Geologia României [PDF]

Zitiervorschau

GEOLOGIA ROMÂNIEI

Conf.dr.doc.V M U T I H A C

ProEdr.L. I O N E S I

GEOLOGIA ROMÂNIEI

Editura

T

e h n i c ă

«C unoştinţa structurii geologice a unei ţări este criteriul pe care se reazem ă cea m ai m are parte din industriile şi din lucrările ei publice » G r e g o r iu Ş te fă n e s c u

(1882)

PREFAŢĂ Intensificarea lucrărilor de prospectare, explorare şi exploatare a subsolului României în ultimul deceniu a oferit numeroase date ştiin­ ţifice şi practice, a căror interpretare în lumina progreselor înregistrate pe plan mondial a permis să se obţină o imagine mai fidelă asupra structurii geologice, cu deosebire asupra terenurilor acoperite din vorlandul Carpaţilor. Acesta a fost considerentul pentru care am propus o nouă lucrare privind geologia României, ţinînd seamă şi de faptul că de la întocmirea ultimei ediţii a regretatului prof. N . Oncescu au trecut peste 10 ani. în lucrarea de fa ţă ne-am propus să prezentăm acele date şi concepţii care permit formarea unei imagini de ansamblu asupra structurii geologice a teritoriului României în stadiul actual al cunoaş­ terii. Progresele realizate sînt, evident, rezultatul eforturilor tuturor geologilor din ţara noastră, adăugate unei moşteniri de înaltă ţinută ştiinţifică lăsată de înaintaşi dintre care mulţi de prestigiu mondial, în limita volumului acceptat pentru o lucrare reprezentînd sinteza unui foarte vast material de cercetare sperăm că am realizat o pre­ zentare cu suficiente amănunte pentru ca cel interesat să poată recu­ noaşte in teren entităţile tectonice şi litostratigrafice, de aceea, în mod firesc, elementul descriptiv predomină. Am căutat, totuşi, să prezentăm şi elementele semnificative pentru înţelegerea prefacerilor la care a fost supus pămîntul românesc pînă a ajuns la structura sub care se prezintă astăzi. în dorinţa de a utiliza cît mai judicios spaţiul grafic, am renunţat la prezentarea istoricului cercetărilor geologice în România, a datelor fizico-geografice şi am limitat referinţele bibliografice citind numai lucrările mai recente şi pe cele care exprimă interpretări însuşite de majoritatea cercetătorilor. S-a avut în vedere şi faptul că lucrările menţionate în listele bibliografice au la rîndul lor o bibliografie care completează sau chiar epuizează informarea istorică. De altfel, fiecare cercetător geolog va recunoaşte în rîndurile acestei cărţi aportul său chiar dacă nu-l va putea delimita clar de aportul altora.

De un real sprijin in clarificarea unor probleme care s-au ridicat la sintetizarea datelor prezentate ne-au fost discuţiile cu colegii de la Institutul Geologic, cu cei din învăţămîntul superior şi de la alte instituţii cu profil geologic. Tuturor le exprimăm toată gratitudinea. Sugestiile date de Conf. dr. doc. Emilia Saulea şi de Prof, dr. doc. Dan Rădulescu, în calitate de referenţi ştiinţifici, au constituit un preţios ajutor pentru care le adresăm cele mai vii mulţumiri. în realizarea şi apariţia lucrării am găsit nu numai o bună înţelegere, dar am primit şi un substanţial concurs din partea Editurii tehnice, care şi-a făcut o tradiţie din editarea lucrărilor de Geologia României. Sperăm că lucrarea realizată va reprezenta un punct de plecare orientativ şi actual in cunoaşterea, evidenţierea şi valorificarea a noi resurse de substanţe minerale, atît de necesare dezvoltării econo­ miei patriei noastre. AUTORII Decembrie 1973

Cuprins E v o lu ţia ş i p o z iţia te rito r iu lu i R o m â n ie i tn ca d ru l geologic s tru c tu ra l g en era l (V . Mutihac) ............................................................... U n it ă ţ il e

1. P la tfo rm a M oldovenească

13

de vorland

(L. Ionesi)

.......................................................24

1.1. Stratigrafia ............................................................................................... ........25 1.1.1. Soclul............................................................................................... ........25 1.1.2. C uv ertu ra....................................................................................... ........28 1.2. Tectonica ............................................................................................... ........47 1.3. Resurse minerale şi perspective economice ...............................................51 2. Platform a Valahă (V . Mutihac) ...............................................................

53

2.1. Stratigrafia ................................................................................................ 2.1.1. Soclul............................................................................................... 2.1.2. C uv ertu ra....................................................................................... 2.2. Tectonica ............................................................................................... 2.3. Resurse minerale şi perspective economice .......................................

53 54 56 80 87

3. Platform a sud-dobrogeană (V. Mutihac) ...........................................

88

3.1. Stratigrafia ............................................................................................... 3.1.1. Soclul............................................................................................... 3.1.2. C uvertura....................................................................................... 3.2. Tectonica ............................................................................................... 3.3. Resurse minerale şi perspective economice .......................................

88 89 92 103 104

4. M asivul central-dobrogean (V . Mutihac) ............ ..............................

106

4.1. Stratigrafia ................................................................................................ 4.1.1. Soclul............................................................................................... 4.1.2. C u v ertu ra....................................................................................... 4.2. Tectonica ................................................................................................ 4.3. Resurse minerale şi perspective economice .......................................

106 107 110 116 118

5. Oro genul nord-dobro gean (V . Mutihac) ...........................................

120

5.1. Zona M ă cin ............................................................................................... 5.1.1. Stratigrafia ................................................................................... Şisturile cristaline ....................................................................... Magmatite antepaleozoice ....................................................... învelişul sedimentar paleozoic ............................................... Magmatite paleozoice ............................................................... 5.1.2. Tectonica ................................................................................... 5.2. Zona Tulcea ........................................................................................... 5.2.1. Stratigrafia ................................................................................... Şisturile cristaline .......................................................................

121 122 122 124 125 127 128 129 130 130

8 CUPRINS Magmatite antepaleozoice ....................................................... 132 învelişul sedimentar paleozoic.............................................132 133 Magmatite paleozoice ............................................................... învelişul sedimentar mezozoic ............................................... 133 Magmatite mezozoice ............................................................... 141 5.2.2. Tectonica ................................................................................... 142 5.3. Bazinul B abadag....................................................................................... 143 5.3.1. Stratigrafia ................................................................................... 144 5.3.2. Tectonica ................................................................................... 147 5.4. Resurse minerale şi perspective economice ....................................... 147 6. D ep resiu n ea P re d o b ro g e an ă ( V. Mutihac)

.......................................

149

6.1. Stratigrafia ................................................................................................ Fundamentul de origine podolică ...................................................... Fundamentul de origine nord-dobrogeană ....................................... Sedimentarul din depresiune ............................................................... 6.2. Tectonica ................................................................................................ 6.3. Resurse minerale şi perspective economice ....................................... Referinţe bibliografice pentru Unităţile de vorland ...........................................

151 151 152 153 157 158 159

U nităţile

carpatice

7. C a rp a ţii O rien ta li ....................................................................................... 7.1. Zona cristalino-mezozoică ( V Mutihac) ....................................... 7.1.1. Fundamentul cristalin................................................................... 7.1.2. învelişul a lp in ............................................................................... 7.1.2.1. Comparatimentul moldav ........................................... A. Stratigrafia ............................................................... a. învelişul preaustric ........................................... Suita bucovinică ............................................... Suita transilvană ............................................... b. învelişul posttectonic ....................................... B. Tectonica ............................................................... 7.1.2.2. Compartimentul Perşani ........................................... A. Stratigrafia ............................................................... a. învelişul preaustric ........................................... Suita bucovinică .......................... .................... Suita transilvană ............................................... b. învelişul posttectonic ................................... B. T ectonica................................................................... 7.1.2.3. Compartimentul Leaota-Bucegi-Piatra Mare .... A. Stratigrafia ............................................................... a. învelişul preaustric ........................................... b. învelişul posttectonic ....................................... B. T ectonica................................................................... 7.2. Zona klippelor şi a flişului transcarpatic (V . Mutihac) .............. A. Stratigrafia ............................................................... a. Klippele tectonice............................................... b. învelişul klippelor ........................................... B. Tectonica ............................................................... 7.3. Zona flişului carpatic (L. Ionesi) ....................................................... 7.3.1. Flişul intern ............................................................................... A. Stratigrafia ............................................................... a. Unitatea de Ceahlău........................................... b. Unitatea de Teleajen ...............................

166 167 168 182 182 185 185 185 193 200 205 210 210 210 210 216 218 220 222 222 223 231 233 236 237 237 240 242 243 244 245 246 255

CUPRINS

9

c. învelişul posttectonic ....................................... B. Tectonica ............................................................... 7.3.2. Flişul extern ............................................................................... A. Stratigrafia ............................................................... a. Unitatea de Audia ........................................... b. Unitatea de T a rc ă u ........................................... c. Unitatea Vrancea ............................................... B. Tectonica ............................................................... 7.4. Zona de molasă (V . Mutihac) ........................................................... A. Stratigrafia ............................................................... B. Tectonica ............................................................... 7.5. Zona vulcanitelor neogene (V. Mutihac) ................................... 7.5.1. Sectorul Călimani-Harghita ....................................................... 7.5.2. Sectorul Birgău-Rodna-Tibleş ............................................... 7.5.3. Sectorul G u tîi-O aş....................................................................... 7.5.4. Consideraţii asupra vîrstei vulcanitelor ................................... 7.5.5. Produse postvulcanice................................................................... 7.6.. Depresiuni intramontane (V . Mutihac) ........................................... 7.6.1. Depresiunea C om ăneşti............................................................... 7.6.2. Depresiunea Bîrsei ................................................................... 7.6.3. Depresiunile Borsec şi Bilbor ................................................... 7.6.4. Depresiunea Jolotca .............. .................................................... 7.6.5. Depresiunea Gheorghieni .......................................................... 7.6.6. Depresiunea Ciucului ............................................................... 7.7. Resurse minerale şi perspective economice .......................... ............ Referinţe bilbiografice pentru Carpaţii Orientali ...............................................

260 262 266 267 267 273 295 302 308

8. C a rp a ţii M erid io n ali (V . Mutihac)

363

.......................................................

8.1. Zona cristalino-mezozoică ................................................................... 8.1.1. Stratigrafia ................................................................................... 8.1.1.1. Autohtonul danubian ................................................... A. Masivele cristaline prealpine ............................... B. învelişul masivelor cristaline ........................... a. Zona Sviniţa- Svinecea ...................................' b. Zoan Presacina ............................................... c. Zona Cema-Jiu ............................................... d. Zona Coşuştea ............................................... 8.1.1.2. Pînza Getică ............................................................... A. Masivele cristaline prealpine ............................... B. învelişul masivelor cristaline ........................... a. Zona Reşiţa-Moldova Nouă ...................... b. Zona Dognecea ............................................... c. Zona Şopot ....................................................... d. Zona Vînturariţa ............................................... e. Zona Rusca Montană ................................... f. Sedimentarul getic de pe marginea depresiuunilor intramontane ........................................... g. Sedimentarul getic de pe peticele de acope­ rire ............................. ......................................... h. Magmatitele laramice ................................... C. Pînza de Severin ................................................... D. Depresiuni intram ontane....................................... a. Depresiunea Loviştea ................................... b. Depresiunea Petroşani ............................... c. Depresiunea Haţeg ................................... d. Depresiunea Streiului .......................................

31 1

322 328 329 339 341 344 345 346 346 349 350 351 351 351 352 356

364 364 365 365 383 384 392 397 407 409 410 429 430 437 438 438 440

443

448 448 451 453 453 454 458 459

10 C U P R I N S e. Depresiunea Caransebeş-Mehadia .............. f. Depresiunea Bozovici .................................. g. Depresiunea Sicheviţa şi culoarul Dunării h. Depresiunea Bahna ........................................... i. Culoarul Balta-Baia de Aramă ...................... 8.1.2. T e c to n ic a .............................. ........................................................ 8.2. Zona de molasă (Depresiunea Getică) ............................................... 8.2.1. Stratigrafia ................................................................................... 8.2.2. Tectonica ................................................................................... 8.3. Resurse minerale utile şi perspective econom ice.............................. Referinţe bibliografice pentru Carpaţii Meridionali ...........................................

460 462 463 464 465 465 471 471 484 485 490

9. M u n ţii A puseni (V. Mutihac) ...................................................................

495

9.1. Munţii Apuseni de nord ....................................................................... 9.1.1. Stratigrafia ................................................................................... 9.1.1.1. Masivele cristaline ................................................... 9.1.1.2. învelişul sedimentar al masivelor cristaline .......... A. Autohtonul de Bihor ........................................... B. Pînza de C o d ru ....................................................... 9.1.1.3. învelişul posttectonic ............................................... a. Depresiunea Roşia ........................................... b. Zona Vlădeasa ................................................... c. Grabenul Remeţi ............................................... d. Zona de margine a Depresiunii Borodului 9.1.1.3. Magmatitele laramice ............................................... 9.1.2. Tectonica ................................................................................... 9.2. M unţii Apuseni de sud ....................................................................... 9.2.1. Stratigrafia ................................................................................... 9.2.1.1. Masivele cristaline ................................................... 9.2.1.2. învelişul sedimentar al masivelor cristaline .... 9.2.1.3. învelişul posttectonic ............................................... 9.2.1.4. Magmatitele ofiolitice ............................................... 9.2.1.5. Magmatitele laramice ............................................... 9.2.1.6. Depresiuneni intramontane ....................................... a. Depresiunea Brad-Săcărîmb .......................... b. Depresiunea Zlatna-Almaş ........................... c. Depresiunea Roşia M ontană ........................... 9.2.1.7. Vulcanitele neogene ................................................... 9.2.2. Tectonica ................................................................................... 9.3. Resurse minerale şi perspective economice ....................................... Referinţe bibliografice pentru Munţii Apuseni ...................................................

496 498 498 504 504 512 520 520 522 522 523 523 526 535 536 536 537 546 547 552 553 553 554 555 555 562 565 566

10. D ep resiun ile in te rn e şi zonele ad iacen te (V . Mutihac)

..............

569

10.1. Depresiuni interne ........................................................................... 10.1.1. Depresiunea Transilvaniei ............................................... 10.1.1.1. Stratigrafia ........................................................... A. F undam netul................................................... B. Formaţiunile depresiunii ........................... 10.1.1.2. Tectonica ............................................................... 10.1.2. Depresiunea Panonică ........................................................... 10.1.2.1. Stratigrafia ........................................................... A. Fundamentul ................................................... B. Formaţiunile depresiunii ............................... 10.1.2.2. Tectonica ...............................................................

570 570 572 572 575 594 597 597 598 598 599

CUPRINS H 10.1.3. Depresiunea Şimleu Silvaniei............................................... 10.1.3.1. Stratigrafia ........................................................... A. Fundamentul ............................................... B. Formaţiunile depresiunii ............................... 10.1.3.2. Tectonica ............................................................... 10.2. Zonele adiacente.................................................................................... 10.2.1. Depresiunea Sighetului ....................................................... 10.2.2. Depresiunea Baia Mare ................................................... 10.2.3. Depresiunea Borodului ....................................................... 10.2.4. Depresiunea B eiuşului........................................................... 10.2.5. Depresiunea Zarandului ....................................................... 10.2.6. Culoarul şi Depresiunea Mureşului ................................... 10.2.7. Depresiunea Lugojului ....................................................... 10.2.8. Depresiunea Oraviţei ........................................................... 10.3. Resurse minerale şi perspective economice ................................... Referinţe bibliografice pentru depresiunile interne şi zonele adiacente ..........

600 600 600 601 604 604 605 607 611 613 617 620 622 625 626 627

E v o lu ţia p ă m în tu lu i ro m â n e sc in C u a tern a r (V. M u tih a c )----

631

A. Stratigrafia C uaternarului............................... B. Mişcările neotectonice ................................... C. Urmele activităţii u m a n e ............................... Referinţe bibliografice pentru Cuaternar .. : ..................................................... Bibliografie generală ................................................................................................

633 640 641 643 645

14 E V O L U Ţ I A Ş I P O Z I Ţ I A T E R I T O R I U L U I R O M Â N I E I

Evoluţia geologică a oricărei porţiuni din scoarţă constă în esenţă în trecerea de la stadiul de geosinclinal sau zonă labilă, la stadiul de regiune consolidată şi invers, prefaceri care sînt însoţite de procese tectono-magmatice foarte complexe. Unele zone ale scoarţei au rămas însă foarte de timpuriu arii rigide, funcţionînd în timpul mai multor perioade geologice ca regiuni de platformă în sensul larg al cuvîntului, adică regiuni cratonizate, fără a mai fi regenerate; altele au evoluat alternativ ca zone rigide şi ca arii geosinclinale. De aici posibilitatea şi necesitatea de a se delimita pe suprafaţa scoarţei arii structurale de diferite vîrste, cele mai recente fiind un rezultat al orogenezei alpine. De asemenea se constată că prefacerile ce au avut loc într-un sens sau altul nu au afectat totdeauna aceleaşi zone ci, în epoci diferite, au putut fi afectate numai anumite porţiuni din ceea ce anterior se individualiza ca unitate structurală. Concluzia este că o anumită unitate din ansamblul structural actual în evoluţia ante­ rioară a putut aparţine altor ansambluri structurale. De aici difi­ cultatea separării unităţilor evolutiv-structurale. Pe continentul european se pot delimita arii a căror structură s-a realizat în anumite cicluri tectono-magmatice. Pentru reconsti­ tuirea prefacerilor pe care le-a suferit pămîntul românesc şi înţe­ legerea structurii geologice actuale, interesează în mod deosebit ansamblurile arhitectonice în care se încadrează unităţile structu­ rale de pe teritoriul României. Alcătuirea geologico-structurală a teritoriului ţării pune în evidenţă existenţa atît a unor arii consolidate timpuriu, care alcă­ tuiesc vorlandul Carpaţilor, cît şi a unor regiuni care au suferit tran­ sformări profunde pînă în ciclul alpin inclusiv, evoluînd alternativ ca arii rigide şi ca arii labile; acestea se suprapun actualelor ţinuturi carpatice şi alcătuiesc în structura actuală unităţile carpatice (pl. I). Reconstituirea prefacerilor pe care le-a suferit pămîntul românesc evoluînd în cadrul unor arii mult mai întinse este cu atît mai ipotetică cu cît priveşte timpuri mai îndepărtate; de ase­ menea este cu atît mai greu de reconstituit înfăţişările paleogeografice ale diferitelor regiuni, cu cît acestea au fost transformate în mai multe cicluri tectono-magmatice, în timpul cărora au putut suferi nu numai modificări litogenetice, ci şi dislocări şi deplasări tectonice adesea pe distanţe considerabile. în timpurile foarte vechi, în Arhaic şi la începutul Proterozoicului, este de presupus că o bună parte din suprafaţa României se încadra într-un domeniu cu fundament de origine oceanică mult mai întins, care ocupa ariile dintre scuturile continentale; partea estică şi sud-estică aparţinea Scutului Ucrainean cu o largă dezvoltare spre est. în structura foarte complexă a Scutului Ucrainean s-au identificat cele mai vechi formaţiuni, reprezentate prin diferite

f i g . 1. Configuraţia geotectonică a teritoriului României în Proterozoicul inferior (după D. Giuşcă et al.):

1 — domeniul oceanic; 2 — formaţiuni de scut; 3 — fracturi profunde.

2. Configuraţia geotectonică a teritoriului României în Proterozoicul mediu (după D. Giuşcă et al.): f ig .

1 — arii geotinclinale; 2 — arii consolidate.

16 E V O L U Ţ I A Ş I P O Z IŢ IA T E R I T O R I U L U I R O M Â N I E I

varietăţi de gnaise, granitoide şi metabazite pentru care se apreciază vîrsta de 3500 mii. ani, aparţinînd Arhaicului. Pentru formaţiunile cele mai tinere, de exemplu formaţiunea de Ovruci alcătuită din gnaise şi şisturi pirofilitice urmate de granite de tip Rapakiwi,s-a obţinut vîrsta de 1350—1450 mii. ani. O vîrstă intermediară (1700— 1800 mii. ani) s-a dedus pentru metamorfitele feruginoase cunoscute sub numele de sistemul de Krivoi Rog, care se întünesc şi în funda­ mentul Dobrogei de sud. Toate însă pot reprezenta formaţiuni foarte vechi, regenerate. Rezultă că după desăvîrşirea orogenezei kareliene, în configu­ raţia geotectonică a pămîntului românesc se puteau delimita primele nuclee cratonizate (fig. 1) care făceau corp comun cu Scutul Ucrainean. în Proterozoicul mediu, aria consolidată se fragmentează prin regenerarea unor porţiuni ce s-ar suprapune Dobrogei cen­ trale şi de nord, încît aria geosinclinală din ţinuturile carpatice se întindea sub forma unui ram estic, creîndu-se în felul acesta un geosinclinal intracratonic (fig .2), care, în ciclurile ulterioare, se va reduce treptat însă va funcţiona ca atare pînă la începutul orogenezei alpine. Mişcările din Proterozoicul mediu au determinat un metamorfism regional mezozonal influenţînd şi partea sud-estică a ariei Scutului Ucrainean. în Proterozoicul superior şi începutul Paleozoicului, orogeneza baikaliană a determinat apariţia în ariile geosinclinale a unor cordiliere (fig. 3) care au avut drept consecinţă individualizarea unor domenii diferite. Acestea, în ciclurile ulterioare, au cunoscut o evoluţie proprie; aşa s-au diferenţiat de exemplu domeniul getic şi domeniul danubian; zonele din vecinătatea ariilor consolidate au căpătat o rigiditate mai timpurie ne mai fiind afectate de metamorfismul regional propriu-zis. O astfel de comportare a avut-o Dobrogea centrală şi celelalte zone în care se întîlneşte " formaţiunea şisturilor verzi" . Ţinuturile carpatice în schimb au fost afectate de metamorfismul regional în condiţiile de epizonă, formaţiunile acumulate fiind transformate în şisturi cristaline. în structura actuală acestea participă, alături de mezometamorfitele prebaikaliene, la alcătuirea masivelor cristaline prealpine. Efectele orogenezei baikaliene constau în consolidarea aproape în întregime a ţinuturilor dintre Carpaţi, Balcani şi Platforma esteuropeană. De aceasta din urmă, regiunile mai recent consolidate au rămas separate prin geosinclinalul intracratonic care s-a restrîns numai la Dobrogea de nord; spre est însă se prelungeşte prin Crimeea şi mai departe în Caucaz. Ultima etapă definitorie în realizarea structurii unităţilor din domeniul precarpatic s-a desăvîrşit în timpul diastrofismului hercinic-chimeric vechi (fig. 4). Principala consecinţă a acestui diastrofism o constituie cutarea şi ridicarea Dobrogei de nord,

f i g . 3. Configuraţia geotectonică a teritoriului României în Proterozoicul superior (după D. Giuşcă et al.):

1 — arii grosinclinale fa — metamorfitele din ţinutul carpatic; b — aria şisturilor verzi; c — cordiliere); 2 — arii rigide.

4. Configuraţia teritoriului României în Paleozoicul superior (după D. Giuşcă et al.): f ig .

1 — arii geosinclinare (a — submerse; 4 — exondate); 2 — arii rigide.

18 E V O L U Ţ IA Ş I P O Z I Ţ I A T E R I T O R I U L U I R O M Â N IE I

care, în urma fazei chimerice vechi, va deveni un sistem cutat emers alcătuind Orogenul nord-dobrogean ce s-a alăturat domeniu­ lui cratonizat. Pentru domeniul extracarpatic, diastrofismul hercinic şi paleo-chimeric a însemnat desăvîrşirea cratonizării acestor regiuni. Rezumativ se poate spune că în urma evoluţiei prealpine, în faţa domeniului carpatic s-au individualizat mai multe unităţi structu­ rale rigide, de vîrste diferite. în dezvoltarea lor ulterioară, unele dintre ele au continuat să funcţioneze perioade îndelungate ca zone de acumulare cu fundament stabilizat încît cuvertura sedi­ mentară nu a mai suferit deformări plicative, ele alcătuind, în ansam­ blul structural actual, unităţi de platformă în sensul restrîns al cuvîntului, (unităţi stabile a căror soclu este acoperit de o cuvertură necutată); altele se prezintă ca sisteme cutate emerse, rigide, cum sînt: Masivul central-dobrogean şi Orogenul nord-dobrogean. În regiunile carpatice, orogeneza hercinică a determinat importante deformări tectonice, suprafeţe întinse devenind exondate. Structogenul hercinic însă a fost regenerat în cutările alpine care au condus la definitivarea structurii actuale. Dacă pentru unităţile precarpatice, etapele definitorii ale structurii se înscriu în ciclurile prealpine, regiunile carpatice îşi datorează structura actuală orogenezei alpine, care s-a manifestat pe arii foarte întinse din sudul, centrul şi sud-estul continentului european, din Asia Mică şi mai departe. în ansamblul ariei de cutări alpine, regiunile carpatice au evoluat în cadrul sectorului est-mediteranean, care se desenează cu un contur amigdaloid între Alpii Orientali şi ţinuturile Anatoliei (fig. 5), ansamblul arhitectonic prezentînd o anumită simetrie. Această simetrie este dată de existenţa a două ramuri ce s-au com­ portat ca zone foarte labile, separate între ele prin masive mediane care au funcţionat ca mase cu o oarecare rigiditate. Ramura nordnord estică corespunde cutelor alpidice şi include alpidele propriuzise, carpatidele, balcanidele şi pontidele; ramura sud-sud vestică se suprapune cutelor dinarice şi include dinaridele, helenidele şi tauridele. între aceste zone intens cutate, zona mediană cu rol funcţional de arie mai rigidă prezintă în structura actuală anumite strangulări delimitînd mai multe masive. Astfel, în Anatolia se individualizează masivul Kirşehir, în Balcani masivul Rhodope şi în Carpaţi masivul Transilvano-Pannonic. Un alt element structural prezent în sectorul est-mediteranean al ariei de cutare alpină îl constituie complexele ofiolitice, interpre­ tate de H. Brunn ca marcînd zone de alunecare longitudinală la contactul dintre masivele mediane şi zonele geosinclinale, ceea ce explică curburile pe care le face sistemul alpin est-mediteranean. Structura alpidelor şi dinaridelor reflectă funcţia paleogeografică şi geotectonică pe care au avut-o ariile adiacente zonei

EVO LU ŢIA Ş I P O ZIŢIA T E R ITO R IU L U I RO M Â N IE I 1 9

mediane, de la formarea lor ca fose geosinclinale şi pînă la desăvîrşirea aranjamentului tectonic actual. Astfel, dispoziţia cutelor urmărită în sens transversal arată o succesiune în timp şi spaţiu a structurilor, deosebindu-se, atît în ramura alpidică cît şi în cea dinarică, o zonă internă care grupează cutele mai vechi realizate în Cretacic reprezentând internidele, şi o zonă externă care include structurile formate în Neozoic reprezentînd externidele (v. fig. 5). Această dispunere a structurilor sugerează o migrare centrifugă a ariei geosinclinale. în sens longitudinal, se constată de asemenea o grupare a structurilor pe anumite sectoare individualizîndu-se sisteme orogenice cu caractere structurale proprii ca: Orogenul Alpilor Orien­ tali, Orogenul carpatic, Orogenul balcanic, Orogenul pontic ş.a. în domeniul alpidic şi Orogenul dinaric, Orogenul elenic ş.a. în ramura dinaridelor. Individualizarea mai multor sisteme orogenice în lungul zonelor de cutare alpină şi prezenţa complexelor ofiolitice la con­ tactul dintre acestea şi masivele mediane, mai ales pentru ramura alpidică, vin în sprijinul teoriei tectonicii în plăci, potrivit căreia primele fose geosinclinale au apărut sub forma unor rifturi la con­ tactul dintre aria structurilor hercinice reprezentate prin masivele mediane şi regiunile cratonizate din faţă, cele două arii jucînd rol de plăci. în ansamblul structural est-mediteranean al ariei de cutare

5. Schiţa geotectonică a sistemului alpin în sectorul est-mediteranean (după H. Brun):

f ig .

1 — masive mediane ( Kt — Masivul Kirşehir; Rh — Masivul Rhodope; TP — Masivul Transilvano-Pannonic); 2 — zona de ofiolite; 3 . . . 4 — zone interne (3 — dinaride; 4 — alpide); 5 — zone externe.

20’ E V O L U Ţ I A Ş I P O Z IŢ IA T E R I T O R I U L U I R O M Â N I E I

alpină, unităţile carpatice din România au evoluat în cadrul siste­ mului de cute alpidice aparţinând Orogenului carpatic şi în cadrul zonei mediane reprezentată prin masivul Transilvano-Pannonic (v. fig. 5). Pe scurt se poate spune că teritoriul României, în ansamblul structural continental, aparţine la două mari regiuni structogenetice: 1) regiuni cratonizate sau regiuni de platformă, reprezentate prin Platforma est-europeană şi regiunea de platformă dintre Balcani şi Carpaţi, ambele formînd vorlandul Carpaţilor; 2) regiuni labile, de cutare alpină, reprezentate prin sistemul orogenic al Carpaţilor. De aici o primă divizare a unităţilor majore ale teritoriului României în: u n i t ă ţ i d e v o r l a n d ş i u n i t ă ţ i c a r p a t i c e (v. pl. I). O situaţie oarecum aparte o are orogenul nord-dobrogean, care a funcţionat ca arie grosinclinală concomitent cu ţinuturile carpatice pînă în faza paleochimerică, însă avînd o poziţie intracratonică. în structura actuală reprezintă totuşi o unitate de vorland. C uaternarul, reprezintă cea mai recentă etapă din evoluţia geo­ logică a pămîntului românesc, în care, pe structura preexistentă prin acţiunea agenţilor externi şi interni, s-a realizat morfostructura actuală. De aceea, Cuaternarul este tratat, în linii gene­ rale, la sfîrşitul lucrării.

22 U N I T Ă Ţ I L E

de

vorland

Aparţinînd unor regiuni consolidate ce se întind mult în afara graniţelor României, unităţile din vorlandul Carpaţilor Româneşti reprezintă de fapt părţile marginale ale regiunilor de platformă. Astfel, în contact cu Carpaţii Orientali vine marginea Platformei est-europene, iar Carpaţii Meridionali se mărginesc cu partea nordică a platformei dintre Carpaţi şi Balcani. Aceste zone margi­ nale ale regiunilor de platformă prezintă anumite particularităţi încît este justificată desemnarea lor sub denumiri proprii ca: Plat­ forma Moldovenească, Platforma Valahă etc. în zona de contact cu Orogenul carpatic, unităţile de plat­ formă au fost influenţate de mişcările alpine. Acestea au produs deformări rupturale pe planul cărora platforma coboară în trepte spre orogen. Această zonă deşi este acoperită de molasa carpatică, structogenetic aparţine unităţilor de vorland. într-o asemenea interpretare, delimitarea la suprafaţă între Orogenul carpatic şi unităţile de vorland este dată de falia pericarpatică în lungul căreia formaţiunile Depresiunii Pericarpatice încalecă peste depozitele necutate ale unităţilor din faţă. Aceste raporturi tectonice s-au realizat în timpul diastrofismului moldavic însă falia a fost reac­ tivată şi în Pliocen şi chiar mai tîrziu. Falia pericarpatică poate fi urmărită prin observaţii directe începînd de la graniţa de nord a ţării spre sud pînă în Valea Trotuşului; în zona de curbură este acoperită de depozitele pliocene şi cuaternare. De la Valea Buzăului spre vest, faliile care mărginesc structurile cele mai externe din zona cutelor diapire pot fi inter­ pretate ca un ecou al faliei pericarpatice. Prin foraje a fost iden­ tificată în zona localităţii Tinosu-Brazi şi se continuă spre vest pe la nord de Găeşti, nord-Drăgăşani, nord-Optaşi pînă în apro­ pierea oraşului Drobeta-Turnu Severin (v. pl. I). Limita între Orogenul carpatic şi vorland astfel descrisă este întrucîtva convenţională căci, de fapt, platforma se continuă mult sub structurile carpatice, fapt dovedit prin foraie. La suprafaţă însă este îndreptăţită considerarea faliei pericarpatice drept limita de separare a celor două domenii, deoarece aceasta marchează prima treaptă de coborîre accentuată a platformei sub Orogenul carpatic. Regiunile de platformă nu au avut o evoluţie comună în toate sectoarele, pentru că trecerea de la stadiul de geosinclinal la stadiul de regiune consolidată s-a desăvîrşit în perioade diferite. De aici structura foarte heterogenă, mai ales a ariei dintre Carpaţi şi Balcani, şi dificultatea de a delimita diversele unităţi evolutivstructurale. Dacă pentru regiunea consolidată din faţa Carpaţilor Orientali de pe teritoriul României cercetătorii sînt de acord în a o desemna sub numele de P l a t f o r m a M o l d o v e n e a s c ă , nu acelaşi lucru se întîmplă cu regiunea consolidată dintre Carpaţi şi Balcani.

U N I T Ă Ţ I L E D E VORLAND 23

întreaga regiune cu soclu heterogen dintre Carpaţi-Balcani şi Platforma est-europeană a fost desemnată de E. Boncev în 1947 sub numele de « Platforma Moesică ». Geologii români, urmărind să definească unităţi structurale omogene, au preluat denumirea de Platforma Moesică însă în sens diferit. Astfel, I. Băncilă exclude din Platforma Moesică Orogenul nord-dobrogean; N. Grigoraş elimină şi Dobrogea centrală, iar D. M. Preda limitează Platforma Moesică la teritoriul situat la vest de o linie ce ar uni localităţile Vălenii de Munte şi Călăraşi. în această situaţie, utilizarea denumirii de Platformă Moesică poate da naştere la ambiguităţi. Pe teritoriul României se întinde aproximativ jumătatea nordică a platformei dintre Balcani, Carpaţi şi Platforma est-europeană. în această jumătate nordică se poate constata prin observaţii directe caracterul heterogen al soclului, dat fiind că acesta afiorează pe suprafeţe întinse (Dobrogea). Acest fapt, la care se adaugă rezultatele forajelor, a permis stabilirea vîrstei consolidării soclului, a unor caracteristici structurale de detaliu precum şi evoluţia geo­ logică deosebită în anumite perioade geologice a diverselor sec­ toare. Evoluţia deosebită permite delimitarea mai multor unităţi cu caractere structurale proprii. Unele din ele, în care soclul apare la zi, prezintă structură de orogen, sau apar ca masive precambriene; alte sectoare au funcţionat ca depresiuni marginale iar parte din ele prezintă caractere tipice de platformă (regiuni în care soclul precambrian este acoperit de o cuvertură groasă de depozite necutate). Utilizînd din denumirile cunoscute pe acelea care sugerează atît caracterul structural al unităţilor respective cît şi localizarea spaţială, în cadrul regiunii consolidate dintre Carpaţi şi Balcani, pe teritoriul României se delimitează: P l a t ­ f o r m a V a l a h ă , P l a t f o r m a s u d-d o b r o g e a n ă , M a ­ s i v u l c e n t r a l - d o b r o g e a n , O r o g e n u l n o r d-d ob r o g e a n şi D e p r e s i u n e a P r e d o b r o g e a n ă . Aces­ tea, la care se adaugă P l a t f o r m a M o l d o v e n e a s c ă , alcătuiesc unităţile de vorland de pe teritoriul României (v. pl. I).

1 PLATFORMA MOLDOVENEASCĂ

în faţa Carpaţilor Orientali se întinde o regiune rigidă, consolidată timpuriu, reprezentînd o porţiune din marginea sud-vestică a marii Platforme est-europene, pentru care cea mai adecvată denu­ mire este de Platforma Moldovenească. Denumirea « Podişul Moldovenesc», utilizată mult timp, reflectă unele particularităţi morfologice, iar denumirile de « Platforma Epiproterozoică » sau « Epialgomiană » se referă la vîrsta consolidării şi nu au în con­ ţinutul lor localizarea în spaţiu. Platforma Moldovenească se limitează spre vest cu Orogenul carpatic, iar spre sud cu Depresiunea Bîrladului (fig. 6). Limita vestică se poate trasa la contactul dintre terenurile sarmaţiene necutate şi terenurile cutate ale molasei pericarpatice, pe linia: Vicovu de Sus — Păltinoasa — Tg. Neamţ — Buhuşi — Gura Văii (Valea Trotuşului). în realitate, contactul dintre Orogenul carpatic şi vorlandul său — Platforma Moldovenească — este mult mai complicat, căci orogenul, sub formă de pînze suprapuse, prinde sub el marginea vestică a platformei. Limita sudică cu Depresiunea Bîrladului este în mare măsură convenţională, fiind o limită de fundament, care corespunde treptei de scufundare accentuată a fundamentului Platformei Moldoveneşti după o linie care uneşte localităţile Berezeni — Crasna — Bogdana Tg. Plopana. Delimitarea reală se plasează pe linia de contact dintre Platforma Moldovenească şi regiunea de cutare hercinochimerică veche, care se găseşte undeva în zona de maximă afundare a Depresiunii Bîrladului. Întrucît formaţiunile Depresiunii Bîrla­ dului se extind şi pe o porţiune din marginea Platformei Moldo­ veneşti, în delimitarea dintre platformă şi depresiune trebuie avut în vedere şi acest lucru. Caracterul arbitrar al delimitării rezidă şi în faptul că din Cretacic, şi mai ales în Neogen, evoluţia Plat­ formei Moldoveneşti şi a Depresiunii Bîrladului a fost în mare măsură similară. Din punct de vedere morfologic Platforma Moldovenească prezintă o succesiune de dealuri, platouri şi coline, care reflectă

S T R A T I G R A F I A 25

destul de fidel structura geologică. Reţeaua hidrografică este tributară la două rîuri principale — Prutul şi Şiretul — care sînt văi asimetrice, cu afluenţi scurţi pe stînga şi dezvoltaţi pe dreapta.

1.1. S T R A T IG R A F IA

în evoluţia geologică a Platformei Moldoveneşti se pot separa două etape sau stadii diferite; prima de arie mobilă geonsinclinală şi a doua de arie rigidă, cu stabilitate mare, platformică. Prima etapă este materializată în soclul cristalin, iar cea de-a doua prin stiva de depozite ce repauzează pe soclu, care-şi păstrează mai mult sau mai puţin caracterul iniţial de sedimentare (sub aspect tectonic) şi al căror ansamblu constituie cuvertura. Pe cea mai mare parte din Platforma Moldovenească aflorează depozite sarmaţiene (v. fig. 6). Procesele erozive au dezvelit de sub acestea, în partea de NE, în malul Prutului, depozite ale Tortonianului şi Cretacicului superior. Formaţiunile mai vechi au fost cercetate prin foraje. Cunoaşterea acestora, inclusiv a soclului, este dependentă de numărul forajelor şi carotelor extrase. Orice nou foraj poate furniza date noi, care să schimbe imaginea despre alcă­ tuirea şi chiar evoluţia regiunii.

1.1.1.

SOCLUL Informaţii despre alcătuirea soclului s-au obţinut prin forajele de la Iaşi, Todireni, Bătrîneşti şi Popeşti. Din cele cinci foraje săpate la Nicolina-Iaşi, două au interceptat soclul la adîncimea de 1121 m şi l-au străbătut pînă la 1165,2 m şi respectiv 1391,4 m. Soclul este alcătuit, după V. Ianovici şi D. Giuşcă, din paragnaise plagioclazice de culoare cenuşiu închis cu structură granoblastică, între care apar intercalate gnaise leucocrate, larg cristalizate, din care unele au structură pegmatoidă. în forajul săpat la Popeşti (W. de Iaşi) soclul a fost străbătut pe o grosime de 30 m, fiind alcătuit din paragnaise cu biotit. Forajul care a străbătut cel mai adînc soclul este cel de la Todireni (jud. Botoşani). Aici sonda a intrat în soclu la cca. 950 m şi l-a străbătut pînă la 1433 m, obţinîndu-se o coloană de cca 500 m. După D. Giuşcă şi alţii, cea mai mare

Harta geologică a Platformei Moldoveneşti şi Depresiunii Bîrladului (după I. Atanasiu, N. Macarovici, P. Jeanrenaud, Bica Ionesi, C. Ghenea).

f i g . 6.

S T R A T I G R A F I A 27

pate este formată din şisturi migmatice roşii sau cenuşii, cu ochiuri largi de microclin, cu textură gnaisică pînă la masivă, alcătuite din microclin, oligoclaz, cuarţ, biotit şi hornblendă. în partea inferioară a coloanei s-au întîlnit şi intercalaţii de paragnaise plagioclazice cu biotit. Gnaisele de Todireni sînt străbătute de numeroase filoane de pegmatite roşii sau roz, iar spre baza coloanei s-au întîlnit granite roz cu muscovit şi biotit. De asemenea a fost interceptat şi un filon de bazalt. Forajul de la Bătrîneşti (la N de Todireni) a străbătut, începînd de la 1008 m, pe o grosime de 40 m, gnaise plagioclazice cu biotit şi hornblendă, larg cristalizate, străbătute de filoane de pegmatite cu microclin roz sau verde. Pentru stabilirea vîrstei formaţiunilor care alcătuiesc soclul, D. Giuşcă, V. Ivanovici şi al. au efectuat determinări de vîrstă absolută prin metoda potasiuargon. Analizele făcute asupra biotitului din gnaise au arătat valori.între 1398 şi 1500 mii. ani; pentru biotitul din granitul roz 1280 mii. ani* iar pentru microclinul din gnaise şi pegmatite 1005—1593 mil. ani. Rezultă că vîrsta formaţiunilor cristaline este incontestabil p r e c a m b r i a n ă . Masivul Ucrainean, unde soclul Platformei est-europene apare la zi, furnizează elemente de comparaţie, cum sînt asemănările petrografice şi chiar vîrsta absolută apropiată (1600 mii. ani). Aici se presupune că formaţiunile cristaline reprezintă Arhaicul superior, dar că împreună cu magmatitele vechi au suferit influenţa unor mişcări orogenice în Proterozoicul mijlociu. în acest mod s-ar explica vîrsta absolută de numai 1600 mii. ani. D. Giuşcă, V. Ianovici şi al. sînt de părere că o concluzie asemănătoare poate fi acceptată, deocamdată, şi pentru formaţiunile cristaline din soclul Platformei Moldoveneşti. Bazaltele interceptate în forajul de la Todireni sînt probabil infracambriene (Riphean), ţinînd seama de frecvenţa apariţiilor de bazalte infracambriene din Masivul Ucrainean. Alcătuirea marginii vestice a platformei, inclusiv a părţii prinse sub orogen, nu se cunoaşte direct, încît se pot emite numai ipoteze. Identificarea unor depozite paleozoice în forajele din împrejurimile oraşului Rădăuţi, respectiv din apropierea orogenului, sugerează o situaţie similară cu partea estică a platformei. în forajele efectuate în apropierea localităţii Budeşti (Jud. Neamţ) şi la Bacău, depozitele paleozoice (carbonifere sau devoniene) se dispun pe o formaţiune cutată, alcătuită din argilite şi gresii verzui sau cenuşiu-verzui, în care N. Balteş şi al. au determinat o paleocenoză cu Protosphaeridium apropiată de cea descrisă în şisturile verzi din Dobrogea centrală. Deşi datele de observaţie sînt puţine şi insuficient de concludente, se pare că în marginea vestică a Platformei Moldoveneşti se sudează sau se suprapune soclului est-european un altul cu o constituţie diferită, mai tînăr, însă neregenerat hercinic sau alpin. Acesta ar putea fi o prelungire a şisturilor verzi din Dobrogea centrală, consolidate în ciclul baikalian. Frecvenţa elementelor de şisturi verzi în depozitele flişului extern şi în molasa pericarpatică vine să confirme acest lucru. în concluzie, din datele care se cunosc pînă în prezent, soclul Platformei Moldoveneşti reprezintă o prelungire a formaţiunilor cristaline ale Masivului Ucrainean (Arhaic), dar cu regenerare în Proterozoicul mediu. în marginea vestică, la acesta se sudează sau se suprapune probabil o prelungire a şisturilor verzi din Dobrogea centrală.

28 P L A T F O R M A M OLD OVENEASCĂ

1.1.2. CUVERTURA Pe soclul vechi, rigid şi peneplenizat, repauzează o stivă de formaţiuni paleozoice (eventual şi mai vechi), mezozoice şi neozoice, neafectate de mişcări cu caracter plicativ. Dintre acestea cele mai vechi depozite care au fost scoase la zi prin ero­ ziune sînt cele cenomaniene din malul Prutului. Informaţii despre depozite mai vechi s-au obţinut prin foraje (fig. 7). Deosebit de importante sînt comparaţiile care se pot face cu Masivul Ucrai­ nean, în special cu ceea ce se cunoaşte pe Malul Nistrului, unde aceste formaţiuni sînt deschise şi au fost studiate în amănunt. F o rm a ţiu n ile p re silu rie n e . Cele mai vechi depozite paleozoice care se aştern orizontal pe suprafaţa peneplenizată a soclului, dovedite pe criterii paleon­ tologice, aparţin Silurianului. Pe marginile de S şi SW ale Platformei Moldoveneşti s-au identificat depozite de vîrstă Devonian şi Carbonifer. între Silurian şi supra­ faţa soclului mai există o stivă de depozite, cu o grosime pînă la 600 m, care prin poziţia stratigrafic-geometrică au fost raportate Ordovicianului. Prin corelare cu situaţia din R. S. S. Moldovenească se pare că cel puţin o parte din aceste depo­ zite, dacă nu în totalitate, sînt mai vechi decît Ordovicianul, coborînd pînă în Proterozoicul superior. Dată fiind incertitudinea datării, desemnarea lor sub numele de « Presilurian » pare mai justificată. între cristalin şi Silurianul datat paleontologic, în forajele Iaşi, Popeşti, Todireni şi Bătrîneşti s-au interceptat formaţiuni sedimentare grezo-argüoase pe o grosime cuprinsă între 400 m (Todireni) şi 519 m (Iaşi). Litologia diferă foarte puţin de la un foraj la altul. La Bătrîneşti, succesiunea începe prin gresii cuarţitice grosiere ce au în bază conglomerate cu elemente de cristalin, iar la Todireni prin gresii arcoziene cenuşii-albicioase, urmate de gresii cuarţitice sau gresii argiloase de culoare închisă, cu intercalaţii de şisturi argiloase, ardeziene, cenuşii-verzui sau mai rar brune. La Bătrîneşti, succesiunea se încheie printr-un pachet de gresii, care au în bază un nivel de conglomerate mărunte ce includ şi elemente de argile negre. în forajele de la Iaşi şi Popeşti apare o alternanţă de şisturi argiloase şi gresii argiloase similare cu cele descrise mai sus, în baza cărora se găsesc de ase­ menea gresii cuarţitice grosiere, cenuşii-albicioase, cu o grosime de 21 m, pe care N. Macarovici le-a paralelizat cu gresia de Cosăuţi din malul Nistrului. în depozitele menţionate nu s-au identificat pînă în prezent micro- sau macrofosile care să permită precizarea vîrstei. Se cunosc doar unele resturi vege­ tale. Astfel N. Balteş şi al. semnalează în forajele de la Iaşi, din partea mijlocie şi superioară, o fitocenoză săracă şi rău conservată cu Leiosphaeridium sp., Tasmanites sp., Michrohystridium sp., care ar indica vîrsta Paleozoic inferior. Recent, Violeta Iliescu a identificat în materialul carotat de forajele de la Iaşi şi Bătrîneşti în depozitele presiluriene prezenţa Cambrianului şi Ordovicianului pe baza unei asociaţii palinoprotistologice cu: Tasmanites sp., Protosphaeridium tuberculiferum, P. clarum, Synsphaeridium conglutinatum, Stictosphaeridium pectinale, Favosphaeri-

7. Coloana stratigrafică sintetică a formaţiunilor presarmaţiene din Platforma Moldovenească.

fig .

