Unitătiile tectonice majore de pe teritoriul României sunt reprezentate de zone cratonizate care și-au încheiat evoluția de arii labile, denumite… [304702]

Cuprins:

[anonimizat], [anonimizat].

Pe teritoriul Romaniei întalnim două tipuri de platforme ce se diferențiaza prin vârsta consolidarii soclului lor. O [anonimizat]. Marginea actuală a Platformei Moldovenesti se afundă spre vest la contactul cu orogenul Carpațiilor Orientali și suferă o [anonimizat]-SSE la E-V in zona Carpațiilor de Curbura.

Platforma mai tânară de vârsta paleozoic numită Platforma Moesica este situată în sudul Romaniei (fig.1). Platforma Moesică este împărtita de falia intramoesică în două sectoare:la nord si est de această falie întâlnim sectorul doborgean și la vest sectorul Valah. Soclul Platformei Moesice este usor confundabil cu cel al Platformei Scitice care are o vârstă asemanatoare ( Ordovician – [anonimizat]), dar care au avut evoluții tectonice diferite.

Platforma Scitica se învecinează cu Platforma Moldovenească la nord și la sud cu Orogenul Nord Dobrogean (fig.1). [anonimizat]. Legătura dintre aceste două platforme se face pe sub avanfosa carpatică și pânzele moldavice (Sandulescu, 84).

[anonimizat]: un Orogen Carpatic situat la margine unui craton si Orogenul Nord Dobrogean care are o [anonimizat]. [anonimizat]. Orogenul Nord Dobrogean a fost încadrat eronat în regiunile orogenice hercinice fiind considerat un geosinclinal orogenic relict (Stille, 1953; Dumitrescu et al., 1962).

[anonimizat] o structura complicata si constituie unul din segmentele cele mai conplexe ale europei alpine. In divizarea geotectonica a Carpatiilor se pot distinge de la interior spre exterior următoarele unități: Dacidele interne (unități cu proviniență continentală), Transilvanitele (reprezinta sutura ofiolitica maora tethysiana), Pienidele (un releu al Transilvanidelor purtând totuși urmele unei tectogeneze neogene), Dacidele mediane (unități de proviniență continentală), Dacidele externe (crespunzând unei suturi intracontinentale),

Fig.1 Distributia morfostructurilor pe teritoriul Romaniei,(Doru Juravle http://doru.juravle.com/cursuri/resurse/cursuri_2016-2017/gr/13.%20GEOLOGIA%20ROMANIEI%20-%20PREZENTARE%2013%20-%20EXAMEN%20GEOLOGIA%20ROMANIEI.pdf).

[anonimizat] (cu o tectogeneză neogena), avanfosa (cu două zone: zona internă cutată și zona externă necutată), [anonimizat].

Capitolul 1 (Platforme Prealpine)

1.1Platforma Moldovenească

Platforma Moldovenească este o unitate geologica consolidată de vârstă precambrian ce se intinde in fata Carpatiilor Orientali, de care este delimitată prin falia pericarpatica. Falia Pericarpatica se poate urmarii de la nord (localitatea Vicovul de Sus) spre sud fiind intâlnita in preajma localitațiilor: Paltinoasa, Targul Neamt, pana in valea Trotusului unde suferă o decrosare spre est. La sud limita Platformei moldovenesti este discutabilă. ,,Mutihac, 1990’’ plaseaza limita sudică a platformei Moldovenesti ca fiind falia Trotușului ce delimitează soclul Platformei Moldovenesti de Orogenul Nord Dobrogean. In schimb ,,Sandulescu si Visarion, 1981’’ plasează limita mai la nord in dreptul Faliei Bistriței (Fig. 1.1), considerând

Figura 1.1 Schita vorlandului carpatic din Moldova (dupa Săndulescu și Visarion 1981)

1=Platforma Moldovenească; 2=Platforma Scitică; 3=Prelungirea depresiunii Mirchov; 4=Platforma Moesică; 5=Orogenul Nord Dobrogean; 6=Fracturi majore; 7=Falii; 8=Front de Sariaj; 1=Falia Siretului; 2=Falia Solca; 3=Falia Campulung Moldovenesc-Bicaz; 4=Falia Bistriței; 5=Falia Vaslui, 6=Falia Trotusului; 7=Falia Peceneaga-Camena.

soclul cutat cuprins intre Falia Bistritei la nord si Falia Trotusului la sud ca apartinând Platformei Scitice. Sădulescu considera ca blocul coborât situat la vest de Falia Siretului ca fiind de fapt platforma Scitica care face joncțiunea pe sub Carpații Orientali cu Platforma Europei Centrale.

Partea estică a Platformei Moldovenesti este marcată geografic de Valea raului Prut, dar aceasta se prelungeste spre est ca Platforma Est Europeana ce ocupa mai mult de jumatate din suprafața Europei.

Notiuni generale despre stratigrafia Platformei Moldovenesti

Platforma Moldovenească este alcătuita din șisturi cristaline, care constituie soclul, și formațiuni sedimentare ce alcatuiesc cuvertura sedimentara. Soclul a fost interceptat in mai multe foraje care au arătat că etajul inferior al platformei, așa cum a fost delimitată, este eterogen și eterocron. Sondele forate la est de Raul Siret, cum sunt acele de la Iași, Bătranești, Todireni etc., la adancimi în jur de 1000m au interceptat formațiuni foarte vechi, reprezentate în principal prin șisturi cristaline mezometamorfice. Acestea sunt constituite în cea mai mare parte din gnaise plagioclazice cu biotit, șisturi cu granați și sillimanit, șisturi migmatice cu ochiuri de microclin etc. S-au întalnit de asemenea, mici corpuri de granite gnaisice, filoane de granite roz, acestea fiind străbătute de filoane pegmatitice. Singurul filon de roci bazice a fost interceptat într-un singur foraj, la Todireni. Analizele radiometrice prin metoda K-Ar efectuate pe biotit și feldspați potasici au indicat vârsta între 1000 și 1600 M.a, care arată Mezoproterozoicul. În ansamblu, soclul Platformei Moldovenești de această factură este asemanator cu formațiunile constituente ale Masivului Ucrainian (1750—2500 M.a) fiind prelungirea spre sud-vest a a acestuia, dar care au suferit o regenerare în Mezoproterozoic. Cateva sonde săpate la vest de Siret, ca acelea de la Bacău, Roman, Secueni, Bodești, sub depozitele mezozoice sau paleozoice au întalnit argilite și gresii verzui-cenușii, cutate, slab metamorfozate, în care la Bodești s-au identificat asociații palinologice cu Protosphaeridium, asemănătoare acelora din Dobrogea centrală, aparținînd deci Neoproterozoicului terminal — Eocambrianului. Speculațiile care s-au făcut că acestea ar reprezenta nuclee neoproterozoice reluate în mișcările paleozoice nu au nici o argumentare faptică. Investigațiile geofizice au pus în evidență, un comportament mai deosebit al soclului la vest de Siret, acesta avand o înclinare mai mare spre Carpați. Sisturile verzi intalnite in foraje la marginea vestica a platformei, analizand datele de foraj si datele geofizice, Mutihac 1990 spune ca timpurile prealpine, soclul consolidat din fața ținuturilor carpatice actuale s-a lărgit spre vest, prin atașarea unei noi arii care nu a mai suferit cutări cel puțin în ciclul alpin. De aici caracterul heterogen și heterocron al soclului Platformei Moldovenești. Acest fapt a făcut pe Sandulescu sa vorbească de existența în vorlandul Carpaților Orientali a două unități de platformă, una est-europeană cu soclu mezoproterozoic și alta central-europeană cu soclu baikalian. Acelas Mutihac compara caracterele litofaciale ale șisturile verzi din partea vestică a Platformei Moldovenești cu cele din Dobrogea centrala si ar reprezenta o prelungirea a acestora. Extinderea lor mai departe spre nord nu este cunoscută în limitele granițelor țării noastre. Spre vest însă se continuă pe o anumită distanță sub Orogenul carpatic. Remanierea lor masivă în formațiunile unităților carpatice nu lasă nici o îndoială asupra răspîndirii largi a acestora. Cât despre opinia că formațiunile de la marginea vestică a Platformei Moldovenești ar reprezenta structuri caledoniene și că s-ar continua spre sud/sud-est urmărind marginea soclului mezoproterozoic aceasta nu poate fi susținută decît în contextul mai larg, luându-se în considerație situația din Dobrogea de Nord. Limita dintre soclul mezoproterozoic și cel baikalian sau, mai exact, limita vestică a Platformei est-europene, este mai greu de precizat; cert este că forajele de la vest de Siret nu au mai atins soclul, însă au traversat depozite mezozoice și paleozoice asemănătoare acelora de la est de Siret. Această situație arată, pe de o parte, că la vest de Siret soclul este mult coborît după o falie constituind falia Siretului (fig. 1,1); pe de altă parte, sugerează că acest soclu afundat este același ca și la est de Siret și că limita Platformei est-europene s-ar afla undeva mai spre vest. Investigațiile geofizice indică existența unei falii aproximativ la meridianul localității Solea și a alteia mai spre vest, pe aliniamentul localităților Bicaz—Cîmpulung Moldovenesc. Dacă se mai adaugă faptul că în cîteva foraje efectuate în zona dintre cele două falii (Solea și Bicaz—Cîmpulung) s-au întîlnit depozite paleozoice cutate (Putna, Valea Seacă, Straja, Tg. Neamț) care diferă ca litofacies de acelea de la est de Siret, se poate conchide că falia Solea marchează marginea vestică a soclului mezoproterozoic. Corelînd situația de aici cu ceea ce se cunoaște în Dobrogea de Nord, se poate avansa ideea că falia Bicaz—Cîmpulung ar reprezenta limita estică a domeniului baikalian reprezentînd prelungirea faliei Peceneaga—-Camena, iar structurile dintre aceasta și falia Solea s-ar corela cu caledonidele și hercinidele din Dobrogea de Nord. Cert este că în Moldova centrală structurile baikaliene iau contact cu soclul mezoproterozoic.

Cuvertura sedimentară

Formațiunile sedimentare se dispun transgresiv si discordant pe soclul Platformei Moldovenești și au vârste cuprinse între Paleozoic si Quaternar, dar aceasta nu a fost tot timpul acoperita de ape cunoscând mai multe faze de exondare. Prima transgresiune marină a avut loc înainte de Silurian si a permis depunerea primului ciclu de sedimentare ce a durat pana in Carbonifer, cand a avut loc o exondare ce a erodat o parte din sedimentele depuse. Depozitele pre-Siluriene de varsta Proterozoic superior( Cambrian-Ordovician) nu au putut fi clar datate din cauza lipsei faunei fosiliere, acestea sunt reprezentate de o alternanta de gresii si sisturi argiloase. Silurianul este compus din sișturi argiloase cu graptoliti , iar in partea de sud-est a platformei faciesul devine mai calcaros format din intercalatii de argilite siltice , marne negricioase si calcare. Devonianul este format predominant din gresii brune vioalacee cu intercalații de argile si calcare si se depune in zone restrânse în special pe zonele marginale ale platformei. Carboniferul se depune tot pe zonele marginale mai afundate ale platformei si este reprezentat pintr-o alternanță de gresii silicioase verzui și calcare vărgate.

In Mezozoic Platforma Modovenească a evoluat mojoritar ca uscat exceptie făcând zonele de vest si sud vest unde au fost temporar acoperite de ape. Astfel in partea ei vestica mai ales in partea nordica forajele au interceptat o suita de marne, calcare, si de dolomite brune cu intercalatii fine anhidritice. Cretacicul inferior este si el reprezentat printr-o sedimentare zonală cu faciesuri compuse din gresii calcaroase cu grosimi de aproximativ 100m

In Cretacicul superior are loc o transgresiune marina care a acoperit în întregime Platforma Moldovenească și a evoluat ca atare până la sfarsitul Cretacicului. În partea estica a platformei pachetele sedimentare nu excelează prin grosime fiind compuse dintr-o secvență groasă de cativa metrii de calcare, marne cretoase cu intercalații de silexuri sub care se continuă un pachet de 30-50m de gresii glauconitice ce stau direct pe depozitele Paleozoice.

La sfarsitul Cretacicului are loc o regresiune majora, Platforma Moldoveneasca evoluând in continuare ca uscat pana in adoua parte a Miocenului. Totusi in această perioadă mai exact în Paleocen are loc o ingresiune minoră ce afectează numai zonele marginale ale platformei in care s-au depus formatiuni pelitice cu grosimi de cativa zeci de metri. Eocenul este reprezentat in mare parte de depozite detritice compuse din gresii si cuartoarenite glauconice ce au grosimi injur de 100m

In Badenian o noua transgresiune majora are loc cand apele au acoperit intreg spatiul moldovenesc chiar depășindul. Depozitele badeniene sunt formate din conglomerate,nisipuri silicioase albe, calcare si marne si in final suita badeniana se incheie prin marne si calcare cu intercalații de bentonite. In partea de vest a platformei mai intalnim si gipsuri iar grosimea formatiunilor creste de la est (20m) la vest (400)

In Sarmatian se face trecerea de la un mediu marin lagunur la mediul lacustru de apa dulce, si este format din depozite detritice cu grosimi modeste in partea de est a platforme ce cresc spre vest atingând chiar si 2000m. Meoțianul – aflorează aproximativ pe aceeași suprafață cu Chersonianul, însă ocupă părțile cele mai înalte ale reliefului. Meoțianul începe cu cineritele andezitice (tufurile) de Nuțasca – Ruseni, cu o grosime de 10-80 m și se încheie cu o succesiune nisipuri și argile, cu intercalații de gresii în plăci și conglomerate (80-100 m grosime). Cu Meoțianul se încheie sedimentarea marină pe Platforma Moldovenească, apele persistând în continuare în sudul platformei. In Cuaternar platforma este total exondată si s-au acumulat numai depozite de terasă.

Tectonica Platformei Moldovenești

Platforma Moldovenească ca parte a Platformei Est Europene a funcționat înca din Proterozoic ca regiune consolidată care se învecina cu zone ce evoluau ca arii labile, arii ce au generat mișcări de basculare. Asa cum am descries mai sus zonele labile erau situate în partea de vest a Platformei si din această cauză partea vestică a platformei a fost mai afectată de inaintarea/retragerea apelor marine care au generat mai multe cicluri de sedimentare. Lacunele de sedimentare din Vendian(Ediacaran) si Cambrianul inferior sau dintre Cambrian si Ordovician se datoreaza unui uplift generat de faze tectogenetice cadodiene si caledoniene timpurii. Deasemenea lacuna de sedimentare din baza Cretacicului superior se datoreaza tectogenezei mezocretacice, iar tectogeneza stirica veche debuteaza cu Badenianul sau cel mult cu partea terminal a Miocenului inferior.

Zonele marginale, mai ales marginea vestică a platformei, au fost influențate într-o mai mare măsură de mișcările orogenezei alpine. Acestea au determinat o coborâre accentuată a marginii Platformei Moldovenești și afundarea ei sub Orogenul carpatic. Coborârea se face în trepte în lungul unor falii care afectează atat soclul cât și cuvertura. Aceasta coborare se face înca din Paleozoic pintr-un sintem de falii mai vechi cu orientare N-S sau NV-SE. Faliile mai noi cu orinetare E-V sau ESE-VNV le decaleaza pe primele (Fig.1) avand un rol important din dirijarea proceselor de subsariaj al platformei.

Falia Siretului cu dispunere NNV-SSE delimeteaza o treapta mai coborata a Platformei Moldovenesti (Mutihac, 1990) cuprinsa intre falia Siretului la est și falia Solca la vest sau blocul Radauti-Pascani așa cum Sandulescu il numenște și consideră ca avand o varstă mai tanară, facand parte din Platforma Scitică. Aceiasi problema este intalnita si la sud in depresiunea Barlad cuprinsa intre Falia Bistritei si Falia Trotusului, considerată de Mutihac ca fiind un bloc mai coborat al Platformei Moldovenesti. Din pricina soclului cutat al depresiunii Barlad, diferit de cel al Platformei Moldovenesti , Sandulescu atribuie acest soclu ca facand parte din Platforma Scitica. La nord de falia Bistritei pe aceiasi directie E-V se gaseste falia Vaslui care delimitează un bloc mai coborat al Platformei Moldovenesti.

