Tupac Ztory@yahoo.com 782 Vouciuc Constantin Licenta 23.06.2020 Text

Ia܈i, 2020 UNIVERSITATEA —ALEXANDRU IOAN FACULTATEA DE GEOGRAFIE ܇I GE LUCRARE DE LICEN܉ Cordonator, ğef. lucr. Dr. Dumitriu Tony – Cristian Absolvent, Vouciuc Constantin 2 3 Geologia anticlinalului Doamna – HoraiĠa, secto între pâraiele Almăİel İi Si BistriĠa, pânza Cutelor Ma 4 Cuprins Introducere … … … . 5 1. Pânza Cutelor Marginale. Litostratigr .. 7 1.1 FormaĠiuni cretacice … … .. 8 CŽƌŵĂƜŝƵŶĞĂ ĚĞ {ĉƌĂƚĂ … … … .. 8 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ĚĞ [ĞƉƔĂ … … … .. 10 1.2 FormaĠiu ni paleocen – eocene … … . 12 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ĚĞ LnjǀŽƌ … … … .. 12 Forma ԑŝƵŶĞĂ ĚĞ tŝĂƚƌĂ ÜƐĐĂƚĉ … … … . 14 Form ĂԑŝƵŶĞĂ ĚĞ WŐŚĞĂďƵ aĂƌĞ … … … . 16 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ /ĂůĐĂƌĞůŽƌ ĚĞ 5ŽĂŵŶĂ … … … 17 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ĚĞ .ŝƐĞƌŝĐĂŶŝ … … … .. 19 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ŐƌĞƐŝĞŝ ĚĞ [ƵĐĉĐĞƔƚŝ … … … . 20 1.3 FormaĠiuni oligocene … … .. 2 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ŵĞŶŝůŝƚĞůŽƌ ŝŶĨĞƌŝŽĂƌĞ … … … 2 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ŵĂƌŶĞůŽƌ ďƌƵŶĞ ďŝƚƵŵŝŶŽĂƐĞ … … .. 24 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ĚŝƐŽĚŝůĞůŽƌ ŝŶĨĞƌŝŽĂƌĞ Ɣŝ ŐƌĞƐŝĞŝ Ě … … . 25 CŽƌŵĂԑŝƵŶĞĂ ĚŝƐŽĚŝůĞůŽƌ ƕŝ ŵĞŶŝůŝƚĞůŽƌ ƐƵƉĞƌŝŽĂ … … . 27 2. ConsideraĠii structural – tectonice … … . 29 Concluzi … … … .. 31 Bibliografie … … … . 3 Anexe … … … .. 35 5 Introducere Zona de studiu reprezint ă sectorul nordic m ărginit de pâraiele Almăİel ( lat 47° 2’49.68″N ܈i long. 26°15’57.27″E ) İi Silvestru ( lat 47° 4’10.65″N ܈i long. 26°16’27.49″E ) , situat la v est de satul Poiana Crăcăoani ܈i la Sud de satul Cracăul Negru . Fig. 1c Localizarea zonei de lucru (Harta tectono – sctructurală, modificata d Altitudinile din regiunea studiat ă sunt cuprinse între 700 m importante cursuri de apă sun t pâraiele Almă܈el, Silvestru, Hor Ulmu. Geologic, zona descrisă este marcată de n܊ a fli܈ului carpatic e acestuia, al ături de cele prezente î n fli܈ul intern, sunt predomi formeaz ă o fâ܈ie continu ă din valea Sucevei până în valea Dâ Ín cadrul fli܈ului intern au fost separat e două unită܊i: unitatea de , iar în cel extern separându – se : unitatea de Audia, unitatea de Tarc ău ܈i unitatea de Î n ceea ce prive܈ te perimetrul studiat, dintre toat identificam aici doar cele care apar܊in pânz . ( F ig.1c) 6 Alături de datele ܈i informa܊iile extrase din consistent de informa܊ii preluate din teren p specific ă, descrisă în detaliu în concluzii. 7 1. Pânza C utelor M arginale . Litostratigrafie İi cronostratigrafie Pânza Cutelor Marginale afloreaz ă rareori, doar intr – o serie de ferestre sau semiferestre tectonice, aceasta fiind depă܈ită, uneori in Aceasta a mai cu alte denumiri: ‚unitate marginală“, ‚un fid e Săndulescu et. al. 19 84 ). Forma܊iunile participante în alcătuirea p Miocen. Cretacicul inferior este reprezentat în afloriment de Stratele de Streiu – turonian, în semifereastra Vrancei ܈i de Stratele d – albian, în semifereastra Bistri܊e , însă acesta a fost studiat ܈i prin fora tip fli܈ ܈istos – grezos din cazul stratelor de Streiu, la cel de t ip ܈istos – calcaros în bază superioară formată din calcare cu silexuri Odată cu Vraconianul sau Turonianul, în vărgate,radiolarite ܈i spongolite. Partea superioară este a lcătuită dintr – o structură marnocalcaroas brecii calcaroase, care se opresc odată cu î (fide Bădescu et. Bazinul Cutelor Marginale de܊ine o varia܊ e tip fli܈ fiind subordonate ܈i regăsite în Pa Gre܈u , în rest se întâlnesc dezvoltări detritic – calcaroase ܈i marno – ܈istoase de gromi În cazul Oligocenului întâlnim litofaciesul bituminos cu gresie