30 P L A T F O R M A M OLDOVENEASCĂ

diurn faosum, Cymatiosphaera sp. Se consideră că sub adîncimile de 900 m (Iaşi) şi 760 m (Bătrîneşti) depozitele ar aparţine Precambrianului, deoarece se găsesc elemente mai puţin evoluate şi lipsesc cele caracteristice Paleozoicului. în R. S. S. Moldovenească, unde astfel de depozite apar la zi în malul Nis­ trului, R. D. Bukatciuk şi A. Edelstein atribuie formaţiunile cuprinse între cris­ talin şi orizontul gresiilor de Molodova (Ordovician superior), Proterozoicului superior şi Cambrianului. Astfel, gresiile de Cosăuţi sînt atribuite Proterozoicului superior, iar argilitele cu fosforite (şisturile de Naslavcea după T. Văscăuţanu), Infracambrianului. în acest lung interval n-a fost continuitate, ci au existat unele întreruperi în sedimentare. Pentru stabilirea unor repere ar trebui identificat echivalentul gresiilor de Molodova, a căror vîrstă ordoviciană este unanim admisă, pe baza conţinutului în faună. Orizontul de Molodova situat în partea superioară a formaţiunilor nefosilifere are, după T. Văşcăuţanu, o grosime redusă (4—5 m) şi se caracterizează prin prezenţa unor elemente rulate de natură argiloasă, care imprimă, cînd sînt aglomerate, un caracter microconglomeratic. Litologic ar corespunde acestui orizont pachetul de gresii cu nivelul de conglomerate cu elemente de argilite în bază din forajul Bătrîneşti. Emilia Saulea este de părere că se pot corela cu gresia de Molodova şi gresiile cu galeţi de argilite negre, care conţin prima faună cu brahiopode şi entroce de crinoidee, din forajul Todireni. în forajul de la Iaşi la adîndmea 572 m s-a constatat prezenţa unor pietrişuri rulate de cuarţite negre, dispersate într-o gresie argiloasă. Gresiile de Molodova sînt foarte fosilifere, în schimb, depozitele asemănătoare litologic din forajele amintite sînt lipsite de faună. La est de Prut, numai gresiile de Molodova sînt atribuite Ordovicianului, formaţiunile inferioare fiind raportate, după cum s-a arătat, Cambrianului şi Prote­ rozoicului superior, iar cele superioare Silurianului. Secţiunea cea mai completă a Ordovicianului (inferior, mijlociu şi parţial superior) a fost pusă în evidenţă prin sondajele din partea de NW a Volhiniei, avînd o grosime însumată de circa 85 m. în forajele din Platforma Moldovenească nu există, pînă în prezent, nici un fel de argumente care să justifice atribuirea depozitelor de sub Silurian (cu o grosime pînă la 600 m) în întregime Ordovicianului. Fără îndoială, acesta există în partea superioară a formaţiunilor nefosilifere sau în baza celor fosilifere. Litologic, s-au identificat, în unele foraje, depozite asemănătoare cu gresiile de Molodova, însă corelarea strictă va trebui confirmată şi paleontologic. S ilu rian u l. Spre deosebire de formaţiunile mai vechi, Silurianul este dovedit palentologic printr-o faimă relativ bogată. A fost identificat în numeroase foraje, pe întreaga platformă (fig. 8). Grosimea depozitelor variază între 120 m (Popeşti) şi 300 m (Todireni, Bătrîneşti). în partea de NE, în regiunea RădăuţiPrut, apare aproape de suprafaţă, la circa 60—70 m, iar spre W şi S, se află la adîncimi din ce în ce mai mari (Todireni între 241 m şi 520 m ; Iaşi între 356,6 m şi 602 m ; Rădăuţi-Suceava sub 1000 m şi Ivăneşti sub 1500 m). Litologic, depozitele raportate Silurianului sînt reprezentate prin calcare fine, unele spatice sau organogene, cu intercalaţii reduse de marne, gresii calcaroase şi argile, toate de culoare cenuşiu-negricioasă. în forajele Todireni şi Bătrî-

32 P L A T F O R M A M O L D O V E N E A SC Ă

Semne litologice de bazâ utilizate în hărţile littfaciale

M arne

I It H

o ( o fo i

peste care se dezvoltă calcare cu un aspect caracteristic vermiculat. Dinspre baza acestora din urmă provin exemplare de Costatoria costata, pe baza cărora se atri­ buie vîrsta Campilian dolomitelor inferioare şi calcarelor vermiculate din baza orizontului respectiv. Triasicul mediu include parte din calcarele vermiculate urmate de calcare organogene stratificate sau marnocalcare. Calcarele organogene trec lateral la

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 0 7

dolomite, acestea din urmă alcătuind dolomitele superioare. Din calcarele organo­ gene clin M unţii Bihor, M. Bleahu et. al. menţionează exemplare de Daonella tridentina, D. pichleri, Encrinus cassianus, la care O. Dragastan şi M. Diaconu adaugă o bogată asociaţie microfacială cu Diplopora annulata, D. philosophi, Physoporella minutula, Ph. pauciforata sulcata, Teutloporella herculea, T. triasina, T. nodosa etc. Conţinutul paleontologic indică pentru calcarele masive şi dolomitele superioare vîrsta A n i s i a n s u p e r i o r - L a d i n i a n , de unde rezultă vîrsta A n i s i a n pentru calcarele vermiculate subjacente. Cu unele modificări faciale neesenţiale, Triasicul inferior şi mediu au aceeaşi dezvoltare în toate ariile de aflorare. Astfel, în regiunea Roşia-Meziad, I. Preda a identificat (v. fig. 189) Triasicul inferior alcătuit din conglomerate, gresii cuarţoase, gresii micacee şisturi argiloase roşii, dolomite şi calcare dolomitice. Triasicul mediu are o dezvoltare similară cu aceea a Triasicului mediu din regiunea Bucea, fiind reprezentat prin calcare de culoare închisă, calcare dolomitice, şi dolomite urmate de calcare albe masive, organogene. O succesiune a Triasicului în facies asemănător celui descris a constatat T. Krăutner şi în regiunea izvoarelor Someşului Cald. Nici în zonele de pe rama depresiunilor neogene, succesiunea Triasicului nu prezintă modificări importante (v. fig. 189). Astfel, la marginea Depresiunii Borod, pe versantul sudic al Munţilor Plopiş Triasicul apare discontinuu, dispunîndu-se direct peste şisturile cristaline. Succesiunea depozitelor începe prin gresii cuarţoase şi şisturi argiloase roşii urmate de dolomite masive ce pot depăşi grosimea de 100 m. în continuare se dezvoltă calcare în plăci avînd o grosime de 50 m. Deasupra acestora se individualizează un nivel de marnoargile şistoase gros de 10 m, cu intercalaţii subţiri de calcare lumaşelice din care D. Istocescu et al. menţionează: Encrinus sp., Coenothyris aff. nilgaris, Aulacothyris incurvata, Miophoria elegans, Cuspidaria siliqua, Chlamys cf. asperulatus etc., asociaţie ce indică vîrsta Anisian. Succesiunea triasică se continuă prin calcare şi calcare dolomitice pînă la 100 m grosime şi se încheie cu calcare marmoreene albe, din care se cunoaşte: Cidaris roemeri indicînd vîrsta Ladinian. Este evidentă similitudinea dintre Triasicul de pe rama cristalină şi din celelalte zone. Carnianului şi Norianului le corespunde o lacună de sedimentare. Rheţianul nu este dovedit paleontologic; se atribuie o atare vîrsta unor depozite reprezentate prin brecii calcaroase şi argile roşii în grosime de 10 m, care aflorează pe alocuri stînd deasupra calcarelor ladiniene, cum se întîlneşte de exemplu în regiunea Ferice. J u ra sic u l marchează reluarea procesului de sedimentare în domeniul de Bihor, după faza de exondare corespunzătoare diastrofismului paleochimeric. Sedimentarea s-a continuat fără întrerupere în toată perioada jurasică, timp în care s-au acumulat depozite predominant carbonatice, exceptînd depozitele din baza succesiunii, care au caracter detritic. Pe criterii paleontologice au fost identi­ ficate şi delimitate toate etajele sistemului (fig. 190). , Depozitele jurasice ocupă suprafeţe întinse în autohtonul de Bihor, delimitîndu-se pe două zone principale: una în partea est-centrală a Munţilor Pădurea Craiului între depresiunea Borodului şi depresiunea Roşia, iar cea de a doua în partea sud-vestică a Munţilor Bihor între aria de dezvoltare a Triasicului spre

508 M U N Ţ II A P U SE N I

f ig .

190. Coloana stratigrafică a Jurasicului din autohtonul de Bihor.

Œ şi linia de încălecare a unităţii de Codru spre SW. Pe arii mai restrînse se lai întîlnesc depozite jurasice în grabenul din bazinul superior al Someşului 'aid şi la NW de masivul Vlădeasa, în grabenul Remeţi (v. pl. V). Liasicul începe prin depozite psefito-psamitice peste care se dezvoltă depoite predominant carbonatice (v. fig. 190). în baza succesiunii liasice se indiviualizează un complex reprezentat prin brecii, conglomerate cuarţoase, gresii şi rcoze cu intercalaţii de argile roşii şi argile refractare. Din ele, Al. Semaka menonează o floră fosilă cu Todites denticulata şi Cladophlebis rumana, iar într-un ivel superior de gresii în plăci Gr. Răileanu a identificat un exemplar de Arietites uklandi. Depozitele descrise, care amintesc faciesul de Gresten fără cărbuni, îvin H e t t a n g i a n — S i n e m u r i a n u l u i . Acestea apar bine deschise i profilul de pe valea Lazuri, în regiunea Roşia—Căbeşti şi au fost recunoscute în celelalte zone de aflorare a Jurasicului. în continuitate de sedimentare urmează o suită de calcare detritice, marnoilcare, calcare cu silexite, calcare spatice, marne şi marne nisipoase, cu glauconit ■c. Aceste depozite sînt foarte fosilifere ; din ele, T. Krăutner menţionează exemlare de Amaltheus margaritatus, la care I. Preda adaugă din regiunea Roşia— abeşti (de pe valea Lazuri) o bogată faună reprezentată prin: Bisiphytes striatus, artschiceras partschi, Metacymbites centriglobus, Amaltheus bifurcatus, A. subnodo-

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5Q9

sus, A. sţriatus, Pleuroceras solare, P. quadratum, P. spinatum, Arieticeras apertum, Protogrammoceras normanianum şi numeroase brachiopode şi lamelibrachiate printre care Spiriferina rostrata, Terebratulla punctata, Waldheimia subnumismalis, Pseudopecten aequivalvis, Gryphaea cymbium etc, acestea din urmă formînd ade­ vărate lumaşele. Asociaţia faunistică indică vîrsta Liasic mediu, respectiv Pliensbachian — Domerian. Succesiunea Liasicului se încheie cu un pachet de marne şi marnocalcare, în care R. Thalmann şi apoi D. Patrulius au identificat în zona din partea centrală şi nordică a Munţilor Pădurea Craiului, o faună cu Hildoceras bifrons, Grammoceras thouarsense, Pseudogrammoceras quadratum etc., care indică T o a r c i a n u l . O faună amonitică cu aceeaşi semnificaţie biostratigrafică a descris Elena Popa din grabenul Remeţi, iar din zona Roşia, I. Preda a făcut cunoscută o foarte bogată faună amonitică cu: Dactylioceras annulatiforme, D. marioni, Hildaites serpentinus, Harpoceras falcifer H. grüneri, Harpoceratoides connectens, Hildoceras sublevisoni, Haugia variabilis, Harpoceras subplanulatum, Grammoceras striatulum, G. dortesense Pseudobioceras compactile, Pseudogrammoceras fallaciosum, P. subfallaciosum, P. quadratum, Hammatoceras subinsigne etc. Această asociaţie amonitică a permis identificarea în regiunea Roşia a tuturor zonelor paleontologice clasice pentru Toarcian. Liasicul mediu şi superior în facies carbonatic se întîlneşte în toate zonele de dezvoltare a Jurasicului, ocupînd ariile cele mai întinse în Munţii Pădurea Craiului, în timp ce în Munţii Bihorului se urmăreşte doar ca benzi înguste. Doggerul urmează în continuitate de sedimentare peste Liasic şi este repre­ zentat prin depozite carbonatice în care sînt frecvente calcarele oolitice foarte bogat fosilifere. Succesiuni complete se pot urmări la Bratca şi Vadu Crişului (descrisă de D. Patrulius) şi pe valea Lazuri în zona Roşia—Căbeşti (descrisă de I. Preda). Doggerul începe printr-un pachet de marne şi marnocalcare uneori glauconitice, din care se cunoaşte o bogată faună cu: Leioceras comptum, L. opalinum, Ludwigia murchisoni, Ludwigella rudis, asociaţie care indică A a l e n i a n u l . Ca litofacies depozitele respective amintesc adesea faciesul de Flekenmergel din Alpi. în continuitate de sedimentare se dezvoltă marnocalcare şi calcare oolitice sau calcare spatice de culoare roşie, din care I. Preda în regiunea Roşia citează o faună cu Graphoceras decorum, Reynessella lineata, Emileia brocchii, la care se adaugă Stephanoceras humphriesianum, Entolium spathulatum, E. renevieri etc. Asociaţia faunistică conferă depozitelor respective vîrsta B a j o c i a n — B a t h o nianinferior. Succesiunea Jurasicului mediu se continuă prin calcare nisipoase şi marno­ calcare uneori de culoare roşie, foarte fosilifere, conţinînd echinide, brachiopode, lamelibranchiate, gasteropode şi amoniţi, din care s-a identificat printre altele : Oppelia aspidoides O. fusca, Macrocephalites macrocephalus, M. compressus, Grossouvria sulcifera, Siemiradzkia aurigera etc. Conţinutul faunistic atestă pentru aceste depozite vîrsta B a t h o n i a n s u p e r i o r — C a l l o v i a n i n f e ­ r i o r . Doggerul se încheie printr-un nivel de calcare marnoase din care provin exemplare de Reineckeia anceps şi Hibolites hastatus, pe baza cărora se atribuie acestor depozite vîrsta C a l l o v i a n s u p e r i o r . Doggerul cu dezvoltarea amintită aflorează în toate zonele în care se întîlneşte Jurasicul.

510 M U N Ţ II APUSENI

Malmul este reprezentat exclusiv prin calcare, în partea terminală avînd o largă dezvoltare calcarele recifale. Succesiunea Jurasicului superior începe prin calcare pseudoolitice sau calcare noduloase cu accidente silicioase, din care se menţionează Perisphinctes plicatilis şi microfaciesul cu Saccocoma de unde se deduce vîrsta O x f o r d i a n — K i m m e r i d g i a n a acestora. în continuitate de sedimentare se dezvoltă calcare masive organogene în care s-au găsit Nerinea şi exemplare de Diceras şi Ellipsactinia. Faciesul cu Diceras se întîlneşte în partea nordică şi centrală a zonei din M unţii Pădurea Craiului, iar spre S se dezvoltă calcare negre algolitice, bine deschise în Cheile Albioarei. Conţinutul paleontologic indică pentru calcarele masive organogene vîrsta T i t h o n i c , reprezentînd faciesul calcarelor de Stramberg. Spre sfîrşitul Jurasicului superior are loc o fază de exondare însoţită de ero­ ziune. In acest timp au existat condiţii favorabile formării bauxitelor care s-au acumulat în excavaţiile de pe suprafaţa de alterare a calcarelor tithonice, adesea în cantităţi importante încît formează obiectul unor exploatări în Pădurea Craiului. C retacicul. Faza de exondare de la sfîrşitul Jurasicului s-a prelungit şi la începutul Cretacicului, încît reluarea procesului de sedimentare nu coincide cu începutul sistemului cretacic. Acesta începe prin depozite lacustre, după care se instalează un regim marin ce se menţine pînă la sfîrşitul Cretacicului inferior, în tot acest interval a luat naştere o alternanţă de depozite carbonatice cu depo­ zite detritice, a căror grosime depăşeşte 1000 m (fig. 191). Neocomianul este incomplet dezvoltat, fiind reprezentat printr-un nivel de calcare de apă dulce de culoare neagră, în grosime de cîţiva metri, cu fructificaţii de characee (Porochara, Clavator etc.) gasteropode şi ostracode. Resturile de organisme fosile nu au o semnificaţie cronostratigrafică, însă se presupune că nivelul de calcare negre aparţine H a u t e r i v i a n u l u i . Acestea se dispun peste calcarele tithonice sau peste bauxite şi apar bine deschise în Cheile Albioarei; au fost identificate şi în celelalte zone în care s-au păstrat formaţiunile sedimentare. Barremianul include calcarele albe, masive care urmează deasupra calca­ relor negricioase lacustre, cu characee. Acestea au fost desemnate drept « calcarele cu pachiodonte inferioare ». Pe lîngă pachiodonte mai conţin o asociaţie cu Salpingoporella dinarica, Cayeuxia moldavica, Acicularia sp., Baccinella irregu­ laris etc, iar din intercalaţii marnoase se cunoaşte o faună amontică cu: Lytoceras subfimbriatus, Hoplites borovae, Holcodiscus sp., Hamulina aff. subcylindrica, Crioceras sp. etc. Apţianul cuprinde la partea inferioară depozite predominant marnoase, iar la partea superioară calcare cu pachiodonte («calcarele cu pachiodonte superioare»). Din depozitele marnoase desemnate şi sub numele de « strate de Ecleja », în gro­ sime de 500 m, D. Patrulius et al. menţionează o faună cu Terebratulla moutoniana, Plicatula placunea, P. carteroniana, P. inflata, Deshayesites mirabilis, Ptychoceras (Harpagodes) pelagi, Neohibolites aptiensis, Palorbitolina lenticularis etc. Din calcarele cu pachiodonte superioare provin Requienia ammonia, R. renevieri etc.; tot în aceste calcare s-a întîlnit microfaciesul cu textularii şi miliolide. Pe teren nu se poate face o delimitare netă între depozitele Barremianului şi ale Apţianului. Ansamblul acestora ocupă o arie întinsă în partea vestică a

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 U

Munţilor Pădurea Craiului; pe mar­ ginea sud-vestică se urmăresc pînă în împrejurimile localităţii Meziad, unde suportă depozitele neogene din Depresiunea Beiuş. în Munţii Bihorului se întîlnesc numai depozi­ tele de vîrstă barremiană, acestea urmărind linia de şariaj care mar­ chează fruntea unităţii de Codru. Albianul încheie suita sedimen­ tară care formează învelişului propriu-zis al cristalinului în unitatea de Bihor. Depozitele cărora li se atribuie o atare vîrstă alcătuiesc o suită pararitmică, predominant detritică, reprezentată prin conglome­ rate, calcarenite, gresii de culoare închisă şi gresii glauconitice, şisturi argilo-marnoase şi calcare coraligene. Succesiunea se încheie printr-un nivel de gresii în alternantă cu marno-argile roşii. Pe lîngă corali, ostrei şi Orbiltolina concava concava care sînt frecvente în nivelele din baza complexului detritic, din nive­ lul superior cu marno-argile roşii, Maria Tocorjescu menţionează o aso­ ciaţie microfaunistică cu: Hedbergella britonensis, Praeglobotrumcana delrioensis şi rare sau chiar îndoelnice exemplare de Rotalipora şi FIG 1g x. Coloana stratigrafică a C retacicului din Globotruncana lapparenti. Conţinutul autohtonul de Bihor, faunistic al depozitelor descrise in­ dică vîrsta Albian, inclusiv Vraconian. S. Bordea et al. admit că în nivelul superior cu argile roşii ar fi reprezentat inter­ valul Cenomanian—Turonian mediu. Asociaţia microfaunistică pe care o conţin nu este însă suficient de concludentă pentru o atare interpretare, căci prezenţa exemplarelor rare de Rotalipora şi G. lapparenti alături de microasociaţia menţionată pare să indice mai curînd vîrsta Albian terminal (Vraconian). Depozitele albiene au fost identificate numai în partea vestică a Munţilor Pădurea Craiului, în regiunea localităţilor Vîrciorog şi Copăcel. Acestea se urmă­ resc în lungul liniei de şariaj şi sînt prinse tectonic sub depozitele permiene ale unităţii de Codru. După Vraconian a avut loc diastrofismul principal cînd a fost pusă în loc pînza de Codru. Depozitele care au urmat după şariajul principal au caracter de înveliş posttectonic, fiind depuse pe un substrat stabilizat.

512 M U N ŢII APUSENI

B. Pînza de Codru Partea sud-vestică a Munţilor Apuseni de nord, în evoluţia alpină s-a comportat ca o zonă mai labilă în comparaţie au atohtonul de Bihor, iar în urma diastrofismului austrie a devenit o unitate tectonică suprapusă autohtonului de Bihor, alcătuind « pînza de Codru ». Aceasta include marginea sudică a Munţilor Pădurea Craiului, partea sud-vestică a Munţilor Bihorului, partea sudică a Munţilor Gilău, M unţii Codru-Moma şi M unţii Highiş-Drocea. Spre S pînza de Codru vine în contact cu Munţii Apuseni de sud, limita fiind acoperită de depozite posttectonice însă este evidentă în morfologie (v. pl. V.). învelişul sedimentar al masivelor cristaline din pînza de Codru s-a conservat pe arii întinse mai ales în M unţii Codru -Moma, formînd aproape în întregime acest masiv muntos ; pe suprafeţe mai restrînse se întîlneşte în partea centrală a Munţilor Bihor, la S de linia şariajului pînzei de Codru, prelungindu-se în lungul acesteia pe marginea sudică a Munţilor Pădurea Craiului pînă aproape de Oradea. Pe suprafeţe restrînse apare ca insule de sub depozitele neogene ale Depresiunii Beiuş; de asemenea învelişul sedimentar se întîlneşte şi în partea nordică a Munţilor Highiş (v. pl. V). O bună parte din formaţiunile sedimentare ale pînzei de Codru aparţine Paleozoicului superior, respectiv Permianului, reprezentînd învelişul préalpin al cristalinului; împreună cu acesta din urmă, depozitele permiene alcătuiesc fundamentul regenerat în cutările alpine, care este comun şi autohtonului de Bihor. Restul formaţiunilor sedimentare includ depozite mezozoice, reprezentînd învelişul alpin al cristalinului. în ciclul alpin, în domeniul de Codru s-au individualizat zone în care sedi­ mentarea a fost mai activă, acestea funcţionînd ca fose separate prin praguri, încît condiţiile de acumulare erau întrucîtva diferite de la o fosă la alta; în con­ secinţă, depozitele care au luat naştere prezintă unele particularităţi litofaciale. Trei au fost principalele zone de sedimentare care se recunosc mai ales în Munţii Codru-Moma, şi anume: 1) zona Finiş sau de Codru, care în structura actuală se delimitează în partea sud-vestică a Munţilor Codru-Moma dar care avea o extin­ dere mult mai mare ajungînd spre W şi NW pînă în regiunea care formează actualele depresiuni Zarand şi Beiuş ; 2) cea de a doua zonă se recunoaşte în partea centrală a Munţilor Codru-Moma, traversată de valea Tărcăiţa şi în regiunea Ferice din partea vestică a Munţilor Bihor; aceasta alcătuieşte zona Tărcăiţa sau DievaFerice ; 3) cea de a treia zonă se întîlneşte în partea sudică a Munţilor Codru-Moma, incluzînd şi platoul Vaşcău şi se prelungeşte spre E pînă în regiunea văii Arieşului. Aceasta alcătuieşte zona Vaşcău sau Moma—Arieşeni. Succesiunea suitei alpine începe cu Triasicul şi se încheie cu Cretacicul inferior. Aceasta pune în evidenţă existenţa mai multor faze de sedimentare care au alternat cu faze de exondare şi denudaţie (fig. 192). P e rm ia n u l corespunde fazei de încheiere a evoluţiei geosinclinalului her­ cinic. în acest timp, în domeniul de Codru s-au acumulat depozite groase, în general de facies grosier (demolasă); totodată a avut loc şi un vulcanism subsec-

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 1 3

f ig

.

192. Coloana stratigrafică sintetică a învelişului sedim entar din pînza de Codru.

vent de pe urma căruia au fost puse în loc importante mase de material magmatogen acid şi bazic. în succesiunea depozitelor atribuite Permianului, M. Bleahu a separat mai multe complexe bine distincte din punct de vedere litologic, care începînd din bază se succed după cum urmează (fig. 193): C o m p l e x u l c o n g l o m e r a t e l o r l a m i n a t e se dispune transgresiv şi discordant peste şisturile cristaline- Acesta este alcătuit din conglomerate

514 M U N Ţ II A P U SE N I

oligomictice, gresii cuarţoase şi şisturi argiloase violacee, prezentînd urmele unui metamorfism dinamic foarte slab. Acest complex este străbătut de filoane de cuarţ şi de riolite. Bine dezvoltat, complexul conglomeratelor bazale se întîlneşte în Munţii Codru-Moma unde se dispune peste intruziunile de granitoide de Codru. C o m p l e x u l g r e s i i l o r v e r m i c u l a t e urmează în continuitate de sedimentare peste complexul conglomeratic şi este format din gresii violacee cu intercalaţii de şisturi argiloase roşietice. Gresiile prezintă urme de bioglife foarte caracteristice, care le dă aspectul vermiculat. Începînd cu acest complex, în succesiunea permiană intervine şi materialul vulcanogen reprezentat pria curgeri de lave şi tulite. Acesta are rol preponderent; astfel, în partea vestică a unităţii de Codru predomină curgerile de lave în timp ce în partea estică predomini tufurile, alcătuind ceea ce s-a descris sub numele de c o m p l e x u l f e l d s p a t i c . C o m p l e x u l c u a r ţ i t i c încheie succesiunea permiană; este repre­ zentat prin cuarţite şi şisturi argiloase violacee.

f ig

.

193. Coloana stratigrafică a Perm ianului din pînza de C odru (după M . Bleahu).

M U N Ţ I I A P U S E N I DE N OR D 5 1 5

Vîrsta permiană atribuită depozitelor descrise are o oarecare argumentare paleontologică, dat fiind că din complexul conglomeratelor se cunosc spori printre care Favelatisporties sp., ce ar indica partea inferioară a Permianului cu trecere la Carboniferul superior. In această situaţie este greu de stabilit dacă în baza succesiunii sedimentare este inclus şi parte din Carbonifer. Faptul că la partea superioară este o limită de eroziune împiedică să se facă o apreciere cît anume din Permian este inclus în aceste depozite. Cert este că unei bune părţi din Per­ mianul superior îi corespunde o fază de exondare. Magmatismul a avut în Permian o intensitate deosebită şi a dus la punerea în loc a unei imense cantităţi de material vulcanogen reprezentat prin curgeri de lave şi material piroclasitc acid şi bazic. Activitatea vulcanică a început după depunerea complexului conglomeratic bazai, care este străbătut de filoane de riolite. Astfel de filoane s-au întîlnit în Munţii Codru-Moma şi în Munţii Bihor, şi după R. Dimitrescu ar reprezenta rădăcinile erupţiilor de porfire cuarţi­ fere. Acestea din urmă au cea mai largă răspîndire, întîlnindu-se sub formă de curgeri însoţite de tufuri şi tufite. Produsele fazelor acide au fost considerate ca reprezentînd riolite cu caracter ignimbritic. Dat fiind că problema ignimbritelor încă nu este elucidată, R. Dimitrescu a preferat termenul de « porfire cuarţifere », ca fiind intermediar între acela de riolite şi cel de tufuri sudate, respectiv între curgeri de lave şi depozite piroclastice. Faza efuziunilor bazice s-a desfăşurat între două veniri de lave acide, cînd s-au pus în loc bazalte şi dolerite însoţite de tufuri tufite şi brecii care alternează intim cu depozite sedimentare alcătuind un ansamblu vulcano-sedimentar. Produsele vulcanice au o mai largă dezvoltare în M unţii Codru-Moma, iar în partea estică se întîlnesc în bazinul mijlociu al văii Arieşului. Depozitele permiene însumează o grosime de circa 2000 m şi au o largă răspîndire, aflorînd pe suprafeţe întinse în partea sud-vestică a Munţilor CodruMoma, respectiv în zona Finiş, în zona Vîrful Dievii şi la S şi W de Platoul Vaşcău (v. pl. V). Au de asemenea o largă dezvoltare în Munţii Bihorului, continuîndu-se spre NW pe marginea Munţilor Pădurea Craiului. Pe suprafeţe mai restrînse aflorează în partea centrală a Munţilor Highiş. Prin foraje, depozitele permiene au fost întîlnite şi în depresiunile Crişurilor, la adîncimi variabile, participînd la alcătuirea fundamentului acestora. T riasicu l reprezintă primul termen după încheierea distrofişmului her­ cinic. în consecinţă raportul între Permian şi Triasic nu poate fi decît de discor­ danţă, aşa cum se cunoaşte de altfel în toate celelalte regiuni de cutare alpină din Carpaţii Româneşti. Datorită cutărilor alpine, raporturile de discordanţă dintre Permian şi Triasic au fost alterate, încît adesea apare o falsă concordanţă. în perioada traisică au existat condiţii favorabile formării depozitelor carbonatice, exceptînd Triasicul inferior cînd s-au acumulat depozite preponderent grosiere. în diferite zone au existat condiţii proprii de acumulare, ceea ce a făcut să se înregistreze diferenţieri faciale de la o zonă la alta, sau chiar în cuprinsul aceleaiaşi zone (fig. 194), iar pe pragurile care separau zonele faciale pot lipsi anumiţi termeni. Triasicul inferior se dispune discordant peste Permian sau peste formaţiuni mai vechi şi este reprezentat în bază prin depozite psefito-psamitice (conglomerate.

f ig .

194. Coloane

stratigrafice

în Triasicul din

pînza de Codru.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 1 7

gresii cuarţoase şi argile violacee), urmate de şisturi argiloase şi grsii mir a r e în plăci cu intercalaţii subţiri de dolomite calcaroase. Din gresiile în plăci şi inter­ calating argiloase se menţionează de pe valea Preoteasa din Platoul Vaşcău, exem­ plare de Costatoria costata, Myophoria aff. goldfussi, M . balatonica etc, la care se adaugă Anadontophora fassaensis. Pe baza acestei asociaţii se atribuie nivelelor superioare ale Triasicului inferior vîrsta C a m p i l i a n , iar pentru nivelele grezoase conglomeratice subjacente se deduce vîrsta S e i s i a n . Sub acest facies, Werfenianul se întîlneşte în zonele unităţii de Codru. Numai în partea nordică, la marginea Depresiunii Beiuş, dintr-un foraj ce s-a săpat la Corbeşti, la adîncimea de peste 3000 m s-au descris gipsuri şi anhidrite ca aparţinînd Triasicului inferior (fig. 195). în restul unităţii de Codru, Triasicul inferior aflorează pe suprafeţe restrînse, discontinue, cu lăţimi variabile, în zona Finiş, în Platoul Vaşcău, în zona Roşia—Căbeşti, în partea sud-vestică a Munţilor Bihor şi în partea de nord a Munţilor Highiş. Triasicul mediu cuprinde depozite exclusiv carbonatice. Acestea succed în continuitate de sedimentare Werfenianului şi încep cu dolomite masive de culoare închisă, mai rar gălbui sau roşietice, avînd o grosime de 200—300m. Deasupra dolomitelor masive, în Platoul Vaşcău se remarcă o alternanţă de dolomite albe şi zaharoide cu calcare masive organogene în grosime de 30— 100 m, din care se cunoaşte o asociaţie de alge cu: Physoporella pauciforata sulcata, P. dissita, Diplopora subtilis, Macroporella alpina etc. Urmează calcare negre, stratificate cu intercalaţii subor­ donate de şisturi argiloase şi calcare noduloase roşietice, cu accidente silicioase amintind faciesul de Schreyeralm. Acestea reprezintă un bun reper stra­ tigrafie. Astfel se recunosc în zona Tărcăiţa în dealul Clăptescu şi în vîrful Dievii; în zona Codru, unde deşi pre­ zintă unele modificări litofaciale, se recunosc litotopii tipic:, conţinînd o faună cu Daonella taramellii, Posidonia wengensis etc. Cu aceleaşi caractere, orizontul calcarelor negre în plăci se întîlneşte şi în zona Roşia—Meziad. Valoarea de reper stratigrafie a acestui orizont este sporită de faptul că este fosilifer, conţinînd o faună cu semni­ ficaţie biocronostratigrafică. Astfel, din împrejurimile localităţilor Cîmp şi Moţi f i g . 195. Coloana stratigrafică din forajul d e la Corbeşti (după M . Bleahu et al.). din Platoul Vaşcău se citează exemplare

518 M U N Ţ I I A P U S E N I

de: Daonella pichleri, D. taramellii, D. lommelii, iar din alte zone se mai cunoaşte: Daonella cf. hungarica, D. paucicostata etc. Fauna citată atestă vîrsta L a d i n i a n (v. fig. 194). Triasicul superior în pînza de Codru include depozite predominant carbonatice, însă se constată o mai accentuată schimbare de facies de la o zonă la alta, în sensul că în unele din ele au o mai largă dezvoltare depozitele detritice. în Platoul Vaşcău (v. fig. 194), peste calcarele negre ladiniene se dezvoltă calcare masive uneori dolomitice, organogene, de culoare deschisă. în masa acestora, local se dezvoltă calcare noduloase roşietice întru totul asemănătoare calcarelor de Hallstatt. Din ele provine o faună amonitică cu: Joannites joannis austriae, Joamites cf. klipsteini, Pinacoceras rex, Megaphyllites jarbas, M. humilis, Arcestes bicornis, Placites myophorum, P. umbonatus, Paratropites saturnus crassus, Halobia styriaca, H. austriaca etc. Spre partea superioară calcarele masive sînt coraligene, conţinînd şi megalodontide de talie mare. Fauna amonitică indică sigur prezenţa C a r n i a n u l u i , dar probabil şi N o r i a n u l , şi chiar baza Rheţianului. Triasicul superior ocupă cea mai mare parte din Platoul Vaşcău. în zona Tărcăiţa—Vf. Dievii (v. fig. 194), Triasicul superior are o dezvoltare asemănătoare celui din Platoul Vaşcău, fiind reprezentat prin calcare masive cu episoade dolomitice. Acestea încep cu un nivel lumaşelic cu Halobia styriaca. La partea superioară se dezvoltă calcarele coraligene cu Montlivaultia marmorea, megalodontide şi branchiopode (Halorella pedata şi H. ancila). Fauna menţionată indică vîrsta C a r n i a n — N o r i a n. în zona Codru—Finiş, Triasicul superior este predominant detritic fiind reprezentat în jumătatea inferioară printr-o suită de şisturi argiloase şi argilo-marnoase cu intercalaţii subţiri de gresii în plăci (v. fig. 194). Mai rar apar intercalaţii de calcare din care M. Bleahu et al. menţionează o faună cu Spiriferina fortis, Halobia striatissima, H. szontaghi, Cardita giimbeli, Pinna sp., şi Carnites sp., care arată C a r n i a n u l . Jumătatea superioară a succesiunii atribuită Triasicului superior este de asemenea detritică şi începe cu un nivel de calcare cu corali şi cu megalodontide de talie mare, urmate de o alternanţă de şisturi argiloase roşietice sau verzui cu gresii şi calcare dolomitice. Această ultimă parte a Triasicului supe­ rior, atribuită N o r i a n u l u i , ca litofacies aminteşte ceea ce în alte unităţi carpatice s-a descris drept « Keuper carpatic ». în continuitate de sedimentare se dezvoltă depozite aparţinînd Rheţianului. în regiunea Roşia—Meziad, Triasicul superior este mai puţin dezvoltat, însă este asemănător celui din zona Codru—Finiş. Are o grosime în jur de 100 m şx din ele se cunoaşte o faună cu Protrachyceras szontaghi, Juvavites costatus, J . mobis, Clionites berthae, Halobia szontaghi, H. striatissima, H. tropitum, Daonella reticulata etc. care indică vîrsta C a r n i a n . Prezenţa Norianului în zona Roşia—Căbeşti nu este demonstrată cu certitudine. Rheţianul în unitatea de Codru urmează în continuitate de sedimentare peste calcarele noriene în facies de « Keuper carpatic ». Zona Codru—Finiş oferă, pe valea Şasa din apropierea localităţii Huţa, secţiunea cea mai bine deschisă şi mai edificatoare cu privire la raporturile Rheţianului cu depozitele sub- şi suprajacente. Acesta este de fapt locul clasic pentru studiul acestor relaţii, zona Finiş fiind singura regiune din Carpaţii Româneşti unde se surprind relaţiile de continui­

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 1 9

tate de la Triasic la Jurasic. Dar tocmai această continuitate de sedimentare face destul de dificilă delimitarea riguroasă a volumului de depozite ce aparţin*» Rheţia­ nului, încît M. Bleahu et al., care au cercetat Rheţianul din această regiune, au revenit de mai multe ori asupra limitei inferioare; dacă se mai adaugă faptul că în urma cercetărilor recente din Alpi se consideră că Rhaetavicula contorta nu mai este fosil conducător (Rheţianului revenindu-i numai zona cu « marshi»), este explicabilă această ezitare în trasarea limitei Norian—Rheţian. în pînza de Codru fiind continuitate de la Triasic la Jurasic, Rheţianul există în mod sigur. în varianta cea mai recentă, din 1970, după M. Bleahu, depo­ zitele atribuite Rheţianului în zona Finiş—Codru ar fi reprezentate prin şisturi argiloase şi calcare negre cu Thecosmilia clathrata, Rhaetina gregaria, Rhaetavicula contorta (faună de tip Kôssen). Acestea suportă în continuitate depozite cu faună Uasică. în celelalte zone şi în primul rînd în zona Tărcăiţa—Dieva, Rheţianului îi sînt atribuite calcarele negricioase stratificate cu intercalaţii de şisturi argilomarnoase conţinînd o faună de tip Kossen reprezentată prin Rhaetavicula contorta, Spiriferina koessenensis, Rhaetina gregaria, R. pyriformis, Zeilleria austriaca etc. O faună asemănătoare este menţionată de M. Palfy din regiunea Moneasa inclusă în calcare şi marne negricoase, urmate de calcare cu Arietites bisolcatus aparţinînd Liasicului inferior. Rheţianul fosilifer mai este menţionat pe valea Frunza în zona Ferice din M unţii Bihor. în toate zonele de dezvoltare a Rheţianului, acesta este urmat în continui­ tate de sedimentare de Liasic. J u ra sic u l corespunde unei regresiuni, încît în zonele de margine depozitele jurasice urmează după o întrerupere de sedimentare, în timp ce în sectoarele vestice şi sudice Jurasicul este în continuitate de sedimentare cu Rheţianul. în domeniul de Codru, perioada jurasică corespunde în bună parte unei faze de exondare exceptînd Liasicul inferior şi mediu şi partea terminală a Malmului. Liasicul în unitatea de Codru este incomplet dezvoltat; urmează în conti­ nuitate de sedimentare peste Rheţian (v. fig. 194) şi începe prin marne cu belemiţi, urmate de calcare nisipoase din care la Moneasa, I. Nedelcu menţionează Arietites bisulcatus indicînd Hettangian-Sinemurianul. Peste calcarele nisipoase urmează calcare, marnocalcare şi calcare subnodulare, roşii sau albe, compacte alcătuind « marmora de Moneasa ». Din depozitele descrise se cunoaşte o faună cu Belemnites cf. paxilosus, B. elongatus şi Liogryphaea cymbium, indicînd Pliensbachianul. Liasicul superior nu este cunoscut, limita superioară fiind o limită de eroziune. Dezvoltarea cea mai mare a Liasicului se întîlneşte în M unţii Codru, unde aflorează ca o bandă orientată NS în tot lungul zonei Finiş. Urmează peste Rheţian şi este reprezentat prin gresii şi şisturi argilo-marnoase în bază, urmate de calcare noduloase-brecioase cu Gryphaea sp., Involutina liasica etc. (v. fig. 194). Liasicul inferior-mediu se mai cunoaşte în zonele Tărcăiţa-Dieva şi Vaşcău, de unde D. Patrulius menţionează Tropidoceras arietiforme. Tithonic-Neocomianul corespunde unei noi faze de sedimentare care a urmat după exondarea începută în Liasic şi care a durat tot Jurasicul mediu şi la începutul Jurasicului superior. Procesul de sedimentare care s-a reluat

520 M U N Ţ I I A P U S E N I

în Malm se continuă în aceleaşi condiţii şi în Cretacicul inferior, luînd naştere o suită monotonă de depozite cu caracter flişoid (v. fig. 192). Aceasta este repre­ zentată prin marne care predomină la partea inferioară şi gresii care apar ca intercalaţii ce devin predominante spre partea superioară a succesiunii. Din astfel de depozite, a căror grosime poate atinge cîteva sute de metri, se cunoaşte o faună cu: Laevaptychus latus, Lamellaptychus recticostatus, L. beyrichi, L. lamelîosus, L. mortilleti, L. cf. seranonis, Punctapychus punctatus, Perisphinctes sp., Belemnites sp. La acestea se adaugă o asociaţie de tintinide cu: Caîpionella alpina, C. elliptica, Tintinnopsella carpathica, Crassicolaria intermedia. Conţinutul paleon­ tologic indică vîrsta T i t h o n i c - N e o c o m i a n , cuprinzînd eventual în bază şi parte din Kimmeridgian. Dezvoltarea mare a depozitelor de acest facies se întîlneşte în zona Finiş-Codru, unde se delimitează pe o lăţime considerabilă avînd o orientare NS (v. pl. V). Depozitele tithonic-neocomiene încheie suita învelişului propriu-zis al cristalinului, căci după depunerea acestora, în timpul diastrofismului mezocretacic, cea mai mare parte a domeniului de Codru a fost emersă, iar depozitele care au urmat aparţin învelişului posttectonic.

9.I.I.3. ÎNVELIŞUL POSTTECTONIC După cutările mezocretacice, mai exact după realizarea şariajului pînzei de Codru, Munţii Apuseni de nord au funcţionat ca unitate mai rigidă, încît depozitele Cretacicului superior îmbracă un facies aparte şi se dispun atît peste unitatea de Codru cît şi peste autotonul de Bihor, acoperind fruntea şariajului principal; spre S acopăr limita dintre Munţii Apuseni de nord şi cei de sud. Din această situaţie rezultă caracterul de înveliş posttectonic al depozitelor respective. Ase­ menea depozite aflorează pe suprafeţe mai limitate, căci în parte au fost înde­ părtate de eroziune sau au fost acoperite de magmatitele laramice. Astfel, depo­ zitele Cretacicului superior se întîlnesc în depresiunea Roşia, în zona Vlădeasa, în grabenul Remeţi şi pe marginea Depresiunii Borodului (v. pl. V). Cele care acopăr marginea sudică au o largă dezvoltare în Munţii Apuseni de sud. în general, depozitele învelişului posttectonic sînt predominant detritice, fiind dezvoltate în faciesul de Gosau. Spre partea superioară a succesiunii cretacice sînt frecvente formaţiunile vulcano-sedimentare, mai ales în regiunea Vlădeasa. Pînă acum au fost identificate depozite de vîrstă senoniană.

a. Depresiunea Roşia Aceasta este situată în partea sudică a Munţilor Pădurea Craiului şi are o lun­ gime de circa 10 km si o lăţime ce nu depăşeşte 2 km, fiind orientată în direcţia N W -S E (v.pl.V).

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD $ 2 1

Depozitele ce formează umplutura depresiunii sînt predominant detritice iar în zonele marginale se întîlnesc şi faciesuri recifale (fig. 196). Variaţile, laterale de facies sînt foarte frecvente încît o orizontare litostratigrafică valabilă pentru întreaga depresiune nu este posibilă. Depozitele sînt foarte fosilifere, iar nota caracteristică este dată de dezvoltarea faciesului de Gosau. Cu toată bogăţia de faună, nu s-a realizat încă o datare satisfăcătoare a depozitelor. Majoritatea cercetătorilor consideră că în Depresiunea Roşia este prezent numai Senonianul, deşi Victoria Mihăilescu descrie o faună care ar indica şi parte din Turonian.

f ig

.

196. Secţiune geologică prin zona Roşia (după Victoria M ihăilescu): Fc — fruntea şariajului pînzei de Codru.

în zonele de margine ale Depresiunii, din depozite marnoase care stau la baza succesiunii, Victoria Mihăilescu menţionează : Inoceramus inconstans, Hamites bohemicus etc. şi o microfaună cu Marssonella oxycona, Globotruncana lapparenti lapparenti, G. lapparenti tricarinata etc. Spre partea superioară a succesiunii se întîlnesc depozite recifale cu dezvoltare lenticulară, cum este reciful din dealul Misei. Din asemenea calcare provine o faună cu Hippurites sulcatus, H. gosaviensis, H. archiaci, Radiolites socialis, Cyclolites elliptica, C. conoidea etc. Calcarele recifale trec lateral la depozite grezoase din care se cunoaşte o faună cu Actaeonella (Trochacteon) gigantea gigantea, A. (trochacteon) lamarcki etc. Spre centrul zonei se trece la un facies mai marnos, în care pe alocuri _se întîlnesc marne tufacee şi tufuri. Din depozitele faciesului marnos, provine o faună cu : Gaudryceras mite, Pachydiscus neubergicus, Discoscaphites constrictus etc. Din diferite puncte din nivelele superioare se mai cunosc: Inoceramus regularis, I. balticus etc. la care se adaugă o microfaună cu Globotruncana arca, G. formicata, G. globigerinoides. Fauna menţionată indică sigur prezenţa Senonianului, iar fauna de rudişti din dealul Misei este caracteristică intervalului S a n t o n i a n - M a e s t r i c h t i a n . Cu aceleaşi caractere Cretadcul superior a fost întîlnit prin foraje spre W sub depozitele Depresiunii Beiuş,. în regiunea Lunca Sprie.

522

m u n ţii apuseni

b. Zona Vlădeasa O a doua zonă în care aflorează depozitele Cretacicului superior este aceea situată între valea Drăganului şi valea Săcueului, la S de vîrful Vlădeasa (v. pl. V). Aceasta constă din mai multe petice în alcătuirea cărora intră depozite predo­ minant grosiere, la care se adaugă şi faciesuri recifale cu rudişti. Sînt frecvente de asemenea depozitele vulcano-sedimentare. Depozitele detritice conţin nume­ roase resturi de floră şi faună fosilă, care arată că este prezentă succesiunea S a n t o n i a n - M a e s t r i c h t i a n . Astfel, din nivelele inferioare în care predomină depozite psefitice, se cunosc resturi de plante, iar din depozitele care succed pe verticală se cunoaşte o bogată fună cu Anomia semiglobosa, Plagiaptychus toucasi etc., la care se adaugă fauna caracteristică calcarelor recifale cu hipuriţi printre care: Hippurites crassicostatus, H. oppeli, H. gosaviensis, Radiolites sp. etc. Din nivelele superioare provine o faună cu: Chama haueri, Ostrea vesicularis, Actaeonelîa gigantea, A. gracilis, Gaudryceras mite, Pachydiscus neubergicus, Discoscaphites constrictus etc. Este evidentă similitudinea lito- şi biofacială dintre depozitele inferioare din zona Vlădeasa şi acelea din Depresiunea Roşia.

c. Grabenul Remeţi

^

^

Coloana stratigrafică a Cretacicului superior din grabenul Remeţi (după Denisa L upu).

'iG . 1 J 7 .

Acesta se delimitează în partea sudică a Munţilor Pădurea Craiului. Şi aici se întîlneşte faciesul de Gosau cu rudişti, peste care se dezvoltă depozitele detritice şi vulcano-sedimentare reprezentate prin brecii şi gresii tufogene, marne şi brecii riolitice. Pe alocuri, depozite Cretacicu­ lui superior sînt acoperite de curgeri de lave dacitice (fig. 197). Din nivelul de la baza succesiunii, reprezentat prin calcare sau calcare brecioase cu rudişti, Denisa Lupu descrie: Hippurites (Vaccinites) sulcatus, H. ( Orbignya) matheroni etc. Din nivelele superioare nivelului cu ru­ dişti, reprezentate prin depozite detritice, provin exemplare de Pycnodonta vesicul­ aris, Nerinea nobilis, Actaeonelîa goldfussi. Pe baza conţinutului faunistic menţionat se consideră că în grabenul Remeţi, Cretacicul superior este reprezentat numai • • _ , , c . .. Prm intervalul S a n t o n i a n - M a e s trichtian.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 2 3

d. Zona de margine a Depresiunii Borodului Pe marginea Depresiunii Borodului depozitele cuverturii posttectonice se întîl­ nesc sporadic pe arii cu extindere diferită, începînd din împrejurimile localităţii Loranta de pe versantul sudic al Munţilor Plopiş şi pînă Ia Vadu Crişului. Cele mai întinse arii de aflorare sînt acelea din bazinul văii Peştiş, de la CeteaBorod, şi de la Corniţei; ultimele două, dar mai ales aceea de la Cetea Borod, sînt remarcabile prin marea bogăţie de faimă coralieră. Privit în ansamblu, Cretacicul superior de pe marginea Depresiunii Borod este dezvoltat în facies de Gosau, fiind predominant detritic şi prezintă însemnate variaţii laterale de facies. Cu toate acestea, D. Istocescu, pentru regiunea văii Peştiş şi apoi Maria Şuraru, care a realizat un studiu monografic complet al Cretacicului superior din regiunea Cetea Borod — Corniţei, au găsit elemente de corelare ce au permis orizontarea stratigrafică de detaliu. Astfel, Maria Şuraru separă, începînd din bază, un orizont grezos-marnos cu intercalaţii de conglomerate şi cu calcare de apă dulce cu characee, un orizont grezos conglomeratic cu calcare cu hipuriţi şi recifi cu hipuriţi, un orizont grezos-siltitic cu tufuri riolitice şi tufite şi un orizont marnos cu inocerami. Din orizontul bazai provine o faună cu Actaeonelîa laevis, Trochacteon giganteus subglobosa, T. lamarcki lamarcki, Glauconia kefersteini şi polipieri. în orizontul al doilea grezos conglomeratic este localizată cea mai bogată faună de coralieri la care se adaugă asociaţii de hipuriţi cu Hippurites (Vaccinites) gosaviensis, H.(Vaccinites) sulcatus, H. (Vaccinites) praesulcatus, H.(Vaccinites) oppeli, H. (Orbignya) nabresinensis. Din orizontul superior marnos provine o asociaţie de inocerami cu Inoceramus (Endocosstea) balticus, I. (Platyceramus) cycloides etc., la care se adaugă o microfaună: Globotruncana lapparenti lapparenti, G. lapparenti bulloides, G. lapparenti tricarinata, G. elevata elevata, G. globigerinoides. Conţinutul faunistic indică pentru depozitele ce o conţin S a n t o n i a n C a m p a n i a n u l ; dată fiind poziţia la marginea bazinului de sedimentare, lipsa Maestrichtianului posibil să fie datorată eroziunii mai active, încît conclu­ ziile de ordin stratigrafie în zonele de margine nu par să se extindă la tot dome­ niul Munţilor Apuseni de Nord.

