Pe teritoriul României se poate o face o împărțire geotectonică a Carpaților utilizând vârstele diferite ale tectogenezelor principale: Dacidele… [304961]

IV. GEOLOGIA REGIUNII

IV.1. Tectonica regiunii.

Pe teritoriul României se poate o face o împărțire geotectonică a Carpaților utilizând vârstele diferite ale tectogenezelor principale: [anonimizat], [anonimizat]. Moldavidele sunt situate în zona externă a Carpaților Meridionale grupând unitățile cu tectogeneză majoră de vârstă miocenă. [anonimizat], sunt: [anonimizat], [anonimizat]̆u, pânza cutelor marginale și pânza subcarpatică.

[anonimizat]̆ții de Tarcău și sunt situate în apropierea contactului acesteia cu Unitatea Subcarpatică. Pânza de Tarcău este cea mai întinsă dintre unită[anonimizat]̆rii burdigaliene.

Pânza de Tarcău este definită de Dumitrescu (1948, 1952) ca o unitate plurifacială cu mai multe digitaţii (Dumitrescu, 1948, 1952). Aceasta este delimitată la interior de fruntea şariajului pânzei de Audia (Valea Buzăului – Valea Siriului) sau a pânzei de Macla (Valea Siriului spre vest), [anonimizat]̆nicului de Buzău, spre sud şi vest, pierde caracterul de şariaj şi trece la falii inverse dispuse în releu. Din bazinul Văii Buză[anonimizat] a pânzei este acoperită, discordant, de depozitele molasice neosarmaţian – pliocene aparţinând flancului intern al avanfosei pericarpatice.

[anonimizat] şi [anonimizat]-[anonimizat], [anonimizat]. Conform Ștefănescu și Mărunțeanu (1980), în aria de maximă afundare axială dintre Valea Teleajenului şi [anonimizat]-tectogenetică stirică veche are dezvoltarea cea mai amplă. Această cuvertură debutează cu Molasa de Doftana şi se continuă [anonimizat] (post-tectogeneza stirică nouă: Langhian / Kossovian).

[anonimizat]̧[anonimizat]̆u, se găsesc sub două faciesuri ce reprezintă [anonimizat]̆ a unor subunităţi structurale bine individualizate în Moldova (Săndulescu, 1984): un facies intern si un facies extern. Faciesul intern este caracterizat de flișuri grezoase masive (gresia de Tarcău eocenă; faciesul de Pucioasa împreună cu gresia de Fusaru oligocenă); acestea corespund "digitației Gresiei de Tarcău". Faciesul extern este caracterizat de faciesul de Colți (Eocen) și un facies bituminos cu gresii de Kliwa (Oligocen); acestea corespund ,,digitaţiei de Tazlău – Valea Rea” sau skibelor interne (Micu, 1982).

Faciesul intern apare dezvoltat în pintenul de Homorâciu (structura intermediară) şi, particular, în pintenul de Slon (structura nordică), în timp ce faciesul extern este întâlnit în pintenul de Văleni – Buştenari (structura sudică). Formaţiunile eocen şi oligocen-miocen inferioare ale pintenilor încalecă peste depozitele miocene de-a lungul unei linii tectonice importante ce mărginește partea sudică a pintenilor.

Urmează o secvenţă predominant evaporitică, [anonimizat], care la rândul ei este acoperită discordant de cuvertura depozitelor neogene de molasă ce formează umplutura Sinclinalelor de Slănic (la nord) şi Drajna (la sud) (Săndulescu et al., 1995).

În accepţiunea lui Săndulescu (1984), cea mai externă unitate a moldavidelor este Pânza Subcarpatică, constituită din depozite miocene inferioare şi medii în facies predominant de molasă. Separată iniţial de Mrazec şi Voiteşti (1914), ca pânză incipientă, şariată peste formaţiunea cu sare depusă pe vorland, această unitate a fost confirmată ulterior de foraje şi a fost denumită de Băncilă (1958) unitatea pericarpatică.

