea centrală Turonianul este transgresiv peste termenii mai vechi a
Cretacicului, fiind în facies detritic al unor microconglomerate silicioase cu ciment calcaros, cu
concrețiuni de fosfați, glauconit, mice, feldspați etc. În Dobrogea sudică Turonianul lipsește, aceasta
formând o arie de uscat ce se extindea și în sud-estul sectorului valah al platformei. Senonianul
încheie ce -al treilea ciclu de sedimentare, urmând, de obicei, în continuitate de sedimentare
Turonianului sau discordant peste Albian. În sectorul valah însumează un pachet de 450 m grosime
alcătuit di n calcare cretoase, calcare, calcare organogene, calcare grezoase cu silexuri sau tufuri. În
Dobrogea centrală condițiile de sedimentare rămân relativ constante ca și în Turonian, prin
depunerea unor microconglomerate peste care urmează gresii calcaroase a lbicioase, slab
glauconitice. În Dobrogea sudică, senonianul se dispune discordant peste depozitele Cenomanianului
sau termenii mai vechi ai Cretacicului, într -un mediu marin diferit, care a determinat acumularea
unei stive groase de 300 m de calcare creto ase și cretă. Depozitele Cretacicului sunt larg deschise de
eroziunea văii Carasu și de valea Dunării. Ciclul IV de sedimentare cuprinde depozitele Paleogenului,
Miocenului, Pliocenului și Cuaternarului, care au colmatat bazinul dacic conturat începând cu
Sarmațianul în urma mișcărilor stirice târzii intrabadeniene. La sfârșitul Cretacicului, ca urmare a
mișcărilor laramice, care au determinat cutarea și ridicarea unor structuri majore din 31
Carpați, Platforma Moesică a devenit o largă arie continentală pr esărată însă, cu ochiuri
marine, unde s -au depus depozitele Paleogenului. Paleogenul apare local în unele zone subsidente,
care s -au conturat la nivelul Eocenului. Mișcările de subsidență s -au manifestat la vest de Jiu, în
estremitatea sudică a depresiunii Călărași – Alexandria și în zona Mangalia – Eforie Nord – Agigea.
Succesiunea Eocenului constă în nisipuri cuarțoase, uneori glauconitice, calcare și calcare grezoase,
ce însumează grosimi de 10 – 75 m. La sud de Mangalia a fost determinat și Oligocenul r eprezentat

prin șisturi argiloase disodilice cu resturi de pești. Miocenul este reprezentat prin partea sa median –
superioară, subsidența producându -se treptat dinspre avanfosa carpatică, în cazul sectorului valah,
sau dinspre bazinul pontic în Dobrogea s udică. Badenianul superior are caracter transgresiv fapt
pentru care este distribuit discontinuu, ocupând ariile depresionare. Transgresiunea s -a extins
dinspre avanfosa carpatică, astfel încât, este întâlnit în partea nordică subsidentă a sectorului valah
și în depresiunea Alexandria –Roșiori. De asemenea, dinspre pontul euxinic marea a avansat
cuprinzând teritoriul Dobrogei sudice. În partea nordică a sectorului valah Badenianul constituie un
pachet de 50 – 280 m grosime, care cuprinde conglomerate cu cim ent argilos și marnos, calcare
grezoase, calcare dolomitizate, cuarțite. În Dobrogea sudică, Badenianul se dispune transgresiv peste
depozitele Cretacicului și Eocenului cu o structura litologică relativ diferită ce începe prin argile verzi
sau gălbui făr ă stratificație, calcare lumașelice, marnocalcare, gresii calcaroase și
microconglomerate. Întrucât conținutul faunistic are multe elemente comune, înseamnă că între
