STUDIUL FORAMINIFERELOR BADENIENE DE PE VALEA TELEAJENULUI (SINCLINALUL DRAJNA) [309451]

[anonimizat]: INGINERIA PETROLULUI ȘI GAZELOR

SPECIALIZAREA: GEOLOGIA RESURSELOR PETROLIERE

PROIECT DE DIPLOMĂ

STUDIUL FORAMINIFERELOR BADENIENE DE PE VALEA TELEAJENULUI (SINCLINALUL DRAJNA)

[anonimizat]. DR. [anonimizat]: [anonimizat]

2018

CUPRINS

INTRODUCERE……………………………………………………………………….1

1. ÎNCADRAREA GEOGRAFICĂ A PERIMETRULUI…….……………………….3

2. ISTORICUL CERCETĂRILOR GEOLOGICE…………………………………….5

3. GEOLOGIA REGIUNII…………………………………………………………….10

3.1. Stratigrafia…………………………………………………………………………11

3.2. Tectonica………………………………………………………………………….19

3.2.1. Moldavidele…………………………………………………………………….20

3.2.2. Pânza de Tarcău…………………………………………………………………21

3.2.3 Pintenii și sinclinalele……………………………………………………………22

4. STRATIGRAFIA MIOCENULUI MEDIU………………………………………..24

5. METODA DE LUCRU…………………………………………………………….28

5.1. Descrierea secțiunii………………………………………………………………28

5.2. Sistematică paleontologică……………………………………………………….31

5.3. Cronostratigrafia și biostratigrafia……………………………………………….41

CONCLUZII………………………………………………………………………….42

BIBLIOGRAFIE………………………………………………………………………43

[anonimizat], este situat în Subcarpații Munteniei (fig. 1), care de-a [anonimizat]-a doua jumătate a [anonimizat], ca urmare a bogăției lor în petrol și sare.

Fig. 1. Harta geologică a României (după IGR București) [anonimizat], subordonat, sedimentologice. [anonimizat], biostratigrafic și paleoecologic.

Acest studiu a [anonimizat], au fost preparate și studiate din punct de vedere al conținutului lor în foraminifere.

Lucrarea de față a fost structurată în 5 capitole (Încadrarea geografică a permietrului, [anonimizat], [anonimizat]), cărora li se adaugă o bibliografie, precum și un număr de 23 figuri.

[anonimizat], care a [anonimizat] a [anonimizat].

ÎNCADRAREA GEOGRAFICĂ A [anonimizat], [anonimizat].

[anonimizat], în bazinul superior și mijlociu al râului Teleajen. [anonimizat], [anonimizat]. Este o vale largă cu un sistem de terase bine organizat. Altitudinea medie de 900 metri și adăpostul oferit de dealuri și munți sunt elemente care au favorizat dezvoltarea așezărilor.

Altitudinea maximă a reliefului este de 1954 metri și este înregistrată în Munții Ciucaș-Zăganu, iar altitudinea minimă este de 80 metri, înregistrată în partea de sud.

Râul Teleajen izvorăște din Masivul Ciucaș și parcurge o distanță de 122 kilometri până la vărsarea în râul Prahova și are un bazin hidrografic de 1500 kilometri pătrați. Străbate toate unitățile de relief care se regăsesc pe teritoriul județului Prahova : munți, dealuri și câmpii. Cеlе mаi impoгtаntе unități dе геliеf pагcuгѕе dе гâu ѕunt: Ѕubcагpаții Pгаhovеi, unde dеаluгilе аu înălțimi cupгinѕе întге 300 și 850 dе mеtгi (cеlе mаi impoгtаntе ѕubunități ѕunt: pintеnii Vălеnii dе Muntе, Dеаluгilе Pгipoгului și Lаzuгi, dеpгеѕiunilе Vălеnii dе Muntе, Mănеciu și Dгаjnа), Ѕubcагpаții Buzăului, care sunt cuprinși întге Ѕlănic și Tеlеаjеn, dеаluгilе având înălțimi cupгinѕе întге 400-600 dе mеtгi, iаг dеpгеѕiunilе întге 300-490 dе mеtгi, și Ѕubcагpаții Tеlеаjеnului, cаге dеlimitеаză dеpгеѕiunilе Vălеnii dе Muntе, Dгаjnа și Mănеciu.

Cunoscut din cele mai vechi timpuri, “drumul Teleajenului” străbate munții din Transilvania, trece prin valea Buzăului Superior, urcă până la Poiana Fetii și coboară pe lângă râul Telejenel.

Râul Teleajen are 19 afluenți principali, dintre care 14 pe partea dreapta: Valea Mare, Crasna, Stana, Bobu, Carpen, Stâlpul, Bughea, Vărbilau, Telega, Pârâul Rece, Ghighiu, Dâmbul, Leaotul si Soava, și 5 pe partea stânga: Drajna, Telejenel, Gura Vitioarei, Iazul Morilor Teleajen. Cei mai lungi afluenți sunt Leaotul, Dâmbul si Vărbilau, având lungimi de 47 kilometri, 39 kilometri, respectiv 37 kilometri. Aceștia sunt situați în zona de câmpie, în cea mai mare parte, în timp ce afluenții cu cea mai mică lungime sunt situați în zona de munte.

Valea Teleajenului a rămas un drum comercial important între Muntenia și Transilvania, astfel apărând și dezvoltându-se localități precum Vălenii de Munte.

De-a lungul acestei văi sunt situate orașele Vălenii de Munte, Boldești-Scăieni, Slănic Prahova, stațiunea Cheia și comunele Măneciu, Izvoarele, Teișani, Drajna, Măgurele, Lipănești, Gura Vitioarei, Bejoi și Bucov.

Accesul pe Valea Teleajenului se poate face fie pe DN1 București – Ploiești, pe DN1A Ploiești – Cheia – Brașov sau pe calea ferata Ploiești-Măneciu.

Fig. 2. Harta unităților de relief a bazinului

hidrografic Teleajen (după SRTM 90).

2. ISTORICUL CERCETĂRILOR GEOLOGICE

Începutul cercetărilor geologice în zona Subcarpaților Munteniei se leagă, în primul rând, de începutul cercetărilor asupra zăcămintelor de petrol, iar în al doilea rând, de cercetările cu privire la zăcămintele de sare din această regiune.

Secolul al XIX-lea a reprezentat perioada în care s-au pus bazele stratigrafiei moderne și în care cercetările geologice au cunoscut progrese deosebite, în special datorită dezvoltării extraordinare pe care o cunoaște industria în acea epocă. În acea perioada apar și primele studii cu privire la structura geologică a României, mai întâi note și lucrări ale unor cercetători străini, iar apoi, în a doua jumătate a secolului apar primele studii ale geologilor români.

Ștefănescu (1897) arată că primele lucrări cu privire la geologia României apar începând cu anul 1833, majoritatea referindu-se la zăcămintele de petrol și sare gemă.

Studiile s-au eșalonat pe mai multe etape începând încă din ultimele decenii ale sec.XIX . Pe de o parte, această regiune a reprezentat punctul de plecare a unor sinteze geologice ce au îmbrățișat uneori Carpații în ansamblu, pe de altă parte în această regiune se găsesc stratotipurile unor formațiuni devenite clasice în literatura geologică .

Separarea formațiunilor paleogene din regiunea văii Teleajenului și Buzăului a început prin atribuirea gresiei de Kliwa și a șisturilor disodilice Oligocenului, la sfârșitul secolului trecut.

Într-o lucrare de sinteză, Mrazec si Popescu-Voitești (1914) definesc pozitia gresiei de Fusaru și o paralelizează cu gresia de Tarcău, dându-i o varstă eocenă, Mrazec (1906) fiind primul care mentionează despre prezenta Eocenului în regiune.

În aceeași lucrare sunt descrise stratele de Pucioasa și stratele de Cornu, pe care Mrazec le sincronizează cu depozitele miocene cu sare și gips, și împreună cu Teisseyre, le consideră ca fiind un facies de tranzitie de la Oligocen la Miocen. În aceeași perioadă sunt descrise stratele de Podu Morii de Teisseyre (1911), care le acordă varsta oligocen-superioară. În 1921, Preda, cercetând depozitele paleogene din bazinul râului Teleajen ajunge la concluzia că gresia de Fusaru este oligocenă; de asemenea include “stratele de Pucioasa” și “stratele de Podu Morii” în Oligocen. Această idee este susținută și de Macovei (1927), dar atribuie gresiei de Fusaru vârsta eocenă.

Eocenul dezvoltat în faciesul stratelor cu hieroglife a fost separat de Mrazec și Popescu-Voitești (1914) sub denumirea de “facies marginal” și de Teisseyre (1911) sub denumirea de “strate cu hieroglife”. Filipescu (1934) reia studiul formațiunilor paleogene din cei doi “pinteni”, separând depozite eocene, eocen-oligocen inferioare și oligocene medii și superioare.

Depozitele eocene sunt repartizate la trei zone de facies: faciesul intern(Șotrile), faciesul median, care cuprinde gresii de Fusaru-Tarcău și faciesul marginal cu stratele cu hieroglife, în timp ce stratele de Pucioasa și stratele de Podu Morii, pe care el le consideră echivalente stratigrafic, sunt atribuite seriei de trecere de la Eocen la Oligocen.

O altă etapă în cunoașterea stratigrafiei depozitelor paleogene o reprezintă cercetările făcute de Popescu (1952) și Pătruț (1955). Aceștia au făcut o divizare litostratigrafică a depozitelor eocene și oligocene din “pintenul” de Homorâciu și de Văleni. Au separat în regiune “stratele de Plopu” – Eocen superior , iar în Oligocen au separat două faciesuri: unul caracteristic pintenului de Homorâciu cu “strate de Pucioasa” și gresie de Fusaru și altul caracteristic pintenului de Văleni cu “șisturi disodilice” și gresia de Kliwa. Popescu (1949) a distins la nord de faciesul “stratelor de Pucioasa” un al treilea facies al Oligocenului, caracterizat de ampla dezvoltare a unor brecii cu olistolite, pe care le-a denumit “faciesul de Slon”.

Descrierea de detaliu a “stratelor de Cornu” o datorăm lui Filipescu (1934), Pătruț (1955) și Popescu (1952) toți atribuind acestei unități litostratigrafice vârsta acvitaniană. Voicu (1953) pe baze micropaleontologice și Popa (1960) bazându-se pe revizuirea faunei de Pectinide, au arătat că în cuprinsul “stratelor de Cornu” este cuprins și Burdigalianul.

O problemă mult dezbatută a fost varsta formațiunii cu sare. Toți cercetătorii Carpaților Orientali au fost de acord că este de vârstă miocenă sau oligocen superior, cu mici excepții (Popescu-Voitești, Preda, Grozescu). Unii cercetători, cum ar fi Mrazec, Macovei, Popescu-Voitești, Filipescu, Murgeanu și Protescu au legat sarea de Mediteraneanul I, în timp ce alți cercetători, respectiv Athanasiu, Meruțiu etc. o consideră legată de Mediteraneanul II, considerând că reprezintă un facies lateral la Tortonianului.

Filipescu dă un istoric complet al ideilor asupra acestei probleme în lucrarea <<Cercetări geologice între V. Teleajenului și V. Doftanei (Prahova)>>, după care se ghidează Popescu.

În 1897, Ștefanescu arată că, la vremea aceea, etajul Burdigalian era cunoscut și sub denumirea de Formațiunea saliferă subcarpatică. El arată că muntele Piatra Verde de la Slănic este singurul punct în care a constatat prezența simultană a Formațiunii salifere subcarpatice și a stratelor celui de-al doilea Mediteranean sau strate tortoniene. Atribuie depozitele care aflorează la Coada Malului, pe Valea Teleajenului, etajului Sarmațian, descriind aflorimentul din escarpamentul drumului ce duce de la Vălenii de Munte la Ploiești, arătând ca între văile Cosmina si Doftana, în localitatea petroliferă Buștenari, se întalnesc strate identice.