de Kliwa, uneori se observându – se ܈i sedimentarea grosieră, conglomera tip dobrogean. Unele dintre caracterele principale ale sucesiuni sedimentare ale pânzei Cutelor Marginale pot fi reprezentate de dezvoltarea secven܊elo relativă a intercala܊iilor de conglomerate c (fide Săndule al. 1984) 8 1.1 FormaĠiuni cretacice Cretacicul aflore a ză la zi numai în semiferestrele Bistri܊a ܈i este repreze Forma܊iunea de Sărata ܈i Forma܊iunea de Lep܈a . Sedimentarul c retacicul inferior este evoluat intr – un litofacies similar negre, cu însu܈iri mai eviden܊iate de fli܈ î semifereastra Vrancei ܈i semifereastra Bistri܊e i. Acesta constituie partea externă a lit Orientali ܈i aflorează atât în semifereastra semifere astra Bistri܊ei, aici identificându – se ca Strate de Sărata. Cretacicul superior nu apare dezvoltat î n facies de fli܈ . Este constituit dintr – o serie marnocalcaroasă cu unele intercala܊ii de gre zona bazală a paleocenului. (fide B ădescu et. al. 205 ) Forma܊iunea de Sărata Forma܊iunea de Sărata a fost denumită astf e către Băncilă în anu Sărata din zona Piatra Neam܊. Forma܊iunea de Sărata este împăr܊ită în tre un membru bazal argilo – calcaros, unul mediu cu lidiene ܈i un membru superior de cal ( Fig.1 a) Fig.1 a Coloana litologică a Formaаiuni 9 Ín semifereastra Bistri܊a – Râ܈ca , Forma܊iunea de Sărata apare anticlinoriu Doamna – Horai܊a. Particularită܊ile acesteia face ca de la un succesiunea completă, termenii superiori fiind absen܊i, – calcaros luând contact direct cu Forma܊iunea – eocene. (fide Grasu et. al. 198) ( Fig. 1b) Membrul inferior argilo – calcaros are un caracter de fli܈, gra secven܊elor bazale ale ritmurilor. Ritmurile sau arenitic ܈i unul superior lutitic. În cazul termenului inferior cu aspect microruditic ave m un fond de calci cu aspect de ciment bazal , care cimentează o frac܊iune epic epiclastică este in procent de 15% – 20% aceasta fiind alcătuită granoclaste cuar܊oase ܈i feldspa܊i potasici. Ín cazul bioclastelo molu܈te, brachiopode, plăci de echinide ܈i c acestea sunt de fapt biosparite, granula܊ia grosieră a f – ܈i epiclastice dân d aspectul microruditic. Termenul lutitic este format din argile o de Audia din unită܊le vestice. Acestea pierd raportul dintre cele 2 secven܊e, baz ală calcaro – grezoasă ܈i cea lutitică Acest lucru rezultă ca lutitele sa predomin – calcaros cu 83%. (fide Grasu et. al. 198) Fig.1 b Formaаiunea de Sărata pe pârâul 10 Dincolo de caracterul ritmic acest membru apar ca sferosiderite sau ca lentile strat, a ro܈ie cărămizie în sta re alterată. Membrul mediu cu lidiene este alcătuit din , dar deschiderea acestuia este incompletă pent . Membrul superior al calcarelor cu silicifieri apare cu o grosime in jur de 60 – 10 m, acesta fiind alcătuit din strate de 10 – 40 – 60 cm. Con܊ine microrudite cu ro 40 cm. Calcarele au silicifieri, într e gul compex find diaclazat. Acestea se amănă cu ni܈te cu bioclaste cu caracter grezos. Bioclastele sunt formate din spiculi de spongieri calcedonitici, foraminifere bentonice ܈i plăci de echinoder corespund petrografic unor silicolite. (fide Grasu et. al. 198) FormaĠiunea de Lepİa Forma܊iunea de Lep܈a este cunoscută ca fiin pânza Cutelor Marginale ܈i reprezintă Senonianul ܈i pentru semife – Râ܈ca. Aceasta se zona studiată între Forma܊iunea de Sărata ܈ i Forma܊iunea de Izvor unde laminate. ( Fig. 2a) Fig. 2a Coloana litologică a Formaаiun Rocile marnoase reprezintă elementul cel mai răspândit în tipuri de trecere către argile calcaroase sau spre calcare argi epiclastic care pot duce la calcare grezoase sau chiar la rudite. 