Avizat Reprezentantul legal al contractorului [310980]

I. CADRU TECTONIC GENERAL AL TERITORIULUI ROMÂNIEI.

I.1. [anonimizat]: ariile cratonizate și unitățile carpatice. Ariile cratoniozate 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.

[anonimizat] ([anonimizat], 2008), Platforma Scitică (parte a [anonimizat], Schmid et al., 2008) și Platforma Moesică ([anonimizat]., 2008). Între cele trei platforme (Fig.I.1 și Fig. I.2) consolidate anterior ciclului alpin se regăsește un spațiu cu o [anonimizat] s-a cratonizat înainte de încheierea ciclului alpin (tectogeneza chimerică) cunoscut sub denumirea de Structogenul/Orogenul Nord Dobrogean (Mutihac et al., 2007).

I.1.1. [anonimizat]-[anonimizat]-Bicaz le delimitează spre vest (Săndulescu și Visarion, 1988) (Fig. I.1, I.2).

Structura de adâncime a [anonimizat] a fost pusă în evidență de metodele geofizice. Din datele sesimicii de reflexie rezultă o grosime medie de 10 [anonimizat] 20 km adâncime. Moho este situat la 40 km (Răileanu et al., 1994). Datele seismologice (Enescu et al., 1992) 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 [anonimizat] (Tornquist-Teissere) (Botezatu și Calotă, 1983), care pe teritoriul României se suprapune Platformei Scitice și Dobrogei de Nord (Pinna et al., 1991).

I.1.1.1. [anonimizat]-Europeană (Moldovenească) este delimitată de partea frontală a [anonimizat] a Faliei Bistriței și la est de Falia Solca (Fig. 1). [anonimizat] o [anonimizat], divizează această platformă în două parți: Partea estică prezintă elemente de fundament similare cu cele care sunt găsite în Masivul Ucrainean(Airinei et al., 1966). Partea vestică este localizată între faliile Siret și Solca. [anonimizat] (Airinei et al., 1966).

Fundamentul Platformei Moldovenești 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 sudică și vestică a platformei, [anonimizat]. Fundamentul suferă o ridicare-[anonimizat], astfel încât în Valea Nistrului acesta aflorează. Adâncimile maxime ale fundamentului 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 indică afundarea lentă a platformei spre SV și SSV. Au fost definite patru cicluri sedimentare importante separate de discordanțe majore (Mutihac 2007): Neoproterozoică (Vendian), Paleozoică (Cambrian-Devonian) Mezozoică (Cretacic – Eocen mediu) și Terțiar (Badenian superior – Pliocen inferior).

Stratigrafia platformei Est-Europene (Raport Surizo 2007, Harta geologică 1:200.000, Foile Bacău, Bârlad, Covasna, Focșani)

Cuvertura sedimentară Neoproterozoică, pe teritoriul de la est de Prut este cunoscută prin succesiunea: Gresia de Cosăuți – Șisturile de Naslavcea.

Cuvertura sedimentară paleozoică

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 cuarțoase și argilite. În Ordovician s-au acumulat cu precădere gresii cuarțoase. Cea mai largă dezvoltare o au depozitele Silurianului, dominant calcaroase și bogat fosilifere. Spre partea superioară a succesiunii, în partea vestică a Platformei, la Rădăuți, faciesul devine mai argilos.

Depozitele Devonianului inferior, salvate de la eroziunea precretacică, constituie doar mici insule la SE de Iași, pe Valea Jijia (la Gurbănești) și pe Prut (la Dărăbani).

Cuvertura sedimentară mezozoică

Stiva sedimentară mezozoică este caracterizată de frecvente discontinuități. 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 (gresii, conglomerate, calcare). Transgresiunea cenomaniană, larg extinsă pe Platformă, a durat până în Cenomanianul mediu. În acest timp s-au acumulat mai ales conglomerate, gresii, calcare cretoase. Partea superioară a Cretacicului (Coniacian-Campanian) a fost o perioadă de sedimentare calcaroasă (micrite, biomicrite, marne).

Cuvertura sedimentară paleogenă

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

Cuvertura sedimentară neogenă

Depozitele 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 Sarmațian s-au acumulat în medii salmastre argile, marne, silturi și nisipuri, calcare bioclastice și calcare impure. În Meoțian s-au depozitat cinerite andezitice, nisipuri, gresii, conglomerate și argile.

I.1.1.1.2. Platforma Scitică

Platforma Scitică este orientată 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 datorează unor sedimentelor Terțiare mai groase ca și subîncălecării prezenta în fața stiva de pânze din Carpați. În orice caz, trei cicluri sedimentare majore au fost definite (Ionesi, 1989): Paleozoic superior-Mezozoic inferior (Permian – Triasic inferior), Mezozoic-Paleogen (Jurasic-Eocen) și Terțiar (Badenian superior-Romanian), sedimentele acestei ultime perioade aparținând parțial avanfosei nedeformate.

Aceste deformațiile se constituie in doua mari grupe de falii: O prima grupa din falii normale orientate NV-SE care determină adâncirea în trepte a unităților tectonice sub pânzele flișului, și o a doau grupa de falii orientate NE-SV care sunt asociate 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 3100 m. Litologia este dominată de argilite verzi și cenușii, cu intercalații de gresii cuarțoase, cu ciment cloritizat. Rocile sunt cutate și au vârsta Neoproterozoic – Cambrian inferior. Acestora le urmează argilite de vârstă siluriană.

La nord de linia Trotușului, fundamentul cristalin este constituit din șisturi slab metamorfozate, care reprezintă 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.

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

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

Această arie reprezinta 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 element tectonic este un horst care este flancat spre vest de Falia Câmpulung Muscel – Bicaz și de Falia Solca, la est, care își găsește corespondent 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 predobrogeană, ce se prelungește pe la nord de Dunăre și Marea Neagră, până la nord de Caucaz.

Cuvertura sedimentară (după Raport Surizo, 2007; Harta geologica 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 față de cel al Deltei Dunării.

Cuvertura sedimentară paleozoică

La vest de Prut soclul este acoperit de o stivă 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 superioară. 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 sedimentară paleozoică a Platformei Scitice din zona Deltei Dunării este constituită din două formațiuni care acoperă intervalul Devonian-Permian (Paraschiv, 1983). Formațiunea de Rosetti, devoniană, este constituită din calcare și dolomite. Formațiunea de Sulina, a fost atribuită Carboniferului, poate și Permianului inferior. Aceasta formațiune este constituită din gresii litice, gresii feldspatice, silturi, ignimbrite.

Cuvertura sedimentară mezozoică

În Moldova, la vest de Prut, sedimentarea mezozoica a început în Toarcian și a durat tot restul Jurasicului și Cretacicului inferior. Stiva sedimentară cretacică din Moldova este mai completă și mai groasă în partea dinspre Avafosă, 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 mezozoică a început, după Antonescu și Baltreș (1998) în Delta Dunării cu acumularea unor roci terigene grosiere, violacee, cărora le sunt asociate bazalte 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 două formațiuni: în baza Argilele cu Bositra, urmate de o stivă în alcătuirea căreia intră două secvențe marnoase și două secvențe calcaroase (Antonescu și Baltres, 1998). Sedimentarea mezozoica din Delta Dunării se încheie cu o stivă de roci terigene cenușii și cărămizii, în parte cu ciment dolomitic; gresii gipsifere, argile cu enclave de dolomit și gips.

Cuvertura sedimentară paleogenă

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

Cuvertura sedimentară neogenă

Depozitele neogene ale sectorului moldovean al Platformei Scitice au început să se acumuleze în Badenianul superior și au caracter transgresiv. Succesiunea este comparabilă cu cea de pa Platforma Moldovenească. După o scurtă întrerupere, sedimentarea este reluată în Sarmațian. 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 intercalații de soluri fosile, roșii (Pleistocen).

În sectorul Deltei Dunării al Platformei Scitice, sedimentarea neogenă a început în Sarmațian, când s-au acumulat nisipuri cu lentile de conglomerate și calcare lumașelice. În Meoțian s-au acumulat alternanțe de nisip, silt, argile roșcate cu faună de moluște. În Ponțian s-au depus argile cenușii și nisipuri cu faună de moluște. În Dacian s-au acumulat nisipuri cu lentile de pietriș iar în Romanian s-au acumulat nisipuri cu intercalații de argile, cu gasteropode și bivalve. Depozitele cuaternare din Delta Dunării au în baza argile cărămizii, continentale, urmate de o stivă 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 Precambriană care este inclus în cadrul platformelor 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 compusă 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 dobrogean are o înclinare înspre VNV sub Carpați (Airinei, 1958), și o subțiere a grosimii fundamentului și a cuverturii pre-Terțiare 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). Studiile seismice (Mațenco, 1997) sugerează mișcări laterale dextre de 10 – 15 km în Miocenul târziu; personal nu sunt de acord cu această afirmație deoarece din punct de vedere seismologic 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 (Paleogen-Pliocen).

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 șisturilor 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, cercetările magnetotelurice au indicat o discontinuitate la adâncimile menționate, fapt care ar putea indica existența, sub seria metamorfică a șisturilor verzi, a unui fundament de tip sud dobrogean (Grupul de Palazu Mare) (Visarion et al., 1988).

În zona Hârșova 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 suprafața 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 de 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 Falia 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 Moesice 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)..

Fig.I.3. Harta unităților tectonice din Estul României (compilat după Dumitrescu și Săndulescu, 1970,

Visarion 1977, 1988)

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 presupune 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 tip 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 (Visarion 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 să 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. Subsidența 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 kilometri 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., 1992). Confrorm Enescu et al., 1992, în 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 vârstă Precambrian superior. La vest de Dunăre șisturile verzi nu mai aflorează. Ele se găsesc aici la adâncimi de 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 următoarele 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. Structurile 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 orogenezele 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-Austrică, anterioară Apțianului. Această cutare a generat structuri sinclinale ale căror axe sunt orientate NV – SE, oblic față de structurile assyntice ale șisturilor verzi: Sinclinalul 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 conturează 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.

Dobrogea de Sud. În ce privește soclul vechi al Dobrogei de Sud, formațiunile proterozoic inferioare și superioare (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 că Falia Cocoșu, generată în Orogeneza Assyntică, 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 decroșarea 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 caracterizată 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-Ovidiu), 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 vest 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 responsabil, 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 afundare 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 dobrogene 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 et 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 Rașova – 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 fost 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 terțiară 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 nord, 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 ale 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 distincte. 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 căderi 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 propriu 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

V – E, separate de câmpuri de falii cu aceeași orientare.

Fig.I.4. Harta structurală a zonei de contact dintre Carpații 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 sud 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 denivelare 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 treptat, 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 subsidentă. O altă falie este Falia Cartojani-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.

Cuvertura Platformei Moesice a debutat în toate sectoarele sale prin depozite detritice ordoviciene sau cambriene și a continuat, cu o serie de lacune, până în Neogenul superior sau Pleistocen, de-a lungul a patru cicluri de sedimentare (Săndulescu, 1984).

Ciclul Ordovician-Carbonifer (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 până în Namurian; detritic cu intercalații cărbunoase în restul Carboniferului.

Ciclul Permian-Triasic (Paraschiv 1983) cuprinde trei secvențe majore: cea inferioară și cea superioară sunt detritice, iar cea intermediară este carbonatică. Se cunosc de asemenea niveluri de evaporite anhidritice și salifere la nivelul Permianului, Triasicului inferior și superior. Caracteristic acestui ciclu sunt efuziunile acide și bazice găsite la diferite nivele, în Permo – Eotriasic, Triasic mediu și superior. Efuziunile legate de depozitele permo-triasice inferioare sunt localizate în structuri tafrogene (structuri precum grabenele, formate prin procese de extensie) orientate preponderent est – vest, iar cele triasice sunt pe direcții nord – sud. Originea magmatismului permo-triasic, subsecvent ciclului hercinic și contemporan molaselor acestui ciclu, este de natură tafrogenică și nu implică vreun proces de subducție, care la acea dată deja încetase (Săndulescu, 1984).

Ciclul Jurasic-Cratacic(Paraschiv 1983) are caractere litofaciale variabile cu schimbări de facies izocrone. El este detritic în bază, preponderent carbonatic masiv din Jurasicul superior până în Barremian și carbonatic marnos în Cretacicul superior. O discontinuitate la nivel pre-albian indică o ridicare a platformei care se corelează cu începutul tectogenezei mezocretacice. În decursul acestei tectogeneze Platforma Moesică a fost implicată în formarea unora dintre structurile primului paroxism getic.

Ciclul Terțiar (Paraschiv 1983) are în componența sa depozite predominant detritice, molasice. Doar în câteva locuri se cunosc depozite calcaroase eocene (depresiunea Lom și prelungirea ei la sud de Craiova).

Structura cuverturii de platformă este consecința conlucrării a două procese: subsidența și eroziunea diferențială pe de o parte, și fracturarea și deformarea pe de altă parte.

În Paleozoic s-au remarcat două zone cu subsidență apreciabilă: depresiunea Călărași, orientată aproximativ NV – SE și depresiunea Alexandria. În aceeași perioadă exista deja ridicarea Craiova – Balș – Optași (ridicarea olteană), iar la nord de aceasta s-a format un fel de avanfosă hercinică (Săndulescu, 1984) care se întindea de-a lungul marginii externe a domeniului danubian cu care vine în contact printr-o falie inversă.

Zonele de subsidență marcante din Mezozoic sunt diferite, atât de cele paleozoice, cât și între ele. Ridicare olteană a constituit un factor important în Triasicul mediu și superior, pentru ariile de subsidență care s-au dezvoltat la sud și pe direcții paralele cu ea. Ariile depresionare dezvoltate în Jurasic și Cretacicul inferior au avut direcții relativ transversale pe ridicarea olteană pe care au fragmentat-o substanțial. 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 rând de subsidența accentuată din avanfosa externă, suprapusă vorlandului.