Athanasiu (1923) susține vârsta tortoniană a întregii Formațiuni salifere subcarpatice, și consideră dificil de acceptat persistența unui regim lagunar de-a lungul Burdigalianului, Helvețianului și Tortonianului. Macovei (1923) nu este de acord cu Athanasiu, și susține că Tortonianul trebuie neapărat separat din cadrul Formațiunii salifere, astfel că saliferul superior, caracterizat prin prezența tufului dacitic și uneori a gipsului, trebuie să fie considerat ca reprezentând doar Helvețianul, în timp ce saliferul inferior cu zăcăminte de sare și gipsuri constituie autohtonul pânzelor marginale, fiind de vârstă acvitaniană și burdigaliană.

Dumitrescu a arătat că există o sare în baza Miocenului, iar în zona cutelor diapire și în sinclinalele Slănic și Drajna, Popescu și Olteanu au demonstrat prezența formațiunii cu sare și în Tortonian.

În 1951, Popescu și Olteanu publică două lucrări în care studiază aceleași probleme, respectiv originea și geneza Breciei sării și vârsta acesteia. Cei doi autori ajung la concluzii asemănătoare în două arii învecinate, și anume Popescu în zona dintre Prahova și Teleajen, iar Olteanu în zona dintre Teleajen și Buzău.

Popescu demonstrează că Brecia sării este o brecie de origine sedimentară, până atunci fiind considerată de origine tectonică. O denumește Brecie de Cosmina, după numele văii unde această brecie are o dezvoltare tipică și este bine deschisă. Primul care folosește termenul de Complexul berciei de Cosmina este Popescu, arătând că în cadrul acestui complex apar intercalații stratiforme de marne și tufuri cu globigerine, nisipuri și chiar intercalații de gipsuri. În urma cercetărilor sale, Popescu ajunge la concluzia că acest complex este dispus întotdeauna sub Tortonianul fosilifer și deasupra orizontului de Tufuri cu globigerine pe care îl consideră Tortonian inferior. Este primul cercetător care arată că Tuful cu globigerine are o răspândire regională și reprezintă un element stratigrafic foarte important, deoarece marchează întotdeauna partea superioară a ceea ce se numea în Subcarpați Helvețian. Astfel, el împarte depozitele tortoniene astfel:

-orizontul tufurilor cu globigerine, pe care îl consideră ca fiind începutul Tortonianului

-orizontul breciei cu sare;

-orizontul argilos cu radiolari;

-orizontul nisipos, bine dezvoltat în cuveta Drajna si Melicești;

-orizontul marnos cu Spirialis.

Stratigrafia terenurilor neogene a făcut obiectul multor cercetări care au început încă din secolul trecut. In anul 1877 , Pillide publica o lucrare referitoare la bazinul neogen de la nord de Ploiesti, lucrare de referinta pentru inceputurile cercetarii geologice in regiunea aceasta, dar si pentru cercetarea geologica romaneasca in general. Pillide arata ca a recunoscut in aceasta zona primul etaj mediteranean, al doilea etaj mediteranean, etajul sarmatian si etajul cu Congerii. Autorul arata ca primul etaj meditereanean este constituit din marne de diferite culori, din gipsuri si sare gema.

Miocenul mediu și inferior a fost distins de Ștefănescu pe baza prezenței gipsurilor și tufurilor. Mai târziu, Mrazec și Teisseyre (1902) au evidențiat în Miocen două faciesuri: unul roșu și unul cenușiu și semnalează prezența marnelor cu Globigerine în sinclinalul Slănic, atribuite ulterior Tortonianului inferior. Popescu-Voitești, Grozescu și Preda (1917) descriu o faună de pectinide în baza conglomeratelor de Brebu, cărora le atribuie vârsta burdigaliană. Mai târziu Filipescu (1934) arată că această faună se întâlnește în conglomerate intercalate la partea superioară a stratelor de Cornu, cărora le atribuie însa varsta acvitaniană.

Primul care semnalează prezența Tortonianului în regiune este Pillide (1877), iar Popescu-Voitești (1915) și Protescu (1915) găsesc noi puncte fosilifere cu faună tortoniană.

În anul 1943, Popescu (1951) face cunoscută orizontarea Tortonianului în zona flișului, iar Olteanu (1951) în zona cutelor diapire.

Referitor la tectonica curburii Carpaților Orientali, în 1907, Mrazec și Teisseyre disting în Carpații flișului trei zone: internă, mediană și externă, între care există raporturi de încălecare de natura pânzelor. Mai târziu Mrazec și Popescu-Voitești (1914) disting pânze interne, cum ar fi pânza conglomeratelor de Bucegi, pânza marnelor roșii senoniene, pânza gresiei de Siriu și pânza gresiei de Fusaru, la care materialul ce intră în alcătuirea depozitelor flișului este de origine carpatică, și pânze externe, respectiv pânza mariginală și pânza pericarpatică, la care materialul clastic își are originea în Vorland.

Majoritatea pânzelor separate erau considerate ca formate prin subîmpingerea Vorlandului: pânza marnelor roșii senoniene care suportă sinclinalul Slănic, pânza gresiei de Fusaru ce corespunde unei parți din “pintenul” de Homorâciu, pânza marginală echivalentă cu “pintenul” de Văleni și pânza pericarpatică ce cuprinde zona cutelor diapire. Mai târziu Popescu-Voitești (1929) consideră pânzele flișului ca fiind formate prin supraîmpingere, și precizează că pânza gresiei de Fusaru cuprinde “pintenul” de Homorâciu și sinclinalul Slănic, iar pânza marginală, “pintenul” de Văleni și sinclinalul Drajna.

O interpretare tectonică fără panze de șariaj este dată de Preda (1925) care consideră că cei doi pinteni sunt două structuri anticlinale cu răsfrângeri în evantai pe cele doua flancuri, suportând sinclinalele Slănic și Drajna.

Filipescu (1934) susține din nou structura în pânze de șariaj cu cele trei pânze: internă, mediană și marginală și spune că formarea lor a fost anterioară Miocenului care le acoperă transgresiv în sinclinalele nic și Drajna și in zona cutelor diapire. Mai târziu acesta extinde noțiunea de pânză mediană înglobând și pintenul de Văleni. O concepție asemănătoare este susținută și de Pătruț (1955), care considera, de asemenea, ca pânzele s-au format înainte de Miocen, suportând discordant depozitele de această vârstă din sinclinalele Slănic și Drajna.

Popescu (1952) pledează pentru structura normală a zonei flișului dintre Teleajen și Buzău și spune ca între “pintenul” de Văleni și “pintenul” de Homorâciu există o importanta dislocație longitudinală cu vergență nordică- falia Drajnei. El atribuie termenului “pinten” și sinclinalele Slănic și Drajna.

Zona cutelor diapire, denumire dată de Mrazec (1907) și Macovei (1917) a constituit punctul de plecare a unor lucrări cu caracter special, în această zonă fiind studiate cutele cu sâmbure de străpungere de către Mrazec, care creează denumirea de diapirism (Mrazec, 1907,1927). Tot în legatură cu această regiune Stille (1952) face o serie de considerații cu privire la mișcările sinsedimentare și strapungerea diapiră a sării.

Popescu (1975) menționează în malul drept al Văii Prahova, în dreptul localității Câmpina un afloriment în depozitele aparținând Badenianului, și anume nivelului Marnelor cu globigerine.

În 1973, Popescu et al. arată că dacă până atunci termenii de Formațiune saliferă sau Miocen salifer cuprindeau întreaga serie miocenă inferioară, esențial detritică, în care se intercalează depozite saline și gipsuri, acestea din urmă repetându-se la diferite nivele până în Tortonian, prin detalierea studiului depozitelor miocene, termenul de Formațiune salifera a fost restrâns la complexele litologice argilo-grezoase, de facies salin, care înglobează primar depozitele de sare.

În 1980 comisia Institutului de Geologie și Geofizică a României trimite pe teren o echipă formată din Săndulescu, Micu, Ștefănescu, Jipa și Mihăilescu pentru a cerceta molasa cretacică și terțiară din Carpații de est si din Depresiunea Getică. Aceștia observă că toate pânzele flișului sunt acoperite de o pânză groasă post-tectonică denumită de aceștia ca “molasa de Doftana”, care începe la bază cu conglomerate (“conglomeratul de Brebu”) care trec gradat și pe verticală și pe orizontală în microconglomerate și gresii care apoi devin din ce în ce mai fine în care urmele ale microfaunei se gasesc din abundență. Printre toate aceste depozite se găsesc intercalații de tufuri albe sau verzi, de gipsuri sau de roci carbonatice.

În anul 1998, Frunzescu studiază depozitele evaporitice sulfatice din cadrul stratigrafic al Miocenului din zona sudică a Carpaților Orientali, respectiv dintre Valea Buzăului și Valea Prahovei, iar în anul 2000, publică o lucrare al cărei obiect de studiu îl fac breciile miocene din sinclinalele Slănic și Drajna.

În anul 1999, Crihan redefinește unitățile litostratigrafice miocene medii în conformitate cu prevederile Ghidului Stratigrafic Internațional (Hedberg, 1976; Salvador, 1994). În aceeași lucrare definește și numește Formațiunea de Câmpinița.

În anul 2004, Frunzescu și Brănoiu publică o lucrare în care este făcută o prezentare de ansamblu a cadrului structural-geografic și a cadrului geografic al bazinului răului Buzău și în care detaliază condițiile geologice al acestuia.

GEOLOGIA REGIUNII

Regiunea studiată face parte din Subcarpații Munteniei, aflați la exteriorul Carpaților Orientali. Din punct de vedere geologic, face parte din zona flișului, care se dezvoltă ca o bandă de-a lungul Carpaților și aparține fie Dacidelor externe cu tectogeneză cretacică, fie Moldavidelor cu tectogeneză neogenă, conform lui Săndulescu (1984), care a folosit criteriul vârstei deformării.

Sinclinalul Drajna este încadrat în Pânza de Tarcău, care face parte din Moldavide. Moldavidele reprezintă cea mai importantă parte a Zonei flișului din Subcarpați, care grupează cele mai externe unități structurale din cadrul Carpaților Orientali. Au fost împărțite în mai multe pânze: pânza de Teleajen (pânza flișului convolut), pânza de Macla, pânza de Audia și pânza de Tarcău (Moldavidele interne), pânza cutelor marginale și pânza Subcarpatică (Moldavidele externe).

Pânza de Tarcău este constituită din formațiuni de tip fliș, de vârstă Cretacică și Paleogenă, cu care la diferite nivele se asociază formațiuni pelagice sau bituminoase. În alcătuirea Pânzei de Tarcău participă și formațiuni de molasă.

În afară de sinclinalul Drajna, zona externă a flișului din partea sudică a Carpaților Orientali mai este reprezentată de încă trei elemente structurale majore: sinclinalul Slănic, “pintenul” de Văleni și “pintenul” de Homorâciu. La alcătuirea celor doi pinteni participă formațiuni de vârstă eocenă și oligocen-miocen inferioare, care sunt urmate de o secvență predominant evaporitică, care la rândul ei este urmată de începutul sedimentării tip molasă (Săndulescu et al., 1995). În “pintenul” de Văleni se dezvoltă faciesul de Colți-Valea Rea în intervalul Paleocen-Eocen, iar în Oligocen faciesul bituminos cu gresia de Kliwa, în timp ce în “pintenul” de Homorâciu, Paleocenul și Eocenul sunt dezvoltate în faciesul gresiei de Tarcău, iar Oligocenul în cel al gresiei de Fusaru. La sud, acestea sunt mărginite de o importantă linie tectonică, de-a lungul căreia ele încalecă peste depozitele miocene.

Structurile cutate, tipic subcarpatice, sunt foarte bine dezvoltate și foarte numeroase. Complicațiile sunt introduse de diapirismul accentuat, sâmburii de sare străpungând uneori până la suprafață unele anticlinale, cum ar fii anticlinalul Băicoi-Țintea, și de pătrunderea, tot în axe de anticlinal, a „pintenilor” de fliș paleogen care susțin culmi subcarpatice. În rest, fruntea flișului este invadată de molasa mio-pliocenă, dispusă în structuri sinclinale mulate de depresiuni.