1 Calcarele argiloase ܈i marnele se regăses ce se poate observa doar la capet ele stratelor, înso܊ite de d milimetrice sau chiar subcentimetrice. În teren acestea sunt prezente ca ni܈te foarte des sunt înso܊ite de fragmente de ܈i ari por܊iuni între 2 ܈i 10 cm de roci dure ce au – verzuie sau albicioasă, pătate, ce aduce cu Calcarele grezoase sunt prezente în forma܊iune prin u me cuprins între 2 – 10 cm. Aceste intercala܊ii de roci au asp roci regăsite la distan܊e mari sunt dure, co ( Fig. 2b) Fig. 2 b Formaаiunea de LepЮa pe pârâul Яiganca Complexul marnos este întrerupt de o brec calcare de dimensiuni de până la 1 m. Blocu – negricioasă, printre multitudinea de roci verzi care se aseamănă cu ܈isturile c o – cloritoase. Faciesul brecios, face loc lateral marnelor clasice ale Senoni argilite negre sau lidiene din Forma܊iunea d (fide Grasu et. al. 198) 12 1.2 FormaĠiuni paleocen – eocene Bazinul pânzei Cutelor Marginale de܊ine o multitud deferen܊a fiind faptul ca faciesurile de tip Paleocen. Ín toate cele trei digita܊ii ale pâ Cutelor Marginale Eocenul are faciesuri distincte. Se remarcă o uniformizare facială odată cu se întinde până in Oligo când se acumulează depozitele sedimentare ale FormaĠiunea de Izvor Forma܊iunea de Izvor este p rimul reprezentant care marchează începutu aria fli܈ului extern. Aceasta se află între F în acoperi܈ ܈i este similară cu Stratele de H (Joja, Chiriac, 1964 fide Grasu 198), Orizontul calcaro – gresilor cu Litothamnium ( Dicea,1974 fide Grasu 198), Strate de Runcu sau de Putna (Micu, 198 1 fide Grasu 198). ( Fig. 3a) Ín coloana acestei forma܊iuni se deosebes bioclaste ܈ extraclaste de roci verzi, micrite siltitice, ( Fig. 3b) Fig. 3a Coloana litologică a Formaаiu Biosparitele ܈i sparitele cu bioclaste ܈i e se aseamănă cu ni܈ ce poartă numele de calcare allodapice ( Ione faciesurilor turbiditice. Din partea de jos spre partea sup erioară înfă܊i܈area lor 13 corallinaceae, briozoarele, valvele de mol constituie materialul bioclastic, care este , iar u n liant de calcit sparitică le încheagă pe toate acestea. Detrisului predomin roci verzi, cel mai des ܈isturi cuar܊itice , cuar܊ito – sericitoase ܈i clorito – cuar܊itice. La partea superioară se păstrează caract – 76%, silicea 19 – 29%, alumina până la 3,28%, roca prezent mergând chiar până la micritic, cu bioclaste din spiculi de s Odată cu scăderea conĠinutului în carbona – 36%, concomitent cu cr silice 52 – 61% İi de alumină 6,71 – 6,90%, se observă trecerea roc Fig. 3 b Formaаiunea de Izvor pe pârâul Cuejdiu Intercala܊iile cu aspect lutitic nu sunt Valorile silicei sunt de 67 – 75%, iar valorile aluminei sunt m – 13%. Controlul cu RX demonstrează caracterul siltic al acestor r mineralele argiloase sunt subordonate. Culoarea cenuİie negricioas accentuează pe masură ce materialul devine m în materie organică, deİi cantitatea determi fier ar da această culoare, fiind prezente le de culoare neagră – brună 5 – 7%. (fide Grasu et. al. 198) 14 Forma Ġiunea de Piatra Uscată Forma܊iunea este dispusă între Forma܊iunea de Izvor ܈i Forma܊iunea Jghea ܈i aflorează în digita܊ia Doamna din semifereast Vrancei. ( Fig. 4a) Forma܊iunea de Piatra Uscată nu are aspec marno – argiloasă cenu܈ie. Aceasta este formată d in biosparite, biosparite – arenite, gaize – spongolite, argile ܈i argile silicioase. ( Fig. 4b) Fig. 4a Coloana litologică a Formaаiuni Biosparitele ܈i biosparitele grezoase apar grosime, în partea de jos ܈i superioara a coloanei, al aspect arenitic ܈i o culoare cenu܈ie – vânătă. La nivel mineralogic, cea m sparitică datorată bioclastelor, bioclaste fo din briozoare, alge, coralinaceae, foraminifere bentonice ܈i molu܈te. Íntr – o cantitate de 7 – 15% avem partea epiclastică granoclaste cuar܊oase, metacuar܊ite, ܈isturi – cloritoase , iar destul de rar feldspa ܊ii plagioclazi ܈i cei potasici. Gaizele – spongolite apar în forma܊iune ca roci rubanate, cenuİii – verzui, din când în când cu aspect men alungiĠi în sensul laminaĠiei rocii, ev olua܊i pe calcedonie fibroasă, microcristalin, conturează natura acestora. CuarĠ – arenitele con܊in un aspect kliwiform, pu܊in gălbui, cu aureole sa Constituentul principal este cuar܊ul care atinge valori de 90 – 95% ,însă mai apar muscovit ul İi feldspaĠi i plagioclazi, iar ca minerale grele: turmalina, zirconul, rutilul. 