I.1.3. Blocul Nord-Dobrogean

Blocul Dobrogei de Nord cunoscut sub denumirea improprie de “Orogenul Nord – Dobrogean”, reprezintă după unele opinii, un tronson al unei catene alpine cutate, aflorând în partea septentrională a Dobrogei, la nord de Falia Peceneaga – Camena, ce se continuă în est până în Asia Centrală, fiind situată la nord de aria alpină din care fac parte Carpații. Limita nordică a orogenului este reprezentată de Falia Sfântu Gheorghe (Gavăt et al., 1963; Airinei și Pricăjan, 1971) care urmărește aproximativ marginea sudică 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 sudică și sud-vestică este dată de Falia Peceneaga – Camena, accident tectonic major ce pune în contact domenii tectonic diferite (platformă și orogen alpin), falie ce penetrează inclusiv litosfera.

În concluzie, “orogenul Nord Dobrogean” este situat în cuprinsul Plăcii Europene. Evoluția alpină s-a încheiat în Cretacic inferior, după care orogenul s-a integrat în Vorladul Carpatic. De altfel, extremitatea nord-vestica a “Orogenului Nord Dobrogean” este acoperită de depozite sedimentare ale Avanfosei Carpatice, purtând numele de Promontoriul Nord Dobrogean.

Blocul Dobrogei de Nord comportă două subunități tectonice separate de Falia Luncavița – Consul: Zona Măcin, în vest, și Zona Tulcea, în est (fig.II.2). Fiecare din acestea are o alcătuire geologică distinctă. A treia subunitate, generată ulterior (Grabenul Babadag) afectează atât Zona Măcin cât și Zona Tulcea.

ZONA MĂCIN

Aceasta subunitate este constituită dintr-un fundament metamorfic acoperit de o stivă sedimentară de vârstă paleozoică. Extinderea spre NV a Zonei Măcin, între Siret și Prut, până la nord de Valea Sușița, este cunoscută sub numele de Promontoriul Nord Dobrogean.

Fundamentul

Rocile metamorfice care constituie fundamentul Zonei Măcin au vârstă proterozoică 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 afundată, fundamentul proterozoic în facies de Orliga și facies de Megina (Paraschiv et al., 1983).

Cuvertura paleozoică și rocile magmatice paleozoice (Harta geologică a României, 1:2000.000)

Peste fundamentul cristalin se așterne o cuvertură de roci paleozoice anchimetamorfice care alcătuiesc trei formațiuni. Formațiunea de Cerna, de vârsta siluriană, este constituită din calcare negre, urmate de ardezii afectate de clivaje. Formațiunea de Bujoare, de vârstă devonian inferioară, include calcare recristalizate, ortocuarțite și pelite urmate de o secvență 4 alcătuită din gresii, ardezii negre, calcare. Formațiunea de Carapelit, este reprezentată prin depozite continentale cenușii și roșii, depuse în domeniul fluviatil (conglomerate, gresii cu stratificație încrucișată) precum și ignimbrite riolitice cu intercalatii epiclastice (gresii, conglomerate).

În Promontoriul Nord Dobrogean fundamentul proterozoic este acoperit de o stivă neafectată de metamorfism, constituită din gresii cuarțoase, subgraywacke, graywacke, argile. Lor li se adaugă și roci epimetamorfice. Toate aceste litologii au fost incluse în unitatea litostratigrafică Ortocuarțitele de Buciumeni, de vârstă cambrian superioară-ordovician inferioară (Paraschiv et al., 1983). Grosimea Ortocuarțitelor de Buciumeni este de peste 430 m. Spre terminația nordică a Promontoriului se găsește o stivă de peste 125 m grosime, constituită din gresii, argile și calcare ușor diagenizate (Formațiunea de Țepu), echivalentă 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 metamorfism de contact. Diferite tipuri de roci magmatice acide și bazice, predominant intrusive, întâlnite în foraje, nu au o apartenență clară.

ZONA TULCEA

Alcătuirea geologică a Zonei Tulcea este total diferită de cea a Zonei Măcin. Aici fundamentul metamorfic este acoperit de formațiuni paleozoice și mezozoice. Cele din urmă au cea mai largă extindere areală.

Fundamentul

La marginea vestică a Zonei Tulcea, până la Falia Luncavița-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 Dealul Uzun Bair unde aflorează pe o suprafață restrânsă micașisturi și pegmatite, probabil precambrian inferioare.

Cuvertura paleozoică și rocile magmatice paleozoice

Sedimentarul paleozoic constituie trei formațiuni anchimetamorfice. Formațiunea de Dealul Horia, de vârstă ordoviciană, este constituită 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 siluriană, are în alcătuire cuarțite negre cu intercalații de calcare cenușii, urmate de ardezii. Această formațiune a fost interceptată 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 descrisă de Mirăuță (1966). Ea este alcătuita din trei entități litologice aflate în superpoziție: (a) turbidite fine, groase de 100 m („Complexul flișoid”), (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”).

Granitele de vârstă carbonifer inferior au fost interceptate de foraje la Agighiol și aflorează la vest de această localitate, în dealurile Cazalgic Bair și Taș Bair. Sunt roci larg cristalizate, cu biotit și cu cristale centimetrice de feldspat potasic zonat.

Cuvertura mezozoică și rocile magmatice mezozoice

Depozitele mezozoice acoperă cea mai mare întindere în Zona Tulcea și au o extindere stratigrafică din Triasic până în Jurasicul superior. Unitățile litostratigrafice mezozoice, pre-cenomaniene descrise de Baltreș (2003) sunt următoarele:

Formațiunea de Bogza, are în alcătuire gresii grosiere, albe, cenușii și roșii, de facies continental. La baza formațiunii sunt prezente brecii roșii (Brecia de Dealul Monumentului), iar la partea ei superioară se dezvoltă o stiva de gresii șistoase cenușii-verzui, cu intercalații de șisturi argiloase și calcare argiloase.

Formațiunea de Somova aflorează discontinuu, formând o bandă lungă de 35 km, de la Luncavița la Mahmudia. La est de Falia Luncavița – Consul aflorează de la Dealul 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 Luncavița și Telița, atingând lățimea maximă de 6 km, iar în zona Somova aflorează ca o bandă de până la 650 m lățime, de-a lungul a 6 km. Este constituită 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 constituită din calcare roșii și albe.

Formațiunea Calcarelor cu Cherturi are o largă răspândire în Dobrogea de Nord și prezintă variații de facies. Formațiunea este constituită din calcare negre, în placi decimetrice. Conține constant cherturi negre, nodulare, lenticulare sau stratiforme. Acolo unde au fost dolomitizate epigenetic, calcarele au devenit albe, cenușii, roz.

Formațiunea de Cataloi este constituită din alternanțe de marne verzui și calcare cenușii, în strate decimetrice.

Formațiunea de Nalbant (Tuvalian-Oxfordian) este o acumulare turbiditică al cărei facies caracteristic este dat de alternanțele de lutite negre cu gresii cenușii-verzui, sticloase. Gresiile conțin variate structuri sedimentare caracteristice turbiditelor.

În estul Zonei Tulcea mai aflorează:

Formațiunea de Murighiol: calcare cenușii și albe.

Formațiunea de Hagighiol: succesiune de calcare de culoare cenușie, roșie și neagră, Calcarul de Popina: stivă alcătuită din calcare cenușii.

Calcarul de Congaz este constituit din calcare negre, în strate. Între strate se găsesc separații de 1 – 2 cm grosime, friabile, îmbogățite în material terigen și bioclaste de echinoderme.

Calcarul de Carabair aflorează numai la SV de Dunavățul de Jos. Este o stivă sedimentară constituită din calcare cenușii-cărămizii și albe, urmate de calcare cenușii închis.

GRABENUL BABADAG

Depozitele Cretacicului superior din Grabenul Babadag se aștern discordant atât peste fundamentul de Boclugea cât și peste variate formațiuni mezozoice descrise mai sus. Aceste depozite au o largă extindere în jumătatea sudică a Zonei Tulcea dar acoperă și formațiunile Zonei Măcin, depășind spre sud-est Falia Peceneaga – Camena (Fig. I.5). Grosimea maximă a umpluturii Grabenului Babadag depășește 1600 m. Aceasta este constituită din două formațiuni cea de Iancila și respectiv cea de Doloșman.

Formațiunea de Iancila, de vârstă cenomaniană, are grosimi de peste 350 m. Succesiunea litologică cuprinde următorii membri (Szasz și Ion, 1988): Membrul de Enisala, cenomanian inferior, calcare fosilifere; Membrul Hamangia, cenomanian inferior, alcătuit din calcare conglomeratice, fosilifere; Membrul de Babadag are cea mai amplă dezvoltare și este alcătuit din calcare spatice, nisipoase și conglomeratice, fosilifere; Membrul de Golovița este constituit din marne, pe alocuri cimentate, care indică intervalul Cenomanian mediu-superior.

Formațiunea de Doloșman (Szasz și Ion, 1988), de vârstă turonian-coniaciană, constituită din patru membri cu extindere stratigrafică variabilă. Membrul de Jidini, de vârstă turonian inferior-mediu, este constituit din calcare spongolitice și nisipoase, bej, în strate metrice sau în placi subțiri.

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 tectonică ce întregește ansamblul structural din estul României și este cunoscut sub numele de Orogenul Carpatic. Orogenul Carpatic este alcătuit din trei grupe de unități tectonice, care de la interiorul spre exteriorul Carpaților Orientali sunt: Dacidele Mediane, Dacidele Externe, Moldavidele (Săndulescu, 1984), fiecare cu stratigrafie, tectonica și tectogeneza distinctă (Fig.I.1).

Dacidele Mediane (Săndulescu, 1984), cu poziție internă în cadrul orogenului, sunt constituite dintr-un sistem de trei pânze: Pânza Bucovinică (superioară), Pânza Subbucovinică și Pânzele Infrabucovinice Acestea au în alcătuire un soclu de roci metamorfice și o cuvertură sedimentară mezozoică.

Dacidele Externe (Săndulescu, 1984), situate între Dacidele Mediane și Moldavide, sunt constituite dintr-un sistem de patru pânze: Pânza Flișului Negru (superioară), Pânza de Baraolt, Pânza de Ceahlău și Pânza de Bobu (inferioară). Aceste pânze sunt constituite din depozite turbiditice de vârstă Jurasic superior – Cretacic. Primele două pânze și ultima au extindere areală limitată, dar a treia este o unitate polifacială, cu tectonica complicată și cu participare semnificativă la edificiul Dacidelor Externe. Pânza 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 largă extindere areală în edificiul Orogenului Carpatic, constituind unitatea tectonică externă, compusă din șase pânze. De la interior către exterior pânzele din alcătuirea Moldavidelor sunt: Pânza Flișului Curbicortical, Pânza de Macla, Pânza de Audia, Pânza de Tarcău, Pânza Cutelor Marginale, Pânza Subcarpatică.

Pânza Flișului Curbicortical 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 apțian-turoniene, comparabile cu cele ale flișului curbicortical, dar conține în plus pelite roșii. Pânza de Audia este constituită din șisturi negre, bituminoase, barremian-albiene și secvențe turbiditice cu litoclaste de șisturi verzi de tip dobrogean, precum și secvențe pelitice policrome, toate de vârstă Vraconian-Turonian. Succesiunea stratigrafică a acestei pânze se încheie cu turbidite grezoase senonian-eocene. Pânza de Tarcău are cea mai mare extindere areală în cadrul Moldavidelor și constituie o unitate polifacială. 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 Miocenul inferior. În aria de acumulare a sedimentelor care au dat naștere Pânzei de Tarcău faciesurile turbiditice s-au diversificat treptat ajungând în Paleocen-Eocen la patru tipuri litofaciale care poartă denumiri locale: Litofaciesul de Tarcău, de Ciunget, de Piepturi și de Lesunt. În intervalul Oligocen – Miocen inferior s-au individualizat numai două 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 Tarcău (Putna, Bistrița, Oituz, Vrancea, enumerate de la nord la sud). Pânza are în alcătuire formațiuni de vârstă Cretacic inferior – Miocen inferior (Eggenburgian = Burdigalian). În Oligocen și în Eocenul inferior s-a acumulat un facies bituminos care conține intercalații de conglomerate cu galeți de șisturi verzi de tip dobrogean. Pânza Subcarpatică este unitatea externă a Moldavidelor, constituită din depozite eocene și mai noi. Depozitele Miocenului inferior includ faciesuri evaporitice urmate de conglomerate și gresii, apoi de pelite cu intercalații grezoase urmate de un facies evaporitic recurent de vârstă badeniană, și apoi de un facies de molasa de vârstă Sarmațian inferior (Săndulescu, 1984).

I.1.4.2. Avanfosa Carpatică

Avanfosa este depresiunea tectonică din fața Carpaților Orientali a cărei umplutură este constituită din depozite neogene acumulate după Tectogeneza Moldavă (intrasarmațiană). Avanfosa este rezultatul subsidenței flexurale a Forlandului, subsidență ce urmează perioadelor de tectogeneza când aglomerarea pânzelor ar supraîncărca Forlandul, forțându-l să se afunde sub sarcină (Paraschiv et al., 1979).

În secțiune transversală, o avanfosă este asimetrică, de unde divizarea ei în avanfosă internă și externă. În cazul Avanfosei Carpatice, Pânza Subcarpatică reprezintă în realitate partea internă, cutată a avanfosei încălecată dinspre vest de Pânza Cutelor Marginale și împinsă la rândul ei, mai departe, peste platforma din Forland. Aria de acumulare de la est de Pânza Subcarpatică constituie Avanfosa Externă, adică avanfosa propriu-zisă. Sedimentele acesteia sunt necutate / ușor ondulate și ocupă o depresiune asimetrică, mai adâncă spre vest. Flancul intern al Avanfosei Externe se sprijină discordant pe reliefuri de eroziune instalate pe cutele pânzelor Moldavice (Pânza Subcarpatică, adică pe Avanfosa Internă, cutată). Acest fapt arată ca Avanfosa Externă a început să funcționeze după tectogeneza Moldavă și că sursa sedimentelor care o colmatează o constituie pânzele est-carpatice (Răbăgia, 1999).

Granița vestică a Avanfosei Externe este considerată Falia Pericarpatică ce a putut fi trasată numai la nord de valea Trotușului, iar la sud de aceasta vale, Falia Cașin-Bisoca constituie limita tectonică. Acolo unde nu este prezentă o limită tectonică, granița Avanfosei este dată de contactul sedimentelor ei cu relieful de eroziune instalat pe cutele Moldavidelor (Rădulescu, 1976).