Specificul proceselor de acumulare a depozitelor de molasă a determinat formarea unor zăcăminte importante de substanțe minerale variate. În acest sector subcarpatic, până în

perioada postbelică, au fost cele mai mari rezerve de petrol, cele mai cunoscute structuri petroliere fiind cele de la Boldești, Băicoi-Țintea, Moreni-Gura Ocniței, Ceptura-Urlați și Berca-Arbănași. 130

3.1. Stratigrafia

Eocen

Depozitele de vârstă eocenă au o dezvoltare restrânsă în zona studiată (Pătruț, 1955), acestea întâlnindu-se pe marginea nordică și nord-estică a perimetrului, sub forma unei fâșii înguste de la Cosmina și Podu Ursului, care se continuă până la Valea Vărbilăului. Acestea sunt reprezentate de Formațiunea de Plopu (Atanasiu, 1943), care la partea inferioară este constituită din argile foioase, de culoare verzuie, în alternanță cu gresii dure, cu liant carbonatic, cu hieroglife pe talpă, iar la partea superioară se intercalează strate subțiri de argile roșii-vișinii, între care apar frecvent gresii cu cruste de oxizi de fier. Culcușul Formațiunii de Plopu este constituit dintr-un fliș marno-grezos, lipsit de gresii în bancuri în intervalul vizibil la suprafață, dar cu intercalații de Gresie de Tarcău (Athanasiu. 1907) în părțile mai profunde interceptate de foraje.

În zona studiată depozitele de vârstă eocenă sunt reprezentate de faciesul de Colți- Valea Rea, care este reprezentat printr-un fliș de tipul stratelor cu hieroglife, în care alternează gresii cu argile și marne cenușii și verzi. Spre partea superioară apar intercalații de șisturi roșii care corespund celor din strațele de Plopu. Cu această alcătuire faciesul de Colți se dezvoltă pe toată lărgimea părții externe a pânzei de Tarcău.

Oligocen-Miocen

În cadrul acestor depozite, Săndulescu et al. stabilesc următoarea succesiune:

formațiuni bituminoase și de fliș oligocen-miocen inferioare;

formațiunea evaporitică miocen inferioară;

formațiunea molasei inferioare;

formațiunile molasei de vârstă miocenă medie.

1. Formațiuni bituminoase și de fliș oligocen-miocen inferioare

În pânza de Tarcău depozitele de vârstă oligocen-miocenă inferioară se prezintă sub două litofaciesuri specifice, și anume: un facies intern (litofaciesul de Pucioasa-Fusaru) și un facies extern (litofaciesul bituminos cu gresie de Kliwa).  Sursa de material detritic a faciesului intern este situată în aria carpatică, iar cea a faciesului extern în Vorland. (Săndulescu et al., 1995). Între cele două sunt cunoscute și faciesuri de tranziție. Acestea sunt evidențiate în primul rând de mixtura dintre arenitele care vin din aria “sursă vorland” (Gresia de Kliwa) și cele din aria “sursă carpatică” (Gresia de Fusaru). Intercalarea formațiunii de Podu Morii (care este un fliș cu un aport din ”sursa carpatică”) între cele două Gresii de Kliwa (cea superioară și cea inferioară) poate fi de asemenea considerată o succesiune litostratigrafică “mixtă”.

Trebuie menționat că ambele faciesuri ce descriu intervalul Oligocen-Miocen inferior al pânzei de Tarcău sunt atât potențiale roci sursă de țiței și gaze, cât și roci rezervor, unele dintre ele producând încă din secolele trecute. Ca roci sursă pot fi menționate argilele bituminoase ale “Formațiunii disodilelor inferioare” și cel a “disodilelor superioare”, în timp ce rocile rezervor sunt reprezentate de Gresia de Fusaru și diferitele nivele ale Gresiei de Kliwa.

Litofaciesul bituminos cu gresie de Kliwa. Caracteristicile mediului depozițional se schimbă odată cu începutul Oligocenului, în sensul că se trece la condiții anoxice, care au fost predominante de-a lungul Oligocenului și a unei părți din Miocenul inferior. Astfel, în partea externă a Domeniului Moldavidic se dezvoltă în secvențe succesive argile bituminoase (șisturi disodilice) și silicolite bituminoase (menillite). În unele zone, în bazinul depozitional au fost transportate mase importante de arenite ortocuarțitice dinspre forland. Acestea formează Gresia de Kliwa care apare la două nivele, corespunzătoare Gresiei de Kliwa inferioare și Gresiei de Kliwa superioare.

Aceste formațiuni se succed astfel:

-Formațiunea menilitelor inferioare cu marne bituminoase (Coquand, 1867; Stoica, 1944; Dumitrescu, 1948; Popescu, 1962) care de vârstă Rupelian inferior (Ștefănescu și Melinte, 1994).

În sectorul nordic și central marnele bituminoase și menilitele se individualizează ca entități distincte, pe când în sectorul sudic, mai ales în pintenul de Văleni, apar ca intercalații sporadice în roci de tipul disodilelor.

-Formațiunea disodilelor inferioare (Coquand, 1867; Stoica, 1944) care este constituită din argile bituminoase și silturi argiloase, cu frecvente ocurențe de sulf. Vârsta acesteia este Rupelian superior, stabilită pe baza nannoplanctonului calcaros (Ștefănescu și Melinte, 1994).

-Formațiunea de Kliwa inferioară (Walter, 1880, fide Macovei, 1927) este constituită dintr-o gresie albă, masivă, ortocuarțitică cu intercalații subțiri de argile disodilice și, de asemenea, intercalații de calcare laminitice de tip Jaslo. Vârsta formațiunii este Rupelian superior-Chattian, și a fost stabilită tot pe bază de nannoplancton calcaros (Melinte 1993, 1995).

-Formațiunea de Podu Morii (Teisseyre, 1911, emend. Popescu, 1952) este un fliș de tip “strate cu hieroglife”, cenușiu, ritmic. La partea inferioară a acestei formațiuni au fost identificate aceleași nivele de tufuri (tufurile de Vinetișu și de Mlăcile) ca și în faciesul intern al pânzei de Tarcău (Ștefănescu et al., 1993). În bazinul Văii Teleajenului, Formațiunea de Podu Morii a fost descrisă și divizată de Pătruț (1955). Vârsta formațiunii este Chattian terminal-Burdigalian bazal, determinată pe bază de nannoplancton calcaros de către Melinte (1933, 1995).

-Formațiunea gresiei de Kliwa superioare (Grigoraș, 1951) este constituită din gresii silicioase, masive, nisipoase cu intercalații subțiri de argile foioase, bituminoase. Vârsta formațiunii este Burdigalian inferior, determinată pe bază de nannoplancton calcaros (partea superioară a zonei NN2, după Rusu et al., 1996).

-Formațiunea menilitelor superioare (Stoica, 1944) constituită din cherturi stratificate cu intercalații disodilice, asociate cu diatomite. Diatomitele sint bine reprezentate pe valea Teleajenului la Vălenii de Munte. Grosimea acestei formațiuni poate atinge 100 m.Apar și intercalații subțiri de tufuri (tufurile de Bătrâni) (Rusu et al., 1996).

Filipescu a arătat că gresia de Kliwa provine din consolidarea unui amestec de nisip marin și eolian, în urma studiului petrografic. Aceasta a fost denumită după vârful Kliwa din Carpații Ucrainei de către K. Paul și E. Tietze in 1877.

Litofaciesul de Fusaru-Pucioasa. Folosit mult în literatură, acest nume se referă la flișul Paleogen și include doi termeni marcați de evoluții diferite: Stratele de Pucioasa (L. Mrazec, Popescu-Voitești, 1912)  și faciesul Gresiei de Fusaru (Popescu-Voitești, 1910). Cei doi termeni s-au unit, formând un singur termen.

Popescu-Voitești (1909) a folosit numele de “Faciesul de Fusaru” pentru a descrie o gresie groasă și o stivă microconglomeratică. Ulterior, a fost considerată sincron cu Gresia de Tarcău și de aici a rezultat numele de “Gresia de Fusaru-Tarcău” (Filipescu, 1934; Noth, Pătruț, 1951).

Limita sa inferioară este situată deasupra “Marnelor cu Globigerine” de vârstă Priabonian terminal. Secvența inferioară a litofaciesului este predominant pelitică, fiind constituită din marne și argile închise la culoare, cu intercalații subțiri nisipoase. În unele arii în această secvență se intercalează disodile sau chiar menilite.

Secvența arenitică principală a litofaciesului de Fusaru-Pucioasa este Gresia de Fusaru (Popescu, 1952), care este o gresie bogată în mice și prezintă caractere de subgreywacke (Săndulescu et al., 1995).

Formațiunea de Vinețisu (Grigoraș, 1955) este o secvență importantă de tip fliș, cu grosimi între 1000-2000 m sau mai mult, care se dezvoltă deasupra Gresiei de Fusaru. Este constituită dintr-un flis de tip “strate cu hieroglife”, reprezentat de o alternananta de gresii convolute, cenușii-albăstrui, calcaroase, micacee și argile și marne de culoare cenușie deschisă (Rusu et al., 1996).

La partea inferioară a  formațiunii au fost identificate două nivele de tufuri (Ștefănescu et al., 1993), și anume: Tufurile de Vinețisu, care sunt tufuri dure de culoare verde-negricioasă, puternic bentonitizate și Tufurile de Mlăcile (Ștefănescu et al., 1993)., de culoare albă, cu biotit. Conform datelor oferite de conținutul în nannofosile vârsta Formațiunii de Vinețișu este Chattian terminal-Burdigalian inferior (Melinte, 1995). Limita Oligocen/Miocen este situată în cadrul acestei formațiuni, sub Tuful de Vinețisu (Melinte, 1995).

Formațiunea disodilelor și menilitelor superioare este cea mai tânără unitate litostratigrafică a litofaciesului de Fusaru-Pucioasa, și este echivalentul Formațiunii menilitelor superioare din faciesul extern (Săndulescu et al., 1995). Litologia acestei formațiuni se aseamănă cu litologia “Formațiunii disodilelor inferioare”, diferența fiind că în cadrul acestei formațiuni mai apar nivele centrimetrice de tufuri galbene bentonitizate, cunoscute ca și Tufurile de Bătrâni (Ștefănesu et al., 1993).

În părțile cele mai interne ale ariei de răspândire a litofaciesului de Pucioasa-Fusaru apare o dezvoltare litologică particulară: Formațiunea de Slon. Aceasta constă, de fapt, în aceeași succesiune litostratigrafică din întreaga arie a litofaciesului intern, diferența fiind că, la unele nivele, în special la nivelul Formațiunii de Vinețisu, sunt intercalate secvențe de wildfliș. (Săndulescu et al., 1995).

2. Formațiunea evaporitică miocenă inferioară

În cadrul panzei de Tarcău, ca și în zonele interne ale domeniului Moldavidic, sarea este in general absenta, excepție făcând câteva zone mai externe ale panzei. După Săndulescu et al. (1995) formațiunea evaporitică miocen inferioară din cadrul panzei de Tarcău este reprezentată de gipsuri, mai exact de așa-numitul “Gips inferior” (Mrazec, 1914). Deasupra acestui gips se dezvoltă o secvență nisipo-argiloasă (Formațiunea de Cornu s.str., Mrazec, 1907; fide Popescu-Voitesti, 1935), cu faune și microfaune marine (Săndulescu et al., 1995).

3. Formațiunea molasei inferioare

În întreg domeniul Moldavidic, Formațiunea molasei inferioare este urmată de începutul sedimentării de tip molasă. În unele zone din cadrul pânzei de Tarcău succesiunea litostratigrafica începe cu conglomerate (Conglomeratele de Brebu, Mrazec, fide Grujinski, 1971) care au o sursă “carpatică”, cu elemente foarte bine rotunjite de calcare, șisturi cristaline și gipsuri și o matrice cenușie nisipoasă, urmate de molase nisipoase sau nisipoase-marnoase. În partea externă a pânzei, în poziție distală față de sursă “carpatica”, se dezvoltă doar molase nisipoase, urmate de o Formațiune de schlier cenușie, care este similară cu cea din unitățile mai externe ale domeniului Moldavidic (Săndulescu et al., 1995). Formațiunii molasei inferioare din pânza de Tarcău îi este atribuită denumirea de Molasa de Doftana de către Ștefănescu și Marunțeanu (1980), care, pe baza asociațiilor cu Globigerinoides trilobus (Burdigalian) și cu Orbulina suturalis, Globorotalia bykovae (Langhian), consideră că aceasta este de vârstă Burdigalian superior- Langhian inferior. Pentru aceeași unitate Săndulescu et al. (1995)  folosesc denumirea de Formațiunea de Doftana.