15 Argilele İi argilele silicioase sunt roci FormaĠiunii de Piatra Uscată, formând intercalaĠii de grosimi cuprinse între 4 ܈i 20 cm. C uloare a este cenuİie – verzuie, iar lutitele ro܈ii specifice FormaĠiunii de Straja lips esc. Fig. 4 b Formaаiunea de Piatra Uscată pe pârâul AlmăЮel A܈adar caracterul forma܊iunii este predominant lutitic, aproxi lipsesc. Culorile secven܊elor silto – argiloase ܈i argilo – silicioase sunt datora܊ de Fe. (fide Grasu et. al. 198) 16 FormaĠiunea de Jgheabu Mare Această forma܊iune este evoluată în exclus – Râ܈ca ܈i reprezintă un echivalent stratigrafic al Fo După unii autori ceastă formaĠiune reprezintă o succesiune de gresii argiloase “ cu dezvoltări microconglomeratice. ( Fig. 5a) Fig. 5a Coloana litologică a Formaаiuni Depozitele au fost urmărite în zona de stratotip, mai precis în bazinul pârâului Doamna (bazinul BistriĠei), în flancul vestic al an – HoraiĠa, structur prelungeİte pe aproximativ 30 km . FormaĠiunea de Jgheabu Mare prezintă în ba în acoperi܈ Calcarele de Doamna. În zona de stratotip, FormaĠiunea de Jgheabu Mare , prezintă roci dure, bine stratificate, în bancuri centimetrice sau decimetrice, cu aspec t robust . A spect ul rocilor este unul rubanat, dat de trecerea de la lamine – albicioase la lamine cafeni – brune. Amintim aici frecvenĠa diaclazelor, absen܊a granoclasării İi a texturilor de ( Fig. 5b) 17 Fig. 5 b Formaаiunea de Jgheabu Mare FormaĠiunea de Jgheabu Mare este constituită din următoa : spongolite calcaroase, cu tranziĠii spre gaize, calcare de subliniat faciesul particular al forma܊iunii , dezvoltat în exclusivitate cu structura de anticlinoriu Doamna – HoraiĠa. Acesta face referire , în zona de stratotip, la termenilor litologici, lipsa intercalaĠiilor İi a bsenĠa texturilor de curent. (fide Grasu et. al. 198) FormaĠiunea Calcarelor de Doamna Stratigrafic FormaĠiunea Calcarelor de Do Mare ܈i Forma܊iunea de Bisericani ܈i sunt sp borduri externe a pînzei de Tarcău. Ca o concluzie a datelor biostratig ; Joja, Manoliu, 1978 fide Grasu 1988), pachetul se află în Eocenul mediu. ( Fig. 6a) Chiar dacă numele utilizat este cel de o omogenitate, iar calcarele sunt prezente intr – un procent de doar 32%. A 18 Calcarelor de Doamna întâlnim biomicrite sil siltite argilo – nisipoase ܈i marne. (fide Grasu et. al. 198) (F ig 6 b) Fig. 6a Coloana litologică a Formaаiunii Biomicritele silicolitice reprezintă terme forma܊iune cu un aspect de calcare pelitomorfe cenu܈iu – albicioasă uneori cu chaile – uri reprezentate prin nuclee sau – verzuie . Ele formează un aspect bazal gros de apro afi܈ându – se din nou ca intercalaĠii lentilizate în partea superioară n grosimea formaĠiunii de 29 m , calcarele respective ocupă doar 32% . Biosparitele grezoase İi gresiile calcaroa Au aspect grosier, de culoare cenuİie – albăstruie, dure, observându – se ܈i fragmente mi roci verzi. Grosimea acestora variază de la până la 60 cm. Ele reprezin grosimea forma܊iunii. (fide Grasu et. al. 198) Fig. 6 b FormaĠiunea Calcarelor de Doamna pe pârâul Cuejdiu 19 Siltitele argilo – nisipoase apar cu un aspact lutitic, de culoare pete feruginoase maroni, provenite din alterarea unor noduli. Acestea participă într – un procent de 41% în formaĠiune. Marnele sunt prezente în zona superioară nt dure, cu fucoide mari, care se interstratifică