9 .1.1.3. MAGMATITELE LARAMICE Zonele de slabă rezistenţă în lungul cărora s-a manifestat magmatismul laramic din partea de W a Carpaţilor Meridionali se prelungesc pînă în M unţii Apuseni de nord, unde se întîlnesc cele mai importante masive laramice. In general, în M unţii Apuseni, magmatitele laramice apar fie sub formă de curgeri

524 M U N Ţ I I APUSENI

cărora li se asociază corpuri intrusive, cum se întîlnesc în Masivul Vlădeasa, fie sub formă de corpuri plutonice sau subvulcanice cum sînt acelea din Munţii Drocea, Bihor şi Gilău, fie sub formă de dykuri ca în M unţii Trascău şi Bihor (v. pl. V). Cea mai importantă masă de magmatite laramice se întîlneşte în autohtonul de Bihor alcătuind complexul vulcano-plutonic din masivul Vlădeasa. Cercetat în detaliu de D. Giuşcă şi apoi de A. Ştefan şi G. Istrate, s-a constatat că acesta este format dintr-o succesiune de magme din ce în ce mai acide, începînd cu andezite şi terminînd cu granite şi granodiorite (fig. 198). Acestea străbat fundamentul cristalin şi depozitele mezozoice inclusiv învelişul posttectonic. Primele veniri de magme sînt considerate a fi andezitele. Acestea se întîl­ nesc ca resturi dintr-o întinsă pînză de curgere pusă în loc în urma activităţii unor vulcani lineari.

FIG. 1 — şisturi

198. Secţiune geologică prin M asivul Vlădeasa (după D . Giuşcă et al.): cristaline;

P — Permian; tt — porfire microgranitice; granodiorite.

a — andezite;

S — dacite;

p$ —

O ivire de andezite se întîlneşte în culmea din partea sud-estică a masi­ vului Vlădeasa, între Vf. Cîrligatele şi obîrşia văii Răchiţele unde par să fie înrădăcinate. Aceasta este alcătuită din andezite amfibolice, şi andezite piroxenice. Ultimele conţin enclave de andezite amfibolice. Andezitele de aici stau peste depozitele Cretacicului superior care aflorează în zona Vlădeasa. O altă insulă de andezite se întîlneşte la N de Vlădeasa (vest de loca­ litatea Vişag) pînă în valea Drăganului. Şi aici predomină andezitele amfibolice dar se întîlnesc şi andezite piroxenice. Pe arii mai restrînse, andezite mai apar în bazinul văii Săcueului unde formează Măgura Vişagului şi dealul Chicera. La limita vestică a Masivului Vlă­ deasa, G. Istrate a identificat andezite amfibolice. Ulterior curgerilor de andezite au fost puse în loc dacitele cu numeroşi xenoliţi de andezite. Acestea ocupă partea centrală a masivului Vlădeasa, pre­ cum şi zonele periferice din spre W , prezentîndu-se ca pînze intrusive prinse între porfirele cuarţifere permiene şi depozitele cretacice sau în masa acestora din urmă. D. Giuşcă a descris mai multe varietăţi de dacite: dacitul de Lunca, dacitul de Vişag şi dacitul de Poeni. — Dacitul de Lunca formează mai multe corpuri, mai ales în partea sudică a ariei de răspîndire a dacitelor. Astfel, un prim corp se întîlneşte la S de localitatea Lunca pe valea Drăganului; un al doilea este la N de vîrful Vlădeasa formînd Vf. Stînişoara; spre E dacitele de Lunca formează un corp ce se întinde la S de localitatea Rogojel. Dacitele de Lunca includ enclave de andezite, ceea ce arată ordinea punerii în loc a acestora.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 2 5

— Dacitul de Vişag alcătuieşte un corp ce se urmăreşte pe o distanţă de 10 km în direcţia NS în lungul văii Săcueului. Acesta diferă de dacitul de Lunca prin caracterul microcristalin al masei fundamentale. — Dacitul de Poeni se caracterizează prin dezvoltarea fenocristalelor de cuarţ, plagioclaz, biotit şi hornblendă. Acesta face trecerea spre granodiorite. Se întîlneşte pe valea Crişului Repede la Poeni. Carierele din această localitate constituie « locus tipicus » unde s-a făcut descrierea rocii care a căpătat numele de dacit. O a treia venire de magmă a determinat punerea în loc a unei imense mase riolitice. Aceasta ocupă cea mai mare parte din Masivul Vlădeasa, aco­ perind o suprafaţă de 400 k m 2. în ansamblu, masa riolitică este foarte neomogenă, fiind formată în principal din tufuri şi brecii riolitice în care se întîlnesc calcare mezozoice, siltite de vîrstă Cretacic superior şi dacite. O largă dezvoltare o au riolitele cu textură eutaxitică rubanată, fluidală sau masivă. Aceste particula­ rităţi structurale şi texturale imprimă riolitelor din partea vestică a masivului Vlădeasa caracterul de roci ignimbritice ; de asemenea arată că principalul corp riolitic care metamorfozează la contact cuvertura sedimentară a fost pus în loc în condiţii subvulcanice, iar pe alocuri magma a străpuns învelişul dînd naş­ tere la explozii. Ultimele veniri de magme au dat corpurile hipabisice care străbat rocile vulcanice mai ales în partea nordică a masivului Vlădeasa. Spre S asemenea corpuri apar pe un aliniament NW -SE în lungul văii Drăganului şi sînt formate din microdiorite, diorite, granodiorite, microgranite, granofire, microgranite porfire şi granite. Corpuri mai mari sînt acelea de la Pietroasa din partea vestică a Munţilor Bihorului şi acelea de la Budureasa care se întind pînă la Stîna de Vale. în Masivul Vlădeasa şi mai ales în şisturile cristaline din jurul acestuia se întîlnesc frecvent filoane de formă neregulată alcătuite din microgranite sau riolite. Ţinînd seamă de ansamblul tectonic al domeniului de Bihor, se constată că masa eruptivă a Masivului Vlădeasa s-a pus în loc într-o structură de graben, prin veniri succesive de magme în lungul unor zone de slabă rezistenţă. Din această situatie rezultă caracterul de tafrolit al masivului Vlădeasa (v. %• 198). în partea de SW a Munţilor Bihor, în regiunea dinre izvoarele Crişului Negru şi ale Arieşului, magmatitele laramice sînt reprezentate prin mai multe corpuri de dimensiuni mici, alcătuite din riolite, porfire dioritice, porfire granodioritice şi granodiorite. Acestea străbat şisturile cristaline şi depozitele Senonianului superior pe care le metamorfozează la contact. Mai important ca dimen­ siuni este corpul de granodiorite de la E de vîrful Bihor, care străbate crista­ linul de Biharia şi depozite permiene. Spre S, un corp de porfire granodioritice alungit în direcţia NW-SE străbate depozitele senoniene. Numeroase alte cor­ puri intrusive de dimensiuni mici se întîlnesc atît în şisturile cristaline cît şi în formaţiunile sedimentare pe care le străbate şi le metamorfozează la. contact. Ca formă de zăcămînt, corpurile intrusive din M unţii Apuseni de nord, ca şi acelea din alte regiuni, reprezintă intruziuni independente sau apofize ale unui corp situat la adîncime mai mare (fig. 199).

526

m u n ţii apuseni

f ig .

199. Secţiune geologică prin regiunea Băiţa B ihorului (după G . Cioflica et al.):

Autotohtonul de Bihor: 1 — pluton Laramic; 2 — Barremian (calcare recristalizate); 3 — skame la contactul cu plutonul. Pinza Codru: 4 — dolomite camiene; 5 — calcare noriene recristalizate; 6 — depozite pirometasomatice. Digitaţia de Arieşeni: 7 — Permian; Fc — şariajul pînzei de Codru; Fa — şariajul digitaţiei de Arieşeni; F — falie.

în concepţia tectonicii plăcilor, magmatismul subsecvent tardiv alpin din aria carpatică, ar fi consecinţa unei subducţii a crustei de tip oceanic din bazinul respectiv (v. fig. 186), idee care nu diferă esenţial de ceea ce H. Stille a intuit anterior vorbind de fenomenul de subîmpingere. Cu magmatismul subsecvent, respectiv cu diastrofismul laramic, se încheie o etapă principală din evoluţia Munţilor Apuseni de nord; mai departe, în Neozoic, au funcţionat ca o regiune emersă cu o pronunţată stabilitate.

TECTONICA

în timpurile prehercinice, întregul domeniu al Munţilor Apuseni de nord a avut ^ evoluţie comună funcţionînd în cadrul unei arii geosinclinale mult mai largi, îvoluţia comună a durat de-a lungul a cel puţin două cicluri tectono-magmatice, mul prebaikalian şi altul baikalian, timp în care au luat naştere şisturile crisaline ale celor două grupe mezo- şi epimetamorfice însoţite de produsele magaatismului plutonic. N u se cunoaşte istoria domeniului Munţilor Apuseni de nord în timpul iclului Caledonian, însă se pare că în acest interval au avut loc modificări paleorafice ce au condus Ia diferenţierea a două domenii care în continuare, în ciclul ercinic şi apoi în cel alpin, au avut o evoluţie sensibil deosebită, distingîndu-se omeniul sudic de Codru şi domeniul nordic de Bihor.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 2 7

în Paleozoicul superior, în ciclul hercinic, partea sudică a Munţilor Apuseni de nord a funcţionat ca arie de acumulare geosinclinală cu o sedimentare foarte activă, în care au luat naştere depozite sinorogene, însoţite de produsele unui magmatism bazic iniţial. în timpul unei faze de cutare antepermiană, întregul ansamblu sedimentar magmatogen al geosinclinalului hercinic din dome­ niul de Codru a fost afectat de un slab metamorfism regional de pe u r m a căruia a rezultat grupa cristalină anckimetamorfică. în timpul fazei de cutare anteper­ miană, în profunzime s-a produs un magmatism de pe urma căruia s-au pus în loc masivele de granitoide de la Bîrzava şi din Munţii Highiş. După ultimul diastrofism antepermian, în Permianul inferior, geosinclinalul corespunzător domeniului de Codru intră în ultima fază de evoluţie, cînd se acumulează depozite cu caractere de molasă; totodată are loc şi un magma­ tism subsecvent de pe urma căruia au fost puse în loc imense cantităţi de mate­ rial magmatogen acid şi bazic. Permianul superior corespunde unei faze de exondare şi peneplenizare. în opoziţie cu evoluţia tipică de geosinclinal a domeniului de Codru, partea nordică a Munţilor Apuseni de nord, respectiv domeniul de Bihor, a funcţionat ca o arie stabilă care în cea mai mare parte din ciclul hercinic a fost exondată şi denudată. Doar în timpul Permianului inferior au luat naştere depozite continentale. între cele două domenii care au evoluat diferit în timpul ciclului hercinic, exista probabil un prag reprezentînd în acelaşi timp o zonă de slabă rezistenţă care apoi a jucat un mare rol în realizarea aranjamentului tectonic alpin. Geosinclinalul alpin al Munţilor Apuseni de nord s-a instalat pe aria peneplenizată a structurilor hercinice şi a luat naştere prin regenerarea acestora. Tec­ tonica moştenită a fundamentului Munţilor Apuseni de nord a controlat în mare măsură procesele geologice în ciclul aplin; în consecinţă, evoluţia diferenţiată a celor două domenii apare şi mai pregnantă. Acest fapt se reflectă mai ales în neconcordanţa dintre fazele de sedimentare şi fazele de exondare, atît în ceea ce priveşte timpul în care s-au produs, cît şi durata acestora. După o evoluţie comună la începutul ciclului alpin, cînd marea triasică a acoperit ambele domenii, în Triasicul superior marea se retrage din domeniul de Bihor şi acesta evoluează ca regiune emersă, înregistrîndu-se o primă fază de exondare corespunzătoare diastrofismului paleochimeric. în domeniul de Codru, prima fază de sedimentare se menţine în toată perioada triasică şi se prelungeşte pînă în Liasicul mediu. Efectele mişcărilor chimerice vechi s-au făcut simţite prin instalarea unui facies detritic, uneori chiar cu episoade lagunar continentale. în perioada jurasică, cele două domenii cunosc o evoluţie şi mai dife­ renţiată, căci în timp ce domeniul de Bihor a fost acoperit de ape în tot tim­ pul Jurasicului, domeniul de Codru a funcţionat ca zonă emersă aproape întreaga perioadă, exceptînd începutul şi sfîrşitul acesteia. Mişcările neochimerice au avut de asemenea consecinţe deosebite în cele două domenii. în timp ce în domeniul de Bihor mişcările au dus la o scurtă exondare, după care apele au revenit procesul de sedimentare reluîndu-se printr-un episod lacustru, domeniul de Codru a avut o comportare deosebită, mişcările

528 M U N Ţ I I AP U SE N I

ducînd la formarea unor depozite sinorogene cu caracter flişoid, corespunzătoare Tithonic-Neocomianului. Urmările cele mai spectaculoase le-au avut mişcările mezocretacice, care de fapt au determinat în mare măsură aranjamentul tectonic actual al Munţilor Apuseni de nord. Acestea au început să se manifeste din Barremian, cînd au dus la exondarea domeniului de Codru şi la instalarea unor faciesuri mai grosiere în domeniul de Bihor. Momentul paroxismal a fost atins spre sfîrşitul Albianului si începutul Cenomanianului, cînd ansamblul Munţilor Apuseni de nord a fost éxondat. Totodată a vut loc împingerea şi încălecarea domeniului de Codru sub forma unei pînze de forfecare peste domeniul de Bihor. în felul acesta, celor două domenii le corespunde în ansamblul structural două unităţi tectonice; a u t o h t o n u l d e B i h o r şi p î n z a s a u p î n z e l e d e C o d r u (v. pl. V.). Fiecare din acestea prezintă o tectonică intimă proprie, ca urmare a comportării deosebite faţă de solicitările tectonice. Raporturile tectonice dintre unitatea de Codru şi aceea de Bihor au fost sesizate încă de M. Palfy şi recunoscute de toţi cercetătorii de mai tîrziu, iar M. Bleahu et al. au insistat asupra acestora susţinînd caracterul lor de pînză. încălecarea unităţii de Codru peste autohtonul de Bihor s-a făcut în lungul zonei de slabă rezistenţă mai veche care separă cele două domenii, prin reac­ tivarea acesteia. Şariajul s-a produs de la SW către NE. Fruntea acestuia se urmăreşte foarte clar pe marginea sud-vestică a Munţilor Pădurea Craiului (v. pi. V), începînd din împrejurimile localităţii Chigic, spre SE pînă la localitatea Lunca Sprie. Pe această distanţă se observă caracterul de superpoziţie anormală a Permianului unităţii de Codru peste depozitele cretacice ale autohtonului de Bihor. Cele mai noi depozite prinse sub planul de şariaj sînt depozitele albiene de la Copăcel. Tot în acest sector se conturează două ferestre în care apare Cretacicul autohtonului de Bihor, una în împrejurimile localităţii Tăşad şi alta spre SE, la N de localitatea Dobreşti. Mai departe spre SE, pînă la localitatea Meziad, contactul pînză-autohton este mai puţin clar, fiind în parte acoperit de înve­ lişul posttectonic din Depresiunea Roşia. în acest sector contactul tectonic se face de obicei între depozite triasice şi jurasice din pînză şi depozitele cretacice ale autohtonului de Bihor, prin falii, iar caracterul de şariaj se deduce mai mult din modul de apariţie a depozitelor autohtonului care sugerează situaţia de fereastră tectonică. Raporturile sînt şi mai greu de descifrat cînd vin în contact depozite triasice aparţinînd celor două unităţi. De la Meziad spre SE, rapor­ turile tectonice continuă să fie greu de stabilit, iar linia care marchează fruntea şariajului capătă un contur extrem de complicat. Autohtonul apare în ferestre tectonice la zeci de kilometri în spatele frunţii şariajului, cum se întîmplă la N de localitatea Nucet, iar depozitele pînzei rămîn ca petice de acoperire cu poziţii foarte înaintate, cum este cazul în regiunea de la E de Budureasa. Intruziunile laramice din acest sector fac şi mai greu de urmărit şi trasat linia de şariaj. începînd de la E de localitatea Pietroasa, se poate urmări contactul anormal Permian-Cretacic sau Permian-Triasic mediu pînă la localitatea Gîrda de Sus pe valea Arieşului. După o decroşare pe care fruntea pînzei o suferă la Gîrda, aceasta se urmăreşte mai departe spre E între localităţile Scărişoara şi Albac, con­ tactul tectonic realizîndu-se între aria intruziunilor de Codru din pînză şi depo­

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 2 9

zitele triasice şi jurasice din autohtonul de Bihor. De la Albac şi pînă la loca­ litatea Săgacea, linia de şariaj este pusă în evidenţă de contactul dintre aceeaşi serie a intruziunilor de Codru şi şisturile cristaline epimetamorfice din autoh­ tonul de Bihor. în continuare spre NE, amploarea şariajului pare să scadă sensibil* eventuala continuare a contactului tectonic ar trebui căutată în cuprinsul seriilor cristalofiliene. Conturul şariajului de Codru pune în evidenţă amploarea încălecării, care atinge în M unţii Bihor 30 km. Judecind după vîrsta celor mai noi depozite prinse sub planul de şariaj, se poate spune că punerea în loc a pînzei de Codru s-a realizat în intervalul Albian superior-Senonian. S-a presupus a fi mediteraniană sau subhercinică, însă argumentele în sprijinul unor astfel de interpretări nu sînt conclu­ dente. Mişcările care au cunoscut o intensitate deosebită au fost acelea ale diastrofismului austrie iar punerea în loc a Pînzei de Codru pare mai curînd să fie o consecinţă a acestora, diastrofismul subhercinic avînd un rol sub­ ordonat. Mişcările mezocretacice, pe lîngă şariajul major al pînzei de Codru, au determinat şi tectonica proprie a fiecărei unităţi în parte, acestea prezentînd anu­ mite particularităţi, accentuate de mişcările ulterioare. Autohtonul de Bihor, datorită comportării ca domeniu cu o oarecare rigi­ ditate moştenită din evoluţia anterioară, precum şi competenţei rocilor consti­ tuente, a fost afectat de o tectonică rupturală îm mişcările mezocretacice şi mai recente (fig. 200). Principalele elemente structurale sînt date de o serie de grabene şi horsturi orientate NE-SW (v. pl. V). O astfel de structură este gra­ benul de pe cursul superior al Someşului Cald. Paralel cu acesta, spre NW este grabenul de la Remeţi. între aceste două grabene s-au acumulat produsele magmatismului laramic care formează tafrolitul Vlădeasa (v. fig. 198). Mai intervin şi alte fracturi care compartimentează autohtonul de Bihor. Se constată că structurile autohtonului de Bihor sînt aproape perpendi­ culare pe direcţia linei şariajului de Codru care le încalecă. Această situaţie dovedeşte că principalele structuri disjunctive au luat naştere anterior momen­ tului paroxismal al mişcărilor mezocretacice. De altfel chiar linia şariajului de Codru, principalul element plicativ al mişcărilor mezocretacice, a fost prece­ dată de un complicat sistem de falii care, pe anumite sectoare, imprimă rela­ ţiilor tectonice dintre pînză şi autohton un evident caracter ruptural şi implicit caracterul de pînză de forfecare. Unitatea de Codru prezintă o tectonică proprie predominant plicativă mult mai complicată decît aceea a autohtonului de Bihor. (fig. 201). De altfel, unitatea de Codru corespunzătoare domeniului de Codru reprezintă un sistem de pînze în care se deosebeşte o pînză inferioară — pînza de Codru propriu-zisă — şi o a doua pînză, superioară, formată şi ea din mai mulţi solzi, alcătuind pînza de Biharia. în această situaţie, pînza inferioară adică pînza de Codru, are rol de parautohton. 1. Pînza de Codru este formată din şisturile cristaline ale seriei intrusive de Codru şi învelişul sedimentar pînă la Cretacicul inferior inclusiv. în timpul

f ig

. 201.

Secţiune geologică prin Munţii Bihor (după harta geologică sc. 1:200 000, reinterpretată

de V. M utihac):

Autohtonul de Bihor: Ptz, - seria de Someş; T t-J , - învelişul sedimentar; y8 şi a - magmatite laramice (yS granodiorite, oc - andezite). Pinza de Codru: I digitaţia de Codru (Ptz, — seria intrusivă de Codru; P - T ,,,,, - învellşiu sedimentar); II - digitaţia de Aieşeni (P -Permian). Pinza de Biharia: III - digitaţia de Biharia (Ptz, - seria de Biharia; Pz - seria de Păiuşeni); IV —digitaţia de Muncelul (Ptz, seria de Muncelu). Pc - fruntea plnzei de Codru Pi - fruntea pînzei de Biharia; F, — fruntea digitaţiei de Areşeni; P, — Fruntea digitaţiei de Muncelu: F — falii.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 3 J

înaintării peste autohtonul de Bihor, s-a produs şi o fracturare a pînzei compartiipentîndu-se în mai multe blocuri. Odată cu încălecarea ansamblului de Codru peste autohtonul de Bihor, s-a ajuns şi la contacte sau chiar suprapuneri tectonice între diversele compartimente din cuprinsul pînzei încît aceasta din urmă apare formată din mai multe subunităţi de ordinul al doilea. M. Bleahu et al. au acor­ dat şi acestor subunităţi tot rangul de pînze. Se constată însă că din toate aceste subunităţi numai cea inferioară, care vine în contact direct au autohtonul de Bihor, antrenează în bază şi şisturile cristaline; în celelalte, este interesat n u m a i înve­ lişul sedimentar. Prin urmare, subunităţile din pînza de Codru au mai curînd rolul de digitaţii. Se pot delimita mai multe asemena digitaţii, atît în M unţii Codru cît şi în M unţii Bihor, însă o racordare între diversele digitaţii din cele două sectoare este mai greu de realizat; în orice caz o astfel de tentativă rămîne ipotetică. O primă digitaţie în baza pînzei de Codru a fost delimitată în partea vestică a Munţilor Codru-Moma (fig. 202), cuprinzînd Munţii Codru propriu-zişi (v. pl.V). Deşi aceasta a fost denumită « digitaţia de Finiş », desemnarea ei sub numele de « d i g i t a ţ i a d e C o d r u - F i n i ş este mai justificată prin faptul că locali­ tatea Finiş este amplasată pe digitaţia imediat superioară. Digitaţia de Codru-Finiş aflorează între localităţile Moneasa la S şi Şoimi la N. în alcătuirea acesteia parti­ cipă seria intrusivă de Codru, depozite permiene, depozite triasice în faciesul zonei de Codru, depozite rheţiene şi liasic inferioare şi medii şi depozite tithonic-neocomiene în facies flişoid. Este de presupus că digitaţia de Codru se întinde pe sub depozitele neogene ale depresiunilor Zarand şi Beiuş, căci atît seria intrusivă de Codru cît şi depozitele sedimentare ale acestei zone au fost întîlnite prin foraje în fundamentul depresiunilor. în această interpretare, digitaţia de Codru-Finiş, spre N se întinde pînă la marginea Munţilor Pădurea Craiului, unde se dispune peste autohtonul de Bihor. Adesea în fruntea încălecării se găsesc klippe de rabotaj formate din dolomite, cum sînt acelea din regiunea localităţilor Copăcel şi Lunca Sprie. Digitaţia de Codru-Finiş la rîndul ei prezintă unele complicaţii tectonice; astfel în partea de N a Munţilor Codru, se constată im contact tectonic între depozitele permiene şi cele triasice. Nu se cunoaşte amploarea acestuia însă nu pare să delimiteze noi unităţi tectonice. în Munţii Bihor digitaţia, la care participă şi cristalinul din seria intruziuni­ lor de Codru şi care ar fi corelabilă cu digitaţia de Codru, se urmăreşte în lungul văii Arieşului, între localităţile Gîrda şi Albac, unde peste autohtonul de Bihor se dispune seria intruziunilor de Codru care suportă depozite permiene (v. pl.V). O a doua digitaţie se delimitează în partea estică a Munţilor Codru, în zona Tărcăiţa. Aceasta se dispune peste digitaţia inferioară (v. fig. 202). Conturul con­ tactului anormal are o formă dreptunghiulară, fiind deschis spre NE către Depre­ siunea Beiuş (v. pl. V). în ansamblu contactul tectonic prezintă numeroase decroşări, ceea ce îi imprimă un caracter ruptural. în alcătuirea acestei digitaţii intră depozite permiene, suita completă a Triasicului, depozite rheţiene şi depozite tithonic-neocomiene. Asemenea depozite se întîlnesc şi în partea vestică a Munţilor Bihor, în regiunea localităţii Ferice, unde se dispun tectonic peste autohtonul de

fig .

202. Secţiune

geologică

fig .

prin

geologică

Codru-Moma

203. Secţiune

Munţii

prin

Platoul Vaşcău

(după

reinterpretată

V. M utihac).

(după harta geologică sc. 1 :200 000,

de

V. Mutihac).

M U N Ţ I I A P U S E N I D E NORD 5 3 3

Bihor. Se presupune că zona Ferice aparţine aceleiaşi digitaţii alcătuind împreună d i g i t a ţ i a T ă r c ă i ţ a - F e r i c e sau V f . D i e v i i - F e r i c e . Gëa de a a treia digitaţie a Pînzei de Codru, suprapusă precedentelor, este d i g i t a ţ i a M o m a - A r i e ş e n i (v. fig. 202). în M unţii Codru-Moma aceasta se urmăreşte începînd din regiunea localităţii Moneasa spre NE pînă la marginea Depresiunii Beiuşului, întinzîndu-se între oraşul Vaşcău şi localitatea Tărcăiţa. Contactul tectonic se face cu digitaţia de Codru între Moneasa şi valea Tărcăiţa şi cu digitaţia de Vf. Dievii-Ferice în continuare pînă la localitatea T ăr­ căiţa. In alcătuirea acesteia intră depozite de vîrstă Permian şi Triasic inferior. La E de Depresiunea Beiuşului, depozite asemănătoare se întind pînă în valea Arieşului şi vin în contact, fie cu digitaţia de Gîrda-Albac, fie direct cu autohto­ nul de Bihor. Tot digitaţiei de Moma-Arieşeni ar aparţine şi formaţiunile sedi­ mentare şi eruptive din regiunea Tăuţ-Agrişu din partea de N a Munţilor Highiş. în cuprinsul digitaţiei de Moma-Arieşeni, în M unţii Moma se delimitează un compartiment mai coborît corespunzător Platoului Vaşcău. în partea nordică a acestuia, aproximativ în lungul văii Briheni, sînt aduse în contact direct, pe o falie, depozite de vîrstă Triasic superior cu depozite de vîrstă permiană. Acest con­ tact se urmăreşte de la Vaşcău spre W şi SW pînă la paralela localităţii Moneasa. Caracaterul acestui contact tectonic însă nu permite ca zona Platoului Vaşcău să fie interpretată ca reprezentînd o a patra digitaţie, căci aceasta corespunde unui compartiment coborît la care, pe lîngă depozitele permiene, participă suita com­ pletă a Triasicului şi depozite ale Liasicului. Nici faliile care traversează Platoul Vaşcău nu pot fi interpretate ca încălecări de amploare, Platoul Vaşcău prezentînd o tectonică rupturală (fig. 203). 2. Pînza de Biharia se întîlneşte în partea de S a domeniului de Codru. La alcătuirea ei participă numai formaţiuni cristalofiliene aparţinînd celor trei cicluri. Contactul de superpoziţie tectonică între pînza de Codru şi pînza de Biharia este foarte clar în regiunea vîrfului Biharia (v. fig. 201), la W de localitatea Arieşeni, unde şisturile cristaline anckimetamorfice ale seriei de Păiuşeni se dispun anormal peste depozitele permiene ale digitaţiei Moma-Arieşeni. Conturul liniei de încălecare este foarte sinuos, punînd în evidenţă o încălecare considerabilă. Spre E contactul tectonic se stabileşte între complexul rocilor verzi ale seriei de Păiuşeni şi depozitele permiene ale digitaţiei Moma-Arieşeni, pînă în valea Arieşului, la localitatea Vadu Moţilor; mai departe, diverse complexe din grupa şisturilor cristaline epimeta­ morfice vin în contact tectonic cu seria intruziunilor de Codru. Din Biharia spre W, contactul tectonic dintre pînza de Biharia şi parautohtonul de Codru se urmăreşte pînă la marginea Depresiunii Beiuşului. Mai departe, acesta este mascat fie de depozitele neogene, fie de produsele vulcanismului neogen, încît nu mai poate fi surprins decît în partea nordică a Munţilor Highiş, în regiunea Tăuţ-Agrişul Mare (v. pl. V.). Pînza de Biharia la rîndul ei este formată din mai mulţi solzi cu valoare de digitaţii, care se încalecă una pe alta de la S către N (v. fig. 201). Aceştia sînt mai lesne de delimitat în partea sudică a Munţilor Bihor unde se poate deosebi o digi­ taţie inferioară de Biharia, urmată de digitaţia de Muncelu, şi apoi de digitaţia Baia de Arieş.

534 M U N Ţ I I APU SE N I

D i g i t a ţ i a d e B i h a r i a se individualizează în baza pînzei de Biha­ ria şi este bine conturată în partea sudică a munţilor cu acelaşi nume. Contactul anormal se stabileşte între depozitele permiene din parautohtonul de Codru şi şisturile cristaline anckimetamorfice ale seriei de Păiuşeni. Pe lîngă acestea din urmă, în alcătuirea digitaţiei de Biharia mai participă şisturile cristaline baikaliene ale seriei de Biharia. în masivul Biharia acestea apar interpuse între şisturile cristalin». ankimetamorfice, situaţie din care se deduce caracterul de cută culcată a digitaţiei de Biharia. De fapt tectonica de detaliu este foarte complicată, fiind vorba de mai mulţi solzi secundari, (v. fig. 201) Tot digitaţiei de Biharia îi aparţine complexul rocilor verzi care se dezvoltă spre E pînă la Vadul Moţilor, formînd un solz secun­ dar sub seria de Biharia. Spre W digitaţia de Biharia pare să se prelungească în Munţii Highiş unde ar include şisturile cristaline anckimetamorfice hercinice cu masivele de granitoide respective. D i g i t a ţ i a d e M u n c e l u s e dispune peste precedenta şi este alcă­ tuită din şisturile cristaline ale seriei de Muncelu. Contactul tectonic se stabileşte între şisturile cristaline anckimetamorfice din digitaţia de Biharia şi şisturile crista­ line epimetamorfice ale seriei de Muncelu. Această digitaţie se individualizează numai în partea sudică a Munţilor Biharia. D i g i t a ţ i a B a i a d e A r i e ş ocupă o poziţie superioară în ansamblul pînzei de Biharia. La alcătuirea acesteia participă şisturile cristaline prebaikaliene din pintenul Baia de Arieş şi acelea de la W de Cîmpeni. Contactul tectonic se rea­ lizează între şisturile cristaline epimetamorfice din digitaţiile de Muncelu şi de Biharia pe de o parte şi şisturile cristaline mezometamorfice pe de altă parte. Acest contact se urmăreşte din bazinul Arieşului Mic spre E, pînă în bazinul rîului Iara; în anumite sectoare este acoperit transgresiv de depozitele Cretacicului-superior dinspre S, cum se întîmplă în bazinele Cîmpeni-Bistra şi Lupşa. Din bazinul Ari­ eşului Mic spre W contactul tectonic dintre digitaţiile Baia de Arieş şi Muncelu se urmăreşte pe o anumită distanţă, după care relaţiile tectonice se stabilesc între depozitele Cretacicului inferior şi cele ale Cretacicului superior din Munţii Apuseni de sud, dar care pare să fie un reflex tardiv, eventual laramic, al contactului tectonic dintre cele două digitaţii. Punerea în loc a Pînzei de Biharia, inclusiv aranjamentul acesteia, deşi nu interesează decît şisturile cristaline, se poate considera că este un efect al cutărilor mezocretacice, fiind contemporane deci cü punerea în loc a pînzei de Codru şi respectiv cu formarea digitaţiilor acesteia din urmă. Aranjamentul tectonic mezocretacic, eventual şi subhercinic, al Munţilor Apuseni de nord, s-a păstrat în ansamblu căci mişcările ulterioare au afectat într-o mai mică măsură acest teritoriu. Acestea au avut drept urmare formarea unor dis­ locaţii rupturale, unele din ele provocînd afundarea anumitor sectoare care, spre sfîrşitul Neogenului, au funcţionat ca bazine de acumulare. Tot în timpul unor faze post-austrice s-a format falia în lungul căreia eruptivul din Vlădeasa are ten­ dinţa de încălecare peste depozitele Depresiunii Transilvaniei. Evoluînd ca regiune emersă în Neozoic, ansamblul tectonic al Munţilor Apuseni de nord a suferit ac­ ţiunea intensă a eroziunii, care a contribuit la crearea peisajului morfostructural actual.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 3 5

9.2. MUNŢII APUSENI DE SUD Partea de sud a Munţilor Apuseni a început să funcţioneze ca arie geosinclinală în ciclul alpin mai tîrziu decît partea nordică şi a avut o evoluţie geologică sensibil deosebită. în consecinţă se deosebeşte ca unitate geologico-structurală distinctă, cunoscută în literatura geologică şi sub numele de g e o s i n c l i n a l u l M u ­ reşului. Munţii Apuseni de sud, ca unitate structurală, sînt cuprinşi între valea Mure­ şului la S şi unitatea de Codru spre NW. De aceasta in urmă se delimitează morfologic după o linie foarte sinuoasă, care reprezintă de fapt limita de extindere maximă spre N a depozitelor posttectonice care maschează contactul propriu-zis (v. pl. V). Munţii Apuseni de sud au drept fundament în bună parte acelaşi cristalin ca şi Munţii Apuseni de nord şi s-au format prin regenerarea acestuia. Timpul cînd s-a schiţat geosinclinalul Mureşului nu se cunoaşte; se ştie însă că la sfîrşi­ tul Jurasicul mediu acesta funcţiona ca atare. Se poate presupune că vîrsta lui nu este cu mult mai veche. S-a emis şi părerea că magmatismul ofiolitic ar fi început chiar din Triasic, însă o argumentare concludentă în acest sens nu există. Pe lîngă larga dezvoltare a magmatismului bazic iniţial, care constituie o trăsătură distinctă a Munţilor Apuseni de sud în comparaţie cu cei de nord, geo­ sinclinalul Mureşului, începînd din Cretacic, a fost afectat de intense mişcări de cutare avînd drept consecinţă formarea depozitelor sinorogene. Adăugind şi faptul că sînt destul de dezvoltate şi produsele magmatismului subsecvent timpuriu (laramic) precum şi vulcanitele neogene, apare clară evoluţia cu caracter de eugeosinclinal a Munţilor Apuseni de sud. Datorită metalului preţios, aurul, care şi-a exercitat influenţa asupra omului din cele mai vechi timpuri, Munţii Apuseni de sud au atras atenţia încă din epoca preromană, cînd de altfel au început şi primele exploatări care au durat pînă în zilele noastre. Prima consemnare despre exploatările de aur din M unţii Apuseni de sud o face Herodot în descrierea expediţiei lui Darius Hystape contra sciţilor la anul 513 î. e. n., cînd menţionează că agatîrşii, populaţia tracă din « Valea Maris » (valea Mureşului), erau mari producători de aur. Au fost perioade cînd exploată­ rile miniere din Munţii Apuseni de sud erau cele mai mari din lume. Imaginea structurală pentru întinse sectoare din Munţii Apuseni de sud s-a obţinut după 1918, prin lucrările de detaliu întreprinse de T. Ghiţulescu, M. Socolescu, M. Ilie şi alţii, la care se adaugă lucrările de amplă sinteză elaborate de I. Popescu-Voiteşti, L. Kober, L. Mrazec, G. Macovei şi I. Atanasiu. După anul 1950, cercetările geologice în M unţii Apuseni s-au amplificat. în această perioadă V. C. Papiu cercetează Munţii Drocea şi introduce denu­ mirea de Munţii Mureşului, care la H. Stille, adoptînd pe G. Macovei şi I. Atana­ siu, devine geosinclinalul Mureşului. D. Giuşcă G. Cioflica, H. Savu, D. Iacob, M. Bleahu, M. Borcoş, M. Lupu, S. Bordea, A. Duşa, V. Mîrza şi mulţi alţii, au adus contribuţii de seamă iar în final s-a ajuns la elaborarea unor hărţi de ansamblu

536 M U N Ţ I I A P U S E N I

şi a unor monografii care reflectă gradul înaintat de cunoaştere a structurii geologia a Munţilor Apuseni de sud, acestea constituind fundamentarea ştiinţifică a lucră­ rilor dé punere în valoare a resurselor minerale. Structura geologică deosebită a geosinclinalului Mureşului în comparaţi* cu Munţii Apuseni de nord şi poziţia sudică a acestuia au făcut pe D. M. Predî să desemneze geosinclinalul Mureşului drept Munţii Apuseni de sud, denumire care a căpătat o largă circulaţie.

9.2.1. STRA TIGRAFIA Peste şisturile cristaline care alcătuiesc fundamentul Munţilor Apuseni de sud, se dispun formaţiunile sedimentare. Acestora li se asociază produsele magmatice care formează trei provincii petrologice distincte corespunzînd la trei momente deose­ bite din evoluţia geosinclinalului Mureşului. Astfel, se întîlnesc produsele unui magmatism iniţial ofiolitic, produsele magmatismului subsecvent timpuriu res­ pectiv magmatismul laramic (provincia banatitică) şi produsele unui magmatism subsecvent tîrziu, vulcanitele neogene.

9.2.1.1. MASIVELE CRISTALINE Fundamentul cristalin al Munţilor Apuseni de sud aparţine la două cicluri tectonomagmatice: prebaikalian şi hercinic. Acesta afiorează pe suprafeţe restrînse sub forma unor insule în Munţii Trascăului şi în partea de sud la Rapolt (v. pl. V). C iclul te c to n o -m a g m a tic p re b a ik a lia n . Metamorfitele incluse la acest ciclu se întîlnesc numai în Munţii Trascău, unde afiorează de sub învelişul sedimen­ tar sub forma a două insule: una în partea de N care traversează valea Arieşului spre amonte de confluenţa cu rîul Iara, alta spre S la izvoarele Geoagiului. Şisturile cristaline din M unţii Trascău sînt de factura celor din seria Baia de Arieş, reprezentînd prelungirea şisturilor cristaline din pintenul cu acelaşi nume. In insula nordică au fost descrise de M.Ilie sub numele de « seria de VidolmLunca». Sînt reprezentate prin micaşisturi cu cuarţ, biotit şi muscovit, mai rar granat, apoi prin amfibolite la care se adaugă intercalaţii de calcare şi dolomite. C iclul te cto n o -m a g m atic h ercin ic include şisturile cristaline epimeta­ morfice care afiorează în partea sudică a insulei de nord (în estul Munţilor Trascău) şi pe valea Mureşului la Rapolt. în Munţii Trascău, epimetamorfitele sînt reprezentate prin şisturi sercitocloritotoase cu intercalaţii lenticulare de cuarţite grafitoase şi prin calcare şi dolo-

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 3 7

mite cristaline. Rocile carbonatice au dezvoltare masivă în părţile nordice, iar spre S se destramă sub formă de intercalaţii în masa rocilor terigene. Din această situ­ aţie se deduce caracterul de recif pe care îl au calcarele cristaline. Din calcare se cunosc entroce de crinoizi pe baza cărora şisturile cristaline epimetamorfice sînt considerate paleozoice. în insula de la Rapolt, şisturile cristaline alcătuiesc o structură anticlinală care se întinde pe dreapta Mureşului la N de localitatea cu acelaşi nume. Acestea reprezintă de fapt prelungirea şisturilor cristaline din Poiana Ruscă, avînd aceeaşi constituţie litofacială. Se întîlnesc şisturi sericitoase-cloritoase, şisturi grafitoase, şisturi verzi tufogene, roci porfiroide, calcare şi dolomite cristaline. O largă dezvol­ tare o au porfiroidele care se urmăresc în tot lungul ariei de aflorare. Rocile carbo­ natice apar în zona axială a structurii anticlinale şi se surprind trecerile laterale care scot în evidenţă situaţia de recif a acestora. Vîrsta hercinică a epimetamorfitelor se deduce din faptul că sînt o prelungire a epimetamorfitelor dm Poiana Ruscă. Prezenţa entrocelor de crinoizi indică aceeaşi vîrstă pentru epimetamorfitele din M unţii Trascău.

9.2.I.2. ÎNVELIŞUL SEDIMENTAR AL MASIVELOR CRISTALINE Exceptînd două petice izolate de depozite conglomeratice-cuarţoase (socotite de vîrstă permiană) aparţinînd fundamentului regenerat, restul formaţiunilor sedi­ mentare aparţin Mezozoicului, ele formînd umplutura geosinclinalului. Acestea se limitează la anumite zone separate între ele prin masa eruptivului ofiolitic, care ocupă o poziţie centrală în cadrul geosinclinalului Mureşului şi a funcţionat cu rol de « haut fond ». în felul acesta, în cuprinsul Munţilor Apuseni de sud s-au indi­ vidualizat mai multe zone de sedimentare (unele cu caracter de fose), care au evo­ luat independent în anumite intervale de timp; drept urmare, depozite de aceeaşi vîrstă se prezintă sub faciesuri diferite, fapt ce face foarte anevoioasă corelarea stratigrafică pe tot întinsul Munţilor Apuseni de sud. Din acest motiv s-a recurs la separarea unor entităţi litologice indicate prin denumiri locale, acestea fiind mult mai numeroase decît în Munţii Apuseni de nord. în aria Munţilor Apuseni de sud se individualizează: zona Trascău-Valea Mureşului, în partea estică; zona Bucium-Abrud în partea nordică; zona Drocea în partea vestică; zona Deva-Zam în partea sudică a geosinclinalului Mureşului (fig. 204). Formaţiunile sedimentare cartabile în geosinclinalul Mureşului se cunosc şi sînt consemnate pe hărţi începînd cu acelea de vîrstă oxfordiană (fig. 205). Procesul de sedimentare însă a început mai devreme; dovadă este faptul că în depo­ zitele psefitice mai recente din regiunile limitrofe se găsesc remaniate roci mai vechi, care după facies nu pot proveni decît din geosinclinalul Mureşului. O ase­ menea situaţie o consemnează F. Herbich, care a identificat în conglomeratele

538 M U N Ţ I I A P U S E N I

f ig .

204. Zonele de sedirrentare din geosinclinalul M ureşului.

cretacice din împrejurimile localităţii Cricău (de la N de oraşul Alba Iulia), calcare oolitice cu Phylloceras kudematschi, Lytoceras adeloides, Oppelia ftisca, Peîtoceras athleta, Ancyloceras annulatum etc. Acestea amintesc faciesul stratelor de Klauss, aparţinînd Callovianului. De la F. Herbich încoace nu au mai fost întîlnite. J u ra sic u l su p e rio r în geosinclinalul Mureşului se caracterizează printr-o relativă uniformitate a condiţiilor de sedimentare şi printr-o intensă activitate mag­ matică ofiolitică. Oxfordianul este reprezentat prin calcare stratificate cu accidente silicioase. Asemenea depozite au fost semnalate în toate zonele de sedimentare şi apar la baza succesiunii jurasice, avînd în general grosimi mici, doar cîţiva metri (v. fig. 205). Astfel, depozite considerate oxfordiene se întîlnesc în împrejurimile localităţii Băiţa-Crăciuneşti de pe marginea estică a zonei de ofiolite, şi mai spre W în baza unor calcare masive din împrejurimile localităţii Căprioara (zona Deva-Zam), de unde A. Duşa menţionează exemplare de Perisphinctes sp. în zona Drocea, în baza suitei sedimentare se găseşte un nivel de jaspuri descrise de V. C. Papiu sub numele de s t r a t e d e Ş o i m u s - B u c e a v a , reprezentînd probabil to t Oxfordianul. în Munţii Trascău este cuprins în baza calcarelor noduloase, even­ tual în breciile care se dispun peste soclul cristalin. Kimmeridgianul a fost delimitat în M unţii Trascău, unde de cele mai multe ori vine în contact direct cu fundamentul cristalin. Este reprezentat fie prin cal­ care noduloase care trec pe verticală la calcare în plăci, cum se întîlnesc în partea vestică a zonei Trascău, fie prin calcare noduloase roşii alcătuind un adevărat « ammonitico roso », a căror grosime este de cîţiva metri în partea estică a aceleiaşi zone. De obicei, în baza calcarelor se întîlnesc brecii. Din depozitele calcaroase şi mai ales din calcarele noduloase roşii, M. Lupu menţionează din bazinul văii Drăgoiului o faună amonitică cu: Taramelliceras compsum, Sowerbyceras tortisulcatum,

fig .

205. Coloane stratigrafice sintetice şi de corelare în Munţii Apuseni de sud.

540

M UNŢII APUSENI

Holcophylloceras mediteraneum, Perisphinctes breviceps, Phalloceras consanguineum, Ptychophylloceras ptychoicum, Harpoceras elimatum etc. La acestea se adaugă aptichi şi microfaciesul cu Saccocoma. Conţinutul paleontologic menţionat in­ dică vîrsta Kimmeridgian eventual şi Tithonic inferior. Se mai atribuie Kimmeridgian-Tithonicului inferior o formaţiune vulcano-sedimentară descrisă de M. Lupu drept « formaţiunea mixtă », reprezentată printr-o alternanţă de roci eruptive ofiolitice şi calcare din care se cunoaşte o microasociaţie cu Saccocoma. Aceasta aflorează ca o fîşie continuă în estul zonei de sedimentare Trascău-Valea Mureşului (Culmea Bedeleului). în celelalte zone Kimmeridgianul nu a fost identificat şi separat cartografic dar probabil că există, fiind reprezentat de obicei prin calcare stratificate cu acci­ dente silicioase, cum sînt acelea care urmează peste stratele de Şoimuş-Buceava în zona Drocea, sau parte din complexul bazic inferior cu radiolarite în zona Bucium-Abrud. Tithonic-Neocomianul este reprezentat prin faciesuri diferite, ca urmare a faptului că în geosinclinalul Mureşului s-au individualizat şi mai pregnant fosele, în cuprinsul acestora, spre interior, au luat naştere depozite de facies eupelagic alcătuind s t r a t e l e c u A p t y c h u s , î n timp ce în zonele de margine s-a dezvoltat faciesul recifal al calcarelor de Stramberg (v. fig. 205). — Stratele cu Aptychus sînt reprezentate prin depozite predominant mar­ noase şi marnocalcare, în care subordonat se întîlnesc intercalaţii subţiri de calcarentite. Adesea apar şi intercalaţii de şisturi argilo-marnoase violacee. Stratele cu Aptychus au dezvoltarea cea mai completă în zona Trascău, unde se dispun fie peste fundamentul cristalin, fie peste ofiolite, fie peste calcarele kimmeridgiene. Afiorează sub forma unor benzi care se urmăresc în tot lungul Munţilor Trascău. Din stratele cu Aptychus se cunoaşte o faună cu : Lissoceras grassianum, Olcostephanus asterianus, O. jeanotti, Hamulina subcilindrica, Protetragonites quadrisulcatum, Subastieria sulcosa, Lamellaptychus seranonis, L. beyrichi moravicus, Duvalia dilatata, Hibolites jaculum etc. Din nivelele dinspre baza stratelor cu Aptychus provine o asociaţie cu: Calpionella alpina, Crassicolaria aff. parvula, Calpionella elliptica, iar din nivele superioare se cunosc exemplare de Tintinnopsella carpathica, T. cadishiana, Stenosemelopsis aff. hispanica. Conţinutul paleontologic al stratelor cu Aptychus atestă vîrsta Tithonic-Neocomian. în celelalte zone de sedimentare se dezvoltă un facies atipic al stratelor cu Aptychus, predominant carbonatic-detritic care tinde să capete factură de fliş. în zona Bacium-Abrud, S. Bordea descrie depozitele tithon-neocomiene sub numele de « formaţiunea de Crişul Alb (stratele de Crişul Alb), în care se separă, la partea inferioară, un complex calcarenitic cu Calpionella alpina, C. elliptica, Tininnopsella longa, iar la partea superioară, un complex silicios, violaceu (strate de Curechiu) cu: Calpionella alpina, C. elliptica, Tintinnopsella sp. în celelalte zone, Tithonic-Neocomianul este reprezentat prin depozite asemănătoare, în care însă sînt mai frecvente intercalaţiile şistoase iar caracterul de fliş devine mai pregnant. — Faciesul recifal s-a dezvoltat în părţile marginale ale zonelor de sedimen­ tare din Munţii Apuseni de sud, înaintînd peste masivul de ofiolite sau peste fun­ damentul cristalin. Acest facies îmbracă aspectul tipic al calcarelor de Stramberg

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 4 1

fiind reprezentat prin diferite varietăţi de calcare: calcare pseudoolitice, calcare brepoase, calcarenite etc. şi apar în strate groase avînd de obicei o culoare deschisă, mai rar roşietică. De la diferite nivele, din calcarele masive se cunosc exemplare de Nerinea elongata, Itieria pigmea, Ptygmatis carpatica, Diceras arietinum, Heterodiceras sp., Cidaris sp., şi o microasociaţie cu: Salpingoporella aff. appenrnttica Troholina elongata etc. Microfaciesul este caracteristic Tithonicului în facies de Stramberg. Se admite că faciesul recifal ar urca şi în baza Cretacicului. Calcarele recifale au o largă dezvoltare în zona Trascău, unde formează Culmea Bedeleu, şi în regiunea Remetea; se mai întîlnesc ca blocuri însedimentate în formaţiuni cretacice cu caractere de wildfliş. în celelalte zone de sedimentare calcarele recifale se dezvoltă în regiunea de margine, de exemplu în partea de nord a zonei Deva-Zam, în zona Drocea şi în zona Bucium-Abrud unde apar ca olistolite în wildflişul cretacic. Sub formă de petice, calcarale recifale s-au păstrat pe masivul de ofiolite. C retacicul în M unţii Apuseni de sud marchează începutul mişcărilor pre­ cursoare diastrofismului austrie, care vor culmina la sfîrşitul Albianului, cînd o bună parte din geosinclinalul Mureşului va fi exondată. Consecinţa acestor mişcări în procesul de sedimentare se concretizează în instalarea faciesurilor sinorogene care vor prezenta la rîndul lor unele diferenţe de la o fosă la alta, fiind foarte frec­ vente faciesurile de tranziţie. Neocomianul în zona Trascău-Valea Mureşului este în bună parte inclus în stratele cu Aptychus; în sectoarele marginale ale zonei, unde în Jurasic s-a dezvol­ tat faciesul calcaros recifal, în Neocomian au luat naştere de asemenea depozite calcaroase însă de un facies mai pelagic, cum sînt acelea din culmea Pleaşa, de unde S. Bor dea menţionează o faună bogată cu Olcostephanus variegatus, Crioceratites duvali, C. villersianus, C. nolani elegans, Pseudobelus bipartitus, Phyllopachyceras rouyanum, Plesiospitidiscus ligatus etc., la care se adaugă calpionele. Asociaţia faunistică atestă sincronismul acestora cu partea superioară a stratelor cu Aptychus. în alte sectoare, Neocomianul prezintă faciesuri diferite, mai ales datorită intervenţiei magmatismului bazic. Astfel, în bazinul văii Ampoiului (în regiunea locşdităţii Feneş) Neocomianul este reprezentat printr-o asociaţie intimă de şisturi argiloase, calcare, spilite şi diabaz-porfirite dînd un facies special stromatitic. Acesta trece lateral spre E la un facies grosier (corismitic) reprezentat prin depozite vulcanosedimentare, în principal brecii mixte vulcano-sedimentare, cinerite ofiolitice, grauwacke, curgeri de diabaze etc (v. fig. 205). Neocomianul în acest facies stromatitic-corismitic a fost descris de M. Bleahu sub denumirea de s t r a t e d e F e n e ş inferioare. în zona de sedimentare Bucium-Abrud, în împrejurimile localităţii Hălmagiu, Neocomianul este inclus în stratele de Crişul Alb. în zona Deva-Zam, Neocomianul împreună cu Tithonicul îmbracă un fa­ cies predominant argilos, de culoare închisă, cu intercalaţii de calcarenite, iar spre partea superioară predomină intercalaţiile grezoase-calcaroase, încît capătă facies de fliş. în zona Drocea situaţia este similară, Neocomianului revenindu-i depozitele calcaroase-grezoase cu factură de fliş incluse în suita Tithonic-Neocomian. Aces­ tea se urmăresc în tot lungul zonei.