Formațiunea de Doftana aflorează în sinclinalele Slănic și Drajna, unde, concordant peste Conglomeratele de Brebu, aceasta debutează cu un pachet de gresii grosiere, uneori conglomerate mărunte, cu rare elemente mari, cu ciment calcaros-argilos, slab roșcat. Gresiile, în straturi cuprinse între 50 cm si 2 m, alternează cu straturi de 10-30 cm de marne roșii, adesea cenușii.

Grosimea depozitelor burdigalian – langhiene este mai mare în flancurile interne (nord-vestice) ale Sinclinalelor neogene și mai mică în flancurile externe (sud-estice). În sinclinalul Drajna grosimea este de cca. 350-400 m.

În regiunea Văii Teleajenului, de la Homorâciu, gresiile echivalente Conglomeratelor de Brebu trec gradat la alternanțe neregulate de argile roșii sau cenușii verzui, cu intercalații subțiri de gresii sau nisipuri. Succesiunea continuă cu un pachet gros de gipsuri separate prin șisturi și gresii gipsifere. Peste acestea se dispun, în continuitate de sedimentare, argile cenușii cu dese intercalatii de gresii și nisipuri sau rare intercalatii de șisturi calcaroase, gipsuri, gresii gipsifere și chiar tufite. Printr-o mică lacună, Molasa de Doftana (sensu Ștefănescu, Marunteanu, 1980) este acoperită de Formațiunea de Câmpinita (Crihan, 1999) = Tuful de Slănic.

Cadrul sedimentar al molaselor este de apă puțin adâncă și fluvio-deltaic. Pentru formațiunile de schlier poate fi acceptată o mică adâncire a bazinului (Săndulescu et al., 1995).

Fig. 3. Formațiunea de Doftana

Fig.4 Laminite carbonatice in Formațiunea de Doftana

4. Formațiunile molasei de vârstă miocena medie

Aceste formațiuni reprezintă cuvertura post-tectogenetica a pânzei de Tarcău. Sunt alcătuite din depozite de vârstă badeniană și sarmațiană (Volhynian și Basarabian), și se află dispuse ca petice izolate, formând câteva mici sinclinale orientate aproximativ est-vest, care acoperă depozitele oligo-miocene ale Pânzei de Tarcău, împreună cu care au fost împinse spre sud de încălecarea pânzei  (“piggy-back basins”).

Aceste sinclinale sunt dispuse astfel:

-între Valea Prahovei și Valea Doftanei două mici sinclinale, separate între ele de un anticlinal care se află în dreptul gării din Câmpina;

-între Valea Doftanei și Valea Cosmina sinclinalul Melicesti;

-între Valea Cosminel și Valea Varbilaului sinclinalul Trestioara-Vărbilău;

-între pintenul de Homorâciu și zona Drajna-Bughile-Vărbilău sinclinalul Drajna;

-între structurile Slon și Smeuret-Homorâciu-Prãjani sinclinalul Slănic.

În 1951, Popescu și Olteanu stabilesc pentru Miocenul Mediu dintre Valea Prahovei și Pârâul Bălăneasa o împartire lito-biostratigrafică, care, în linii marii, este valabilă și în prezent. Unitățile stabilite de ei sunt relativ ușor de recunoscut și au o extindere destul de mare nu numai în

Subcarpați, ci chiar și în ariile intracarpatice. Cele patru unități lito-biostratigrafice stabilite de

Popescu și Olteanu sunt:

-orizontul tufurilor cu globigerine,

-orizontul breciei sării cu sare,

-orizontul argilos cu radiolari și

-orizontul marnos cu Spirialis.

Cei doi autori atribuie acestor unități vârsta Tortoniană (după sistemul global de denumiri). În ceea ce privește depozitele de vârstă sarmațiană, Olteanu recunoaste un “orizont marnos” la partea inferioară a acestora si un “orizont nisipos-marnos” la partea superioară.

În ceea ce privește depozitele Miocenului mediu din perimetrul cercetat, în continuare voi descrie urmatoarele unități litostratigrafice:

Brecia de Cosmina este sinonimă cu Orizontul breciei sării cu sare (Popescu, 1951; Olteanu, 1951), sau cu Formațiunea evaporitică (Săndulescu et. al., 1995), denumiri care nu erau conforme cu prevederile Ghidului Stratigrafic Internațional.

Această unitate litostratigrafică cu rang de formațiune este cuprinsă între Formațiunea de Campinița în culcuș și Formațiunea de Telega în acoperiș. Ea se dispune, fie în aparență continuitate de sedimentare peste marnele cu globigerine ale Formațiunii de Campinița, fie transgresiv peste depozite mai vechi. Limita superioară a acestei formațiuni este trasată la trecerea bruscă de la faciesul brecios la primele nivele argiloase ale Formațiunii de Telega.

Brecia de Cosmina are ca secțiune tip obârșia văii Cosmina, unde afloreaza în ambii versanți. Numele acesteia a fost folosit pentru prima dată de către Popescu (1951) pentru Orizontul breciei cu sare dintre Valea Prahovei și Valea teleajenului. Pentru același orizont, dar situat între

Valea Teleajenului și Pârâul Bălăneasa, Olteanu (1951) folosește denumirea de Brecie de Pietraru, în același timp arătând că cele două brecii se deosebesc prin tipurile petrografice care apar ca elemente în fiecare din cele două zone. Grosimea acestei unități variază între câțiva metri și peste 200 până la 400 m.

Din punct de vedere litologic Brecia de Cosmina este relativ monotonă, fiind, în cea mai mare parte alcatuită dintr-o brecie cu matrice argiloasă, siltică sau fin nisipoasă,  de culoare negricioasă, în care sunt prinse elemente destul de variate atât ca dimensiune, cât și ca tip petrografic. . Această monotonie este întreruptă doar de prezența secvențelor evaporitice sau, mult mai rar, de intercalații subțiri de marne și argile. Nivelele evaporitice apar, de obicei, în baza formațiunii și sunt reprezentate de gipsuri, asociate cu depuneri bacteriene stromatolitice.

Vârsta formațiunii este Serravallian sau, utilizând sistemul regional de etaje, Wielician.

Fig. 5. Brecia de Cosmina

Formațiunea de Telega (Crihan, 1999) înglobează ceea ce Popescu și Olteanu (1951) au separat sub numele de “Orizontul argilos cu radiolari” și “Orizontul marnos cu Spirialis”.

Reunirea celor două “orizonturi“ într-o singură unitate litostratigrafică se justifică în primul rând prin faptul că, în general, nu se poate trasa o limită clară între ele si în al doilea rând datorită faptului că ceea ce Popescu si Olteanu au denumit “Orizontul argilos cu radiolari” uneori are grosimi extrem de reduse sau poate chiar să lipsească, fiind înlocuit de un pachet gros de nisipuri cu intercalații subțiri de argile si marne, care spre partea superioară trece treptat, prin reducerea proporției de nisipuri si creșterea celei de marne, la un pachet predominant marnos, care poate fi echivalat cu “Orizontul marnelor cu Spirialis”. Numele formațiunii provine de la cel al comunei Telega, pe teritoriul căreia este foarte bine dezvoltată.

Formațiunea de Telega este de vârstă Kossovian, depozitele ei încadrându-se din punct de vedere biostratigrafic la zona Velapertina de foraminifere planctonice (Popescu 1975,1987), iar din punct de vedere al conținutului în nannoplancton calcaros la zona NN 6 (Mărunțeanu, 1992; Mărunțeanu & Crihan, 1999).

Formațiunea de Câmpinița o voi descrie în capitolul următor.

Miocen superior

Depozitele de vârstă miocenă superioară sunt reprezentate de depozitele în facies salmastru atribuite Meoțianului și Ponțianului.

Meoțianul este depus transgresiv și discordant peste depozitele miocene medii, grosimea acestuia variaza de la est spre vest, spre vest reducandu-se sau lipsind total pe zonele ridicate. Acesta este format dintr-o succesiune de nisipuri, marne nisipoase, gresii calcaroase compacte, oolitice, lumașele cu Dosinia maeotica, nisipuri oolitice, marne cenușii albăstrui, argile cenușii, nisipuri fine și grosiere, care au fost separate în două “orizonturi”: un “orizont” inferior, calcaros-grezos-oolitic cu Dosinia maeotica și un “orizont” superior, cu nisipuri în bază, urmate de marne și care se încheie cu un banc lumașelic cu Congeria novorossica (Hanganu, 1966).

Ponțianul este predominant marnos la partea inferioară, nisipos-marnos la partea mediană și din nou marnos la partea superioară. Hanganu (1966) separă în cadrul acestuia patru “orizonturi”:

Orizontul cu Paradacna abichi, Congeria zagrabiensis, C. rumana și Valenciennesia;

Orizontul cu Congeria rhomboidea;

Orizontul cu Phyllocardium planum;

Orizontul în care are loc erupția prosodacnelor și pachydacnelor

Pliocen

Pe o suprafață restrânsă au fost întâlnite depozite aparținând Pliocenului constituite din ipuri și pietrișuri de obicei slab consolidate. Galeții de pietriș sunt aduși din zona flișului și probabil din masivului cristalin Leaota. Ei sunt alcătuiți dintr-o matrice galbenă ipoasă cu bivalve și fragmente de gastropode. Pe alocuri apar în alternanțe și cărbuni. Depozitele au fost asociate nului.

Cuaternar

Cuaternarul este reprezentat, în special, de depozitele de terasă și de depozitele aluviale recente ale râurilor din zonă.

3.2. Tectonica

Zona studiată este încadrată în zona flișului, care ocupa cea mai întinsa arie de aflorare din Carpații Orientali, circa 80% si include depozite sedimentare de vârsta Cretacic-Miocen.

Domeniul flișului suporta din vest sariajul unitații cristalino-mezozoice, cu aceasta venind în contact de-a lungul faliei central-carpatice, care, la rândul ei, spre est, este sariata, peste zona de molasa (pânza subcarpatica), de-a lungul faliei externe. Falia este acoperita în sectoarele sudice de molase posttectonice. Esafodajul structural este tipic orogenelor colizionale, în pânze de sariaj. Acestea au fost sariate succesiv de la vest spre est, depozitele mai vechi ale unitaților vestice acoperind depozitele mai noi ale unitaților estice.

Orogenul Carpatic, care reprezintă aproximativ 65% din suprafața teritoriului românesc, are o structură extrem de complicată, constituind unul din segmentele cele mai complexe ale i alpine (Săndulescu, 1984). Pentru divizarea geotectonică a Carpaților, autorii primei Hărți tectonice a României (Dumitrescu et al., 1962) disting Dacidele, ce grupează unitățile carpatice cu tectogeneză cretacică și Moldavidele, cu tectogeneză neogenă.

Dacidele externe și Moldavidele, în facies de fliș, cuprind mai multe unități tectonice șariate succesiv de la interior către exterior: pânza de Ceahlău, pânza de Teleajen (pânza flisului curbicortical), pânza de Macla, pânza de Audia (pânza sisturilor negre), pânza de Tarcău și pânza de Vrancea (unitatea parautohtonă marginală), la care se adaugă pânza subcarpatică (cu depozite miocen inferioare și medii în facies de molasă), care este cea mai externă (Săndulescu, 1984).Aranjamentul tectonic al subzonei flișului extern este efectul însumat al mai multor tectogeneze; însă rolul definitoriu revine paroxismului eostiric.
Primele deformări ale flișului extern s-au produs în urma mișcărilor subhercinice, când flișul intern a fost împins peste flișul extern. Deformările au constat în cutarea depozitelor cretacice din partea internă a subzonei flișului extern și exondarea acesteia. Șariajul principal a avut loc în faza eostirică intraburdigaliană, când flișul extern s-a desprins de pe substrat și a înaintat acoperind marginea internă a zonei de molasă. Odată cu deplasarea în ansamblu a flișului extern a avut loc și încălecarea diferitelor subzone de facies din cadrul flișului extern, individualizându-se astfel cele trei pânze (de Audia, de Tarcău, de Vrancea).