1.2 Platforma Scitică

Platformei Barladului nu i se cunoaște fundamentul și nici partea inferioară a cuverturii. Din acest motiv asupra ei planează două opinii diferite. Aceasta este, fie o treaptă afundată a Platformei Moldovenești în fața Orogenului Nord Dobrogean, cum susține Dumitru Paraschiv, fie este o platformă mai tanără, prelungire spre V a Platformei Scitice, situată la sud de Platforma Est-europeană și la nord de orogenul alpin timpuriu din Dobrogea de Nord, Crimeea de Sud și Caucazul Mare, ipoteză susținută de Mircea Săndulescu. Delimitarea de Platforma Moldovenească se face după falia Fălciu-Plopana continuată la V, în orogen, prin falia Bistriței. La sud, dacă includem și mica platformă a Deltei Dunării, delimitarea de Orogenul Nord Dobrogean se face după falia Sf. Gheorghe – Oancea – Adjud, care se prelungește spre vest în orogen prin falia Trotușului. Limita vestica a Platformei Scitice/Barladului vine în contact cu zona de Molasă după falia pericarpatică.

Structura geologică

Ca orice platformă în alcătuirea ei intră un etaj structural inferior – soclul sau fundamentul și un etaj structural superior – cuvertura. Soclul (fundamentul) nu a fost interceptat prin foraje, fiind situat la o adancime mai mare decât cel al Platformei Moldovenești. Deasemenea nici cuvertura n-a fost străbătută de foraje în întregime. Cele mai vechi depozite ale cuverturii cunoscute sunt de vârstă devoniană, fiind întâlnite sub 1412 m și străbătute până la 1602 m adâncime. Depozitele devoniene pot aparține unui prim ciclu de sedimentare, iar discordant urmează depozite apartinând altor 3 cicluri de sedimentare separate prin discordanțe stratigrafice. Aceste cicluri sunt: Ciclul Permian – Triasic inferior Ciclul Jurasic – Cretacic – Eocen Ciclul Badenian superior – Romanian. Depozitele acestui ultim ciclu de sedimentare sunt asemănătoare, cu cele din Platforma Moldovenească, cu deosebire că sedimentarea s-a continuat până în Romanian.

Basarabianul cuprinde cele mai vechi depozite de cuvertură care apar la zi, pe stânga Siretului, între Poiana Jurăscu și Buhociu de Sus, unde se întâlnesc calcare oolitice de Repedea și nisipuri de Șcheia. Basarabianul are o grosime de 800 m la E și 1500 m la V în vecinătatea orogenului unde depozitele sunt mai grosiere. Chersonianul este deschis de eroziune în partea de N a platformei. Între Basarabian și Chersonian s-a evidențiat o scurtă perioadă de exondare. Reluarea sedimentării se face în două faciesuri diferite: între Bârlad și Siret se remarcă un facies deltaic, iar la E de Bârlad un facies marin salmastru.

Fig.2 Contactul Orogenul Nord Dobrogean cu Platforma Bârladului (Ionesi, 1994)

Meoțianul apare dispus peste Chersonian, având în bază piroclastitele de Nuțasca Ruseni. Sursa materialului piroclastic o constituie activitatea vulcanică de la vest de Carpații Orientali, nefiind exclusă posibilitatea unui vulcanism extracarpatic cum susține M. Filipescu (1944, 1958). Peste cinerite urmează depozite detritice cu grosimi ale depozitelor 200-250 m, crescand pana la cea 400 m în SV. Ponțianul se întâlnește mai spre S de aliniamentul Godinești – Ciocani – Rânzesti fiind de natură argiloasă și detritică. Grosimea depozitelor crește de la E (150 m) spre V (400 m). Dacianul se caracterizează prin prezența unor depozite continentale (de culoare roșie), argile și siltite de până la 10 m grosime, evidențiind o ridicare a platformei și formarea unor depozite lateritice. Romanianul ocupă zonele mai înalte din partea centrală și sudică a platformei fiind de natura continentală și lacustră cu depozite detritice (nisipuri, pietrișuri, argile). Cuaternarul se caracterizează prin ridicarea platformei în mișcările valahe, exondarea zonei și instalarea rețelei hidrografice, în lungul careia s-au format terase. În Cuaternar s-au acumulat și depozite loessoide cu grosimi de 5-10 m în care se găsesc și câteva niveluri de soluri fosile.

Tectonica Platformei Scitice

Soclul nefiind cunoscut nu se poate aprecia momentul trecerii la regim de platformă. Cuvertura platformei nu este nici ea cunoscută în partea inferioară. Ca urmare a mișcărilor epirogenetice s-au evidențiat 4 mari cicluri de sedimentare: 1- Ciclul ? – Devonian (posibil și Carbonifer inferior); 2- Ciclul Permian – Triasic; 3- Ciclul Jurasic – Eocen; 4- Ciclul Badenian – Romanian. Fiecare din aceste cicluri mari au avut scurte intervale de exondare când sedimentarea a fost întreruptă. Evoluția Platformei Scitice diferă de cea a Platformei Moldovenești prin faptul că în ciclul al doilea și prima parte din cel de al treilea (Jurasicul), Platforma Moldovenească a fost exondată. De asemenea în ciclul ultim, sedimentarea în Platforma Bârladului s-a continuat până în Romanian inclusiv. Datele obținute din foraje arată că în Jurasic maxima afundare a platformei era în partea de S, în vecinătatea orogenului Nord Dobrogean, ca urmare a unei posibile subducții sub acesta. În timpul ultimului ciclu de sedimentare, Badenian – Romanian, afundarea maximă este spre V, spre orogenul carpatic, unde se manifestă o subsidență activă, care a condus la acumularea unei stive groase de sedimente, de cca 4000 m. Subsidența este determinată de șariajul orogenului peste platformă de mișcările moldave din Sarmațian. Ca și în Platforma Moldoveneasca, cuvertura Platformei Bârladului prezintă o înclinare slabă (7-8 m/km) spre SE, mai accentuată (12 m/km) fiind la V de valea Siretului. Platforma Scitica se prelungeste spre nord pe sub avanvosa si pe sub panzele moldave si face jonctiune cu Platforma Europei Centrale. Sandulescu sustine aceasta ipoteza prin asemauirea faliei Rava Rusca limita dintre platforma Europei Centrale (Scitica) si Platforma Europei Occidentale cu falia Solca( fiind o prelungire a faliei Rava Rusca).

1.2Platforma Moesică

Platforma Moesică este un bloc de varsta Paleozoic (Cambrian-Ordovician) care este situată în partea de sud a Romaniei, dar se intinde si mai la sud de graniță pe teritoriul Bulgariei. Are ca limită nordică Falia Sf.Gheorghe care seprelungește spre NV prin falia Trotusului, spre vest limita nordica este reprezentata de orogenul Carpatitlor Meridionali si respectiv de falia Pericarpatica. Platforma Moesica este compusa din două domnii majore, domeniul Valah și domeniul Dobrogean (Fig.3). Domeniul Valah și domeniul Dobrogean sunt separate de o falie crustală, denumită Falia Itramoseica. Domeniul Dobrogean este separat in: 1) Sectorul Dobrogei de Sud situat între falia Intramoesică la sud și falia Capidava-Ovidiu la nord; 2) Sectorul Dobrogei Centrale cu limita sudica data de Falia Capidava-Ovidiu si cu o limita nordică dată de Falia Peceneaga-Camena 3) Orogenul Nord Dobrogean situat la nord de falia Peceneaga Camena și la sud de Falia Sf.Gheorghe.

Fig.3 Principalele sectoare ale platformei Moesice: 1=Sectorul Valah; 2=Sectorul Dobrogean (Sandulescu 1984)

Alcătuirea soclului Platformei Moesice

Fundamentul cristalin este constituit din sișturi cristaline, roci magmatice, roci mezometamorfice și epimetamorfice. Fundamentul cristalin s-a constituit odată în orogeneza careliană(2000-1900MA), iar adoua oara în orogeneza cadomiană (650-550Ma). Jumătatea sudică a platformei cuprinsă intre falia Capidava-Ovidiu și Falia Intramoesica (Dobrogea de sud) are un soclu vechi de varstă careliana, în timp ce partea nordică are vârstă cadomiană de tipul șisturilor verzi din Dobrogea Centrală. Fundamentul cristalin afloreaza la zi în Dobrogea Centrala, identificandu-se doua serii: 1) o serie mezometamorfica de Altân-Tepe, situata in anticlinalul Ceamurlia – Bașpunar, de la sud de falia Peceneaga – Camena,cu vârstă careliană si 2) o serie “șisturilor verzi” de vârstă cadomiană. În anticlinalul Ceamurlia – Bașpunar seria de Altân – Tepe este reprezentată prin micașisturi cu muscovit, biotit și granat, cuarțite și amfibolite străbătute de filoane de pegmatit, ceea ce indica metamorfismul unei succesiuni sedimentare. Din determinările de vârstă absolute (634 – 711 mil. ani) rezultă că această serie a fost remobilizată într-o orogeneză mai nouă. La partea superioară a succesiunii, exista o serie retromorfozată ce are o vârstă de 530Ma. Acesta înseamnă că sisturile de Altân Tepe sunt metamorfozate in timpul orogenezei cadomiene.

În Dobrogea sudică fundamentul cristalin este întalnit in forajele executate în perimetrul localităților Palazu și Cocoșu. În bază întalnim o serie catametamorfică – migmatică formată din gnaise granitice, peste care se suprapune o succesiune mezometamorfică constituită din micașisturi și cuarțite cu o intercalație feruginoasa asemanătoare seriei de Krivoi – Rog din Platforma Est Europeană. Varsta de 1600 – 1850 mil. ani si indică o varstă a Proterozoic inferioară – Arhaică, ceea ce ne arată că acestea aparțin orogenezei vechi svecofeno – careliană reprezentata bine in nordul Europei(Suedia Finlanda). Peste aceste formațiuni întalnim o serie ankimetamorfică, cunoscută sub numele de seria de ,,Cocoșu’’, ce reprezintă o succesiune vulcano – sedimentară ușor metamorfozată constituită din roci verzi, diabazice intercalate cu gresii arcoziene, conglomerate, microconglomerate și șisturi cenușii violacee. Determinările de vârstă absolută de 550 Ma, indică că metamorfismul s-a produs în orogeneza cadomiana. Platforma ce a fost consolidată în Proterozoicul inferior este din nou fragmentata prin deschiderea unei arii geosinclinale, unde sau acumulat depozite vulcano – sedimentare cu grosimi de aproximativ 3000 m, care au fost slab metamorfozate in faciesul șisturilor verzi, structura rocilor inițiale fiind ușor de identificat. Depozitele de fliș acumulate sunt reprezentate de o succesiune ritmică de filite de culoare roșie, violacee și cenușie, roci tufogene, graywacke, gresii calcaroase, și microconglomerate. Seria așisturilor verzi aflorează larg în Dobrogea Centrala între cele doua falii majore: Peceneaga – Camena, la nord și Capidava – Ovidiu, la sud. Contactul dintre cele două formațiuni este de natură tectonică, pusa în evidentă si de dizarmonia structurală dintre șisturile ankimetamorfice și cele mezometamorfice. Primele au orientarea NV-SE, paralela cu cele doua acidente tectonice majore (Fig.4), în timp ce șisturile verzi sunt direcționate E-V.

Retromorfismul și varsta mai recentă a unor formațiuni din anticlinalul Ceamurlia – Bașpunar este explicat prin mobilitatea celor doua falii, iar datele geofizice și de foraj ne arata ca că seria mezometamorfică încalecă formațiunea epizonală a șisturilor verzi, în lungul faliei Capidava – Ovidiu, fără a se cunoaște amploarea șariajului. Vârsta acestei încălecări poate fi considerata cadomiană târzie – caledonian care este mult mai veche decât primele depozite sedimentare.

Fig 4 Structura Dobrogei centrale ,,O.Mirauta, 1969 1=Anticlinalul Ciomurlia-Bașpunar; 2=Seria Sișturilor verzi.

La vest de falia inactiva Intramoesică cu un aliniament Alexandria – Fierbinți – Valea Dâmboviței, datele de foraj ce au interceptat fundamentul cristalin sunt puține. Cele câteva foraje au întâlnit sisturi cristaline mezometamorfice sau retrometamorfozate. Dupa datele geofizice I. Gavăt, R. Botezatu și M. Visarion (1973) interpreteaza că fundamentul platformei valahe din jumătatea sudică are varstă precambriană (carelină) și că se prelungește până în Dobrogea de Sud, iar în jumătatea nordică cuprinde o serie epimetamorfică de varstă Proterozoic superior – Cambrian inferior, ce corespunde orogenezei cadomiane. Contactul dintre aceste două zone , după aceeași autori, este facuta prin intermediul unei unei falii crustale orientate aproximativ E-V. Astfel, structura fundamentului cristalin din sectorul valah al platformei Moesice este diferită de cel din Dobrogea de Sud, diferența fiind dată de numeroasele intruziuni magmatice (granite gabroice ,granodioritice) (Fig.5), care nu sunt asociate unor procese de subducție ,,Sandulescu, 1984”. Aceste intruziuni magmatice au varstă Permian-Triasic mediu sunt datorate procesului de riftare a marginii Platformei Moesice, riftare ce s-a stopat iar sedimentele ce s-au acumulat sunt tipice unui bazin de rift avortat ,,Gabor Tari, et all, 2011’’. Dintre aceste intruziuni se diferențiază net corpul magmatic Balș-Optași-Slatina, care creează un amplu bombament, fiind constituit în partea nordică din roci magmatice acide, în general, iar în partea sud-vestică, din roci gabroice și diorite.

Fig.5 Morfologia Paleozoică a soclului Platformei Moesice (Paraschiv, 1979; Ionesi, 1994)

Cuvertura sedimentară

După etapa de consolidare, platforma a suferit mai multe mișcări de de uplift si downlift care au determinat transgresiuni si regresiuni, ce au dat nastere a trei cicluri de sedimentare: 1:paleozoic, permo-triasic, 2:Jurasic mediu – Cretacic, 3:Badenian inferior – Cuaternar. La început trebuie remarcat că sedimentarea a avut loc pe un paleorelief destul de accidentat, astfel cuverturile sedimentare depuse au grosimi ce difera substanțial de la o zonă la alta, depunerea fiind puternic influențată de morfologia bazinelor de sedimentare. Această morfologie indică un comportament casant al platformei demostrat prin mișcările oscilatori pe care le-a suferit diferitele compartimente încă din orogeneza cadomiana. S-au remarcat zone ridicate care au funcționat ca arii sursă acestea fiind separate de depresiuni în care depozitele sedimentare au grosimi considerabile, de până la 10000 m (D. Paraschiv, 1979).

Ciclul I de sedimentare al Paleozoicului se extinde aproape pe întreaga suprafață a platformei Moesice, cu excepția Dobrogei centrale, care a funcționat ca arie sursa. De asemenea în Dobrogea sudică sedimentarea începe abia în Silurian. Cambrian – Ordovicianul este întâlnit numai în sectorul Valah al platformei si este format dintr-o succesiune de pană la 1200 m grosime în care se pot separa doua serii: o seria inferioară detritică grezoasa și o alta superioară predominant pelitica. Seria inferioara este formată dintr-o succesiunea cu o mare variabilitate petrografică: gresii arcoziene cu intercalații subțiri de siltite, gresii argiloase verzui, gresii cu ciment muscovitic și silicios – sericitic, cuarțite cenușii și negre, microconglomerate cuarțitice și arcoziene. In partea superioara a succesiunii se constată o creștere a frecvenței intercalațiilor pelitice, fiind caracteristice Ordovicianului. Silurianul are grosimi asemănatoare Cambrian-Ordovicianului și are caracter transgresiv și discordant pe ridicările structurale. Este reprezentat de:argilite microgrezoase și cloritoase, cu intercalații de calcare organogene și gresii, iar la diferite intervale nivele de tufuri vulcanice. Devonianul este caracterizat de seria argilitică inferioară ce indică continuarea condițiilor din Silurian, seria grezoasă reprezentată majoritar de gresii, iar ultima serie este seria dolomit-evaporitică fiind reprezentată de dolomite cu intercalații de anhidrite.

Carboniferul s-a depus pe întreg cuprinsul platformei, cu excepția zonei N-E a ridicării structurale de la Bordeiu Verde. Carboniferul este marcat de schimbarea condițiilor de sedimentare, de la seria carbonatică, ce se continuă din Devonian, la o serie detritică (cel de-al doilea ciclu detritic al cuverturii sedimentare). Faciesul carbonatic al Carboniferului inferior se acumulează numai în depresiunile tectonice, în rest înregistrându-se o importată lacună stratigrafică. Un al doilea hiatus se situează intre seria carbonatica și cea detritică a Carboniferului superior. Ambele lacune de sedimentare sunt datorate ultimelor faze de tectogeneză hercinică. Carboniferul inferior este carbonatic și însumează o grosime de aproximativ 450 m. In Carboniferul superior se face trecerea la faciresul detritic (argile negre, argilite siștoase, gresii silicioase, greywake, marno-calcare brun-visinii) și marchează o schimbare a condițiilor de sedimentare după faza de exondare de la sfârșitul Carboniferului inferior.