Acestă unitate a fost încadrată în zona internă a avanfosei datorită predominării depozitelor de molasă, precum şi acoperirea ei spre vest de Valea Buzăului de molase sarmaţian-pliocene (Dumitrescu et al., 1962; Dumitrescu, Săndulescu, 1970). Pânza subcarpatică poate fi definită precis datorită restrângerii avanfosei, post-tectogenetice (post attice) în raport cu cele mai noi şariaje, în timp şi spaţiu, la depresiunea care găzduieşte sedimentarea molasică neosarmaţian – pliocenă (Săndulescu, 1984).

De-a lungul faliei pericarpatice se poate observa limita externă a pânzei subcarpatice care este marcată de încălecarea depozitelor miocene peste cuvertura de platformă a forelandului. Falia pericarpatică poate fi observată în aflorimente de la graniţa de nord până la Valea Trotuşului, iar spre sud este determinată din date de foraj, fruntea pânzei subcarpatice fiind acoperită discordant de molasa neosarmaţian – pliocenă a avanfosei externe. Între Valea Trotuşului şi Valea Buzăului, falia pericarpatică este înlocuită la interior de o altă falie inversă, falia Caşin – Bisoca. Falia Cașin – Bisoca este mult mai tânără, intrapleistocenă și este contemporană deformărilor tectogenezei valahe. Această falie limitează, în acest sector, la exterior pânza subcarpatică. La sud de Valea Buzăului, delimitarea pânzei subcarpatice este observabilă în aflorimente de conturul frontal al pânzei de Tarcău (în perimetrul de studiu).

Pânza subcarpatică conţine depozite priaboniene (straturi de Bisericani), oligocene (în facies bituminos – menilitic, cu gresii de Kliwa sau conglomerate), dar mai ales (şi în cadrul perimetrului), depozite ale molasei miocen inferioare.

Avanfosa, restrânsă prin definirea pânzei subcarpatice, prezintă un flanc intern cutat, dezvoltat de la Valea Râmnicului Sărat spre sud şi vest. Acest flanc intern cutat, în sudul curburii Carpaţilor Orientali, este denumit Zona Cutelor Diapire. De asemenea avanfosa prezintă şi un flanc extern, necutat, dezvoltat ca o depresiune asimetrică cu marginea internă sprijinită pe elementele cutate ale catenei. Limita internă a avanfosei este marcată de falia pericarpatică, la nord de Valea Trotuşului. La sud de falia pericapatică linia internă a avanfosei este marcată de falia Caşin – Bisoca şi prelungirea ei – falia Plopeasa. De la Valea Buzăului spre vest limita internă este marcată de conturul de eroziune al depozitelor neosarmaţian – pliocene; contur ce acoperă discordant elemente din ce în ce mai interne pe măsura apropierii de Valea Dâmboviţei. Limita externă a avanfosei este convenţională, fiind marcată de îngroşarea accentuată a depozitelor neosarmaţian – pliocene ale cuverturii de platformă. Această îngroşare este materializată într-o flexură mai mult sau mai puţin evidentă.

O flexură marchează limita dintre cele două flancuri ale avanfosei, aceasta reprezentând mularea frontului de încălecare a faliei pericarpatice determinat în foraje. Zona cutelor diapire ocupă aria perimetrului de studiu și cuprinde depozite ale molasei superioare sarmaţian – pliocene, şi este cunoscută sub numele de Zona mio-pliocenă.

Zona mio-pliocenă este rezultatul cutărilor valahe ce au afectat un sector de la exteriorul Carpaţilor, acest sector este cuprins între falia intramoesică la vest şi falia Peceneaga – Camena la nord, activ în subducţia spre orogen.