Spre deosebire de domeniul intern, aria de sedimentare a flișului extern funcționează până în Burdigalian, depozitele pânzelor fiind deformate în intervalul Eocen – Burdigalian, iar cele posttectonice din zonele subsidente din sud, extinzându-se în Miocen și Pliocen.

3.2.1. Moldavidele

Întâlnite în partea externă a Carpaților Orientali (Dumitrescu et al., 1962; Dumitrescu, Săndulescu, 1968, 1970), Moldavidele grupează unitățile cu tectogeneză majoră de vârstă miocenă. Din acest grup fac parte majoritatea pânzelor din zona flișului precum și pânza subcarpatică.

Unitățile Moldavidelor sunt pânze de cuvertură, constituite din formațiuni sedimentare, dezlipite de soclul lor primar. Sunt șariate spre exterior, în cea mai mare parte peste platformele din fața Carpaților. Aceste unități pot fi pânze monofaciale sau plurifaciale. În cadrul fiecărei unități, variațiile de facies se realizează cu precădere în sens transversal, însa se cunosc și variații longitudinale de facies în lungul aceleiași pânze.

În Carpații Orientali, limita internă a Moldavidelor este marcată de fruntea pânzei subcarpatice acolo unde aflorează, adică la nord de Valea Trotușului. La sud de această vale, aria de aflorare a Moldavidelor este limitată spre exterior de falia Cașin-Biosca, iar spre sud și vest, din Valea Râmnicului Sărat de conturul de eroziune al depozitelor molasice care le acoperă discordant și care aparțin zonei interne a avanfosei, care se suprapune unităților moldavice în mare parte, acoperindu-le în întregime la vest de Valea Ialomiței.

3.2.2. Pânza de Tarcău

Prin mărimea și complexitatea tectonică și stratigrafică, pânza de Tarcău este cea mai importantă unitate din cuprinsul moldavidelor. Aceasta este încalecată în vest de Pânza de Audia, de-a lungul liniei de Audia, iar în partea de est este șariată peste depozitele Pânzei de Vrancea, de-a lungul liniei de Tarcău, pe care în anumite porțiuni o acoperă în totalitate, venind în contact direct cu Pânza pericarpatică (= Pânza subcarpatică). Linia de Tarcău face mai multe intrânduri spre vest, începând din valea Sucevei până în regiunea de curbură. Între aceste intrânduri, linia de Tarcău se suprapune liniei externe.

Dumitrescu (1948, 1952) definește pânza de Tarcău ca o unitate plurifacială care grupează mai multe digitații.

Într-o sinteză privind zona flișului din Moldova Centrală, Atanasiu (1943) acordase rang de pânză fiecărei subunități a pânzei de Tarcău, corespunzând unor faciesuri specifice. Ulterior s-a dovedit că o parte din aceste pânze aparțin pânzei de Tarcău, iar pe de alta parte, pânzei cutelor marginale.

Primii care au recunoscut conturul de eroziune aproximativ în forma lui actuală au fost Murgeanu si Filipescu (1937) în sudul Munților Vrancei, Băncilă (1940) în bazinul Văii Tazlăului etc.

În raport cu alte pânze moldavice din Carpații Orientali, conturul de eroziune al pânzei de Tarcău este extrem de festonat. La nordul frontierei țării, ea se racordează cu pânza de Skole. În bazinul Văii Buzăului, partea frontală a pânzei este acoperită discordant de depozite molasice neosarmațian-pliocene, care aparțin zonei interne a avanfosei. Acestea ajung să acopere în întregime pânza la vest de Valea Ialomiței.

În afloriment, marginea internă a pânzei de Tarcău este marcată de urma planului de șariaj a pânzei de Audia sau a celei de Macla. Însă, conform unor date de foraj, se prelungeste și mai la vest, sub încălecarea unităților mai interne, ajungând în unele sectoare până sub pânza flișului curbicortical.

Cuvertura post-tectogenetica stirica veche, ce debuteaza cu Molasa de Doftana (Stefanescu, Marunteanu, 1980) si se continua cu Molasa de Slanic (post-tectogeneza stirica noua: Langhian/Kossovian), are dezvoltarea cea mai ampla in aria de maxima afundare axiala dintre valea Teleajenului si valea Prahovei. (Frunzescu & Branoiu, 2004).

3.2.3 Pintenii si sinclinalele

Zona externă a flișului din partea sudică a Carpaților Orientali este reprezentată prin patru elemente structurale majore: sinclinalul Slănic, “pintenul” de Văleni, sinclinalul Drajna și “pintenul” de Homorâciu, toate acestea formand un ansamblu de cute paralele cu directia NE-SW, afectat de o vergenta nordica.

În ansamblu, dar și ca fiecare element în parte, zona flișului suferă o scufundare treptată spre sud-vest, care se înscrie în tendința generală de afundare spre vest a părții sudice a curburii Carpaților Orientali.

Dintre acestea, structura cea mai internă este sinclinalul Slănic. Acesta este situat între structura Slon și pintenul de Homorâciu. Este încălecat pe flancul nord-vestic de panza Macla-Zagon, care face parte din zona internă a flișului. Sinclinalul Slănic are o structura asimetrică: la est de Valea Mare se prezintă ca o cută normală, aplecată spre nord-vest, cu flancul sud-estic foarte înclinat sau vertical, iar la vest devine o cută devărsata spre sud-est, după care redevine normală, dreaptă în Valea Prahovei. Între Valea Teleajenului și falia Piatra Verde, în zona axială, se găsesc numeroase cute secundare, faliate longitudinal.

Sinclinalul Slănic este afectat de două falii longitudinale, cea mai importantă fiind falia Tâncava. A doua falie afectează flancul sud-estic al sinclinalului. Pe faliile transversale Piatra Verde, Scurtești și Pietriceaua, orientarea direcției stratelor și cutei se modificã puternic și brusc, devenind mai apropiatã de est-vest. La vest de Slănic Prahova, sinclinalul Slănic se așeazã oblic pe

structurile ante-neogene (Grujinski, 1972).

“Pintenul” de Homorâciu, în această regiune are o structură destul de simplă, acesta dezvoltându-se sub forma unei bolți anticlinale faliate axial cu flancul sud-estic ridicat. În sâmburele anticlinalului, stratele de Plopu sunt deformate disarmonic de câteva cute secundare, paralele cu direcția generală a structurii.

Sinclinalul Drajna este situat între pintenul de Homorâciu și zona Drajna-Bughile-Vărbilau. Din punct de vedere structural, are o poziție mai coborâtă decât sinclinalul Slănic. Flancul nordic are o structură simplă, în timp ce structura flancului sudic este una complicată, din cauza faliilor longitudinale, care sunt paralele cu dislocația majoră care delimitează sinclinalul Drajna de

“pintenul” de Văleni. Această dislocație este cunoscută sub denumirea de falia Drajnei, și a fost considerată de Popescu (1952) ca reprezentând limita tectonică între “pintenul” de Văleni și “pintenul” de Homorâciu, înglobând la aceștia din urmă și sinclinalele Slănic și Drajna.

Falia Drajnei este acoperită în regiunea localității Posești de un slinclinal alungit de depozite pliocene- slinclinalul Posești, care reprezintă o structură suprapusă pe marginea nordică a ‘pintenului” de Văleni. La sud de localitatea Olteni, flancul sudic al sinclinalului Drajna este complicat de o cută anticlinală secundară

“Pintenul” de Văleni, în comparație cu “pintenul” de Homorâciu, are o structură mai complicată, fiind cutat mai strâns și afectat de numeroase falii longitudinale și transversale. Cele longitudinale sunt de tipul faliilor normale curbe, vergența nordică datorându-se doar caracterului curb al suprafeței faliei, iar faliile transversale sunt adesea însoțite de decroșări.

Spre sud-est “pintenul” de Văleni ia contact cu zona cutelor diapire, însă acest contact nu are același caracter pe toată lungimea lui. În valea Teleajenului, la Gura Vitioarei depozitele oligocene ale pintenului de Văleni încalecă spre sud depozitele pliocene ale sinclinalului Gura Vitioarei din zona cutelor diapire. La nord-est contactul dintre cele două elemente structurale majore este complicat de grabenul Predeal-Sărari. Acesta este mărginit de falii verticale și afectează atât pintenul de Văleni, cât și elementele interne ale zonei cutelor diapire. Spre nord-est de grabenul Predeal-Sărari, depozitele pliocene și miocene de pe flancul nordic al sinclinalului Calvini-Șoimari se așează transgresiv pe depozitele oligocene ale pintenului de Văleni.

4. STRATIGRAFIA MIOCENULUI MEDIU

Depozitele Miocenului Mediu din Subcarpații Munteniei au fost încadrate, de-a lungul timpului, la diferite unități stratigrafice, în funcție de nivelul de cunoaștere a zonei și de evoluția pe plan regional și european a conceptelor privind studiile stratigrafice (Crihan, 1999).

Formațiunea saliferă subcarpatică (Foetterle & Hauer, 1870) a fost prima unitate litostratigrafică separată în regiune, care cuprindea și depozitele Miocenului Mediu. În 1877, Pillide recunoaște în regiune, cu caracter de unități cronostratigrafice, primul etaj mediteranean, al doilea etaj mediteranean și etajul sarmațian. În 1897, Ștefănescu menționează prezența etajului Helvetian

în județul Prahova, despre care arată că mai era cunoscut și sub numele de schlier sau Formațiunea saliferă subcarpatică, peste care se dispun depozitele celui de-al doilea Mediteranean sau straturile tortoniene. Ulterior, Aradi (1906) menționează prezența tufurilor și marnelor cu globigerine în cadrul Formațiunii salifere miocenice, aspect deja semnalat înca din 1902 de către Teisseyre și  Mrazec. În 1922, Protescu separă în cadrul formațiunii helvetiene două orizonturi: “orizontul inferior” (stratele de Cornu) și “orizontul superior”, care are la partea terminală marne cu globigerine și tufuri dacitice.

Pentru depozitele de litologie distinctă din Subcarpații Munteniei, ce încep cu tufuri și marne cu globigerine, în bază, cuprinse între Molasa de Doftana și depozitele sarmațiene, Ștefănescu (1971) și Mărunțeanu (1980) introduc denumirea de Molasa de Slănic.

Având în vedere normele actuale de nomenclatură a unităților stratigrafice prevăzute în Ghidul Stratigrafic Internațional (Hedberg, 1976; Salvador, 1994), Crihan (1999) consideră unitățile litostratigrafice separate in capitolul anterior ca fiind informale. Autoarea propune și descrie pentru Miocenul Mediu dintre Valea Prahovei și Valea Teleajenului, la sud de Sinclinalul Slănic, următoarele unități litostratigrafice:

Formațiunea de Câmpinita;

Brecia de Cosmina;

Formațiunea de Telega;

Formațiunea de Măceșu.

În ceea ce privește depozitele Miocenului Mediu din perimetrul care reprezintă obiectul de studiu al acestei lucrări, cea care ne interesează este Formațiunea de Câmpinița.

Formațiunea de Câmpinița (Crihan, 1999) reprezintă echivalentul Orizontului tufurilor cu globigerine descris de Popescu (1951) în regiunea dintre Prahova și Teleajen și de către Olteanu (1951) la est de Teleajen sau al Tufului de Slănic (Murgeanu et al., 1968).

Formațiunea de Câmpinița este reprezentată de depozite marine, predominant marnoase, cuprinse între Formațiunea de Doftana (Ștefănescu & Mărunțeanu, 1980) în culcuș și Brecia de Cosmina în acoperiș. Trecerea bruscă de la marnele sau argilele în facies salmastru ale Formațiunii de Doftana la marnele cu caracter pelagic ale Formațiunii de Câmpinița trasează limita inferioară a formațiunii, iar limita superioară este trasată la trecerea bruscă de la ultimele marne cu caracter pelagic la primele nivele de gipsuri sau depozite bacteriene din baza Breciei de Cosmina.

În sinclinalul Drajna această formațiune are o grosime de 150-200 m și apare ca fâșie îngustă continuă pe flancul sudic, între vârful Crucea Domnitorului- Cătunu, iar pe flancul nordic, între valea Chiojdului și valea Teleajenului.