Ciclul II de sedimentare, debutează în Permian și se incheie la sfârșitul Triasicului, Platforma Moesică fiind acoperită de ape numai la vest de Dambovita, restul platformei fiind in poziție exondată. In Permian se continuă sedimentarea faciesului detritic, instalat în Carboniferul inferior, însă se semnalează la diferite nivele intercalații de depozite lagunare (ghips, anhidrit), ceea ce ne plasează cu aria sedimentării pe margine continentală sau în ochiuri marine mai mult sau mai puțin închise. Grosimea maximă o atinge în depresiuni (până la 2000 m), în timp ce pe ridicările structurale lipsește sau are grosimi foarte reduse. Triasicul inferior debutează cu un complex rosiatic argilos – grezos format din gresii silicioase brune, vișinii, roz sau albicioase, gresii argilo-silicioase și microconglomerate.

In Triasicul mediu are loc instalarea unui climat arid anunțat încă din Triasicul inferior ( intercalatiile de anhidrit) a determinat schimbarea condițiilor mediului marin, care au permis acumularea unei stive groase de 1000 – 1200 m de depozite carbonatic – evaporitice(calcare, marnocalcare, calcare dolomitice, dolomite, anhidrite și sare gemă). În unele zone depresionare, depozitele carbonatic-evaporitice sunt atribuite Triasicului inferior, ceea ce înseamnă că acest facies a debutat mai devreme. La sfarsitul Triasicului mediu platforma Moesică este supusa unor miscari de tip uplift si se instalează procese erozionale, care au construit un paleorelief prin intermediul suitele carbonatice.

In Triasicul superior se observă o revenire a condițiilor de sedimentare din Triasicul inferior, observandu-se deasemenea seria roșie superioară formată din :argile, marne, marnocalcare, gresii, nisipuri microconglomerate cu intercalații de anhidrit și gips. Această succesiune indică iarăsi condiții de margine continentală, care au trecut în faze lagunare sau chiar continentale.Stivele sedimentare au grosimi de circa 900 – 1200 m, iar in in timpul permo – triasicului s-a manifestat și o intensă activitate magmatică efuzivă, care se succede în trei faze. O primă fază a erup roci magmatice efuzive de tipul porfirelor cuarțifere și feldspatice si sunt întâlnite pe marginea de nord a platformei și la SE de București. Cea de-a doua fază este predominant bazică si este reprezentată prin bazalte, diabaze și porfire bazaltice asociate cu piroclastite și tufuri vulcanice cu manifestare sfârșitul Permianului. In a treia fază, magmatismul a avut caracter acid prin depunerea unor porfire feldspatice încadrate de formațiunea carbonatică permo – triasică. La vest de Olt s-a manifestat și o a patra fază de magmatism, predominant bazic, ce străbat formațiunea carbonatică a Triasicului mediu. Faptul ca aceste efuziuni magmatice sunt orientate majoritar E-V și mai puțin N-S trebuie puse pe seama pe încheierii orogenezei hercinice și apoi pe spargerii supercontinentului format la sfarșitul Permianului. Dupa Triasic platforma este exondată pana în Liasic, fiind supusă factorilor de modelare externi.

Ciclul III de sedimentareincepe cu Liasic superior și se termină în Senonian, depunandu-se numai la vest de Dâmbovita, în sectorul valah, în timp ce în Dobrogea centrală si de sud, care sunt parțial submerse sedimentarea începe cu Doggerul (Jurasic mediu). Această secvență de sedimentare poate fi împărțită într-o serie detritică inferioară, ce aparține intervalului Liasic superior- Dogger și una superioară, carbonatică a Malmului Cretacicului inferior. Jurasicul inferior(Liasic) –Jurasicul mediu (Dogger) atinge grosimi maxime în depresiunea din NE Craiovei, în timp ce spre E, V și sud se subțiază continuu, marcând caracterul transgresiv al acestei secvente. Partea de la est de Dambovița si de la sud de Dunăre și Dobrogea erau arii continentale în care se manifestau procese de modelare a reliefului. Caracterul transgresiv este dat de seria detritică inferioară ce atinge grosimea maximă de 600 m în depresiunea central – moesică de la NE de Craiova. În Dobrogea sedimentarea începe în Dogger într-un golf al bazinului euxinic, care începea să se deschidă.

In Jurasicul superior (Malm) mediul de sedimentarea se extinde la aproape toată suprafața sectorului valah printr-o mișcare negativă(Downlift) a platformei. La început fundul marin era animat de oarecare instabilitatea tectonică ce a determinat depunerea unei alternanțe de depozite pelagice și recifale. În continuare, sedimentarea are loc în condițiile unei subsidențe continue a fundului marin, ce a permis acumularea unei secvențe carbonatice pelagice de peste 1000 m grosime, în zona de afundare maximă, intre văile raurilor Teleorman și Jiu și a alteia recifale la E și V de aceasta. Seria carbonatică pelagică reprezintă o succesiune de calcare fine microcristaline și pseudoolitice, calcare lumașelice și marnocalcare, cu intercalații fine de argile. În părțile de margine dinspre E și V faciesul recifal este dat de structuri biostromale, care cuprind calcare fine afectate de recristalizări și dolomitizări, calcare dolomitice, calcare algale și coraligene, calcare grezoase, cu intercalații de gresii, marne și nisipuri. În sectorul estic recifii erau de tip franjure și de tip barieră. În Dobrogea centrală se acumulează seriei carbonatica superioară, ce atinge grosimi de 350 – 450 m. Aceeași succesiune se întâlnește și în Dobrogea sudică, la sud de falia majoră Capidava – Ovidiu, unde Jurasicul formează o placă carbonatică continuă.

Cretacicul inferior. Condițiile de sedimentare se păstrează până în Apțian, astfel încât, grosimea totală a seriei carbonatice (Juasic superior – Apțian) atinge grosimi de 1600 m în depresiunea central – moesică. În același timp, are loc o restrângere treptată a ariei marine din sectorul valah, iar sectorul dobrogean se caracterizează printr-o anumită stabilitate a marginilor. Neocomian se mențin condițiile de sedimentare în regim pelagic al seriei carbonatice, care numai pentru acest interval are grosimi de 250 – 350 m. Sunt tipuri variate de calcare, îndeosebi, fin granulare, uneori marnoase, marnocalcare. În Dobrogea sudică, succesiunea Neocomianului apare în malul drept al Dunării la Cernavodă sub forma unor calcare noduloase, calcare albe fosilifere, calcare cretoase. Trebuie menționat că partea meridională și răsăriteană a acestei regiuni a fost exondată la sfîrșitul Jurasicul, astfel încât, partea inferioară a Neocomianului lipsește. In Barremian aria de sedimentare se restrânge, astfel încât, partea de la vest de Jiu și unele teritorii restrânse la E de Dâmbovița devin arii continentale. În același timp, partea centrală dintre Dâmbovița și Jiu âși retrage linia nordică de țărm pe aliniamentul București – Optași. În partea centrală continuă sedimentarea în regim pelagic a calcarelor fin granulare, uneori cu aspect cretos, bogate în faună litorală și sublitorală, la care se adaugă calcarenite, marnocalcare și intercalații subțiri de marne verzui – negricioase. La E de Dambovița continuă condițiile recifale în care se depun calcare organogene, condiții care se extind și în Dobrogea sudică, unde sedimentarea are caracter transgresiv peste ceilalți termeni ai Cretacicului inferior si a Jurasicului. In Aptian se remarca un interval cu o instabilitate tectonică tot mai accentuată datorată fazei austrice, faza tectonica care atinge apogeul în Albian. În sectorul central valah se păstrează condițiile de sedimentare carbonatică, în timp ce pe margini se resimt influențele continentale. Mai ales, pe rama sudică și estică (Dobrogea centrală) influențele continentale se manifestă prin depunerea unor argile bogate in kaolinit, nisipuri silicioase slab cimentate și pietrișuri mărunte, uneori microcoglomerate cuarțitice. Dobrogea sudică si La E de Jiu se formau arii continentale supuse factorilor de eroziune.

Albianul se remarca prin mișcările austrice intra-albiene ce au determinat schimbarea radicală a condițiilor de sedimentare prin coborârea platformei și inițierea ridicării structurilor central carpatice. Transgresiunea albiană a înaintat progresiv de la E la V, astfel încât s-au produs diferențieri ale litofaciesurilor. Succesiunea albiană în partea vestică, spre Jiu, este formată din marne și marnocalcare cenușii, în depresiunea centrală Titu – Alexandria este reprezentată de calcare grezoase și gresii calcaroase, iar în extremitatea estică, inclusiv Dobrogea sudică, se dezvoltă nisipuri și gresii glauconitice. Cenomanianul, în sectorul valah, se dispune în continuitate de sedimentare Albianului printr-o succesiune de 10150 m de marne, marnocalcare cenușii –albe, calcare cu intercalații de gresii. În Dobrogea condițiile sunt diferite, depozitele cenomaniene dispunându-se transgresiv peste Cretacicul inferior și jurasic printro stivă ce cuprinde microconglomerate, în bază, după care urmează gresii glauconitice . Turonianul urmează concordant Cenomanianului prin calcare cretoase calcare marnoase și marnocalcare ce însumează grosimi variabile de 20 – 100 m, în sectorul valah. În Dobrogea centrală Turonianul este transgresiv peste termenii mai vechi a Cretacicului, fiind în facies detritic al unor microconglomerate silicioase cu ciment calcaros, cu concrețiuni de fosfați, glauconit, mice, feldspați etc. În Dobrogea sudică Turonianul lipsește, aceasta formând o arie de uscat ce se extindea și în sud-estul sectorului valah al platformei. Senonianul încheie ce-al treilea ciclu de sedimentare, urmând, de obicei, în continuitate de sedimentare Turonianului sau discordant peste Albian. În sectorul valah însumează un pachet de 450 m grosime alcătuit din calcare cretoase, calcare, calcare organogene, calcare grezoase cu silexuri sau tufuri. În Dobrogea centrală condițiile de sedimentare rămân relativ constante ca și în Turonian, prin depunerea unor microconglomerate peste care urmează gresii calcaroase albicioase, slab glauconitice. În Dobrogea sudică, senonianul se dispune discordant peste depozitele Cenomanianului sau termenii mai vechi ai Cretacicului, într-un mediu marin diferit, care a determinat acumularea unei stive groase de 300 m de calcare cretoase și cretă. Depozitele Cretacicului sunt larg deschise de eroziunea văii Carasu și de valea Dunării. Ciclul IV de sedimentare cuprinde depozitele Paleogenului, Miocenului, Pliocenului și Cuaternarului, care au colmatat bazinul dacic conturat începând cu Sarmațianul în urma mișcărilor stirice târzii intrabadeniene.

La sfârșitul Cretacicului, ca urmare a mișcărilor laramice, care au determinat cutarea și ridicarea unor structuri majore din Carpați, Platforma Moesică a devenit o largă arie continentală presărată însă, cu ochiuri marine, unde s-au depus depozitele Paleogenului. Paleogenul apare local în unele zone subsidente, care s-au conturat la nivelul Eocenului. Mișcările de subsidență s-au manifestat la vest de Jiu, în extremitatea sudică a depresiunii Călărași – Alexandria și în zona Mangalia – Eforie Nord – Agigea. Eocenul este compus din nisipuri cuarțoase, uneori glauconitice, calcare și calcare grezoase, ce însumează grosimi de 10 – 75 m. La sud de Mangalia este intalnit și Oligocenul reprezentat prin șisturi argiloase disodilice cu resturi de pești. Miocenul este reprezentat doar prin partea sa median – superioară, subsidența producându-se treptat dinspre avanfosa carpatică, în cazul sectorului valah, sau dinspre bazinul pontic în Dobrogea sudică. Badenianul superior are caracter transgresiv fapt pentru care este distribuit discontinuu, ocupând ariile depresionare. Transgresiunea s-a extins dinspre avanfosa carpatică, astfel încât, este întâlnit în partea nordică subsidentă a sectorului valah și în depresiunea Alexandria –Roșiori. De asemenea, dinspre pontul euxinic marea a avansat cuprinzând teritoriul Dobrogei sudice. În partea nordică a sectorului valah Badenianul constituie un pachet de 50 – 280 m grosime, care cuprinde conglomerate cu ciment argilos și marnos, calcare grezoase, calcare dolomitizate, cuarțite. În Dobrogea sudică, Badenianul se dispune transgresiv peste depozitele Cretacicului și Eocenului cu o structura litologică relativ diferită ce începe prin argile verzi sau gălbui fără stratificație, calcare lumașelice, marnocalcare, gresii calcaroase și microconglomerate. Sarmațianul urmează după o scurtă perioadă de întrerupere a sedimentării, după care se instalează marea transgresiune care a deschis bazinul dacic care acoperea toate unitățile de vorland cu excepția Dobrogei centrale, care era în cea mai mare parte exondată. Mediul marin devine salmastru simțindu-se influența aportului de apă dulce dinspre Carpați, iar în unele cazuri depozitele au o structură deltaică. Caracterul molasic al sedimentării este dat de succesiunea relativ monotonă de argile, marne, nisipuri, gresii calcaroase, cu intercalații de calcare lumașelice și oolitice, în partea mediană și de turbă, la partea superioară. Faciesurile recifogene sunt mai frecvente în părțile mai ridicate ale fundului marin.

În Dobrogea centrală Sarmațianul este prezent prin iviri sporadice în lungul văi Casimcei. În Pliocen bazinul dacic se extinde și la sud de Dunăre, în timp ce suprafața sa se restrânsese la sfârșitul Miocenului prin exondarea Platformei Moldovenești și Dobrogei sudice. La sfârșitul Pliocenului acesta se retrage și mai mult prin ridicarea Platformei Scitice și a părții vestice a sectorului valah al Platformei Moesice. Pe parcursul Pliocenului mediul de sedimentare devine din ce în ce mai dulcicol, astfel încât, în Cuaternar depunerea sedimentelor are loc în condiții lacustre, în centru și fluviatil – lacustre pe marginea nordică, estică și sudică. Meoțianul atinge grosimi maxime în partea de E și la V de linia Jiului, fiind format dintr-o alternanță de nisipuri, gresii, argile și marne. De altfel, se poate separa un orizont inferior predominant pelitic (argile și marne) și unul superior în care frecvența nisipurilor și gresiilor calcaroase crește spre partea superioară. Însă de la o zonă la alta se constată o variație a raporturile dintre fracțiunea detritică și pelitică, ceea ce arată complexitatea condițiilor de sedimentare. Ponțianul depășește transgresiv cu puțin, spre S, spațiul depozitelor meoțiene fiind cele mai vechi depozite care apar la zi în malul Dunării între Calafat și Cetate, precum și în valea Jiului, pe malul drept, în dreptul localității Zăvalu. Grosimea depozitelor ponțiene este variabilă atingând maximum de 700 – 800 m pe partea nordică, unde platforma începe să se afunde spre catena carpatică, și spre NE în localitățile Bordeiu Verde – Ghergheasa. Din punct de vedere litologic este format predominant dintr-un complex argilos – marnos cu excepția extremității de E și deV, unde apar intercalațiile nisipoase. Dacianul urmează în continuitate de sedimentare cu Ponțianul, însumând o grosime de 500 m. în care la partea inferioară predomină depozitele detritice de tipul gresiilor, microconglomeratelor și nisipurilor, cu intercalații de argile, marne și marnocalcare și la partea superioară domină fracțiunea pelitică. De semnalat sunt intercalațiile cărbunoase de pe rama nordică și care se extind spre sud până la latitudinea Bucureștiului. Romanianul încheie sedimentarea pliocenă, așternându-se în continuitate de sedimentare peste depozitele daciene într-o succesiune ce însumează peste 1000 m grosime formata din: argile, marne, nisipuri, conglomerate cu intercalații de cărbune și calcare lacustre. Originea acestor depozite este diversă lacustră, fluviatilă, deluvial – proluvială și eoliană (depozite leossoide), ceea ce demonstrează influența spațiului continental înconjurător, atît de pe rama nordică, carpatică, cât și de pe cea sudică.

Cuaternarul reprezintă ultima etapă de evoluție a sedimentării din platforma Moesică, în condițiile în care domeniul lacustru se restrânge continuu spre parte de E și NE. În Pleistocenul inferior in partea de nord predominau condițiile fluviatil – lacustre, cu un transport masiv de aluviuni grosiere de tipul pietrișurilor, bolovănișurilor și nisipurilor în alternanțe cu argile și argile marnoase din zona carpatică, constituindu-se ceea ce fost denumnit faciesul de Candești a cărei grosime maximă de pe 150 m este atinsă pe rama curburii Carpaților. De asemenea, se acumulează o stivă groasă de depozite leossoide în partea vestică, dar, mai ales, în partea estică și nord estică, a cărei litologie este dată de argile nisipoase prăfoase roșcate, argile și silturi gălbui. Perioada corespunde interglaciarului Riss –Würm, ceea ce explică formarea unui pachet gros de loess, care a avut ca sursă depozitele glaciare destul de extinse în catena carpatică.