Flancul extern al Avanfosei Externe urmărește o linie sinuoasă care, de la nord spre sud, trece pe la vest 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 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 Avanfosă sunt (de la nord spre sud): Platforma Moldovenească (la nord de Falia Vaslui – Cetatea Albă), Platforma Scitică (între Falia Vaslui și Falia Trotușului), prelungirea nord-vestică a Blocului Dobrogei de Nord (între Falia Trotușului și Falia Peceneaga – Camena), Platforma Moesică, la vest de Falia Peceneaga – Camena. În timp ce terminația nordică a Avanfosei Externe a suferit, la nord de Valea Bistriței, o ridicare ce a determinat erodarea depozitelor Sarmațianului superior, către sud, în zona de maximă afundare, acumularea sedimentelor a continuat și în Cuaternar când s-au acumulat depozite terigene (Liteanu, 1961). În zona axială 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 stivă foarte groasă de sedimente neogene este cunoscută sub numele Depresiunea Focșani. Ea se dezvoltă la sud de Valea Trotușului, până la Valea Buzăului. La sud și vest de valea Buzăului, precum și la nord de Valea Trotușului, Avanfosa Externă se îngustează mult. Marginea internă a Depresiunii Focșani este marcată de Falia Cașin – Bisoca.

Succesiunea stratigrafică a Avanfosei este alcătuită din depozite ale Miocenului mediu, ale Pliocenului și ale Cuaternarului. Cele mai vechi depozite, transgresive peste Pânza Subcarpatică, au caracter terigen grosier și mediu în zonele vestice ale Avanfosei Externe, iar în zonele estice sunt marnoase și calcaroase. Ele au vârstă Basarabian superior. În zonele adânci ale Avanfosei, sedimentarea a început încă din Badenian. În succesiune 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 sedimente marnoase, în Ponțianul inferior, și predominant nisipoase și grezoase în Ponțianul superior. În Dacian s-au acumulat alternanțe de argile și gresii moi. Gresiile sporesc cantitativ către partea superioară a succesiunii. Depozitele Romanianului sunt argiloase și nisipoase în partea inferioară și devin ruditice, parțial cimentate, către partea superioară. Sedimentarea cu aceleași caractere a continuat și în Pleistocenul inferior (Pietrișurile de Cândești).

I.1.4.3. Carpații Meridionali

Carpații Meridionali sunt alcătuiți dintr-un sistem complex de pânze de încălecare: Pânza Supragetică, Pânza Getică, Pânza de Severin și Autohtonul Danubian. Cu excepția Pânzei de Severin, care reprezintă o dislocare de rabotaj a cuverturii cretacice inferioare, celelalte pânze au în compoziție atât formațiuni din fundament cât și sedimentare. Sistemul de pânze s-a format în două faze tectonogenetice: Austrică (Cretacic mediu), de importanță premonitoare, și Laramică (Cretacic superior), ca fază principală. Punerea în loc a Carpaților Meridionali s-a făcut prin subîmpingerea Autohtonului Danubian sub Pânza Getică pe o distanță de cel puțin 50 km. Procesul de coliziune a generat în vest magmatismul subsecvent banatitic. La nord, rădăcina este ascunsă și pare a urmări un aliniament vest-est, aliniament sugerat de anomalia gravimetrică pozitivă, suprapusă pe un maxim magnetic situat pe sub zona nordică a munților Lotru și Făgăraș (Cornea și Lăzărescu, 1980).

Pânza Supragetică apare în Banatul de sud și pare a fi fost formată dintr-un soclu epimetamorfic cu o cuvertură mezozoică calcaroasă ce dispare sub formațiunile neogene ale Depresiunii Panonice (Diaconescu et al., 2015).

Pânza Getică are un fundament slab penetrat de corpuri granitice, fiind de natură mezo-catazonală. Ea este acoperită de depozite molasice cu cărbuni ale Carboniferului superior și formațiuni 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 molasă hercinică permo-carboniferă acoperite discordant de formațiuni mezozoice puternic diferențiate pe zone (Diaconescu et al., 2015).

Carpații Meridionali sunt delimitați la nord de Falia Dealul Mare (culoarul Mureșului-curbura Carpaților), de faliile din culoarul Dâmbovicioarei (Carpații Orientali), de un sistem de falii în releu care îi separă de Depresiunea Getică.

I. Pânzele getice-supragetice

Reprezintă unitățile structurale cu poziția structurală cea mai ridicată în cadrul sistemelor de pânze de soclu ale Carpaților Meridionali – Dacidelor mediane (Săndulescu 1975, 1984) și reprezintă un fragment continental separat de marginea europeană, odată cu deschiderea riftului Dacidelor externe. Sunt constituite dintr-un fundament prealpin mixt, metamorfic și magmatic, și o cuvertura sedimentară paleozoic superior – cretacic discontinuă. Fundamentul prealpin este constituit preponderent din unități mezometamorfice vechi, o succesiune paleozoic inferioară în facies metamorfic cu grad scăzut, roci magmatice asociate, precum și dintr-o succesiune detritică paleozoic superioară de tip molasic. Deformarea majoră a sistemului de pânze getice și supragetice este mezocretacică (prima fază getică), structurile mezocretacice fiind însă local reactivate în faza fini-cretacică (cea de a doua fază getică), odată cu încălecarea întregului ansamblu getic plus Severin peste unitățile danubiene.

II. Pânza de Severin

Pânza de Severin (Săndulescu 1975, 1984) este constituită din ofiolite și formațiuni de fliș cretacice, formate într-un domeniu oceanic îngust, deschis între blocul Dacidelor mediane și restul continentului european. Se corelează cu asociațiile similare aparținând sistemului pânzelor de Ceahlău din Carpații Orientali, fiind parte integrantă a Dacidelor externe. Sistemul de Severin, deschis în jurasicul mediu, este complet închis în faza mezocretacică, dar abia în faza fini-cretacică întreg ansamblul este încălecat peste sistemul Danubian, aceasta a doua fază fiind cea care a condus la puternica sa fragmentare.

III. Pânzele Danubiene

Din punct de vedere paleo-geografic, pânzele Danubiene (Săndulescu 1975, 1984) reprezintă unitățile de soclu cele mai externe ale Carpaților Meridionali. Sistemul de pânze Danubiene este descris în mod tradițional ca o structura de duplex antiform, format între încălecarea bazală peste forland (Platforma Moesică) și încălecarea din acoperiș 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 Moesică. Exhumarea unităților Danubiene este rezultatul unei faze de extensie, paralelă cu orogenul, subsecventă încălecărilor fini-cretacice și contemporană cu avansarea întregului sistem orogenic, dincolo de Promontoriul Moesic. Fundamentul pânzelor de soclu Danubiene cuprinde roci în general mezometamorfice precambriene, străbătute de roci magmatice, cadomiene și hercinice, precum și zone de forfecare sau zone mai extinse de roci epimetamorfice, hercinice sau chiar alpine. Cuvertura mezozoică cuprinde în principal depozite continentale jurasic inferioare, o succesiune jurasic superior – cretacic inferior în facies de platformă carbonatică, calcare pelagice albian – turoniene și depozite de fliș cretacic superior. Local, aceste succesiuni sunt afectate de deformări alpine în facies metamorfic de grad scăzut(Schmid et al., 2008)

IV. Evoluția tectonică fini-cretacic terțiară (Matenco, 1997 a)

Subsecvent fazelor de încălecare cretacice, întreg ansamblul Carpaților Meridionali este supus unui succesiuni de deformări complexe, datorate geometriei foarte arcuite a sistemului orogenic și a succedării în timp a unor fazeorogenice și regimuri tectonice diferite, pe parcursul depășirii Promontoriului Moesic și a avansării către E și SE a întregului eșafodaj. Cu excepția deformărilor ductile înregistrate în perioada de extensiune postcretacică (Eocen), exclusiv în domeniul Danubian, și a ridicării acestuia ca un "core-complex" la interiorul centurii orogenice a sistemului carpatic, concomitent cu avansarea către E a domeniului getic–supragetic, deformările înregistrate în acest interval sunt exclusiv casante, cu formarea unor sisteme de falii crustale care au acomodat deplasarea către E a sistemului orogenic. Reconstituirea regimurilor tectonice, a succesiunii de faze orogenice și a structurilor asociate fiecărei faze s-a realizat pe baza corelării structurilor regionale și locale, cu determinările de paleostress și stress tectonic din găuri de sondă săpate mai ales pentru scopuri economice asociate industriei de petrol și gaze..

a. Compresiunea laramică

Aceasta fază corespunde celei de a doua faze getice, respectiv momentul de încălecare a ansamblului Getic-Severin peste domeniul Danubian. Analiza populațiilor de falii formate în această fază a indicat un regim de stress compresional pe direcție NNV – SSE, similar cu cel identificat și pe baza analizei structurilor milonitice, formate în aceeași etapă pe zonele de forfecare din unitățile Danubiene, situate în acest interval de timp la adâncime mai mare. Principale structuri casante formate în aceasta fază sunt încălecări orientate VSV – ENE, cu o avansare către SSE și subordonat, încălecări în spate, cu avansare catre NNV.

b. Extensiunea din Paleogen – Miocen inferior

Această fază corespunde formării "core-complexului" Danubian, prin extensie paralelă cu orogenul, și marchează momentul depășirii Promontoriului Moesic și avansării către E a domeniului Getic, conducând la exhumarea parțială a domeniului Danubian. Aceasta fază este recunoscută atât prin numeroase zone de forfecare extensionale de unghi mic, formate în domeniul Danubian în special în zona de contact cu geticul, cât și prin structuri casante, identificate în special în baza domeniului Getic, dar și către S, în forelandul reprezentat de Depresiunea Getică. În faza finală a extensiei, inclusiv structurile ductile din Danubian sunt reactivate și afectate de deformări casante extensionale pe aceeași direcție. Extensia pe direcția E – V este evidențiată atât de falii normale majore cu orientare NS, care inclină în general către E, cât și de numeroase structuri locale. Prezența unor falii de decroșare dextre permite rotirea și avansarea către 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 kilometri fiecare. Acestea determină o rotire accentuată a blocurilor, având în vedere traseul curbat către E al acestora. În ansamblu, se poate spune că deplasarea pe aceste decroșări majore separă perioada extensională paleogen – miocen inferioară în doua etape: o etapă pre-rotație în jurul Promontoriului Moesic, recunoscută în special în zona de orogen, și o etapă post-rotație, evidențiată cu precădere în Depresiunea Getică.

c. Strike-slip dextru din Miocenul superior

Aceasta fază corespunde translației către E a unui larg domeniu al Carpaților Meridionali, concomitent cu deformarea transpresională la marginea sudică a acestora, ce afectează și Depresiunea Getică, deformare recunoscută tradițional ca faza de încălecare a ansamblului orogen – Depresiunea Getică peste Platforma Moesică. În zona estică și centrală se poate accepta o încălecare reală; în zona vestică însă, caracterul transpresional al acestor mișcări este evident, deplasarea realizându-se pe falii cu înclinare mare, cu componentă pe direcție, semnificativ mai importantă decât cea pe înclinare. Succesiunea în timp a deformărilor din această fază este mai clară în Depresiunea Getică, unde au putut fi separate două episoade: un episod de vîrstă Sarmațian inferior – mediu, caracterizat de falii dextre pe direcțiile VNV – ESE și NV – SE, și un al doilea episod, Sarmațian superior – Pliocen, caracterizat de falii senestre pe direcțiile N – S și NNE – SSV, și de reactivări ale sistemelor dextre anterioare. Aceleași sisteme se identifică și în orogen, însă datarea mișcărilor nu este la fel de clară.

I.I.4.4. Depresiunea Getică

Profilele seismice realizate în arealul Depresiunii Getice, au evidențiat importante structuri geologice, apărute în timpul Terțiarului și începutul Cuaternarului, ca un efect al preceselor de convergență și coliziune din interiorul Carpaților 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 bazată pe interpretarea unui număr de profile seismice executate cu precădere în scopuri industriale, pentru industria de hidrocarburi și integrarea acaestora cu date geologice de suprafață și din adâncime obținute din literatura (Jipa 1980, 1984, Mațenco și Schmid, 1999, Mațenco et al 1997b, Răbăgia și Mațenco 1999, Krezsek et al., 2013, Schmid S.M., et al., 2008, Mutihac 1990, 2007, Săndulescu 1998). Pentru zona situată la vest de Olt au fost separate (de la vest la est) trei domenii (fig.I.4), situate după cum urmează: (1) între Dunării și Motrului, (2) între Motru și Olteț și (3) între Olteț și Olt.

I. Sectorul vestic, între Dunăre și Motru

Caracteristic pentru aceast sector este prezența unui sistem extins de falii normale, orientate NE–SV, care apoare cu predilecție în formațiunile de vârstă cretacică, paleogenă și miocen inferioare. Faliile sunt paralele și sunt prezente până în zona Oltului. Sedimentele de vîrstă Burdigalian inferioar și mediu au grosimile maxime de 2000 m în lungul Depresiunii Zegujani, o depresiune alungită 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 prezintă basculări ale blocurilor strabătute de falii. Faliile afectează prisma sedimentară până la nivelul Sarmațianului inferior. Urmează în continuitate de sedimentare depozitele Sarmațianului superioar. Toate acestea evidențiează un regim tectonic transpresional sarmațian, caracterizat de "flower structures" pozitive (Krezsk et al., 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 prezintă o orientare ENE – VSV, cu sărituri mult mai mici decât cele din partea de vest. Faliile inverse și de încălecare, care apar joacă un rol mai importante în zona estică a sectorului. Inversarea faliilor normale și apariția faliilor de încălecare, dau naștere unor cute de propagare indică o tectonică compresională (Mațenco et al., 1997; Răbăgia și Mațenco, 1999; Săndulescu, 1988). În umplutura bazinului nu există formațiuni de vârstă Paleogen – Miocen inferior, ele fiind erodate și transportate pe Platforma Moesică (Săndulescu, 1988). Direcția faliilor de încălecare din zonă este orientată NV–SE și, mult oblică față de faliile normale. Faliile de încălecare sunt acoperite de depozitele badeniene, care marchează finalul fazei compresionale (Krezsek, 2011).