Pe baza de foraminifere, dar și pe bază de nannoplancton calcaros, se argumentează  (Mărunțeanu et al., 1997; Crihan, 1999) vârstă Langhian superior- Serravalian bazal sau, folosind scara cornostratigrafică regională stabilită de Papp et al. (1978) pentru Miocenul Mediu marin din Paratethys: Badenian inferior-mediu (Moravian-Wielician).

Fig. 6. Coloana stratigrafică a cuverturii post-tectonice a Pânzei de Tarcău

Fig. 7. Marnă cu globigerine

Fig. 8. Marnă cu globigerine intens bioturbată

Fig. 9. Limita dintre Formațiunea de Doftana și marna cu globigerine

Fig. 10 Limita dintre Formațiunea de Doftana și marna cu globigerine

5. METODA DE LUCRU

În vederea realizării acestei lucrări am efectuat deplasări pe teren, de unde am prelevat un număr de 15 probe micropaleontologice, pe care le-am studiat din punct de vedere al conținutului lor în foraminifere.

Pentru a separa microfauna de marnă, după ce au fost lăsate la înmuiat, probele au fost spălate în sita de 0.063 mm, în laboratorul de paleontologie din cadrul Universității București. Acestea au fost lăsate la uscat pentru o perioada de cateva zile. Ulterior, probele uscate au fost aduse la laboratorul de micropaleontologie al Universității de Petrol și Gaze, unde a fost separată microfauna din reziduul rezultat în urma spălării, în celule, cu ajutorul stereomicroscopului, urmând ca probele să fie fotografiate, folosind microscopul Leica EZ4D.

5.1. Descrierea secțiunii

Valea Teleajenului (secțiune tip)

Secțiunea tip este situată la 250 m aval de podul care face legătura între Teișani și Drajna (flancul sudic al sinclinalului Drajna).

În ambele maluri ale Teleajenului poate fii observat contactul între Formațiunea de Doftana de vârstă Burdigalian superior și  “marnele cu globigerine” de la partea inferioară a Badenianului (Miocen mediu).

În versantul drept al Teleajenului, la partea terminală a Formațiunii de Doftana, aflorează un strat gros de 2-2.5 m de argilă nisipoasă fină, friabilă, formată din lamine argiloase care alternează cu lamine nisipoase.

Peste acest strat urmează circa 0.40 m de argilă cenușie cu stratificație paralelă, fină (0.2-5 cm), care la partea terminală, pe ultimii 10 cm, prezintă bioturbații umplute cu marnă cu globigerine de deasupra.

La 0.12 m sub limita dintre Formațiunea de Doftana și marna cu globigerine avem un nivel de circa 0.05 m de tuf albicios-cenușiu deschis, cu bioturbatii. La partea inferioară a nivelului probat apare un tufit fin, cenușiu verzui în care se pot observa fluturași de biotit.

Desupra limitei, primul metru este acoperit cu material căzut pe pantă.

La 0.50 m deasupra avem marna cenușiu deschis, cu bioturbații, peste care avem un nivel de marnă compactă, de asemenea cu bioturbații. În acest interval apar și zone în care marna cenușie este amestecată cu material negricios, care conține pirită.

Urmează un nivel de marnă compactă, uscată, verzuie, cu bioturbații, care prezintă un conținut mai mare de carbonat decât nivelele adiacente.

Peste acest nivel, la 0.50 m deasupra, avem un nivel de circa 0.10 m tuf cenușiu fin-mediu cu conținut mare de biotit. Pe un interval de 0.15 m sub acest tuf se pot observa fragmente de cochilii de bivalve (Ostreide), de formă juvenilă, iar la 0.20 m desupra acestuia avem un nivel de circa 0.10 m grosime de marnă cu globigerine indurizată. Peste acesta urmează o marnă cu globigerine moale.

La 0.50 m desupra se poate observa un nivel de tuf cenușiu-vinețiu, fin, de aproximativ 0.02 m grosime. La 0.60 m deasupra tufului avem un nivel de 1-2 cm, bogat în oxizi de fier și hidroxizi de fier, mai mult sau mai puțin discontinuu.

Peste acest nivel, la 0.15 m desupra, aflorează un strat de aproximativ 6-7 cm de marne indurizate. Imediat deasupra nivelului indurizat avem marnă cenușie, moale.

Capătul aflorimentului este reprezentat de un nivel de marnă cu globigerine intens bioturbată. Limita dintre marna cu globigerine și brecia de Cosmina este acoperită.

Fig. 11 Coloana litologică a Formațiunii de Câmpinița

Fig.12 Vedere generală a marnei cu globigerine

Fig.13 Vedere generală a marnei cu globigerine și a breciei de Cosmina

Fig.14 Limita dintre Formațiunea de Doftana și marna cu globigerine

5.2. Sistematică paleontologică

Ordin Foraminiferida EICHWALD, 1830

Subord. Globigerinina DELAGE & HEROUARD, 1896

Suprafam. GLOBOROTALIACEA Cushman, 1927

Fam. GLOBOROTALIIDAE, Cushman, 1927

Gen Globorotalia Cushman, 1927

Globorotalia bykovae Aisenstadt, 1960

Globorotalia bykovae Aisenstadt, 1960 (în Subbotina, Pishvanova & Ivanova), p. 69, pl. XIII, fig. 7.

Globorotalia peripheroronda Blow & Banner, 1966, p. 294, pl. II, fig. 1-3.

Globorotalia (Turborotalia) bykovae Aisenstadt, Popescu, 1975, p. 82, pl. LXXVII, fig.

2, 5 pl. LXXIX, fig.9-12.

Globorotalia (Hirsutella) peripheroronda Blow & Banner, Kennet & Srinivasan, 1983, p.96, pl XXII, fig.1-3.

Observații. Această specie este considerată de Popescu (1975), ca fiind sinonimul senior al speciei G. peripheroronda. Rögl (1985, 1998) consideră că este vorba de două specii diferite, principala diferență dintre ele fiind dimensiunile mai mici ale speciei G. bykovae.

Globorotalia praescitula Blow, 1959

Globorotalia scitula praescitula Blow, 1959, Bull. Am. Pal.39 (178), p. 59-251, p. 221, pl. XIX, fig. 128 (Fide Popescu, 1975);

Globorotalia (Turborotalia) scitula praescitula Blow. Blow, p. 356, pl XXXIX, fig. 9, pl. IV, fig. 21-22; Popescu, 1975, p. 84, pl. LXXIX, fig. 7, 8.

Globorotalia (Globoconella) praescitula Blow. Kennet & Srinivasan, 1983, p. 108, pl. XXIV, fig. 1, pl. XXV, fig. 4-6.

Observații. Specie relativ frecventă în marnele cu globigerine aparținând Formațiunii de Câmpinița.

Gen Tenuitellinata LI, 1987

Globigerinita uvula (Ehrenberg), 1861

Pylodexia uvula Ehrenberg, 1861, K. Preuss. Akad. Wiss. Berlin, Monatsber., p. 276, 277, 308 (fide Ellis & Messina)

Globigerinita uvula (Ehrenberg). Popescu, 1975, p. 94, pl. LXXVII, fig. 7, Kennet & Srinivisan, 1983, p. 224, pl. 56, fig. 6-8.

Observații. Această specie, relativ rară în marnele de la partea inferioară a Formațiunii de Câmpinița, devine foarte frecventă la partea sa terminală, împreună cu G. transsylvanica și Globigerina div.sp.

Gen Paragloborotalia Cifelli, 1982

Paragloborotalia siakensis (Leroy, 1939)

Globorotalia (Jenkinsella) siakensis Le Roy, 1983, Kennett & Srinivasan : p. 172, pl 42, fig. 6–8;

Globigerina siakensis  LeRoy 1939;

Globigerina siakensis LeRoy, 1979, Molina : pl. 28; fig. 1a-c

Globigerina siakensis LeRoy, 1983, Kennett & Srinivasan, pl. 42; fig. 1 si 6-8;

Paragloborotalia siakensis LeRoy, 1990, Spezzaferri & Silva : p. 251, pl. XI; fig. 2a-c

Observații. Această specie este considerata de Cushman si Ellisor (1939), ca fiind sinonimul speciei Globorotalia mayeri, însă Ruggieri și Sprovieri (1970) demonstrează contrariul, argumentul fiind diferența dintre suturile intracamerale.

Fam. Catapsydracide Bolli, Loeblich & Tappan, 1957

Gen Globoquadrina Finlay, 1947

Globoquadrina langhiana Cita & Gelati, 1960

Globoquadrina langhiana Cita& Gelati, 1960, p. 242 , text- fig. 1; Popescu, 1975, pl 62, fig3, pl. 64, fig. 2; Rögl (în Cicha et al., 1998), p. 103, pl. 40, fig. 27-32;

Observații. Specie frecventă în marnele din partea bazală a Formațiunii de Câmpinița. Kennett & Srinivasan, 1983, consideră că G. langhiana este sinonimul junior al speciei G. baroemoensis (Le Roy).

Suprafam. Globigerinacea Carpenter, Parker & Jones, 1862

Fam. Globigerinidae Carpenter, Parker & Jones, 1862

Subfam. Globigerininae Carpenter, Parker & Jones, 1862

Gen Globigerina d’Orbigny, 1826

Globigerina bulloides d’Orbigny, 1826

Globigerina bulloides D’Orbigny, 1826, Ann. Sci. Nat. vol.7, p. 277, model nr. 1, 76 (fide Ellis & Messina); d’Orbigny, 1846, p. 163, pl. IX, fig. 4-6; Popescu, 1975, p. 86, pl. LXXI fig. 4, pl. LXXII, fig. 1; Kennet & Srinivasan, 1983, p. 36, pl. 6, fig. 1-3.

Observații. Această specie devine frecventă la partea terminală a Formațiunii de Câmpinița (Wieliczian) și în intercalațiile argilo-marnoase din Brecia de Cosmina.

Gen Globigerinella Cushman, 1927

Globigerinella obesa (Bolli), 1957

Globorotalia obesa Bolli, 1957, p. 119, pl. XXIX, fig. 2-3, Popescu, 1975, p. 84, pl. LXX, fig. 1;

Globigerinella obesa (Bolli), Kennett & Srinivasan, 1983, p. 234, pl. 59, figs. 3-5 ; Rögl (în: Cicha et al., 1998), p. 101, pl. 38, fig. 1-3.

Observații. Specie comună în depozitele langhiene (moraviene) de la partea inferioară a Formațiunii de Câmpinița.

Gen Globigerinoides Cushman, 1927

Globigerinoides quadrilobatus d'Orbigny 1846

Globigerina quadrilobata d'Orbigny, 1846, p. 164, pl. 9 fig. 7-10;

Globigerina triloba Reuss, 1850, p.374 pl. 447, fig.11;

Globigerina sacculifera Brady, 1877, p. 535; Brady, 1884, pl. 80, fig. 11-17;

Globigerinoides sacculiferus var. immatura Le Roy, 1939, p. 263 pl. 3, fig. 19-21;

Gen Trilobatus Spezzaferri et al., 2015

Trilobatus subsacculifer (Cita, Premoli Silva & Rossi, 1965)

Trilobatus subsacculifer Cita, Premoli Silva, și Rossi, 1965, p. 268, pl. 9.13, fig 1-20;

Globigerinoides sacculifer (Brady), Chaisson și Leckie 1993, p. 158, pl. 2, fig. 16;

Globigerinoides subsacculifer Cita, Premoli Silva și Rossi, Spezzaferri, 1994, p.38, pl. 13, fig. 4a-c.

Trilobatus subsacculifer Spezzaferri (1994), pl. 11, fig. 2a-c;

Observații. Cita et al. (1965) susțin că T. subsacculifer a evoluat în T. sacculifer în timpul Miocenului mediu, conform caracteristicilor speciale, cum ar fi ultima cameră bine dezvoltată sub formă de sac. Această specie este abundentă în depozitele de vârstă Miocen mediu și inferior (Spezzaferri, 1994).

Trilobatus trilobus

Globigerina triloba Reuss, 1850, p. 374, pl. 47, fig. 11.