Tectonica Platformei Moesice

Din toate informațiile cunoscute asupra fundamentului cristalin al Platformei Moesice rezultă ca acesta este împartită în două sectoare situate la est si vest de falia Intramoesica, si anume: sectorul dobrogean, la E si NE, si sectorul valah, la V si SV.

Sectorul dobrogean este si el impartit la randul lui în două si contine un soclu vechi svecofeno – carelian, în partea sudică, format din sișturi catazonale si mezozonale, și unul mai nou cadomian, format din sișturi ankimetamorfice si faciesul sișturilor verzi situat în partea centrala a Dobrogei. Cele doua sectoare vin in contact tectonic în lungul faliei Capidava – Ovidiu, aceasta falie având caracterul unei falii inverse, sau chiar al unei falii de încălecare a sișturilor mezometamorfice peste cele ankimetamorfice.

La vest de falia intramoesică, întâlnim deasemenea un soclu vechi arhaic – Proterozoic inferior, care în partea nordică a fost remobilizat în orogeneza hercinica, lucru demonstrat de varsta intruziunilor și slaba metamorfozare a cuverturii paleozoice. Platforma Moesică s-a rigitizat dupa orogenaza cadomiana, dar relieful platformei ramane destul de accidentat. Astfel, sedimentarea s-a produs în condiții diferite, în functie de distributia sectoarelor afundate sau ridicate sau de miscarile oscilatorii sau de basculare ale platformei. In primul ciclu de sedimentarea, depozitele paleozoice s-au depus predominant în partea sudică a platformei, partea nordica fiind ridicată. Poziția bazinală și aria sursă se schimbă în ultimele doua cicluri de sedimentare (Jurasic – Cretacic si Neozoic). Aceasta se datoreaza din cauza coborari in trepte a platformei spre avanfosa carpatică, iar sedimentarea are o dispoziție monoclinală.

Ridicarea cea mai importantă a platformei este situată pe aliniamentul Craiova – Bals – Optasi ce se prelungeste spre E pana la Peris si apoi spre Videle unde face legatura cu ridicarea nord – bulgară. In partea de vest, aceasta se prelungeste spre S spre Caracal de unde face jonctiunea cu aceeasi ridicare nord bulgară. Aceasta regiune consolidata este cunoscuta înca din cadomian, cand s-au produs intruziuni magmatice de tip granitoid si cand Platforma Moesica a devenit o regiune rigidă. Dupa orogeneza hercinica in regiunea ridicarii Bals – Optasi au loc procese magmatice efuzive bazice și acide, ce se derulează în Permian și Triasic. Magmatismul permo-triasic este legat de fenomenul de spargere al supercontinetului , prin intermediul caruia are loc formarea unor rifturi continentale, care au fost afectate de procese de subsidentă, formand bazine care au fost invadate de ape si a favorizat formarea ciclului de sedimentare Permian-Triasic. O altă ridicare este sitauata în partea nordică, și este numită Insuratei – Bordeiu Verde, în al cărei ax apar sișturile verzi cadomeine de tip Dobrogea Centrala. In parte vestică a platformei se individualizează o alta ridicare, cu orientarea N-S, pe direcția Strehaia – Vidin. In jurul structurile ridicate ragasim regiuni depresionare care au avut în timp o anumita evoluție și se disting urmatoarele depresiuni: Rosiori – Alexandria, Calarasi si Mangalia.

Depresiunea Rosiori – Alexandria cu orientarea NV – SE, se poate contura intre Olt si Arges, fiind limitată la N de ridicarea Bals – Optași. Depresiunea Calarasi se conturează între ridicările Videle, la V, Bordeiu Verde, la NE și dobrogeana la E. La nivelul Mezozoicului configuratia depresiunilor este diferita ca orientare și adancime, evoluția este determinată de un sistem de falii majore. Astfel subsidența este dirijeazată spre SV, la sud de ridicarea Bals – Optasi, pe aliniamentul Craiova – Lom (din Bulgaria).La nivelul Neozoicului, are loc migrarea subsidentei spre NE , un rol important avandu-l faliile majore din acest sector.

Din sistemul de falii majore putem enumera falia intramoesică, care se prelungește și pe selful Marii Negre si are o directie NV-SE, pe aliniamentul Calarasi – Fierbinti – Valea Dambovitei. Este o falie adancă transcrustală care are un compartiment sudic mai coborat, afectata de o miscare transcurenta diferențiată în timp, iar orientarea sitemelor de falii este diferit in sectorul Valah fata de cel Dobrogean. Faliile sunt orientate NV – SE, în sectorul dobrogean, paralele cu falia intramoesica si Peceneaga – Camena si E-V in partea valaha a platformei. Acest stil tectonic poate fi explicat prin mișcarea diferențiată a compartimentelor: dextra, pana la finele Mezozoicului si care a determinat deformatiile Domeniului Getic, senestru in Neogen, care a impins spre NV sectorul dobrogean, mișcare care este activa și în prezent.

Falia Peceneaga – Camena limitează platforma la NE, este o falie crustala, cu o saritură de aproximativ 10 km, si cu miscari orizontale predominant dextre. Falia Capidava – Ovidiu este o falie intracrustala cu o saritură importanta la nivelul fundamentului cristalin între Dobrogea Centrala si Dobrogea sudică, ultima din urma avand o poziție mult coborată.Falia Oltului are o saritură de pana 800 m, iar la vest de aceasta întalnim depresiunea Rosiori – Alexandria si a avut miscari dextre pe orizontala. Falia Jiului cu miscari senestre si o coborare a compartimentul estic. Falia Motrului se continuă cu FaliaTimocului din Bulgaria și prezintă mișcări transcurente dextre si compartimentul vestic coborat.

Sistemul de falii care marginesc Ridicarea Craiova – Bals – Optasi este marginit de un sistem de falii si confera acesteia caracterul unui horst. Sistemul de falii are orientate E-V, în sectorul valah, și NE – SV , în sectorul dobrogean, urmand ca platforma să coboare în trepte spre avanfosa carpatică. Falia pericarpatică are caracterul unei falii inverse, pe care are loc încalecarea formațiunilor din avanfosa Carpatilor peste depozitele platformei

Miscarea diferentiată a diferitelor compartimente ale platformei în lungul faliilor cu orientare N-S si NV-SE a creat morfologia reliefului și traseul actual al raurilor.In partea vestică a sectorului valah, faliei Jiului a determinat subsidențe ce s-au manifestat pană în Cuaternar și poate explica convergenta retelei hidrografice din perimetrul localitati Filiasi. Falia Oltului a jucat aceleiaș rol si poate explica orientarea N-S a retelei hidrografice din aceasta parte.

In partea de E si NE a platformei evoluția a fost diferită, prin avansare mai dinamica a sectorului dobrogean. Amplitudinea de coborare în avanfosa carpatica este mult mai mare și a introdus schimbarea de curs a rețelei hidrografice principale de la SE (Arges, Dambovita) la E (Ialomita, Calmatui) și NE (Buzau). O structură particulara o oferă valea Casimcei, ce strabate aproape axial depresiunea mezozoica conturata in Dobrogea Centrala pe directia NV – SE. Aceasta explică orientarea pe această direcția a structurilor mezozoice, ca urmare a activitații tectonice din lungul marilor fracturi, orientate diferit față de cea a structurilor cadomiene care este V – E

Capitolul 2 ( Orogene Alpine)

Orogenul Carpatic

Orogenul Carpatic reprezintă doar o parte din centura cutată Alpină ce se întinde de la Gibraltar pana în Indochina (sitemul alpino-carpato-balcano-caucazo-himalaian). În Romania Orogenul Carpatic este format din trei segmente: Carpații Orientali, Carpații Meridionali și Munții Apuseni, iar in înteriorul acestora este prezentă Depresiunea Transilvaniei.

Orogenul Carpatic reprezintă în parte structuri mai vechi care au fost reluate în mai multe orogeneze, dar care au fost intens afectate de ciclul orogenic alpin. Catenele carpatice reprezintă faza finală de evoluție a unor bazine de sedimentare marine cu scoarță oceanică după ce etapa de expansiune a scoarței a fost urmată de o alta de compresiune cu procese de subducție. După ce scoarța oceanică a fost consumată prin procesede subducție, a avut loc coliziunea blocurilor continentale, iar catenele Carpatice formate reprezinta sutura acestor blocuri.

2.1 Orogenul Carpațiilor Orientali

Carpații Orientali reprezintă un segment al centurii Alpine cuprins între izvoarele râului Tisa și bazinul râului Dâmbovița. Acest segment se continua la nord cu Carpații Ucrainei și cu Carpații Meridionali la sud (fig.6)

Din punct de vedere geotectonic Carpații Orientali se învecinează în partea de est cu Platforma Est Europeană la nord de falia Bistriței. În partea de est și sud-est , și la sud de falia Bistriței , se invecinează cu platforma Scitică de vârstă Paleozoic și cu Platforma Moesică în sud-est, delimitate prin falia intracrustală Peceneaga-Camena , iar în partea de vest se învecinează cu Bazinul Transilvaniei.

Fig. 6 Harta geologică a României cu localizarea zonei studiate. Scara 1:1000000 Institutul de Geologie și Geofizică,1978 și Carpații Orientali și structura geologică a acestora (după Bădescu, 2005)

În Carpații Orientali vârsta formațiunilor variază de la vechi la nou pe direcția vest-est, fiind caracterizați de un geosinclinal cu polaritate tipică orogenezei alpine unde unitățile tectonice se încalecă prin șariaj pe un aliniament vest-est. În acelaș timp și pe aceiași direcție depocentrul bazinului de sedimentare a migrat.

Unitățile tectonice ale Carpațiilor Orientali după Săndulescu (1984) au fost grupate de la vest la est și de la vechi la nou în:

Pânzele Transilvane sunt un grup de unitați tectonice care fac parte din sutura tethysiană ce a fost obdusă în timpul tectogenezei Mezo-Cretacice. Ele reprezintă unități alohtone care au fost șariate în Albian peste marginea continentală a Tethysului (Dacidele Mediane). Se cunosc trei pânze principale (Pânza Hăghimaș, Pânza Olt, Pânza Perșani) cu diferite succesiuni litostratigrafice și de vârste diferite care prezintă în bază un nivel ofiolitic excepție face Pânza de Perșani unde se face trecerea de la zona de rifting a deschiderii Tethysiene. Sedimentarul acestor pânze este preponderent calcaros și începe cu o stivă de calcarele cu cherturi, iar ultimele formațiuni depuse sunt deasemenea calcaroase și sunt de vârstă Barremian.

Pienidele reprezintă al treilea grup de unități tectonice al suturii Tethysiene care se află la nord și la sud de o falie de strike-slip activată în Miocenul inferior numită Bogdan Vodă. Pienidele sunt unități tectonice polifazice, astfel s-au manifestat doua faze tectonogenetice care au dus la formarea și la încălecarea acestora peste Dacidele Mediane. Prima tectonogeneză a început în Cretacicul Inferior (Senonian), iar în Miocenul inferior (Burdigalian) a avut loc cea de-a doua tectonogeneză. La sud de falia Bogdan Vodă avem pânza Botizei cu depozite de fliș unde cele mai vechi formațiuni sunt de vârstă Senonian și se gasesc în faciesul Couches Rouges. În fruntea pânzei Botizei se află niste structuri tectonice înguste de 100-200m care sunt delimitate de plane de încălecare atât în bază cât și la partea superioară numite Klippele de la Poiana Botizei unde se cunosc succesiuni sedimentare de vârstă Jurassic mediu Cretacic superior (piroclastite, radiolarite, marne cu accidente silicioase, calcare cu cherturi,argile negre, argile roși și verzi). În Klippele de la Poiana Botizei s-au păstrat singurele urme ale tectogenezei Cretacice. Tot la sud de falia Bogdan Vodă se află pânza Wildflișului de vârtsă Eocen dezvoltată în facies de wildfliș (conglomerate, gresii,argile cu olistolite de calcare). La nord de falia Boagdan Vodă se află pânzele Petrova si Leordina de vârstă Eocen (Lutețian-Priabonian) și respectiv Senonian superior-Paleocen inferior.

Dacidele Mediane sunt situate în partea opusă Zonei Suturii Tethysiene și a contactului acesteia cu Dacidele Interne. Dacidele Mediane sunt unități tectonice de origine europeană forfecate în Cretacicul inferior (faza Laramică) datorită unui regim compresional ce a determinat mișcări de tipul ,,break back” (Bădescu, 2005). Acestea acupă partea centrală a Carpaților Orientali și o parte importantă din Carpații Meridionali. Aceste unitați sunt compuse din pânze care implică în șariaj atât rocile metamorfice cât și păturile sedimentare ale acestora. Dacidele mediane din Carpații Orientali sunt compuse din trei pânze: pânza Bucovinică, pânza Sub-bucovinică și panza Infrabucovinică. În Carpații Meridionali pânza Sub-bucovinică are ca echivalent pânza Supragetică, iar pânza Infrabucovinică are ca echivalent pânza Getică. Seriile mezometamorfice ale Dacidelor Mediane au constituenți premetamorfici complecși care au fost polimetamorfozați în pre-Cambrian și Paleozoic și sunt reprezentați preponderent de formațiuni metamorfice. Seria epimetamorfică provine din formațiuni terigene și din formațiuni vulcano-terigene de vârstă Vendian-Cambrian care au fost metamorfozate în Cambrian-Ordovician.

Formațiunile sedimentare din Dacidele Mediane prezintă următoarele cicluri de sedimentare: Carbonifer superior-Permian este de tip molasic (local dezvoltat), Triassicul inferior este curțitic urmat de Triassicul mediu carbonatic, Jurassicul inferior este detritic, Jurassicul mediu este marnos și nisipos,iar Jurassicul superior este reprezentat de o sedimentare neritică sau de una pelagică, carbonatică. Cretacicul începe cu sedimente de wildfliș în pânza Bucovinică și cu o sedimentare carbonatică în pânza Infrabucovinică. Cretacicul superior este reprezentat în cuvertura post-tectonica a Dacidelor Mediane (molasic in Cenomanian și preponderent marnos în Turonian- Senonian). Partea inferioara a Cretacicului superior este molasică, urmată de formațiuni marnoase și nisipoase terminâdu-se cu o secvența turbiditică sau cu una vulcano-sedimentară. Cuvertura post-tectonică a Dacidelor Mediane s-a acumulat în arii subsidente (golfuri) pe partea vestică a acestora, fiind parțial acoperită de partea estică a Drepresiunii Transilvaniei și de arcul vulcanic Neogen.

Formațiunile Cretacice sunt urmate de sedimente molasice Lutețiene, unde Priabonianul e constituit din marne, calcare sau depozite de fliș, Oligocen-Miocenul inferior e reprezentat de alternanțe pelitice bituminoase cu secvențe arenitice.

Dacidele Externe sunt un grup de unități tectonice formate în urma deschiderii unui Paleo-rift dezvoltat pe marginea continentală Europeană. Dacidele Externe formate din pânzele Flișului Negru, Barăolt și Ceahlău se dezvoltă pe un fundament bazaltic de vârstă Jurassic sau pe un fliș (uneori cu conglomerate din Apțian superior-Albian) de vârstă Titonian-Cretcic inferior. Pânzele Dacidelor Externe au fost deformate în tectogenezele din timpul Albianului (austrică) și la finele Senonianului (Laramică). Ele au fost încălecate parțial peste Dacidele Mediane, încălecarea fiind paralelă cu marginea externă a Dacidelor Mediane. În Carpații Meridionali sunt reprezentate de pânza de Severin care e cuprinsă între pânza Getică și Domeniul Danubian.