542

m u n ţ ii a pu sen i

Barremian-Apţianul inferior corespunde intensificării mişcărilor austrice precursoare; în consecinţă, depozitele ce au luat naştere au căpătat faciesuri foarte diferite, întîlnindu-se frecvent trăsăturile formaţiunilor de tip fliş şi wildfliş. în zona Trascău-Valea Mureşului, în partea nordică, M. Lupu atribuie Barremian-Apţianului o suită de depozite detritice, reprezentată prin marnoargile cu intercalaţii de gresii şi conglomerate, care urmează peste Neocomianul în faci­ esul stratelor cu Aptychus. Din asemenea depozite, se menţionează o microfaună cu: Psamosphaera cf. parva, Lenticulina cf. prima, Haplophragmoides concavus, Reophax minutus, Marsonella oxicona, Gaudryna tailleuri, G. cretacea, G. subcretacea, Trochammina vocontiana. T. abrupta, Glomospirella gaultiana Hedbergella planisipira, H. delrioensis etc., pe baza căreia depozitelelor respective li se acordă vîrsta Barremian-Apţian. Depozitele descrise afiorează pe două aliniamente, unul în partea estică a culmii Bedeleu şi altul spre E în regiunea localităţii Poiana Aiudului. în partea sudică a Munţilor Trascău, în regiunea Feneş, depozitele Barre­ mian-Apţian inferior sînt reprezentate, în principal, prin şisturi siltitice şi silitite argiloase slab metamorfozate, cărora li se asociază roci psefito-psamitice; acestea din urmă adesea formează nivele de conglomerate şi brecii tiloide ale căror elemente sînt formate din calcare jurasice şi ofiolite. De asemenea sînt frecvente intercalaţiile de diabaze, andezite şi oligofire. Din lentilele de calcare, care se dezvoltă mai ales în jumătatea inferioară a succesiunii, se cunosc exemplare de Requienia aff. griphoides. Depozitele din regiunea Feneş trec lateral spre NE, în regiunea văii Ampoiţa şi Ighiu, la un facies mai grosier în care predomină conglomeratele. Pen­ tru întregul complex de depozite în faciesurile menţionate din partea sudică a Munţilor Trascău şi care se dispun peste Neocomianul în faciesul stromatiticcorismitic (stratele de Feneş inferioare), M. Bleahu a utilizat denumirea de s t r a t e d e F e n e ş s u p e r i o a r e , acestea fiind considerate ca aparţinînd Barremianului şi Apţianului inferior (v. fig. 205). în zona Bucium-Abrud, depozitele atribuite Barremian-Apţianului inferior au o largă răspîndire şi capătă un caracter şi mai pronunţat de formaţiune sinorogenă, amintind stratele de Căbeşti din zona Deva-Zam (v. fig. 205); astfel, în jumă­ tatea inferioară a succesiunii, depozitele au un caracter pararitmic, fiind reprezen­ tate prin microconglomerate, gresii subgrauwackice, calcarenite şi argilite. Spre partea superioară a succesiunii se trece la un fliş calcaros s t r a t e d e v a l e a D o s u l u i în care s-au găsit orbitoline. Vîrsta Barremian-Apţian inferior a de­ pozitelor cu caractere de fliş din zona Bucium-Abrud decurge din raporturile de superpoziţie stratigrafică, acestea dispunîndu-se în continuitate de sedimentare peste stratele de Crişul Alb, iar la partea superioară incluzînd depozite cu orbi­ toline. De altfel de la N de localitatea Stănija, din depozite de fliş tip Valea Dosului, M. Panaite et al. menţionează o faună cu: Silesitoides kilianiformis, Hypacanthoplites nolaniformis şi Acanthoplites cf. uhligi, care atestă prezenţa Apţianului terminal, respectiv orizontal de Clansayes. Lipsa unor argumente paleontologice mai concludente face ca datarea să fie privită cu rezervă. în zona Deva-Zam, Barremian-Apţianul inferior este mai greu de caracterizat litologic şi de separat, în primul rînd pentru că în această regiune condiţiile de sedimentare s-au menţinut relativ aceleaşi ca şi în

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 4 3

Neocomian. Se individualizează un pachet de depozite caracterizat prin prezenţa unor grezo-calcare în strate groase pînă la 1 m şi lentile de calcarenite diaclazate, în timp ce şisturile argiloase se dezvoltă ca intercalaţii subordonate. Aceste depo­ zite au fost descrise de T. P. Ghiţulescu şi M. Socolescu sub numele de s t r a t e d e C ă b e ş t i » , avînd dezvoltarea tipică în regiunea localităţii cu acelaşi nume. în partea vestică a acestei zone, în regiunea Zam-Căprioara, între Neocomianul argilos şi stratele de Căbeşti se interpune un nivel de conglomerate în care sînt re­ maniate depozitele din substrat, ceea ce presupune o discontinuitate în sedimen­ tare. Deasupra conglomeratelor urmează grezo-calcarele cu intercalaţii de argilite, respectiv stratele de Căbeşti, care conţin orbitoline. în zona Drocea, Barremian-Apţianul prezintă caracterele formaţiunii de wildfliş; în baza succesiunii şi treptat spre partea superioară capătă factură de fliş. Acestea prezintă însemnate variaţii de facies şi în sens lateral, fiind mai gro­ siere în partea sud-vestică a zonei. Astfel, depozitele din jum ătatea inferioară a succesiunii B arrem ian-Apţian sînt predom inant psefito-psamitice. în elementele rem aniate, pe lingă şisturile cristaline şi depozitele jurasice, se recu­ noaşte şi flişul grezos neocomian care formează substratul im ediat al Barrem ian-Apţianull, încît o discontinuitate stratigrafică pare să existe cel puţin în anum ite sectoare. în depozitele ce formează jum ătatea superioară a succesiunii barrem ian-apţiene, elem entul predom inant îl constituie stratele de gresii cu diaclaze, iar argilitele apar ca intercalaţii subordonate. în aceste depozite, la diferite nivele, se întîlnesc lentile de calcare organogene cu orbitoline. L uînd în consideraţie şi poziţia strati­ grafică, se poate considera că depozitele grezoase conglomeratice sînt de vîrstă B arrem ian-Apţian inferior. Acestea se întîlnesc în partea vestică a zonei Drocea, şi. reprezintă u n echivalent al stratelor de Căbeşti.

Mişcările precursoare paroxismului mezocretacic, care în Barremian-Apţian s-au intensificat considerabil, au dus în cele din urmă la exondarea unei bune părţi din Munţii Apuseni de sud, încît în timpul Albianului marea s-a restrîns la o arie care s-ar suprapune actualei regiuni Abrud-Izvoarele Ampoiului. Apţian superior-Albianul include în general depozite de wilfliş în care varia­ ţiile laterale de facies sînt foarte frecvente (v. fig. 205). N u peste tot însă se întîl­ neşte succesiunea completă, pentru că faza de sedimentare care a urmat exondării din Apţianul inferior a început în diverse regiuni la momente diferite. In zona Trascău-Valea Mureşului, la W de culmea principală a Munţilor Trascău, M. Lupu descrie ca fiind de vîrsta albiană depozitele pe care le include în s t r a t e l e d e P o n o r , alcătuite în bază din conglomerate, iar la partea superioară din depozite predominant argiloase cu: Trochammina vocontiana, Saccammina lotianii, Reophax horridus etc. Conglomeratele din bază ar cu­ prinde eventual şi parte din Apţian. Asemenea depozite apar pe o zonă continuă în tot lungul Munţilor Trascău, din valea Arieş pînă în valea Mînăstirii. în partea sud-estică a zonei Trascău — Valea Mureşului, între cursul mij­ lociu al văii Ampoiului şi valea Galda se întîlnesc depozite în facies de wildfliş cunoscute sub numele de s t r a t e d e M e t e ş . Acestea sînt reprezentate prin­ tr-o masă argilo-aleuritică în care sînt frecvente intercalaţiile de conglomerate tilloide şi gresii. Elementele conglomeratelor ating dimensiuni de 3 m3. Din aceste depozite, se cunosc orbitoline şi o asociaţie microfaunistică cu: Glomospira choro­ ïdes, G. gordialis, Hormosina ovulum, Sachorhizza ramosa, Hyperammina elongata,

544 M U N Ţ II APUSENI

Trochammina minuta, Haplophragmoides concava, H. latidorsatum etc.; pe baza acestora, s-a atribuit depozitelor respective vîrsta Apţian superior-Albian. în zona Bucium-Abrud, depozitele Apţian-Albian inferior sînt dezvoltate în facies de wildfliş şi au o largă răspîndire în regiunea Crişului Alb, unde S. Bordea le-a descris drept f o r m a ţ i u n e a ( s t r a t e l e ) d e V a l e a M o r ­ g a ş u 1 u i . Analizîndu-se elementele alohtone, s-a constatat că acestea aparţin ca vîrstă intervalului Jurasic superior-Apţian inferior, astfel că formaţiunea de wildfliş a fost raportată intervalului Apţian superior-Albian. In anumite sectoare din zona Bucium-Abrud s-a remarcat o discontinuitate de sedimentare spre sfîrşitul Albianului inferior, încît restul Albianului are o po­ ziţie transgresivă; este reprezentat prin depozite în facies de fliş descrise sub numele dé strate de P î r î u l I z v o r u l u i , alcătuite dintr-o alternanţă ritmică de gresii, aleurite şi argilite, din care S. Bordea citează un exemplar âe Hysteroceras orbignyi, conferind depozitelor respective vîrsta Albian superior. După Albian urmează o fază de exondare corespunzătoare paraxismului mişcărilor mezocretacice. Această exondare a afectat o mare întindere din M unţii Apuseni de sud. Cretacicul superior urmează după exondarea de la sfîrşitul Cretacicului inferior, care marchează încheierea mişcărilor austrice; depozitele ce s-au format pînă în Senonianul inferior continuă să poarte amprenta formaţiunilor sinorogene, ceea ce doveşte existenţa unor mişcări care se înscriu într-o fază ulterioară celei austrice. în general, acestea sînt dezvoltate în facies de fliş sau wildfliş şi prezintă frecvente modificări laterale. în partea nord-estică a zonei Trascău-Valea Mureşului, Cretacicul supe­ rior este reprezentat prin depozite conglomeratice şi grezoase apropiindu-se de faciesul de fliş. Acest caracter este mai pregnant spre partea superioară a succe­ siunii, unde se recunoaşte o alternanţă ritmică de gresii şi argile. Ansamblul acestor depozite este desemnat sub numele de s t r a t e d e R î m e ţ i . Din partea inferioară a acestora, S. Bordea et al. menţionează o microfaună cu Psamosphaera laevigata şi Hedbergella delrioensis, în virtutea căreia conchide că baza stratelor de Rîmeţi aparţine Vraconianului. Din nivele superioare, se consem­ nează o asociaţie cu Rotalipora appenninica, R. cushmani şi Hedbergella planispira, iar din nivelele de la partea terminală provine o asociaţie cu Globotruncana angusticarinata, G. lapparenti şi G. concavata, semnificativă pentru Senonianul inferior. Suitei stratelor de Rîmeţi i se conferă vîrsta V r a c o n i a n - C o n i a c i a n (v. fig 205). între cursul inferior al văii Ampoiului şi insula de şisturi cristaline de la Rapolt, depozitele Cretacicului superior presantoniene au o dezvoltare conside­ rabilă, fiind reprezentate printr-o suită de cîteva mii de metri grosime (fig. 206). în sectoarele marginale suita începe prin conglomerate şi gresii ( s t r a t e d e B o b î 1 n a) cu Gaudriceras aff. analabense, urmate de calcarenite şi marne violacee ( s t r a t e d e G e o a g i u ) cu Schapites geinitzi, S. poitieri, Inoceramus labiatus. Deasupra acestora, urmează depozitele învelişului posttectonic. Pe baza conţinutului paleontologic, se consideră că stratele de Bobîlna şi stra­ tele de Geoagiu, corespund intervalului T u r o n i a n s u p e r i o r - C o n i a c i a n . în zona Deva-Zam, Cretacicul superior este reprezentat prin depozite gro­ siere cunoscute sub numele de s t r a t e d e F o r n ă d i a , din care C. Gheor-

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 4 5

f ig .

206. Coloana stratigrafică a Cretacicului superior din regiunea Rapolt-Valea Ampoiului (după Camelia T om escu et al.).

şhiu menţionează o faună care le conferă vîrsta V r a c o n i a n - C e n o m a n i a n . Dintre speciile cu semnificaţie cronostratigrafică sînt de remarcat: Echinospatagus ricordeanus, Actaeonelîa subangustata, Puzosia mayoriana. La icestea se adaugă o microfaună cu Marsonella oxycona, Globorotalia decorata, Rotalipora appenninica etc. Aceste depozite se dezvoltă la W de cristalinul de la Rapolt. Stratele de Fornădia trec lateral la marne grezoase cu brachiopode printre :are : Nerinea digitalis, Itruvia abbreviata, Glaukonia kefersteini, Acteaonella caucanana, alcătuind s t r a t e l e d e C h e r g h e ş care se termină printr-un nivel :u Parapuzosia transilvanica. Atît peste stratele de la Fornădia cît şi peste stratele de Cheregheş urmează depozite grezoase cu intercalaţii de marne alcătuind ceea ce s-a descris ca

546 M U N Ţ I I A P U S E N I

s t r a t e d e D e v a (v. fig. 205). Din acestea se cunoaşte o bogată faună cu: Inoceramus inconstans, I. labiatus, Metaptychoceras smithi, alături de o bogată microfaună cu: Praeglobotruncana stephani, P. conca.va.ta> Globotruncana lappa­ renti etc, care atestă vîrsta T u r o n i a n-C o n i c i a n pentru stratele de Deva. în zona Bucium-Abrud, Cretacicul superior începe prin conglomerate, cunoscute sub numele de c o n g l o m e r a t e l e d e N e g r i l e a s a , care au o răspîndire destul de largă. Pe baza relaţiilor de superpoziţie stratigrafică, se consideră că acestea aparţin C e n o m a n i a n u l u i .

9.2 .1.3 . ÎNVELIŞUL POSTTECTONIC în Munţii Apuseni de sud mişcările tectonice cu efecte plicative s-au atenuat sensibil în Senonianul inferior încît în această zonă se poate vorbi de existenţa unui diastrofism subhercinic. După încetarea acestuia, întreaga zonă a căpătat o oarecare stabilitate iar depozitele care s-au acumulat şi care marchează un nou ciclu de sedimentare au caractere de înveliş posttectonic. Ca vîrstă acestea aparţin intervalului S a n t o n i a n - M a e s t r i c h t i a n şi au cea mai largă dezvol­ tare în partea nordică a Munţilor Apuseni de sud, respectiv în zona BuciumAbrud. Pe suprafeţe mai restrînse s-au mai păstrat în sectorul cuprins între cursul inferior al Ampoiului şi cristalinul de la Rapolt şi în zona Drocea (v. pl. I, V). în zona Bucium-Abrud depozitele învelişului posttectonic au o poziţie transgresivă; spre sud sînt reprezentate prin depozite detritice iar pe marginea nordică se dezvoltă faciesul de Gosau, depozitele înaintînd sub forma unor golfuri peste cristalinul unităţii de Codru. Începînd de la vest spre est se delimitează bazi­ nele: Găina, Cîmpeni-Bistra, Lupşa şi Sălciua. Succesiunea începe prin depozite grosiere (conglomerate şi brecii roşii) care se dispun peste cristalinul Munţilor Apuseni de nord. Urmează gresii glauconitice şi gresii micacee cu intercalaţii de argile verzi şi roşii. Din astfel de gresii, în bazinul Sălciua, Marele Stan citează o fauna cu Trochacteon giganteum, T. salomoni, Nerinea cochlaeariformis subgigantea, N. geinitzi, Turrilites cf. tridens. Din nivelele aleuritice superioare provine o faună cu: Micraster cortestudinarium, M . coranguinum, Echynocoris cf. gibbus, Hemiaster gauthieri. în continuare se dezvoltă conglomerate şi gresii care trec la calcare recifale cu hipuriţi relevînd faciesul tipic de Gosau. Dealul cu Melci de la Vidra este unul din punctele fosilifere bine cunoscute. Din asemenea depozite M. Lupu et al. menţionează o faună cu: Hippurites (Vaccinites) sulcatus, H. (Orbignya) colligatus, H. gosaviensis, H. arhiaci, H. (Vaccinites) oppeli, H. (Vaccinites) inaequicostatus, Alectryonia carinata, Inoceramus naumani etc. indi­ cînd S a n t o n i a n - C a m p a n i a n u l . în bazinul Sălciua acestea suportă tectonic depozite în facies de fliş cu orbitoline reprezentînd probabil prelungirea spre NE a depozitelor Cretacicului inferior dinspre sud. învelişul posttectonic în zona Bucium-Abrud se încheie cu o suită de depozite predominant detritice a cărei parte superioară ar aparţine Maestrichtianului, eventual chiar şi Paleocenului.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 4 7

în regiunea dintre cursul inferior al văii Ampoiului şi cristalinul de la Rapolt, peste stratele de Geoagiu, transgresiv se dispun depozite grezoase şi marnoase cunoscute sub numele de s t r a t e d e B o z e ş . Din ele D. Iacob menţionează o faună cu: Inoceramus salisburgensis şi Baculites anceps la care se mai adaugă Inoceramus cardissoides I. discipiens etc. şi o microfaună cu Globo­ truncana lapparenti, G. formicata, Haplophragmoides crassa, Ammobaculites stephensonii etc. (v. fig. 206). Spre partea superioară a succesiunii apar episoade conglomeratice şi intercalaţii de gresii nisipoase din care, pe lîngă fauna caracte­ ristică faciesului de Gosau cu coralieri şi acteonele, se găseşte şi o bogată asociaţie de lamelibranhiate şi amonoidee printre care: Hamites bohemicus, Hoplitoplacenticeras sp., Pachydiscus colligatus, P. neubergicus etc. Suita depozitelor din această zonă se încheie prin depozite grosiere cu caractere de molasă reprezentate printr-o alternanţă de conglomerate, gresii şi argile roşii cu resturi de plante şi fructificaţii de characee. Asemenea depozite se întîlnesc în partea de est a regiunii şi se presupune că aparţin Maestrictianului terminal eventual şi Paleocenului. în zona Drocea învelişul posttectonic este dezvoltat în faciesul de Gosau asemănător celui din zona Bucium-Abrud. Şi de aici se cunoaşte o faimă cu Hippurites socialis irregularis, H. exoratus, H. toucasi, Vaccinites oppeli etc.

9.2.I.4. MAGMATITELE OFIOLITICE După schiţarea geosinclinalului Mureşului, în lungul fracturilor profunde a avut loc migrarea spre suprafaţă a primelor produse endogene dînd naştere magmatis­ mului iniţial. Ofiolitele din M unţii Apuseni de sud, atît prin amploarea cît şi prin evoluţia lor petrogenetică, alcătuiesc produsele cele mai reprezentative ale magmatismului iniţial alpin din aria carpatică. Ofiolitele se întind pe o zonă care măsoară 190 Iun lungime între localităţile Turda şi Pătîrşi şi 40 km lăţime (v. pl. V). Mai departe spre SE, masa ofiolitică se afundă sub depozitele neogene. In cadrul structural mai larg, masa ofiolitică din M unţii Apuseni de sud nu pare să se lege cu zona ofiolitică a dinaridelor, ci se racordează zonei ofiolitice care urmăreşte marginea nordică şi estică a masivelor mediane din partea sudestică a ariei alpine (Kirşehir, Rodhope şi Transilvano-Panonic), reprezentînd astfel un aliniament colateral al zonei ofiolitice alpidice (v. fig. 5). Acest fapt relevă şi mai mult caracterul evolutiv-structural de geosinclinal independent al Munţilor Apuseni. _ .. Magmatitele ofiolitice din Munţii Apuseni de sud în ideea tectonicii in plăci ar putea reprezenta o răsfrîngere bilaterală a crustei de tip oceanic în faza de apropiere a blocurilor sialice (v. fig. 186). Magmatismul ofiolitic, cu unele perioade de calm, s-a manifestat începînd din Jurasicul mediu (eventual şi inferior) pînă în Cretacicul inferior inclusiv, ultimele veniri de lave alternînd cu depozite de vîrstă Barremian-Apţian. în ansam-

548 M U N Ţ II APU SEN I

207. Schema evoluţiei magm atism ului ofiolitic din M unţii Apuseni de sud (după G . Cioflica et al.).

fig .

blul magmatitelor ofiolitice, D. Giuşcă, G. Cioflica şi H. Savu au distins trei faze principale care se diferenţiază nu numai prin intervalul de timp în care s-au produs ci şi prin caracterele chimice şi structurale ale rocilor, aceste etape corespunzînd în acelaşi timp unor procese structo-genetice bine definite în evoluţia geosinclinalului (fig. 207). — Prima fază a magmatismului iniţial s-a desfăşurat pînă în Jurasicul mediu inclusiv. Produsele acesteia sînt reprezentate printr-un complex bazaltic alcătuit din bazalte, anamesite, dolerite, gabbrouri uneori cu separaţii peridotitice; rar se întîlnesc şi produse piroclastice reprezentate prin aglomerate bazaltice, variolite şi tachilite. Produsele primei faze au cea mai largă extindere mai ales în zona axială a geosinclinalului Mureşului (v. pl. V). B a z a 11 e 1 e apar sub forma de curgeri de lavă foarte uniforme, adesea cu structuri de pilow-lawa, cum sînt acelea care se întîlnesc la Toc, Roşia Nouă, Vorţa, Almaş-Sălişte şi Căzăneşti (fig. 208). R o c i l e p i r o c l a s t i c e se întîlnesc la partea superioară a complexului bazaltic preoxfordian. Grosimea lor variază între 1 şi 50 m. Acestora, de obicei, li se asociază radiolarite şi argilite roşii.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SU D 5 4 9

în afară de curgeri de lavă se întâlnesc şi intruziuni de magmă consolidată în condiţii subvulcanice. în general, corpurile intruzive sînt de dimensiuni reduse, 2—3 km lungime şi 200—300 m lăţime. Caracteristica principală a acestora o constituie structura lor stratificată rezultată din cristalizarea fracţionată a magmei bazice in situ. între corpurile intrusive se disting: corpuri ultrabazice, pînze intru­ sive, dykuri şi corpuri compuse de gabbrouri. Corpurile d e r o c i g a b b r o - p e r i d o t i c e (v. fig. 208) au dimensiuni de numai cîteva sute de metri. Se întîlnesc la Roşia Nouă şi Almaş Sălişte. Sînt alcătuite din peridotite, melagabbrouri şi gabbrouri cu olivină; mai

f ig .

208. Corpul de roci ultrabazice de la Roşia (după H . Savu): (à — bazalte (pillow-lave);

g> — gabbrouri cu olivină; m o — melagabbrouri; o — peridotite.

rar se întîlnesc roci cu caracter picritic cum sînt acelea de la Tămăşeşti. Toate corpurile de gabbro-peridotite sînt intruse în rocile efusive bazaltice şi piroclastitele respective. Este foarte evidentă structura stratificată. Astfel, în baza corpului de gabbro-peridotitic de la Roşia Nouă se întîlnesc peridotite peste care urmează melagabbrouri şi apoi gabbrouri cu olivină. P î n z e l e i n t r u s i v e sînt de asemenea corpuri de dimensiuni mo­ deste, cum sînt acelea de la Căzăneşti—Ciungani (fig. 209) şi acelea de la Juliţa.

f ig .

209. Secţiune p rin corpul intrusiv de la Căzăneşti-Ciungani (după G . Cioflica) : 8q — diorite cuarţifere laramice; 01 — gabbrouri; r — dolerite; cc m — gabbrouri cu magnetit.

— microgabbrouri;

550 M U N Ţ II

apuseni

f ig .

210. Secţiune ipotetică prin dykul de la Almaş-Sălişte (după G . Cioflica şi H . Savu):

1 — bazaite; 2 — gabbrouri cuarţifere; 3 — gabrouri cu olivină; 4 — dolerite, hiperite şi gabrouri cu magnetit; 5 — gabbrouri şi anortozite.

Primul are o lungime de 4 km şi o lăţime de 1,5 km. Şi acest corp are o struc­ tură stratificată ca rezultat al cristalizării fracţionate a unei intruziuni de m a g m ă cu compoziţie gabbroică. D y k u r i 1 e sînt de asemenea prezente; o structură caracteristică prezintă dykul de la Almaş—Sălişte (fig. 210) în care se remarcă o zonă superioară omogenă, constituită din gabbrouri şi anortozite şi o zonă inferioară cu stratificaţie ritmică alcătuită din gabbrouri cuarţifere şi gabbrouri cu olivină. C o r p u r i d e g a b b r o u r i compuse sînt acelea de la Almăşel şi Cuiaş. Cele de la Almăşel au luat naştere din intruziuni succesive de magme cu compoziţie diferită. Se disting trei veniri succesive de magmă a căror com­ poziţie a fost din ce în ce mai acidă. Prima venire este reprezentată prin hipe­ rite, gabbrouri şi microgabbrouri ; a doua intruziune este alcătuită din gab­ brouri; cea de a treia a pus în loc gabbrouri cuarţifere, diorite cuarţifere şi micropegmatite. Dykuri de roci intrusive cu dimensiuni reduse se întîlnesc în partea de E a geosinclinalului Mureşului. Acestea sînt slab diferenţiate şi includ gabbrouri cu diopsid, gabbrouri cu magnetit şi micropegmatite. — Faza a doua a magmatismului iniţial (neochimerică) s-a desfăşurat în Jurasicul superior şi în Neocomian, timp în care au fost puse în loc produse vulcanice foarte variate. în această etapă, magmatismul a avut un caracter aproape exclusiv vulcanic, materialul magmatic provenind din aparate vulcanice bine distincte, adesea remarcîndu-se chiar erupţiuni de tip central. Asemenea corpuri se înşiră pe două aliniamente urmărind două falii care delimitează zona centrală mai ridicată a Munţilor Apuseni de sud. Astfel, spre N, în Munţii Drocea se disting aparatele Troaş, Ilteni etc. Pe rama sudică a geosinclinalului Mureşului, vulcanitele etapei a doua apar pe aliniamentul Căprioara-Zam-Tămăşeşti-Vorţa şi mai departe în M unţii Trascău (v. pl. V).

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SU D 5.51

Aparatele vulcanice prezintă uneori structură de stratovulcani, cum sînt acelea de la Troaş din Munţii Drocea. Materialul care a fost pus în loc în etapa a doua se deosebeşte de acela din prima etapă, în primul rînd prin faptul că este preponderent vulcanic, repre­ zentat mai ales prin curgeri de lave şi mai puţin prin piroclastite. Şi în această etapă activitatea magmatică a început prin punerea în loc a bazaltelor la care s-au adăugat limburgite, oligofire, trahiandezite, ortofire şi diferenţiate mai acide reprezentate prin dacite şi riolite. Acestea din urmă apar mai ales în zona a^ialjj a geosinclinalului sub formă de dykuri, iar în zonele unde se asociază cu forma­ ţiuni sedimentare apar ca piroclastite sau curgeri de lave. Produsele etapei a doua au cea mai largă răspîndire în partea estică a Munţilor Metaliferi şi în Munţii Trascău ocupînd zone orientate în lungul geosin­ clinalului, cum este Creasta Bedeleu, zona Remetea-Cheile Turzii, zona AmpoiIghiu-Galda etc. (v. pl. V). — Ultima fază, cea de a treia, s-a desfăşurat spre sfîrşitul Neocomianului, în Barremian şi în Apţian. Activitatea magmatică reîncepe prin magme bazice ale căror produse sînt reprezentate prin bazalte şi mai ales prin spilite. Acestea apar ca filoane şi curgeri de lavă în depozitele barremian-apţiene din diferite regiuni ale Munţilor Metaliferi, cum sînt acelea de la Izvoarele Ampoiului, acelea de la Ighiu-Galda etc. ca şi în partea de SE a Munţilor Drocea. Prin evoluţia sa, magmatismul ofiolitic din Munţii Apuseni de sud se deose­ beşte de magmatismul iniţial din celelalte sectoare carpatice şi mai ales de acela din Dinarizi. Magmatismul ofiolitic din Munţii Apuseni de sud a dat naştere la fenomene de metamorfism de contact termic şi hidrotermal. Efectele metamorfismului de contact sînt foarte slabe. Acestea sînt mai clare în jurul dykului de gabbrouri de la Almaş-Sălişte, unde bazaltele din jur au fost transformate în corneene cu diopsid şi cu amfibol. Metamorfismul hidrotermal s-a produs tot în legătură cu intruziunile de gabbrouri, mai ales acelea de la Juliţa, Almăşel şi Cuiaş. Efectele acestui meta­ morfism se reflectă în înlocuirea rocilor ofiolitice prin parageneze mai stabile; astfel s-au format depuneri de epidot, clorit etc. Magmatismul ofiolitic a fost însoţit şi de fenomene de metalogeneză care au condus la concentrarea unor substanţe utile în stadiul lichid-magmatic, precum şi la formarea unor mineralizaţii hidrotermale şi vulcano-sedimentare. între substanţele utile formate în stadiul lichid-magmatic sînt gabbrourile cu titano-magnetit vanadifer de la Căzăneşti-Ciungani, Almaş-Sălişte, Cuiaş etc.; de asemenea unele acumulări de pirotină nicheliferă de la Căzăneşti-Ciungani au aceeaşi origine. Soluţiile hidrotermale legate de activitatea vulcanică ofiolitică au condus la formarea unor mineralizaţii de sulfuri şi mai ales de pirită, cum sînt acelea de la Corbeşti şi Troaş şi mineralizaţii de cupru, cum sînt acelea de la Almăşel şi din alte părţi. La acestea se adaugă concentraţiile vulcano-sedimentare de mangan de la Pîrneşti şi Şoimuş-Buceava de pe rama nord-vestică a Munţilor Drocea.

552

m u n ţ ii a p u se n i

9.2.I.5. m a g m a t it e l e l a r a m ic e

Diastrofismul laramic şi în M unţii Apuseni de sud a fost însoţit de magmatismul subsecvent timpuriu. Produsele acestuia se întîlnesc sub forma mai multor corpuri intruzive, mai rar curgeri de lave, dispuse pe anumite aliniamente care urmăresc acelaşi sistem de fracturi laramice întîlnit şi în Carpaţii Meri­ dionali (v. pl. V). — Un prim aliniament se recunoaşte în partea vestică a Munţilor Drocea în lungul căruia sînt intruse corpurile de la Săvîrşin şi Căzăneşti. C o r p u l i n t r u s i v d e l a S ă v î r ş i n străbate şi metamorfozează la contact masa de ofiolite; este un corp compus, alcătuit în partea nordică din intruziuni succesive de diorite cuarţifere şi granodiorite, iar în partea sudică din granite porfirice intruse ulterior celor din partea nordică. întregul corp este stră­ bătut de filoane aplitice, micropegmatitice şi porfire granitice. C o r p u l i n t r u s i v d e l a C ă z ă n e ş t i se insinuează între pînza intrusivă de gabbrouri şi acoperişul bazaltic al acesteia (v. fig. 209). în acest corp, G. Cioflica a recunoscut structura de sfenolit, fiind alcătuit din diorite cuar­ ţifere cu separaţii granitice străbătut de filoane microdioritice cuarţifere şi aplite granitice. — Cel de al doilea aliniament este situat la E de precedentul şi paralel cu acesta. în lungul lui apar corpurile intrusive de la Cerbia şi cel de la Măgura Vaţei. M a s i v u l d e l a C e r b i a , de formă ovală, este orientat pe direcţia NE—SW, avînd lungimea de 6 km şi o lăţime de 3,5 km. Este intrus în com­ plexul rocilor bazaltice pe care le metamorfozează la contact, fiind alcătuit predo­ minant din granite şi subordonat din granodiorite, la care se adaugă un cortegiu filonian reprezentat prin aplite, porfire granitice etc. cu aceeaşi orientare ca şi corpul intrusiv. La Măg u r a V a ţ e i , spre NE de Cerbia, se întîlnesc mai multe corpuri intrusive alcătuite din granite, granodiorite, diorite cuarţifere cu piroxen şi porfire dioritice. Acestea străbat complexul bazaltic, depozitele jurasice şi depo­ zitele Cretacicului superior. Corpul principal este reprezentat prin granodiorite cu hornblendă şi biotit. în afară de corpurile intrusive de pe cele două aliniamente din M unţii Drocea, S. Bordea şi R. Dimitrescu au pus în evidenţă prezenţa magmatitelor laramice şi în partea de NW a Munţilor Trascău, în împrejurimile localităţilor Ighiu şi Galda, sub forma unor filoane a căror grosime nu depăşeşte 3—4 m, dar care se pot urmări pe distanţă de mai mulţi kilometri; în general sînt alcătuite din andezite amfibolice. Punerea în loc a magmatitelor laramice din Munţii Apuseni de sud a dat naştere şi la fenomene de metamorfism de contact şi hidrotermal, care variază după natura rocilor înconjurătoare. Astfel, la contactul cu formaţiunile sedimentare argiloase au luat naştere corneene cu cordierit, andaluzit, diopsid etc., în timp ce calcarele jurasice au dat naştere la marmore în care s-au format skarne. Pe

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 5 3

seama bazaltelor s-au format corneene cu diopsid. Intervenţia soluţiilor hidroter­ male a dât naştere la fenomene de autometamorfism cu formare de parageneze caracteristice.

9.24.6. DEPRESIUNILE INTRAMONTANE După diastrofismul laramic Munţii Apuseni de sud ca şi cei de nord au evoluat ca sistem cutat emers care nu a mai suferit deformări plicative. Mişcările din Neozoic au avut drept consecinţă formarea unui sistem de fracturi cu afundarea unor arii restrînse şi transformarea lor în bazine de acumulare. Aceleaşi fracturi au constituit totodată şi căile de acces a magmelor, dînd vulcanitele neogene. în aria Munţilor Apuseni sînt trei depresiuni intramontane: Depresiunea BradSăcărîmb, Depresiunea Zlatna-Almaş şi Depresiunea Roşia Montană (v. pl. V).

a. Depresiunea Brad-Săcărîmb Această zonă se desemnează ca un culoar urmărind valea Crişului Alb, care leagă Depresiunea Beiuşului cu Culoarul Mureşului (v. pl. V). Depozitele care formează umplutura aparţin Tortonianului şi Sarmaţianului. Tortonianul începe prin orizontul pietrişurilor de Almaşu Mare, care suportă un orizont de depozite argiloase cu cărbuni. Din ele se cunoaşte o faună foarte bogată din care G. Mantea et al. menţionează: Spaniodontella aff. pulchella, Rissoa dilemma, Rissoina (Rissoina ) podolica, Conus ( Conolithus ) dujardini. Turritella erronea miocenica etc. Microfauna conţine: Miliolina gracilis, M . inflata, Eponides dutemplei, Giimbelina globosa, Globigerina bulloides etc. indicînd T o r t o ­ nianul superior. Sarmaţianul apare pe arii mai restrînse şi se prezintă în faciesuri diferite. în partea sudică, în zona Săcărîmb-Vărmaga se atribuie Sarmaţianului un complex de depozite grosiere cu piroclastite în bază, urmate de marne şi tufuri cu intercalaţii de argile. Din asemenea depozite provine o faună cu Abra ( Syndesmia) cf. reflexa, Ervilla cf.dissita podolica, Mactra vitaliana eichzoaldi, Cardiurn lithopodolicum etc. şi o microfaună cu: Valvata sulekiana, Elphidium lesonii, Articulina sarmatica şi Nubecularia sp., asociaţie ce indică S a r m a ţ i a n u l i n f er i o r - m e d i u. în regiunea Ţebea-Brad, Sarmaţianul începe prin depozite pelitice (marne şi argile) uneori bituminoase, de tipul disodilelor. Din astfel de depozite se cunoaşte o microfaună cu : Rotalia beccarii, Nonion advenum, Elphidiüm macellum, la care se adaugă Spaniodontella sp. Deasupra depozitelor marnoase-argiloase se dezvoltă depozite grosiere, nisipuri şi pietrişuri cu,intercalaţii de piroclastite. Se consideră că în regiunea Ţebea-Brad este prezent numai S a r m a ţ i a n u l i n f e r i o r .

554 M U N Ţ II A P U SE N I

Peste depozitele sarmaţiene se dispun depozite pliocene în facies panonic care se întîlnesc numai de la valea Crişului Alb spre W.

b. Depresiunea Zlatna-Almaş Situată pe cursul mijlociu al Ampoiului, Depresiunea Zlatna-Almaş a funcţionat ca bazin de sedimentare în Tortonian, umplutura fiind formată din depozite de această vîrstă la care se adaugă şi produsele vulcanismului neogen (fig. 211). în ansamblu, sedimentarul din Depresiunea Zlatna-Almaş este reprezentat prin depozite grosiere şi numai local se dezvoltă faciesuri calcaroase sau evaporitice.

211. Coloana stratigrafică a depozitelor neogene din D epresiunea Zlatna-Almaş.

f ig .

Succesiunea depozitelor începe printr-un nivel de conglomerate poligene, cu stratificaţie încrucişată. Acestea trec pe verticală la gresii de culoare roşietică în care apar intercalaţii de marne argiloase nisipoase. întreg complexul de depo­ zite a fost desemnat de T . Ghiţulescu şi M. Socolescu sub numele de « conglo­ meratele de Faţa Băii ». Din ele M. Borcoş şi G. Mantea citează o faună cu : Pycnodonta navicularis, Ostrea digitalina, Turritella bicarinata şi o microfaună reprezentată prin: Candorbulina universa, Cibicides floridanus, Globigerina bulloides, Sphaeroidina bulloides, Nonion pompilioides, Bulimina elongata etc. Pe baza conţi­ nutului faunistic se admite pentru conglomeratele de Faţa Băii apartenenţa la Tortonianul inferior. La diferite nivele, în ele se intercalează lave şi piroclastite. Deasupra conglomeratelor de Faţa Băii urmează un alt complex de depo­ zite grosiere, descris sub numele de p i e t r i ş u r i l e d e A l m a ş u M a r e , reprezentate prin conglomerate şi pietrişuri în bază urmate de gresii, argilite şi marne roşii sau cenuşii. Local se întîlnesc gipsuri şi calcare cu Lithothamnium de tipul calcarelor de Leitha. Foarte rar apar intercalaţii de riolite. Din complexul

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 5 5

pietrişurilor de Almaşu Mare se cunoaşte o faună alcătuită din Glycimeris sp., Pycnodonta brongnarti, P. navicularis, Ostrea digitalina, Turritella bicarinata şi o microfaună cu Globigerina triloba, Operculina cf. discoidea etc. Succesiunea tortoniană din Depresiunea Zlatna-Almaş se încheie cu un orizont marno-tufaceu reprezentat în bază prin marne cu intercalaţii de gipsuri, iar 13 partea superioară prin tufuri cu impresiuni de plante. Din depozitele acestui orizont provine o faună foarte bogată, reprezentată prin: Turritella bicarninata, Cardium sp. Donax sp., Glycimeris sp., Şerpuia sp., şi o microfaună cu: Uvigerina naviculata, Globigerina bulloides, G. biloba, G. triloba, G. dissimilis, Globorotalia menardi, Nonion commune etc. indicînd Tortonianul superior. Formaţiuni sedi­ mentare mai noi nu se cunosc.

c. Depresiunea Roşia Montană în partea de N a Munţilor Apuseni de sud, în bazinul Lupşa, pe o arie foarte restrînsă s-au conservat depozite tortoniene şi sarmaţiene depuse într-o m ică depresiune intramontană. Acestea se întîlnesc în împrejurimile localităţii Roşia Mantană, mai ales la S şi W de aceasta. Tortonianul se dispune peste depozite cretacice şi începe printr-un complex alcătuit din conglomerate în alternanţă cu gresii tufacee, marne, argile şi marnocal­ care, cu : Globigerina triloba, Bulimina subulata, B. elongata, B. aculeata, Uvigerina sp., U. asperula etc, care conferă depozitelor din baza succesiunii vîrsta tortoniană. Peste orizontul conglomeratic urmează o alternanţă de marne şi gresii din care se cunoaşte o microfaună reprezentată prin: Bulimina elongata, Cibicides ungerianus, Globigerina conica, Elphidium fichtelianum, Nonion soldanii etc., indicînd Tortonianulsuperior. Sarmaţianul urmează în continuitate peste Tortonianul superior şi este reprezentat prin marne argiloase conţinînd o microfaună cu Articulina articulinoides, Elphidium aculeatum, E. macellum, pe baza căreia se atribuie depozitelor respective vîrsta sarmaţian inferioară. Considerînd în ansamblu depresiunile posttectonice din interiorul edificiului muntos, se constată că litofacial acestora în Miocen au o mai mare afinitate cu domeniul transilvan cu care au avut legături directe. Depresiunile intramontane sînt un rezultat al ultimei faze din evoluţia M unţi­ lor Apuseni cînd aceştia s-au ridicat sub forma unui sistem cutat. Din erodarea lor s-au format depozitele de molasă din depresiuni. Contemporan sau penecontemporan cu formarea şi evoluţia depresiunilor intramontane s-a produs şi vulcanismul neogen ale cărui produse de altfel au participat la colmatarea bazinelor de acumulare.

9.2.1.7. v u l c Ân i t e l e n e o g e n e

Începînd din Tortonian şi pînă în Cuaternarul inferior inclusiv, şi în domeniul Munţilor Apuseni, mai ales în Munţii Apuseni de sud, s-a desfăşurat magmatismul

556

m u n ţii apuseni

subsecvent tardiv (v. fig. 186). Produsele acestuia se întîlnesc pe suprafeţe relativ întinse, dispuse pe anumite aliniamente (v. pl. V). Se apreciază că o bună parte din produsele vulcanice a fost îndepărtată de eroziune şi că ceea ce s-a conservat reprezintă aproximativ o treime din materialul iniţial. De pe urma vulcanismului neogen au fost puse în loc produse destul de variate, deosebindu-se în principal: bazalte, andezite, andezite cuarţifere, dacite şi riolite; acestea se caracterizează în general prin structură porfirică cu diverse grade de cristalizare. Ca forme de zăcămînt, produsele vulcanismului neogen se întîlnesc fie ca structuri înrădăcinate, fie sub formă de curgeri de lave, fie ca formaţiuni vulcano-sedimentare. Structurile înrădăcinate se caracterizează prin dispoziţia predominant verti­ cală a corpului vulcanic, acesta fiind în legătură directă sau indirectă cu sursa de alimentare. Asemenea corpuri sînt foarte frecvente în Munţii Apuseni de sud, constituind vulcani şi subvulcani de diverse tipuri cum sînt: vulcanii de tip mixt de la Săcărîmb (v. fig. 217), vulcanii de tip central-mixt din dealul Cetraş, vulcanii de tip central din dealul Conţu şi de la Arama—Corabia (v. fig. 214), vulcanul de tip central compus de la Cîinel-Măgura Băii (v. fig. 218) etc., şi subvulcanii de la Valea Morii sau de la Baia de Arieş (v. fig. 216). Curgeri de lavă se întîlnesc în jurul majorităţii vulcanilor, iar piroclastite se cunosc pe suprafeţe întinse mai ales în partea de NW a Munţilor Drocea şi în Munţii Highiş. Formaţiunea vulcano-sedimentară include acumulări care au luat naştere printr-un aport de material terigen şi vulcanogen asociat în proporţii diferite. Materialul vulcanogen a fost introdus fie direct în timpul activităţii vulcanice, fie prin transportul de către agenţii externi din structurile vulcanice recent formate. Vulcanitele, sub diversele forme de zăcămînt, se întîlnesc dispuse pe mai multe zone în lungul unor aliniamente oblice faţă de direcţia geosinclinalului Mureşului, în partea centrală a acestuia, şi conforme în zonele de margine. Aceste zone se suprapun de regulă depresiunilor posttectonice intramontane (v. pl. V). în Munţii Apuseni de sud se individualizează patru asemenea alin iam en te. — Un prim aliniament se suprapune Depresiunii Brad-Săcărîmb, iar de la Hălmagiu spre W şi NW produsele vulcanismului subsecvent tardiv se continuă pînă la Gurahonţ. Mai departe, în bună parte sînt acoperite de depozitele pliocene şi cuaternare din Depresiunea Zarandului, însă apar pe marginea acesteia pînă la meridianul localităţii Pîncota. în această zonă a fost pusă în evidenţă existenţa a numeroase corpuri vulcanice şi subvulcanice, curgeri de lave şi piroclastite, ultimele ocupînd suprafeţe foarte întinse. — La NE de zona Hălmagiu-Brad-Săcărîmb se individualizează al doilea aliniament, care în partea sudică se suprapune în parte depresiunii posttectonice Zlatna-Almaş. Spre NW, vulcanitele de pe acest aliniament se întîlnesc pînă în dreptul localităţii Stănija, alcătuind astfel aliniamentul sau zona Zlatna-Stănija. Şi în această zonă se întîlnesc corpuri vulcanice, iar suprafeţe întinse sînt acope­ rite de produsele piroclastice. — Cea mai nordică zonă de apariţie a vulcanitelor neogene se delimitează între localităţile Bucium şi Roşia Montană, întinzîndu-se spre NE pînă la Baia

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 5 7

de Arieş. Aceasta din urmă ocupă un aliniament paralel cu acela care se situează între Bucium şi Roşia Montană. Vulcanitele de la Roşia Montană se suprapun depresiuxm post-tectonice din această regiune. — în partea de SW a geosinclinalului Mureşului se situează cea de a patr zOnă în care apar produsele magmatismului subsecvent tardiv, aceasta întinzîndu-se în direcţia E-W pe o distanţă de 80 km, în lungul Mureşului între Deva şi localitatea Căpîlnaş. în această zonă magmatismul s-a produs pe liniile de fractură care mărginesc Culoarul Mureşului. Deşi magmatismul subsecvent tardiv s-a manifestat pe un teritoriu foarte întins şi printr-o gamă largă de procese magmatice avînd drept consecinţă formarea unor roci foarte variate, s-au stabilit totuşi anumite asociaţii de roci cu caractere

f ig .