În timpul Sarmațianului, 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 influențat sedimentarea și în zonele adiacente. Faliile afectează depozitele din Sarmațian 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 , 1997a).

III. Sectorul estic,între Valea Olteț și Olt

In acest sector sunt prezente falii inverse cu inclinări medii, care afectează stratele de vârstă Burdigalian. Acestea se unesc cu falii de unghi mare, falii normale, sau cu falii de încălecare. Structurile care predomină sectorul zonă reprezintă un efect al deformărilor sarmațiene. În această perioadă s-au format unele zone de referință cum ar fi ridicarea din zona Românești – Zărnești (Mutihac et al., 2007). Acestea formează o structură de tip "flower structure" (Mațenco et al., 1997a).

Arhitectura actuală a Depresiunii Getice este rezultatul unei evoluții complexe atât la nivel structural, cât și sedimentologic, fiind recunoscute patru mari episoade în timpul Terțiarului: (1) extensiune/transtensiune Miocen inferioară (Burdigalian) cu o direcție aproximativă N – S a stressului tensional (Krezsek et al, 2013); (2) compresiune Miocen medie (Burdigalian târziu-Badenian) orientată NE – SV (Krezsek et al, 2013); (3) transpresiune dextră Miocen superioară (Sarmațian mediu), parțial divizată între falii dextre de strike-slip cu direcție NV – SE și încălecare orientată N – S (punerea în loc a pânzei Subcarpatice) (Kreyzsek et al, 2013) și (4) falii de strike-slip senestre Miocen terminal (Sarmațian târziu-Meoțian) cu direcție NNE – SSV (Krezsek et al, 2013) și unele reactivate dextre cu direcție NV – SE (Răbăgia și Mațenco, 1999). Reactivări minore ale structurilor compresionale au avut loc la sfârșitul Pliocenului în partea de est (Mațenco et al., 1997b).

Fig.I.6. Harta structurala a Depresiunii Getice între Jiu și Olteț, după Neagoe et al., 2010

Din punct de vedere stratigrafic se disting:

Depresiunea Getică prezintă un fundament mixt: spre nord, un fundament Carpatic, iar spre sud un fundament tipic Platformei Moesice (sectorul valah). Limita aceaste, dintre cele două tipuri de fundament, nu a putut fi trasată cu exactitate, fiind situată la mare adâncime (Mutihac, 2007).

Ca bazin de sedimentare Depresiunea Getică a funcționat din Paleogen până la sfârșitul pliocenului, depozitele acumulate având caracter de molassă cu depozite psefito-psamitice, calcare, cărbuni și evaporite (Mutihac, 2007).

În coloana litostratigrafică se disting două discontinuități majore în Miocenul inferior (mișcările eostirice) și alta în Sarmațianul inferior (mișcările moldavice); ca urmare apar trei cicluri de sedimentare: ciclul Paleogen, Ciclul Burdigalian-Sarmațian și ciclul Sarmațian-Pliocen (Mațenco, 1997a). Fiecare din aceste cicluri de sedimentare are caracteristi litologice specifice, după cum urmează:

Ciclul Paleogen constă din depozite tipice unei transgresiuni ce revin Eocenului, Oligocenului și Eomiocenului. Eocenul se dezvoltă în facies litoral – conglomerat și într-un facies de larg grezos – argilos; rar apar și faciesuri calcaroase (Mutihac 2007). Oligocenul se prezintă sub forma unui facies litoral cu conglomerate, marne și argile negricioase, un facies argilo – bituminos spre est în bazinul Argeșului și un facies grezos – nisipos în sudul Depresiunii Getice. Eomiocenul include conglomerate, gresii în alternanță cu marne și intercalații de anhidrite (Mutihac et al., 2007).

Ciclul Burdigalian – Sarmațian indică o altă transgresiune majoră care prezintă două faciesuri, unul de margine (grosier) și altul de larg (psamito-pelitic) (Mațenco, 2007a).

Ciclul Sarmațian – Pliocen a condus la individualizarea Depresiunii Getice ca unitate geostructurală (Mațenco, 2007a). Depozitele au caracter marnos și grezos nisipos, argilo – nisipos.

Dezvoltarea ulterioară a Depresiunii Getice a fost comună cu ceea a Platformei Moesice.

I.1.5. Zona de nord vest

Zona de NV a României, corespunde în mare parte provinciilor geografice Crișana și Maramureș. Din punct de vedere geologic, acest areal este alcătuit din unități tectonice distincte aparținând zonei de NE a Depresiunii Panonice, zonei de N a Carpaților Orientali, reprezentați prin Pienide, zona flișului transcarpatic și extremitatea nordică a lanțului vulcanic neogen, precum și a Bazinului Transilvaniei.

Fig.I.7. Harta tectonică a teritoriului din nord vestul României (compilat după Dumitrescu și Săndulescu, 1970, Visarion et al., 1977, 1988). Liniile mov reprezintă falii crustale majore

În Fig. I.7. sunt prezentate principalele unități tectonice din acest areal.

Zona Maramureș, este localizată la interiorul Carpaților Orientali, în apropierea tranziției cu Carpații Vestici. Are în componență (în terminologie tectonică a domeniului Carpato – Panonic) Blocului Tisza sau Unitatea de Bihor, partea ei de nord-est dezvoltare nordică a blocului Dacia (pânzele Bucovinice). Deformări alpine au început cu faza austrică ( finalul Cretacicului inferior) 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 sutură dintre cele două, se depune discordant sedimentele 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 tectonică a Maramureșului, după Schmid et al., 2008.

Structură tectonică cea mai importantă a zonei, este de sistemul de Bogdan Vodă- Dragoș Vodă, care este un sistem teconic cu falii de strike-slip, senestre cu o directie vest-est. Înspre partea vestică, Falia Bogdan Vodă afectează atât sedimentele acoperitoare ale blocurilor Tisza – Dacia, Pienidele, fiind acoperită de sedimente vulcanice de vârstă Miocen. Falia Dragoș – Vodă, la est, reprezintă limita nordică a horstului Rodna (Fig.I.8), un corp cristalin cu formă de horst, constituit din pânzele Bucovinice (Diaconescu et al., 2016a).

I.1.5.1 Geologica și tectonica de ansamblu a Pienidelor

La nord de fractura nord-transilvană, sutura majora tethysiana (reprezentată la sudul fracturii de domeniul Transilvanidelor) este decalată 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-transilvană, de către Pienide care se situează, în partea de nord a Carpaților Orientali (Maramureș și Ucraina subcarpatică), între aceleași două mari ansambluri de unități de soclu continental (Krezsek et al., 2006).

Una dintre trăsăturile fundamentale care caracterizează Pienidele este dubla tectogeneză, cretacică și miocen – inferioară. Ambele faze au produs structuri importante, determinând o scurtare a crustei. Tectogeneza Miocenă a atenuat într-o oarecare măsură efectele fazelor cretacice, antrenând 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 lângă aceasta, ele mai cuprind structuri situate la exteriorul zonei, aparținând Pânzei de Măgura din Carpații Occidentali și echivalenței acesteia dinn Carpații Orientali, și anume Pânza de Petrova (Săndulescu, 1972, 1975).

Exceptând cele două extremități (Alpii Orientali și Munții Lăpușului), zona klippelor pienine se prezintă ca un cordon îngust (2 – 20 km lărgime și 900 km lungime), cu caracter continuu. Structura tectonică a acestei zone prezintă aspecte particulare, determinate de existența a două grupuri litologice cu competențe mecanice complet diferite: klippele, competente, constituite mai ales din roci calcaroase, și cuvertura lor, constituită din formațiuni mai plastice, marnoase, argiloase și de tip fliș. Deformarea acestor două 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 sumă de succesiuni cu caractere de tranziție între acestea două. Principalele litofaciesuri ce se întâlnesc în zona klippelor pienine din Slovacia și 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 discondanță în bază);

– Czorsztyn, având caracterul unui rid (geanticlinal) în care predomina secvențele calcaroase neritice de apă puțin adâncă, iar în Cretacicul superior dezvoltarea faciesului marnelor roșii de Puchov;

– Pieniny -s. str. (Kysuca, Branisko, cu predominarea secvențelor pelagice și cu dezvoltarea unui fliș cretacic superior cu intercalații de conglomerate (conglomeratele de Upohlav);

– „ridul exotic”, cu funcția de cordilieră ce furnizează material detritic grosier secvențelor conglomeratice sau brecioase cunoscute în depozitele cretacice inferioare și superioare din fosele adiacente, în constituția sa intrând și roci ofiolitice alpine;

– Manin, cu caractere apropiate de cele ale Tatridelor și cu dezvoltarea caracteristică a unui fliș grezo-șistos în Albian, discordant pe calcare urgoniene.

După deformările cretacice ale acestor zone izopice în domeniul klippelor pienine s-au acumulat serii de fliș cu precădere de vârstă eocenă. Dintre acestea, cea mai importantă este fosa cu poziția spațială cea mai externă, corespunzătoare Pânzei de Măgura, șariată spre exterior în Miocenul inferior (Diaconescu et al., 2016a).

Prezentarea succintă a constituției și evoluției zonei klippelor pienine este necesară pentru a putea înțelege mai bine alcătuirea și evoluta Pienidelor maramureșene. În această zonă, elementele structurale care pot fi cel mai ușor comparate cu zona klippelor pienine sunt solzii frontali din pânza Botizei (sensu lato). Corpul principal al acestei pânze (Pânza Botizei s. str.), într-o poziție superioară și în consecință mai internă, ar aparține tot zonei pienine. Aceste elemente structurale aflorează la sud de o importantă fractură (Falia Bogdan Vodă — Săndulescu, 1976), la nord de care Pienidele sunt reprezentate în afloriment de o altă unitate, și anume de Pânza de Petrova, corespunzătoare Pânzei de Măgura.

Atât Pânza Botizei, cu solzii ei frontali, cât și Pânza de Petrova se încadrează într-o zonă mai largă, numită "zona flișului transcarpatic", care, pe lângă unitățile Pienidelor, mai cuprinde și formațiunile sedimentare post-tectogenetice ale Dacidelor mediane, în speță ale zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali(Schmid et al., 2008). Peste această cuvertură, care reprezintă un neoautohton, sunt șariate pânzele de cuvertură ce alcătuiesc Pienidele, șariaj de vârstă intraburdigaliană (tectogeneza stirică veche), contemporan cu cel al Moldavidelor interne.

În fața pânzei Botizei se individualizează încă o unitate șariată, și anume pânza wildflyschului, care poate reprezenta de asemenea un element structural al Pienidelor(Schmid et al., 2008).

Pânza Botizei

Unitatea din partea frontală în care sunt înglobate klippele de tip pienin de la Poiana Botizei a fost definită ca Pânza Botizei. În cadrul Pânzei Botizei s.l. se pot distinge două unități tectonice distincte, și anume corpul principal al pânzei sau Pânza Botizei s.str. și respectiv solzii frontali care pot fi comparați cu zona klippelor pienine propriu-zisă (Săndulescu, 1980a).

Solzii frontali și klippele de tip pienin de la Poiana Botizei. În constituția solzilor frontali intră două elemente inegal dezvoltate areal, pe de o parte klippele aflorând discontinuu și, pe de altă parte, depozitele senonian – eocene ce formează solizii propriu-ziși. Sub acest aspect există două categorii de structuri imbricate: cele proprii klippelor, care sunt prepaleogene, și cele care determină repetarea succesiunilor 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 redusă a depozitelor jurasice superioare și cretacice inferioare se datorează în primul rând condensărilor stratigrafice și numai în mică măsură întreruperilor în sedimentare, în fapt fiind pusă în evidență o singură lacună la nivelul Hauterivianului și/sau al Barremianului;

– în succesiunea depozitelor cretacice superioare nu se intercalează nivele grosiere, în schimb intervalul corespunzător Turonianului este marcat de o extrem de importantă condensare sau chiar de o lacună de sedimentare ;

– caracterul depozitelor care constituie succesiunea klippelor este predominant pelagică, domeniul lor de sedimentare fiind de tip fosă geosinclinală;

– prezența tufitelor mafice cu elemente de bazalte variolitice și hyalobazalte palagonitice la baza succesiunii jurasice superioare, a radiolaritelor și a numeroaselor accidente silicioase, ca și abundența fragmentelor de roci bazice din calcarele detritice oxfordian – kimmeridgiene arată că în cuprinsul sau în vecinătatea domeniului de sedimentare aveau loc efuziuni submarine.

Pânza Botizei s. str. Corpul principal al Pânzei Botizei s.l. este caracterizat de o succesiune litostratigrafică dominată de dezvoltarea pe mai multe mii de metri grosime a depozitelor de fliș eocene. Fondul depozițional general al acestuia este un fliș de tipul stratelor cu hieroglife, în mijlocul căruia (Lutețian) se individualizează un pachet de fliș grezos grosier, pe alocuri fluxoturbiditic (gresia de Secu). În raport cu solzii frontali, fosa de sedimentare corespunzătoare Pânzei de Botiza str. este mult mai activ subsidentă. Solzii frontali au ocupat în timpul Paleogenului o poziție anticlinală, mai slab subsidentă, în parte cu sedimentare pelagică (Mutihac 2007).

Pânza Wildflishului

La sud de Pânza Botizei și încălecând depozitele miocene inferioare ale cuverturii post-tectogenetice ale Dacidelor mediane a fost identificată (Mutihac, 2007) o pânză de cuvertură denumita Pânza Wildflyschului, deoarece formațiuni de acest tip se dezvoltă la mai multe nivele în cadrul Eocenului. Spre deosebire de Pânza Botizei, Pânza Wildflyschului cuprinde și depozite mai noi decât Eocenul, și anume formațiuni de fliș grezos asemănător cu gresia de Borșa de vârstă oligocen – miocena inferioară (Dicea et al., 1980 ; Săndulescu , 1980).