Falia Cașin-Bisoca (cu ramificația Plopeasa), de la Valea Buzăului spre sud, îşi pierde din importanţă, pânza subcarpatică pierdându-și caracterul plurifacial și este reprezentată prin depozite asemănătoare digitaţiei Măgireşti-Perchiu. De asemenea, de la Valea Buzăului spre sud delimitarea pânzei subcarpatice de avanfosă se face numai prin conturul de eroziune al depozitelor sarmaţian-pliocene.

Principalele deformări tectonice, care au afectat depozitele neogene aparţin tectogenezelor: (1) stirică veche (intra-burdigaliană); (2) stirică nouă (intra-badeniană; (3) moldavă (intra-sarmaţiană) şi (4) valahă (intra-pleistocenă).

În faza stirică nouă (intra-badeniană) s-a produs șariajul principal al Pânzei de Tarcău și a Cutelor marginale, în timp ce faza moldavă a determinat încheierea șariajului Pânzei Subcarpatice.

Tectogenezele stirice au avut drept rezultat depunerea evaporitelor în Subcarpații Munteniei, şi anume, gipsurile inferioare sau formaţiunea cu sare inferioară (intra-burdigaliană), respectiv, formaţiunea cu sare superioară (langhiniană).

În zona externă a flișului, formaţiunile neogene molasice sunt intens cutate şi faliate, acestea fiind prinse în structuri înalte (“pintenii” de Slon – Măneciu, de Homorâciu și de Văleni) sau coborâte (Sinclinalele de Slănic şi de Drajna). Pintenii, mai ales cel de Văleni, au complicaţii anticlinale sau sinclinale, intens tectonizate.

În concepția lui Săndulescu (1969), sedimentele neogene molasice (dezvoltate în Zona Cutelor Diapire) prezintă mai multe structuri plicative cu aspecte variabile de la un sector la altul. Ceea ce face ca în regiunea Văii Buzăului stilul de cutare să fie ejectiv, cu sinclinale largi, separate de anticlinale diapire înguste (cu nuclee de sare intra-burdigaliană). De asemenea, în bazinele văilor Cricovului şi Teleajenului se individualizează un sector sudic, în care cutele au o poziţie structurală mai coborâtă, şi un sector nordic, cu cute solzi, ridicate şi deversate spre sud.

În concluzie, din punct de vedere geotectonic, în alcătuirea Subcarpaţilor Munteniei intră unităţile externe ale Moldavidelor, precum şi partea internă a avanfosei carpatice, cunoscută sub numele de Zona Cutelor Diapire. Moldavidele fiind reprezentate prin Pânza de Tarcău, Pânza Cutelor Marginale şi Pânza Subcarpatică; Pânza de Tarcău acoperind aproape în totalitate Pânza Subcarpatică și Pânza Cutelor Marginale. Depozite neosarmațian-pliocene acoperă contactul dintre pânzele moldavidice şi avanfosa internă.

Figure 1: Aproximare a localizării perimetrului studiat, în Pânza de Tarcău, pe harta tectonică a României (după V. Mutihac, 2004)

IV.2. Stratigrafia regiunii.

După Săndulescu, Mărunţeanu şi Popescu (1995), în sectorul sudic al Carpaţilor Orientali (implicit între Valea Teleajenului şi Valea Buzăului) există formaţiuni miocen inferioare şi medii ce se regăsesc: în cadrul pânzelor moldavidice externe, respectiv Pânza de Tarcău şi Pânzele subcarpatice, cu încălecări miocen medii, şi în cadrul cuverturilor post-tectonice (cuverturi post pânză = neo-autohtone) şi formaţiuni miocen superioare şi pliocene ce formează umplutura Avanfosei şi a unor depresiuni intramontane. Limita Oligocen / Miocen nu este subliniată de schimbări litologice, ea traversând unităţi stratigrafice omogene, izocrone sau heteropice.