212. Schema evoluţiei vulcanismului neogen din M unţii (după M . Borcoş).

Apuseni

558

m u n ţ ii ap u se n i

petrochimice bine precizate, care reflectă anumite etape în desfăşurarea activităţii m ag m atice. Pe baza acestora s-a identificat o anumită ordine, constatîndu-se exis­ tenţa a trei cicluri (fig. 212) în evoluţia magmatismului subsecvent tardiv din M unţii Apuseni. Caracterul de ciclu este dat de faptul că fiecare etapă are u n început, un paroxism şi o fază de calm. Asemenea cicluri, delimitate pe baza desfăşurării proceselor magmatice şi activităţii vulcanice, nu sînt neapărat strict sincrone în cadrul unei regiuni mai întinse. P rim u l ciclu, marcînd începutul activităţii vulcanice în Munţii Apuseni, s-a desfăşurat în Tortonianul inferior, ajungînd parţial în Tortonianul superior, şi corespunde unei mişcări de subsidenţă accentuată, întovărăşită de transgresiunea tortoniană. Trăsătura esenţială a acestui ciclu este dată de caracterul pulsatoriii al venirilor de magme care au dat naştere la roci foarte variate. Intensitatea maximă a vulcanismului din primul ciclu se înregistrează în Tortonianul inferior. în general a predominat vulcanismul explosiv; dovadă sînt piroclastitele foarte dezvoltate. Asociaţiile de roci sînt reprezentate prin riolite şi andezite, iar spre sfîrşitul ciclului prin riolite consolidate sub forma de tufuri şi riodacite (facies ignimbritic). Produsele acestui prim ciclu s-au recunoscut pe suprafeţe restrînse în zona Zlatna-Almaş şi în partea sudică a zonei Brad-Săcărîmb. O bună parte din ele este însă acoperită de depozitele neogene, în timp ce o altă parte a fost distrusă de ciclurile următoare. Centre de erupţie din ciclul întîi au fost recu­ noscute în zona Zlatna-Almaş, fiind reprezentate prin vulcanii riolitici şi andezitici din Dealul Teiuş, Vîrful Podii etc. în zona Hălmagiu-Brad-Săcărîmb, asemenea corpuri de erupţie se recu­ nosc în vulcanii riolitici din sectorul Băiţa-Crăciuneşti şi vulcanii andezitici de la Măgura Băii, Pleaşa şi Gliganul. Al doilea ciclu este cel mai important prin intensitatea cu care s-a mani­ festat şi prin volumul produselor vulcanice care au fost puse în loc. în timp, acesta s-a desfăşurat începînd din Tortonianul superior şi pînă în Pliocenul infe­ rior. Vulcanismul din acest ciclu s-a produs în toate zonele amintite, depăşind chiar geosinclinalul Mureşului, căci asemenea produse se întîlnesc spre SÉ în Depresiunea Streiului şi spre NW în Depresiunea Zarandului. Activitatea vulca­ nică a avut un caracter mixt, dînd naştere la curgeri de lave şi produse piro­ clastice, iar aparatelor vulcanice li se asociază şi corpuri subvulcanice de dimen­ siuni şi forme variate. Cu unele excepţii, în succesiunea desfăşurării vulcanismului din ciclul al doilea, se distinge: o primă fază dacitică, cînd au luat naştere dacitele de tip Cîinel-Roşia Montană; o a doua fază cînd au fost puse în loc andezitele cuar­ ţifere de tip Barza şi Săcărîmb-Vălişoara; o a treia fază, cînd se pun în loc din nou dacite (dacitele de tip Cetraş v. fig. 212). în timp ce în celelalte zone s-au desfăşurat fazele descrise, în Depresiunea Zarandului venirile de lave au dat naştere la asociaţii de roci în care sînt prepon­ derente andezitele piroxenice, iar subordonat s-au format andezite amfibolice şi andezite cuarţifere, ultimele încheiînd succesiunea erupţiunilor. — Produsele primei faze dacitice au fost identificate pe aliniamentul Brad-Săcărîmb în vulcanii din sectoarele Cîinel, Barza (fig. 213) şi Dealul

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 5 9

f ig .

213. Secţiune geologică prin structura vulcanică Barza (după T . G hiţulescu et al.): 3 — ofiolite; aq — andezite cuarţifere tip Barza; «5 — dacite tip Cîinel.

Fetei. Pe aliniamentul Zlatna-Stănija produse asemănătoare se întîlnesc în structura vulcanului din dealul Breaza, iar pe aliniamentul Bucium-Roşia Montana au fost identificate dacitele primei faze, în dealul Contu şi Cetate etc. (fig. 214). — Produsele andezitice ale celei de a doua faze se întîlnesc pe toate aliniame tele şi iau parte la alcătuirea unui mare număr de aparate şi structuri vulcanice. Pe aliniamentul Brad-Săcărîmb, în rîndul acestora se numără aparatele vulcanice de la Caraciu, din grupul Barza, din sectorul Bucureşti-Rovina, structurile de la Măgura Curechiu, aparatele de la Vălişoara, cele de la Săcărîmb etc. Pe alinia­ mentul Zlatna-Stănija sînt de asemenea numeroase curgeri andezitice ca acelea de

f ig .

214. Secţiune geologică prin vulcanii de tip central din sectorul Conţu-A ram a-Corabia (D epresiunea Roşia M ontană) (după T . G hiţulescu et al.) :

i — dacite tip Cîinel-Roşia; a — andezite cuarţifere tip Barza-Săcărîmb (1 — înrădăcinate; 2 — acoperitoare).

la Borzeşti, Breaza, Măgura etc. Pe aliniamentul Roşia Montană-Bucium-Baia de Arieş, asemenea produse vulcanice se întîlnesc în vulcanii Corabia-Arama (v. fig. 214), vulcanii din Depresiunea Roşia Montana (fig. 215) şi în mai multe aparate din sectorul Baia de Arieş (fig. 216). Pe aliniamentul Deva-Căpîlnaş andezitele se întîlnesc în structurile din împrejurimile Devei şi lîngă Simeria, iar la extre­ mitatea vestică în structurile Bulza şi valea Ioneasca.

f ig

.

215. Secţiune geologică p rin structura vulcanici complexă de la Roşia M ontană (după M . Borcoş):

a3 — andezit bazaltoid tip Rotunda; 8 — dacite tip Roşia-Cîinel; 1 — coloană explozivă.

f ig

.

216. Secţiune geologică prin structura vulcanică din zona Roşia M ontană-Baia de Arieş (după T . G hiţulescu et al.):

1 — şisturi cristaline; V — calcare cristaline; a — andezite amfibolice; ax — andezite amfibolice cu biotit; a , — corpuri andezitice brecifiate; 2 — coloane de explozie; 3 — corpuri metasomatice.

f ig

.

217. Secţiune geologică p rin edificiul vulcanic de la Săcărîmb (după T . G hiţulescu et al.)*

1 — şisturi cristaline; 2 —[depozite cretacice; 3 — ofiolite; 4 — depozite neogene; aq'*- andezite cuarţifere.

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SUD 5 fc |

— Produsele dacitice ale celei de a treia faze sînt mai puţin răspîndite, îns sînt bine reprezentate în primul rînd în vulcanii de la Cetraş şi în alte structuri din zona Brad-Săcărîmb (fig. 217 şi 218). în sectorul Baia de Arieş se cunosc în vulcanul Poeniţa.

f ig .

218. Vulcanul central compus de la C îinel-Ştirba, aliniam entul Brad-Săcărîm b (după T . G hiţulescu et al.):

0 — ofiolite;

a — andezite

de

tip

Faţa-Băii; aq — andezite cuarţifere; 8 — dacite de tip Cetraş.

— dacite de Cîinel;

Produsele andezitice din Depresiunea Zarandului sînt legate de un număr mic de centre vulcanice, a căror activitate a fost mai îndelungată. Asemenea structuri au fost recunoscute în vîrful Corniţei în apropierea văii Crişului Alb. Al tre ile a ciclu s-a desfăşurat în a doua jumătate a Pliocenului şi în Cuaternarul inferior. Activitatea vulcanică a acestuia este mult mai slabă şi repre­ zintă actul final al magmatismului subsecvent tardiv. S-a manifestat mai ales spre zonele marginale ale geosinclinalului, instalîndu-se cu predilecţie pe funda­ mentul cristalin. în general, acest ciclu s-a manifestat ca un vulcanism efusiv slab exploziv, dînd corpuri evazate sau stîlpi de dimensiuni mici. Prin activi­ tatea acestui ultim ciclu au fost puse în loc într-o primă fază andezite bazaitoide şi subordonat andezite amfibolice, iar într-o a doua fază au rezultat bazalte. Teritorial, produsele celui de al treilea ciclu au o răspîndire restrînsă. Dezvol­ tarea cea mai mare o au în sectorul Roşia Montană, unde se cunosc vulcanii de la Rotunda şi de la Vîrful Poenii alcătuiţi din andezite bazaltoide, iar cele două Detunate alcătuite din bazalte cu nefelin apar sub forma unor coloane înrădă­ cinate. Spre N, la Baia de Arieş andezitele amfibolice din Piatra Cîrligatu apar sub forma unor stîlpi împlîntaţi în şisturile cristaline ale pintenului de Arieş. în zona sudică, produsele celui de al treilea ciclu se recunosc în andezitele bazaltoide şi bazaltele de la Măgura, Sîrbi, Leşnic etc. precum şi bazaltele de la Lucareţ. Din toate ciclurile magmatismului neogen, numai ciclul al doilea este însoţit de procese metalogenetice, precedate de o intensă activitate hidrotermală care a transformat produsele eruptive ale acestui ciclu. O dată cu începutul Cuaternarului se încheie şi activitatea vulcanică şi cu aceasta şi ultimul act din istoria edificiului Munţilor Apuseni.

562

m u n ţ ii apu sen i

Te c t o n ic a Geosinclinalul Mureşului s-a format pe un fundament cristalin préalpin prin regenerarea acestuia. Pe fracturile pe care s-a produs prima scufundare a scoarţei au pătruns lavele bazice dintr-o primă fază a magmatismului iniţial. Deşi primele depozite sedimentare aparţin Jurasicului mediu, este de presupus că apariţia geosinclinalului Munţilor Apuseni de sud s-a produs ceva mai devreme, cînd acest domeniu a fost ocupat de ape însă fară aport de material terigen ; compen­ saţia izostatică se realiza numai prin aportul de material magmatogen, recunoscîndu-se curgerile submarine. Procesul de sedimentare ca atare începe în Callovian, iar în etapele urmă­ toare s-a accentuat, concomitent cu scăderea intensităţii magmatismului ofiolitic. Pimele mişcări mai accentuate care afectează geosinclinalul Mureşului sînt acelea determinate de diastrofismul neochimeric. Principala consecinţă a aces­ tora a fost ridicarea părţii centrale a geosinclinalului Mureşului, aceasta căpătînd funcţie de « haut fond ». Drept urmare au luat naştere mai multe fose (v. fig. 204) în care s-au format depozite cu caracter mai mult sau mai puţin batial, iar în zonele de margine, respectiv pe marginea ridicării centrale alcătuită din ofiolite, s-au dezvoltat faciesurile recifale. Mişcările precursoare diastrofismului austrie se fac simţite în Neocomian, cînd se accentuează diferenţierea foselor formate în timpul mişcărilor neochimerice. Chiar mişcările precursoare s-au manifestat diferenţiat în zonele de acumu­ lare, încît pe lîngă faptul că s-a trecut de la o sedimentare cu caracter pelagic la o sedimentare sinorogenă,'s-au produs şi largi variaţii de facies. Concomitent cu procesul de sedimentare s-a manifestat o nouă fază a magmatismului ofiolitic. Mişcările mezocretacice s-au manifestat pe întreaga arie a geosinclinalului Mureşului însă nu simultan în toate fosele. în ansamblu, aceste mişcări au avut drept consecinţă deformări cu caracter predominant plicativ. în Munţii Trascău

f i g . 219. Secţiune geologică p rin M unţii T rascău P tz — fundamentul cristalic Kimmeridgian:; kmx—formaţiunea mixtă; o —ofiolite kms: th — calcare (amonitico roso). fliş. Albian, al — strate de Ponor. Cretacic-superior:

M U N Ţ I I A P U S E N I D E SU D 5 5 3

cutele au orientarea N—S, fiind concordante cu fundamentul de pe flancurile fosei, iar în regiunea văii Ampoiului cutele îşi schimbă direcţia şi se bifurcă mulînd în felul acesta terminaţia zonei ofiolitice mai ridicată. în zona Deva-Zam cutele au orientarea E—W, în timp ce în zona Drocea acestea se urmăresc pe direcţia NE—SW. Aceeaşi situaţie se întîlneşte şi în regiunea Hălmagiu-Izvoarele Crişului Alb. în zona Bucium-Abrud, cutele descriu o arcuire în semicerc cu deschiderea spre N. Aceasta se datoreşte faptului că în partea nordică a zonei Bucium ., cutele mulează structura fundamentului în timp ce în partea sudică mulează margi^ a zonei de ofiolite. în ansamblu, cutele din partea nordică a geosinclinalului Mureşului au o vergenţă nordică în timp ce cutele din partea sudică au vergenţă spre S, fapt ce pune în evidenţă tendinţa de răsfrîngere bilaterală. Acest fenomen este o consecinţă a subîmpingerii exercitate pe de o parte de Carpaţii Meridionali, iar pe de altă parte de Munţii Apuseni de nord. Geosinclinalul Mureşului a continuat să se comporte ca o zonă foarte labilă pînă în Coniacian, încît s-au format depozite cu caracter sinorogen. Miş­ cările postaustrice se încheie în Senonianul inferior, după care geosinclinalul Mure­ şului îşi pierde treptat mobilitatea şi evoluează ca zonă stabilizată. în timpul cutărilor laramice, care au determinat deformări cu caracter predominant disjunctiv, pe lîngă structurile mezocretacice, care în unele cazuri au fost accentuate, s-au format mai multe fracturi majore. Principala structură tectonică din Munţii Apuseni de sud este aceea din Munţii Trascău, mai exact din culmea Bedeleu. Calcarele care alcătuiesc această culme au atras de mult atenţia cercetătorilor, prin poziţia pe care o au faţă de depozitele înconjurătoare. Dacă în culmea Pleaşa-Rîmeţ de la E de culmea Bedeleu este clară succesiunea inversă a Tithonic-Neocomianului, în Culmea Bedeleu se întîlneşte succesiunea normală de la Oxfordian pînă la Neocomian, însă raporturile acestora cu depozitele ce se dezvoltă la E şi la W de culmea principală sînt neclare. De aici, diversele interpretări care s-au dat acestei situ­ aţii. Astfel, Gr. Popescu şi I. Motaş presupun că depozitele carbonatice ar reprezenta un recif de vîrstă tithonic-neocomiană care ar trece lateral la depozite de facies pelagic. M. Ilie consideră culmea Bedeleu ca reprezentînd o structură în

(după M . L u p u reinterpretată de V. [M utihac) : Tithonic-Neocomian: th — calcare de Stramberg; thne — strate cu Apytychus Barremian-Apţian: brap — depozite de vr-co — strate de Rîmeţi; sn — Senonian.

564

m u n ţii apuseni

pînză rezultată prin decolarea masei calcaroase de pe cristalinul Gilăului. O asemenea interpretare este dată şi de M. Lupu, care consideră calcarele din culmea Bedeleu cu « formaţiunea mixtă din bază » ca reprezentînd o pînză de forfecare a cărei origine este undeva spre E în Depresiunea Transilvaniei. T. Ghiţulescu şi M. Socolescu consideră că raporturile tectonice pun în evidenţă o structură în solzi. O ultimă interpretare admite situaţia de olistolit a calcarelor din culmea Bedeleu. Faţă de interpretările date se pot ridica unele obiecţiuni. Astfel, dată fiind aria întinsă a calcarelor care alcătuiesc culmea Bedeleu, aceasta întinzîndu-se pe mai mult de 20 km, nu se poate admite că ar reprezenta un olistolit, ţinînd seamă că termenul ca atare a fost creat pentru a desemna blocuri de diferite dimensiuni prinse într-o masă argiloasă. Calcarele din Culmea Bedeleu alcătuiesc un adevărat munte care nu poate fi redus la situaţia de olistolit. Ideea unei pînze ar putea fi admisă, însă nu sînt argumente convingătoare, şi mai ales contururile cartografice nu sugerează o asemenea structură. Este de asemenea greu de admis că ar reprezenta un rest al unei pînze venită dinspre nord, căci toate structurile Munţilor Apuseni au direcţie de încălecare inversă. De asemenea originea transilvană a pînzei sporeşte caracterul prezumtiv al ideei structurii în pînză. Dispoziţia depozitelor carbonatice din Culmea Bedeleu direct peste funda­ mentul cristalin care fără îndoială că se prelungeşte mult spre S, şi faptul că în spre E calcarele vin în contact normal cu ofiolitele conduc mai curînd la ideea că acestea s-au dezvoltat ca un recif pe un substrat alcătuit din şisturi cristaline şi ofiolite care formau un rid al fundamentului. în timpul mişcărilor mezo­ cretacice şi ulterior au fost dislocate şi împinse înspre W, creindu-se rapor­ turile tectonice care au dus la o structură în solzi (fig. 219). Asemenea defor­ mări s-au produs şi în alte zone din Munţii Apuseni de sud, ele fiind un rezultat al diastrofismului austrie accentuat de mişcările tectonice ulterioare. Astfel, în zona Hălmagiu-Criş se întîlnesc structuri în solzi, iar în zona Drocea se delimi­ tează trei solzi care se încalecă unul pe altul de la SE către NW (fig. 220). Astfel interpretată, structura din Culmea Bedeleu se încadrează în ansam­ blul stilului tectonic al geosinclinalului Mureşului, Culmea Bedeleu reprezentînd doar un sector în care solzii sînt mai intens cutaţi. Mişcările laramice au dus la ridicarea în ansamblu a Munţilor Apuseni de sud, ridicare care s-a făcut simţită încă de la sfîrşitul Senonianului, cînd aria de sedimentare s-a restrîns foarte mult şi s-a trecut la un regim continental.

f ig

.

220. Secţiune geologică prin M unţii D rocea (după H . Savu et al.):

1 — şisturi cristaline (seria de Mădrizeşti); 2 — granitoide prealpine; 3 — şisturi cristaline ankimetamorfice (seria de Păiuşeni); 4 — ofiolite; 5 — magmatite banatitice vS — grandodiorite; & — dacite).

R E S U R S E M I N E R A L E Ş I P E R S P E C T I V E ECONOMICE 5 5 5

Aranjamentul tectonic al Munţilor Apuseni realizat în timpul diastrofismului austrie, subhercinic şi laramic s-a conservat în ansamblu; mişcările postlaramice au produs numai deformări disjunctive, principalul efect al acestora fiind depresiunile posttectonice intramontane.

9 .3 . RESURSE MINERALE SI PERSPECTIVE ECONOMICE

M unţii Apuseni au reprezentat din timpuri foarte vechi o binecunoscută regiune minieră, renumită prin zăcămintele aurifere, în primul rînd. împreună cu depre­ siunile intramontane, şi astăzi continuă să reprezinte o unitate geologică cu importante resurse. Diferitele minereuri constituie potenţialul economic cel mai de seamă la care se adaugă zăcăminte de combustibili minerali şi roci utile. M in ereu ri. Diversele minereuri s-au format mai ales în legătură cu acti­ vitatea magmatică care a avut loc. Se întîlnesc minereuri auro-argintifere, de sulfuri polimetalice, minereuri cuprifere şi minereuri de mercur. Zăcămintele auro-argintifere s-au format în legătură cu vulcanismul neogen, Munţii Metaliferi constituind regiunea cu cea mai mare pondere în ceea ce priveşte producţia de aur şi argint, iar teritoriul cuprins între localităţile Baia de Arieş-Caraciu-Săcărîmb-Zlatna este cunoscut sub numele de patrulaterul aurifer. Sînt zăcăminte de origine hidrotermală, asociate andezitelor şi dacitelor de vîrstă tortoniană şi sarmaţiană. Mineralizaţiile sînt localizate fie în structurile vulcanice, fie în învelişul corpurilor eruptive hipabisice şi apar ca: — filoane cu aur nativ, în care componentul aur poate fi liber sau încor­ porat în sulfuri metalice; — volburi cu aur nativ, reprezentînd depuneri pe un sistem anastomozat de fisuri rezultat în urma exploziilor vulcanice; — filoane de telururi aurifere, cum se întîlnesc la Săcărîmb şi la Baia de Arieş. Zăcămintele de sulfuri polimetalice cuprind asociaţia galenă şi blendă, la care se pot adăuga calcopirită, aur nativ şi sulfosăruri de argint. Astfel de zăcăminte se întîlnesc la Troiţa-Băiţa-Crăciuneşti, Almaşul Nou-Stănija şi la Baia de Arieş. ^ . . . Zăcămintele cuprifere cuprind minereuri în care predomină calcopirita şi rareori se asociază argint sau chiar molibdenit. în rîndul acestora intră filoanele cuprifere de la Bucium şi volbura cupromolibdenică de la Deva. Zăcămintele de mercur sînt reprezentate prin cinabru inclus în formaţiunile cretacice din vecinătatea vulcanitelor neogene. Zăcămintele de bauxită reprezintă acumulări carstice, fiind asociate rocilor carbonatice mezozoice. Se găsesc sub formă de corpuri neregulate în golurile

566 M U N Ţ II A P U SE N I

şi excavaţiile de pe suprafaţa de eroziune. Acumulări mai importante se cunosc la Piatra Galbenii, la Remeţi, Bratca, Zece Hotare etc. Concentraţii de mangan s-au format în legătură cu ofiolitele din Munţii Drocea în zona Şoimuş-Buceava. Au o dezvoltare lenticulară şi sînt intercalate în depozitele Cretacicului inferior. Sînt asociate cu japsuri şi piroclastite. Acumulările de oxizi de fier de la Buzad sînt de origine sedimentar-aluvionară în depozitele pliocene din Depresiunea Mureşului, la SW de Lipova. C o m b u stib ili m in erali. Din acest grup de substanţe utile în Munţii Apuseni sînt de menţionat doar zăcămintele de cărbuni. Acestea se întîlnesc în unele depresiuni intramontane şi anume în Depresiunea Borodului şi în Depre­ siunea Brad-Săcărîmb. — Zăcămintele de cărbuni de la Corniţel-Borod sînt cuprinse în depozitele Cretacicului superior în faciesul de Gosau. Este un cărbune brun. Rezerva este foarte mică. — Zăcămîntul de la Ţebea-Brad este cuprins în depozitele tortoniene şi sarmaţiene din Depresiunea Brad-Săcărîmb. Se cunosc 11 strate, însă nu toate sînt exploatabile. Este de asemenea un cărbune brun. Roci şi m a te ria le de c o n stru c ţie . Printre rocile utile o oarecare impor­ tanţă o au argilele refractare şi diatomitele. Argile refractare se găsesc în depozitele de vîrstă liasică din M unţii Pădurea Craiului şi din M unţii Bihor. Cel mai important zăcămînt este acela de la Bratca, de pe marginea Depresiunii Borodului. Zăcăminte de diatomite se găsesc la Minişu de Sus pe marginea de sud a Depresiunii Zarandului. Diatomitele apar sub formă de strate sau lentile în Sarmaţianul inferior. Zeoliţi se găsesc în şisturile cristaline din Munţii Bihorului fiind localizate în şisturile cloritoase cu porfiroblaste de albit. Materiale de construcţie se exploatează pentru diferite întrebuinţări. Cel mai căutat este calcarul de Stramberg care se exploatează în M unţii Trascău la Sănduleşti, Remeta etc. Rezervele sînt practic inepuizabile. Rocile eruptive se exploatează în numeroase cariere.

REFERINŢE BIBLIOGRAFICE M . (1967). Cercetări geologice în regiunea Padeş-Cetăţile Ponorului. C om ' Geol., D .S. X L II, Bucureşti. B leahu M ., I stocescu D ., D icaconu M . (1971). Formaţiunile preneogene din partea vestică a M unţilor Apuseni şi poziţia lor structurală. Inst. G eol., D .S .

B leahu

L V II/5 , Bucureşti. B leahu M ., M antea G . (1962). Le Rhétien des M onts Apuseni. Colloq, de L uxem ­ bourg, 1961, Luxem burg. B leahu M ., P atrulius D . et al. (1970). Date noi asupra depozitelor triasice din

R E F E R I N Ţ E B IB L IO G R A F IC E 5 5 7 B orcoş M ., M antea G . (1964). Vîrsta formaţiunilor neogene din bazinul Zlatna-

Almaş (M unţii M etaliferi). Com. G eol., D .S . X L IX , 2, Bucureşti. şi a activităţii vulcanice neogene din B azinul Roşia Montană. Acad. R .S.R ., Şt. cerc. geol. 13, 1 Bucureşti. * B ordea S., B ordea josefina , G eorgescu V., M antea G . (1968). Asupra prezenţei unei faune hauteriviene în zona Galda-Remeţi (M unţii Trascău). Corn. Geol. D .S . L IV , Bucureşti. 5 B ordea S., B ordea josefina , P uricel R. (1965). Asupra prezenţei Albianului în M unţii Metaliferi. Com. G eol., D .S . L I/1 , Bucureşti. B ordea S., I stocescu D . (1970). Contribuţii la studiul stratigrafie al Cretacicului (Neocomian-Turoinan) din partea vestică a Munţilor Pădurea Craiului. Inst. Geol., D .S. LV l4, Bucureşti. C ioflica G . (1961). Asvpra vulcanismului cretacic din partea de vest a Munţilor Metcliferi. Anal. Univ. Buc. Geol. G eogr., X , 27, Bucureşti. CIOFLICA G . (1962). Studiul petrografic al formaţiunilor eruptive din regiunea Căzăneşti-Ciungani (M unţii Drocea). An. Com. Geol. X X X II, Bucureşti. C ioflica G . (1964). Contribuţii la studiul petrografic al masivului eruptiv banatitic de la Cerbia (M unţii Drocea) . Anal. U niv. Buc. 30, Bucureşti. D iaconu M ., D ragastan O. (1970). Triassic calcareous algae from the Apuseni Mountains (Roum ania). Ref. Paleobotan. Palynol. 9, A msterdam. DIMITRESCU R . (1 9 5 8 ). Studiul geologic şi petrografic al regiunii dintre Gîrda şi Lupşa. An. Com. Geol. X X I, Bucureşti. D imitrescu R. (1966). Muntele Mare. Studiu geologic şi petrografic. An. Com. Geol. XXV, Bucureşti. D ragastan O. (1966). Microfaciesurile Jurasicului superior şi Cretacicului inferior din M unţii Apuseni. Anal. Univ. Buc. XV, 2 — Bucureşti. D uşa A. (1969). Stratigrafia depozitelor mezozoice şi terţiare de la CăprioaraCoşteiu de Sus. E d. Acad., Bucureşti. G heorghiu C. (1954). Studiul geologic al văii Mureşului între Deva şi Dobra. An. Com. Geol. X X V II, Bucureşti. G hiţulescu T ., S ocolescu M . (1941). Étude géologique et minière des Monts Métalifères. An. Inst. Geol. X X I, Bucureşti. G iuşcă D . (1950). Le massif éruptif de Vlădeasa. An. Com. G eol. X X III, Bucu­

B orcoş M ., M antea G . (1968). Vîrsta formaţiunilor

reşti. G iuşcă D ., C ioflica G .,

S avu H . (1963). Vulcanismul mezozoic din masivul Drocea (M unţii Apuseni). Asoc. G eol. Carpato-Balc. Congr. V, II , Bucu­ reşti. G iuşcă D ., C ioflica G ., S avu H . (1965). Les caractères chimiques des roches de la province banatitique. Asoc. Geol. C arpatho-Balk Congr. V III, I I I , Sofia. G iuşcă D ., I strati G ., Ş tefan A. (1969). Le complex vulcano-plutonique de la Vlădeasa (Roumanie). Rep. Bul. Vulcanologique X X X III, 4 — Napoli. G iuşcă D ., S avu H ., B orcoş M . (1967). Asupra stratigrafiei şisturilor cristaline din M unţii Apuseni. Acad. R .S.R . Şt. cerc. geol. 12, 1 — Bucureşti. I anovici V., G iuşcă D ., G hiţulescu T ., B orcoş M ., L u pu M ., B leahu M ., S avu H ., (1969 ). Evoluţia geologică a Munţilor Metaliferi. Ed. Acad. R .S .R ., Bucureşti. I lie M . (1936). Recherches géologiques dans les Monts du Trascău et dans le bassin de VArieş. An. Inst. Geol. Rom. X V II, Bucureşti. I lie M . (1950). M onts Métalifères de Roumanie. An. Inst. Geol. Rom . X X III, Bucureşti. I stocescu D . (1970). Studiul geologic al sectorului vestic al bazinului Crişului A lb şi al ramei Munţilor Codru şi Highiş. R ezum at la teza de doctorat. Iaşi. I stocescu D ., D imitrescu R. (1967). Studii geologice în partea de nord-vest a masivului Highiş, cu privire specială asupra erupţiunilor permiene. Anal. U n iv. Iaşi. geol., 2, Iaşi.

568 R E F E R IN Ţ E

b ib l io g r a f ic e

T h . (1941). Éudes géologiques dans la Pădurea Craiului. Inst. Geol. R om ., C.R. XXV, Bucureşti. KRAUTNER T h . (1944). Les dépôts mezozoiques dans la region des sources du Someşul Cald et de Vlădeasa (départ, de B ihor). Inst. Geol. Rom. C.R. X X V II, Bucureşti. K utassy A. (1928). Die Triasschichten des Beler und Bihargebirges m it besonderer Rucksicht auf die stratigraphische Lage ihres Rhaetikum. V erh. d. Geol. Bundesanstalt, Wien. L upu D enisa (1969). Fauna de Rudişti senonieni de la Remeţi (Apusenii de N o rd ). Acad. R .S.R . Şt. cerc. geol. 14, 1, Bucureşti. L upu M . (1972). Stratigrafia şi structura formaţiunilor mezozoice din M unţii Tras­ cău. Rezum at la teza de doctorat. Bucureşti. L upu M ., L upu D enisa (1967). Die Gosauformation in Apuseni-Gebirge. Carp. — Balk. Geol. Associ. V III C ongr., Beograd. M axim A. (1944). Forma şi tipul de erupţie a bazaltelor celor două Detunate (B u cium-M unţii Apuseni). Rev. M uz. Geol. m in. Univ. Cluj, V III, Cluj. M utihac V. (1970). Triasicul din Platoul Văşcău. Acad. R .S .R ., Şt. cerc. geol. 15, 2, Bucureşti. N edelcu I. (1958). Sur la présence d ’Arietites bisulcatus dans les dépôts du Lias inférieur de Moneasa. Acad. R .S.R ., Şt. cerc. geol. I I I , 1 —2, Bucureşti. P apiu V.C. (1953). Cercetări geologice în masivul Drocea. E d. Acad., Bucureşti. P opa E lena . (1971). Amorţiţi din zona «Bifrons» în Toarcianul din grabenul Remeţi (M unţii Apuseni). Inst. G eol., D .S . L V II, B ucureşti.P atrulius D . (1961). Contributions à l’étude géologique de Pădurea Craiului. Com. Geol. C.R. X L —X L I (Résumée), Bucureşti. P aucă M . (1941). Recherches géologiques dans les M onts du Codru et de Moma. An. Inst. Geol. Rom. X X I, Bucureşti. P reda I. (1962). Studiul geologic al regiunii Roşia-Meziad (M unţii Pădurea Craiu­ lui). Ed. Acad. R .S.R ., Bucureşti. P reda I. (1974). Fauna de amoniţi din Toarcianul de la Roşia (M unţii Pădurea Craiului). A nal. U niv. Bucureşti. P reda I. (1973). Cephalopode tetrabranhiate din Domerianul de la Roşia (M unţii Pădurea Craiului). Anal. Univ. Bucureşti. R ădulescu D ., B orcoş M . (1968). Aperçu général sur l’évolution du volcanism néogène en Roumanie. An. Com. Geol. X X X V I, Bucureşti. S a v u H. (1962). Corpul gabbroic de la Almăşel şi contribuţii la cunoaşterea chimis­ mului şi petrogenezei ofiolitelor din M asivul Drocea. An Com. Geol. X X X II, Bucureşti. S a v u H. (1962). Cercetări geologice şi petrografice în regiunea Troaş-Pîrneşti din Masivul Drocea. Com. Geol. D .S . X L IV , Bucureşti. K rautner

S avu H ., B orcoş M ., H anomolo I., H anomolo A ntoaneta , T rifulescu M ., I oanidu C ristina . (1967). Date noi asupra stratigrafiei şi petrologiei şisturilor cristaline din partea centrală a Munţilor Drocea. Com. G eol., D .S . L II I/I — Bucureşti. Şuraru M aria . (1972). Studiul coralierilor senonieni din B azinul Borod. Rezumat

la teza de doctorat, Bucureşti. T odiriţă -M ihăilescu V ictoria . (1966). Studiul geologic al bazinului Roşia (M un­

ţii Pădurea Craiului). Com. Geol., Şt. tehn. ec. J, 3, Bucureşti. T omescu C amelia, P anin Ş tefana , G eorgescu B loriana , M antea G ., A nto NESCU E. (1969). Contribuţii la stratigrafia depozitelor neocretacice din M unţii

Apuseni de sud. Acad. R .S.R . geol. Şt. cerc. 14, 1, Bucureşti.

10

DEPRESIUNILE INTERNE ŞI ZONELE ADIACENTE

în aria regiunilor de cutare alpină, unităţile carpatice, care se individualizează ca sisteme cutate alcătuind şiruri de munţi, delimi­ tează la interiorul lor suprafeţe întinse cu o structură geologică aparte. Acestea constituie, oarecum, excepţii în comparaţie cu celelalte unităţi carpatice în ceea ce priveşte comportarea în ciclul alpin, întrucît fundamentul lor cristalin a funcţionat ca arie lipsită de mobilitate. Din punct de vedere morfologic, aceste teritorii se prezintă cu aspect depresionar. în cadrul structural general al ariei alpine ele alcătuiesc depresiunile interne. Denumirea de « depresiune internă » este utilizată deci cu semnificaţie structurală, presupunînd nu numai unităţi cu o atare poziţie în cadrul zonelor muntoase, ci şi cu o structură aparte; acestea reprezintă unităţi majore alături de celelalte unităţi carpatice. Depresiunile interne s-au individualizat mai tîrziu în ansam­ blul ariei carpatice, anume după diastrofismul laramic, pe seama masivelor transilvan şi panonic. în urma mişcărilor stirice, apele mării tortoniene care ocupau actualele depresiuni interne s-au întins şi peste zonele marginale ale edificiilor cutate, emerse, transformîndu-le în arii de acumu­ lare. Deşi aceste zone marginale după Tortonian au evoluat ca arii de sedimentare sub influenţa depresiunilor interne, structural ele nu aparţin acestora din urmă ti se separă ca zone sau «depre­ siuni adiacente ». Elementul distinctiv îl constituie structura funda­ mentului care este deosebită de aceea a depresiunilor interne. Un alt eveniment important, în urma căruia depresiunile interne, de data aceasta împreună cu zonele adiacente, au căpătat o evoluţie particulară, s-a petrecut spre sfîrşitul Miocenului superior cînd întregul domeniu carpatic a suferit o mişcare de ridicare, iar depresiunile interne care funcţionau ca bazine de acumulare au pierdut legătura cu marea extracarpatică. Astfel, începînd din Basarabianul superior s-a produs o retragere a mării, în urma căreia aria de sedimentare a depresiunilor interne s-a restrîns. A urmat o

570 D E P R E SIU N IL E IN T E R N E Ş I Z I N ELE A D IA C E N TE

nouă înaintare a apelor, care au acoperit întregul teritoriu al depresiunilor interne şi zonele adiacente; ansamblul acestora a evoluat independent de bazinele extracarpatice, condiţiile de sedimentare fiind deosebite. în consecinţă, acumulările au căpătat trăsături lito- şi biofaciale particulare, caracterizate mai ales printr-o remarcabilă monotonie litologică şi prin dezvoltarea unei faune cu un pronunţat caracter endemic. Caracterele lito- şi biofaciale ale depozitelor ce s-au format în acest interval în depresiunile interne şi dificultăţile care s-au întîmpinat în realizarea unei corelări cronostratigrafice cu depozitele de la exteriorul Carpaţilor au făcut pe nnii cercetători, începînd cu R. Telegd să creeze o nouă unitate stratigrafică « Pannonianul ». Sensul şi limitele acestuia nu au putut fi riguros stabilite. De aici divers ele interpretări care i s-au acordat, variind de la intervalul Basarabian superior-Ponţian pînă la Meoţian sau chiar numai Meoţianul superior, după unele interpretări, pe măsură ce se identificau elemente paleontologice de core­ lare, concludente. în prezent opiniile sînt foarte diferite în această problemă, situaţie dovedită şi de faptul că la reuniuni internaţionale recente s-a propus introducerea unui alt termen (Malvensian) vizînd înlocuirea aceluia de Pannonian; o simplă substi­ tuire de nume însă nu poate aduce o clarificare. Întrucît în suita depozitelor « panoniene » s-a separat, pe criterii paleonto­ logice, Ponţianul, în unele zone de margine sînt indicaţii că ar fi prezent Kersonianul (v. pag. 462 ) iar în unele regiuni se poate vorbi (v. pag. 593) şi de exis­ tenţa Meoţianului, pare mai firesc să se utilizeze schema clasică a Pliocenului, iar cînd identificarea termenilor respectivi nu este posibilă, să se vorbească de « faciesul panonic al Sarmato-Pliocenului », aşa cum este de fapt.

10.1.

DEPRESIUNI INTERNE în domeniul cu fundament cristalin neregenerat în cutările alpine, de la inte­ riorul Carpaţilor, se deosebesc trei unităţi care au evoluat ca depresiuni interne în sensul amintit şi anume: Depresiunea Transilvaniei şi Depresiunea Panonică, la care se poate adăuga Depresiunea Şimleu Silvaniei, şi aceasta avînd fundament neregenerat.

10.1.1. DEPRESIUNEA TR AN SILV A N IE I Ca unitate geologico-structurală, Depresiunea Transilvaniei este delimitată de cele trei ramuri ale Carpaţilor Româneşti (fig. 221) iar din punct de vedere morfologic se prezintă ca un podiş.

D EPRESU N EA T R A N S IL V A N IE I 57J

f ig

.

221. Schiţa geologică a D epresiunii Transilvaniei (după harta geologică sc. 1 :50 0C0, din N . Oncescu).

Depresiunea Transilvaniei a început să funcţioneze ca atare spre sfîrşitul Cretacicului — începutul Paleogenului şi a durat pînă în Pliocen. Ea a luat naştere prin afundarea unui teritoriu foarte întins, cuprins între cele trei ramuri ale Carpaţilor Româneşti. Afundarea s-a produs după un sistem de falii profunde. Pe această arie, odată cu începutul afundării care s-a produs ca o mişcare de subsidenţă intermitentă, s-a instalat un bazin de acumulare ce a funcţionat pînă în Pliocen. Depozitele care au luat naştere depăşesc dislocaţiile după care s-a produs afundarea şi ajung să se dispună direct peste formaţiunile unităţilor încon­ jurătoare; fracturile menţionate au fost puse în evidenţă prin cercetări geofizice şi în unele cazuri şi prin foraje. Formaţiunile depresiunii, exceptînd zonele de margine tinde se dispun peste şisturile cristaline sau peste depozitele mezozoice ce alcătuiesc învelişul acestora, au un fundament alcătuit tot din şisturi cristaline şi depozite paleo-

572

D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D I A C E N T E

zoice şi mezozoice, însă se deosebesc sensibil de cele ale unităţilor înconjurătoare (Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi M unţii Apuseni). Aceasta s-ar datora faptului că în timpul ciclului alpin fundamentul Depresiunii Transilvaniei s-a comportat ca un bloc lipsit de mobilitate, neantrenat în mişcările cu efecte plicative. Cunoaşterea structurii geologice a Depresiunii Transilvaniei este destul de avansată, în primul rînd datorită bogatelor zăcăminte de gaze ce se găsesc, dar şi datorită faptului că partea nord-vestică a acestei unităţi reprezintă o regiune clasică pentru studiul Paleogenului, de unde şi numele de «micul bazin al Parisului » sub care în mod semnificativ a fost adesea desemnată. Geologia Depresiunii Transilvaniei a fost studiată de numeroşi cercetători, (K. Hofmann şi A. Koch, apoi L. Mrazec, I. Atanasiu, E. Jekelius, A. Vancea, D. Ciupagea etc.) care au efectuat cercetări mai ales asupra depozitelor neogene, După 1948, lucrările s-au extins şi asupra depozitelor paleogene urmărind detalierea şi corelările la distanţă, date fiind variaţiile de facies semnalate încă de A. Koch şi K. Hofmann.

10.1.1.1. STRATIGRAFIA Dată fiind vîrsta neozoică a Depresiunii Transilvaniei, în structura de ansamblu a ariei care corespunde acesteia se deosebesc net două etaje structurale: unul prelaramic alcătuind fundamentul, şi altul postlaramic reprezentînd umplutura depresiunii.

A.

Fundamentul Subasementul Depresiunii Transilvaniei este alcătuit din şisturi cristaline şi formaţiuni sedimentare pînă la Cretacic superior inclusiv, (învelişul sedimentar).

a. Şisturile cristaline Acestea au fost atinse în peste 20 foraje la adîncimi foarte diferite, cuprinse între 1000—2900 m cotă absolută în zonele de margine şi la 3200 m în zonele dinspre centru între localităţile Pogăceaua şi Stupini de la N de Mureş (v. fig. 221). în anumite zone mai afundate, din interpretarea datelor geofizice, se apreciază că Şisturile cristaline s-ar găsi la o adîncime de circa 8000 m, cum ar fi zonele care mărginesc la E şi SE aliniamentul Band-Pogăceaua-Stupini. Prin aceste foraje

D E PR ESIU N EA T R A N S IL V A N IE I 5 7 3

au fost deschise, fie şisturi cristaline epimetamorfice (mai ales în estul depre­ siunii) reprezentate prin şisturi clorito-sericitoase, fie şisturi cristaline mezometa­ morfice (în partea de vest) reprezentate prin micaşisturi, paragnaise cu muscovit şi biotit, şisturi cuarţitice micacee cu granaţi, mai rar amfibolite şi calcare cristaline. Se poate aprecia că acestea reprezintă prelungirea cristalinului din unităţile ridicate''înconjurătoare şi că aparţin aceloraşi cicluri tectono-magmatice, însă au avut o comportare deosebită în timpul ciclului alpin. în aceeaşi categorie intră şi insulele de şisturi cristaline din nord-vestul Transilvaniei: Preluca, Dumbrava şi Ţicău, precum şi Munţii Mezeş. în alcătuirea insulelor din nord-vestul Transilvaniei participă numai şisturi cristaline din grupa mezometamorfică corespunzînd seriei de Someş din Munţii Apuseni de nord. M a s i v u l P r e l u c a care se întinde pe zeci de kilometri la W de Tîrgu Lăpuş este format din paragnaise (termenul cel mai vechi) dezvoltate în partea centrală a masivului, urmate de calcare cristaline cu tremolit frecvente în partea de SE în regiunea localităţii Răzoare. Tot aici se întîlnesc cuarţite grafitoase cu silicaţi şi carbonaţi de mangan. Succesiunea suitei cristaline se continuă cu micaşisturi cu staurolit şi granaţi, iar sub formă de intercalaţii se întîlnesc amfibolite. în regiunea Răzoare apar filoane de pegmatite. M a s i v u l D u m b r a v a , situat la NE de masivul Preluca, are aceeaşi alcătuire, fiind de fapt o continuare a lui. Atît masivul cristalin de la Dumbrava cît şi cel de la Preluca sînt delimitate spre N de falii, încît apar sub formă de horsturi. M a s i v u l Ţ i c ă u , situat la W de Preluca, este străbătut de rîul Someş. Are o constituţie mult mai uniformă, fiind format în principal din micaşisturi cu muscovit, biotit şi granaţi, iar paragnaisele au un rol subordonat. Amfibolitele sînt foarte rare. M u n ţ i i M e z e ş se întind din valea Crişului Repede spre NE sub forma unei culmi înguste. Acelaşi contact tectonic, care a fost pus în evidenţă de M. Paucă spre W, a fost sesizat şi de V. Mutihac în partea estică a Munţilor Mezeş, încît şi aceştia apar cu caracter de horst. în alcătuirea Munţilor Mezeş participă şisturi cristaline din grupa mezo­ metamorfică şi şisturi cristaline aparţinînd grupei epimetamorfice. Şisturile cristaline mezometamorfice aparţin seriei de Someş şi sînt repre­ zentate prin paragnaise cu muscovit şi biotit, micaşisturi cu granaţi şi şisturi cuarţitice cu biotit. Sub formă de intercalaţii se întîlnesc şi amfibolite în partea sudică a masivului. în şisturile cristaline mezometamorfice se întîlnesc frecvent efectele unui retromorfism. Mezometamorfitele formează cea mai mare parte din Munţii Mezeş. Şisturile cristaline epimetamorfice aparţin probabil seriei de Biharia şi sînt reprezentate în principal prin şisturi cloritoase şi sericitoase, la care se adaugă şisturi cloritoase cu epidot. Acestea ocupă suprafeţe relativ restrînse în masivul Mezeş, întîlnindu-se spre extremitatea nordică la SE de oraşul Zalău şi în partea centrală a masivului. Se constată că atît insulele de cristalin cît şi M unţii Mezeş apar sub forma unor horsturi, ele nefiind afectate de mişcările de cutare alpină. Acest fapt pledează pentru interpretarea că ele aparţin masivului median transilvan.

5 7 4 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZO N E LE A D IA C E N T E

b.