cu sil – nisipoase. —Calcarele d în concluzie, o entitate litostratigrafică constitutivi, încât denumirea de —formaĠiune re mai adecvată . Privind geneza lor , e le pot fi încadr ate în categoria calcarelor presupunând că ele provin, din calcitizarea ( Papiu, 1960 fide Grasu 198) FormaĠiunea de Bisericani Forma܊iunea este dispusă între Forma܊iune aceasta incluzând în bază un membru de argi argile cenu܈ii – verzui ܈i ultimul în partea superioară erine. ( Fig. 7a) Fig. 7a Coloana litologică a Formaаiu 20 Este de amintit aici faptul că marnele cu acestea lipsind, iar în membrul mediu, cel c – verzui pot apărea intercala܊ii discontinue, de gresi sau breci cu elemnte de roci verzi. (Fig 7b) Fig. 7 b FormaĠiunea de Bisericani pe pârâul Cuejdiu Pe baza unor analize chimice ܈i mineralog Grasu (198), sus܊ine că lutitele întâlnite aici apa – zise ܈i argile calcaroase,carbona܊ii atingând un procent de roci hibride între argile ܈i silturi, iar min – adevăr argile. Analizele din membrul superior lipsesc astf exactă a acestor roci. (fide Grasu et. al. 198) FormaĠiunea gresiei de Lucăceİti FormaĠiunea Gresiei de Lucăceİti se regăse܈te la finalul Eocenul ui , atât în unitatea de Vrancea, cât İi în litofaciesul de Doamna İi p , gresia dispun ându – se atât peste FormaĠiunea de Bisericani, cât İi (Fig. 8a) 21 Fig. 8a Coloana litologică a Formaаiuni Această formaĠiune se diminuează ca gros Vrancea. Astfel, toĠi autorii a trag atenĠia ca această formaĠiu interstratificate cu marne cafenii İi argile oligocene. Fig. 8 b FormaĠiunea gresiei de LucăceЮti pe pârâul C FormaĠiunea Gresiei de Lucăceİti apare p , aceasta e ste o gresie masivă, foarte dură, dar İi cu secvenĠe (Fig 8b) . Mineralogic, ea aparĠine cuarĠarenitelor,ia într – un procent de peste 90%. MetacuarĠitele, feldspaĠii plagioclazi İi po t. (fide Grasu et. al. 198) 2 1.3 FormaĠiuni oligocene Forma܊iunile oligocene urmează peste forma forma܊iunile oli cele miocen inferioare existând rela܊ii foart sedimentare. Prin depunerea unei forma܊iuni evaporit ,la începutul Burdigalianului, are loc o schimbare importantă în dezvoltarea bazinului de sedimentare a fli . Această schi ne arată finalizarea sedimentării cu caracter FormaĠiunea menilitelor inferioare Stratigrafic menilitele inferioare se reg ăsesc între gresia de Lucăce܈ti ܈ bituminoase. Această forma܊iune este alcătuit – disodilic cu gresii, iar cel din partea superioară fiind m (Fig. 9a) Fig. 9a Coloana litologică a Formaаiu ni menilitelor inferioare Membrul inferior de Lingureİti a pare cu grosimi de la 5 – 20 m, până la 30 – 40 m. Petrografic este alc ătuit din argile calcaroase cafeni cu aspect de marne, argile disodilice, siltite argilo – nisipoase İi cuarĠarenite kliwiforme, unele s Majoritare sunt lutitele mai mult sau mai puĠin bit te İi interc subĠiri de menilite regăsite cel mai des partea superioară a coloanei. 23 Fig. 9 b FormaĠiunea menilitelor inferioare pe pârâul Cuejdiu Membrul menilitelor compacte este întâlnit la partea superioară s ubformaĠiuni Lingureİti İi a Gresiei de TărcuĠa. Este caracteristic Oligocenului bituminoase, având importa܊ă cartografică regională. Prezintă altul. În pânza Cutelor Marginale , menilitele compacte se prezin – 3 m, alteori crescând la 10 – 12 m. Acestea au un aspect de roci fin stratificate, cas – brună, aproape niciodata albicioase, fără materie organică (Fig 9b) . Dupa o analiză chimi su,198) putem observa conĠinuturi ridicate de silice İi extr ne poate indica participarea redusă a materialului detritic studiat petrogeneza menilitelor (Filipescu,1963; Joja,1952; Papiu,1960 fide Grasu,198), recunoscându – se astăz unanim faptul că menilitele sunt roci silicioase 24 FormaĠiunea marnelor brune bituminoase Aceasta este