Formaţiunile miocen inferioare şi medii (din cuprinsul moldavidelor şi cuverturilor post tectonice), cuprind următoarea succesiune (Săndulescu et al., 1995):

– formaţiuni bituminoase şi de fliş oligocen-miocen inferioare;

– formaţiuni evaporitice miocen inferioare;

– formaţiunea molasei inferioare;

– formaţiunile molasei de vârstă miocenă medie.

Formaţiunile miocen superioare şi pliocene (din cuprinsul umpluturii avanfosei) cuprind depozite în facies salmastru atribuite Meoţianului şi Ponţianului şi respectiv, Dacianului şi Romanianului.

Structura Runcu-Buștenari se regăsește în cadrul unității de Tarcău pe foaia Târgoviște (L-35-XXVI) a hărții geologice a României scara 1:200.000.

Unitatea de Tarcău este reprezentată pe harta Târgoviște pe sufrafețe relativ restrânse. Formațiunile pintenului de Homorîciu, mai intern, se prelungesc în acest teritoriu în sectorul Prăjani și de aici până la Brebu, trecând prin Cosminele. După un sector de înnecare axială între Doftana si Prahova, reapar pe o suprafață mai largă. care se urmărește până la Vest de Ialomița. Cea mai mare parte a acestei suprafețe este ocupată de depozitele Oligocenului care se înscriu în câteva cute largi (sinclinalul Provița-Ursei; anticlinalele Moțăeni și Diaconești – Vulcana Băi în bazinul Ialomiței). Formațiunile paleogene ale pintenului de Văleni constituie apariții restrânse și discontinue în zona mai meridională: Verbilău – Cosminele de Jos – Telega. Mai departe spre Vest aceste formațiuni se prelungesc sub cuvertura neogenă, până dincolo de Valea Dâmboviței.

IV.2.1. Litofaciesul bituminos cu Gresii de Kliwa

Urmând dezvoltării tipice a “Marnelor cu Globigerine” din Priabonianul final (cunoscute în întreaga arie tethysiană), odată cu începutul Oligocenului caracteristicile mediului depoziţional se schimbă, trecându-se la condiţii anoxice care au predominat de-a lungul întregului Oligocen şi a unei părţi din Miocenul inferior. Ca urmare a acestui fapt, în partea externă a Domeniului Moldavidic se dezvoltă, în secvenţe succesive, argile bituminoase (şisturi disodilice), silicolite bituminoase (menilite) care la unul sau două momente (în zone diferite) au fost “parazitate” de veniri de mase importante de ortocuarţite având ca arie sursă marginea forlandului (actualmente subşariată sub pânzele Moldavidice). Ele constituie Formaţiunea Gresiei de Kliwa care în sectorul studiat al Pânzei de Tarcău apare la două nivele, corespunzătoare Formaţiunii Gresiei de Kliwa inferioare şi Formaţiunii Gresiei de Kliwa superioare = Nisipurile de Buştenari (Figure 2, după Săndulescu et al., 1995).

Nivelele silicolitice (menilitele) constituie cele mai bune repere de corelare şi, în general, sunt două nivele: Menilitele Inferioare (asociate cu calcare marnoase bituminoase = Marne brune bituminoase) şi Menilitele Superioare (fără Marne bituminoase). Pe alocuri, în Pânzele Subcarpatice şi Pânza Cutelor Marginale, în Moldova, se citează şi un al treilea nivel menilitic – Menilitele Terminale (tabel nr. 1, după Săndulescu et al., 1995).

Succesiunea formaţiunilor litofaciesului extern, bituminos, cu Gresie de Kliwa (Popescu, 1952; Pătruţ, 1955) cuprinde: (1) Formaţiunea menilitelor inferioare cu marne bituminoase; (2) Formaţiunea disodilelor inferioare; (3) Formaţiunea Gresiei de Kliwa inferioară; (4) Formaţiunea de Topilele; (5) Formaţiunea de Podu Morii; (6) Formaţiunea de Buştenari; (7) Formaţiunea Menilitelor Superioare = Formaţiunea de Starchiojd.