Pânza de Petrova

Flișul de Petrova, care aflorează în bazinul inferior al Văii Vișeului a fost considerat mai întâi ca formând 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 dată pe harta geologică la scara 1 : 200 000, foaia Vișeu. Integrarea flișului de Petrova într-o unitate șariată aparținând Pienidelor (Dumitrescu, Săndulescu, 1970) a permis paralelizarea acesteia cu Pânza de Măgura (Săndulescu, 1972, 1975, 1980a).

Pânza de Petrova este constituită din două secvențe groase de fliș, suprapuse, și anume flișul de Petrova și gresia de Strâmtura (Motaș, 1956). Prima secvență este un fliș de tipul stratelor cu hieroglife, cu intercalații de gresii masive și nivele discontinue de argile roșii resedimentate (Săndulescu, 1984) de vârstă lutețian (superior) – priabonian inferior; cea de a doua secvență reprezintă un fliș grezos în parte, fluxoturbiditic, priabonian, asemănător gresiei de Măgura.

Solzul Leordina. În partea frontală a Pânzei de Petrova se individualizează (Săndulescu et al., 1981) o subunitate independentă a cărei constituție diferă de cea a corpului principal al pânzei. Această subunitate, denumită solzul Leordina, este constituită din doi termeni. Cel inferior este un fliș marnos – grezos, cu intercalații de marne și argile roșii și de „roci oligoceniforme" (marne de Lacko, caracteristice domeniului pânzei ele Măgura), de vârstă paleocen – priaboniană. Termenul superior este un fliș grezos (gresia de Voroniciu – Motaș, 1956) oligocen (Dicea et al., 1980; Săndulescu 1984).

Cuvertura Post-tectogenetica a Dacidelor Mediene

Cea mai spectaculară dezvoltare a cuverturii post-tectogenetice a Dacidelor mediane (și a pânzelor transilvane) se individualizează în nordul Carpaților Orientali românești, în zona flișului transcarpatic. Ea este păstrată de eroziune în Munții Bârgăulul, Munții Țibleșului, bazinele văilor Vișeu, Țibău și Ruscova. În aceasta arie, cuvertura post – tectogenetică debutează cu formațiuni conglomeratice cenomaniene (sau vraconian – cenomaniene), urmate de depozite, în general marnoase, turonian – senoniene. După o lacună corespunzătoare unei părți a Paleocenului și a Eocenului Inferior, al doilea ciclu de sedimentare al cuverturii post – tectogenetice cuprinde formațiuni epicontinentale sau conglomeratice eocene, depozite de wildflysch oligocen și formațiuni de fliș oligocen – miocen inferior (Szasz, 1976; Dicea et al., 1980).

Caracteristic cuverturii post – tectogenetice din zona flișului transcarpatic este faptul că ea este deformată înaintea Miocenului mediu (Badenianului), odată cu șariajul pânzelor aparținând Pienidelor. Fracturarea majoră care a afectat zona flișului transcarpatic după desăvârșirea șariajelor eomiocene ale unităților pienidice a determinat formarea unui graben major: grabenul sătmărean, situat între Falia Bogdan Vodă la nord și Falia Nord-transilvană (Preluca) la sud. În interiorul acestui graben, mai multe trepte dirijate paralel sau oblic în raport cu cele două fracturi majore îl compartimentează în blocuri ale căror configurație și fracturări marginale au fost importante pentru distribuți spațioală a magmatismului neogen. Grabenul sătmărean își găsește parțial corespondentul în grabenul Szolnok de pe teritoriul Ungariei, din subasmentul Depresiunii Panonice (Sandulescu, 1984).

I.1.5.2. Evoluția tectonică Miocen-Acutal a Pienidelor

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

1. Incălecarea Pienidelor( spre SE) în Burdigalianul inferior. Principala trăsătură a acestei încălecări este zona de forfecare, 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. Extensia este caracterizată de falii normale cu orientarea 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 indică o extensie orientată NE-SV, cu componente de strike-slip (Fig I.9.b).

3. Structurile post-Burdigaliene. După punerea în loc a Pienidelor a urmat un episod de formarea de falii extensionale; In această perioadă, mișcările de tip strike-slip în lungul sistemului Bogdan Vodă – Dragoș 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 Burdigaliană. a) încălecarea de vârstă Burdigalian inferior spre SE a Pienidelor; b) faza de extensiune NE-SV de vârstă Burdigalian superior (Tischler et al., 2007)

– Regimul transpresiv. Este sugerat de formarea cutelor cu axa orientată NV – SE (fig I.10.a). Caracteristic acestui regim este preluarea structurilor existente în cadrul cutărilor ce au avut loc cu ocazia punerii în loc a pânzelor. Tipul dominant de faliere este falierea inversă orientat NV – SE, apar însă și falii transpresive orientate E – V.

– Regimul transtensiv. Acestui regim este caracterizat de faliile strike-slip cu orientare E – V, cât și de faliile normale orientate NE – SV (fig I.10.b). Deformațiile sunt decroșările seneste, însoțite de componente normale. În zona estică a sistemului de falii Bogdan Voda-DragoșVodă, apar faliile normale, orientate NE – SV, cu componente laterale. In lungul Faliei Preluca, regimul transtensiv deformează încălecările precedente.

Fig.I.10. Cinematica și structurile legate de activitatea post-Burdigaliana (16-10 Ma) a faliilor Bogdan Vodă și Dragoș Vodă: a) transpresiune, b) transtensiune (Tischler et al., 2007).

I.1.6. Orogenul Munților Apuseni

Munții Apuseni reprezintă un masiv izolat în interiorului arcului carpatic, format din cute complexe și centuri șariate formate în perioada Cretacică, urmarea a interacțiunilor dintre mai multe microplăci separate de ramurile oceanului Tethys (Balintoni, 1998).

O reconstrucție palinspastică 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 convergență, riftul dacidic extern a fost subdus sub cratonul Getic, riftul Transilvan sub cratonul Preapulian iar ramura Meliatică sub cratonul Apulian (Fig.I.11). Perioada de coliziune a început în Cretacicul inferior între cratonul Getic și capătul vestic al cratonului Euxinic; în Albian (Cretacic inferior) s-a închis ramura estică a Tethysului Transilvan iar ramura Meliatică și-a încetat activitatea probabil în Jurasicul superior. Convergența între cratoanele Euxinic și Getic și între placa Eurasiatică și cratonul Getic a continuat până în Sarmațian (Neogen), iar între cratoanele Getic și Preapulian până în Turonian (Cretacic superior). Convergența a operat episodic fiind acționată de mișcările dintre continentele Apulian și Eurasian.

Munții Apuseni au în alcătuire două grupe de unități tectonice: Transilvanidele și Apusenidele (în linii mari, Dacidele interne, după Săndulescu, 1984), formate în timpul coliziunilor Cretacice și desăvârșite în perioada Terțiară (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 cratoanelor Getic și Preapulian, arcul insular și bazinul marginal au fost obduse formând Transilvanidele. Continuarea convergenței a dus la forfecarea marginii Tethysiene a Preapulian în sistemul de pânze de fundament cratonului
Biharia.

Sistemul de Pânze de Biharia s-a deplasat peste sistemul Pânzelor de Codru – pânze suprașariate, predominant de cuvertură, forfecate, din marginea Meliatică a cratonului Preapulian. Convergența din Cretacicul superior a avut ca rezultat o subducție însoțită de un vulcanism calco-alcalin (banatite), care a străpuns marginea Tethysiana a cratonului Preapulian. În timpul perioadei Terțiare, cartonul Preapulian a fost divizat de către zona de forfecare Medio-Ungară în NV de blocul Alcapa și în SE de blocul Tisa. Extensia sincronă a blocului Tisa a generat vulcanismul extensional Terțiar din Munții Apuseni. Authothtonul de Bihor este amplasat sub întregul edificiu de șariere (Balintoni 1998) .

În grupa Transilvanidelor din Munții Apuseni intră Metaliferii Simici, Fig.1.12 Pânzele Metaliferilor Simici sunt pânze de obducție alcătuite din roci magmatice atribuite unor complexe ofiolitice și din sedimente mezozoice (Săndulescu, 1984).

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 unități sunt: unitatea de Bihor (în poziția cea mai de jos a stivei de pânze), Sistemul Pânzelor de Codru și Sistemul Pânzelor de Biharia (Săndulescu, 1984).

I.I.7. Bazinul Panonic

Depresiunea Panonică este prezentă pe teritoriul României în partea de vest a țării, fiind limitată 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 consolidată în urma mai multor cicluri orogenice proterozoice și paleozoice 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-Carpatică a fost caracterizată de o istorie complexă a subsidenței, strâns legată de evoluția tectonică a Lanțului Alpino – Carpatic și a Dinarizilor. Relațiile spațiale și temporale între scurtarea din sistemul cutat și subsidența din regiunea intra-Carpatică arată că cele două fenomene sunt legate și fac parte din același sistem dinamic.

În evoluția sistemului alpin trebuie să luăm în considerare că inițierea și finalul deformărilor contracționale de-a lungul lanțului cutat sunt heterocrone, din ce în ce mai tinere spre E și S (Săndulescu, 1988; Royden, 1988).

Concomitent cu ultimele faze de deformare din Arcul Carpatic și după ele se deschid în regiunea intra-Carpatică o serie de bazine, mai mult sau mai puțin individuale, (Horvath și Royden, 1981; Horvath și Rumpler, 1982).

Fig.I.13. Harta structurală a fundamentului Bazinului Panonic (Visarion și Săndulescu, 1979)

Fig.I.14. Harta tectonică a Bazinului Panonic cu sisteme majore de falii neogene (după Horvath și Rumpler, 1988)

Procesul a fost însoțit de activitate vulcanică intensă, mai ales în partea de nord a Depresiunii Panonice, în Carpații Orientali și în Munții Apuseni.

Istoria subsidenței în Bazinul Panonic se împarte în trei intervale, în funcție de mecanismul dominant al subsidenței:

a. Oligocen superior – Miocen inferior, „escape tectonic” și colaps gravitațional;

b. Miocen mediu, perioada sin-rift;

c. Miocen superior – Actual, perioada post-rift.

a. Oligocen superior-Miocen inferior, pre-rift

Domeniul panonic a fost caracterizat de tectonica de expulzare laterală și colaps gravitațional.

b. Miocen mediu, sin-rift

Principalul mecanism de subsidență a fost extensiunea, împreună cu tectonica de tip decroșare. în Ottnangian-Karpatiana inceput extensiunea și falierea normală și au continuat până în Panonianul inferior

Structura existentă este marcată de un sistem de falii de trike slip (cu carater de decroșăre), 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 decroșări au rol de falii de transfer care asigură legătura între zone cu diferite direcții și intensități ale tensiunii (Tari, 1992).

c. Miocen superior-actual, post-rift

În Neogenul superior bazinele sistemului panonic se unesc formând o zonă cu subsidența uniformă, în tot cuprinsul. In zona de est si de vest, sedimentele depuse după miocenul medii depășesc 2500 m grosime, în timp ce în zona centrală ajung la maximum 1500 m (Korossy, 1970). Sedimentele cuaternare care ajung la 300 m grosime pe marginea bazinului, și fiind mai subțiri spre centru, marchează o subsidență puternică pe margini (Stegena, 1975).

In aprtea terminala a perioadei sin-rift se manifestă o fază compresional-transpresională care conduce la conturarea bazinului sedimentar Panonic (sfârșitul Sarmațianului). In timpul Pannonianului inferior, are loc o subsidență în intregul bazin. Astfel intregul bazin este acoperit de apă (Kazmer, 1990).

Urmează încă fază compresională, Pliocen superior – Cuaternară care întrerupe subsidența termală post-rift (Horvath și Cloetingh , 1996). Structurilor compresionale care se formează acum sunt însoțite de subsidența 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 românesc, în subasmentul Depresiunii Panonice se regăsește prelungirea spre vest a elementelor structurale carpatice aparținând Autohtonului de Bihor, Sistemul Pânzelor de Codru și Pânzei Supragetice acoperite de diverse formațiuni care aparțin ciclurilor de sedimentare. Astfel se pot identifica: fundamentul propriu-zis, învelișul sedimentar mezozoic și învelișul sedimentar neozoic-cuaternar.

Fundamentul cristalin, cunoscut prin foraje, prezintă două tipuri de șisturi cristaline: prehercinice și hercinice.

Fundamentul prehercinic se prezintă sub forma grupei șisturilor cristaline mezometamorfice cu micașisturi, paragnaise, gnaise cuarțo-feldspatice și cuarțite feldspatice și respectiv grupa șisturilor epimetamorfice cu șisturi cristaline sericitoase, cuarțoase, 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 de 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 cuvertură sedimentară rezultată în urma ciclurilor transgresiune-regresiune.

Învelișul sedimentar mezozoic

Permianul corespunde etapei post paroxismale a orogenezei hercinice și cuprinde depozite grosiere (conglomerate, diferite tipuri de gresii, brecii) , molassa hercinică, la care este asociat material magmatic acid și bazic.

Triasicul se dezvoltă pe suprafețe întinse și este cunoscut sub forma unor calcare, dolomite, conglomerate, șisturi argiloase, nisipoase, microconglomerate.

Jurasicul se dezvoltă 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 regăsesc în Depresiunea Panonică ca urmare a deschiderii în Jurasicul inferior a unui rift continental formând actualmente o masă dezvoltată 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 jurasic mediu+jurasic superior; complexul calco-alcalin format din bazalte, andezite, dacite, riolite și piroclastite, de vârstă malm+neocomian. Acest complex calco-alcalin a apărut în urma unui proces de subducție iar complexul spilitic cu curgeri de lavă și piroclastite de vârstă barremian-apțian reprezintă faza finală a magmatismului ofiolitic.

Cretacicul este grosier, sub forma unor gresii calcaroase, conglomerate în facies de fliș cu microconglomerate, gresii și marne, gresii fosilifere și calcare și uneori pelitice, sub formă de marne, argile, argilite.

La sfârșitul cretacicului are loc o activitate magmatică ca urmare a mișcărilor laramice desfășurate în intervalul senonian-paleogen. Magmatismul laramic reprezintă actul final în aranjamentul structural atât a Depresiunii Panonice cât 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.