considerat ă un reper cartografic important al Oligocenului, grosimea forma܊iunii fluctuând până la 20 – 6 0 m. Din punct de vedere petrografic acestea nu sunt omogene, varia܊iile cele mai ridicate fiind caracteri , litofa ciesul Fusaru ܈i litofaciesul Pietricica. (Fig. 10a) Fig. 10a Coloana litologică a Formaаiunii Ín cazul litofaciesului de Pietricica al – Râ܈ca, întâlnim intercala܊ii de gresii ܈i con œ 1.5 m, iar conglomeratele situate în partea superioara a mente de roci verzi. Forma܊iunea marnelor brune bituminoase prezintӽ o serie d sau stratificaĠia mai finӽ, frecvenĠa mai mar de silicifiere. Ace sta din urmă este cel mai des întâlnit în litofaciesul de Pietri (Fig 10b). În pânza Cutelor Marginale întâlnim ܈i un al doilea nivel disodilelor inferioare. Acesta a fost regăsit (Băncilӽ, 1958; Ionesi 1988), denumit —marne brune superioare“ sau — apare la o distan ܊ă de 25 – 30 m , uneori 50 – 60 m fa܊ă de primul. 25 Fig. 10b FormaĠiunea marnelor brune bituminoase FormaĠiunea disodilelor inferioare İi gre În forma ܊iunea disodilelor inferioare sunt prezente roci bituminoase, brun – negricioase, cu laminaĠie pronunĠatӽ pe capetele de strat, specificӽ disodilelor îndelung expuse dispa – se vizibilă pirita abundentă, din care se trag gipsul, sulful İ Sunt prezente ܈i disodilele mai slab bitumin Disodilele inferioare pot con܊ine intercalaĠ subordonate, de maxim 20%, Kliwa, centimetrice ܈i metrice, foarte rar m ce provine din intervenĠ materiei bituminoase, dispuse în lamine subĠ deosebit, în reg iunea Calu – Cracӽu , prin apariĠia a unor galeĠi de r semifereastra BistriĠa scade până la 30 – 60 m . (fide Grasu et. al. 198) 26 Fig. 1a FormaĠiunea disodilelor inferioare Юi gr Gresia de Kliwa se suprapun disodilel or inferioare în pânza Cutelor Marginale. (Fig. 1 1 a) Atât ca grosime cât ܈i ca facies, aceasta est Spre deosebire de pânza de Tarcău , aici se produc s chimbӽri faciale . Grosimea se reduce la 20 – 60 m, rar 10 m, producându – se o schimbare , pe anumite segmente, prin rudite cu roci verzi de tip dobrogean. D e cele mai multe ori este foarte dificilӽ separarea acesteia ca orizont d ea clarӽ a diso inferioare de cele superioare . Fig. 1b FormaĠiunea disodilelor inferioare İi gresiei pe pârâul Cuejdiu Gresia de Kliwa, din punct de vedere petrografic (Filipescu, 1936 fide Grasu 198 ) aratӽ c ă aceasta corespunde unor cuarĠarenite. Elementul principal este cuarĠul g într – un procent de 90 – 97 % , urmat de feldspaĠi , lilitoclaste de İisturi verz i ܈i minerale grele. C uloarea roİi a 27 acestei gresi este dată de limonitizarea glauconitulu ritei . Se pot regăsi spiculi de spongieri, radiolari İi fragmente de diatomee, conserva , bioclastele find foarte rare . Liantul este reprezentat de un ciment silicios, pelicular sau de o matrice argilo – sericitic impregnatӽ cu ma terie organicӽ. Grasu (1988) confirmă interpre după care c imentul ar prov e n i din organismele silicioase care seriei oligocene . (Fig. 1 1b ) FormaĠiunea disodilelor ܈i menilitelor superioare Aceasta apare pozi܊ionată stratigrafic î ğoimului ܈i este specificӽ doar pânzei Cute Grasu 1988). Ín cazul acestei forma܊iuni tip ografice sunt multiple. (Fig. 1 2a ) Fig. 12a FormaĠiunea disodilelor Юi menilitelor Putem întâlni disodile tipice, brun – negre, cu laminaĠie pronunĠ gips İi cruste limonitice roİietice; disodil – verzui, ultimele sub forma unor intercalaĠii subĠiri ce; disodile sub forma aspect de marne, negre, bituminoase, în banc (Fig. 1 2b ) Ca ܈i în cazul gresiei de Kliwa, FormaĠiu de tip dobrogean. Sc himbarea se face succesiv, de la di argilo – disodilicӽ, slab consolidate. 