Moldavidele sunt cele mai externe unități tectonice și cuprind aproape întrega zonă a flișului Carpatilor Orientali. Moldavidele reprezintă un sistem de pânze cu aspect imbricat ce se desfășoară de la nord la sud și sunt constituite din roci sedimentare Cretacic-Terțiare. Succesiunea de pânze se încalecă de vest la est , vârsta acestora devine din ce în ce mai nouă spre est și este urmatoarea: i)Pânza de Teleajăn (pânza Curbicorticală), pânza de Macla, pânza de Audia- toate constituite din sedimente Cretacice; ii) pânza de Tarcău, pânza Cutelor Marginale- constituite atât din sedimente Cretacicie cât și din sedimente Terțiare; iii) pânza subcarpatică – constituită exclusiv din sedimente Terțiare. Sedimentarea în bazinul Moldavidelor s-a facut pe o crustă oceanică și pe o crustă continentală subțiata care a fost subdusă sub blocul Tisa-Dacia (Zweigel et al. 1998). Bazinul Moldavidelor a evoluat ca un bazin oceanic remanent care se sprijinea pe partea internă a marginii continetale active (convergentă), ceace a determinat o sedimentare cu caracter puternic turbiditic. Notiunea de bazin remanent ne indică faptul că acest bazin a fost redus progresiv datorită unor evenimente tectonice compresive (Ingersoll et al., 1995). Sursa principală de sedimente e plasată în orogen (Anastasiu, 1984 and 1992) și rata de sedimentare creștea direct proporțional cu îngustarea bazinului . Rata ridicată de sedimentare și subsidența puternică se observă în zilele noastre prin stivele groase de sedimente care au compus unitățile tectonice (pânzele) ale Moldavidelor (Săndulescu, 1984; Mutihac, 1990). Majoritatea faciesurilor din Cretacic-Eocen (Oligocen inferior) s-au depus într-un mediu turbiditic marin (Contescu, 1966), hemipelagic și chiar pelagic.

Bazinul, datorită încărcării cu sedimente a fost supus unei flexuri ce a determinat formarea unui/unor bazin(e) în partea externă a foreland-ului începând din Oligocen și până în Miocen. Astfel faciesurile s-au schimbat în partea de est a bazinului în faciesuri marine de apă puțin adâncă (lito-faciesuri de tip Kliwa) fiind urmate în Miocen de faciesuri tranziționale și continentale.

În tectogeneza Laramică a avut loc cutarea și formarea cutelor solzi din formațiunile Cretacice ale pânzei Curbicorticale și Audia, urmând ca în tectogeneza Stirică veche din Burdigalian aceasta să fie șariată peste pânza de Tarcău pe directia E-V. Tot în tectogeneza Stirică veche a avut loc cutarea formațiunilor din pânza de Tarcău, formarea cutelor solzi, formarea digitațiilor și a anticlinalelor majore din Pânza Cutelor Marginale. În tectogeneza Stirică nouă din Badenian bazinul a fost caracterizat de mișcari compresionale de tip strike-slip pe direcția NNE-SSW. La nord de falia Trotuș deformările de tip ,,strike-slip’’ erau dispuse perpendicular pe direcția faliilor senestre dezvoltate de direcția E-V, în timp ce în sudul Carpatilor Orientali acestea erau dispuse perpendicular pe direcția faliilor dextre dispuse pe direcția NW-SE. Astfel avut loc desprinderea de soclu a pânzei de Tarcău care a șariat spre est peste pânza Cutelor Marginale pe o distanță de cel putin 40-50km (Mațenco and Bertotti, 2000), lucru dovedit de extinderea semiferestrelor. Pânza Cutelor Marginale este și ea șariată peste pânza subcarpatică. În timpul intervalului Pliocen-Pleistocen, zona de curbură a Carpaților Orientali a fost supusă la procese de împingere și scurtare pe direcția NNW-SSE (Hippolyte and Săndulescu, 1996) de 22km (Roure et al., 1993) sau de 15km (Mațenco and Bertotti, 2000). Roure et al,.(1993) sugereaza faptul ca și fundamentul a fost supus scurtării, în timp ce Mațenco și Bertotti (2000) consideră că doar cuvertura sedimentară este deformată.

O miscare de tip ,,up lift’’ a afectat partea centrală a Carpaților Orientali în intervalul Badenian superior- Sarmațian inferior ce a determinat o eroziune de circa 5km de sedimente. În Carpații de Curbură această miscare s-a manifestat mai târziu în timpul Ponțianului concomitent cu monente compresionale mai tinere (Sanders et al, 1999).

Succesiunile stratigrafice din intervalul Cretacic inferior-Miocenul inferior arată că aportul de sedimente detritice provine de la două surse principale: o sursă externă situată în ,,foreland’’ (Platforma Moldovenească) și o sursă internă provenită de la un lanț muntos insular și în Cenozoic sursa mojoră o reprezintă Unitățile Carpatice de est.

Depocentrul bazinului de sedimentare a migrat spre est astfel: în Cretacicul inferior depocentrul era situat în domeniul pânzei Curbicorticale, în Paleogen era situat în domeniul pânzei de Tarcău, iar în Miocen era situat în domeniul pânzei Subcarpatice.

Formațiunile din Cretacicul inferior sunt dominate de doua litofaciesuri importante: unul situat în exterior format din argile negre ce se dezvoltă în pânza de Audia, Tarcău și Pânza Cutelor Marginale care este relativ subțire (600-800 m), dominat de o sedimnetare euxinică în partea sa centrală; Flișul convolut are o grosime considerabila de circa 5-6km dezvoltat intr-o zonă subsidentă unde aria sursă de sedimente provine din zona internă (Lanțul Peri-Moldavian). Flișul Convolut era un mediu prielnic acumulărilor turbiditice, aceste acumulări au continuat să se depună și după Turonian , unde argilele negre se gasesc într-o secvență vărgată condensată depusă în Vraconianul superior-Senonianul inferior. În Senonian faciesurile de tip fliș au migrat spre exterior, cele mai reprezentative gasindu-se în domeniul pânzei de Tarcău (fliș carbonatic). În partea internă a domeniului pânzei de Tarcău s-au acumulat nisipuri proximale, iar în partea distală s-au acumulat argile și marne calcaroase. Aria sursă a acestora continuă să fie mixtă. În perioada Oligocen-Miocen superior se acumuleaza un litofacies curțitic-bituminos dezvoltat în partea externă a Moldavidelor (partea externa apânzei de Tarcău, pânza Cutelor Marginale și pânza Subcarpatică). Concomitent, depozitele de fliș se dezvoltă în partea internă a pânzei de Tarcău fiind urmate de depozite evaporitice (gips,sare) de vârstă Burdigalian mediu. Miocenul inferior și mediu sunt acumulate sedimente de tip moloasă în pânzele de Tarcău, Cutelor Marginale și Subcarpatică , sedimente care au fost incluse în șariaj. Principale momente tectonice s-au dezvoltat în Burdigalian, Badenian și Sarmațian. Alte evenimete mai vechi au afectat pânza Curbicorticală și pânza de Audia la sfârșitul Cretacicului.

2.2 Orogenul Carpațiilor Meridionali

Carpații Meridionali se intind de la falia Iezar-Păpușa (râul Dâmbovița) spre vest depăsind Valea Dunării. La sud sunt delimitati de falia pericarpatica, falie care spre deosebire de Carpații Orientali aceasta apare acoperită de depozite mai recente. Complexul ofioilitic din Platoul Mehedinti, suita sedimentară cu aspect de fliș de vârstă titonic-neocomiana (flisul de Severin) si banatitele formate din vulcanite calcoalcaline ne indica faptul că și Carpatii Meridionali au evoluat din aceleasi zone de rifting si din aceleasi arii continentale ca si Carpații Orientali. Astfel zona de rifting transilvană a dus la individualizarea microplacii transilvano-panonică, iar mai tarziu în Mezo-Neojurasic s-a deschis o zona de rift central-carpatică ce a constituit bazin de sedimentare al flisului din Pânza de Severin. Desigur existată diferențe ale proceselor structogenetice ale Carpatii Meridionali lucru ce a dus la individualizarea celor doua unităti orogenice. Astfel riftul format intre blocul blocul Getic si blocul Danubian a cunoscut o miscare divergentă cu formare de crustă oceanică peste care s-a acumulat depozite de tip flis (Flisul de Severin) fig.7.

La sfârsitul Eocretacicului a avut loc închiderea zonei de expansiune transilvană, unitătile formate in nordul si vestul acestei expansiuni (Unitățile Spragetice) au intrat în coliziune cu blocul Getic. In celași timp blocul Getic și blocul Danubian au fost implicate într-o mișcare de convergentă ce a determinat antrenarea crustei oceanice in procese de subducție ce a dus la ingustare bazinului de Severin și încălecarea blocului getic peste flișul de Severin.

Fig. 7 Evoluția geotectonică a Orogenului Carpaților Meridionali (Mutihac, 1990):

a – in Neojurasic (deschiderea riftului central-carpatic); b – in Jurasicul terminal si Eocretacic (expansiunea secundara central-carpatica); c – sfarsitul Eocretacicului (prima faza getica); d – sfarsitul Cretacicului (a doua faza getica, inchiderea zonei de expansiune central-carpatice). A – blocul Anubian (A’ – autohtonul danubian); B – blocul getic (B’ – panza getica); C – blocul supragetic (C’ – unitatile supragetice); D – complex ofiolitic (D’ – panza de Severin); ST – sutura transilvana; SCC – sutura central – carpatica

Procesele de subducție au continuat până la sfârșitul Cretacicului când blocul getic împreuna cu unitațiile supregetice au inaintat venind în coliziunea cu masa continentală danubiană. Blocul getic a alunecat pe o masă ofiolitică formată din fragmente detașate si obduse din crusta oceanică în curs de subducție. Astfel unitațiilor supragetice ce au luat nastere in Mezocretaci li se alatură o noua unitate cu rol de pânză cen constituie pânza getică plus o unitate cu rol de autohton reprezentând autohtonul danubian. Flisul de Severin este prins intre autohtonul Danubian si panza Getică alaturi de fragmente de crustă oceanică obduse.

In urma consumarii crustei oceanice a bazinului de Severin , în Paturile profunde ale litosferei au avut loc procese magmatice complexe, iar la suprafata le-a corespuns un vulcanism efuziv ce s-a desfasurat la sfârsitul Cretacicului și inceputul Paleogenului, cand s-au depus vulcanite cu compozitie calco-alcalină numite banatite. Odata cu ridicarea catenei muntoase în fața acesteia s-a creat o zona depresioanară denimită Depresiunea Getică.

Autohtonul Danubian

Autohtonul Danubian este descoperit și aflorează in semifereasta sud-vestică a Carpațiilor Meridionali, cuprins intre Valea Oltetului si Dunăre (Fig.8), cuprinzand Masivele: Parâng,Retezat, Cernei, Almaj, Vâlcan, si platoul Mehedinți. In aceasta zonă intalnim si numeroase petece de acoperire ce aparțin Pânzei Getice.

Fig.8 Harta geologică Carpațiilor Meridionali. Scara 1:200000 Institutul de Geologie și Geofizică,1978

În sișturile cristaline din autohtonul Danubian s-au format în diverse cicluri geotectonice, unele fiind generate în cicluri geotectonice prehercinice, iar altele în cicluri geotectonice hercinice. Sișturile cristaline prehercinice sunt impărtite dupa gradul de metamorfism în două categorii: sisturi cristaline mezometamorfice si epimetamorfice. Vârsta sișturilor mezometamorfice este dedusă pe seama ,,archaecyatide’’(taxon pentru Toyonian) găsite in Cristalinul de Corbu si a datărilor radiometrice care ne indică o varstă de 650Ma( antebaikalian). Seria sișturilor cristaline epimetamorfice include sișturi cristaline provenite din metamorfozarea usoara aunor formațiuni vulcanogene și terigene în conditiile faciesului sișturilor verzi. Această serie este cunoscuta numai in M-tii Almaj, dar aceste sișturi se prelungesc spre sud pe teritoriul sârbesc, iar varsta metamorfismului fiind Neoproterozoic terminal-Cambrian.

Sișturile prehercinice din domeniul danubian sunt asociate cu numeroase masive granitoide de vârstă prehercinică concordante sau discordante cu sișturile cristaline, cu forme eliptice, alungite , de dom sau cu contur neregulat. Masivele granitoide se aliniaza în lungul unor structuri anticlinale ce se pot urmării pe intreg authtonul Danubian. Granitoide se aliniază pe mai multe aliniamente: aliniamentul Novaci-Cărpinis-Crasna; aliniamentul Nedeiu-Sadu-Sușița; aliniamentul Latorița-Parîng

Vârsta granitoidelor din authtonul danubian sunt deduse prin relația acestora cu sișturile cristaline în care sunt intruse, sau pe care le acoperă, la care se mai adaugă si datarile radiometrice. De exemplu sișturile cristaline din zona masivului granitoidic Vîrful Pietrei se dispun transgresiv pe acesta, remainiind elemete din acesta, rezulta ca varsta granitoidului este ante-ordoviciană. Din faptul că unele granitoide sunt intruse în șisturi cristaline de Lainici-Păiuș, cum sînt granitoidele de Sușița de pildă, rezultă ca au o vârsta prebaikaliană, iar din faptul că unele străbat și șisturile cristaline de Corbu, se poate spune că o parte din granitoide este legată de ciclul baikalian. Datările stabilite pe cale radio-genă au data varste 402-524Ma pentru granitele de Susita, 218-345Ma pentru Ogra-dena, pentru aliniamentul Olteț-Novaci-Carpiniș au rezultat valori de 426-650Ma; pentru granitoidul de Petreanu 627—656 M.a; pentru granitoidul de Muntele Mic 370—411 M.a. Astfel vârsta acestor granitoinde este pre-baokaliană-tarziu baikaliană și sunt legate cu certitudine de ciclurile ce au generat sișturile cristaline prehercinice.

Sisturile hercinice

Provin din metamorfozarea formatiunilor de vârstă paleozoică predominent de origine terigenă care au fost transformate în faciesul sișturilor verzi. Datorită metamorfismului slab aceste sișturi isi păstrează caracterele stratonomice si conservă foarte bine fosile. Sișturile hercinice si-au păstrat pe suprafete restranse ele fiind cel des intâlinite în axul anticlinalelor, și se astern transgresiv pe șișturile cristaline prehercinice care se deosebesc de acestea prin gradul de metamorfism mai ridicat. Suita sișturilor hercinice este intalnită complet in M-tii Vâlcan unde s-au identificat pe baze paleontologice trei entităti: 1)Formatiunea de Valea Izvorului de vârstă Ordovician compusă din cuarțite, sișturi verzi cloritoase, calcare cristaline si sișturi grafitoase; 2) Formațiunea de Tusu de vârstă Silurian compusă din metaconglomerate sișturi filitoase cu intalcalații de vulcanite; 3) Formațiunea de Oslade varstă Devonian-Carbonifer constituit din gresii cuarțoase, calcare și dolomite cristaline.

Masivele de roci bazice și ultrabazice

Vârsta acestor masive de roci bazice și ultra bazice este paleozoică, aceste intruziuni străbat cristalinul de Corbu de vârstă antebaikalian. Semnificatia acestor bazalte este greu de apreciat, acestea putand reprezenta un fragment de crustă oceanică. Aceste roci bazice și ultrabazice se gasesc în M-tii Almajului in două masive de gabrouri (Plavișevișa și Iuți), care sunt despărțite prin masivul serpentinitic de laTișovița. I. Bercia spune ca asnsablul de roci bazice si gabrouri au originea dintr-o magma primara care a suferit procese de diferențiere gravitațională

Cuvertura sedimentară

Primele depozite au fost acumulate într-o moloasă hercinică în Neocarbonifer și in Permianul Timpuriu. In Neocarbonifer au predominant condițiile de acumulare de tip paralic (lagunar), iar în permian pa lângă acumulările terigene s-au evidențiat si acumulări de sedimente vulcanogene. Ciclul de sedimentare prealpin a fost puternic erodat în timpul exondărilor ulterioare.

Ciclul de sedimentare alpin incepe atunci cand cea mai mare arie a domeniului danubian devine arie submersă. Bazinul de sedimetare a avut o extindere longitudinală cu depresiuni separate temporal de zone de ridicare emerse si anume: 1)Bazinul Svinița-Svinecea sitauat în partea sudică a M-tiilor Almăj; 2)Bazinul Presacina, ce urmărește în lungul culoarului Caransebeș-Mehadia; 3) Bazinul Cerna-Jiu ce se intinde la est de Valea Cernei.

Sedimentarul alpin debutează cu depozite continentale cu carbuni de vârstă Triasic, fiind urmate de depozite carbonatice. In zonele cu subsidența mai accentuată s-au acumulat calcare micritice în timp ce în zonele marginale, mai ridicate s-au acumulat calcare recifale.Procesul de sedimentare a durat pâna la sfârsitul Cretacicului cu unele întreruperi generate de procesele geotectonice ce au afectat domeniul danubian. S-au evidentiat două etape de exondare: una între Liasic si Dogger când au avut loc niște evenimete de cutare si faliere , iar a doua a fost datorată tectogenezei austrice. In neoacretacic predomină acumulările arenitice sintectonice. Sedimetarea se încheie la sfârșitul Cretacicului cand are loc tectogeneza laramică. Singurele acumulari de sedimente au avut loc doar în bazinele itramontane formate. O mare parte din cuvertura sedimentară danubiană a fost erodată din cauza exondărilor postlaramice, stivele complete păstrându-se numai in fostele zone depresiore (Sivnita-Svinecea, Presacina și Cerna-Tiu).