Sedimentarul Neozoic-Cuaternar

Această suită sedimentară debutează cu Eocenul care este cunoscut numai în partea nordică a Depresiunii Panonice, sectorul românesc, în Maramureș în cadrul unităților de Botiza și Lăpuș. Este prezent sub forma unor marne, argile cu sericit, calcit, gresii și argilite.

Neogenul începe cu sedimentarea depozitelor de vârstă miocenă inferioară, sub forma unui complex constituit din marne grezoase, cu intercalații de gresii silicioase și marnocalcare.

Badenianul prezintă o dezvoltare largă și grosimi variabile de până la 700-800 metri. Este cunoscut sub forma unor conglomerate, microconglomerate, gresii grosiere, iar spre partea superioară conține marne, argile cu intercalații de tufite dacitice și gresii tufogene.

Sarmațianul urmează în continuitate de sedimentare, marcând extinderea maximă a bazinului Depresiunii Panonice, dar cu un volum redus de sedimente și se prezintă sub forma a două faciesuri dominante: unul detritic, reprezentat prin microconglomerate, gresii, nisipuri, argile, marne – uneori cu intercalații de calcare, și un facies carbonatic care ocupă o suprafață mai restrânsă în comparație 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 Ponțian – Dacian ating grosimi de până la 3000 metri, fiind etajul structural cu cea mai mare extindere. Aceste formațiuni conțin marnocalcare, depozite detritice, gresii și microgresii, conglomerate, argile, argile calcaroase, nisipuri.

I.1.8. Geologia și tectonica Bazinului Transilvaniei

Bazinul Transilvaniei reprezintă un bazin de sedimentare post Cenomanian dezvoltat pe pânzele de fundament din Cretacicul mijlociu (Krezsek et al., 2006).

Acceptând idea că Orogenul Carpato-Balcanic a rezultat din evoluția a patru paleozone de rift: transilvană, central-carpatică, vest carpatică și trans-carpatică, spațiul transilvan până la sfârșitul Jurasicului mediu aparținea și evolua în cadrul plăcii Transilvano-Panonice, individualizarea petrecându-se după apariția riftului sud-apusean care a condus la divizarea Microplăcii Transilvano-Panonice în blocul Transilvan și blocul Panonic (Mutihac et al.,2007).

Acceptând această evoluție, fundamentul Bazinului Transilvan (Fig.I.14) este comun cu cel al estului Depresiunii Panonice, preterțiar, și constă din unități paleozoice cristaline: micașisturi cu granați, paragnaise, amfibolite și ofiolite. Cuvertura sedimentară post tectonică care acoperă fundamentul cristalin este de vârstă Triasic-Cretacic și constă 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 (Krezsek et al., 2006).

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

Prima componentă stratigrafică a secvenței Neogene, mai corect Miocen medie, este constituită de complexul Tufului de Dej (Formațiunea de Dej, Popescu 1970). Acesta reprezintă prima secvență cu extindere la scara întregului bazin și este constituită din tufuri dacitice. Excepție face partea de vest a bazinului, care este dominată 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. Vârsta formațiunii, stabilită pe baze micropaleontologice, corespunde Badenianului mediu, depunerea având loc într-o perioadă relativ scurtă de timp, cuprinsă 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, această formațiune este puternic deformată. Grosimea medie a stratului de sare este de 300 m, excepție făcând marginile de est și respectiv vest în care sunt prezente cute diapire (Krezsek et al., 2006).

Formațiunile Badenianului superior marchează începutul uni nou ciclu de sedimentare în tot arealul Bazinului Transilvaniei, 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 Borșa-Apahida-Turda (Filipescu 1996 ).

Secvența Badenian superioară (Formațiunea de Pietroasa, Filipescu 1996), ca primul termen al acestui ciclu sedimentar, are în bază discordanța creată la sfârșitul depunerii formațiunii sării și este constituită 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 ridicată. Umplerea bazinului a avut loc gradat, procesul de sedimentare cuprinzând tot bazinul la sfârșitul Badenianului superior (Kreysek et al., 2006).

În continuitate de sedimentare urmează depozitele Sarmațianului. Din punct de vedere litologic, se constată 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 arată efilări ale secvenței către marginile actuale ale bazinului, iar în partea de SE interpretarea indică faptul ca Sarmațianul inferior este trunchiat de Sarmațianul superior. Acest model de sedimentare se continuă și în Sarmațianul superior, din punct de vedere litologic remarcându-se predominanța nisipurilor și gresiilor (Krezsek et al., 2006).

Panonianul reprezintă ultima secvența păstrată în cadrul bazinului. În ciuda faptului că aceste depozite au fost conservate doar în partea centrală a bazinului, grosimile mari (~1000 m) indică faptul că acesta a acoperit un areal mult mai mare. Litologic, secvența este dominată 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 terasă de vârstă Cuaternară. Depozitele Pliocene lipsesc, acestea fiind întâlnite doar în Bazinul Panonic și în unele bazine intramontane.

I.1.8.2. Tectonica neogenă a Bazinului Transilvaniei

Trăsătura caracteristică bazinului Transilvaniei în timpul Miocenului mediu-superior este subsidența regională, 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.15) 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.15) este falie de încălecare și situată în partea de SE a bazinului Transilvaniei cu o orientare NNE – SSV. Această falie aflorează la suprafață într-un singur loc (lângă Odorheiul Secuiesc)(Ionescu et al.,1986).

Structura bazinului Transilvanieie este formată din unități 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, cât și din partea centrală (asociate unei structuri mai vechi: Falia Sud Transilvană) (Ionescu et al.,1986).

În partea de nord vest (Ionescu et al.,1986) secțiunilor seismice arată prezența 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 orientare 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 Transilvană, F11 din Fig.I.15), caracterizată ca o falie crustală și care poate reprezenta prelungirea a unei structuri din zona Transilvanidelor. 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 structura de la Alamor, vârsta acestea fiind post-Panoniană. În zona estică, în apropiere de Valea Oltului, este prezentă o altă falie de încălecare. Orientarea structurilor este NV-SE (Ionescu et al.,1986).

Fig.I.15. Hartă morfo-structurală la nivelul fundamentului cristalin din Depresiunea Transilvaniei.

1-izobate la nivelul fundamentului după date seismice; 2-falie cu traseu sigur; 3-falie cu traseu nesigur; 4-falie cu activitate vulcanică neogenă; 5-linie de șariaj; 6-conturul corpului intruziv bazic; 7-sondă cu adâncimea de interceptare a fundamentului; 8-denumirea faliilor: F1-falia Turda, F2-falia Ocna Mureș, F3-falia est Măgoaja-Puini, F4-falia Ulieș-Noul Săsesc, F5-falia Teaca-Gălățeni, F6-falia Beclean-Odorhei, F7-falia Gurghiu, F8-falia est Transilvană, F9-falia Toplița-Miercurea Ciuc, F10-falia Blaj-Rupea, F11-falia Alba Iulia -Ucea (sud Transilvană). După Ionescu et al.,(1986).

Falia Odorhei se prezintă ca o imbricare cu inclinare mare care afectează atât fundamentul, cât și sedimentele Miocene. Vârsta faliei este Pliocenă, sedimentele Panoniene sunt afectate de deformare (Diaconescu M., 1991).

Tinând cont de distribuția structurilor s-au separat două zone în cadrul bazinului Transilvaniei. Prima zonă este alcătuită din falii de încălecare, decolări, cute diapire și cuprinde structurile situate în vest, sud-vest și nord-est. A doua zonă, cu o poziție centrală și are in cuprinsul ei falii tip „fault-propagation-folds” și simple cute.

I.2. Sisteme de falii.

I.2.1. Sistemele de falii din Estul României (Fig.I.2)

Contactul între cele patru unități structurale majore din Forlandul Carpaților Orientali este materializat de falii crustale. Alte falii importante, între care unele crustale, separă subunități în cadrul acestor entități structurale al căror soclu îl fragmentează. Din cele prezentate în prima parte acestui capitol vom sintetiza, în cele ce urmează, faliile importante de pe teritoriul României.

Marginea vestică și sudică a Platformei Moldovenești de pe teritoriul României se află în contact tectonic cu Platforma Scitică. Limita vestică a Platformei Moldovenești este dată de Falia Solca, iar limita sudică este materializată de Falia Vaslui – Cetatea Albă. 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 Albă, cu traseu NV – SE este paralelă 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 Moldovei platforma este străbătuta pe direcția N – S de Falia Prutului, paralelă cu acest râu, începând de la est de Iași până la nord de Umbrărești. Această falie decroșează Falia Vaslui – Cetatea Albă și Falia Bistriței. Paralelă cu Falia Solca, apoi convergentă cu ea la nord de Roman se aliniază Falia Siretului, paralela cu râul Siret de la granița României cu Ucraina până la Mărășești. Între cele două falii se detașează din Platforma Moldovenească 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 Albă. În zona Huși – Vaslui există 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 rapidă a soclului spre SV, până la Falia Solca, iar falii transversale pe acestea provoacă afundarea spre nord a compartimentelor pe care le delimitează. S-a constatat că numai fracturile dinspre marginea sudică și vestică a Platformei Moldovenești au fost reactivate și în perioade mai noi, în timp ce în restul platformei fracturile vechi nu au afectat cuvertura sedimentară. Soclul platformei se ridică treptat spre NE, până la zi, în timp ce către marginea sudică a platformei soclul se află la -2000 m adâncime. Afundarea soclului platformei către SV și SSV este mai accentuată la vest și sud de Hârlău.

Limita nordică a Platformei Scitice de pe teritoriul României este dată de Falia Solca și Falia Vaslui – Cetatea Albă, descrise mai sus. Limita sudică a Platformei Scitice este materializată de Falia Trotușului, cu traseu VNV – ESE, iar de la convergența acesteia cu Falia Sfântu Gheorghe limita sudică 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 Moldova și al Ucrainei. Falia Trotușului pune în contact sudul Platformei Scitice cu Platforma Moesică și cu Blocul Dobrogei de Nord. Planul acestei falii retează terminația nordică a faliilor crustale Peceneaga – Camena și Capidava – Ovidiu. Falia Sfântu Gheorghe, de la convergența cu Falia Trotușului (la est de râul Bârlad și de localitatea Țepu) este orientată NV – SE, trecând pe la nord de Frumușița unde traversează Prutul și intră pe teritoriul Republicii Moldova și al Ucrainei, după care intră 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 depoyitele recente ale deltei. Liteanu et al. (1967) au trasat un traseul sinuos al faliei, lucru care sugerează raporturi de încălecare peste Platforma Scitică a Dobrogei de Nord. Falia Sf. Gheorghe este o falie dextră, crustală. Caracterul de falie inversă reflectă efectul unui stres compresiv. Falia aceasta se prelungește spre est, sub apele Marii Negre.

Platforma Scitică apare ca un bloc tectonic alungit pe direcție NV – SE, divizat de falii longitudinale și transversale care au creat o tectonică de horsturi și grabene. Paralel cu marginea nordică a Platformei Scitice se aliniază Falia Bistriței, între sud Bicaz și nord Fălciu. Falia Nord Dobrogeană, paralelă 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 Dobrogeană și Falia Sfântu Gheorghe se află un bloc geologic, parte a sudului Platformei Scitice .

În cuprinsul Platformei Scitice se individualizează Depresiunea Bârladului, a cărei evoluție geologică a început în Mezozoic. Apariția depresiunii a fost probabil controlată de structurile paleozoice din Zona de Sutură Trans – Europeană (TESZ) care au generat bazine mezozoice și terțiare. Ea se găsește în prelungirea spre nord-vest a Depresiunii Predobrogene localizată în aria Deltei Dunării. După Cornea (1964), geneza depresiunii a urmat tectogenezei Chimerice, iar în Jurasic aici s-au acumulat stive sedimentare groase.

Limita ei nordică este dată de Falia Bistriței, iar cea sudică de Falia Trotușului, ambele falii având caracter de decroșare senestră. Soclul pre-Mezozoic al depresiunii se află la cota -1000 m în extremitatea nord-estică și coboară spre sud-est la cota -5500. În partea estică, două falii orientate N – S (Falia Iași – Crasna – Adam și Falia Huși – Roșcani) determină ridicarea în trepte, către Prut, a fundamentului pre-Mezozoic.

În zona cea mai coborâtă a depresiunii se află Falia Murgeni – Bârlad – Nord Pogonești, orientată V – E. La nord de această falie depresiunea urcă în trepte despărțite de trei falii cu aceeași orientare (Cornea, 1964).

Fig.I.16. Harta geologică a Depresiunii Bârlad, la baza Neogenului. După Gavăt et al., 1969.

Falia din axul depresiunii, numită Falia 16 de către Gavăt et al. (1969), este interpretată ca linia după care s-au sudat (la finele Paleozoicului) structogenul hercinic de la sud cu structogenul precambrian de la nord. În zona de joncțiune cele două structogene se afundă în trepte către axul depresiunii, marcat de Falia 16 (Fig.I.17).

Blocul Dobrogei de Nord (Fig.I.5) este constituit dintr-un corp geologic în forma de pană, strivit între Platforma Scitică la NE și Platforma Moesică la SV. Blocul se efilează către terminația lui nord-vestica, în teritoriul numit Promontoriul Nord Dobrogean. Blocul Dobrogei de Nord este delimitat de Platforma Scitică prin Falia Sfântu Gheorghe și de Platforma Moesică prin Falia Peceneaga – Camena. Falia Peceneaga – Camena este o fractură transcrustală orientată NV – SE, care pune în contact Platforma Moesică cu Blocul Dobrogei de Nord. In lungul faliei suprafața Mohorovicic a suferit o ridicare verticală de peste 10 km (Rădulescu et al., 1976). Ea a fost identificată și pe șelful Marii Negre și este jalonată de epicentre. După Cretacicul superior nu s-au mai manifestat deplasări orizontale semnificative ale compartimentelor faliei. Înaintea Cenomanianului a avut loc translația independentă, senestră, a Dobrogei de Nord în raport cu Platforma Moesică de-a lungul unui sistem de plane de alunecare orizontale care se materializează prin Complexul de Cârjelari – Ceamurlia (Antonescu și Baltreș, 1998).