Globigerinoides triloba (Reuss), Kennett & Srinivasan, 1983, p. 62, pl. X, fig. 4, pl. XIII, fig. 1-3;

Trilobigerina triloba Popescu, 1987, p. 156, pl. I, fig. 10-12; pl. II, Fig. 8-11, 13, 14; pl. III, fig. 1, 2, 7, 9;

Observații. Aceasta este specia cea mai frecventă în depozitele marine din zonele de climă caldă, începând cu Miocenul. Este foarte abundentă în marnele Formațiunii de Câmpinița.

Gen Globoturborotalita Hofker, 1976

Globoturborotalita druryi (Akers), 1955

Globigerina druryi Akers, 1955, Journ. Of Paeont. 29(4), p. 654, pl. 65, fig. 1 (în Kennet & Srinivasan, 1983);

Globigerina (Zeaglobigerina) druryi Akers. Kennett & Srinivasan, 1983, p. 46, pl. 8, fig. 7-9.

Globoturborotalia druryi (Akers), Rögl (în Cicha et al., 1998), p. 104, pl. 35, fig. 17-19.

Observații. Această specie are ocurențe intermitente, începând cu Miocenul inferior, fiind o specie de climat cald, tropical-subtropical. În Paratethys, G. druryi apare pentru prima oara în Miocenul mediu, la un nivel corespunzator aproximativ cu baza zonei N10 a lui Blow (1969) și are apariții de scurtă durată. În zona studiată, ca și în toate zonele cu depozite de această vârstă din România (Popescu, 1987, 1998) sau din Cehia (Cicha, în Cicha et al., 1998), această specie nu apare în depozite mai noi decat Wieliczianul. Totuși, ea este citată și din depozitele Kossoviene din Polonia (Luczkowska, în Cicha et al., 1998) sau din Austria (Cicha in Cicha et al., 1998). Este posibil ca aceste citări din depozite din care speciile de climat au dispărut și în care asociațiile de foraminifere planctonice sunt sărace, să se datoreze fie remanierilor din depozitele Wieliczianului, fie unor erori de determinare.

Globoturborotalita woodi (Jenkins), 1960

Globigerina woodi Jenkins, 1960, Micropaleontology 6(4), p. 352, pl. 2, fig. 2 (în Kennett & Srinivasan, 1983);

Gobigerina (Zeaglobigerina) woodi Jenkins, Kennett & Srinivasan, 1983, p. 43, pl. 7, fig.

4-6;

Turborotalita woodi (Jenkins), Rögl (în Cicha et al., 1998), p. 104, pl. 35, fig. 17-19.

Observații. Specie relativ frecventă în asociațiile de climat cald de la partea inferioară a Formațiunii de Câmpinița.

Gen Turborotalita Blow & Banner, 1962

Turborotalita quinqueloba (Natland), 1938

Globigerina quinqueloba Natland, 1938, California Univ. Inst. Oceanogr. Bull. Tech. Ser. 4(5), p. 149, pl. 6, fig. 7 (în Kennett & Srinivasan, 1983);

Turborotalita quinqueloba (Natland), Rögl (în Cicha et al., 1998), p. 132, pl. 31, fig. 7-10.

Observații. Această specie de dimensiuni mici, este, în oceanele actuale, foarte frecventă în toate zonele climatice. Este foarte frecventă și în depozitele Miocenului mediu din regiunea studiată, în special în marnele din Formațiunea de Câmpinița, dar este prezentă și în depozitele Formațiunii de Telega.

Subfam. Orbulininae Scultze, 1854

Gen Praeorbulina Olsson, 1964

Preorbulina sicana De Stefani, 1950

Globigerinoides conglohatus (Brady). Cushman si Stainforth, 1945, p. 68, Pl. 13, fig. 6.

Globigerinoides sicana De Stefani, 1952, p. 9.

Globgerinoides sicana De Stefani. Blow, 1969, PI. 3, fig. 10, 11.

Praeorbulina sicana (De Stefani). Jenkins, Saunders & Cifelli, 1981, p. 264, pl. 1, fig. 2a-c.

Observații. Această specie este comună în depozitele de vârsta Badenian inferior, în special în marnele din Formațiunea de Câmpinița.

Praeorbulina glomerosa circularis (Blow), 1956

Praeorbulina glomerosa circularis (Blow), 1956, pl. 13, fig. 6-9.

Globigerinoides glomerosa circularis Blow, 1956, p. 65, text-fig. 2/3, 4.

Globigerinoides transitoria Blow, 1956, p. 65, text-fig. 2/12, 13.

Obvervații. Această specie face parte din începutul liniei genealogice a speciei Orbulina Universa d’Orbigny. Are o poziție intermediara între strămoșul său, P. glomerosa glomerosa și Orbulina suturalis. Această specie este frecventa în depozitele de vârstă Badenian inferior din România.

Gen Orbulina D’Orbigny, 1839

Orbulina suturalis Bronnimann, 1951

„Orbulina” suturalis Bronnimann, 1951, pl. 13, fig. 10-12.

Orbulina suturalis Bronnimann, 1951, p. 135, text-fig. IV, fig. 15, 16, 20.

Observații. Această specie este intermediară între Praeorbulina glomerosa circularis și Orbulina Universa. Este foarte frecventă în marnele din Formațiunea de Câmpinița.

Fig.15 Orbulina suturalis

Fig.16 Globigerinoides sicanus

Fig.17 Globoquadrina langhiana

Fig.18 Globigerinella obesa

Fig. 19 Pararotalia siakensis

Fig.20 Trilobatus trilobus Fig.21 Globoturbortalita woodi

Fig. 22 Orbulina suturalis

Fig. 23 Trilobatus trilobus

5.3. Cronostratigrafia și biostratigrafia

Asociațiile de fosile din Formațiunea de Campinița sunt formate aproape în exclusivitate din foraminifere și nannoplancton calcaros, foarte rar apărând exemplare izolate de foraminifere bentonice (Pleurostomella alternas). Acestea sunt tipice faciesurilor batiale cu foarte puțin aport continental, ceea ce explică grosimile mici ale formațiunii.

Asociația de foraminifere de la partea inferioară a Formațiunii de Câmpinița se încadrează la Zona Orbulina suturalis/ Globorotalia bykovae (Popescu, 1978) sau cu zona N9 (Blow, 1969) sau Mt 6 (Berggren et al., 1995). Această zonă este caracterizată de apariția bruscă a speciilor index după un interval în care faunele marine au lipsit. Cele două specii sunt însoțite de o asociație bogată de foraminifere planctonice, reprezentate mai ales de specii ale genurilor Globoquadrina și Globigerinoides.

Din punct de vedere al conținutului în nannoplancton calcaros, acest interval se încadrează în zonarea standard a lui Martini (1971) la zona NN 5 (Marunteanu & Crihan, 1999).

Partea superioară a formațiunii, identificată de Crihan (1999) lipsește, fiind acoperită cu material căzut pe pantă.

Vârsta formațiunii este Langhian superior- Serravallian bazal sau, folosind scara cronostratigrafică regională pentru Miocenul Mediu marin din Paratethys, Badenian inferior-mediu (Moravian-Wielician).

CONCLUZII

Principalul obiectiv al prezentei lucrări a fost studiul foraminiferelor planctonice de vârstă Badenian de pe Valea Teleajenului, sinclinalul Drajna.  Studiul s-a axat pe analiza Formațiunii de Campinița.

În prima parte a lucrării a fost făcut un istoric detaliat al cercetărilor geologice efectuate în regiunea studiată, punându-se accentul pe studiile stratigrafice și paleontologice.

În capitolul de geologie generală a regiunii au fost prezentate principalele unități tectonice din zonă, formațiunile care le alcătuiesc și relațiile lor cu depozitele Miocenului Mediu.

Ca elemente de originalitate ale acestei lucrări se pot menționa următoarele:

– au fost prezentate specii de foraminifere planctonice cu cea mai mare frecvență și importanță din depozitele Miocenului Mediu subcarpatic, în subcapitolul de Sistematică paleontologică.

– s-a realizat biozonarea pe bază de foraminifere planctonice, pornindu-se de la cele mai

recente biozonări ale Miocenului Mediu, făcute pentru depozitele din România, corelate cu biozonele globale.

– din punct de vedere cronostratigrafic, a fost determinată vârsta marnei cu globigerine de pe Valea Teleajenului, fiind atribuită Langhianului superior-Serravallianului inferior.

– s-a demonstrat apartenența părții inferioare a formațiunii la Zona Orbulina suturalis/ Globorotalia bykovae, partea superioară identificată de Crihan (1999) lipsind din aflorimentul studiat.

Bibliografie

Aradi V. (1906) Asupra microfaunei Terțiarului regiunei Câmpina-Buștenari.An.Acad.Rom., vol. XXVIII, București.

Atanasiu I., Ștefănescu D., (1943) Les facies du Flysch marginal dans la partie moyenne des Carpathes moldaves. An. Inst. Geol. Rom., vol. XXII, p. 149.

Athanasiu S., (1907) Raport anual Inst. Geol. Rom., vol. I, București.

Athanasiu S., (1923) Discussion sur l’age de la Formation salifére de Roumanie. C.R. Inst.Géol.Rom., vol. V(1913-1914), p.24-78, București.

Băncilă (1958) Geologia Carpaților Orientali. Ed.Științifică, 368 pag., București.

Blow W.H., (1956) Origin and evolution of the foraminiferal genus Orbulina d’Orbigny. Micropaleontology 2 (1), p. 57-70.

Blow W.H., (1969) Late Middle Eocene to Recent planktonic foraminiferal biostratigraphy. 1st Intern. Conf. Plank. Micropal., Geneva, 1967, Proc. 1, p. 199-422, 52 pls., 43 text-figs., Leiden.

Blow W.H., Banner F.T., (1962) The Tertiary (Upper Eocene to Aquitanian) Globigerinaceae In: Eames et. al. (Eds.), – Fundamentals of Mid-Tertiary Stratigraphical Correlation, Cambridge University Press, Cambridge, p. 61-151.

Blow W.H., Banner F.T., (1966) The morphology, taxonomy and biostratigraphy of Globorotalia barisanensis LeRoy, Globorotalia fohsi Cushman and Ellisor, and related taxa. Micropaleontology 12, p. 286-302.

Bolli H.M., (1957) Planktonic Foraminifera from the Oligocene-Miocene Cipero and Lengua Formation of Trinidad, B.W.I. Bulletin of the United States National Museum, 215, p. 97-123.

Brönnimann P., (1951) The genus Orbulina d’Orbigny in the Oligo-Miocene of Trinidad, B.W.I., Cushman Foundation Foraminiferal Research Contributions, 2/4, p. 132-138.

Cicha I., Rogl F., Rupp Ch., Ctyroka J. (Eds.), (1998) Oligocene-Miocene foraminifera of the Central Paratethys. Abhandlungen Senkenbergische Naturforschende Gesellschaft, 549, 325 pag.

Conquad H., (1867) Sur les gites de petrole de la Valachi et de la Moldavie et sur l’age des terraines qui les contiennent. Bull. Soc. Geol. France, II/XXIV, p. 505-509, Paris.

Crihan I.M. (1999) Studiul lito-bio-stratigrafic al Miocenului mediu dintre Valea Prahovei și Valea Teleajenului, la sud de sinclinalul Slănic. Teză de doctorat, manuscris, Universitatea Babeș Bolyai, Cluj-Napoca.

Cushman J.A., Ellisor A.C., (1939) New species of foraminifera from the Oligocene and Miocene. Cushman Laboratory for Foraminiferal Research, Contribution 12, p. 3-5.

De Stefani T., (1952) Su alcune manifestationi di idrocarburi in provincia di Palermo e descrizione di foraminiferi nuovi. Plinia, Palermo, 3 (1950-1951), Nota 4, p. 1-12.

Dumitrescu I., (1948) La Nappe du Gres du Tarcau, la Zone Marginale et la Zone Neogene, entre Casin et Putna. D. S. Inst. Geol. Roum., XXIX, p. 84-105, București.

Dumitrescu I., (1952) Cercetări geologice în Vrancea de Nord. D. S. Inst. Geol. Rom., XXXVI (1948-1949),p. 51-61, București.