28 Fig. 1 2 b FormaĠiunea disodilelor Юi menilitelor pe pârâul Cuejdiu Menilitele apar în partea superioarӽ a nivelului, po devenind compacte. Cu grosimi de 12 – 16 m , uneori ܈i de 20 m , acestea sunt frecvent microcutate. 29 2. ConsideraĠii structural – tectonice Distinse în partea externă a Carpa܊ilor Orientali ( Săndulescu, 1968, 1970 fide Săndulescu, 19 concentrează unită܊ile tectogeneză majoră cu vârstă miocenă. Unită܊ile Moldavide alcătuite din forma܊iuni sedimentare ce au fost ܈ariate (Săndulescu, 1984). Printre aceste unită܊i p Macla, pânza de Audia, pânza de Tarcău, pâ Vrancea) ܈i subcarpatică. Ín momentul de fa܊ă, pânza Cutelor Mar semiferestrelor Vrancei İi Oituz (Dumitrescu 1955, fide Săndulescu 1984) İi a Putnei (J , fide Săndulescu 198 delimitată, în partea internă a unită܊ii în fost identificată prin mai multe foraje mai – a dovedit că pânza Cutelor Marginale, nu reprezintă un ܈ariajului pânzei de Tarcău. Limita externă a pânzei C utelor M arginale a fost pentru mult miocene ce participă la partea sa frontală piedică în separarea subcarpatică. După corelarea datelor limita Săndulescu et. al. 1984) P â nza Cutelor Marginale este alc ătuită in totalitate de for cretacice, paleocen – eocene İi oligocene. Secven܊ele cretacic inferioare decolare tectonică al pânzei, care prin natu (fide Bădescu et. al. 2005) Structural reg ăsim în pânza Cutelor Marginale cutele deversate, cu flanc invers, culcate sau răsturnate, acestea sunt dezvoltate pe toată întinderea zo ܈i reprezin caracterul structural principal al pânzei . Pânza este variabilă ca ܈i complexitate d ltul, astfel încât în semifereastra Vrancei se poate deosebi o unitate internă, 1963 fide Săndulescu, 1984). Situa܊ia prezen aflorează . Deosebiri de facies au loc între cutele margina Pocu܊ia, care duc de asemenea la deosebirea a 1984), Pocu܊ia ܈i Bistri܊a, acestea având re în releu. At ât între 30 subunită܊ile de Gre܈u ܈i Coza cât ܈i între ce diferă, ceea ce apropie subunită܊ile interne, Subunitatea externă este total depă܈ită te icele de rabotaj din fruntea pânzei de Tarcău au afinită܊i cu subunită܊ile lor i întâlnite prin foraje sub pânza de Tarcău, la acesteia. Acest fenomen poate fi d atorat opriri într – un prag mai ridicat al platformei care prin mi܈carea de sub܈ariaj ar fi provocat ܈i o for nordică. (fide Săndulescu et. al. 198 4 ) Prima deformare importantă a avut loc în t ogeneza stirică veche, a de vârstă stirică nouă, ambele fiind contem sub܈ariajului intrasarma܊ian al vorlandului, acestea s – au unit cu cu pânza sub – carpatică , faptul find demonstrat de difer ite foraje ce au întâlnit depozite cuverturii de platformă. Íntre cele două tectogeneze cutele margina demonstreaza reparti܊ia inegală a celor două (fide Săndu lescu et. al. 1984) 31 Rezultate ܈i c oncluzi Scopul acestui studiu a fost verificarea cartografice realizate de autori anteriori ( foaia 35d Crăcăoani L – 35 – 29 – D, 1:50 ) prin realizarea unor campanii de teren ܈i realizarea de măsu In urma interpretării datelor de cartare ob bibliografia consultată, au fost realiza te o hartă g eologică la scara 1: 2 5 .0 , o schi܊ă tec scara 1:2 5 .0 , dou ă sec܊iuni geologice la scara 1:2 5 .0 ܈i o coloană la scar 1:2 5 .0 , pentru regiunea studiat ă. Datele de cartare utilizate pentru realizarea materialelor cartografice men܊i au fost ob܊inute cu ajutorul software – ului specializat, FieldMove geologice. Dac ă p ână nu demult geologul realiza cartarea d instrumente specifice: metoda pasului dublu pentru distan ܊e, altimetru pentru altitudini, harta topografic ă pentru localizare, busola geologică pen nclinării str eventual un aparat de fotografiat, astăzi, î nlocuite, cu suces, de telefoanele inteligente (smartphone) ajutate de aplica܊ dezvoltat de compania Mildland Valley ܈i Petroleum Experts ce perm senzori ai telefonului pentru