Limita Oligocen/Miocen este situată sub Formaţiunea menilitelor superioare, în cuprinsul Formaţiunii şisturilor disodilice superioare (în Pânza Cutelor Marginale), sau în cuprinsul Formaţiunii de Topilele (Ştefănescu et al., 1993) în Pânza de Tarcău.

Figure 2: Corelarea unitatilor litostratigrafice –Moldavidele externe (după Săndulescu, 1984)

IV.2.1.1. Formațiunea de Podu Morii

Separată de Teisseyre (1911), cu semnificaţia suitei de depozite cuprinse între cele două formaţiuni ale Gresiei de Kliwa: inferioară şi, respectiv, superioară, formaţiunea cenuşie, ritmică, flişoidă, eoceniformă de Podu Morii e descrisă şi divizată de Grigoraş (1955) în Valea Buzăului şi de Pătruţ (1955) în bazinul Văii Teleajen. Pe baza intercalaţiilor cineritice, o corelare a faciesurilor interne şi externe indică echivalenţa dintre Formaţiunile de Podu Morii şi de Buştenari din faciesul extern cu Formaţiunea de Vineţişu din faciesul intern al Pânzei de Tarcău precum şi cu Formaţiunea de Starchiojd din Pânzele subcarpatice. Pătruţ (1947) separă două subdiviziuni (PM1+2) dominate de tipurile petrografice brune asemănătoare Formaţiunii de tip Pucioasa din faciesul intern şi una (PM3) în care apare o alternanţă de siltolutite şi arenite cenuşii, cu structuri convolute şi mecanoglife de curent şi bioglife asemănătoare Formaţiunii de Izvoarele (Vineţişu) din faciesul intern. Formaţiunea de Podu Morii este în continuitate cu formaţiunile subjacente şi apare cu o grosime stratigrafică de cca. 300-400m în ariile de afloriment anterior descrise. Pe ansamblu, stratonomia Formaţiunii de Podu Morii este dominată de lutite şi siltite (85%) în straturi foarte subţiri faţă de arenite (gresii de Kliwa şi gresii calcaroase convolute) (15%) în straturi subţiri (Dinu, Frunzescu, 1990).

Subliniem prezenţa în cadrul Formaţiunii de Podu Morii (ea însăşi un marker regional) a unor markeri litologici cu valoare de corelare regională (tabel nr. 2, după Rusu et al., 1996). Astfel, sunt de menţionat:

1. Calcarele laminitice de Jaslo, situate în partea mediană a subdiviziunii cu straturi de tip Pucioasa, ca 3-4 straturi decimetrice şi 10-12 straturi centimetrice dezvoltate într-un pachet litologic de cca. 40 m grosime (Alexandrescu, Brustur, 1985; Frunzescu et. al., 1989, 1992; Ştefănescu et al.1993);

2. Bentonitele de Gura Vitioarei, situate în baza subdiviziunii superioare = Podu Morii str.s., semnalate de Pătruţ (1955) şi statuate de Alexandrescu, Frunzescu, Brustur (1997) (s-ar corela cu Tufurile de Vineţişu descrise de Ştefănescu et al., 1993; Valea Buzăului);

3. Tuful de Văleni, situat constant în faciesul extern bituminos la 40-50 m peste complexul argilelor bentonitice de Gura Vitioarei şi la 45 m sub limita cu Formaţiunea de Buştenari, iar în faciesul intern de Pucioasa – Fusaru la cca. 50-60 m sub Formaţiunea de Starchiojd., ar corespunde cu ceea ce, în Valea Buzăului, Ştefănescu et. al. 1993 descrie ca Tuful de Mlăcile, dezvoltat ca două straturi apropiate de tufit şi tuf, are grosimi între 2 şi 3,60 m pe diferite profile (Alexandrescu, Frunzescu, Brustur, 1993) (fig. 10);