sectorul dobrogean și cel valah exista o corespondență, probabil prin depresiunea Călărași –
Cartojani. Sarmațianul urmează după o scurtă perioadă de întrerupere a sedimentării, după care se
instalează marea transgresiune care a deschis bazinul dacic care acoperea toate unitățile de vorland
cu excepția Dobrogei centrale, care era în cea mai mar e parte exondată. Mediul marin devine
salmastru simțindu -se influența aportului de apă dulce dinspre Carpați, iar în unele cazuri depozitele
au o structură deltaică. Caracterul molasic al sedimentării este dat de succesiunea relativ monotonă
de argile, mar ne, nisipuri, gresii calcaroase, cu intercalații de calcare lumașelice și oolitice, în partea
mediană și de turbă, la partea superioară. Faciesurile recifogene sunt mai frecvente în părțile mai 32
ridicate ale fundului marin. În Dobrogea centrală Sarmațian ul este prezent prin iviri sporadice
în preajma localităților Năvodari și Capu Midia de la gura golfului ce s -a prefigurat încă din Jurasic în
lungul văi Casimcei. Pliocenul. În această etapă bazinul dacic se extinde și la sud de Dunăre, în timp
ce suprafa ța sa se restrânsese la sfârșitul Miocenului prin exondarea Platformei Moldovenești și
Dobrogei sudice. La sfârșitul Pliocenului acesta se retrage și mai mult prin ridicarea Platformei Scitice
și a părții vestice a sectorului valah al Platformei Moesice. P e parcursul Pliocenului mediul de
sedimentare devine din ce în ce mai dulcicol, astfel încât, în Cuaternar depunerea sedimentelor are
loc în condiții lacustre, în centru și fluviatil – lacustre pe marginea nordică, estică și sudică. Meoțianul
atinge grosim i maxime în partea de E și la V de linia Jiului, fiind format dintr -o alternanță de nisipuri,
gresii, argile și marne. De altfel, se poate separa un orizont inferior predominant pelitic (argile și
marne) și unul superior în care frecvența nisipurilor și gr esiilor calcaroase crește spre partea
superioară. Însă de la o zonă la alta se constată o variație a raporturile dintre fracțiunea detritică și
pelitică, ceea ce arată complexitatea condițiilor de sedimentare. Ponțianul depășește transgresiv cu
puțin, spre S, spațiul depozitelor meoțiene și sunt cele mai vechi depozite care apar la zi în malul
Dunării între Calafat și Cetate, precum și în valea Jiului, pe malul drept, în dreptul localității Zăvalu.
Grosimea depozitelor ponțiene este variabilă atingând maxim um de 700 – 800 m pe rama nordică,
unde platforma începe să se afunde spre catena carpatică, și spre NE în localitățile Bordeiu Verde –
Ghergheasa. Litologic este format predominant dintr -un complex argilos – marnos cu excepția
extremității de E și deV, un de apar intercalațiile nisipoase. Dacianul urmează în continuitate de
sedimentare cu Ponțianul, însumând o grosime de 500 m. în care la partea inferioară predomină
depozitele detritice de tipul gresiilor, microconglomeratelor și nisipurilor, cu intercalați i de argile,
marne și marnocalcare și la partea superioară domină fracțiunea pelitică. De semnalat sunt
intercalațiile cărbunoase de pe rama nordică și care se extind spre sud până la latitudinea
Bucureștiului. Romanianul încheie sedimentarea pliocenă, așt ernându -se în continuitate de

sedimentare peste depozitele daciene într -o succesiune ce însumează peste 1000 m grosime.