Dumitrescu I., Săndulescu M., Lăzărescu V., Mirăuță O., Pauliuc S., Georgescu C. (1962), An. Com. Geol., XXXII, București

, Săndulescu M., (1970), Harta tectonică a RSR, Inst. Geol., București

Filipescu M. G. (1934) Cercetări geologice între V. Teleajenului și V. Doftanei . Teză de doctorat. București

Filipescu M.G. (1934) Condițiunile de formare a depozitelor oligocene din Carpații Orientali. Bul. Soc.St., St. Nat., IV, p.84-94. București

Filipescu M. G. (1937) Etudes géologiques dans la région comprise entre la vallée du Teleajen et les vallées du Slănic et Bâsca Mică. Bull. Lab. Mineralogie gen. Univ. II. București.

Frunzescu D., (1998) Studiul stratigrafic și sedimentologic al evaporitelor miocene dintre Valea Buzăului și Valea Teleajenului. Teză de doctorat, manuscris, Universitatea București, București.

Frunzescu D., Brănoiu G (2004) Monografia geologică a bazinului râului Buzău. Universitatea Petrol-Gaze din Ploiești, 458 pag, Ploiești.

Grigoraș N., (1951) Faciesurile oligocene dintre valea Slănicului și valea Buzăului, Dări de seamă ale ședințelor, Institutul Geologic al Romaniei, vol. XXXII, București.

Grigoraș N., (1955) Studiul comparativ al faciesurilor Paleogenului dintre Putna și Buzău, Anuarul Comitetului Geologic, vol. XXVIII, p.99-220, București.

Grujinschi C., (1971) Studiul complexului gresiei de Tarcău între V. Teleajenului si V. Buzăului, Teză de doctorat, Institutul de Petrol, Gaze și Geologie, București.

Grujinschi C., (1971) Contribuții la cunoasterea ruditelor Miocenului inferior din sinclinalele Slănic și Drajna. Bul. Soc. Geol., XIII, București.

Hanganu E., (1966) Studiul stratigrafic al Pliocenului dintre văile Teleajen și Prahova (Regiunea Ploiești). Studii tehnice și economice, seria J, nr. 2, 107, p., 52 pl., București.

Kennett J.P., Srinivasan M.S., (1983) Neogene planktonic foraminifera. A phylogenetic atlas. Hutchinson Ross Publishing Company, Stroudsburg, Pennsylvania, 265 pag.

Macovei G. (1917) Structura geologică a văii între Păltineni și . D. S. Inst. Geol. , VII (1915-1916), București.

Macovei G. (1923) Sur l’age de la Formation Salifére subcarpatique. C.R. Inst. Géol. Roum., vol. V (1913-1914), p. 35-180, București.

Macovei G. (1927) Aperçu géologique sur les Carpates orientales. II Reun. Assoc. Carpath. Guide des excurs. București.

Mărunțeanu M., (1992) Distribution of the calcareous nannofosils in the Intra- and Extra- Carpathians areas of Romania, Knihov., ZPN, 14/2, p. 247-261, Hodonin.

Mărunțeanu M., Papainopol I., Popescu Gh., Olteanu R., Pestrea S., Macaleț R., (1997) Studii pentru scara biostratigrafică standard a Neogenului- Subcarpații Munteniei, Raport, Arhiva Institutului Geologic al României, București.

Mărunțeanu M., Crihan I.M., (1999) The study of the Badenian calcareous nannoplankton from the Subcarpathians of Muntenia. Rom. J. Paleont.

Melinte, M. (1993) Contribuții la stabilirea limitei Oligocen-Miocen în Pânza de Tarcău din bazinul Văii Buzăului, pe baza asociațiilor de nannoplancton calcaros. Rom. J. Stratigraphy, 75, Bucharest.

Melinte, M. (1995) Changes in nannofossil assemblages during the Oligocen-Lower Miocen interval in the Eastern Carpathians and . Abstracts, 10th RCMNS, Bucharest, 1995. Rom. J. Stratigraphy, 76, suppl. 7, București.

Mrazec L. (1907) Despre cute diapire cu sâmbure de străpungere. Bul. Soc. Șt. XVI. București

Mrazec L., (1926) Consideratiuni cu privire la geneza si varsta sarii, Dari de seama ale Sedintelor, vol. VIII (1919-1920), p. 15-18, Institulul Geologic al Romaniei, Bucuresti.

Mrazec, L. and Teisseyre, W., 1902. Aperçu géologique sur les formations salifères et les gisements de sel en Roumanie. Moniteur des Intérêts Pétrolifères Roumains, 3,p. 50-56

Mrazec L., (1912) Câteva date noi asupra klippelor carpatice. D.S. Inst. Geol., III (1911-1912), p.4-11, București

Mrazec L., (1914) Contribution à la connainsance des nappes du Flysch carpathique en Roumanie. Ann. Inst. Géol. , V (1911), București

Murgeanu G., Filipescu M.G., (1937) La zone du grès de Tacău la zone marginale et les Subcarpathes entre la Cașin et Zăbala. C.R. Inst. Geol. Rom., XXI (1932-1933) : p. 198 (comunicare 7.06.1933, nepublicată).

Murgeanu G. (red. coord.), Dumitrescu I., Săndulescu M., Bandrabur T., Săndulescu Jana (red.), (1968) Harta geologică, scara 1: 200 000, foaia 29 Covasna, Inst. Geol., București.

Mutihac V., Ionesi L., (1974) Geologia României, 646 p., Ed. Tehnică, București.

North R., (1951) Contribuții la cunoașterea Paleogenului din Prahova. D.S. Inst. Geol., XXXI (1942-1943), p.37-44, București.

Olteanu Fl., (1951) Observațiuni asupra aparițiilor de brecia sării cu masive de sare în zona mio-pliocenă dintre Teleajen și Bălăneasa (cu privire specială pentru regiunea Pietraru-Buzău), Dări de seamă ale ședințelor, Vol. XXXII (1943-1944), p. 12-18, Institutul geologic, București.

Papp A., Cicha I., Senes J., (1978) Chronostratigraphie und Neostratotypen. Miozän der Zentralen Paratethys, Bd. VI, M4, Badenien, VEDA Verlag der Slov. Ak. Der. Wiss., 594 p., Bratislava.

(1955) Geologia și tectonica regiunii Vălenii de Munte- Cosminele-Buștenari. An. Com. Geol. XXVIII. București

Pillide C.L., (1877), Sur le bassin néogéne de la région située au nord de Ploesci (Valachie).

Bull. Soc. Géol. Fr., Ser. III, T.IV, p. 22-31, Paris.

Popa E. (1960) Asupra prezenței unei gresii glauconitice cu Pecteni în Stratele de Cornu din Valea Mare. Acad. R.P.R. Stud. Cerc. Geol. 2 București.

Popescu, G., Crihan, I.-M., (2011) Middle Miocene Globigerinas of Romania. Acta Palaeontologica Romaniae, 7, p. 291-313.

Popescu Gh., (1975) Études des foraminifères du Miocène inférieur et moyen du nordouest de la Transylvanie. Mémoires de l'Institut de Géologie et de Géophysique, 23, p. 1-121.

Popescu Gh., (1975) Date noi cu privire la biostratigrafia și corelarea Miocenului mediu din aria carpatică, Dări de seamă ale ședințelor, Institutul de Geologie și Geofizică, vol. LXI (1973-1974), Stratigrafie, p. 65-84, București.

Popescu Gh., (1987) Marine Middle Miocene Microbiostratigraphycal correlation in Central Paratethys, Dări de seamă ale Ședințelor, vol. 72-73/3 (1985-1986), p.149-168, Institutul de Geologie și Geofizică, București.

Popescu Gh., (1998) Atlasul foraminiferelor calcaroase din Miocenul Mediu marin din Romania: Superfamilia Nodosariacea, Tema A10/1997 (8/1998) – Atlasul Paleontologic al Neogenului, Institutul Geologic al României, București.

Popescu, Gh., 1999. Lower and Middle Miocene agglutinated foraminifera from the Carpathian area. Acta Palaeontologica Romaniae, 2, p. 407-425.

Popescu Gr. (1949) Raport preliminar asupra cercetărilor geologice din regiunea Slon-Schiulești-Vulpea-Bertea. Com. Stat Geol. Arh. Inst. Geol., București .

Popescu Gr. (1951) Observațiuni asupra breciei sării și a unor masive de sare din zona paleogenă-miocenă a Jud. Prahova. D.S. Com. Geol. XXXII (1943-1944). București.

Popescu Gr. (1952) Zona flișului paleogen între valea Buzăului și valea Vărbilăului. D.S. Inst. Geol., XXXVI (1948-1949), p.43-125, București.

Popescu Gr. (1958) Contribuții la stratigrafia flișului cretacic dintre V. Prahovei și V. Buzăului cu privire specială asupra V.Teleajenului. Acad. R.P.R. Stud. Cerc. geol. III, 3-4. București.

(1909) Contribuții la studiul geologic și paleontologic al regiunii mușcelelor dintre râurile Dâmbovița și Olt. An. Inst. Geol., II, p.207-282, București.

(1910) Contribution à l’étude stratigraphique du Nummulitique de la dépression gétique (Roumanie occidentale). An. Inst. Geol., III, p.275-372, București.

Preda D.M. (1921) Geologia și tectonica părții de răsărit a județului Prahova. An. Inst. Geol. , vol. X, București

Preda M. D. (1925) Geologia și tectonica părții de răsărit a jud. Prahova. An. Inst. Geol. X (1921-1924). București

Protescu O., (1922) Contribuțiuni la studiul faunei de foraminifere terțiare din România. An. Inst. Geol., vol. IX (1915-1922), p. 221-372, 4 pl., București.

Rögl F., (1985) Late oligocene and Miocene planktic foraminifera of the Central Paratethys. In: Bolli H.M., Saunders J.B., Perch-Nielsen K.: Plankton Stratigraphy. Cambridge University Press, p. 315-328.

Rögl F., (1998) Paleogeographic considerations for Mediterranean and Paratethys seaways (Oligocene to Miocene). Ann. Naturhist. Mus. Wien, 99A, p. 279-310.

Rögl, F., (1998) Taxonomical index (în Cicha et al., Ed. Oligocene-Miocene foraminifera of the Central Paratethys). Abhandlungen der Senkenbergischen Naturforsschenden Gesellschaft, 549, p. 78-136.

Rusu A., Popescu G. si Melinte, M., (1996) Oligocene- Miocene transition and main geological events in Romania, IGCP Project No. 326 Field Symposium Excursion Guide. Romanian Journal of Paleontology, 76(1).

Salvador A., ed. (1994) International Stratigraphic Guide. IUGS & Geological Society of America, 214 p., Boulder, Colorado.

Săndulescu M., (1984) Geotectonica României, Editura Tehnică, București.

Săndulescu M., Ghenea C., Motaș I., Bandrabur T. (1968) Notă explicativa pentru Harta Geologică la scara 1:200.000, foaia Ploiești, Comitetul de stat al geologiei, București.

Săndulescu M., Popescu Gh., Mărunțeanu M., (1995) Facies and stratigraphy of the Lower and Middle Miocene Formations of the Slanic Syncline. Rom. J. stratigraphy, 76/6, p.3-11, București.

Stille H. (1952) Salztektonik in Nordwestdeutschland und Rumänien. Geol. Rdschau., XL/2. Stuttgart.

Stoica C., (1944) Paleogenul din V. Sibiciului. Rev. Muz. Geol. Min. Univ. Cluj, VIII, p. 64-85, Cluj.

Ștefănescu M. (1971) Structura geologică a regiunii dintre valea Talea și valea Ialomița. D.S. Inst. Geol., II, 5 (1969-1970), p.191-219, București

Ștefănescu M., Mărunțeanu Mariana (1980) Vârsta molasei de Doftana, D.S. Inst. Geol., LV/5, București.

Ștefănescu, M., , Ștefănescu M., Ivan V., Melinte M., Stănescu V. (1993) Aspects of the posibilities of the lithological correlation Oligocen-Lower Miocen deposits of the . Rom. J. Stratigraphy, 75, Bucharest.

Ștefănescu Sabba (1897) Etude sur les tertiaires de Roumanie. Contribution a l’etude stratigraphyque, Lille.

Teisseyre W. (1911) Harta geologică a regiunii Vălenii de Munte. București.

Voicu Gh. (1953) Studiul micropaleontologic al stratelor de Cornu de pe flancul sudic al cuvetei de Slănic între Valea Prahovei și Valea Vărbilăului. An. Inst. Geol. XXVI. București.