4. Pachetul litologic cu silto-arenite ce adăpostesc palaeoichnocenoza cu Sabularia situat în Subdiviziunea superioară = Podu Morii, str.s. între complexul Bentonitelor de Gura Vitioarei şi Tuful de Văleni (Alexandrescu, Brustur, Frunzescu, 1993) (Figure 4);

5. Stratul de (3,20 m) nisip grosier cu elemente microruditice de şisturi verzi şi resturi de lamelibranhiate şi gasteropode situat la 57 m deasupra Tufului de Văleni şi la 12 m sub limita cu Formaţiunea de Buştenari (Grujinschi, 1971).

Pe bază de foraminifere şi nannoplancton calcaros s-au identificat zonele NP25, respectiv NN1 şi NN2, ce permit diagnosticarea vârstei Chattian terminal – Burdigalian timpuriu (Melinte, 1993, 1995).

IV.2.1.2. Formațiunea de Buştenari

Formaţiunea de Buştenari este sinonimă cu Formaţiunea Gresiei de Kliwa superioare denumită informal din punct de vedere al ghidului stratigrafic internaţional.

Depusă în continuitate de sedimentare peste Formaţiunea de Podu Morii, este delimitată de aceasta printr-un pachet de tranziţie de 20-30 m, în care dispar marnele (siltice) cenuşii-verzui şi gresiile calcaroase micacee cu structuri convolute şi apar primele straturi groase de arenite de tip Kliwa cu intercalaţii de şisturi argiloase disodiliforme, brun-negricioase.

Formaţiunea de Buştenari apare ca fâşii orientate NE – SV bine deschise pe toate profilele anterioare, legate de repetarea unor cute, solzi. Are grosime stratigrafică între 300 m în est şi 400 m în vestul perimetrului. Litologic, este alcătuită dintr-o alternanţă neuniformă de arenite (gresii şi nisipuri de Kliwa, gresii calcaroase micacee cu structuri convolute, cuarţite cu silicifiere avansată), siltite (marne fin nisipoase, şisturi cărbunoase), lutite (marne, rare marnocalcare sideritice, şisturi argiloase, bituminoase, disodilice, brun-negricioase, argile plastice bentonitice), în treimea inferioară predominând lutitele şi silto-lutitele, iar în treimea superioară predominând net arenitele (Frunzescu et al., 1987, 1988).

Subordonat, apar straturi subţiri de diatomite, tufuri, accidente silicioase, microbrecii cu elemente de şisturi verzi. Lutitele reprezintă 47% din numărul total de straturi şi 36% din grosimea lor. Arenitele reprezintă 48% ca număr (26% gresii de Kliwa, 22% gresii cenuşii-calcaroase micacee) şi 55% ca grosime (50% gresii de Kliwa, 5% gresii cenuşii-calcaroase, micacee). Siltitele, gresiile calcaroase, lutitele, apar frecvent în straturi subţiri-medii (10-20 cm), iar gresiile de Kliwa în straturi groase (mai mari de 3 m în partea superioară a formaţiunii), ele participând la formarea unor secvenţe de tip thicker-upward (TkU) (Frunzescu et al., 1987, 1988). Petrofaciesul Gresiei de Kliwa superioare este asemănător celei inferioare, dar cimentul este exclusiv silicios sau lipseşte (ortocuarţite silicioase).

Semnalăm prezenţa a şapte pachete litologice de 8-20m, distanţate la 20-80 m între ele, cuprinzând între 3 şi 21 straturi foarte subţiri (centimetrice) de material cineritic frecvent bentonitizat (Frunzescu, Georgescu,1985).

Analizele de nannoplancton calcaros au identificat partea superioară a zonei NN2 (după Rusu et al., 1996) raportabilă Burdigalianului inferior.