Platforma Moesică este delimitată la NE de Blocul Dobrogei de Nord prin Falia Peceneaga – Camena și spre nord de Falia Trotușului, ambele falii crustale. Falia Capidava-Ovidiu este numită și Falia Palazu (Fig.I.3). Aceasta falie crustală, orientată NV – SE, a determinat deplasarea orizontală dextră a blocurilor pe care le separă (Mirăuță, 1969). Ea separă, în cadrul Platformei Moesice, două compartimente cu fundament și cuverturi sedimentare deosebite: compartimentul nordic (Dobrogea Centrală) și cel sudic (Dobrogea de Sud). Falia este o dislocație profundă care traversează discontinuitatea 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 Băltăgești, 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 Intramoesică, de translație senestră, cunoscută și ca Falia Călărași – Fierbinți, are caracter transcrustal. Ea traversează sudul Dobrogei între Ostrov și Șabla. A fost identificată 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 scufundată.

În ce privește fundamentul vechi al Dobrogei de Sud, formațiunile paleozoic inferioare 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 internă a soclului a relevat și faptul ca Falia Cocoșu, generată în Orogeneza Assyntică 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 Negre. Ea a provocat 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 caracterizată 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: Falia Ianca – Palazu (= Falia Capidava – Ovidiu), Falia Smirna – Agigea (= Falia Agigea), Falia Brăgăreasa – 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 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 responsabil, la vest de Dunăre, de scufundarea treptată a Platformei Moesice spre Avanfosa carpatică (Visarion et al., 1988). Acestor falii li se datorează faptul că fundamentul Platformei, situat la 0,5 – 6 km adâncime la Palazu Mare suferă o accentuată afundare 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 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 tectonică casantă (Visarion et al., 1988), care au diferențiat și delimitat perioadele sau zonele de sedimentare în care au avut loc importante schimbări, atât ca dispunerea areală, cât și ca direcții preferențiale (Fig.I.3, Fig I.4).

Falia Pecenega – Camena constituie limita nord-estică a Platformei Moesice. Este o fractură crustală cu o săritură medie de peste 10 km la nivelul discontinuității Moho. Spre sud-est se extinde în zona platoului continental al Mării Negre, iar spre nord-vest până la Falia Trotușului. Caracterul activ al fracturii este confirmat de numeroase epicentre care-i marchează traseul. Această falie este considerată ca o falie cu translație dextră.

Falia Capidava-Ovidiu sau Palazu a fost urmărită cel puțin până la nivelul discontinuității Conrad, cu compartimentul sudic mai coborât. Ea s-ar caracteriza printr-o translație dextră (Visarion et al., 1988).

I.2.2. Sisteme de falii la vest de Falia Intramoesică (Fig.I.4).

Falia Intramoesică este o falie crustală profundă, fapt sugerat de hipocentrele cutremurelor care marchează traseul faliei de la nord-vest, în Carpații Meridionali, până la sud-est, în zona platoului continental al Mării Negre (Visarion et a.1990). Este o falie compozită, inițial cu translație dextră și apoi senestră, așa cum o găsim și în prezent. Falia marchează de asemenea schimbări importante ale regimul termic și configurației anomaliei magnetice în compartimentele separate de falie.

Falia Jiului traversează platforma pe direcția NV – SE și are compartimentul estic mai ridicat, având o translație probabil senestră.

Falia Motrului reprezintă continuarea spre nord a Faliei Timoc, fiind o falie compozită cu compartimentul estic ridicat și cu o importantă translație dextră.

Fracturarea pronunțată a platformei a impus o adaptare oarecum plastică a cuverturii la tectonica în blocuri.

Așa cum s-a arătat mai înainte, fundamentul Platformei Moesice este eterogen ca vârstă și compoziție. El este divizat în câteva zone majore de ridicare și afundare, care par a se fi individualizat încă din orogeneza baikaliană, când s-au consolidat ultimele catene de șisturi verzi din Dobrogea centrală. Cutările caledoniene, hercinice și alpine au avut o influență slabă asupra platformei sub aspect plicativ, însă au marcat puternic evoluția platformei sub aspect disjunctiv (Paraschiv, 1975). Ridicările majore au avut un rol activ, amplitudinea lor diminuându-se până în Jurasic – Cretacic inferior. Principalele zone de ridicare sunt:

– ridicarea Strehaia – Vidin se evidențiază printr-o anomalie intensă de maxim gravimetric, cu fundament la 4,5 – 5 km adâncime acoperit cu depozite sedimentare de vârste de la Cambrian – Ordovician și Carbonifer superior până la Neogen și Cuaternar. Are o orientare NNE – SSV.

Fig.I.17. Morfologia paleozoica a soclului Platformei Moesice (După Juralve, 2015)

– ridicarea Leu – Balș – Optași – Ciurești sau ridicarea Olteană se află în partea central-vestică a platformei. Este conturată de o anomalie gravimetrică pozitivă, dublată de o anomalie magnetică. Apare ca un veritabil masiv cu fundament cristalin acoperit cu depozite paleozoic-inferioare, urmate de Permo-Triasic sau Jurasic. Acest masiv pare a se bifurca spre est: pe o direcție E – V spre Periș, și pe o direcție NV – SE spre ridicarea Nord-Bulgară. Investigațiile seismice au confirmat acest element structural ca pe un platou ridicat înconjurat la NV și NE de zone depresionare adânci. Sedimentarul are o grosime de 2 km în partea centrală, în timp ce pe margini atinge 3 km. Datele geologice, geofizice și de foraj au indicat și confirmat natura eruptivă a corpului care a penetrat crusta și a produs această ridicare. Unele datări radiometrice au arătat pentru granite o vârstă hercinică, ceea ce implică contemporaneitatea lor cu o parte a cuverturii de platformă, precum și străpungerea acestora din urmă. Prezența unor astfel de intruziuni hercinice dovedește marea mobilitate a platformei, sau cel puțin a acestui sector din Platforma Moesică.

– ridicarea Nord-Bulgară situată în SE platformei prezintă la nord de Dunăre o prelungire care se afundă spre NV. Este separată de depresiunea Roșiori – Alexandria de o falie pe direcția București – Giurgiu. Axul său trece prin localitatea Vetrino din Bulgaria unde fundamentul se ridică până la 2,5 – 3 km adâncime.

– ridicarea Dobrogei Centrale se află în SE platformei și este mărginită de faliile Peceneaga – Camena în NE și Capidava – Ovidiu în SV. Fundamentul ei conține șisturi verzi rifeo-cambriene și este acoperit de depozite sedimentare neo-jurasice și apțiene.

Zonele de coborâre majoră ale platformei sunt reprezentate de depresiuni alungite, situate pe blocuri crustale care au suferit mișcări de subsidență. Depozitele acumulate cuprind succesiuni de sedimente mai groase și mai complete decât în zonele ridicate. Ele și-au păstrat caracterul structural major, din Paleozoic până în Cretacic și chiar Neogen (Paraschiv, 1975).

– Depresiunea Lom – Craiova se află în partea vestică a platformei și se interpune între ridicările Strehaia – Vidin și Leu – Balș – Optași – Ciurești. În nord este racordată la avanfosă, iar în zona centrală atinge adâncimi de 10 km. Datele seismice confirmă o subsidență aproape continuă din Paleozoic până în Neogen, mai accentuată în Mezozoic.

– Depresiunea Roșiori – Alexandria este plasată în zona central-sudică a platformei și separă masivul Leu – Balș – Optași – Ciurești în NV de ridicarea Nord-Bulgară în SE. În Paleozoic și Triasic a reprezentat o zonă predominant subsidentă.

– Depresiunea Urziceni – Călărași este deschisă la nord spre avanfosa carpatică și este mărginită de ridicarea Dobrogei Centrale la est, masivul Leu – Balș – Optași – Ciurești la vest și ridicarea Nord-Bulgară la sud. Este bine conturată la nivelul formațiunilor paleozoice și mai puțin clară la nivelul Neogenului.

– Depresiunea Focșani, situată în NE platformei, aparține avanfosei carpatice. A fost cea mai activă zonă de acumulare din Neogen, caracterul subsident manifestându-se și în prezent. Se va reveni asupra acestei depresiuni într-un capitol următor.

Datele geofizice au avut o contribuție deosebită în crearea imaginii structurale adânci a Platformei Moesice.

Anomaliile gravimetrice și magnetice majore din cuprinsul Platformei Moesice evidențiază morfologia și constituția fundamentului, urmărind destul de fidel ariile ridicate și depresiunile. Pe baza datelor gravimetrice și magnetice, Gavăt et al., (1963) au definit o serie de linii structurale majore care separă arii tectonice cu fundament diferit sau denivelate. În Platforma Moesică a fost trasată o linie de contact care separă fundamentul arhaic-carelian la sud, de cel baikalian la nord, pe aliniamentul Plenița – Slatina -sud Costești – Fierbinți – Urziceni – Rașova – Eforie (Botezatu, 1982). Pe lângă această linie tectonică majoră, mai există alte linii tectonice subordonate, care reprezintă plane de dislocație de-a lungul cărora s-au produs ridicări sau scufundări ale unor blocuri de fundament. Fundamentul arhaic carelian este fragmentat de astfel de linii tectonice orientate în general pe direcția NV – SE, acestea separând blocuri denivelate de dimensiuni mari. Enumerarea lor de la vest la est cuprinde: ridicarea Braniștea – Calafat, scufundarea Băilești – Caracal, ridicarea Craiova – Balș – Slatina – Corabia, scufundarea Turnu Măgurele – Roșiori – Alexandria – Zimnicea, ridicarea Giurgiu, scufundarea București – Oltenița, ridicarea Călărași – Mangalia și grabenul Dobrogei de sud. Structurile enumerate corespund în linii mari acelora citate mai sus, după Paraschiv (1975).

Fundamentul baikalian al părților de nord ale Munteniei și Olteniei este puternic scufundat și acoperit de depozite sedimentare groase. El a fost divizat în două sectoare: unul extern, care reprezintă suportul ariei externe a avanfosei carpatice, cu depozite de cuvertură necutate 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 remarcă fracturile din zona de curbură a Carpaților Orientali de-a lungul cărora s-a produs căderea în trepte de la sud spre nord pe direcția Urlați – Calvini și cele de la nord spre sud, pe direcțiile Vălenii de Munte – Pătârlagele și Câmpina – Slănic – Nehoiașu – Varlam (Botezatu,1982).

Studiile magneto-telurice realizate în aria Platformei Moesice au furnizat date asupra distribuției spațiale a principalelor discontinuități din litosferă, începând cu fundamentul cristalin și încheind cu partea superioară a astenosferei. Un studiu aprofundat în aria dintre râurile Motru și Argeș, (Visarion et al., 1984) indică o adâncire a fundamentului dinspre platformă spre orogen cu un maximum de 10 – 12 km pe aliniamentul Târgu Jiu – Govora. Înspre sud fundamentul se ridică până la adâncimi de 3 – 4 km în zona Balș – Potcoava, iar apoi coboară spre depresiunea Alexandriei. La sud de pragul Filiași – Drăgășani fundamentul este fragmentat în blocuri cu diferite poziții spațiale, dintre ele remarcând-se ridicarea Balș – Optași – Ciurești. Poziția efuziunilor bazice permo-triasice peste blocurile ridicate și în vecinătate lor a sugerat că magmele din care au provenit au penetrat spre suprafață de-a lungul fracturilor dintre blocuri. Se remarcă fracturile de fundament ale Jiului și Motrului, ultima fiind foarte probabil crustală. La vest de râul Motru fundamentul conține corpuri granitice de dimensiuni mari. Separarea fundamentului de platformă de cel al unității danubiene are loc de-a lungul Faliei Călimănești – Târgu Jiu (pentru sectorul nordic) 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, descrisa la I.1.6. Depresiunea Panonică este o depresiune neogenă post-tectogenetică suprapusă elementelor cutate și cuverturii lor post-tectogenetice, lipsită de formațiunea cu sare badeniană (Săndulescu,1984). Sectorul românesc al Depresiunii Panonice se întinde de la Oravița în sud, la Baia Mare în nord, și are în subasment elemente care aparțin, de la nord la sud, Pienidelor, Dacidelor interne, Transilvanidelor și Dacidelor mediane.Tectonica acestei depresiunii este casantă, cu blocuri individuale denivelate (horsturi și grabene), separate printr-un sistem de falii grupate pe două direcții. Un sistem de falii este orientat paralel cu direcția structurilor orogenice alpine, iar al doilea (aproximativ pe direcție est-vest) reprezintă sistemului de falii carpatice care au condus la formarea depresiunilor adiacente.

Pe baza naturii diferite a fundamentului de pe rama estică a depresiunii se pot distinge trei sectoare: unul nordic corespunzător zonei Flișului Transcarpatic, un sector median corespunzător prelungirii unităților alpine ale Munților Apuseni și un sector sudic, unde depozitele sedimentare acoperă prelungirile zonei ofiolitice ale Munților Apuseni și ale cristalinului Carpaților Meridionali (Fig.I.18) (Polonic, 1985).

Sectorul nordic include structuri ale Dacidelor Interne și Pienidelor.

Sectoarele central și sudic sunt mărginite la est de trei ansambluri structurale majore:

– Apusenii Septentrionali cu autohtonul de Bihor, sistemul pânzelor de Codru și sistemul pânzelor Biharia-Muncel;

– Apusenii Meridionali (zona Munților Metaliferi) cu pânze de soclu având șisturi cristaline (Metaliferii sialici) și pânze cu ofiolite (Metaliferii simici);

– domeniul supragetic grupează în principal mase cristaline acoperite cu o cuvertură de depozite de vârstă paleozoic-superior și mezozoic, în general subțiri și lacunare (Visarion și Săndulescu, 1979).