învelişul sedimentar Formaţiunile sedimentare care alcătuiesc învelişul prelaramic al şisturilor crista­ line s-au păstrat sub forma unor petice relativ restrînse. Au fost întîlnite în foraje. Pe baze paleontologice concludente s-a stabilit doar prezenţa Apţianului însă, pe criterii geognostice şi pe baza similitudinii litofaciale, se admite că depo­ zitele învelişului cristalin întîlnit sub formaţiunile depresiunii aparţin Permianului, Triasicului, Jurasicului şi Cretacicului. P e rm ia n u l ar include cele mai vechi depozite cunoscute pînă acum în fundamentul Depresiunii Transilvaniei. Acestea au fost interceptate într-un foraj la Ibăneşti de pe marginea estică a depresiunii şi pe valea Gurghiu la E de Reghin; sînt reprezentate prin conglomerate, alcătuite aproape exclusiv din elemente de şisturi cristaline, avînd culoarea predominant roşietică. Vîrsta aces­ tora este apreciată aproximativ, prezentînd asemănări litofaciale cu depozitele permiene sau eventual werfeniene. Ceea ce se poate spune este că acestea sînt depozite de tip continental. Depozite asemănătoare, pentru a căror vîrstă se pot face aceleaşi consideraţii, se mai cunosc la zi pe versantul estic al Munţilor Mezeş. T riasicu lu i îi sînt atribuite depozite în faciesuri diferite. La marginea sud-estică a depresiunii, în forajul de la Mercheaşa (în apropiere de cotul Oltului) s-au întîlnit calcare albe, marne şi argile roşii, cărora li se asociază japsuri, diabaze şi gabbrouri. Este evident că astfel de depozite aparţin Triasi­ cului dar de fapt acestea nu reprezintă fundamentul propriu-zis al depresiunii, care este mai spre interior, ci Triasicul de pe marginea vestică a Munţilor Perşani, acoperit de formaţiunile depresiunii care depăşesc dislocaţia ce delimi­ tează cristalinul fundamentului. Alta este situaţia spre centrul depresiunii. Astfel, în forajele de la Agnita şi de la Ucea (deci în partea sudică a depresiunii) la adîncimea absolută de circa 920 m s-au întîlnit conglomerate roşietice, marnocalcare şi dolomite. Semnifi­ cativ este faptul că la Ucea dolomitele prezintă diaclaze de anhidrite; pre­ zenţa anhidritului, fie chiar secundar, alături de conglomerate şi dolomite, demonstrează caracterul epicontinental al depozitelor triasice de pe cristalinul fundamentului, încît nu poate fi o similitudine litofacială între acestea şi Tria­ sicul din unităţile înconjurătoare. De asemenea nu se poate vorbi de un « ciclu » Permian-Triasic cum se presupune în unele interpretări. Ju ra sic u lu i îi sînt atribuite unele calcare gălbui, compacte, întîlnite în forajul de la Band de pe aliniamentul Pogăceaua. Se apreciază că ar aparţine Doggerului superior şi Malmului; nu se poate însă afirma că sînt identice cu acelea din Munţii Trascău. C retacicu l in fe rio r este reprezentat prin calcare cu Orbitolina lenticularis, O. discoidea, O. conoidea etc., întîlnite în forajele de la Band şi de la Agnita, aparţinînd Apţianului. Calcarele cu orbitoline sînt suportate de depozite marnoase negricioase şi argile roşietice cu intercalaţii de gresii şi microconglomerate cu microorganisme, atribuite Barremianului. în forajul de la Grînari, din

DEPRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 5 7 5

Barremian-Apţian s-a intrat în cristalin. Depozite neocomiene şi cretacic-inferioare mai noi decît Apţianul nu sînt cunoscute. C retacicu l su p erio r a fost interceptat prin mai multe foraje: la BuneştiGherla în partea de NW a Depresiunii Transilvaniei, la Filitelnic în bazinul inferior al Tîrnavelor şi în partea de S a depresiunii la Alămor (situat la NW de Sibiu) etc. Exceptînd sonda de la Alămor, în celelalte foraje amintite Creta­ cicul superior nu apare în faciesul cunoscut la zi pe marginea unităţilor ridicate din jur, ci într-un facies mai detritic, conţinînd o microfaună cu Hyperammina subnodosiformis, Gümbelina globosa, Globotruncana lapparenti G. formicata etc., care conferă depozitelor descrise vîrsta Cretacic superior. La Alămor şi în unele foraje dinspre W, s-a întîlnit Cretacicul superior în facies de Gosau. La zi, Cretacicul în acest facies se cunoaşte pe marginea vestică a Munţilor Mezeş, pe marginea vestică a insulei cristaline de la Preluca şi pe valea Chioarului. De reţinut că din 20 foraje care au interceptat fundamentul cristalin, numai unul a străbătut şi depozite mezozoice; celelalte au pătruns din depozitele depre­ siunii direct în cristalin. Din situaţia constatată în forajele din interiorul Depresiunii Transilvaniei se poate trage concluzia că în fundamentul acesteia nu se recunoaşte o conti­ nuare a structurilor din unităţile înconjurătoare. Depozitele mezozoice din funda­ mentul depresiunii prezintă numeroase discontinuităţi stratigrafice şi au o răspîn­ dire teritorială sub formă de petice. Ca facies, acestea prezintă mai pregnant caracterele depozitelor de tip epicontinental, fapt ce constituie un argument că fundamentul cristalin a funcţionat ca masiv median. De altfel şi în încercările de a explica evoluţia alpină a Carpaţilor Româneşti în ideea tectonicii în plăci şi a ipotezei subducţiei, care tind să capete o tot mai largă acceptare, D. Rădulescu et al. au în vedere tot un asemenea mod de comportare a fundamentului cristalin din Depresiunea Transilvaniei.

B. Formaţiunile depresiunii Depresiunea Transilvaniei s-a individualizat şi a evoluat ca atare începînd din Paleogen, ca o consecinţă a diastrofismului laramic ce s-a manifestat în zonele limitrofe. Ţinutul transilvan însă nu a suferit o coborîre generală şi simultană, ci a fost supus unor mişcări epirogenice care s-au manifestat diferit de la un sector la altul. Drept urmare, depozitele paleogene nu se găsesc pe tot întinsul actualei depresiuni, căci parte din aceasta a rămas mult timp emersă; dovada o constituie faptul că foarte multe foraje au pătruns în cristalinul din fundament direct din depozitele miocene. O a doua etapă în evoluţia Depresiunii Transilvaniei începe în Tortonian, cînd întregul teritoriu transilvan devine zonă submersă şi evoluează ca arie de acumulare cu o subsidenţă foarte activă. Colmatarea ei se realizează în Pliocen.

576

D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZO N E LE A D I A C E N T E

P aleo genul corespunde unor oscilaţii ale subasementului, care în procesul de sedimentare s-au reflectat în alternarea pe verticală a depozitelor de facies continental-lacustru cu depozite de facies marin.

f ig .

222. Schema variaţiei faciesurilor în Oligocenul superior şi M iocenul inferior (după A. R usu reinterpretată de V. M utihac):

1 — ccnglcir.eraîe; 2 — iram e şi argile; 3 — gresii şi nisipuri; 4 — gresii silicioase^ nisipuri, microconglomerate şi argile grezcase cu cărbuni; 5 — argile roşii; 6 — argile bituminoase.

O schimbare a faciesurilor se constată şi în sens lateral, trecîndu-se de l depozite de tip epicontinental în S la depozite de geosinclinal spre N, prin care se face legătura cu fosa maramureşană din zona flişului transcarpatic (fig. 222). în asemenea situaţie s-a urmărit în primul rînd realizarea unei orizontări pe sectoare în care faciesurile au dezvoltarea cea mai completă şi în al doilea rînd corelarea acestora pe orizontală. Dacă orizontarea pe verticală nu a întîmpinat dificultăţi, corelările pe orizontală au fost şi continuă să fie mai dificile, pentru că nu s-au găsit încă suficiente elemente sigure de corelare. Deşi unele orizonturi sînt foarte bogate în faimă de moluşte, se ştie că acestea sînt strîns legate de facies şi nu constituie criterii sigure de corelare. Cele mai concludente indicaţii, mai ales pentru Eocen, rămîn acelea pe care le oferă foraminiferele mari şi în al doilea rînd echinidele şi eventual foraminiferele planctonice. Depozitele paleogene au dezvoltarea clasică în partea de NW a Depresiunii Transilvaniei, unde înaintează spre W şi N sub forma a două golfuri (v. pl. V şi fig. 221): unul între valea Iara şi M unţii Mezeş şi altul spre N între valea Someş şi cristalinul de la Preluca. Pe baza conţinutului paleontologic s-a démon­ trât prezenţa Eocenului şi Oligocenului (fig. 223). Eocenul include depozite continentale şi lagunare. în succesiunea acestora, încă de la A. Koch s-a realizat o orizontare separîndu-se mai multe entităţi litostratigrafice cu valoare de orizonturi (v. fig. 223). O r i z o n t u l a r g i l e l o r v ă r g a t e i n f e r i o a r e cuprinde primele depozite ale Depresiunii Transilvaniei corespunzînd unei faze continental-lacustre.

f ig .

223. Coloane stratigrafice corelative în Paleogenul şi M iocenul inferior din N W Transilvaniei (după I. D um itrescu).

578 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D IA C E N T E

Acestea sînt reprezentate prin argile nisipoase roşii, bariolate sau cu pete verzi, în masa cărora se găsesc lentile de prundişuri şi conglomerate. în elementele conglomeratelor şi ale prundişurilor se întîlnesc roci eruptive laramice. Orizontul argilelor vărgate are o grosime foarte variată începînd de la 100—200 m în regiunea Cluj, pînă la 1200 m pe Someş la Jibou. Caracteristic pentru aceste depozite continentale este prezenţa unor lentile de calcare de apă dulce, bine dezvoltate pe valea Someşului la Rona (descrise şi sub numele de calcarele de Rona). în masa calcarelor se întîlnesc nodule de silex. Printre resturile fosile s-au găsit : Limnea michelini, L. inflata, Paludina globuloides, Planorbis elegans şi fructi­ ficaţii de Chara. Fără o argumentare paleontologică, orizontului argilelor vărgate inferioare i se atribuie vîrsta Eocen inferior eventual şi Paleocen. Argilele vărgate inferioare afiorează ca orizont continuu din regiunea Cluj, unde se dispun discor­ dant peste şisturile cristaline, pînă în regiunea Jibou, unde sînt acoperite în parte de depozitele tortoniene dinspre W. O r i z o n t u l g i s p u r i l o r i n f e r i o a r e urmează deasupra argi­ lelor vărgate. Acesta este alcătuit dintr-un complex de marne gipsifere, gipsuri, adesea dolomite sau chiar conglomerate. De objcei gipsurile au o dezvoltare lenticulară; totuşi reprezintă un bun reper stratigrafie, prezent în toată aria de aflorare a Eocenului. Urmează un complex marnos cu moluşte în care, în regiunea Cluj, se pot separa următoarele patru orizonturi: O r i z o n t u l m a r n e l o r ş i c a l c a r e l o r c u A n o m y a cuprinde primele depozite cu faună marină avînd o grosime de 30—70 m. Este reprezentat prin marne cenuşii-roşietice, iar ca dezvoltare locală se întîlnesc şi calcare oolitice. O r i z o n t u l c u G r y p h a e a e s t e r h a z y i urmează peste ori­ zontul precedent şi este alcătuit dintr-o alternanţă de marnocalcare şi marne cu Ostrea, fiind foarte frecventă specia care a dat numele orizontului. Din regiunea Cluj, Niţa Tătărîm menţionează: Lucina incerta, Gryphaea arhiaci, Meritrix villanovae, Eupatagus ornatus. E. haynaldi etc; şi în acest orizont se întîlnesc depozite oolitice care adesea sînt de natură limonitică dînd acumulări ce se exploatează ca minereu de fier. O r i z o n t u l c u N u m m u l i t e s p e r f o r a t u s are o grosime de cîţiva metri şi este reprezentat printr-un veritabil lumaşel de numuliţi, din care, pe lîngă specia care a dat numele orizontului, din regiunea Cluj se cunosc: Nummulites striatus, N. variolarius, N. lucasi, Orbitolites complanatus etc. O r i z o n t u l m a r n e l o r şi a r g i l e l o r c e n u ş i i c u m o l u ş t e are o grosime de 70—80 m şi este alcătuit în bază din marne cu moluşte printre care Corbula gallica, urmată de argile cu Ostrea multicostata. Pe lîngă speciile menţionate, din acest orizont se mai cunoaşte o faună cu: Chlamys multistriata, Meritrix hilarionis, Venus subangularae, Plicatula caillodi, Panope heberti, Turri­ tella (Haustator) imbricataria, Corbula cf. semicostata etc., la care se adaugă asociaţia de foraminifere mari cu Nummulites perforatus, N. striatus, N. vario­ larius etc . O r i z o n t u l c a l c a r u l u i g r o s i e r i n f e r i o r urmează deasupra complexului marnocalcaros cu moluşte şi încheie o primă succesiune de depozite marine care a început cu gispsurile inferioare. în regiunea Cluj—Huedin, acest orizont are o grosime în jur de 20 m şi este reprezentat printr-un calcar orga-

D E PRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 5 7 9

nogen format aproape exclusiv din miliole. Se întîlnesc de asemenea mulaje de moluşte şi echinide. Spre N, în regiunea Jibou, calcarul grosier inferior trece la un facies mai grezos alcătuind o r i z o n t u l g r e s i e i d e R a c o ţ i cu Nummulites gamieri şi N . striatus. Orizonturile descrise, începînd cu gipsurile inferioare pînă la calcarul grosier inferior, includ depozite de facies marin. Succesiunea aceasta a fost desemnată de Gr. Răileanu şi Emilia Saulea sub numele de « seria marina infe­ rioară », fiind cuprinsă între două orizonturi de depozite continentale: argilele vărgate inferioare şi argilele vărgate superioare. Pe baza conţinutului paleontologic, în primul rînd a foraminiferelor mari, se consideră că depozitele de facies marin delimitate de cele două episoade conti­ nentale corespund intervalului Luteţian şi începutul Priabonianului. Limita Luteţian-Priabonian ar trebui trasată undeva spre baza calcarelor grosiere infe­ rioare. Cartografic aceasta se pune între orizontul marnelor şi argilelor cenuşii pe de o parte, şi calcarul grosier inferior pe de altă parte. Succesiunea depozitelor eocene din nord-vestul Transilvaniei se continuă începînd cu un nou episod continental. Acesta formează orizontul argilelor vărgate superioare, după care se dezvoltă depozite marine alcătuind ceea ce s-a separat drept « seria marină superioară », în care de asemenea se deosebesc mai multe orizonturi (v. fig. 223). Orizontul marnelor vărgate s u p e r i o a r e corespunde celui de al doilea episod continental-lacustru. Acesta se dispune peste calcarul grosier inferior şi are o grosime de 40—70 m. Este alcătuit, ca şi cel inferior, din argile roşii şi verzi cu intercalaţii lenticulare de prondişuri şi nisipuri în regiunea Cluj. Spre N, în regiunea Jibou, acestea trec lateral la argile cenuşii şi calcare cu ostracode şi foraminifere alcătuind s t r a t e l e d e T u r b u ţ a . Cu aceeaşi dezvoltare se întîlnesc în regiunea Preluca. Orizontul gipsurilor superioare marchează episodul lagunar cu care încep depozitele « seriei marine superioare ». Acesta este format din argile şi marne cu Anomya, în care se dezvoltă lentile de gipsuri. Local se întîlnesc şi depozite oolitice. Are extindere regională. Orizontul calcarului grosier superior ( calcarul de Cluj), urmează peste gipsurile superioare, avînd o grosime de 30—50 m. Este reprezentat prin calcare în strate groase cu intercalaţii de marne din care se cunoaşte o bogată faună de moluşte printre care: Pina margaritacea, Cerithium giganteum, Cardium bortelii, Gryphaea ( Gigantostrea) rarilamella, Vulsella sp., etc. la care se adaugă echinidele: Schizaster arhiaci şi Eupatagus formosmr. Se cunosc de asemenea foraminifere mari, din care Niţa Tătărîm, G. Bombiţă etc. citează Nummulites striatus, N . fabiani, N. pulchellus, Orbitolites sp. O r i z o n t u l m a r n o c a l c a r e l o r cu N u m m u l i t e s f a b i a n 1 are o grosime de 20 m şi este foarte bogat în numuliţi în care abundă N . fabiani la care se adaugă din regiunea Cluj: N. incrassatus, N. chavannesi, N . pulchellus, N. variolarius. Se mai cunoaşte din acest orizont o faimă cu: Pleurotomaria sismondai, Ampullina auriculata, Natica cf. infundibulum, Echinolampas eschen, Eupatagus aff. rostratus, E. elongatus etc. în regiunea văii Someşului acest orizont îşi pierde individualitatea.

5 8 0 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D I A C E N T E

O r i z o n t u l m a r n e l o r c u b r i o z o a r e încheie succesiunea superioară de depozite marine. Acesta are o grosime de 20 m şi este cunoscut şi sub numele de « orizontul marnelor de Brebi ». Este constituit din marne friabile de culoare deschisă, în care se recunosc numeroase colonii tubulare de briozoare. Pe lîngă exemplare de Ostrea rarilamella, din baza orizontului marnelor cu brio­ zoare se menţionează asociaţia Nummulites fabiani, N. incrassatus, N. chavannesi, N. pulchellus,’ iar de la partea superioară provin N . chavannesi şi N. budensis. Pe baza conţinutului paleontologic şi mai ales a foraminiferelor mari şi a echinidelor, suita de depozite marine superioare se include în Eocenul superior, marnele de Brebi încheind seria eocenă. Litologic, limita Eocen-Oligocen se trasează deasupra orizontului marnelor cu briozoare, adică între acesta şi stratele de Mera care urmează. Din regiunea Jibou spre NE, I. Dumitrescu, care a urmărit corelarea facie­ surilor Paleogenului din nord-vestul Transilvaniei, a constatat că Eocenul prezintă o modificare laterală de facies, în sensul că depozitele marine superioare trec la un facies calcaros ( s e r i a c a l c a r o a s ă ) însumînd o grosime de circa 60 m cu o dezvoltare foarte monotonă în care nu se mai poate face nici o orizontare litologică (v. fig. 223). Este un calcar organogen cu corali şi echinide. Conţine de asemenea foraminifere mari: Nummulites chavannesi, N. fabiani, N . incrassatus şi Orbitolites. Eocenul în acest facies depăşeşte termenii mai vechi, ajungînd să ia contact direct cu cristalinul din insula de la Ţicău şi de la Preluca. Cele mai estice aflorimente ale Eocenului sînt acelea din regiuneaTîrgu Lăpuş şi de pe insula de cristalin de la Dumbrava. Mai departe, pe sub depo­ zitele mai noi se face trecerea la Eocenul de tip geosinclinal din fosa maramureşană. în afară de Eocenul din nord-vestul Transilvaniei, care are dezvoltarea clasică, depozite de această vîrstă mai afiorează pe suprafeţe restrînse în colţul de SW al depresiunii şi pe marginea sudică (la intrarea Oltului în defileu). — în partea sud-vestică a depresiunii, la intrarea Mureşului în culoarul Deva-Alba Iulia între localităţile Şard şi Bărăbanţ afiorează depozite eocene repre­ zentate prin gresii grosiere cu intercalaţii de nisipuri şi gresii conglomeratice care se dispun peste Cretacicul din fosa Mureş-Trascău. Din aceste depozite se cunoaşte o asociaţie de foraminifere mari cu : Nummulites fabiani, N. chavannesi N . incrassatus, N. pulchellus, care conferă depozitelor vîrsta p r i a b o n i a n ă . — în regiunea defileului Oltului a fost semnalată de mult prezenţa depozi­ telor eocene cu numuliţi care conţin o foarte bogată faună de foraminifere mari şi moluşte. Depozitele eocene din această regiune afiorează în împrejurimile localităţii Turnu Roşu şi sînt reprezentate prin microconglomerate, gresii calcaroase şi calcare, însă sînt foarte frecvente trecerile laterale. Pe baze paleontologice s-a demonstrat existenţa succesiunii aproape complete a Eocenului (fig. 224). C u i s i a n u 1 este reprezentat prin argile nisipoase roşii şi gresii calcaroase cu Nummulites planulatus, N. nitidus, N. atacicus, N . globulus şi Operculina ammonea. L u t e ţ i a n u l este format la partea inferioară din nisipuri şi gresii, iar la partea superioară prezintă nisipuri, gresii calcaroase şi calcare oolitice din care provine o bogată faună de foraminifere mari cu: Nummulites distans minor, N. atacicus, N . rotularius, N. murchisoni, N . laevigatus, N. aquitanicus. N. gallensis,

DEPRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 581

N. partschi, N. iregularis, N. millecaput, N. globulus, N . burdigalensis, Assilina exponens, A. placentula, A. praespira, Operculina parva, O. alpina, Discocyclina scalaris, D. pratti. D. arhiaci, Asterocyclina stella, A. stelaris, A. stellata. La aceasta se adaugă o foarte bogată faună de moluşte şi echinide printre care : Echinanthus subrotundus, E. biarritzemis. P r i a b o n i a n u l include conglo­ merate, calcare glauconitice, calcare etc., cu: Nummulites fabiani, N. chavannesi, N. incras­ satus, N. variolarius, Discocyclina sella, D. augustae, Schizaster rimosus etc. Atît litofacial cît şi biofacial, Eocenul de la Turnu Roşu prezintă unele afinităţi cu Eocenul din Depresiunea Getică. înspre interiorul Depresiunii Transil­ vaniei, Eocenul a fost întîlnit în forajele de la Pogăceaua, Bodeşti, Dîrja etc. unde este reprezentat prin conglomerate şi argile văr­ gate spre bază, marne uneori cu intercalaţii de calcare spre partea superioară. Grosimea acestora variază între 100 şi 750 m şi au fost interceptate la adîncimea de 1500—1700 m cotă absolută. în partea sudică a depresiunii, Eocenul în acelaşi facies şi cu aproximativ aceeaşi FIG 224. Coloana stratigrafică sintetică a grosime a fost întîlnit în forajele de la Eocenului de la T u rn u Roşu (după N iţa Aiud, Copşa Mică, Şeica, Daia Sibiului, T ătărîm şi N . Meszaroş). Mercheaşa etc. în partea centrală şi estică, forajele nu au pus în evidenţă depozite eocene, ci au pătruns din Miocen direct în Mezozoic sau în şisturile cristaline, cum este situaţia de la Band, Ibăneşti, Ocna de Sus, Filitelnic etc. Oligocenul în Depresiunea Transilvaniei afiorează pe arii întinse tot în partea de NW a acesteia, urmărind zona de apariţie a Eocenului. Se întîlnesc depozite continentale, depozite marine şi depozite de facies salmastru. Şi în timpul Oligocenului au avut loc variaţii laterale de facies. în general, depozitele oligocene sînt foarte fosilifere, însă predomină moluştele care nu dau asociaţii caracte­ ristice, încît separarea subdiviziunilor nu a putut fi riguros realizată; chiar limita Eocen-Oligocen rămîne într-o oarecare măsură convenţională, deşi din depozi­ tele intervalului de trecere dintre cele două etaje (încă de la A. Koch) se cunoaşte o faună reprezentată prin sute de specii. Chiar după revizuirea ei de către N. Meszaros şi V. Moisescu şi interpretarea valorii cronostratigrafice, tot nu s-au obţinut rezultate satisfăcătoare din acest punct de vedere. în această situaţie, descifrarea geologiei şi mai ales a stratigrafiei, se bazează tot pe orizontarea litostratigrafică şi corelarea la distanţă pe criterii mai ales de superpoziţie. Se consideră că începutul Oligocenului în regiunea Cluj este marcat de primele depozite care urmează deasupra marnelor cu briozoare atribuite Priabo-

f i g . 225. Coloana stratigrafică sintetică a Oligocenului şi M iocenului inferior din regiunea C luj-H uedin (după V. Moisescu).

D EPR E SIU N E A T R A N S IL V A N IE I 583

nianului, iar limita superioară se trasează deasupra stratelor peste care urmează depozitele acvitaniene desemnate în regiunea Cluj-Huedin sub numele de Stratele de Sînmihai. în suita depozitelor dintre cele două limite s-a realizat o orizontare în care entităţile litofaciale au fost desemnate cu denumiri locale. Astfel în regiunea Cluj-Huedin s-au separat : s t r a t e l e d e H o i a , s t r a t e l e d e M e r a , s t r a t e l e de Ti c , s t r a t e l e de C e t a t e ( C e t ă ţ u i a ) şi s t r a ­ t e l e d e Z i m b o r (fig. 225). Pentru acelaşi interval, în valea Someşului şi Munţii Preluca s-au identificat : s t r a t e l e d e C u r t u i u ş , s t r a t e l e de C i o c m a n i , s t r a t e l e de B i z u ş a , s t r a t e l e de I l e a n d a ş i s t r a t e l e d e B u z a ş (în parte — v. fig. 223). între aceste două regiuni extreme se întîlnesc zonele de îndinţare a faciesurilor, unde separarea entităţilor litostratigrafice clasice întîmpină dificultăţi. Acest fapt a determinat pe unii cercetători să facă alte grupări ale depozitelor, care însă nu pot constitui entităţi litostratigrafice decît cu valabilitate locală. S t r a t e l e d e H o i a au fost separate de A. Koch în dealul Hoia, lîngă Cluj (fig. 226). Acestea urmează peste orizontul marnelor cu briozoare şi sînt reprezentate prin nisipuri şi calcare grezoase, calcare coraligene cu numuliţi şi marne grezoase. Sînt foarte fosilifere; pe lîngă Nummulites fabiani conţin o bogată faună de moluşte printre care Turritella granulosa, Ampullinopsis crassatina, Pirenella plicata monilifera, Tÿmpanotonus labyrinthum labyrinthum, Laevicardium tenuisulcatum etc. Stratele de Hoia au o extindere regională, întîlnindu-se pînă la E de M unţii Mezeş, încît nu pot fi interpretate ca un facies local al stratelor de Mera. S t r a t e l e d e M e r a urmează peste stratele de Hoia şi sînt repre­ zentate prin marne şi argile nisipoase cu intercalaţii de gresii şi calcare (v. fig. 226). Au o grosime ce poate atinge 20 m şi conţin o faună cu: Scutella subtrigona, Natica crassatina, Turritella granulosa, Cerithium globulosum, Cardiurn cingulatum, Tÿmpanotonus labyrinthum labyrinthum etc. în regiunea Jibou şi M unţii Preluca, partea inferioară a stratelor de Mera este înlocuită de depozite marnoargiloase cu intercalaţii de cărbuni şi cu calcare de apă dulce, din care se menţionează Potamides scalaroides, Turritella biarritzensis, Tÿmpanotonus labyrinthum labyrinthum, Polymesoda convexa, Pitar ( Callista) villanovae etc. Aceste depozite au fost desemnate de K. Hofmann sub numele de s t r a t e d e C u r t u i u ş (v. fig. 223). Părţii superioare a stratelor de Mera îi corespunde, în regiunea JibouPreluca, depozite calcaroase şi marnoase cu intercalaţii lumaşelice din care se cunoaşte o faună cu: Tÿmpanotonus labyrinthum labyrinthum, T. diaboli, Pirenella plicata monilifera, T. planispira, T. granulosa, Scutella subtrigona etc. Aceste depozite au fost desemnate tot de K. Hofmann sub numele de s t r a t e d e C i o c m a n i (v. fig. 223). S t r a t e l e d e T i c au fost separate şi denumite astfel de A. Koch în regiunea Cluj. Se includ sub această denumire depozitele cuprinse între stra­ tele de Mera în bază şi stratele de Cetăţuia la partea superioară. La partea inferioară, stratele de Tic sînt reprezentate preponderent din argile de culoare roşie cu intercalaţii lenticulare de nisipuri alcătuind stratele de Tic inferioare.

5 8 4 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D I A C E N T E

f ig .

226. Secţiune geologică la M era pe valea Berecoaia (după V. M oisescu):

1 — mam e; 2 — calcare grezoase; 3 — calcare cu numuliţi; 4 — mame grezoase cu numuliţi; 5 — argile roşietice.

Acestea formează cea mai mare parte din stratele de Tic. Peste ele urmează stratele de Tic superioare cu o grosime de cîţiva metri, formate dintr-un nivel de marnocalcare cu planorbide mari, urmat de un strat de calcare cochilifere

D EPRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 585

cu Polymesoda convexa, Lentidium triangulutn, Congeria basteroti etc. în aceste depozite adesea se întîlnesc şi intercalaţii de cărbuni. Stratele de Tic au putut fi urmărite pe distanţe mari, iar înspre N prezintă schimbări laterale de facies încît în regiunea văii Someşului-Preluca sînt înlocuite prin depozite carbonatice în bază, urmate de depozite bituminoase de tip euxinic. Ansamblul acestora a fost desemnat de A. Koch şi K. Hofmann sub numele de s t r a t e d e I I e a n d a. în cuprinsul lor, I. Dumitrescu a delimitat în bază orizontul marnocalcaros cu o grosime de 15—2 0 m, alcătuind s t r a t e l e d e B i z u ş a care conţin cardiide. Deasupra acestora urmează depozitele bituminoase, şistoase, cu resturi de peşti, de tipul disodilelor, reprezentînd orizontul stratelor de Ileanda. Acesta din urmă este mai comprehensiv căci include şi echivalentul stratelor de Cetăţuia din regiunea Cluj. Spre SW stratele de Ileanda ajung la E de Munţii Mezeş. S t r a t e l e d e C e t a t e ( de C e t ă ţ u i a ) au fost separate în regi­ unea Cluj-Huedin deasupra stratelor de Tic superioare, suportînd stratele de 2imbor. Sînt reprezentate predominant prin gresii grosiere, sau chiar microconglomeratice cu stratificaţie torenţială. Cu dezvoltare lenticulară se întîlnesc lumaşele de corbulide în care predomină Lentidium triangulum, de unde şi numele de « strate cu Corbula », sub care mai sînt cunoscute. Din ele N. Meszaros mai ci­ tează : Polymesoda convexa kochi, P. brogniarti costulata etc. înspre NW, în regiu­ nea Lăpuş, corespondentul stratelor de Cetate este inclus la partea superioară a stratelor de Ileanda (v. fig. 223). S t r a t e l e d e Z i m b o r urmează peste stratele de Cetate şi sînt re­ prezentate, la partea inferioară prin gresii silicioase friabile albe, nisipuri cuar­ ţoase şi intercalaţii de argile roşii, iar la partea superioară printr-un complex grezoscărbunos din care V. Moisescu, N. Şuraru şi A. Rusu menţionează o faună cu: Tÿmpanotonus margaritaceus margaritaceus, Pirenella plicata papillata, Congeria basteroti, Melanopsis impressa hantkeni, Polymesoda convexa, Psamobia protracta etc. în bazinul văii Almaşului stratele de Zimbor împreună cu stratele sub- şi suprajacente, respectiv stratele de Cetate şi stratele de Sînmihai, sînt dezvoltate într-un facies predominant grezos cu cărbuni, în care este mai greu de distins cele trei entităţi componente. în această situaţie, pentru întregul volum de depozite cu aspect grezos masiv, Gr. Răileanu et al. şi T. Joja au utilizat denumiri locale ca: «strate de valea Almaş », respectiv «strate de valea Agriş », etc. ; acestea însă nu pot fi delimitate ca entitate litostratigrafică. în regiunea Ileanda, stratele de Zimbor îşi găsesc echivalentul în baza unei suite de depozite comprehensive predominant marnoase, care se dezvoltă deasupra stratelor de Ileanda şi care au fost desemnate de I. Dumitrescu sub numele de s t r a t e d e B u z a ş (v. fig. 223). Pe criteriul superpoziţiei stratigrafice şi a conţinutului paleontologic, fauna menţionată avînd caractere oligocene, majoritatea cercetătorilor admit că stratele de Zimbor încheie suita oligocenă şi că stratele de Hoia şi stratele de Mera cu co­ respondenţii laterali reprezintă Oligocenul inferior. Stratele de Tic şi stratele de Cetăţuia cu faciesurile laterale sincrone corespund Oligocenului mediu, iar stra­ tele de Zimbor ar corespunde Oligocenului superior. în afară de nord-vestul Depresiunii Transilvaniei, depozite oligocene mai afiorează pe rama sud-vestică, în regiunea Alba Iulia, unde sînt reprezentate prin

5 8 6 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZON ELE A D I A C E N T E

nisipuri silicioase, gresii şi calcare bituminoase cu Cyrena semistriata, Potamides margaritaceum etc., atribuite Oligocenului superior. Prin foraje s-a constatat că Oligocenul care afiorează în partea nord-vestică a depresiunii se extinde spre interiorul acesteia numai în partea de N, nedepăşind spre S paralela localităţi Pogăceaua. Neo genul în Depresiunea Transilvaniei, în prima parte, corespunzătoare aproximativ Miocenului, se caracterizează prin dezvoltarea depozitelor marine de facies normal şi salmastru. Spre sfîrşitul Miocenului se dezvoltă faciesurile de apă puternic îndulcită care se continuă şi în Pliocenul inferior. M iocenul, cu dezvoltarea completă în Depresiunea Transilvaniei, se în­ tîlneşte tot în partea de NW a acesteia; în restul depresiunii, depozitele miocene se cunosc începînd din Tortonian. Au fost recunoscute toate etajele Miocenului însă condiţiile paleotectonice în care acestea au luat naştere au făcut ca în ceea ce priveşte răspîndirea teritorială şi litofaciesul să fie o deosebire sensibilă între Mio­ cenul inferior şi Miocenul superior (v. fig. 23, 25,116,117). Aceasta pentru că pînă în Tortonian teritoriul transilvan a continuat să fie supus unor mişcări epirogenice intermitente şi neuniform distribuite, ca şi în Paleogen, în timp ce în Miocenul superior acestea au căpătat un alt caracter, o bună parte din actuala depresiune fiind supusă unei mişcări de subsidenţă foarte activă, pînă la începutul Sarmaţianului. O primă confirmare a acestei diferenţieri de comportare a subasementului este oferită de frecventele variaţii laterale de facies, de unde dificultatea separării rigu­ roase a unităţilor stratigrafice clasice. Acest inconvenient a fost sporit de faptul că nu peste tot s-a putut găsi o asociaţie faunistică semnificativă, datorită evoluţiei teritoriului transilvan ca bazin de acumulare ce îşi pierduse sau era pe cale să-şi piardă legăturile cu mările deschise. Asemenea particularităţi litofaciale, la care s-au adăugat speculaţiile ce s-au făcut pe seama unor neajunsuri constatate asupra stratotipurilor schemei stratigrafice clasice, au dus la încercări de a se substitui stratigrafia clasică cu alte subdivizări, asupra cărora însă cercetătorii nu toţi sînt de acord. Caracterul fortuit al unei asemenea tentative de înlocuire, care de fapt pune în evidenţă incoherenţa schemei propuse, rezultă chiar dintr-o sum ară trecere în revistă a rezultatelor lucrărilor reuniunii grupului pentru Paratethys din 1972. Astfel, se constată flagrante neconcordanţe atît în ceea ce priveşte semnificaţia cronostratigrafică acordată un o r noi term eni propuşi, cît şi încadrarea diverşilor term eni litostratigrafici din D epresiunea Transilvaniei în schema propusă. D e exemplu, pentru A. R usu, Eggerianul — ca term en de trecere între Oligocen şi M iocen — ar corespunde intervalului dintre Rupelian şi Burdigalian din schema clasică. P entru G . Popescu, acelaşi term en ar reprezenta intervalul dintre Rupelian şi Acvitanian, corespunzînd Oligocenului term inal. Mai departe, în aplicarea schemei propuse, pe criterii paleontologice, Eggerianului i-ar reveni după A. Rusu volumul de depozite inclus în « stratele de Zim bor » şi « stratele de Sînmihai ». G. Popescu, pe baza microfaunei, a inclus în term enul respectiv numai stratele de Sînmihai. De astfel, neajunsurile sche­ mei propuse pen tru Parathetys au fost relevate de numeroşi cercetători, unii term eni reprezentînd doar o subtituire de num e, cum este cazul cu « Eggenburgianul » echivalent Burdigalianului.

O înlocuire a schemei stratigrafice clasice cu alta, care prezintă cel puţin tot atîtea inconveniente, nu oferă nici un avantaj, încît este de preferat terminologia clasică cu modificările şi precizările de conţinut impuse de progresele ce s-au făcut cu privire la stratigrafia Miocenului. Acest mod de a trata problema, care pare să fie cel mai judicios, evitînd încărcarea inutilă a nomenclaturii, este de altfel în spi­ ritul recomandărilor ultimelor congrese de specialitate (v. pag. 312).

D EPRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 587

Acvitanianul, ca prim etaj al Miocenului, este reprezentat în regiunea Cluj prin ceea ce A. Koch a separat drept «strate de Sînmihai». Acestea au o dezvoltare litologică foarte asemănătoare cu aceea a stratelor de Zimbor subjacente, fiind repre­ zentate prin argile roşii la partea inferioară şi prin depozite grezoase cu cărbuni la partea superioară (fig. 227). Grosimea stratelor de Sînmihai variază între 100 şi 300 m. Din ele se cunoaşte o faună cu Typmpanotonus margaritaceus, Pirenella picta cf. pustulata, Polymesoda convexa brognarti, Batissa gigas, Crassostrea gryphoides aginensis, Melanopsis impressa hantkeni etc. Spre N depozitele grezoase-argiloase trec lateral la faciesul marnos inclus în stratele de Buzaş. Şi din acestea din urmă, de la diferite nivele, N. Şuraru menţionează o faună care printre altele con­ ţine: Pycnodonta callifera şi Amussiopecten burdigalensis.

227. Secţiune geologică la Coruş p rin stratele de Sînm ihaij stratele de Coruş şi marnele de Chechiş (după N . Şuraru).

fig .

Pe baza conţinutului paleontologic, care, spre deosebire de cel din stratele de Zimbor subjacente, prezintă afinităţi miocene, stratele de Sînmihai sînt atribuite Acvitanianului. Date fiind caracterele faunei, limita Oligocen-Miocen este conside­ rată de cei mai mulţi geologi între stratele de Zimbor şi stratele de Sînmihai. Se pare însă că datele micropaleontologice nu ar corespunde cu cele de macrofaună. De remarcat este faptul că în stratele de Sînmihai propriu-zis nu s-a găsit micro­ faună, fapt de care trebuie să se ţină seamă în interpretarea limitei OligocenMiocen. Acvitanianul, care încheie ciclul de sedimentare oligocen, este larg dezvoltat în nord-vestul Transilvaniei, unde afiorează între Cluj şi Tg. Lăpuş, mai departe continuîndu-se în fosa maramureşană (v. fig. 116). Se presupune că unele depozite continentale din SW Transilvaniei, în primul rînd parte din acelea de la Rîpa

5 8 8 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZON ELE A D IA C E N T E

Roşie de la N de oraşul Sebeş, ar aparţine tot Acvitanianului. în această regiune se întîlneşte o alternanţă de argile roşii, nisipuri şi prundişuri care se termină prin argile cu Ostrea gingensis indicînd vîrsta acvitaniană pentru acest nivel. Depozitele subjacente, în care sînt remaniate calcare eocene, aparţin probabil Oligocenului. Burdigalianul marchează o importantă transgresiune şi totodată începutul ciclului de sedimentare miocen. în suita depozitelor aparţinînd acestui etaj se deo­ sebesc două entităţi litostratigrafice: stratele de Coruş la partea inferioară şi stra­ tele de Chechiş la partea superioară. S t r a t e l e d e C o r u ş includ depozite grosiere (conglomerate, gresii şi nisipuri) groase de 20 m. Cu această dezvoltare se întîlnesc între Cluj şi Jibou conţinînd o faună cu : Chlamys gigas, C. holgeri, Glycimeris fichteli, G. deshayesi, Pecten pseudobeudanti, P. pseudobeudanti rotundata, Ostrea digitalina, Laevicardium kubecki, Mactra buclandi, Turritella tunis, T. terebralis etc. Dintr-o intercalaţie nisipoasă provine o microfaună cu Cribrononion dolfussi dolfussi şi C. dolfussi cestensis. Spre E, în regiunea Ileanda-Lăpuş, stratele de Coruş trec la depozite pelitice, fiind incluse la partea superioară a stratelor de Buzaş, iar în regiunea Preluca-Lăpuş sînt incluse în « stratele de Vima » (v. pag. 325). S t r a t e l e d e C h e c h i ş , care se dezvoltă deasupra stratelor de Coruş şi a stratelor de Buzaş, sînt reprezentate prin depozite predominant argiloase (ar­ gile, argile marnoase şi marne argiloase) de culoare albăstruie negricioasă. în baza acestora se găseşte constant un nivel de argile nisipoase glauconitice. Argilele de Chechiş sînt foarte bogate în microforaminifere marcînd o adevărată erupţie de globigerine. Luînd în consideraţie foraminiferele planctonice, G.Popescu a deose­ bit asociaţiile care pun în evidenţă zona cu Globigerinoides primordius şi zona cu Globigerinoides triloba-Globigerinoides altiapertura. Pe lîngă microfauna foarte abun­ dentă, din stratele de Chechiş, N. Şuraru descrie o asociaţie macrofaunistică cu: Nucula mayeri, Glycimeris cor, Flabellipecten solarium, Pecten cf. hornensis, P. pseu­ dobeudanti, P. pseudobeudanti rotundata, Amussium cristatum, Taras trigonulus, Cassidaria taurinensis etc. în regiunea Preluca-Lăpuş, stratele de Chechiş sînt incluse în f a c i e s u l marnos (stratele de V i m a ) . Conţinutul faunistic indică pentru stratele de Coruş apartenenţa la Burdiga­ lianul inferior, de unde decurge vîrsta Burdigalian superior pentru stratele de Chechiş. Conţinutul microfaunistic însă ar părea să indice o vîrstă mai veche (Acvitanian). Macrofauna din stratele de Coruş este însă caracteristică pentru Burdigalian, încît neconcordanţa cu microfauna trebuie să aibă o altă explicaţie. Prezenţa speciei Globigerinoides primordius în stratele de Chechiş probabil că nu marchează momentul apariţiei, ci partea terminală a zonei respective. Burdigalianul în Depresiunea Transilvaniei este cunoscut pe toate laturile acesteia. Astfel, din partea nord-vestică, unde are dezvoltarea clasică şi unde se poate urmări continuu de la Cluj pînă în regiunea Preluca-Lăpuş, se continuă spre E unde însă nu mai poate fi separat de depozitele sub- şi suprajacente. în această regiune, depozitele burdigaliene sînt incluse într-o suită mai comprehensivă des­ crisă de I. Pătruţ şi V. Agheorghiesei sub numele de « strate de Salva » care cores­ pund intervalului Oligocen-Tortonian. Depozite burdigaline au mai fost semnalate în partea de SE a Depresiunii Transilvaniei, unde T. Ichim şi G. Voicu menţio­

DEPRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 5 8 9

nează depozite argilo-grezoase cu Operculina complanata şi o microfaună ce indică o atare vîrstă. Cu aceeaşi dezvoltare se regăsesc în regiunea Sebeş, iar la m a r g in e a sudică a depresiunii se atribuie Burdigalianului unele depozite marnoase şi nisi­ poase de la SE de oraşul Sibiu. în sprijinul unor astfel de datări se aduc asociaţii microfaunistice cu Cenosphaera vesparia şi Bulimina pupoides. T ot pe considerente microfaunistice, se admite că în largul depresiunii Burdigalianul ar avea o mare răspîndire (v. fig. 117), fiind interceptat prin mai multe foraje de la paralela locali­ tăţii Gherla spre S şi unde se prezintă sub un facies grezos-conglomeratic, de cu­ loare roşietkă. Helveţianul în Depresiunea Transilvaniei cuprinde în linii mari depozitele descrise de K. Hofmann sub numele de « strate de Hida » avînd în bază depozite cu faună burdigaliană, iar în acoperiş depozite în care apare asociaţia microfauni­ stică cu Orbulina suturalis. Astfel delimitat, Helveţianul are semnificaţia care i se acordă în tratatele moderne de stratigrafie şi care se ştie că nu corespunde inte­ gral stratotipului, ci este mai comprehensiv. Această situaţie a fost luată drept pre­ text ca Helveţianul din domeniul Paratethysului central, inclusiv din Transilvania, să fie înlocuit prin diverşi termeni. Astfel, Helveţianul inferior ar deveni « Ottnangian »; în Transilvania însă nu se cunoaşte nici o asociaţie faunistică de tipul celei din stratele de Ottnang; Helveţianul superior ar deveni « Karpatian » termen nou creat. G. Popescu mai adaugă pentru partea terminală a stratelor de Hida termenul de « Langhian » de mult părăsit ca lipsit de conţinut. Confuzia la care ar da naş­ tere asemenea substituiri, adăugată la neconcordanţele amintite cu privire la Mio­ cenul inferior, vorbesc de la sine despre inoportunitatea utilizării schemei propusă pentru Parathetys. Helveţianul, în Depresiunea Transilvaniei, corespunde unei intensificări a mişcărilor diastrofice din faza stirică şi ridicarea unor întinse suprafeţe din ariile limitrofe. Drept urmare, în bazinele de sedimentare s-au acumulat depozite tipice de molasă, reprezentate printr-o alternanţă de conglomerate, microconglomerate, gresii, nisipuri şi marne nisipoase (fig. 228). Acestea se dispun peste stratele de Chechiş şi suportă complexul tufului de Dej. între aceste limite, stratele de Hida pot depăşi grosimea de 1000 m. O orizontare riguroasă în stratele de Hida nu se poate realiza. Din baza lor, la Hida, N. Şuraru a descris o foarte bogată faimă, menţionînd printre altele: Turritella doublieri, Phalium. (Semicassis) neumayeri, Glycimeris cor dollfusi, asociaţie proprie, la care se adaugă specii comune cu ale depozitelor subjacente ca: Pecten hornensis, P. pseudobeudanti, Pirenella plicata etc. Vîrsta helveţiană a stratelor de Hida rezultă, într-o anumită măsură din aso­ ciaţia macrofaunistică, dar mai ales din poziţia stratigrafică, avînd în bază Burdi­ galianul fosilifer, iar la partea superioară tuful de Dej, Tortonian. Depozitele helveţiene au un caracter regresiv, ele încheind primul ciclu de sedimentare al Mioce­ nului. Totodată, se încheie o etapă din evoluţia Depresiunii Transilvaniei. Depozitele helveţiene afiorează pe foarte largi suprafeţe în nord-vestul De­ presiunii Transilvaniei (v. fig. 221). Spre NE, în regiunea Năsăud, sînt incluse în stratele de Salva, iar spre E şi spre interiorul depresiunii au fost interceptate în numeroase foraje. . . Tortonianul marchează o nouă etapă în evoluţia Depresiunii Transilvaniei, cînd apele mării au acoperit întreg teritoriul transilvan (v. fig. 23). M işcările

5 9 0 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZO N E LE A D I A C E N T E

f ig .

228.