Panza Getica

Panza getica aflorează pe o suprafata insemnată a Carpațiilor Meridionali, de la vest de Olt pana la Dunare. La est de Olt aceasta este acoperita de panza supragetica a Fagarasului, de sub care reapare in M-tii Iezer si solzii Holbav si Magura Codlei.

La alcătuirea pînzei getice participă formațiuni proterozoice metamorfozate, care alcătuiesc masivele cristaline prealpine, și formațiuni sedimentare constituind învelișul acestora. Masivele cristaline prealpine reprezinta structuri mai vechi care au fost reluate in tectogenezele alpine si s-au format de-alungul mai multor cicluri geotectonice. Unele cicluri sunt greu de identificat , dar spre deosebire de autohtonul danubian, in domeniul getic nu se intalnesc sisturi cristaline hercinice ci numai prehercinice.

Dupa gradul de metamorfism intalnim doua tipuri de situri cristaline: sisturi cristaline mezometamorfice sau chiar katamorfice si siturile cristaline epimetamorfice. Sisturile cristaline mezometamorfice acupa arii intinse din Carpatii Meridionali:Muntii Iezer, Munții Căpățînii, Munții Lotru Cibin-Sebeș, parte din Munții Poiana Ruscă, Munții Semenic și partial Munții Almăj. Acestea sunt descrise sub numele ,, cristalinul de Sebes-Lotru’’ si este alcatuita in special din: paragnaise micacce, gnaise oculare, gnaise rubanate, gnaise granitice, micașisturi, la care se adaugă amfibolite, cuarțite. In proporti mai restranse intalnim calcare si dolomite cristaline, cristalinul de Sebes-Lotru este frecvent strabatut de filioane , cuiburi sau lentile pegmatitice care sunt interpretate ca apofizele unor corpuri magmatice sau fie ca rezultat a proceselor de diferentiere metamorfica. Vîrsta șisturilor cristaline mezometamorfice ale pînzei getice se deduce din relațiile acestora cu șisturile cristaline supraiacente, care aparțin grupei epimetamorfice, și din unele date radiogene (o analiză pe mica din cristalinul de Sebeș, a indicat 838 M.a)

Grupa siturile cristaline epimetamorfice floreaza limitat in Carpatii Meridionali, intalnindu-se doar in jumatatea sudica a Munților Poiana Ruscă și în Munții Semenic unde sunt dispuse norma peste siturile mezometamorfice. Varsta siturilor epimetamorfice din panza getica se deduce din suprapozitia acestora fata de sisturile cristaline de Senes Lotru , fiind generate de o faza de metamorfism neoprotelozoica respectiv baicaliana. Aceste sisturi epimetamorfice pot reprezenta o faza retromorfozata a sisturilor mezometamorfice si aceasta idee poate fi luata in considerare.

Masivele de granitoide prehercinice

In domeniul getic, activitatea magmatica plutonica poate fi legata de ciclurile tectonice ce au format sisturile cristaline prehercinice este de o amploare mult mai mică față de domeniul danubian. Astfel numai doua masive au dimensiuni mai mari: Plutonul Poneasca (partea sud-vestica amuntiilor Semenic ) si plutonul Sichevița( partea vestică a munțiilor Almaj), celelate sunt reduse ca dimensiune si nu foarte numerease(masivul Buchin, Griva etc).

Vâesta intruziunilor magmatice sunt date de relatiile acestora cu sisturile cristaline, iar varstele date pe cale radi-genă nu sunt concludente. Astfel masivele Buchin, Poneasca si Criva au vârsta sisturilor de Sebes-Lotru pentru ca au caracter sincinematic si au fost puse in loc in timpuri prebaikaliene. Masivul de Sichevița este rezultatul unui magmatism dardicinematic si are o varsta prehercinică.

Invelisul sedimentar

După terminarea ciclului baikalian ce a dus la generarea sișturilor cristaline epimetamorfice, domeniul getic a funcțonat ca arie exondată și a fost supusă proceselor de erodare. Astfel este explicata lipsa sișturilor cristaline hercinice și a formațiunilor paleozoince cu vârste mai mari de neocarbonifer. Domeniul getic a devenit arie de acumulare abia în Neocarbonifer, odată cu domeniul danubian când s-au depus sedimente predominant continentale.

In ciclul alpin procesul de sedimentare se reia ca și în domeniul danubian după ce in Triasic domeniul getic a fost exondat. Astfel la începutul Jurassicului s-a format o zona depresionară care a functionat ca arie de sedimentare( Bazinul Resița-Moldova Noua), în același timp sau în timpuri mai tarzii s-au format și alte zone depresionare. De exemplu la începutul Jurasicului se conturează o zona depresională la sud-vestul M-tiilor Sebes denumita bazinul de sedimentare Hateg. Partea estică a domeniului getic a evoluat un bazin a carui structura litofacială este observată azi in solzii Holbav si Măgura Codlei. In partea sudică a M-tiilor Căpățânii, in mezojurasic se formează un bazin de sedimetare cunoscut astazi ca bazinul Vânturarița

In mezocretacic domeniul getic a fost supus unui proces de uplift ce a dus la schimbări paleogeografice majore și eroziuni însemnate. Transgresiune marină cunoscuta în cenomanian ce a dus la acumularea de formațiuni sintectonice în domeniul danubian, domeniul getic a cunoscut un calm tectonic iar sedimentele acumulate nu poartă amprenta formațiuniilor sinorogenice. Aceste formatiuni neocretacice au fost in mare parte îndepărtate de fazele erozionale ulterioare, ele păstrându-se numai pe marginea depresiuniilor postectonice (Petrosani și Hațeg)

Pânza de Severin

Pânza de Severin este structura interpusă intre autohtonul Danubian și pânza getică(blocul getic) si s-a conservat aproape în întregime în platoul Mehedinti și formează substratul imediat al petecelor de acoperire Bahna și Portile de Fier. In compoziția sa se găsesc: o formațiune sedimetară cu aspect flișoid numită Flisul de Severin si o formatiune magmatica bazica si ultrabazică ce constituie complexul ofiolitic.

Complexul ofiolitic se intalneste in partea centrală a platoului Mehedinti cu cea mai mare desfăsurare pe valea râului Brebina. Aspectul complexului ofiolitic apare amestecat fiind format din roci specifice asimilate unei cruste oceanice (ultramafite bazalte, jaspuri silicolite, ) amestecate tectonic cu roci sedimentare sau metamorfice. Aceste formațiuni sunt specifice zonelor de subducție și au luat naștere prin rabotarea (razuire) de către placa superioara (blocul getic) a sedimentarului de pe placa subdusa (blocul danubian) ce antrenează și fragmete din placa oceanică aflată în expansiune. Astfel procesul de răzuire al pânzei de Severin de către pânza getică explica caracterul hotic al fragmetelor și aspectul de ,,mellange”.

Iviri de ofiolite se mai întâlnesc în mai multe locuri de-a lungul șariajului cum sunt cele de la est de Jiu în sudul Depresiunii Hațeg, Poiana Mărului (Muntele Mic) precum și pe marginea vestică a peticului Godeanu. Deschiderea riftului din care a evoluat bazinul de Severin în mezocretacic este același rift care a generat marea flișului intern al Carpaților Orientali. Însă, în afară de unele asemănări între flișul de Severin și flișul de Sinaia, atît acumulările posterioare acestora, cât și timpul de individualizare și desăvârșire a unităților tectogenetice pe care le-a generat zona de expansiune, sunt diferite. De aici conclzuia, că deși în ansamblul carpato-balcanic aria de expansiune central-carpatică a fost una și aceeași, în lungul ei s-au individualizat anumite sectoare care au avut o evoluție proprie.

Unitățile supragetice

A treia grupă de unități structogenetice participante la edificiul arhitectonic al Carpaților Meridionali este grupa unitățile supragetice. Ideea existenței acestor unități a fost sugerată de A. Strekeisen în 1934, însă a fost ignarata si apoi reluata de Al. Codarcea et all. Existența unor unități supragetice de rangul pânzei getice, dar de care se diferențiază sensibil, reclamă existența unor procese tectogenetice distincte, dar similare acelora care au dus la încălecarea și individualizarea pînzei getice.

Faptul că în Carpații Orientali elementele transilvane sunt evidente și abundente până în Munții Perșani sugerează că sutura transilvană este, în continuare, implicată în structura Carpaților Meridionali. Aceasta ar fi pusă în evidență de o zonă puternic fracturată în care se întîlnesc frecvent structuri de solzi și care se urmărește aproape continuu între unitățile supragetice și pînza getică. Așadar, în ceea ce se delimitează că unități supragetice se includ de fapt două zone de structuri provenind din două paleozone cu origine și evoluție net deosebite. Una reprezintă o arie continentală, în parte prealpină, care a generat unitățile supragetice, și alta constituie o zonă de expansiune intracontinentală, din care a rezultat zona de solzi. Unitățile supragetice circumscriu Masivul Făgăraș, extremitatea nord-vestică a Munților Cibin-Sebeș, jumătatea nordică a Munților Poiana Ruscă, Munții Dognecea și Munții Locva. Unitățile supragetice apar dispersate, iar când vin în contact cu pânza getică, relațiile lor tectonice nu sînt totdeauna și de încălecare. Evenimentul geotectonic major în aranjamentul tectonic al Carpaților Meridionali, în general, și al unităților supragetice, în special, l-a constituit apariția zonei labile, de expansiune intracontinentală, care a delimitat un domeniu getic și un domeniu care a generat unitățile supragetice. Deși în structura actuală mărturiile sînt puține și mai ales lipsesc formațiunile ofiolitice, existenta acestor zone de expansiune nu poate fi negată.

Mai mult, prin poziția pe care o are și mai ales prin funcția structogenetică, apare evident că zona de solzi dintre pânza getică și unitățile supragetice reprezintă continuarea suturii transilvane Închiderea zonei labile, că urmare a unor mișcări convergente a celor două domenii care funcționau că blocuri, s-a desăvîrșit în urma mișcărilor mezocretacice. Deplasarea blocului care a generat unitățile supragetice s-a făcut oarecum diferențiat, fragmentîndu-se la rîndul lui în blocuri delimitate prin sisteme de falii transcurente majore. Acestora din urmă, în structura actuală, li se suprapun de regulă depresiuni terțiare; de pildă, sistemul depresionar Lugoj-Caransebeș-Mehadia, sau 'depresiunile Hațeg-Strei. Primul delimitează unitatea Locva—Dognecea de unitatea Poiana Ruscă; al doilea sistem delimitează spre est unitatea Poiana Ruscă. În partea estică se delimitează unitatea Făgăraș. Fiecare din unitățile menționate, la rîndul lor, prezintă o tectonică proprie, nu lipsită de anumite particularități

Masivele cristaline prealpine

Sisturile cristaline prehercinice includ deasemenea grupa sisturilor mezometamorfice si grupoa sisturilor epimetamorfice. Si sunt larg raspandite in M-tii Fagaraș ,Dognecea, Locva, Buzias. În ansamblul șisturilor cristaline mezometamorfice ale unității Făgăraș, în linii mari, se disting trei complexe: unul inferior în care predomină gnaisele și paragnaisele constituind complexul paragnaiselor cu feldspat potasic sau complexul de Cumpăna Holbav; un complex mediu în care sînt predominante micașisturile constituind complexul paragnaiselor și al micașisturilor sau complexul de Șerbota; un complex superior retromor-fozat sau complexul de Făgăraș.

Din cauza metamorfismui scazut sisturile epimetamorfice in unitatile supragetice sunt slab reprezentate , ele fiind supuse proceselor de eroziune si afloreza limitat doar in partea nord vestică a Muntiilor Fagaraș si au o vârsta Neoproterozoic terminal.

Granitoidele prehercinice au fost generate de activitatea magmatica plutonica care a fost foarte restrânsă si este cunoscut doar un singur masiv granitoidic prehercinic ( granitoidul Valea Bârsa Fierului).

Sisturile cristaline hercinice

In domeniul unde au generat unitătile supragetice sunt raspândite pe suprafete mari in : Munții Locva, o bună parte din Munții Dognecea și jumătatea nordică a Munților Poiana Ruscă. Sisiturile cristaline hercine sau format prim metamorfozarea formatiunilor acumulate in Ordovician-Carbonifer. Metamorfismul a avut loc in faciesul sisturilor verzi si in. subfaciesul cuarț-albitclorit.

Învelișul sedimentar al unitătii supragetice

Invelisul sedimentara acoperă arii restranse, depozitele au grosimi reduse si nu trebuie confundat cu invelisul sedimetar ce acopera deformarile mezocretacie , sedimentarul panzei supragetice are caracter preparoximal fiind angrenat in cutările mezocretacice. Este intalnit in: Munții Dognece, Munții Făgăraș, Zona Vînturarița, Zona Cisnădioara, Zona Cisnădioara, Zona Pianu de sus.

Magmatitele laramice

La sfarsitulCretacicului si la inceputul Paleogenului a avut loc o intesă activitate magmatică remarcată pintr-o prima faza intruziv-explozivă in care au fost depuse conglomerate si tufuri andezitice, dacide si riolite (Rusca Montană). Etapa urmatoarea a avut loc în Paleocen cand activitatea magmatică a avut caracter intruziv prin care s-au acumulat corpur hipabisice sau chiar plutonice de granite , granodiorite , diorite cuatifiere etc. Corpurile intruzive sunt asezate pe 3 directii : 1)Aliniamentul Moldova Nonă— Sasca—Oravița— Bccșa Română—Nădrag 2) Aliniament, Berzasca— Șopot — Poiana Ruscă; 3) Aliniamentul Lăpușnicel—Teregova—Armeniș.

Magmatismul laramic reprezintă actul final ala aranjamentului Carpatiilor Meridionali, evoluțnd ulterior ca un ansamblu stabil ce a suferit doar deformari rupturale. Datorită acestor deformari rupturale portiuni reduse din catena muntoasa au fost afundate si au functionat ca mini bazine de sedimentare, acestea purtând numele de depresiuni intrmontane sau postectonice.

2.3 Orogenul Carpațiilor Occidentali

Munții Apuseni sunt parte a cratonului Preapulian și sunt alcatuiți din Unitatea de Bihor care stă în pozitie autohtonă, peste care se șariaza sistemul panzelor de Corbu, sistemul pânzelor de Biharia si Transilvanitele vestice (Sandulescu 1984; Balintonni 1994,1997). Sistemul panzelor de Codru se dezvolta în partea de vest a Munțiilor Apuseni, pânzele de Biharia se găsesc in parte sud-estica , iar Transilvanidele ocupă partea nordică a orogenului.

În autohtonul de Bihor, metamorfitele se găsesc pe întinderi mari fiind cuprinse în: ansamblul pânzelor de Codru include o singură unitate tectonică ce are soclu cristalin; sistemul pânzelor de Biharia este compus aproape exclusiv din metamorfite, iar Transilvanidele vestice, au o singură unitate tectonică cu soclu cristalin.

Sistemele panzelor de Biharia si Codru și-au finalizat sariajul în Turonian, în tectogeneza mediteraneană (Pre-Gosu). În timpul tectogeneizei austrice (mezocretacice) transilvanidele au încalecat peste marginea cratonului Preapulian, iar punerea în loc al acestor unități finalizandu-se la sfarsitul Cretacicului in tectogeneza Laramica.

Cristalinul Muntilor Apuseni ce intra în componența unitătilor Alpine, acestea au fost divizate dupa ,,Balintoni 1997’’in urmatoarele grupuri: Someș, Baia de Arieș, Biharia și Păiușeni (fig.9)

Litogrupul de Somes formează soclul autohtonului și intra și în compoziția pânzei de Garda și a panzei de Finis și este format predominant din roci cuarto-feldspatice, micasișturi și subordonat mai apar cuarțite negre și roci carbonatice. In lipsa unor determinări geochimice moderne , Blantoni (1997) , a atribuit litogrupul de Somes unei structuri tectonice de prisma de acreție cu aport foarte puternic dinspre arc. Aparitia mineralizațiilor de tip Kuroko precum și dominația rociilor cuarto-feldspatice ne indică formarea grupului de Someș în urma unei convergente de tip arc vulcanic.

Grupul de Somes a fost supus unui polimetamorfism pus în evidență prin analiza mineralelor index. Primul eveniment metamorfic nu a putut fi pus în evidență izotopic , vârsta proterozoică fiind dată prin compariție cu secventele asemănătoare din Carpații Orientali și corespunde orogenezei cadoniene sau celei caledonice târzii. Al doilea eveniment metamorfic corespunde intervalului de 366-405Ma (Variscan Timpuriu ) și a fost determinat izotopic. Acest eveniment metamorfic a dus la migmatizarea metabazitelor din soclul pânzei de Garda și reflectă o amalgamare de terenuri de pe marginea Laurassiei, chiar inainte de coliziunea acesteia cu Gondwana.