Figure 3: Corelarea faciesurilor Oligocen-Miocen inf-Pânza de Tarcău (după Rusu et al., 1996)

IV.2.2. Litofaciesul de Fusaru-Pucioasa

În jumătatea internă a Pânzei de Tarcău, echivalentul stratigrafic al Litofaciesului Bituminos este Litofaciesul de Fusaru – Pucioasa, cu aceeaşi vârstă Oligocen-Miocen inferior. Limita sa inferioară este situată deasupra “Marnelor cu Globigerine” de vârstă Priabonian terminal, care apar în extremitatea estică a perimetrului ca un nivel foarte subţire la partea terminală a Formaţiunii de Plopu (Popescu, 1952). Secvenţa inferioară a Litofaciesului de Fusaru – Pucioasa este predominant lutitică (= “Orizontul şistos”) fiind constituită din marne şi argile închise la culoare, cu intercalaţii subţiri, nisipoase. Pe alocuri, sunt intercalate şisturi disodilice şi uneori chiar menilite, în secvenţe subţiri. Caracteristica specifică importantă a Litofaciesului de Fusaru – Pucioasa se referă la arenitele Gresiei de Fusaru cu arie sursă “carpatică”, opusă “sursei de forland”, specifică arenitelor Litofaciesului Bituminos.

Gresia de Fusaru (Popescu, 1952) este o gresie bogată în mice, având caractere de graywacke (Săndulescu et al., 1995). Este lipsită de şisturi verzi din forland, metaclastele componente fiind îndeosebi mezometamorfite. Caracterul de flexoturbidite al Gresiei de Fusaru este subliniat de intercalaţiile grosier granulare dezvoltate la diferite nivele.

Deasupra Gresiei de Fusaru se dezvoltă o importantă secvenţă de tip fliş, cu grosimi de 1000-2000 m şi chiar mai mult, anume Formaţiunea de Vineţişu (Grigoraş, 1955). Ea este constituită dintr-un fliş de tip “straturi cu hieroglife” reprezentat printr-o alternanţă de gresii convolute cenuşii – albăstrui, calcaroase, micacee cu argile şi marne de culoare cenuşie deschisă (Rusu et al., 1996). La partea inferioară a acestei formaţiuni, au fost identificate două nivele de tufuri (Ştefănescu et al., 1993): Tuful de Vineţişu, de culoare verde-negricioasă, puternic bentonizat, şi Tuful de Mlăcile, de culoare albă, cu biotit. După conţinutul de nannofosile, limita Oligocen / Miocen este situată în cadrul Formaţiunii de Vineţişu, sub Tuful de Vineţişu (Melinte, 1995).

Cea mai tânără unitate litostratigrafică a litofaciesului de Fusaru – Pucioasa este reprezentată de Formaţiunea de Starchiojd = Formaţiunea disodilelor şi menilitelor superioare, un echivalent al Formaţiunii menilitelor superioare din faciesul extern (Săndulescu et al., 1995).

O dezvoltare litologică particulară apare în părţile cele mai interne ale ariei de răspândire a litofaciesului de Fusaru – Pucioasa, unde Formaţiunea de Slon apare cu dezvoltare identică, dar prezentând la diferite nivele, îndeosebi la cel al Formaţiunii de Vineţişu, intercalaţii de secvenţe de wildfliş (olistostrome) (Săndulescu et al., 1995).

Figure 4: Coloane stratigrafice sintetice cu poziţia Tufului de Văleni (după Alexandrescu, Frunzescu, Brustur, 1993)

(A) şi (B): A1-V.Teleajenului (Sincl. Frânghieşti), A2-V.Teleajenului (Sincl. Piatra Albă); A3-V.Buzăului) (structura V.Lupului); A4-V.Ogretin (flanc SE P. Homorâciu); A5-V.Cosminele (flanc N P. Homorâciu) (Alexandrescu, Frunzescu, Brustur, 1993).