D etalii în stratele de H ida (după N . Şuraru).

f i g . 229. D etalii în complexul tufului de Dej pe valea D racului (după N . Şuraru şi I. Mîrza).

stirice, începute încă din Helvetian, au continuat în timpul Tortonianului, cînd a avut loc şi o intensă activitate vulcanică în regiunile carpatice. Efectele acestui vulcanism în procesul de sedimentare din Depresiunea Transilvaniei s-au concre­ tizat prin depunerea materialului piroclastic, a cărui distribuţie pe verticală indică succesiunea în timp a momentelor de activitate vulcanică intensă. Se atribuie Tortonianului depozitele care cuprind în bază zona cu Orbulina suturalis pînă la depozitele cu Ervilia. Acestea au caracter transgresiv ajungînd la S de Turda să ia contact cu depozitele mezozoice din M unţii Trascău, unde se dezvoltă faciesuri litorale organogene, de obicei calcare de Leitha. Cu

D E PRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I

591

unele excepţii datorate variaţiilor locale de facies, în suita depozitelor tortoniene se recunosc corespondenţii orizonturilor din Depresiunea Pericarpatică. C o m p l e x u l t u f u l u i d e D e j are o grosime variabilă, începînd de la cîţiva zeci de metri pînă la 500 m. Este reprezentat în principal prin depo­ zite piroclastice albe, gălbui sau verzi cu intercalaţii de marno-argile şi gresii argiloase (fig. 229). I. Mîrza et al. au pus în evidenţă existenţa unui material de origine rio-dacitică în baza complexului tufului de Dej, în timp ce la partea superioară se întîlneşte material andezitic, încît cineritele nu au o compoziţie omogenă. Uneori nivelele inferioare sînt foarte grosiere. Din intercalaţii marnoase dinspre baza complexului tufului de Dej, situate sub primul nivel de tu f dacitic, N. Şuraru descrie o microfaună care indică zona cu Praeorbulina glomerosa, urmată de zona cu Orbulina suturalis, (Globigerina praebulloides, Globigerinoides trillobus, G. sicanus, Praeorbulina transitoria. P. glomerosa glomerosa, Orbulina suturalis, Globoquadrina conglobata etc.). Pe baza asociaţiei microfaunistice care pune în evidenţă un prag bionomie, complexul tufului de Dej este atribuit Tortonianului inferior, fiind comparabil cu orizontul marnelor cu globigerine din Depresiunea Pericarpatică. Acesta are o răspîndire regională, pe marginile Depresiunei Transilvaniei şi în centrul acesteia unde a fost interceptat prin foraje. în unele sectoare a fost descris sub alte denu­ miri; astfel, în regiunea Perşani este cunoscut sub numele de tuful de Perşani; pe marginea sudică, unde ia contact cu cristalinul Carpaţilor Meridionali, Torto­ nianul inferior capătă un facies conglomeratic (conglomeratele de Tălmaciu); pe rama vestică se întîlneşte faciesul recifal cu Lithothamnium. Complexul tufului de Dej este urmat în continuitate de depozite care încep prin evaporite, peste care se dezvoltă argile şi marne. Acestea corespund orizon­ tului formaţiunii sării, orizontului şisturilor cu radiolari şi orizontului marnelor cu Spirialis din regiunile extracarpatice. în cuprinsul lor s-a identificat o asociaţie de foraminifere care pune în evidenţă zona cu Spiroplectammina şi zona cu Buli­ mina şi Bolivina indicînd T o r t o n i a n u l s u p e r i o r . F o r m a ţ i u n e a c u s a r e are caracter regresiv. Se poate urmări pe toate laturile depresiunii, fiind pusă în evidenţă de anticlinalele diapire cum sînt acelea de la Ocna Mureş, Ocna Sibiului, Praid, Sovata etc. înspre centrul depre­ siunii sarea a fost întîlnită prin foraje. Ş i s t u r i l e c u r a d i o l a r i urmează peste formaţiunea cu sare şi sînt reprezentate prin argile brune, marne şistoase de culoare închisă cu eflorescenţe de sulfaţi conţinînd radiolari. Adesea sînt frecvente intercalaţiile de nisipuri mai ales în partea estică a depresiunii. M a r n e l e c u S p i r i a l i s încheie succesiunea tortoniană. Acestea alcătuiesc un orizont gros pînă la 100 m, format din marne, argile, nisipuri şi strate subţiri de tufite. Pe lîngă radiolari şi pteropodul Spirialis, din depozitele respective se mai cunoaşte o microfaună cu Globigerina bulloides, Sphaeroidina variabilis, Bolivina spathulata, Bulimina aculeata, B. elongata subulata, Eponides epandus, Haplophragmoides sp., Quinqueloculina sp., Spiroculina sp. etc. La partea superioară a marnelor cu Spirialis s-a identificat un nivel de tuf deasupra căruia depozitele conţin o faună cu Ervilia şi Syndesmia mareînd începu­ tul Sarmaţianului. în această situaţie, nivelul de tu f capătă o valoare stratigrafică

592

D E P R E SIU N ILE IN T E R N E Ş I ZONELE A D IA C E N T E

deosebită, reprezentînd limita între Tortonian şi Sarmaţian şi este cunoscut sub diferite denumiri (tuful de Borşa, tuful de Iclod etc.), avînd o răspîndire regională. Sarmaţianul în Depresiunea Transilvaniei se dezvoltă în continuitate de sedimentare cu Tortonianul. în prima jumătate a intervalului, adică pînă în Basarabianul inferior inclusiv, apele au acoperit întreaga depresiune (v. fig. 25) şi s-a format o molasă monotonă din punct de vedere litofacial, reprezentată prin depo­ zite argilo-marnoase şi nisipuri care predomină spre partea superioară. La diferite nivele apar intercalaţii cineritice cu dezvoltare regională consituind repere stratigra­ fice (tuful de Hădăreni, tuful de Ghiriş). Spre zonele de margine s-au dezvoltat faciesuri mai grosiere, mai ales în partea estică, reprezentînd o formaţiune de pie­ mont care pune în evidenţă o ridicare accentuată a regiunilor carpatice limitrofe. în suita depozitelor corespunzătoare intervalului amintit, pe baze paleonto­ logice s-a dovedit prezenţa Buglovianului, Volhinianului şi a Basarabianului inferior. — Buglovianului îi revin depozitele din baza succesiunii sarmaţiene situate deasupra tufului de Borşa, reprezentate prin marne cu intercalaţii de gresii, nisi­ puri şi tufuri dacitice, din care Gr. Răileanu menţionează din regiunea Cluj o faună cu Syndesmia reflexa, Ervilia trigonula, E. pusilla, E. aff. podolica. Din depo­ zite asemănătoare, de pe valea Steaza (SW de oraşul Sibiu), Mihaela Gheorghian menţionează o microfaună cu Cibicides badensis, C. lobatulus, Elphidium miletti, E. aculeatum, brizoare, serpulide, moluşte etc. care indică aceeaşi vîrstă. Convenţional se admite că limita superioară a Buglovianului este marcată de tuful de Ghiriş. — Volhinianului şi Basarabianului inferior îi sînt atribuite depozitele care se dezvoltă deasupra tufului de Ghiriş cu o litologie sim ila ră celor bugloviene, din care, din diferite puncte (regiunile Bistriţa-Năsăud, Turda-Aiud, Ocnişoara-Blaj, marginea sudică a depresiunii), provine o faună cu Ervilia podolica, E. trigonula, Mohrensternia inflata, M . angulata, Cardium plicatum, C. obsoletum, Tapes gregarius. T. naviculatum, Modiola sarmatica, Cerithium rubiginosum, C. disjunctum, Potamides mitrale, Buccinum duplicatum etc. Din regiunea de la SW de Sibiu se cunoaşte o microfaună cu Elphidium aculeatum, E. antoninum, E. macellum Cibi­ cides badensis, C. lobatulus, Quinqueloculina consobriaa sarmatica Q. réussi, Articulina problema, Spirolina mariae, indicînd zona cu Elphidium şi Articulina caracte­ ristică V o l h i n i a n u l u i . Succesiunea sarmaţiană corespunzătoare intervalului amintit se încheie printr-un orizont marno-sargilos, adesea cu intercalaţii de cinerite, din care se cu­ noaşte o asociaţie microfaunistică cu Porosononion subgranosus, Elphidium macellum, E. excavatum, E. crispum, Ammonia beccarii, ostracode,lacare se adaugă exemplare de « Sphaeridia ». Pe baza conţinutului paleontologic se consideră că depozitele respective sînt corelabile cu stratele cu Cryptomactra pesanseris din regiunile ex~ tracarpatice, reprezentînd B a s a r a b i a n u l i n f e r i o r . Depozitele sarma­ ţiene pînă la Basarabianul inferior se întîlnesc în toată Depresiunea Transilvaniei exceptînd partea de NW (v. fig. 221). Sarmato-Pliocenul in facies panonic se dezvoltă după Basarabianul inferior, cînd se resimt consecinţele ridicării ansamblului Carpaţilor Orientali, urmată de întreruperea legăturilor dintre bazinul panonic şi bazinele extracarpatice. în acest interval în Depresiunea Transilvaniei s-a acumulat o suită de depozite a căror

D E PRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 5 9 3

grosime este cuprinsă între 20—450 m şi care ocupă o zonă orientată SW__N E între Mureş şi Tîrnave (v. fig. 221). Spre largul depresiunii, unde depozitele au grosimea cea mai mare, se dezvoltă un facies de bazin, reprezentat spre baza succe­ siunii prin marne cenuşii cu intercalaţii de nisipuri şi marnocalcare dolomitice de şvînd şi o intercalate de tu f andezitic cunoscut sub numele de t u f u l B a z n a. Spre partea superioară a succesiunii se trece la o alternanţă de pachete de marne cenuşii cu strate subţiri de nisipuri. Spre marginea depresiunii se dezvoltă faciesuri mai grosiere reprezentate prin nisipuri, conglomerate şi prundişuri, la care se adaugă, la diverse nivele, strate de cinerite. Aceste depozite au o poziţie transgresivă foarte evidentă mai ales pe marginea estică a Munţilor Apuseni. Dinspre baza succesiunii depozitelor de bazin, din regiunea Tîrgu Mureş, V. Căta menţionează o asociaţie de ostracode cu Lepthocythere praebaquana frecventis, Caspiocypris vulgaris, Cyprideis heterostigma sublitoralis. Din nivele supe­ rioare se cunoaşte o asociaţie cu Amplocypris panonica, Caspiocypris candida, Candacna multipora, Bakunella dorssoarcuata, Pontoniella loszyi, P. acuminata striata, P. acuminata, Lineocypris trapezoidea. Asociaţii de ostracode se cunosc şi din par­ tea sudică a depresiunii, la SW de Sibiu (Erpetocypris abcissa, E. recta, Lineocy­ pris trapezoidea, L . lunata, L. hodonensis etc.). Din faciesurile grosiere de margine se cunoaşte o macrofaună cu Congeria banatica, C. spathulata, C. subglobosa, C. partschi, C. ornithopsis, Limnocardium desertum, L. nudum, Melanopsis fosilis, M. vindobonensis etc. Mai este de adăugat faptul că în depozitele faciesului de bazin se întîl­ nesc foraminifere miocene şi cretacice remaniate, iar frecvenţa acestora scade pînă la dispariţie spre partea superioară a succesiunii, fapt ce dovedeşte că sedimentarea a avut un caracter regresiv; aceasta a fost urmată de o transgresiune demonstrată de poziţia faciesului grosier de margine, care ajunge să ia contact cu depozite mai vechi. Asupra relaţiilor depozitelor de facies panonic cu Sarmaţianul subjacent pă­ rerile sînt diferite. Cei mai mulţi cercetători înclină să admită o discontinuitate în sedimentare, fiind evident caracterul transgresiv al depozitelor în facies panonic din zonele marginale ale depresiunii. Emilia Saulea susţine însă ideea unei conti­ nuităţi în centrul depresiunii, lacună fiind numai în zonele marginale, dat fiind caracterul regresiv al sedimentării după Basarabianul inferior. Este de presupus că în urma regresiunii determinată de mişcările attice care au dus la separarea bazinului panonic de cele extracarpatice nu s-a ajuns la o « se­ care » completă a bazinului transilvan, ci acesta a cunoscut doar o restrîngere sen­ sibilă, după care s-a extins din nou. în această interpretare, depozitele din baza suitei faciesului panonic în centrul depresiunii corespund B a s a r a b i a n u l u i s u p e r i o r ş i K e r s o n i a n u l u i . Asociaţia de ostracode cu Cyprideis he­ terostigma sublitoralis prezentă în depozitele de bazin, deşi Emilia Saulea o consideră ca fiind mai timpurie decît în bazinul dacic, cei mai mulţi cercetători o iau drept car acteristică fiind un element de corelare cu bazinul dacic şi indică Meoţianul. Aso­ ciaţia cu Pontoniella şi Bakunella din nivelele superioare ar indica Ponţianul. Ultima părere pare mai plauzibilă şi capătă o tot mai largă acceptare. în asemenea interpre­ tare, în faciesul panonic din Depresiunea Transilvaniei ar fi dovedită prezenţî primelor două etaje ale Pliocenului.

5 9 4 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D I A C E N T E

în Ponţian se ajunge la colmatarea Depresiunii Transilvaniei, aceasta evoluînd mai departe ca uscat supus acţiunii agenţilor externi.

10.1.1.2. TECTONICA Primele fose geosinclinale alpine născute prin regenerarea unor teritorii cu struc­ turi hercinice au delimitat între ele o arie care a rămas neafectată sensibil de miş­ cările de cutare. Aria neregenerată a continuat să funcţioneze în ciclul alpin ca masiv median, încît mişcările ce s-au manifestat cu intensitate în ariile limitrofe, în masi­ vul neregenerat au determinat doar deformări rupturale. Acestea i-au imprimat o tectonică particulară, întregul masiv transilvan fiind compartiment în mai multe blocuri care s-au mişcat diferenţiat pe verticală şi au dat naştere la zone afundate şi compartimente ridicate (fig. 230). Primele au constituit zone cu o subsidenţă foarte activă. Cercetările geofizice au pus în evidenţă şi au conturat asemenea zone Un prim compartiment ridicat se delimitează pe aliniamentul localităţilor Blaj-Pogăceaua. Acesta este pus în evidenţă de o anomalie gravimetrică pozitivă, iar prin foraje fundamentul cristalin a fost atins la adîncimea de peste 3000 m şi este acoperit de depozite eocene şi miocene, ultimele avînd o grosime de circa 3000 m. Un al doilea compartiment ridicat a fost pus în evidenţă în partea sudică şi estică a depresiunii, respectiv în faţa Munţilor Făgăraş, a Munţilor Perşani şi a Munţilor Harghita-Gurghiu-Călimani. Această ridicare a fost dovedită prin foraje care au atins şisturile cristaline la adîncimi cuprinse între 1000 şi 3200 m. Un al treilea compartiment ridicat a fost sesizat în partea vestică a Depresiunii Transilvaniei, la W de o linie ce ar trece pe direcţia localităţilor Turda-Sic-Dej. în această parte cristalinul a fost atins la adîncimea de 2000 m. Compartimentele ridicate sînt separate între ele prin blocuri coborîte. La W de ridicarea Blaj-Pogăceaua se delimitează, pe o lungime de 120 km şi o lăţime de 20 km, o zonă coborîtă orientată N —S pe direcţia localităţilor TeiuşBeclean. După datele seismice se apreciază că fundamentul cristalin ar fi la adîncimea de 6000 m. Forajele, s-au oprit la adîncimea de 3200 m în depozite senoniene. în partea centrală a Depresiunii Transilvaniei a fost pusă în evidenţă o zonă în care fundamentul este coborît pe direcţia localităţilor Alămor-Reghin, cu maxi­ mum de afundare în regiunea Tîrnavelor unde, pe baza datelor seismice, se apre­ ciază că şisturile cristaline s-ar găsi la adîncimea de circa 8000 m. Forajul cel mai adînc s-a oprit în depozite senoniene la adîncimea de 4500 m. Această zonă depresionară separă ridicarea Blaj-Pogăceaua de ridicarea din faţa Munţilor HarghitaCălimani. Un sector afundat, îngust, a fost pus în evidenţă pe direcţia localităţilor UceaOdorhei-Deda, unde afundarea maximă se înregistrează pe Mureş, presupunîndu-se că fundamentul s-ar găsi la 6500 m.

D E PRESIU NEA T R A N S IL V A N IE I 5 9 5

Diversele blocuri sînt separate între ele prin fracturi profunde. Nu există nici o dovadă că şisturile cristaline din compartimentele ridicate ar încăleca peste formaţiunile sedimentare din compartimentele coborîte. Această interpretare dată de D. Ciupagea et al. nu s-a verificat prin foraje şi ca atare rămîne ipotetică, iar în ideea că fundamentul cristalin a evoluat ca masiv median, devine incompatibilă. Mişcarea diferenţială a blocurilor în timpul Mezozoicului a dus la acoperirea temporară cu ape a anumitor sectoare şi acumularea unor depozite de tip epicon­ tinental, îndepărate în bună parte în fazele de exondare ulterioare.

cT3

Limita depresiunii Anomaliipozitive (f), negativef-)

f ig .

231. H arta anom aliilor gravimetrice regionale din D epresiunea Transilvaniei (după I. G avăt et al.).

5 9 6 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D IA C E N T E

'a >eO 0 >' a3

w

rt >

CO

§ £ û3 "c3 Sh a cu orientare carpatică şi altele cu orientare panonică. 3 CJ Dintre faliile cu direcţie E—W una este >C0 I à3 ««r aceea care delimitează depresiunea spre S de T3 .* O domeniul masivelor mediane. Spre N, depresi­ < J Î3 (-1 o unea este delimitată de o altă falie, orientată el X S 1 aproximativ paralel cu precedenta, pe direcţia localităţilor Seini-Cavnic. Aceasta se suprapune .2 « « .ts CQ*oS peste falia ce delimitează fruntea pînzei de < Lăpuş şi separă spre nord un compartiment qja a « mai ridicat. § ' *55 5 4> O Perpendicular pe direcţia faliilor menţio­ O, «

° .s mai spre W, cum este aceea care trece pe la § 3 marginea vestică a cristalinului de la Ţicău, alta “ ■§

.a 4>

w— t

U y

-C

«

«

N

.

ZONELE A D I A C E N T E 6 U

10.2.3. DEPRESIUNEA BO RO D U LU I în lungul Crişului Repede, de la localitatea Bratca şi pînă la Oradea se întinde De­ presiunea Borodului. Aceasta este delimitată la N de M unţii Plopiş, iar la S de M unţii Pădurea Craiului. A mai fost denumită de M. Paucă et al. « Depresiunea Vadului. » Depresiunea Borodului este orientată SE—NW ; are o lăţime relativ mică ajungînd la 8 km, însă se lărgeşte spre Oradea deschizîndu-se larg către Depresiunea Panonică. F u n d a m e n tu l. Depresiunea Borodului a luat naştere prin afundarea unei arii limitate din M unţii Apuseni, încît suportul umpluturi neogene este constituit din prelungirea structurii Munţilor Apuseni. F o rm a ţiu n ile d e p re siu n ii. Succesiunea depozitelor ce alcătuiesc Depresiunea Borodului include parte din Tortonian, Sarmaţianul inferior şi mediu şi depozite de facies panonic sarmato-pliocene (fig. 237). Tortonianul este dovedit de fauna pe care o menţionează R. Givulescu din Dealul Pietrii, lîngă Cetea Borod ( Ostrea digitalina, O. cochlear, Buccinum sp.). Acelaşi autor însă atrage atenţia că faima prezintă semnele unui transport. Se poate f admite însăj că şi în situaţia de remaniere fauna nu provine din alte regiuni, ci dinspre centrul bazinului de acumulare încît este de presupus că, cel puţin înspre centrul depresiunii, sub depozitele mai noi se întîlnesc depozite tortoniene. Sarmaţianul ocupă cea mai întinsă suprafaţă din Depresiunea Borodului şi este reprezentat prin depozite foarte variate ca litologie (prundişuri, conglomerate, marne cu intercalaţii de cărbuni, tufuri şi tufite) şi cu frecvente schimbări laterale de facies (v. fig. 237). Partea inferioară a succesiunii atribuită Sarmaţianului este reprezentată printr-un c o m p l e x i n f e r i o r alcătuit din conglomerate tufacee în partea estică a depresiunii (în regiunea localităţilor Corniţei—Vadu Crişului) şi în partea vestică (în vecinătatea localităţii Vîrciorog), sau prin depozite predominant pelitice (în regiunea localităţilor Hotar la S de Crişul Repede şi Lugaşu la N de Criş). Din depozitele acestui complex M. Paucă citează: Pirenella picta, Mohrensternia inflata, Teodoxus, Radix etc. Deasupra complexului inferior se dezvoltă un c o m p l e x m e d i u m a r n o s t u f a c e u care lateral trece la depozite continentale lacustre. în regiunea Vadul Crişului acesta începe prin conglomerate, după care se dezvoltă o alternanţă de marne albe cu cinerite, nisipuri şi argilite în care se găsesc nivele cu o bogată faună salmastră; din diferite puncte se citează: Tapes vitalianus, Pirenella picta, Syndesmia reflexa, Cardium obsoletum, Mactra viţaliana. înspre NW, în regiunea Lugaşu se dezvoltă depozite grosiere în facies continentallacustru. Acestea au în bază nivele calcaroase cu dezvoltare lenticulară, peste care urmează nisipuri, pietrişuri, argilite şi tufite, totul prezentînd o stratificaţie încrucişată. Acest complex, gros de 200—300 m, este foarte sărac în fosile. Numai în regiunea Hotar, din calcare lumaşelice provin exemplare de Pirenella picta, Mohrensternia inflata şi specii ale genurilor Congeria, Radix, Theodoxus etc.

6 1 2 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D IA C E N T E

f ig .

237. Coloane stratigrafice în D epresiunea Borodului (după M . Paucă et al.).

Succesiunea depozitelor atribuite Sarmaţianului se încheie cu un complex superior reprezentat prin nisipuri în alternanţă cu argile în care, în regiunea Vadu Crişului, se întîlnesc exemplare de Tapes şi Cardium; în regiunea Lugaşu se dezvoltă prundişuri şi bolovănişuri cu intercalaţii de tufuri. Pe baza faunei menţionate se atribuie depozitelor din Depresiunea Boro­ dului vîrsta Sarmaţian inferior şi mediu. Sarmato-Pliocenul în facies panonic în Depresiunea Borodului se întîlneşte numai la marginea vestică, unde este reprezentat prin depozite nisipoase care se dispun transgresiv peste depozitele sarmaţiene. Tectonica. Depresiunea Borodului s-a format prin afundarea tectonică a unei arii aparţinînd Munţilor Apuseni. Sînt evidente cele două falii care mărgi­ nesc depresiunea, încît aceasta are aspect de graben. Deşi fundamentul depre-

ZONELE A D I A C E N T E

f ig .

613

238. Secţiune geologică p rin partea vestică a D epresiunii Borodului (după M . Paucă et al.):

1 - fundamentul cristalin; 2 — fundamentul mezozoic; to, sm, N , — umplutura depresiunii; (sma-complexul inferiorsmb — complexul mediu; sm — complexul superior). *

siunii este fracturat, depozitele neogene nu au suferit deranjamente (fig. 238). Influenţa fundamentului se resimte mai ales în grosimea depozitelor, căci diversele blocuri ale fundamentului au suferit mişcări de coborîre diferite. Se remarcă o coborîre a blocurilor de la este către vest, fapt ce a fost demonstrat prin foraje.

10.2.4. DEPRESIUNEA B E IU ŞU LUI t între Munţii Pădurea Craiului la N şi Munţii Codru-Moma spre S este cuprinsă cea de a doua depresiune de pe marginea vestică a Munţilor Apuseni. în lungul ei este străbătută de Crişul Negru, iar spre SE se prelungeşte pînă în bazinul Crişului Alb. F u n d a m e n tu l. în depresiunea Beiuşului fundamentul a fost atins prin numeroase foraje, iar la zi apare sub forma unor insule, cum este aceea de la Hidişel sau acelea de la Răbăgani şi de la Vălani unde se întîlnesc depozitele triasice ale unităţii de Codru. Forajele săpate în Depresiunea Beiuşului au completat imaginea asupra succesiunii stratigrafice a formaţiunilor depresiunii şi mai ales asupra structurii geologice, care în bună măsură a fost înfăţişată de M. Paucă încă din 1936. F o rm a ţiu n ile d ep resiu n ii. Suita depozitelor care formează umplutura depresiunii Beiuşului aparţine ca vîrstă Tortonianului, Sarmaţianului şi Pliocenului şi include depozite predominant detritice, iar subordonat se întîlnesc calcare şi tufuri (fig. 239). Tortonianul, ca prim termen al suitei sedimentare din depresiune, se dispune transgresiv şi discordant acoperind un paleorelief cu o morfologie foarte variată, astfel că depozitele tortoniene afiorează fie pe marginea depresiunii, fie sub forma unor insule, mai ales mărginind ivirile fundamentului din cuprinsul depre-

614

D E PR E SIU N I IN TRA M O N TAN E

f ig .

239. Coloana stratigrafică în D epresiunea Beiuşului. (după date publicate).

siunii. Tortonianul este reprezentat prin depozite foarte variate: brecii, conglo­ merate, gresii, marne, calcare recifale, tufuri şi tufite etc. De asemenea sînt frecvente variaţiile laterale de facies, adesea pe cîteva sute de metri întîlnindu-se mai multe aspecte litofaciale, cum este situaţia dintre localităţile Răbăgani şi Vintir. în această regiune Tortonianul este dezvoltat sub un facies litoral detritic sau recifal incluzînd conglomerate, gresii cuarţoase şi calcare cu serpule şi briozoare, care se dispun peste fundamentul triasic. Din asemenea depozite M. Paucă citează Scutella vindobonensis, exemplare aparţinînd genului Clypeaster şi foraminifere. Cu o dezvoltare întrucîtva asemănătoare, Tortonianul mai afiorează pe valea Holodului în regiunea localităţilor Spinuş şi Highiş, unde se întîlnesc

ZON ELE A D I A C E N T E

615

conglomerate, dar mai ales depozite recifale din care se menţionează Chlamys elegans, Ostrea digitalina şi Lithothamnium. Cele mai întinse arii de aflorare ale Tortonianului sînt la N de localitatea Foroşag, şi spre W în lungul văii Pustei între localităţile Miheleni şi Rîpa. în această zonă predomină depozitele detritice (gresii şi conglomerate), în timp ce faciesul recifal are o dezvoltare subordonată. în baza suitei sedimentare se întîl­ nesc tufuri. Din diverse puncte se cunoaşte o faună cu Chlamys elegans, Ostrea gingensis, alături de Corbula, Trochus, Cerithium. Cele mai bogate în faună fosilă sînt depozitele de pe rama depresi­ unii şi anume din regiunea localităţilor Bucur oaia şi Tăşad (la marginea sudică a Munţilor Pădurea Craiului), unde peste fundamentul mezozoic se dezvoltă depozite recifale cu corali şi Lithothamnium care trec lateral la conglomerate, gresii, tufuri şi marne tufacee. Se remarcă o mare variaţie litologică atît pe verticală cît şi pe orizontală. Depozitele sînt fosilifere, conţinînd printre altele: Corbula gibba, C. carinata, Chlamys multistriata, C. latissima, Pectunculus obtusata, Pecten besseri, Lucina columbella etc. indicînd vîrsta tortoniană a acestor depozite. Ioana Pană şi Gertruda Rado, ţinînd seamă de conţinutul paleontologic al depozitelor tortoniene, separă în bază s t r a t e l e c u C o r b u l a , iar deasupra acestora delimitează s t r a t e l e c u C o r b u l a ş i S p i r i a l i s (v. fig. 239). Stratele cu Corbula conţin o faună caracteristică reprezentată prin: Denta­ lium (Dentalium) novecostatum mutabilis, Chlamys (Aequipecten) elegans, Conus ( Chelyconus ) ponderosus ponderosus, Nuculana (Sacella) fragilis, Pycnodonta coch­ lear etc. la care se adaugă, dintre foraminifere, Spiroplectammina carinata. Stratele cu Corbula şi Spirialis se caracterizează prin asociaţia : Conus ( Conolithus) dujardini, Turritella (Archimediella) turris, Rissoina (Rissoina) vindobonensis, Corbula ( Varicorbula) gibba, C. (Corbula) carinata, Spirialis ( Spiratella) sp. etc. Conţinutul paleontologic indică vîrsta Tortonian-superior, iar prezenţa stratelor cu Spirialis constituie un element de corelare cu Tortonianul de la exteriorul Carpaţilor. Sarmaţianul urmează în continuitate de sedimentare peste depozitele stra­ telor cu Corbula şi Spirialis, în largul depresiunii, sau transgresiv peste funda­ ment în zonele de margine. Depozitele sarmaţiene afiorează numai pe anumite arii. Astfel, spre marginea sudică a depresiunii se întîlnesc în lungul văii Crişului Negru între localităţile Finiş la E şi Urviş spre W ; spre N se urmăresc pînă la Răbăgani unde se dispun transgresiv peste fundamentul mezozoic. O a doua arie de aflorare a Sarmaţianului se urmăreşte pe rama nordică între localităţile Căbeşti la S şi Lunca Sprie la N. Cea de a treia şi cea mai întinsă zonă este cuprinsă între localităţile Bucuroaia—Tăşad—Calea Mare. Sarmaţianul este dezvoltat într-un facies litoral, în zona de margine reprezentat prin calcare lumaşelice sau calcare oolitice urmate de conglomerate şi un facies neritic de larg, predominant marnos în bază şi nisipos spre partea superioară (v. fig. 239). în toate ariile de aflorare, din depozitele atribuite Sarmaţianului se cunoaşte o faună menţionată în primele lucrări, regăsită şi îmbogăţită de cercetătorii ulte­ riori. Conţinutul paleontologic bogat a făcut posibilă o orizontare mai detaliată a depozitelor sarmaţiene. Astfel, Ioana Pană şi Gertruda Rado au recunoscut în bază stratele cu Mohrensternia, iar deasupra acestora stratele cu Ervilia.

616

D EPRESIU N I IN TRAM O N TAN E

S t r a t e l e c u M o h r e n s t e r n i a conţin o faună cu : Tapes tricuspis tricuspis, Calliostoma guttenbergi. Mohrensternia pseudoangulata politioanei, M. inflata sarmatica etc., la care se adaugă o microfaună cu Elphidium reginum, E. aculeatum, E. crispum etc. S t r a t e l e c u E r v i l i a includ asociaţia : Ervilia dissita andrusozoi Pirenella picta picta, Gibulla (Gibulla) podolica, Cerithium (Vulgocerithium) rubiginosum, Pirenella disjuncta, Ervilia dissita. Microfaunistic, se întîlneşte asoci­ aţia caracteristică Elphidium hauerinum-Porosononion granosum. Conţinutul paleon­ tologic indică pentru depozitele în care s-au găsit vîrsta S a r m a ţ i a n i n f e ­ r i o r . S a r m a ţ i a n u l m e d i u nu este cunoscut faunistic în Depresiunea Beiuş; se presupune însă că unele depozite grosiere care urmează peste Sarma­ ţianul inferior din regiunea localităţii Tăşad ar avea această vîrstă. Sarmato-Pliocenul în faciesul panonic în Depresiunea Beiuş, ca de altfel pe toată rama vestică a Munţilor Apuseni, este reprezentat prin depozite litorale grosiere pe ramă, şi prin depozite mai fine spre larg unde forajele au pus în evidenţă o alternanţă de nisipuri şi marne avînd în bază un nivel conglomeratic. Totul mulează un paleorelief. Depozitele litorale au caracter transgresiv şi sînt reprezentate prin nisipuri şi chiar prundişuri în care la diferite nivele se întîlnesc intercalaţii lumaşelice cu melanopside şi limnocardiide. De altfel fauna fosilă se găseşte aproape numai în zonele de margine şi pe baza acesteia s-a putut identifica prezenţa unor biozone caracteristice P l i o c e n u l u i i n f e r i o r . Astfel, în baza suitei depozitelor in facies panonic s-a pus în evidenţă prezenţa s t r a t e l o r c u C o n g e r i a o r n i t h o p s i s , a s t r a t e l o r c u C o n g e r i a p a r t s c h i şi a s t r a ­ t e l o r c u C o n g e r i a s u b g l o b o s a . Fiecare din aceste orizonturi conţin o bogată asociaţie faunistică. Astfel, primul orizont, pe lîngă Congeria ornithopsis conţine: C. moesia, Cardium politioanei politioanei, Melanopsis carasiensis, M. impressa etc. şi o microfaună cu Cyprideis heterostigma sublitoralis, Erpetocypris sp. etc. Stratele cu Congeria partschi partschi includ: C. partschi globosotesta, C. zsigmondyi, Hydrobia ambigua, Melanopsis fosilis fosilis, M. vindobonensis, Limnocardium spinatum, Orygoceras corniculum etc, iar asociaţia micropaleontologigă este dată de: Eucypris sieberi, Candona trapezoidea, Loxoconcha glandifera etc. Orinzontul superior cu Congeria subglobosa mai conţine: C. subglobosa longitesta, Limnocardium conjugans şi o microfaună cu Candona labiata, Erpetocypris recta, Bakunella aff. dorsoarcuata. Pe baza conţinutului paleontologic, fund prezentă specia Cyprideis heterostigme sublitoralis, se poate aprecia că cele trei orizonturi aparţin ca vîrstă M e o ţ i a n u l u i fără însă a se putea preciza dacă este prezent întreg acest etaj. In depozitele predominant nisipoase care urmează deasupra strateloi cu Congeria subglobosa s-au separat s t r a t e l e c u C o n g e r i a z a g r a b i e n s i s , s t r a t e l e c u C o n g e r i a u n g u l a c a p r a e şi s t r a t e le cu P h y l l o c a r d i u m p l a n u m p l a n u m. în primul orizont, pe lîngă Congeria zagranbiesis s-au întîlnit şi exem­ plare de Valenciennius. Pentru toate trei nivele sînt comune speciile: Candona (Pontoniella) acuminata, Hemicythere pejinovicensis, iar M. Paucă menţionează şi resturi de mamifere (Mastodon şi Dinothérium). Asociaţia faunistică atestă

ZON ELE A D I A C E N T E 6 1 7

vîrsta P o n ţ i a n pentru depozitele nisipoase-marnoase de deasupra stratelor cu Congeria subglobosa. Deasupra depozitelor ponţiene marnoase-nisipoase, în care se găsesc şi intercalaţii de cărbuni, se dezvoltă marne şi argile nisipoase cu intercalaţii de prundişuri care aparţin Cuaternarului. Depozitele pliocene ocupă suprafeţele cele mai întinse din Depresiunea Beiuş, depăşind depozitele miocène şi înaintînd mult peste fundamentul cristalino-mezozoic. Spre SE se întind pînă în Depresiunea Brad-Săcărîmb (v. Pl. V). T ectonica Depresiunea Beiuşului a luat naştere prin afundarea unor arii din structogenul Munţilor Apuseni de nord. Această afundare s-a făcut pe un sistem de fracturi, după realizarea aranjamentului tectonic de ansamblu al edifi­ ciului muntos. Formarea Depresiunii Beiuş a avut loc în Tortonianul superior, fiind contemporană cu celelalte depresiuni de pe marginea de W a Munţilor Apuseni. Evoluţia ulterioară nu a cunoscut evenimente tectonice de amploare, iar tectonica în blocuri a fundamentului nu a avut consecinţe sensibile în înve­ lişul neogen care alcătuieşte umplutura depresiunii (fig. 240). Unele înclinări

f ig .

240. Secţiune geologică prin D epresiunea Beiuşului geologică sc. 1 :200 000).

(după

harta

ce se constată mai ales în depozitele tortoniene şi sarmaţiene care vin în contact direct cu f undamentul se datorează faptului că ele mulează un paleorelief şi nu unor mişcări ulterioare depunerii. Doar înaintarea mai accentuată spre E a depo­ zitelor mai noi pune în evidenţă o mişcare de coborîre care se pare că a afectat întregul ansamblu structural al Munţilor Apuseni. După transgresiunea din Pliocenul inferior, cînd apele au avut cea mai mare extindere, a urmat o retragere treptată a apelor, Depresiunea Beiuşului devenind un uscat.

10.2.5. DEPRESIUNEA ZA R A N D U L U I Situată între Munţii Codru-Moma spre NE şi Munţii Highiş-Drocea spre S, Depresiunea Zarandului are o formă triunghiulară larg deschisă spre W către

6 1 8 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZO N E LE A D I A C E N T E

Depresiunea Panonică. Spre E înaintează mult, făcînd legătura cu Depresiunea Beiuşului şi mai departe cu Depresiunea Brad-Săcărîmb. Crişul Alb o străbate în lung. F u n d am e n tu l. Acesta este dat de prelungirea unităţilor din Munţii Apuseni de nord. F o rm a ţiu n ile d ep resiu n ii. Istoria geologică a Depresiunii Zarandului este aceeaşi ca şi a celorlalte depresiuni de pe marginea vestică a Munţilor Apuseni, încît formaţiunile sedimentare care participă la alcătuirea umpluturii aparţin tot intervalului T o r t o n i a n s u p e r i o r - P l i o c e n . în Depresiunea Zarand s-au păstrat pe largi suprafeţe produsele vulcanis­ mului neogen sub forma unor imense mase de piroclastite care acoperă în bună parte formaţiunile sedimentare. Pe arii mai restrînse se întîlnesc şi curgeri de andezite. Tortonianul a fost analizat de E. Nicorici şi I. Huică et al., care au stabilit succesiunea stratigrafică şi au întregit inventarul paleontologic. Depozitele atri­ buite Tortonianului afiorează pe arii foarte limitate; spre largul depresiunii se întîlnesc pe dreapta Crişului Alb, iar pe marginea depresiunii în regiunea locali­ tăţii Minişu de Sus unde este bine cunoscut (v. pl. V). în general Tortonianul este reprezentat prin depozite grosiere sau calcare de tip Leitha, la care se adaugă intercalaţii de tufuri şi tufite (fig. 241). Succesiunea de la Minişu de Sus începe prin depozite grosiere, prundişuri, bolovănişuri şi nisipuri cu stratificaţie torenţială, (complexul grezos), dispunîndu-se direct peste fundamentul cristalin. Acestea sînt urmate de o alternanţă de tufite şi tufite calcaroase (complexul calcaros). Dintr-un nivel de calcare grezoase se cunoaşte o bogată faună conţinînd printre altele: Corbula ( Varicorbula) gibba, Chlamys elegans, Ostrea digitalina, Turritella (Archimediella) erronea miocoenica, Scutella vindo­ bonensis, Clypeaster altus etc. Este evidentă similitudinea cu fauna tortoniană din Depresiunea Beiuşului, încît depozitele ce o conţin sînt sincrone aparţinînd Tortonianului superior. Sarmaţianul afiorează pe marginea sudică în regiunea Minişu de Sus-Chisindia pînă în regiunea Almaş; pe rama nordică a fost semnalat în regiunea localităţii Crocna şi spre NW în regiunea localităţii Agrişu Mic. Sarmaţianul prezintă o variaţie litofacială accentuată, aceasta mai ales datorită intervenţiei erupţiunilor neogene. în general se întîlnesc marne şi argile, subordonat calcare sau calcare oolitice. Tufitele şi diatomitele adesea au un rol preponderent, iar piroclastitele în unele zone se individualizează ca un complex cartabil pe supra­ feţe întinse. în regiunea Minişul de Sus-Chisindia în suita sarmaţiană se pot deosebi trei complexe care se succed pe verticală (v. fig. 241). în baza suitei se individualizează un complex inferior predominant diatomitic cu o grosime de 30— 40 m. Este reprezentat printr-o alternanţă de tufodiatomite, tufuri, aglomerate andezitice, marne şi gresii albicioase. Diatomitele ating grosimea de 8— 10 m şi formează obiectul unor exploatări; au însă o dezvol­ tare lenticulară. De la diferite nivele ale complexului inferior-diatomitic provine o bogată faună de moluşte din care se citează: Cardium politioanei, Ervilia dissita, Syndesmia reflexa, Mactra eichwaldi, Tapes naviculatus, Mohrensternia

ZONELE A D I A C E N T E

f ig .

519

241. Coloana stratigrafică a depozitelor neogene din zona M inişul de Sus-Chisindia (D epresiunea Zarandului).

inflata, M.cf. angulata banatica etc. Peste complexul inferior-diatomitic urmează un complex alcătuit aproape exclusiv din produse piroclastice: aglomerate, tufuri vulcanice şi curgeri de lave. Acestea însumează o grosime de 60 m. Urmează complexul detritic-calcaros format din calcare, marno-calcare, mame, lumaşele şi subordonat nisipuri şi microconglomerate. Pe imele profile, succesiunea com-

120

D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZONELE A D I A C E N T E

plexului calcaros detritic se încheie cu un nivel de calcare oolitice (pe valea Cleciova). 3 e la diferite nivele, din complexul superior se cunoaşte o foarte bogată faună de moluşte, cu Pirenella picta, P. picta mitralis, Ervilia dissita dissita, Musculus Sarmaticus, Mactra eichwaldi, Cardium gracile, C. vindobonensis, Syndesmia reflexa, Cerithium rubiginosum, Dorsanum duplicatum, Tapes vitalianus, T. naviculatus, Mactra vitaliana, Irus vitalianus mediosarmaticus, etc. Din regiunea Almaş se mai citează în plus: Mactra vitaliana vitaliana, M . pallasi, Tapes gregarius şi T. gregarius ponderosus. La aceasta se adaugă o microfaună cu: Porosononion sub\granosum. Conţinutul paleontologic indică pentru ultimele trei complexe separate în regiunea Minişu de Sus-Chisindia vîrsta S a r m a ţ i a n i n f e r i o r şi m e d i u B a s a r a b i a n i n f e r i o r inclusiv. Această apreciere este valabilă pentru Sarmaţianul din toată Depresiunea Zarand, situaţie care este în concordanţă cu ceea ce se cunoaşte în celelalte depresiuni de pe marginea Munţilor Apuseni, a căror evoluţie a fost similară. De altfel conţinutul faunistic permite identificarea stratelor cu Mohrensternia şi a stratelor cu Ervilia ca şi în Depresiunea Beiuşului. Este de reţinut vîrsta volhiniană care revine complexului piroclastic. Sarmato-Pliocenul în facies panonic în Depresiunea Zarandului nu prezintă nici o deosebire faţă de acela din Depresiunea Beiuşului. Aceeaşi alternanţă monotonă de nisipuri şi argile, la care se adaugă şi cinerite, se întîlneşte pe tot întinsul Depresiunii Zarand (v. fig. 241), acoperind depozitele mai vechi şi, la rîndul lor, fiind acoperite spre W de depozitele cuaternare. T ectonica. Din punct de vedere tectonic, depozitele Depresiunii Zaran­ dului nu prezintă nici o deformare, ele fiind practic orizontale.

10. 2. 6. CULOARUL Ş I DEPRESIUNEA M U REŞU LU I

Actualul curs al Mureşului între Munţii Apuseni şi M unţii Poiana Ruscă s-a instalat pe o zonă depresionară, sub forma unui culoar orientat E—W, prin care se făcea legătura între Bazinul Panonic şi Bazinul Transilvaniei. Culoarul Mureşului prezintă îngustarea maximă între localităţile Şoimuş la E şi Brănişca la W, unde are aspect de defileu şi pe unde Mureşul şi-a făcut loc fierăstruind cristalinul din Poaiana Ruscă care înaintează ca un pinten pînă în valea Mureşului. Acesta a constituit pragul morfologic care reprezenta limita între domeniul panonic şi cel transilvan şi care uneori întrerupea temporar comuni­ carea dintre ele. în urma unui fenomen de captare, în Cuaternar Mureşul şi-a tăiat cale spre W, continuînd să străbată o zonă depresionară îngustă, pînă la localitatea Dobra. Mai departe, Mureşul este angajat într-un nou defileu, părăsind un vechi curs care urma direcţia riului Bega. După ce străbate cîţiva kilometri spre NW, se îndreaptă sure W pînă la localitatea Săvîrşin.

Z ONELE A D I A C E N T E 621

Pe vechiul curs al Mureşului, de la Dobra spre W, se întinde o largă depresiune posttectonică, care a evoluat sub influenţa domeniului panonic, asemă­ nător depresiunilor de pe marginea vestică a Munţilor Apuseni. Aceasta este delimitată spre N de cursul Mureşului încît desemnarea ei sub numele de Depre­ siunea Mureşului este justificată. Spre S este delimitată de M unţii Poiana Ruscă şi cursul inferior al rîului Timiş. Evoluînd ca depresiune posttectonică la marginea vestică a edificiului muntos, Depresiunea Mureşului prezintă aceleaşi trăsături structurale şi litofa­ ciale ca şi celelalte depresiuni adiacente. Evoluţia ei a început din Tortonian, iar depozitele ce formează umplutura aparţin Tortonianului şi Pliocenului. Sarma­ ţianul nu este cunoscut la zi. Tortonianul a atras atenţia de multă vreme prin marea bogăţie de faună fosilă, localitatea Lăpugiu fiind bine cunoscută ca punct fosilifer clasic. Torto­ nianul în Depresiunea Mureşului afiorează pe două arii, una situată la N de rîul Bega în regiunea Coşteiu, şi alta la S de Bega între Lăpugiul de Sus şi Lăpugiul de Jos. Sub forma unui petic izolat s-a păstrat în culoarul Mureşului la SE de localitatea Sîrbi.

f ig .

242. Secţiune geologică în depozitele tortoniene de pe valea U ngurului în regiunea Coşteiu (după A. D uşa): 1 — calcare recifale; 2 — calcare grezoase; 3 — nisipuri; 4 — mamoargile; a — andezite.

în zona de margine este reprezentat printr-un facies predominant calcaros, iar spre largul depresiunii prin depozite predominant marnoase (fig. 242). Faciesul calcaros include calcare cu corali şi Lithothamnium, la care subor­ donat se adaugă gresii calcaroase, microconglomerate şi nisipuri. Spre larg, faciesul calcaros trece la depozite marnoase şi argiloase cu inter­ calaţii de nisipuri avînd o grosime ce poate atinge 200 m. Se remarcă şi variaţii locale de facies. Aceste depozite sînt bogat fosilifere, mai ales marnele, din care se cunosc peste 100 specii de moluşte, între care Nucula (Nucula) nucleus, Cardium (Achantocardia) paucicostatum, Arca noae, Chlamys ( Aequipectan) elegans, Corbula (Corbula) carinata, C. (Varicorbula) gibba, Conus ( Chalyconus) praelongus, Turritella (Archimediella) turris, Dentalium (Antale) crux, Fusus (Fusus) vindo-

6 2 2 D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZON ELE A D I A C E N T E

bonensis, Clavatula ( Clavatula) granulocincta etc. Este evidentă asemănarea Tortonianului din Depresiunea Mureşului cu acela din depresiunile Zarandului işi Beiuşului, încît se poate conchide că şi în Depresiunea Mureşului este prezent Tortonianul superior sigur şi probabil parte din Tortonianul inferior. Sarmaţianul şi Sarmato-Pliocenul în facies panonic nu se cunosc la zi, ci sînt dezvoltate mult mai spre W fiind acoperite transgresiv de P o n ţ i a n . Acesta înaintează spre E peste fundamentul cristalino-mezozoic. Ponţianul are aceeaşi constituţie monotonă, fiind alcătuit din nisipuri marne şi argile cu stratificaţie torenţială. în zona de ţărm prezintă o mai mare variaţie, fiind mai frec­ vente depozitele grosiere. Subordonat se întîlnesc tufuri sub formă de intercalaţii (fig. 243). Spre largul depresiunii, unde depozitele prezintă facies mai monoton,

f ig .

243. Secţiune geologică în depozitele pliocene de pe valea T restia (D epre­ siunea M ureşului — după A. D uşa):

1 — gresii şi nisipuri; 2 — nisipuri şi argile; 3 — tufite; 4 — nisipuri argiloase; nisipuri; 6 — piroclastite andezitice.

5 — pietrişuri şi

se întîlnesc puncte fosilifere foarte bogate, cum sînt acelea de la Coşteiu şi de la Rădmăneşti, cunoscute de foarte multă vreme şi descrise de mulţi cercetători (T. Fuchs, E. Jekelius, Suzette Gillet şi F. Marinescu, A. Duşa etc.). Printre formele citate sînt de menţionat: Congeria balatonica, C. czjecki, C. partschi firmocarinata, C. subglobosa, Limnocardium apertum, Caladacna steindachneri, Monodacna simplex, Valenciennius altus etc. care indică vîrsta ponţiană. Deasupra depozitelor ponţiene urmează prundişurile care ocupă culmile şi care aparţin fie Pliocenului terminal, fie Pleistocenului. Din ele se cunosc resturi de Mastodon (Anancus) arvernensis.

10.2.7. DEPRESIUNEA LU G O JU LU I între Munţii Poiana Ruscă la E, M unţii Dognecea la SW, şi M unţii Semenic spre S este cuprinsă zona depresionară a Lugojului, umplută cu depozite neogene.

ZONELE A D I A C E N T E

623

Din Tortonian, aceasta a evoluat sub influenţa domeniului panonic funcţionînd ca depresiune adiacentă. în lungul ei curge rîul Timiş. Spre SE, depozitele neogene se prelungesc în culoarul Caransebeş-Mehadia. Depresiunea Lugojului face un intrînd spre S care ajunge pînă la Reşiţa alcătuind golful de la Soceni, iar spre W se deschide spre Depresiunea Panonică. Structura geologică a Depresiunii Lugojului prezintă o mare analogie cu a celorlalte depresiuni de pe marginea vestică a Munţilor Apuseni care au evoluat sub influenţa domeniului panonic. F u n d a m e n tu l. Fiind amplasată între masivele Carpaţilor Meridionali, fundamentul Depresiunii Lugojului este format din şisturile cristaline mezo- şi epimetamorfice şi depozitele preterţiare ale învelişului sedimentar. Un martor al acestora îl reprezintă insula de şisturi cristaline care formează Măgura Brebului unde s-a conservat pe o mică suprafaţă şi învelişul preterţiar alcătuit din depo­ zite grosiere, considerate de vîrstă carboniferă, şi depozite grezoase atribuite Jurasicului mediu. F o rm a ţiu n ile d ep resiu n ii. Ca şi în celelalte depresiuni adiacente, umplu­ tura propriu-zisă a Depresiunii Lugojului este formată din depozite neogene începînd cu Tortonianul. Se presupune însă că ar exista depozite neozoice mai vechi decît Tortonianul. Astfel, din baza succesiunii depozitelor de la Soceni E. Jekelius descrie un pachet de depozite gros de 20—30 m, reprezentat prin conglomerate cu blocuri de şisturi cristaline incluse într-o gresie cu intercalaţii de şisturi argiloase vărgate, pentru care admite ca probabilă vîrsta Burdigalian. Pe baza similitudinii litofaciale cu depozite din regiunile apropiate, Emilia Saulea le atribuie Acvitanianului în timp ce alţi cercetători consideră că ar aparţine Torto­ nianului. Depozite asemănătoare au mai fost întîlnite mai spre W în unele foraje din regiunea Jebel, unde tot pe criterii litologice au fost atribuite Eocenului. Deşi datarea unor asemenea depozite nu poate fi riguros apreciată, probabil că ele sînt mai vechi decît Tortonianul, căci condiţii climatice propice formării unor astfel de depozite continentale, roşii, în Tortonian nu au existat. Tortonianul, ca prim termen stratigrafie al depresiunii, se dispune direct peste fundamentul cristalino-mezozoic şi afiorează numai în părţile marginale. Astfel, depozite tortoniene se întîlnesc în golful de la Soceni formînd un intrînd spre E pînă în vecinătatea localităţii Tîrnova. Tot în partea sudică se urmăresc la contactul cu cristalinul Munţilor Semenic pînă la Caransebeş, continuîndu-se mai departe ,în culoarul Caransebeş-Mehadia. în general, Tortonianul este reprezentat prin depozite psamito-pelitice cu dezvoltarea faciesului recifal de tip Leitha, iar local se întîlnesc şi depozite psefitice. La acestea se adaugă tufuri şi tufite. Din astfel de depozite, de la Rugi şi Delineşti (pe marginea cristalinului Munţilor Semenic), Iosefina Stancu et al. menţionează o faună foarte bogată reprezentată prin 276 specii indicînd Torto­ nianul superior. Printre altele se găsesc: Nucula nucleus, Arca noae, Glycimeris glycimeris, Chlamys solarium, Pycnodonta navicularis, Solen subfragilts, Ostrea digitalina, Izocardia cor, Venus multilamella, Solen subfragilis, Corbula gibba, Turritella turris, Conus dujardini, Dentalium badense, otolite etc. în timpul Tortonianului au existat şi episoade continental-lacustre, cînd s-au format depozite de apă dulce reprezentate prin argile cu intercalaţii de cărbuni,

! 624

D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZO N A LE A D I A C E N T E

cum sînt acelea din golful de la Tîrnova. Spre largul depresiunii, depozitele tortoniene se prezintă cu un facies mai monoton. Sarmaţianul afiorează doar ca iviri pe suprafeţe foarte restrînse, însă unul din acestea, şi anume acela de la Soceni, a furnizat o bogată faună care a fost descrisă şi figurată de E. Jekelius într-o cuprinzătoare şi binecunoscută lucrare monografică « Sarmat und Pont von Soceni ». Litologic Sarmaţianul este repre­ zentat prin nisipuri cu prundişuri, argilite, uneori cu intercalaţii de cărbuni. Se întîlnesc de asemenea calcare concreţionare în grosime de 2—3 m, din care E. Jekelius menţionează: Mohrensternia inflata, M . sarmatica, M . angulata, Ervilia podolica, Cardium vindobonense, Mactra vitaliana, Tapes gregarius, Modiola incrassata, Pirenella picta, P. nodosoplicata, Melanopsis impressa etc, la care se adaugă şi otolite. Conţinutul paleontologic indică Sarmaţianul inferior. Pliocenul are aceiaşi dezvoltare ca şi în Depresiunea Mureşului şi se dispune transgresiv şi discordant peste formaţi­ unile mai vechi, luînd contact direct cu şisturile cristaline. în ansamblu, depozitele pliocene sînt reprezentate prin pietrişuri, gresii, nisipuri, nisipuri argiloase, argile şi marne, foarte fosilifere. Din nivelele din baza succesiunii, care la Soceni se dispun discordant peste Sarmaţianul infe­ rior, E. Jekelius, în lucrarea menţionată, a făcut cunoscut o bogată faună cu: Congeria doderleini, C. neumayeri, C. zsygmondyi, C. subglobosa, C partschi, Limno­ cardium humilicostatum, L. promultistriatum, L. ornatum, L. denticulatum, L. spinosum, Melanopsis fossilis M. vindobonensis, Orygoceras fuchsi, O. cultratum etc. Un alt punct fosilifer se cunoaşte pe dreapta văii Timiş la Criciova (fig. 244), de unde provine o faună cu Limnocardium apertum, L. decorum, L. banaticum, Phyllocardium complanatum, Congeria balatonica balatonica, C. triangularis etc. Conţinutul paleon­ tologic indică P o n ţ i a n u l . Posibil că în baza succesiunii să fie inclus şi parte din M e o ţ i a n. Depozitele cuaternare acoperă o mare parte din Depresiunea Lugojului. T ectonica. Depresiunea Lugojului s-a format în Tortonian, prin afundarea pm oaa , ariei dintre Munţii Banatului şi Munţii fig . 244, Succesiunea depozitelor ponţiene „ . -r, , . . v , c la Criciova, D epresiunea Lugojului (după Polana Rusca dupa un sistem de falii T . Orăşanu). orientat SE—NW. Fundamentul prezintă

ZON ELE A D I A C E N T E

625

aceeaşi tectonică complicată care se constată şi în masivele învecinate, însă învelişul neogen nu a suferit deformări sensibile ci se prezintă aproape orizontal.