Reprezintă o alternanță de argile, marne, nisipuri, conglomerate cu intercalații de cărbune și calcare
lacustre. Originea acestor depozi te este 33
diversă lacustră, fluviatilă, deluvial – proluvială și eoliană (depozite leossoide), ceea ce
demonstrează influența spațiului continental înconjurător, atît de pe rama nordică, carpatică, cât și
de pe cea sudică. Cuaternarul reprezintă ultima et apă de evoluție a sedimentării din platforma
Moesică, în condițiile în care domeniul lacustru se restrânge continuu spre parte de E și NE. În
Pleistocenul inferior pe rama de N predominau condițiile fluviatil – lacustre, cu un transport masiv
de aluviuni g rosiere de tipul pietrișurilor, bolovănișurilor și nisipurilor în alternanțe cu argile și argile
marnoase din zona carpatică, constituindu -se ceea ce fost denumnit faciesul de Cîndești a cărei
grosime maximă de pe 150 m este atinsă pe rama curburii Carpați lor, între văile Argeșului și
Buzăului. Orizonturile detritice sunt uneori cimentate și ușor cutate ca urmare a acțiunii ultimelor
mișcări valahe de la sfârștul Pliocenului și începutul Cuaternarului. De pe rama sudică rețeaua
hidrografică transporta aluvi uni ceva mai mărunte, nisipuri, nisipuri grosiere și pietrișuri mici în
alternanță cu argile, formând faciesul de Frătești, care este contemporan cu stratele de Cândești.
Îndințarea celor două faciesuri se face în partea de subsidență maximă, care este ati nsă imediat la
sud de falia pericarpatică. Sedimentarea continuă în Pleistocenul mediu în condițiile restrângerii
continue spre E și NE a ariei lacustre, depunându -se aluviuni a căror origine este carpatică, iar pe
rama sudică își face simțită eroziunea și sedimentarea Dunării. În același timp, are loc un transport
masiv eolian prin a căror depunere au format depozite leossoide pe zonele înalte ale platformei deja
exondate. Originea sedimentelor trebuie să fie tot carpatică prin denudarea depozitelor glacia re,
perioada suprapunându -se, în parte interglaciarului Gunz – Mindel, la partea inferioară și Mindel –
Riss, la partea superioară. În același timp, rețeaua hidrografică care se scurgea din Carpați și Dunărea
începe modelarea sistemelor de terasă, acestea fiind ecoul mișcărilor neotectonice, care s -au
manifestat în Cuaternar, fără efecte de cutare, și au ridicat epirogenic Carpații, în timp ce partea de
NE a platformei suferea o mișcare de subsidență. În Pleistocenul superior continuă sedimentarea în
condiț ii lacustre, iar pe rama nordică se manifestau puternic condițiile fluviatile cu formarea marilor
piemonturi de la contactul ariei cutate, carpatice, cu platforma Moesică. Sedimentarea a fost
îndeosebi grosieră, de tip torențial cu formarea de conuri de de jecție, constituite din bolovănișuri,
pietrișuri și mai rar nisipuri. În alte zone cum ar fi între Teleajen și Prahova a dominat o 34
sedimentare de material fin formînd argile, argile nisipoase, nisipuri, nisipuri argiloase etc. În
paralel, continuă forma rea sistemelor de terasă al rețelei hidrografice și subsidența sectorul estic și
nord – estic , ce are ca efect schimbarea de curs a rețelei hidrografice. De asemenea, se acumulează
o stivă groasă de depozite leossoide în partea vestică, dar, mai ales, în partea estică și nord estică, a
cărei litologie este dată de argile nisipoase prăfoase roșcate, argile și silturi gălbui. Perioada
corespunde interglaciarului Riss –Würm, ceea ce explică formarea unui pachet gros de loess, care a
avut ca sursă depozitele g laciare destul de extinse în catena carpatică. Holocenul încheie evoluția în
ultimii 10.000 ani a reliefului platformei Moesice, după ultima glaciațiune (Würm) prin sedimentarea
în lacul ce se retrăgea continuu spre NE, unde și în prezent este altitudinea cea mai joasă a
platformei. Sedimentele depuse sunt fine și grosiere, nisipuri și pietrișuri, argile și mâluri, care
colmatează spațiu lacustru. În cadrul acestuia se pot remarca vechi cursuri de apă, grinduri și terase
înecate. În același timp, se formeaz ă terasele joase și luncile rețelei hidrografice ce se scurgea din
Carpați.