realizarea ca – un mod mai eficient Astfel aplica܊ia folose܈te pozi܊ionarea pri girosco pul ܈i accelerometrul pentru măsurarea d telefonului pentru realizarea ܈i salvarea fo toate informa܊iile de cartare vor fi georef ܊iate ܈i pozi܊ionate automat pe hart ă, înlesnind interpretarea lor ܈i procesul de cartografiere. După cum am men܊ionat ܈i m teren a fost utilizată ܈i busola geologică , măsurătorilor efectuate pentru direc܊ie ܈i î nclinare, î n teren. Măsurătorile realizate astfel, au fost si prexistente ܈i doar in câteva cazu ri , au arătat diferen ܊e foarte mici. Î n ceea ce prive܈te forma܊iunile geologice ente în regiunea studiat ă, ele se regă î n lini mari, î n punctele descrise de autori anteriori . 32 Datele astfel ob܊inute au fost interpretat – ul Corel Draw pentru a realiza materialul cartografic care h arta g eologică la scara 1:2 5 .0 , s ec܊iunile geologice la scara 1:2 5 .0 , s chi܊ă tectoni că la scara 1:2 5 .0 ܈i coloana litostratigrafica la scara 1:2 5 .0. Astfel, prin interpretarea sec܊ eviden܊ă anticlinalul Doamna – Horai ܊a care prezintă o î nclinare orientată spre In final, prin utilizarea tehnologilo r actuale disponibile, in sc posibila verificarea informa܊iilor preexiste cartografic publicat prin introducerea de noi interpretarea ܈i introducerea tuturor acestor – o platforma digitală, e viitorilor geologi in campaniile de teren ܈i . 3 Bibliografie Bădescu D . (205) , EvoluĠia tectono – stratigrafică a CarpaĠilor Or İi neozoicului. Ed. Economică, Bucureİti. B ăncilă I. (195) – Paleogenul zonei mediane a Fliİului. Bul. İt. al Acad. RSR – 4, Bucureİt B ăncilă I. (1958) – Geologia CarpaĠilor Orientali. Editura StiinĠifică, Buc Botez Cornelia , Nichita O ., Ionel L ., Iorga N ., C ăruntu C. (1967) – Studiul geochimic comparativ între stratele de Bisericani d St. cerc. g eol., geogr., geof., seria geologie X Dicea, O. (1974). Studiul geologic al regiunii Voroneа – Suha Mică – Plotoniаa. Bucure܈ti: s Nr. 1. Dumitrescu I. ( 1948 ) – La Nappe du Grès de Tarc΁u, la zone entre Caİin et Putna , C. R. Inst. géol. Roum., XIX , Bucureİti D umitrescu I. (1952) œ Studiul geologic al regiunii dintre An. con. geol. nr. XIV, Bucureİti. Dumitrescu I. (1962) – Curs de geologie structurala cu elemente de cartografie geologic ă. Ed. Did. Pedag. , Bucure܈ti Dumitrescu I. (1963) œ Date noi asupra structurii Fliİil (CarpaĠii Orientali). Asoc. Geol. carp. – balc., Congr. V, Bucureİt Dumitrescu I., S ăndulescu M. (1968) œ Probleme structurale funda Româneİti İi vorlandul lor . An. Inst. Geol., vol. XXXVI, F ilipescu M. (1936) – Recherches géologigues entre la valée de la Doftana (District Prahova). An. Inst. Geol. Roum. XVI. Bucarest. G rasu C ., C atană C ., Grinea D . (198) – Fliİul carpatic. Petrografi Ed. tehnică, Bucureİti. Ionesi, L., & Urse, R. (1971). Contribuаii la studiul geochimi din semifereastra Bistriаa. Piatra Neam܊: Lucr. Stat ‚Stej – geogr ., IV. Joja T. (1954) – Structura geologică a fliİului margin . D.S. ale İed. Com. Geol., vol. XXXVII Joja, T., & Chiriac, M. (1964). Asupra prezenаei unor amoniаi extern de la Putna. Bucure܈ti: St. cercet. geol., geo 34 Micu M. (1981) – Nouveles donées sur la stratigraphie et la tectonique du flysch externe du basin de la Sucevita. D.S. Inst Geol. Geof., vol. LXIV, Papiu V. C. (1960) œ Petrografia rocilor sedimentare . Editura ܇tiin܊ifică , Bucure Săndulescu M . (1980) œ Sur certains problèmes de la corélation des Carpathes ucrainiene. D.S., vol. LXV/5, Bucureİti. Săndulescu, M., & Mircea . (1984) . Geotectonica României . Bucure܈ti: Editura Te XXIV, Bucureİti. Material grafic : Harta geo 1:50.000 foaia Piatra NeamĠ 35 Anexe Scara 1:2 5. 0 36 Scara 1:2 5. 0 37 Scara 1:2 5. 0 38 Scara 1:2 5. 0 39 Scara 1:2 5. 0 40