Activitatea neotectonică a Depresiunii Panonice a început în Badenianul superior în același timp cu depunerea formațiunilor depresiunii, fiind marcată de mișcările de extensie și scufundare ale unor mari compartimente ale fundamentului. Compartimentele deja formate au suferit mișcări diferențiale, care se pot observa în poziția spațială a fundamentului și în termenii neogeni care îl acoperă. Mișcările actuale se produc de-a lungul faliilor care au fost active în perioada Badenian – Cuaternar. La început, mișcarea de afundarea a implicat întreaga ramă estică a depresiunii, creindu-se un sistem de grabene adânci, paralele sau perpendiculare la rama muntoasă. Subsidența a continuat în aria marginală până în Ponțianul superior, când mișcarea s-a inversat și actuala ramă montană a început să se ridice, mișcare ce continuă și în prezent. Se observă de asemenea o migrare a ariilor de subsidență maximă spre interiorul depresiunii, ca spre exemplu în aria Sânnicolau Mare (Polonic, 1985). Studiul subsidenței și evoluției depozitelor a evidențiat o extensie a litosferei Panonice, fenomen susținut atât de structura fragmentată în horsturi și grabene cât și de curgerile bazaltice peste depozitele panoniene de pe lina axială a grabenului Caransebeș, la Lucareț.

Fig.I. 18. Activitatea neotectonică și sesimicitatea estică a depresiunii Pannonice (Polonic 1985).

1.Formațiuni pre-neogene, 2. Subsidență pliocenăa/ridicare cuaternară, 3. Subsidență pannoniană /ridicare pliocenă, 4. Ridicare sarmațiană/subsidență cuaternară, 5. Subsidența badeniana/, 6. Subsidență pliocenă, 7 subsidență cuaternară, 8 falii, 9 epicentre

Fundamentul cristalin are structură de monoclin fracturat care începe de la suprafața munților și coboară în mod treptat înspre depresiune, de-a lungul sistemului de falii, până la cca 5.000 m adâncime (Fig.I.18) (Polonic, 1985). Unele din aceste falii sunt active și în prima treaptă de adâncime, de la 0 al 1000 m, care reprezintă marginea depresiunii.

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 Sânnicolau Mare, grabenul Caransebeș, grabenul Zarand, grabenul Beiuș, grabenul Borod, grabenul Sânnicolau, grabenul Galoșpetreu, grabenul Satu Mare și horstul Sălaj. Sisteme de falii separă grabenele de blocurile adiacente mai ridicate.

În sud, două falii arcuite (Fig.I.13) Nord Timișoara și Calacea, împreună cu mai recentul sistem de falii NV – SE fragmentează structura neogenă în horsturi și grabene, cu aceeași tendință a fundamentului de a se afunda spre vest. Se remarcă grabenul Sânnicolau Mare, unde structurile neogene ating 5.000 m grosime, structură care se prelungește spre nord în Ungaria și spre vest în Serbia, și grabenul Caransebeș la est, unde depozitele se afundă cu până la 1.000 m (Polonic, 1985). Blocurile mai ridicate (horsturile) au fundamentul mai puțin adânc, acoperit cu o cuvertură neogenă mai subțire. Elementele structurale în prelungirea Carpaților Meridionali sunt limitate spre nord și vest de zona ofiolitică. Faliile Lugoj – Zarand și Arad – Sacoșul Mare (Buziaș) împart aria traversată în trei compartimente: nordic (cu roci cristaline în fundament, asemănătoare celor din Poiana Ruscă), median (care corespunde grabenului Lugoj). O importanță particulară o au faliile Lugoj – Zarand, Sacoșul Mare (Buziaș) – Arad și Nădlac – Jimbolia, care au orientări NV – SE și traversează mai mute unități majore din subasmentul depresiunii. Unele fracturi au, pe lângă componenta verticală, și una orizontală. (de exemplu Falia Lucareț ce are deplasări dextre). Blocurile mai semnificative, separate de fracturile amintite sunt fie ridicări (Arad – Zădăreni – Turnu, Calacea – Sat Chinez, Liebling – Șoșdea, Bencec – Recaș, sud Timișoara, Ivanda, Banloc și Teremia – Cherstur), fie structuri scufundate de dimensiuni și orientări diferite (precum cuvetele Sânnicolau Mare – Jimbolia, Foeni și Tolvadia). Blocurile au suferit intermitent mișcări de ridicare și coborâre generând până în prezent cutremure importante și bine studiate la Vinga, Timișoara, Șag, Liebling și Banloc cu magnitudini de până la 5,6 grade. Grabenul Caransebeș pătrunde în structura muntoasă fiind mărginit de falii active din Pliocen până în prezent. Aceste falii acomodează ridicarea pliocenă din vest cu subsidență panoniană din est, stresul acumulat generând seisme la Bencei, Buziaș și Nevrincea cu magnitudini de până la 4.0 grade. Polonic și Malița (1997) consideră Falia Lucareț ca o limită de separație dintre blocul Geto-Danubian de blocul Pannonic, iar Falia Cernei ca o limită de separare dintre blocul Moesic și cel Geto-Danubian.

În partea centrală a Depresiunii Panonice, între Arad și Oradea, sunt remarcate faliile active sud Salonta, Dobrești – Sânnicolau Român și Borod (Visarion și Săndulescu, 1979). Aceste falii au flancul sudic coborât marcând marginea sudică a depresiunilor Borod, Beiuș și Zarand. Faliile separă o serie de blocuri ridicate de altele coborâte. Printre blocurile ridicate, având adesea forma unor promontorii care se afundă spre vest se numără: Ineu – Chișineu Criș, Satul Nou – Beliu și Tinca. O zonă coborâtă este Grăniceri – Sânmartin care se extinde în Ungaria. Bazinul Crișurilor prezintă cuvete alungite înmănuncheate la SV de Salonta într-o arie scufundată (cca 4000 m adâncime) care se deschide spre Ungaria. Structurile pozitive sunt fie reliefuri îngropate, fie de subsidență diferențială.

La nivelul fundamentului cristalin, în partea de NV a Depresiunii Panonice (la nord de Oradea) au fost separate două arii depresionare și de ridicare separate de falii adesea active (Cornea și Spânochi, 1978).

În regiune s-a evidențiat o zonă centrală ridicată care cuprinde blocurile Plopiș, Pațal, Supuru, Mădăraș 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 – Mecențiu și Sânnicolau, cu o stivă groasă de sedimente cretacic-superior și neogene.

Cele două depresiuni sunt separate de blocurile intra-depresionare Otomani și Mihai Bravu – Diosig (Fig.I.19). O structură asemănătoare o prezintă și zona Șimleul Silvaniei, mărginită de fracturi adânci (Visarion et al., 1979).

Grabenele Galoșpetreu și Sânnicolau au avut o subsidență continuă din Badenian până în Cuaternar. Grabenul Galoșpetreu este separat la NV de compartimentul Pișcolț, iar falia care le separă a continuat să fie activă până în prezent, de ea fiind legate ariile epicentrele Pișcolț și Cadea (M≤5,3). La fel grabenul Sânnicolau prezintă caracteristici geologice și seismice similare (Polonic, 1985).

La nord și est fundamentul depresiunii cuprinde elemente ale Apusenilor nordici și ale unităților transcarpatice din Carpații Orientali, ultimii fiind aici traversați de vulcanitele neogene ale masivului Oaș – Gutâi (Polonic, 1980). Faliile din fundament sunt probabil mai vechi (prealpine), însă reactivate în diferite faze tectonice. Una din fazele de reactivare a fost cea Laramică, în care s-au individualizat depresiunile Panonică și Transilvania. Într-o fază ulterioară (Stirică) s-au format depresiunile intramontane Baia Mare, Oaș și Sighetul Marmației (Fig. I.20).

Fig.I.19. Harta geologică 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 decât în unitățile Carpaților Externi, fiind marcat prin subsidență și mișcări distensive, în timp ce în unitățile carpatice propriu-zise mișcările de compresie au continuat. Sistemul de fracturi din zonă a funcționat din Neogen până în Cuaternar, permițând mișcarea diferențială a blocurilor. Cel mai important accident tectonic din zonă este Falia Dragoș Vodă care separă fundamentul Autohtonului de Bihor de cel al Flișului Transcarpatic, și care este activă împreună cu un sistem secundar de falii. Acest sistem complex de fracturi compartimentează zona în structuri majore.

Activitatea neotectonică este legată de mișcările diferențiale din ariile Baia Mare și Satu Mare pe de o parte, și de horstul Sălaj, pe de altă parte. Mișcările au loc pe faliile Dragoș Vodă și Halmeu.. Aria Satu Mare limitată de faliile Dragoș Vodă și Halmeu, apare ca un segment subsident în Badenianul superior-Pliocen.

Horstul Sălaj, 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 direcția faliilor: horstul Codru, grabenul Galoșpetreu – Mecențiu și grabenul Zalău – Cehul Silvaniei. În acest sistem de blocuri apar evidente tendințele extensionale E – V ale blocului de Codru și căderea în trepte spre cele două domenii de maximă subsidență, depresiunile Panonice și Transilvania.

Fig. I.20. Principalele unități structurale și distribuția epicentrală în zona Baia Mare-Sighetul Marmației –Halmeu. Legenda: 1-depresiuni interne; 2-cuvertură post-tectonică, 3-unități piennine, 4-cristalinul Carpaților Orientali, 5-cristalinul Apusenilor nordici, 6-vulcanite neogene; 7-linie de supraîncălecare; 8-falie; 9-falie după imagini satelitare; 10-13-epicentre macraoseismice de diferite magnitudini de la 2,0 la 4,7; 14-stație seismologică (Polonic, 1980).

Depresiunea Satu Mare este situată peste un fundament de Fliș Transcarpatic reprezentat de cuvertura post-tectonică a Carpaților Orientali și unităților Piennine. Această depresiune este un compartiment al Depresiunii Panonice cuprins între faliile Dragoș-Vodă și Halmeu, fiind supusă la o ușoară contracție de către unitățile învecinate, în special blocurile mediane ale horstului major Sălaj (Fig.I.20) (Polonic, 1980, 1985).

Blocul Oaș – Gutâi are de asemenea fundament de Fliș Transcarpatic, acoperit cu sedimentele cretacice și paleogene de tip pienninic, precum și de depozite neogene mai subțiri în partea mijlocie, ocupată de vulcanitele neogene. El este delimitat de Falia Halmeu și de jumătatea estică a Faliei Dragoș Vodă. Pe acest bloc sunt localizate depresiunile intramontane Oaș și Sighet. Masele de vulcanite sunt traversate de o serie de falii depistate geofizic și din imagistica satelitară. Pe acest bloc sunt prevalente mișcările paralele cu Falia Dragoș Vodă.

Din cele de mai sus rezultă prezența unor câmpuri de forțe diferite care produc mișcări distensive sau compresive, subsidențe sau ridicări în compartimentele vecine, mișcări care au continuat până în prezent și care ar putea explica seismicitatea din această regiune (Polonic, 1980). La acestea se adaugă observația că epicentrele se concentrează de-a lungul principalelor accidente tectonice din zonă: Dragoș Vodă, Halmeu, Mara, Benesat-Cucea, etc.

Falia Dragoș-Vodă este o falie crustală și activă, din Neogen până în Cuaternar. De-a lungul ei au loc mișcări diferențiale ale compartimentelor pe care le separă: extensie în plan orizontal, subsidență în sectorul nordic.

Falia Halmeu are mișcări slabe de șariaj ca rezultat al compresiunii blocului eruptiv Baia Mare asupra depresiunii Satu Mare în vest. Stresul acumulat controlează seismicitatea în ariile Halmeu, Livada și Rașca.

Falia Mara traversează blocul Gutâi și depresiunea Sighet. Aici se află aria epicentrală Sighetul Marmației cu seismicitate generată de mișcărilor de ridicare ale blocului Oaș-Gutâi.

Falia Benesat – Ciucea permite o mișcare diferențială a flancului estic al grabenului Zalău – Cehul Silvaniei, în raport cu flancul vestic care are o mișcare de subsidență. Acest fapt explică seismicitatea din aria epicentrală Jibou.

La sud de Falia Dragoș Vodă, spre Oradea, mișcările diferențiale au avut ca rezultat un sistem de grabene și horsturi. Grabenele Galoșpetreu și Sânnicolau au avut o subsidență continuă din Badenian până în Cuaternar. Grabenul Galoșpetreu este separat la NV de compartimentul Pișcolț, iar falia care le separă a continuat să fie activă până în prezent , de ea fiind legate ariile epicentrale Pișcolț și Cadea (M≤5,3). La fel grabenul Sânnicolau arată caracteristici geologice și seismice similare

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

Ionescu et al., (1986) a construit o hartă morfo-structurală la nivelul fundamentului cristalino-mezozoic (Fig.I.15). Suprafața expusă este reprezentată de unitățile bucovinice (Dacidele Mediane) alcătuite din formațiuni cristalofiliene (în partea estică) și formațiunile cristaline ale unităților de Bihor, Arieșeni și Biharia (în partea vestică). În zona centrală fundamentul este mascat de o stivă groasă de sedimente mezozoice asociate cu curgeri ofiolitice, precum și de depozitele cuverturii post-tectonice cretacice și neogene. Pe harta morfo-structurală din Fig.I.15 se observă o depresiune centrală largă (Depresiune Târnavelor), mărginită de ridicări și scufundări secundare spre contactul cu rama muntoasă. Depresiunea Târnavelor este delimitată de la E la V de un sistem de falii extinse care converg înspre nord. Zona de maximă adâncime atinge, conform acelorași autori, cca 10,5 km, fiind delimitată de faliile: Ulieș – Nou Săsesc (F4) și Teaca – Gălățeni (F5). Spre sud, delimitarea se face de-a lungul unor falii E – V: Falia Blaj – Rupea (F10) și Falia Sud Transilvană (F11). Spre vest, Depresiune Târnavelor este separată de scufundarea Turda – Beclean (cca 5 km adâncime maximă) și de ridicarea relativ îngustă Luduș – Pogăceaua – Stupini. Spre est se desprind trei ramificații care separă între ele două ridicări ale fundamentului de mică amploare: Târgu Mureș – Gurghiu și Ocna de Sus -Bențid. Aceste ramificații conectează Depresiunea Târnavelor de Depresiunea Deda (cca 5 km adâncime). Între cele două depresiuni se găsește un prag structural ridicat, 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 vergență vestică 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. Această falie de încălecare este arcuită cu o orientare NV-SE și cu înclinarea spre SV. In traseul ei de la sud est catre nord vest falia se divizează pe parcurs în mai multe falii paralele (Krezsek și Bally, 2006).