Al treile evenimet metamorfic are caracter retrograd si are o varsta de 303-3017Ma , vârste Variscane târzii cand s-a produs o dezhumare genaralizată a metamorfitelor aflate al adâncimi medii. Vârsta metamorfitelor este este cuprinsă inte 1.6-1.9 Ga, iar vârsta granitelor este de

Fig. 9 Distributia geografică a suitelor metamorfice din Munții Apuseni ,,BALINTONI (2005)”

0.69-1.62 Ga acestea fiind mai tinere decât celălate intruziuni granitice carpatice (1.5-2.1Ga). Rezultă ca metamorfitele carpatice sunt cel mult de vârsta proterozoică, cele de vârstă arhaica lipsând, iar granitele au fost generate în special prin retopire crustală. Astfel litogrupul de Somes a facut parte dintr-o crustă ce a migrat dinspre Africa de nord spre zona Baltică în timpul Paleozoicului.

Grupul Baia de Arieș

Litogrupul Baia de Aries formează soclul pânzei Baia de Arieș care este cea mai superioră unitate tectonică a sistemului de pânze de Biharia. Cristalinul pânzei de Biaia de Arieș face parte din parautohtonul Transilvanitelor ca margine a cratonului Preapulian peste care au incălecat în tectogeneza mezocretacică. Din punct de vedere litologic grupul aceste se diferentiază față de grupul de Somes prin abundenta a rocilor carbonatice . Datările izotopice nu permit datarea directa, dar vârsta acestui complex se apropie de vârsta ofiolitelor din Transilvanide. Litogrupul de Baia de Aries este strabatut de un singur corp intrusiv (granitele de Vința) de mici dimensiuni ce are o vârstă aproximativă de 211Ma . Vârsta metamorfitelor este cuprinsa intre 1.69-1.82Ga si acopera acelas interva ca si in cazul litogrupului de Somes.

Grupul de Biharia.

Grupul metamorfitelor de Biharia intră în conponența unitătilor tectonice ale pânzelor de Biharia situate între Panza Garda în poziție inferioară și pânza de Baia de Aries situată în poziție superioară. Din punct de vedere litplogic, litogrupul Biharia se deosebește de litogrupurile Baia de Arieș și Somes, fiind compus predominant din metamagmatite: metagranitoide și metabazite. Pe lânga aceste formațiuni întalnim și șisturile verzi cu porfiroblaste de albit, posibil metatufuri bazice și cu totul subordonat apar nivele subțiri de dolomite însoțite de cuarțite albe și negre. Din settingul tectonic al sișturile verzi par sa fie străbatute de metabazite. Asociațiile litologice din grupul de Biharia sunt rezultate în urma proceselor de tipul arc vulcanic aflat în apropierea unei cruste continentale. Din datele geochimice rezultă ca rocile acide și cele bazice se proiectează pe câmpuri diferite și deci vorbim despre un magmatism bimodal. Diagrama lui Shervais proiectează partial metabazitele în campul magmatitelor de arc și parțial cel al bazaltelor de fund oceanic. În diagrama Pearce (1975), o parte din metabazite se proiectează de asemenea în câmpul bazaltelor de fund oceanic iar o altă parte în cel al tholeiitelor. Astfel au fost propuse două ipoteze pentru settingul tectonic: fie un magmatism bimodal de rift, fie un magmatism de arc insular. Vârstă evenimentelor tectonice poate fi apreciată direct din migmatizarea contactului dintre grupul de Somes și grupul de Biharia și este asociată cu convergența dintre ele (400Ma). Vârstele protolitilor au fost publicate de Pană și Balintoni (2000) si dau vârste de 489-502Ma. Vârstele ne situaează în partea inferioara a Ordovicianului și confirmă magmatislul paleozoic inferior activ în întregul cristalin carpatic, excepție făcând doar cristalinul Danubian.

Grupul de Paiuseni

Grupul de Paiușeni aflorează în partea vestică a Muntiilor Apuseni și stau transgresiv pe pânzele de Biharia. Relatiile de transgresivitate sunt bine evidentiate pe valea Ariesului Mic. Ca si litologie grupul de Paiuseni se evidențiază pintr-o secvență tipică de rift dominată de metagresi, metaconglomerate și vulcanite acide și intermediare care sunt străbatute de o suită magmatică bimodală. Magmatismul alcalin este caracteristic structurilor tectonice extensionale. Rocile sunt slab metamorfozate, rocile sedimentare sunt deformate penetrativ și recristalizate metamorfic, în timp ce rocile de origine magmatică iși păstrează nucleii nedeformati fiind slab metamorfozati.

În trecut acest grup a fost considerat o secventa vulcano-sedimetară de vârstă paleozoică care a fost metamorfozată regional în orogeneza Varistică (Carbonifer mediu-Carbonifer superior). Pâna 1998 s-a ajuns la concluzia ca aceste formațiuni reprezintă o zona de forfecare Alpina, datele de vârstă de 267-264Ma (Permian) din dioritele alcaline arată o vârstă post-Varistica. Litogrupul de Paiușeni a suferit un metamorfism dinamic dar și termic. Datările U/Pb realizate de Pană (1998), dau o vârsta permiană a intruziunilor bimodale dar este evident ca formațiunile intruse pot avea vârste mai vechi. Olaru și Dimitrescu (1994), au găsit în metapelite polen de vârstă carbonifer superioară deci sedimentarea litogrupului Păiușeni a început în Carboniferul superior, continuând în Permian. Observam astfel că riftul care a gazduit formațiunile litogrupului Păiușeni a fost inglobat în rocile litogrupului Biharia. Extensia post-varistică a afectat de asemenea litogrupul Someș, dar o zona de rift nu s-a concretizat, în timp ce litogrupul Baia de Arieș a rămas la nivele crustale adânci.

Grupul de Vulturese-Belioara

Acesta stă transgresiv pe grupul de Biharia ca si grupul de Paiuseni in partea estică a Munțiilor Apuseni acolo unde grupul de Paiușeni lipsește. Ca si litologie grupul de Vulturese –|Belioaara este compus din metaconglomerate cuarțitice, dolomite grafitoase negre și marmure albe. Vârsta aceste formațiuni a fost determinată prin comparație cu succesiuniile trasice metamorfozate din alte parți ale Munțiilor Apuseni. Cauzele metamorfismului sunt aceleiași ca si rocile din grupul de Paiuseni. Faptul ca triasicul care stă pe litogrupul de Biharia este metamorfozat, reprezinta un argument pentru metamorfismul Alpin al grupului de Paiușeni.

Cuvertura sedimentară a Munțiilor Apuseni

Majoritatea formatiunilor sedimentare din Munții Apuseni apartin Mezozoicului singurele depozite mai vechi ce apartin Permianului se găsesc pe marginea estică a insulei de cristalin din M-ții Trascău (fig.10).

Sedimentarul Muntiilor Apuseni de Nord se gaseste pe cele trei domenii: de Bihor, de Codru si de Biharia. Primul invelis sedimentar este de varsta permian si este compus din brecii si conglomerate ce stau direct pe fundamentul cristalin. Triasicul apare discordant si transgresiv este compus din stive groase de rocii carbonatitice. In jurassic după faza de exondare din Neotriasic sedimentarea se reia și se acumulează sedimente terigene. Doggerul(Jurasic mediu) se remarcă prin secvențe condensate formate din calcare oolitice, marne si marno calcare, calcare grezoase. Malmul (jurasic Superior) calcarele depuse au aspect masiv și local cu aspect stratificat și cu noduli de silex. Sfârsitul Jurasicului este cunoscută o fază de exondare insoțită de procese de eroziune. Conditiile au fost prielnice procesului de bauxtifiere a calcarelor tithonice.

Fig. 10 Harta geologică Carpațiilor Occidentali. Scara 1:200000 Institutul de Geologie și Geofizică,

Faza de exondare de la sfarsitul Jurasicului s-a prelungit și la începutul Cretacicului, procesuul de sedimentare reîncepând în Hauterivian cand s-au acumulat calcare negre de apa dulce urmand ca în Barremian și Apțian sedimentarea sa fie carbonatică de apa sarată. În albian se depune o suită detritică cu pronuntat caracter pararitmic formată din: conglomerate, calcarenite, gresii glauconitice, șisturi argiloase și marnoase și calcare coraligene. Vraconian—Cenomanianul este compus dintr-o alternanță de gresii și șisturi marnoase și argiloase, roșii , iar dupa depunerea acestor formațiuni are loc diastrofismul care a dus la punerea in loc a panzelor de Codru.

In Senonian dupa finalizarea aranjamentului tectonic al Muntiilor Apuseni, la Nord acest domeniu capată stabilitate tectonică si redevine arie de sedimentare. Aceste depozite au o rapândire limitate și sunt post-tectonice fiind compuse din stive subțiri 10-20m de conglomerate, marne, calcare recifale si depozite vulcano-sedimentare.

Spre sfârsitul Cretacicului și începutul Paleogenului, în Carpatii Occidentali de Nord a avut loc o activitate magmatică sincromă cu cea din Carpatii Meridionali. Magmatismul Laramic este legat de distrofismul laramic si apartine unei singure faze proximale desfăsurata in Senonia terminal- Eocen si cuprinde trei stadii magmatice: 1)vulcanismul laramic timpuriu efuziv-exploziv cînd au fost puse în loc curgeri de lave și material piroclastic andezitic, dacitic și riolitic; 2) vulcanismul laramic intrusiv, care a generat corpuri hipabisice constituite din diorite și tonalite, cuarțo-diorite, granodiorite, monzogranite și granite; 3). vulcanismul laramic final cînd s-au format dyke-uri și filoane de aplite, microgranite, microdiorite, bazalte și lamprofire.

Invelisul sedimetar din Muntii Apuseni de sud este oarecum asemanator cu al Apusenilor nordici, sedimentele fiind dispuse in jurul masei ofiolitice si formează urmatoarele zone:1) zona Trascău-Valea Ampoiului, caracterizată prin dezvoltarea faciesurilor recifale pentru intervalul Malm-Neocomian timpuriu, a faciesului pelitic pentru TithonicNeocomian și a unor faciesuri stromatitice-cori-smitice pentru Eocretacic în general; 2) zona Deva-Zam, în lungul Culoarului Mureșului, caracterizată prin dezvoltarea faciesurilor recifale pentru Malm-Neocomian timpuriu și a faciesurilor arenitice flișoide pentru Eocretacic; 3)zona Bîrzava-Mădrizești, situată în vestul Munților Drocea, caracterizată prin dezvoltarea Tithonic-Neocomianului în facies flișoid grezos-calcaros și a BarremianApțianului în facies de wildfliș; 4)zona Hălmagiu-Abrud în partea de nord a Munților Apuseni de Sud caracterizată în principal prin dezvoltarea Eocretacicului în facies flișoid sau de wildfliș. Diferenta majora a sedimentarului consta in prezenta sedimentelor de tip wildflis, aria sud apuseana fiind analoaga cu flisul intern din Carpatii Orientali , doar ca wildflisul depus in zona apuseana a evoluat intr-o arie labila intra-microplacă. Vulcanismul laramic s-a manifestat diferit fiind prezent doar magmatismul laramic intruziv cand au fost puse in loc doar cateva corpuri intrusive.

Carpatii Occidentali sudici au mai cunoscut un evenimet vulcanic neogen cand s-au acumulat: riolite, dacite, andezite cuarțifere, andezite și andezite bazaltoide. Pe baza asociatiilor de roci s-au identificat 3 cicluri ale activitatii vulcanice. Primul ciclu, s-a desfășurat în Badenianul timpuriu și corespunde unei mișcări de subsidență accentuată, acompaniată de transgresiunea badeniană si predomina un vulcanis explosiv. Al doilea ciclu, este si cel mai important ca intensitatea, s-a desfășurat începînd din Badenianul târziu și până în Pliocenul timpuriu, produsele vulcanogene depasind aria Muntiilor Apuseni acestea intalninduse si in: Depresiunea Streiului si Depresiunea Zarandului. Al treilea ciclu s-a desfășurat în a doua jumătate a Pliocenului avand o activitatea vulcanică mult mai slabă și s-a manifestat mai ales în zonele de margine ale Munților Apuseni de Sud, pe fundamentul cristalin.

Ultimul eveniment vulcanic a avut loc in Cuaternar si este intalnit in M-tii Apuseni de sud, fiind reprezentat de bazalte. Acest vulcanism isi are originea din paturile mai profunde ale scoartei si sunt similare cu bazaltele de la Racoș din Carpatii Orientali

Tectonica Carpatiilor Occidentali

La sfarsitul Mezojurasicului si inceputul Neojurasicului a avut loc dezmembrarea microplacii transilvano – panonice din cauza aparitiei unei zone de rifting vest-carpatice sau sud apusene. Marginile celor două blocuri au fost supuse fragmentării mai ales cel Panonic, iar acest moment extensional a fost urmat de un moment compresional în care marginile continentale fragmentate și mai mobile au suferit deplasari și au încalecat peste marginea blocului Panonic. Astfel s-au evidențiat un aranjament arhitectural de pânze de sariaj (pânzele de Codru și de Biharia) ce stau pe un autohton (Unitatea de Bihor). Munții Apuseni de nord sunt delimitati partea sudica a Muntilor Apuseni de sud prin falia Plopiș. Deplasarea s-a produs ca urmare a proceselor de subîmpingere de către blocul panonic, procese ce sunt responsobile de deformariile domeniului Nord-Apusean care a făcut ca structurile geologice sa aibă o direcție inversă față de celelate doua segmente ale Carpatiilor Romanești.

Munții Apuseni de sud reprezintă sutura unei arii labile, care în evoluția sa a cunoscut procese de expansiune și apoi a fost supusă unui proces compresional. Din acest punct de vedere această zonă se aseamană cu zona flisului intern din Carpații Orientali, numai că zona sud apuseană a evoluat ca arie labilă intramicroplacă. Această sutură are o orientare vest-est, iar în partea estica iși schimbă direcția spre nord-sud și inconjoară ca și pânzele de Biharia autohtonul de Bihor. Această sutură din zona Văii Ampoiului unde ia direcția spre nord nu depăseste paralela orasului Turda terminandu-se în prelungirea faliei Plopiș. Curbura din regiunea Vaii Ampoilui poate fi privită ca o replica de amploare mai mica a curburii Carpatiilor Orientali din zona Buzăului. Aceste curburi sunt determinate de prezenta unui bloc rigid median (transilvanean). Elementele transilvaane din zona cristalino-mezoica a Carpațiilor Orientali deți seamana nu isi pot vea originea din sutura sud-apuseana pentru ca sedimentele pânzelor transilvane( Carpatii Orientali ) au vârste triasice pe cand cele din sutura sud apuseana nu întalnim formațiuni triasice. La E-SE Carpatii Occidentali de sud vin in contact cu blocul transilvan prin intermediul unei falii crustale majore( Falia sud-transilvana) care este orientată vest-est. Ultimele deformări pe care le-a suferit aria Munților Apuseni de Sud s-au petrecut în Miocen și sînt exclusiv rupturale. Acestea constituie sistemul de fracturi care a generat depresiunile posttectonice Brad-Săcărîmb, Almaș-Zlatna și Roșia Montană. Fracturile suntt de fapt falii mai vechi reactivate. Ele au constituit și căile de acces pentru vulcanitele neogene, cu care Munții Apuseni de Sud își încheie evoluția de arie labilă.

2.4 Orogenul Alpin Nord Dobrogean

Este întâlnit în partea nordică a dobrogei și se situează la nord de falia Peceneaga – Camena și la sud de falia Sf. Gheorghe. In partea de vest se învecinează cu Dunarea, dar la nord-vest, de Dunăre, acest sector este îngropat sub o cuvertură de platformă,cunoscut fiind sub numele de „Promontoriul nord dobrogean”. Orogenul nord – dobrogean a evoluat ca arie labilă în orogeneze prealpine și a cunoscut o reactivare în orogenezele eo- și neochimmerice ce aparțin ciclului alpin. Din punct de vedere morfologic această zonă prezintă trăsaturile unei regiune ajunse în stadiu de peneplena, de aici si confuzia multar geologi care au considerat vârsta acestui orogen ca fiid hercinică.Formațiunile muntoase arată ca niște munți insulari înecati în aluviuni recente ce ii dau un aspect de zonă puternic erodată. Diferența dintre celalte unități ale vorlandului Carpatic, care și-au încheata evoluția de arie labilă în timpurile prealpine, aria nord dobrogeana a redevenit arie labilă în primele perioade ale ciclului alpin. Astefel se disting trei entități structogenetice ce corespund unor etape structogenetice bine individualizate și acestea sunt:Unitatea Măcin, Unitatea Niculițel și Unitatea Tulcea(fig.11), Pe lângă unitățiile mentționate se mai delimitează si Podisul Babadag si promotoriul Nord Dobrogean îngropat (Depresiunea Predobrogeană).

Fig. 11 Principalele unități ale Orogenului Nord Dobrogean ( Pârvu și Cătuneanu, 1989)-

Orogenul Nord-Dobrogean: PM – Pânza de Macin, PN – Pânza de Niculițel, PT – Pânza de Tulcea, BB – Bazinul Babadag, PND – Promontoriul Nord-Dobrogean

Platforma Moesica: CV – Compartimentul Valah, CSD – Compartimentul Sud-Dobrogean, CCD – Compartimentul Central-Dobrogean

Platforma scitica: SSD – Sectorul Deltei Dunarii

Unitatea de Măcin

Este situată în partea de N-V a Dobrogei de Nord, fiind cuprinsă între dunăre și falia Luncavița-Consul. Fundamentul cristalin este alcătuit din sișturi cristaline care se împart în funcție de gradul de metamorfism în grupa șisturilor cristaline mezometamorfice (dealurile Orliga, Sărărica și Medgina) și sunt reprezentate prin: gnaise, amfibolite, micașisturi, calcare cristaline. În alcătuirea acestei pânze intră formațiuni prealpine. În timpul orogenezei alpine activitatea în zonă s-a concretizat doar prin consolidarea unor roci eruptive pe filoane. Magmatite asociate șisturilor cristaline descrise mai sus le străbat pe acestea sub formă de corpuri intrusive reprezentate, în principal, prin granite și granitoide, ca de exemplugranitul de Megina. Varsta radiometrică a delurilor Orliga-Sărărie este de 390-400Ma si de 250-420Ma pentru cel de la Megina. Cu siguranță vârstele de 250Ma sunt datorate unor reluari/intineriri în fazele unlterioare aceleia în care aceste sisturi mezometamorfice s-au format.

Grupa sișturilor cristaline epimetamorfice aflorează pe aliniamentul Priopcea_Piatra Cernei și în culmile Boclugea și Coslugea. Vârsta acestor sișturi este antesiluriană, vârsta rezultată din relatiile stratigrafice, peste aceste sișturi stând formațiuni siluriene.

Sișturile cristaline din unitatea de Macin li se asociază magmatitele prehercinice reprezentate prin masivele de granit de la Megina si Coada Muchii. Punerea în loc a acestor masive de granitoide este conteporană sau preconteporană cu formarea sișturilor cristalilne asociate.

Invelisul sedimentar paleozoic începe din silurian, când aria nord dobrogeana funcționa ca un bazin intracratonic. In devonian în timpul tectogeneizei bretonice de la sfarsitul Devonianului zona a suferit o exondare, sedimetarea reluându-se în Carbonifer. Formațiunile siluriene se dispun discordant și transgresiv peste complexul sișturilor epimetamorfice, acestea fiind compuse din: sișturi argiloase filitoase, sișturi grafitoase, calcare dolomitice.

În Neodevonian au avut loc mișcăriile bretone. Acestea au determinat o metamorfozare de tip incipient a depozitelor paleozoice și cutarea și exondarea întregii arii nord-dobrogene, care apoi a fost supusă unor intense procese de denudare (erodare).

Procesul de sedimentare s-a reluat în Carbonifer când s-a depus o formațiune de 1500m-2000m (Formatiunea de Carapelit). Această formațiune este compusă din: conglomerate, gresii grosiere, tufuri porfirice, și chiar roci bazaltice în partea superiora (dealul Carapcea). Cu stratele de Carapelit se incheie procesul de sedimetare paleozoic, zona fiind afectată de tectogeneza sudetă care a fost însotită de un magmatism plutonic ce strapunge depozitele paleozoice inclusiv stratele de Carapelit și le metamorfozează la contact. Dintre granitoidele hercinece asociate tectogenezei sudetă se disting doua tipuri: 1) granite calcoal-caline de tip Greci și 2) granite alcaline de tip Turcoaia.

Invelisul Sedimentar Posthercinic

Dupa formarea structurilor hercinice, zonele unității de Macin au fost acoperite de ape și au funcționat ca zone de self (calm tectonic) în Traisic când s-au acumulat depozite preponderent calcaroase, fie ca zone labile în Jurasic cand zonele marginale au fost puternic deformate. Acumularile de sidimente au avut un caracter turbiditic și au fost asociate cu produse vulcanice datorate unei activitati vulcnice bimodale.

Unitatea de Niculițel

Aceasta Unitate are o pozitie centrală in Dobrogea de Nord fiind delimitată in partea de vest de linia Luncavița-Consul si de falia Posta Nalbat in est. Unitatea de Niculițel a rezultat din evoluția unei zone de rift intracratonic in perioada Mezo-triasic – Neotriasic. Riftul a evoluat într-o zona intracratonică și a dezvoltat o activitate vulcanică puternică predominant bazică (fig.12).

Astfel in alcatuirea pânzei de Niculițel intra vulcanite bazice si acide dar si o formatiune Neotriasică de fliș. Vulcanitele bazice sunt reprezentate prin curgeri de bazalte de tip pillow-lava, piroclastite, anamesite, dolerite , gabrouri. Vulcanitele bazice formează în întregime platoul Niculitel și se întâlnesc cu precadere în partea vestică a unității de Niculițel unde sunt asociate cu vulcanitele acide(fig.12). Vulcanitele acide sunt reprezentate în special de riolite, acestea fiind strabatute de de vulcanitele acide, dar întâlnim și situația inversă când vulcanitele bazice sunt traversate de vulcanitele acide. Rezulta ca venirea magmelor acide si Fig. 12 Harta Geologică a Dobrogei de Nord (V.Muthihac și Ionesi, 1974)

cele bazice au alternat, chimismul lor fiind de tip intraplacă.

Cuvertura sedimentară a panzei de Niculițel începe cu ,,formatiunea mixtă și este reprezentată pintr-o alternanață de calcarenite ,gresii calcaroase, sișturi calcaroase, asociate cu vucanite. Vârsta formatiunii mixte ca și a vulcanitelor nu este determinată foarte riguros, ea fiind mai noua decat a calcarele mezotriasice ce le înglobează.

In continuarea formațiunii mixte urmează o formațiune flișoida groasă de 500-600m constituită din gresii silicioase cu intercalații de argile siștoase. Vârsta acestei formațiuni apartine Norianului.

Unitatea Tulcea

Unitatea de Tulcea este intâlnita in jumatatea estică a dobrogei de Nord. La nord-est se invecineaza cu falia Galati-Sf Gheorghe, spre sud-vest se invecineaza cu falia Posta-Nalbat, la este se invecineaza cu platforma continentala a Mării Negre

Unitatea de Tulcea este compusă dintr-un fundament prealpin și un învelis sedimentar alpin format din depozite triasice și jurasice cutate în tectogenezele chimerice.

Fundamentul prealpin este format din formatiuni cristalifiene și depozite sedimentare paleozoice. Formațiunile cristalofiene sunt reprezentate de sișturi cristaline epimetamorfice cu o vârstă datată radiometric la 543Ma. Metamorfitele din Unitatea Tulcea sunt foarte asemanatoare cu cele ale unitații de Macin fiind produsul aceleiasi faze tectonice caledoniene timpurii.

Formațiuniile sedimentare în unitatea de Tulcea încep cu depozitele paleozoice ce corespund ciclului de sedimentare Silurian-Devonian, silurianul se acumulează într-un complex de cuartite negre și calcare, iar devonianul este reprezentat de gresii calcaroase și sișturi argiloase. Evolutia unitatii de Tulcea în paleozoicul târziu este diferită de cea a unității de Macin, astfel formațiunea de carpelit nu s-a mai acumulat. Zona a functionat ca arie emersa, iar faza de exondare determinată de tectogeneza bretonă a ținut în zona Tulcea până la sfarșitul Paleozicului.

Invelisul sedimetar alpin include depozite predominant calcaroase ce apartin în cea mai mare masură Triasicului si mai putin Jurasicului. In Jurasic zona Tulcea a evoluat la marginea unui rift deschis și a favorizat acumularea depozitelor tipice de flis. Doggerul este slab reprezentat fiind compus din depozite turbiditice cu belemniți. Malmul este compus din depozite carbonatice. Relatiile dintre calcarele care stau pe depozite turbiditice pun în evidență trecerea de la un mediu de sedimentare instabil la un mediu de sedimentare stabil ce a permis acumularea depozitelor calcaroase.

Bazinul Babadag

În timpul Cretacicului, Orogenul Nord Dobrogean a funcționat ca arie cratonizată și a fost supus doar unor mișcări pe verticală (uplif si downlift). Zona a suferit niște mișcari verticale negative și a devenit arie de acumulare a unor sedimente cvasi-orzontale. Aceste depozite s-au pastrat doar în partea sudică a Orogenului Nord Dobrogean și paortă numele de ,,Bazinul Babadag’’ . Vârsta acestor depozite nu a fost datată paleontologic dar putem spune ca sunt mai vechi decât conglomeratele cenomaniene pe care le suportă. Cenomanianul este afectat de o trangresiune majoră ce a determinat acumularea conglomeratelor cu ciment calcaros și a calcarelor lumașelice. Turonianul este reprezentat de depozite mai puțin grosiere și este reprezentatat de calcare grezoase albe și galbui și depozite conglomeratice mai fine. Procesul de sedimetare se încheie în Senonian când se depune o stivă de 100-150m de sedimente formată din calcare, marnocalcare și calcare grezoase.

Depresiunea Predobrogeană

A fost detectata ulterior prin investigații geofizice și prin foraje, fiind sitată în fața orogenului Nord Dobrogean la nord de falia Galati-Sf Gheorghe și se continua spre N-V pană in sudul Moldovei fiind cunoscută drept Drepresiunea Barladului. Depresiunea predobrogeana este compusa dintr-un sector estic si unul vestic denumit si Depresiunea Barladului. Din punct de vedere morofologic, depresiunii Barladului ii corespund colinele Bârladului, iar sectorului predobrogean îi corespunde delta Dunarii. Fundamentul depresiunii predobrogene nu a fost interceptat în forajele din depresiunea barladului iar fundamentul este presupus ca apartinand paltformei Scitice . Pe de alta parte forajele din zona deltei dunarii au patruns în depozitele trasice ale depresiunii iar unele au atins chiar si un fundament Paleozoic (calcare milonitice paleozoice). Acest facies indică un fundament ce apartine orogenului Nord Dobrogean în plus au fost intercepate și intercalii de vulcanite ce intaresc aceasta idee.

Tectonica Orogenului Nord Dobrogean

Aranjamentul tectonic al unității de Macin se datorează tectogenezei sudete ce a creat structuri în cute solzi, cu strate redresate la verticala si cu flancurile faliate. Spre sud-est unitățiile de Măcin sunt acoperite de depozitele cretacice ale dresiunii Babadag. Dintre cutele slozi amintim: Solzul de la Megina care vine în contact tectonic cu stratele de Carpelit din solzul Boclugea-Bugeac de-a lungul faliei Megina. Deși formațiunile din care sunt compusi cei doi solzi prezintă diferențe esentiale, in sozul de Boclugea-Bugeac lipsesc formațiunile siluriene, iar în solzul de Megina stratele de Carpelit au grosimi foarte reduse, acestea aparțin aceleiași unități tectonice iar diferențele enumerate mai sus sunt puse pe seama eroziunii. Vârsta încalecarii celor doi solzi este sudetă, varstă ce rezultă din lipsa depozitelor mai noi decat stratele de Carpelit prinse in sistemul cutelor. In partea sudică a unitatii de Macin a fost afectată de mișcările alpine din Neojurasic care au activat falia Peceneaga Camena ce a condus la declansarea unei activități vulcanice.

Miscările paleochimerice au determinat încalecarea unității de Macin peste unitatea de Niculițel, încalecare ce a avut loc dinspre vest. In urma acestei încălecari unitatea de Niculițel a fost puternic cutată si faliată capatând o structura de cute solzi. In partea vestică a unitații de Niculițel în fata faliei Luncavița-Consul se delimitează solzul Consul, iar pe Valea Taitei langa localitatea Nalbat se distinge solzul Saricea. Fruntea sozului de Saricea arată celași tip de relații ca dintre unitătiile de Macin și Niculitel.

Aranjamentul tectonic al pânzei de Tulcea este dat de mai multe faze tectonice ce aparțin atât ciclului hercinic cât și ciclului alpin. Primele deformări ale panzei de Tulcea sunt datorate mișcărilor caledoniene(presiluriene), când zona Tulcea evolua unitar în cadrul ariei Nord-Dobrogene. Pe langa procesele de metamorfism (generarea sișturilor cristaline epimetamorfice) ce au avut loc și au afectat și zona tulcea, zona a fost puternic cutată si ridicată

In timpul tectogenezei bretone când zona Tulciei funcționa în cadrul structural Nord-Dobrogean a avut loc cutarea stratelor paleozoice. Tectogeneza sudetă în zona Tulcea nu a avut urmări evidente fiind afectată puternit doar zona Măcin. In ciclul Alpin a avut loc coborarea în bloc a zonei Tulcea generând o trangresiunea marină de la începutul Triasicului. La sfârșitul triasicului au avut loc mișcările chimerice vechi ce au determinat încalecarea Pânzei de Niculițel peste peste unitatea de Tulcea. In mezo-jurasic a avut loc o amplă cutare, dar si o fractură majoră pe directia NV-SE (falia Sf-Gheorge) ce a afectat Orogenul Nord Dobrogean, delimitând spre nord un compartiment coborat si spre sud un compartiment ridicat. Primul compartiment cel coborat va evolua ca fundament al unei zone cu subsidență ridicată și este cunoscută astăzi ca Depresiunea Predobrogeană. Compartimentul sudic, ridicat, îl cunoaștem azi ca Orogenul Nord Dobrogean propriuzis.

Bibliografie:

Mutihac V. (1990) – Structura geologică a teritoriului României.

Strekeisen A. (1934): An. Inst. Gjo. R:>rn. XVI, București.

Anastasiu N., 1984. What are the "green clasts" of the Carpathyan Flpsch? – a petrographic, reconsideration, Rev. roum., geol., geoph., gheogr., 28, p.51 – 60;

Bădescu, D ., 2005. Evoluția tectono-stratigrafică (Mezozoică și Neozoică) a Carpațiilor Orientali

Contescu, L., Jipa, D., Mihailescu, Panin, N., 1966. The internal Paleogene flysch of the eastern Carpathians; paleocurrents, source areas and facies significance. Sedimentology, 7, 307321.

Ingersoll,R,V,. Dickinson,W,R., Graham, S,A., 1995, Remanent ocean basins, Cambrige, Blackwell, p. 363-391

Roure F., Roca E., Sassi W., 1993, The Neogene evolution of the Outer Carpathian flysch units (Poland, Ukraine and Romania): kinematics of a foreland/fold-and-thrust belt system. Sedimentary Geology, 86: 177-201.

Sanders, C., Andriessen, P and Cloetingh, S., 1999, Life cycle of the East Carpathian orogen: Erosion history of a doubly vergent critical wedge assessed by fission track thermochronology. Joumal of Geophysical Research 104(B12)

Săndulescu M., 1984, Geotectonica României, Edit. Tehnica, Bucuresti, 320 pp. June 2008.

Zweigel,P. , Ratschbacher,L., Frisch,W,. 1998, Kinematics of an arcuate fold–thrust belt:the southern Eastern Carpathians (Romania), Tectonophysics 297, 177–207

Pana D. (1998) Petrogenesis and tectonics of the basement rocks of the Apuseni Mountains: significance for the Apline tectonics of the Carpathians-Pannonian region. Ph.D. Thesis, Univ. of Alberta, Canada.

Pana D., Balintoni I. (2000) Igneous protoliths of the Biharia lithotectonic assemblage: timing of intrusion, geochemical consideration, tectonic setting. Studia Univ Babes-Bolyai, Geologia, XLV, 1, 3-22.

Pana D., Balintoni I., Heamen L., Creaser R. (2002) The U-Pb and Sm-Nd dating of the main lithotectonic assembrages of the Eastern Carpathians, Romania. Geologia Carpatica, 53, Special Issue, 177-180.

Olaru L., Dimitrescu R. (1994) Contributions preliminaires à la conaissance de l’age de la Sériie de Paiuseni du massif cristallin Highis. Rom. Journ. Stratigr., 76, 1-5, Bucuresti.