10.2 .8 . DEPRESIUNEA O RAVIŢEI

Prin afundarea marginii vestice a Munţilor Banatului a luat naştere depresiunea Oraviţei care înaintează spre SE pînă în valea Nerei, fiind delimitată de crista lin ul Munţilor Locva. Spre NE, M unţii Dognecea, masivul banatitic de la Bocşa Română şi insula de şisturi cristaline de la Buziaş separă Depresiunea Oraviţei de Depresiunea Lugojului. Evoluţia Depresiunii Oraviţei este identică cu a celorlalte depresiuni adiacente. F u n d a m e n tu l. Fiind amplasată pe marginea Munţilor Banatului, funda­ mentul Depresiunii Oraviţei este format din prelungirea cristalinului Locvei şi a cristalinului din Munţii Dognecea, la care se adaugă magmatitele banatitice. învelişul sedimentar paleozoic şi mezozoic participă într-o măsură mai mică la alcătuirea fundamentului depresiunii. Ca martor de eroziune, fundamentul apare la zi în insula de şisturi cristaline de Ia Vîrşeţ care se prezintă ca un horst. F o rm aţiu n ile depresiunii. Depresiunea Oraviţei fiind un rezultat al mişcărilor din Tortonian a funcţionat ca bazin de acumulare pînă către sfîrşitul Pliocenului, încît în depozitele ce formează umplutura s-au identificat depozite tortoniene, sarmaţiene şi pliocene. Tortonianul afiorează numai în zonele de margine şi este reprezentat prin conglomerate şi calcare recifale. Acestea se întîlnesc pe suprafeţe relativ restrînse la contactul cu formaţiunile de fundament în regiunea Oraviţa. Vîrsta tortoniană a acestora este atestată de o faună cu Ostrea digitalina, Glycimeris pilosus, Turri­ tella bicarinata etc. Sarmaţianul afiorează pe suprafeţe mai întinse tot în zona de margine, din valea Nerei pînă la N de Oraviţa. în general, Sarmaţianul este reprezentat prin depozite grosiere (prundişuri, conglomerate şi calcare grezoase) din care se cunoaşte o faună foarte bogată, menţionată încă de J. Halavats, regăsită şi com­ pletată de O. Iliescu, M. Stan etc. care citează printre altele : Syndesmia reflexa, Ervilia podolica, Mactra vitaliana, Congeria neumayeri, Mohrensternia inflata etc. Conţinutul faunistic indică prezenţa S a r m a ţ i a n u l u i i n f e r i o r şi B a s a ­ rabianul inferior. Pliocenul are caracter transgresiv şi acoperă cea mai mare parte a depresiunii. Este neprezentat prin nisipuri cu intercalaţii de marne din care provine o faună cu congerii şi limnocardite, la care se adaugă Valenciennius réussi, indicînd prezenţa Ponţianului. Cuaternarul acopere cea mai mare parte din Depresiunea Oraviţa.

626

D E P R E S I U N I L E I N T E R N E Ş I ZO N A LE A D I A C E N T E

10.3. RESURSE MINERALE ŞI PERSPECTIVE ECONOMICE

în ceea ce priveşte bogăţiile subsolului, depresiunile interne, dar mai ales Depre­ siunea Transilvaniei şi zonele adiacente, ocupă un loc de frunte, dacă se iau în consideraţie combustibilii minerali şi sarea. Se mai întîlnesc minereuri de fier şi roci utile. M in ereu ri. Se cunosc puţine zăcăminte de minereuri şi acestea numai în Depresiunea Transilvaniei. Este vorba doar de minereuri de origine sedi­ mentară. — Zăcămîntul de minereu de fier de la Căpuş este cantonat în depozitele paleogene şi constă din oolite feruginoase provenite din depozite iniţial glauconitice. Are o dezvoltare stratiform-lenticulară, iar lateral se trece la depozite glauconitice. Zăcămîntul se exploatează în carieră. C o m b u stib ili m in e ra li şi sa re . Gazele naturale ocupă primul loc după care urmează cărbunii. Zăcămintele de petrol sînt mai puţin importante şi se cunosc numai în Depresiunea Panonică. Zăcăminte de gaze naturale, în principal gaz metan, se întîlneşte în partea centrală a Depresiunii Transilvaniei, cantonate în depozitele Miocenului supe­ rior. Zăcămintele în general sînt stratiforme, iar acumulările s-au format în boltirile sub formă de domuri sau brahianticlinale, acestea jucînd rol de capcane tectonice. Printre cele mai bogate acumulări sînt acelea de la Sărmăşel, Şincai, Saroş, Bazna, Copşa Mică, Nadeş, Filitelnic etc. Acumulările de petrol sînt de mai mică importanţă. Din acest punct de vedere este de luat în seamă Depresiunea Panonică. în această depresiune care a funcţionat ca bazin de acumulare cu o subsidenţă adesea foarte activă, s-au acumulat stive groase de formaţiuni sedimentare în care depozitele peiitice alter­ nează cu depozite psamitice. Deşi nu se cunosc faciesuri euxinice, simpla pre­ zenţă a depozitelor peiitice pune problema existenţei rocilor generatoare de hidrocarburi, iar prezenta rocilor psamitice creează condiţii favorablie unor acumulări de petrol. De altfel, forajele care au fost săpate au pus în evidenţă unele acumulări moderate de petrol şi gaze, cum sînt acelea din regiunea de la NW de Arad şi de la NW de Oradea. Acumulările se găsesc în depozitele plio­ cene şi chiar în formaţiuni mai vechi. Zăcămintele de cărbuni din depresiunile interne şi zonele adiacente prezintă o mai mică importanţă, rezervele fiind mici. Acumulările sînt cantonate în depo­ zitele paleogene şi în depozitele mio-pliocene. — Zăcăminte de cărbuni paleogeni se întîlnesc numai în Depresiunea Transilvaniei, anume în bazinele văilor Almaş şi Agriş. Se cunosc trei strate de cărbuni intercalate în stratele de Zimbor şi două strate intercalate în stratele de Cetate. Este un cărbune brun. Exploatări se fac la Surduc-Cristoltel şi la Tic-Tămaşa.

R E S U R S E M I N E R A L E Ş I P E R S P E C T I V E ECONOMICE 6 2 7

— Zăcăminte de cărbuni mio-plioceni se întîlnesc în depresiunile adia­ cente însă prezintă importanţă minoră. — Cărbunii de la Sinerşig şi Cireşu din Depresiunea Lugojului sînt canto­ naţi în depozite sarmaţiene. Sînt ligniţi şi se întîlnesc sub formă de strate a căror grosime poate atinge 1—1,50 m. — Cărbunii de la Derna-Tătăruş în Depresiunea Şimleu Silvaniei sînt incluşi în depozitele pliocene. Se cunosc mai multe strate a căror grosime este sub un metru. — Cu importanţă locală, cărbuni se mai întîlnesc în Depresiunea Beiu­ şului, în Depresiunea Borodului şi în Depresiunea Baia Mare. Cei mai mulţi dintre aceştia sînt tot de vîrstă pliocenă. Sare. Zăcăminte de sare foarte mari se întîlnesc în Depresiunea Transil­ vaniei, unde constituie o pătură aproape continuă în partea centrală a depre­ siunii. Grosimea sării poate atinge adesea peste 1000 m ; pe alocuri sarea se efilează ajungînd la cîţiva metri. Este cantonată în Tortonian. în centrul depre­ siunii este la adîncime mare iar pe margine afiorează fie în apexul cutelor diapire, cum se cunoaşte la Ocna Dejului, Ocna Sibiului, Praid, etc., fie ca strat în poziţie normală, cum se întîlneşte pe valea Someşului şi pe valea Oltului. Zăcăminte de sare se mai întîlnesc în Depresiunea Sighetului la Ocna Sugătag şi la Coştiui unde au fost şi exploatări. Roci u tile . în afară de rocile obişnuite, cum este calcarul, tuful etc., care se exploatează în diverse cariere, se întîlnesc şi unele roci utile cu întrebuin­ ţări mai deosebite ca: bentonite, gipsuri, asfalt etc. — Bentonite se cunosc la Ocna Mureş, Breaza şi Sfînta Maria de Piatră. Acestea sînt legate de formaţiunile neogene vulcano-sedimentare. Mai sînt de menţionat bentonitele de la Oraşul Nou şi Ciugud (lîngă Alba Iulia), care s-au format pe seama unor tufuri andezitice prin transformări hidrotermale. — Gipsurile sînt asociate fie depozitelor paleogene, fie depozitelor miocene, fiind legate de fazele lagunare. Au o dezvoltare lenticulară. Mai cunoscute sînt acelea de la Aghireş. — Asfalt se cunoaşte în Depresiunea Şimleu Silvaniei la Derna-Tătăruş, în depozitele pliocene, în care se întîlnesc intercalaţii de nisipuri impregnate cu asfalt. Acestea formează acoperişul stratelor de cărbuni încît pot fi exploatate împreună. în perspectivă se are în vedere mai ales posibilitatea existenţei în Depresi­ unea Panonică a unor acumulări mai importante de hidrocarburi.

REFERINŢE BIBLIOGRAFICE V., C o s t e a I. (1963). Date noi asupra stratigrafiei Paleogenului şi Miocenului din nord-estul Transilvaniei. Asoc. Geol. Carpato-Balc. Congr. V, I I I —1, Bucureşti. B o e t t g e r O . (1886). Zur Kenntnis der Fauna der mittelmiocaen Schichtenvom Kostey im Banat. Verb. u. M itt. d. Siebend. Ver. f. N aturw ies, 46, Sibiu. A g h e o r g h ie s e i

6 2 8 R E F E R I N Ţ E B IB L IO G R A F IC E B o m b i ţ ă G . (1972).

Studii geologice in M unţii Lăpuş. An. Inst. G eol. X X X IX

Bucureşti,

G ., M o is e sc u V. (1968). Données actuelles sur le Nummulitique de Transil­ vanie. Colloque sur l’Eocèn, Paris. M aria, D ragu V ., E nache G ., I sac D ., M ărgărit E. (1966). Contribuţii la stratigrafia Neogenului din B azinul Silvaniei. D .S . Com . G eol. L II/1 ,

BOMBIŢĂ

C hivu

Bucureşti. C iupagea D ., P aucă M ., I chim T . (1970). Geologia Depresiunii Transilvaniei. Ed.

A cad., Bucureşti. O. (1972). Studiul sedimentarului neogen din partea estică a Bazinului Şimleului. Ed. Acad. R .S.R . Bucureşti. C hiurca O . (1970). Geologia Bazinului Neogen Baia Mare. R ezum at la teza de doc­ torat, Bucureşti. DUMITRESCU I. (1957). Asupra faciesurilor şi orizontării Cretacicului superior şi Paleogenului în Bazinul Lăpuşului (nordul Depresiunii Transilvaniei). Lucr. I.P .G .G . I I I , Bucureşti. D ragoş V. (1966). Paleogenul din regiunea Călăţele-Huedin. An. Inst. Geol. X X X IV , Bucureşti. G illet S usette, F lorian M arinescu (1971). L a faune malacologique pontienne de Rădmăneşti (Banat, Roumanie). Inst. Geol. Rom . M em . X V, Bucureşti. G iv u l e s c u R. (1957). Cercetări geologice în bazinul neogen al Borodului. Acad. R .S.R ., Şt. cerc. geol. V III, 1 —2, Cluj. H auer F r ., S tache G . (1863). Geologie Siebenburgens, W ien. H o f m a n n K . (1887). Geologische N otitzen Uber die krystalinische Schiferinsel von Preluca und ilber das nôrdlich und sOdlich anschliesende Tertiarland. Jahresb. d.k. ung. geol. An. f., 1885, Budapest. HuicĂ I., H inculov L uciana , B abuce J vonne , K ozur I. (1972). Contribuţii la cunoaşterea Tortonianului şi Sarmaţianului din zona Minişu de Sus (B azinul Zarand) .Acad. R .S.R ., Şt. cerc. geol. 17, 2, Bucureşti. I l i e M . (1950). Cercetări geologice în B azinul Transilvaniei (regiunea Alba IuliaSibiu-Făgăraş-Rupea). A n. Corn. Geol. X X V III, Bucureşti. Io rg u le s c u T . (1955). Microfauna din sedimentarul unor profile din zona eruptivă a regiunii Baia Mare. D .S . Com. Geol. X X X IX , Bucureşti. Jekelius E. (1944). Sarmat und Pont von Soceni. M em . In st. Geol. Rom. V , Bucureşti. J o j a T . (1956). Observaţii de ordin stratigrafie în regiunea oraşului Jibou. An. Com Geol. X X IX , Bucureşti. K r a u t n e r T h . (1938). Recherches géologiques et pétrographiques dans les massifs cristallins du N W de la Transylvanie (Ţicău, Mezeş, R ez, Măgura de Şimleu Silvaniei). C.R. Inst. Geol. Rom. X X II, Bucureşti. K och A. (1894)., (1900). Die Tertiarbildungen des Beckens der Siebenburgische Landesteile. M itt. a.d. Jahrb. d.k. ung. geol. A.X. (I-Paleogeue A bth., II N eogene A bth), Budapest. L ăzărescu V. (1966). Cercetări geologice între Someş şi Lăpuş la N W de Dej (Rezu­ m at la teza de doctorat), Bucureşti. M arinescu F ., M arinescu I osefina (1962). Contribuţii la cunoaşterea Paleogenului şi Neogenului din colţul de N W al masivului Preluca. D .S . Com. Geol. X L III, Bucureşti. M axim I., C hiurca V. (1960). Forme noi de moluşte din Pliocenul superior de la Dersida (S ă la j). Com . Acad. R .S.R ., X , 7, Bucureşti. M eszaroş N . (1957). Fauna de moluşte a depozitelor paleogene din N W Transilvaniei. Ed. Acad. Bucureşti. M eszaroş N ., G hiurca G . (1965). Paleogenul dintre masivele Ţicău şi Preluca. Şt. Univ. Babeş-Bolyai, 2, Cluj. M îrza I. (1965). Date noi privind petrografia, originea şi culoarea tufului de Dej. Acad. R .S.R . Şt. cerc. geol. 1. X , 1, Bucureşti. M oisescu V. (1968). Cercetări geologice în împrejurimile oraşului Cluj. Acad. R .S.R. Şt. cerc. geol. 13, 2, Bucureşti. C l i c h ic i

R E F E R I N Ţ E BIB L IO G R A F IC E 629 M rAzec L . (1932). Considérations sur l’origine des dépressions internes des Carpàtes

roumaines. Bul. Soc. Rom. Geol. I, Bue. M razec L ., Jekelius E. (1927). Apreçu sur la structure du bassin néogin de Tran­

sylvanie et sur ses gisements de gazes. G uide ex. Asoc. Geol. Carp. Bucureşti. NĂSTĂSEANU S. (1956). Contribuţii la cunoaşterea Miocenului din reg. Sighet-Ocna

Şugătag. D .S . Com. Geol. X L , Bucureşti. N icorici E. (1963). Date noi asupra Tortonianului de la M iniş (B azinul Zarand) .

Şt. U niv. Babeş-Bolyai fasc. 2, Cluj. E. (1972). Stratigrafia Neogenului din sudul Bazinului Şimleu. Ed. Acad. R .S.R ., Bucureşti. N iţulescu O. (1930). Contribuţii la studiul geologic al regiunii Lăpugiul de Sus (Hunedoara). Rev. M us. Geol. Mineralogie U niv. din Cluj, IV , 1, Cluj. P ană I oana , R ado G ertruda (1972). Die Biostratigraphie des Neogens im BeiuşBecken. Acad. R .S .R ., Rev. Roum . G eol. 16, 1. Bucureşti. P aucă M . (1936). Le bassin de Beiuş. An. In st. Geol. Rom. X V II, Bucureşti. P au că M . (1954). Neogenul din bazinele externe ale M unţilor Apuseni. A n. Com. Geol. X X V III, Bucureşti. P aucă M . (1963). Division en districts géologiques de la dépression transcarpatique Lăpuş-Someş. Asoc. Geol. Carpato. Bale. Congr. V, IV , Bucureşti. P a u c ă M . (1964). B azinul neogen al Silvaniei. An. Com. Geol. X X X IV , Bucureşti. P aucă M ., I stocescu D ,, I stocescu F elicia . (1968). B azinul neogen al Vadului. D .S . Com. Geol. L IV , 1. Bucureşti. P opescu G. (1971). Studiul f oraminiferelor din depozitele Miocenului inferior şi mediu din N W Transilvaniei. Rezum at la teza de doctorat, Bucureşti. P osepny F r. (1871). Studien aus dem Salinengebiet Siebenburgens. Jahrb. d .k. geol R.A. X V II, W ien. RĂILEanu G r . (1955). Cercetări geologice în regiunea Cluj-Apahida-Sic. Com Geol. 1. D .S. X X X IX , Bucureşti. R ăileanu G r ., S aulea E milia (1956). Paleogenul din regiunea Cluj şi Jibou (nordvestul Bazinului Transilvaniei). An. Com. Geol. X X IX , Bucureşti. R usu A. (1967). Studiul geologic al regiunii Moigrad ( N W Transilvaniei). Inst. Geol. D .S. L III/1 , Bucureşti. S agatovici A lexandra (1968). Studiul geologic al părţii de vest şi centrale a bazi­ nului Oaş. Com. Geol. Şt. tehn. econ. J. 5, Bucureşti. S agatovici A lexandra , I onesi B ica. (1971). Studiul depozitelor sarmaţiene din regiunea M inişul de Sus-Chisindia (B azinul Zarandului). Anal. U niv. Buc. anul X X , Bucureşti. S a u l e a E m i l i e a , B ă r b u l e s c u A u r e l i a . (1957). Contribuţii la cunoaşterea Miocenului din regiunea Ţicău-Iadăra (B azinul Baia M are). Anal. U niv,. Buc. 15, Bucureşti. S ta n M a r e le (1973). Neogenul superior de la Ilidia-Slatina-N icolinţ-C îm pina (B a ­ natul de su d). Inst. Geol. 1. D .S . L IX , Bucureşti. S t a n c u I o s e f i n a , A n d r e e s c u E u g e n i a . (1968). Fauna tortoniană din regiunea Rugi-Delineşti (B azinul Caransebeşului). Acad. R .S.R . Şt. cerc. geol. 12, 2, Bucureşti. Ş u r a r u N . (1958). Contribuţii la cunoaşterea macrofaunei stratelor de Hida. Ş t . U niv. Babeş, Bolyai, I I I , 5, Cluj. Ş uraru N . (1970). Stratigrafia depozitelor terţiare din bazinul inferior al văii Alm aşului ( N W Transilvaniei) cu privire specială asupra celor miocen inferioare. Rezum at la teza de doctorat, Bucureşti. T ătărîm N iţa (1963). Stratigrafia Eocenului din regiunea de la SW7 de Cluj. Edit. N

ic o r ic i

Acad. Buc. T ătărîm N iţa (1970). Eocenul din sud-vestul Transilvaniei. Consideraţii litostrati­

grafice şi paleogeografice. Anal. Univ. Buc. X IX , Bucureşti. A. (1960). Neogenul din Bazinul Transilvaniei. Ed. Acad. R .S.R. Bucureşti. V oicu G . (1952). Paralelizarea micropaleontologică a formaţiunilor din Miocenul din

V ancea

6 3 0 R E F E R I N Ţ E BIB LIO G R A F IC E regiunea Beclean (bazinul Ardelean) cu acelea din Subcarpaţii Munteniei Com. Geol. D .S. X X X V I, Bucureşti. Z lL C H A. (1934). Zur Fauna der M ittel-M iocaens von Kostey. Senckenbergiana, X V I, Frankfurt. x x x (1972). Guide de Vexcursion de la V-e réunion du groupe de travail pour la Paratéthys, Bucureşti.

6 3 2 E V O L U Ţ I A P À M Î N T V L U I R O M ÂNESC Î N C U A T E R N A R

Ultimele mişcări care au adus modificări sensibile în aranjamentul tectonic al unor unităţi structurale de pe teritoriul României au fost acelea din faza moldâvică, cînd s-a realizat încălecarea pericarpa­ tică, individualizîndu-se cea mai tînără unitate structurală. în timpul Pliocenului s-au mai produs deformări cu caracter predo­ minant disjunctiv mai ales în lungul liniei pericarpatice, iar în aria carpatică s-a produs afundarea unor sectoare limitate dînd naştere unor depresiuni intramontane care vor evolua în Cuaternar c a bazine de acumulare. în urma acestor modificări, la sfîrşitul Pliocenului pămîntul românesc devenise în cea mai mare parte un uscat dominat de relieful înalt al Carpaţilor. Apele acopereau suprafeţe limitate în partea vestică a ţării (Cîmpia de vest) şi în partea sud-estică (Cîmpia Română). Sfîrşitul Pliocenului corespunde de fapt cu încheierea unei în­ delungate etape evolutiv-structurale, în care s-a realizat aranjamentul tectonic de ansamblu; totodată, sfîrşitul Pliocenului anunţă începutul unei noi etape în care se va desăvîrşi înfăţişarea actuală a teritoriului României, etapă ce corespunde perioadei cuaternare (pl. VI). în Cuaternar istoria geologică a pămîntului românesc cunoaşte evenimente importante, atît în ceea ce priveşte tectonica cît şi procesele endo- şi exogene. Astfel, în Cuaternar lanţul carpatic a cunoscut cea mai accentuată înălţare, în timp ca arii întinse din faţa Carpaţilor, cum este zona de curbură sau Cîmpia Română, au suferit mişcări de coborîre devenind zone cu subsidenţă foarte activă. Aceste mişcări însă, exceptînd unele situaţii locale, nu au dat naştere la deformări plicative de amploare. Prin aceasta, mişcă­ rile din Cuaternar se deosebesc de cele precuaternare, încît firesc este să fie considerate ca mişcări neotectonice. Mişcările scoarţei au condiţionat şi accentuarea proceselor exogene, mai ales denudarea şi acumularea. Astfel, ariile exondate foarte înălţate au fost supuse unei eroziuni intense, în timp ce acumulările erau reduse la formarea unor depozite subaeriene (eluviale, coluviale, deluviale, proluviale etc.) şi depozite glaciare, în regiunile exondate mai joase, depozitele subaeriene sînt mult mai dezvoltate (v. pl. VI). Ariile cu subsidenţă foarte activă au rămas acoperite de ape încît în aceste zone s-au acumulat depozite lacustre, mai rar marine, în care se poate urmări succesiunea stratigrafică a Cuaternarului. Dispoziţia reţelei hidrografice, care s-a format tot în Cuaternar, a fost influenţată de mişcările neotectonice, o primă urmare fiind formarea teraselor în cadrul cărora s-au acumulat depozite predomi­ nant fluviatile. în zonele de vărsare a apelor curgătoare în lacurs-au format depozite fluvio-lacustre, iar în zonele limitrofe bazi­ nului Mării Negre s-au format şi depozite deltaice. O notă particulară o dau Cuaternarului depozitele loessoide, a căror geneză este controversată încă.

STR A T IG R A F IA C U ATERN ARU LU I 633

Pe uscatul din preajma lacului pleistocen s-a dezvoltat şi a trăit o bogată faună de mamifere,- încît depozitele cuaternare includ pe alocuri bogate zăcă­ minte de mamifere fosile. Se cunosc de asemenea urmele activităţii omului paleolitic şi epipaleolitic (v. pl. VI). Activitatea endogenă a întregit suita evenimentelor din Cuaternar. Produ­ sele de această natură ocupă suprafeţe destul de întinse la interiorul Carpaţilor Orientali. în urma cercetărilor efectuate pe întreg teritoriul ţării, dar mai ales în regiunile unde Cuaternarul are dezvoltarea completă, s-a adoptat următoarea sistematică pentru perioada cuaternară: P l e i s t o c e n u l i n f e r i o r , care corespunde intervalului dintre Pliocen şi interglaciarul dintre Günz şi Mindel, incluzînd Villafranchianul şi glaciaţiunea Günz; P l e i s t o c e n u l m e d i u , care corespunde intervalului dintre Pleistocenul inferior şi Rissian inclusiv, cuprinzînd interglaciarul dintre Günz şi Mindel, Mindelianul, interglaciarul dintre Mindel şi Riss şi Rissianul; P l e i s t o c e n u l s u p e r i o r corespun­ zător intervalului dintre Riss şi Würm inclusiv Würmianul; H o l o c e n u l care corespunde timpului postpleistocen pînă în actual.

A. Strati grafia Cuaternarului în Cuaternar s-au format depozite foarte variate atît din punct de vedere genetic cît şi litofacial. însă nu toate aceste depozite oferă elemente concludente de core­ lare spre a putea fi încadrate riguros în schema cronostratigrafică prezentată; de aceea pe harta Cuaternarului din România apar şi alte separaţii ca: Pleistocen nedivizat, Pleistocen mediu-superior şi Cuaternar nedivizat (v. pl. VI). Regiunea din partea sudică şi sud-estică a ţării în Pleistocen a continuat să funcţioneze ca zonă cu subsidenţă foarte activă, alcătuind « depresiunea valahă » corespunzînd în bună parte cu unitatea morfologică Cîmpia Română. în această regiune, în unele zone, Cuaternarul are o dezvoltare completă. în afară de aceasta, ca arii de sedimentare cuaternară se mai pot delimita: Delta Dunării şi Dobrogea, lanţul carpatic cu depresiunile intramontane şi depresiunile interne. Pleistocenul inferior are dezvoltarea cea mai completă în Depresiunea Valahă, unde se poate surprinde şi limita Pliocen/Cuaternar. în principiu se consideră că primele depozite cuaternare sînt acelea în care apare genul Elephas în asociaţie cu ultimii mastodonţi care vin din Pliocen (Zygolophodon borsoni şi Anancus arvemensis). în sudul Moldovei unii cercetători atribuie începutului Pleistocenului depozitele nisipoase care la Măluşteni şi Bereşti conţin fauna de mamifere cu: Anancus arvernensis, Zygolophodon borsoni, Mus donnezani, Hipparion, Equus etc., din care însă lipseşte genul Elephas. Aceste depozite ar reprezenta trecerea de la Pliocen la Pleistocen sau « Protovillafranchianul ». Deasupra depozitelor cu fauna de la Măluşteni şi Bereşti se dezvoltă prundişuri în grosime de 10— 15 m, din care Ia Tuluceşti (pe malul Prutului) se cunoaşte o asociaţie villafranchiană cu Archidiskodon meridionalis, Anancus arvemensis, Zygolophodon borsoni, Equus stenonis, Paracamelus alutensis etc.

245. Secţiune

geologică

schematica

prin

depozitele

cuatemare din şi C. Ghenea):

partea vestică

a Cîmpiei Române

(după

E. Liteanu

Ptz — fundamentul cristalin; Formaţiuni precuaternare: m; p ; de; Iv. Pleistocen inferior: vl -- Villafranchian (strate de Cîndeşti); gz — Giinz (strate de Frăteşti). Pleistocen mediu-superior (nedivizat): dl — depozite loessoide; mdt — Mindel (depozitele terasei vechi). Würm: zor — depozitele terasei superioare u > r 2 — depozitele terasei inferioare; wr, — depozitele terasei joase, h — Holocen (aluviunile luncii Dunării).

f ig .

S T R A T I G R A F I A C U A T E R N A R U L U I 6ŞS

în partea de W a Depresiunii Valahe (fig. 245) primele depozite aparţinînd Pleistocenului sînt depozite fluvio-lacustre alcătuite din nisipuri şi pietrişuri cu intercalaţii de argile, uneori cu strate de cărbuni. Aceste depozite conţin o faună de mamifere villafranchiene cu: Anancus arvemensis, Zygolophodon borsoni, Archidiskodon meridionalis, Equus stenonis etc. şi o foarte bogată faună de unionizi sculptaţi: Unio procumbens, U. doljensis, U. miinieri, U. brandzae, U. sculptus etc. Deasupra lor se dezvoltă un nivel alcătuit din nisipuri şi argile cu Archidiscodon meridionalis, Cannis etruscus, Ursus etruscus, Castor plicidens, Equus stenonis etc. atribuit Villarfanchianului superior. Depozitele pleistocene descrise sînt cunoscute sub numele de s t r a t e d e C î n d e ş t i ş i a u o largă dezvol­ tare la exteriorul Carpaţilor, la marginea internă a Depresiunii Valahe, acoperind de fapt cea mai mare parte din Depresiunea Getică şi sectorul moldo-valah al Depresiunii Pericarpatice (v. pl. VI). Pleistocenul inferior din partea vestică a Depresiunii Valahe se încheie printr-un complex de depozite aluvionare repre­ zentat prin pietrişuri şi nisipuri la care, în regiunea Bucureştiului, se adaugă şi intercalaţii argiloase. Din astfel de depozite, descrise sub numele de s t r a t e d e F r ă t e ş t i , se cunosc resturi numai de Archidiskodon meridionalis, motiv pentru care sînt atribuite G i i n z i a n u l u i . Dezvoltarea depozitelor fluvial-lacustre în zonele de margine ale Depresi­ unii Valahe arată că încă din Pliocenul inferior, lacul care acoperea aceste regiuni se restrîngea treptat spre centrul depresiunii, la E de valea Argeşului, unde a persistat pînă la începutul Holocenului. Drept urmare, în această parte Pleisto­ cenul, cunoscut numai prin foraje, este reprezentat printr-un facies mai pelitic şi foarte monoton (fig. 246). în regiunea Deltei Dunării, se atribuie Pleistocenului inferior un orizont de argile roşii nefosilifere, de tip terra rosa, a cărui grosime este de circa 10 m şi au fost identificate prin foraje pe tot întinsul deltei şi în cea mai mare parte din Dobrogea. Asemenea depozite s-au format într-o fază de exondare care corespunde cu s t a d i u l G u r i a n din istoria bazinului euxinic. Orizontul de argile suportă depozite fluviatile formate din pietrişuri şi nisipuri cu o faună dulcicolă ( Corbicula fluminalis, Dreissena polymorpha etc.). Se consideră că acestea reprezintă un imens con de dejecţie care ar aparţine G i i n z i a n u l u i , corespunzînd cu s t a ­ d i u l C i a u d a din evoluţia bazinului pontic. Începînd din partea terminală a Pleistocenului inferior, în succesiunea depozitelor din Delta Dunării, E. Liteanu şi A. Pricăjan au identificat o alternanţă de depozite cu faună dulcicolă şi depozite cu faună salmastră, pe care o explică prin înaintările şi retragerile succsive ale apelor bazinului pontic, stabilind în felul acesta o corelare între diversele complexe deltaice şi stadiile de evoluţie ale Mării Negre (fig. 247). în regiunile extracarpatice, se mai atribuie Pleistocenului inferior, şi anume Giinzianului, unele depozite ale teraselor superioare ale Şiretului, Moldovei şi Bistriţei. în lanţul carpatic, Pleistocenul inferior se întîlneşte în depresiunile intramontane Bilbor, Borsec, Gheorghieni, Ciuc şi în Depresiunea Bîrsei, unde este reprezentat prin depozite fluvio-lacustre cu cărbuni, aparţinînd Villafranchianului (v. pag. 268).

246. Secţiune

geologică

schematică

prin

depozitele cuaternare din E. Liteanu şi C. G henea):

partea

centrală

a Cîmpiei

Române

(după

Pleistocen inferior: vl — Villafranchian (strate de C înde şti); gz — Günz (strate de Frăteşti). Pleistocen mediu-superior: md — Mindel (complexul mamos) ; rs — Riss (nisipuri de Mostiştea); tor — Würm (wr1 — terasă joasă; tors — pietrişuri de Coletina, tcr3 — argile roşii); wr-h — Würm-Holocen (depo­ zite loessoide şi depozite de tranziţie); h — Holocen (aluviunile nurilor).

f ig .

STR A T IG R A F IA CU A TER N AR U LU I

637

Pleistocenul mediu aflorează sau s-a păstrat pe arii mai restrînse şi este reprezentat prin depozite fluvio-lacustre la care se adaugă depozite m ărire şj depozite Ioessoide. în Depresiunea Valahă se cunoaşte continuitatea de sedimentare de la Pleis­ tocenul inferior la Pleistocenul mediu şi anume în centrul şi în partea de NE, unde se întîlneşte o succesiune de marne argile şi nisipuri (complexul marnos) cu Unio sturi, U. pictum, Corbicula fluminalis, Viviparus diluvianus etc. Acestea pot atinge grosimi pînă la 400 m şi corespund intervalului dintre G i i n z i a n şi baza R i s s i a n u l u i . Deasupra depozitelor marnoase se dispun n i s i p u r i l e d e M o s t i ş t e a cu Parelephas trogontherii atribuite R i s s i ­ a n u l u i . în părţile marginale ale depresiunii, în zona de confluenţă a Şiretului cu Dunărea, se cunosc depozite cu faună marină reprezentate prin argile şi nisi­ puri descrise ca S t r a t e d e B ă r b o ş i , considerate ca aparţinînd M i n d e 1 i a n u 1 u i. De aceeaşi vîrstă sînt considerate depozitele fluviatile ale teraselor superioare dezvoltate pe stînga Oltului şi acelea de pe stînga Dunării. Pleisto­ cenul mediu din Depresiunea Valahă se încheie prin depozite fluviatile aparţinînd teraselor superioare incluse la Rissian; acestea sînt dezvoltate în lungul Dunării, Jiului, Şiretului etc. în Delta Dunării, începutul Pleistocenului mediu corespunde unei trans­ gresiuni (v. fig. 247), cînd s-au format depozite predominant psamitice (nisipuri şi prundişuri) cu faună de limnocardiide (Didacna pontocaspia, Monodacna pontica, Adacna plicata relicta etc.) Această transgresiune a depăşit mult spre W limitele actualei delte şi a ajuns pînă în regiunea cursului inferior al Şiretului, stratele de Bărboşi reprezentînd cea mai vestică mărturie a acestei transgresiuni care corespunde s t a d i u l u i p a l e o e u x i n i c din evoluţia bazinului pontic, încadrat în M i n d e 1 i a n (v. pl. VI). A urmat o retragere a apelor salmastre cînd s-au format depozite fluviatile (prundişuri, nisipuri şi argile) cu faună dulcicolă ( Corbicula fluminalis, Lymnea stagnalis, Sphaerium rivicola ) corespunzînd s t a d i u l u i U z u n l a r din M i n d e 1/R i s s. Depozite considerate de vîrstă Pleistocen mediu se mai întîlnesc sporadic în Podişul Moldovenesc, (pe dreapta Şiretului), în lanţul carpatic (depresiunile intramontane) şi în lungul unor rîuri din Depresiunea Transilvaniei şi culoarul Mureşului (v. pl. VI). Pleistocenul superior se caracterizează mai ales prin acumulări de tip loess şi depozite Ioessoide care acopăr cea mai mare parte din Depresiunea Valahă, Dobrogea şi marginea estică a cîmpiei din vestul ţării. Originea loessurilor încă nu este bine cunoscută, iar termenul de depozit loessoid defineşte roci foarte variate ca litologie şi geneză cuprinzînd argilele roşii din Depresiunea Valahă, sedimentele Ioessoide care acopăr majoritatea teraselor etc. în diferite puncte, din depozitele Ioessoide se cunosc resturi de Mammuthus primigenius, fapt ce pledează pentru vîrstă Pleistocen superior a acestor depozite. Se admite însă că unele depozite Ioessoide din vestul Depresiunii Valahe şi din Dobrogea ar avea o vîrstă mai comprehensivă ( P l e i s t o c e n m e d i u - s u p e r i o r , v. pl. VI)). în Depresiunea Valahă acestea acopăr interfluviile şi sînt reprezentate prin argile prăfoase nisipoase roşii de tip loessoid cu intercalaţii de argile gălbui, stînd direct peste depozitele villafranchiene şi aluviunile günziene,

247. Secţiune geologică prin Delta Dunării între Periprava şi canalul Sulina (după E. Liteanu şi A; Pricăjan):

N s — Pliocen nedevizat; Q a — Pleistocen inferior: vi — Villafranchian (argile roşii — stadiul Gurian); gz — Günz (depozite fluviale — stadiul Ciauda). Qs — Pleistocenul mediu-superior : md — Mindel (nisipuri şi prundişuri cu faună salmastră — stadiul paleoeuxinic); rnd/rs — (depozite fluviale — stadiul Uzunlar). Q3 — Pleistocen superior . — Holocen: rs-h — Pleistocen superior terminal — Holocen inferior (depozite cu faună salmastră — stadiul neoeuxinic); h — Holocen (nisipuri şi mîluri cu faună salmastră — stadiul vechi al Mării Negre); ha — Holocen actual (mîluri şi nisipuri — stadiul actual). F — Punct fosilier.

f ig .

E V O L U Ţ I A P k M Î N T U L U I R O M Â N ESC Î N C U A T E R N A R 6 3 9

de unde se deduce vîrstă lor în parte mai timpurie decît Pleistocenul superior. în Dobrogea, depozitele Plesitocenului mediu şi superior formează în între­ gime mantia cuaternară care acoperă mai bine de două treimi din acest teri­ toriu. Sînt reprezentate exclusiv prin depozite de loess şi Ioessoide, a căror grosime este de 10—20 m. în depozitele Ioessoide se intercalează la anumite nivele soluri fosile, cărămizii roşietice formate în fazele interglaciare, încît depozitele cuaternare apar alternativ divers colorate, fapt uşor de observat în faleza de la Constanţa spre S. Aceluiaşi interval ( P l e i s t o c e n m e d i u - s u p e r i o r ) îi sînt atri­ buite argilele roşii care acopăr suprafeţe întinse la marginea cîmpiei vestice (v. pl. VI). Acestea prezintă o culoare gălbuie-roşietică şi conţin numeroase concreţiuni feromanganoase. Deşi geneza acestor depozite nu este bine cunoscută, se admite că ar reprezenta depozite deluviale. Pleistocenului superior ca atare, corespunzător intervalului R i s s/W ü r m ş i W i i r m i a n u l u i , îi sînt atribuite depozitele fluviatile ale teraselor infe­ rioare, loessuri, depozite Ioessoide şi depozite glaciare. Depozitele fluviatile ale teraselor inferioare sînt dezvoltate atît în Depre­ siunea Valahă în lungul Dunării şi a rîurilor tributare acesteia, cît şi în lungul rîurilor de la interiorul şi exteriorul Carpaţilor (exceptînd Dobrogea), precum şi în depresiunile intramontane (v. pl. VI). în unele puncte, dm depozitele teraselor inferioare (terasa Oltului din Depresiunea Bîrsei) s-au găsit resturi de mamifere (Mammuthus primigenius, Equus germanicus, Megaceros giganteus, Bison priscus), care indică vîrstă W ü r m i a n. Loessurile şi depozitele Ioessoide acopăr toată Depresiunea Valahă dintre valea Teleorman şi cursul inferior al Şiretului. Acestea de fapt reprezintă termenul superior cu care se încheie Cuaternarul din această regiune. Pe stînga Argeşului, în depozitele Ioessoide se întîlnesc intercalaţii de nisipuri şi pietrişuri considerate depozite de terasă descrise sub numele de p i e t r i ş u r i d e C o l e n t i n a , din care se cunosc resturi de Mammuthus primigenius, Coelodonta antiquitatis, Cervus elaphus, Caniş lupus etc. indicînd vîrstă W ü r m i a n. Loessuri şi depozite Ioessoide atribuite Pleistocenului superior se mai întîlnesc în Cîmpia de Vest (v. pl. VI). în regiunea Deltei Dunării, după regresiunea apelor paleoeuxinice şi depu­ nerea depozitelor cu faună dulcioclă corespunzătoare stadiului Uzunlar, în Pleis­ tocenul superior are loc o nouă transgresiune în timpul căreia în partea estică a deltei, între Sulina şi Sfîntu Gheorghe, s-au acumulat depozite marine cu faimă mediteraneană (Tapes calverti, Scrobicularia plana, Calyptrea chinensis, Venertcardia sp.). Această transgresiune corespunde s t a d i u l u i C a r a n g a t (v. pl. VI) încadrat în R i s s/W ü r m (v. fig. 247). în lanţul carpatic sînt atribuite Pleistocenului superior depozitele glaciare; in acel timp au luat naştere şi formele sculpturale de origine glaciară. Depozitele de origine glaciară ocupă suprafeţe foarte restrînse numai pe masivele care depă­ şesc 2000 m altitudine din Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Orientali, unde acestea au fost depuse fie din gheţari de circ (de tip pirenean), fie din gheţari de vale (de tip alpin).

640 S T R A T IG R A F IA C U A T E R N A R U L U I

Urmele gheţarilor sînt foarte evidente în masivele Făgăraş, Paring, Retezat, Godeanu, Rodna etc. Sînt reprezentate prin circuri glaciare şi văi în formă de U. Pe baza morenelor frontale s-a stabilit că în Carpaţii Meridionali gheţarii s-au extins pînă la 1300 m, iar în Carpaţii Orientali pînă la 1200 m. Vîrstă glaciaţiunilor din Carpaţii Româneşti nu este încă riguros stabilită, din lipsa unor depozite glaciare care să treacă lateral la depozite fluvio-glaciare databile. Pe baza existenţei a două nivele de morene terminale şi a existenţei !unor circuri glaciare îmbucate, se consideră că au existat două faze glaciare : fie una în Riss şi alta în Würm, fie amîndouă în Wiirm. în afară de depozitele pleistocene menţionate, suprafeţe întinse din terito­ riul ţării, în primul rînd Depresiunea Transilvaniei (v. pl. VI), sînt acoperite de depozite cuaternare eluviale în care nu s-a putut face o detaliere stratigrafică, fiind consemnate pe hartă drept C u a t e r n a r n e d i f e r e n ţ i a t . Holocenul corespunde ultimelor prefaceri pe care le-a suferit pămîntul românesc pentru a ajunge la înfăţişarea actuală. Schimbările au constat mai ales în modificarea reliefului sub acţiunea modelatoare a agenţilor externi şi în primul rînd a apelor curgătoare, teritoriul României fiind în întregime exondat. Procesele de denudare erau foarte active în regiunile cu relief înalt, în timp ce în regiunile joase şi în primul rînd în lungul rîurilor, au avut loc acumulări de depozite. în Holocen predomină acumulările de origine fluviatilă care alcătuiesc şesurile aluviale, urmate de nisipuri eoline (dune) care au acoperit diferite unităţi morfo­ logice situate în partea vestică şi estică a Depresiunii Valahe. Pe arii restrînsese întîlnesc depozite de mlaştină şi depozite de turbărie. în regiunea Deltei Dunării, după stadiul Carangat, adică la sfîrşitul Pleis­ tocenului şi începutul Holocenului, a avut loc o transgresiune în urma căreia s-au acumulat depozite cu faună salmastră (Monodacna pontica, Micromelania caspia, Adacna fragilis, Dreissena polymorpha etc.) reprezentînd s t a d i u l n e o e u x i n i c al M ă r i i N e g r e . Ultima transgresiune se înscrie în Holocen, cînd pe teritoriul deltei se formează depozite marine cu Nassa reticulata, Mactra subtruncata, Mytilus galloprovincialis etc., corespunzînd cu s t a d i u l v e c h i a l M ă r i i N e g r e (v. fig. 247). Depozitele cele mai recente s-au format în timpurile istorice, iar în prezent delta înaintează cu 80 m pe an.

B. Mişcările neotectonice în timpul Cuaternarului pămîntul românesc a fost supus unor mişcări neotec­ tonice care au dus la ridicarea accentuată a ansamblului carpatic, fapt dovedit de prezenţa stratelor de Cîndeşti villafranchiene la altitudinea de 1000 m în Măgura Odobeştilor. în ţinuturile din faţa Carpaţilor au avut loc mişcări de sens invers, unele regiuni devenind arii cu o subsidenţă foarte activă, cum este zona de la curbura

URMELE A C T IV ţT Ă Ţ II UM ANE 641

Carpaţilor unde depozitele cuaternare ating grosimea de 3000 m, sau marginea nordică a Platformei Valahe. în general mişcările din Cuaternar nu au produs deformări plicative exceptînd unele situaţii cu totul locale în regiunile subcarpa­ tice unde stratele de Cîndeşti villafranchiene şi argilele roşii riss-wiirmiene sînt deranjate. Mişcările din Cuaternar au cunoscut o oarecare intensitate în Villas franchian. Mişcările neotectonice precum şi factorii de ordin climatic au influenţat în cea mai mare măsură, în decursul Cuaternarului, formarea reliefului aducîndu-1 la aspectul actual.

C. Urmele activităţii umane Evenimentul principal din Cuaternar îl constituie apariţia omului, iar existenţa unei sistematici a acestei perioade (fig. 248) bazată pe produsul activităţii conş­ tiente a fiinţei care a atins treapta cea mai înaîtă a evoluţiei este pe măsura eveni­ mentului. Daca dovezile directe (resturi scheletice) despre existenţa celor mai vechi oameni pe pămîntul românesc sînt extrem de puţine, urmele activităţii lor sînt mult mai numeroase, întîlnindu-se resturile culturii prundului, contem­ porană cu Australopithecus şi Pithecanthropus.

f ig .

248. Schema

sistematicii Pleistocenului pe baza Emilia Saulea).

urm elor

activităţii um ane (din

6 4 2 E V O L U Ţ I A P Â M Î N T U L U I R O M ÂNESC Î N C U A T E R N A R

Cele mai vechi produse ale activităţii umane găsite pe teritoriul României sînt reprezentate prin galeţi de silex cu prelucrare rudimentară. Asemenea produse au fost identificate în aluviunile recente de pe văile Dîrjovului şi Tesluiului, afluenţi ai Oltului din cursul său inferior. Se consideră că aceste silexuri prelu­ crate ar aparţine c u l t u r i i p r u n d u l u i ( P e b b l e - C u l t u r e ) . Sînt mai numeroase şi mai concludente urmele activităţii din P a l e o l i ­ t i c u l v e c h i . Astfel, în aluviunile văii Dîrjov săpată în strate de Cîndeşti s-au găsit unelte din silex şi cuarţite, iar în bazinul Someşului (la Căpuşul Mic), în depozitele unei terase vechi s-au găsit piese prelucrate din andezit, printre care aşa-numita « platică acheuleană»; după tehnica cioplitului, piesele menţio­ nate aparţin A b b e v i l i a n u l u i ş i A c h e u l e a n u l u i . Sînt mult mai n u m e r o a s e ' punctele unde se cunosc produsele tehnicii c l a c t o n i e n e repre­ zentată prin aşchii şi nuclee cu patină puternică şi lustru deosebit; asemenea piese se cunosc de la Ripiceni (pe Prut), Valea Lupului (Iaşi), Alexandria, Fărcăşele şi Dobromira (Oltenia). Activitatea din P a l e o l i t i c u l m e d i u a dus la o industrie l e v a i l o i s i a n ă ş i m u s t e r i a n ă . Prima, reprezentată prin aşchii cu mai multe feţe de desprindere şi cu un grad mai slab de lustruire, se cunoaşte de la Ripi­ ceni remaniată în depozitele terasei inferioare, la Bucureşti în prundişurile de Colentina, la Alexandria şi Zimnicea. Industria musteriană este reprezentată prin aşchii, nuclee, vîrfuri şi răzuitoare ascuţite în trepte pe una din marginile tăioase; se cunosc din depozitele Ioessoide de la Ripiceni şi Mitoc (valea Prutului), Mamaia sat şi Siligny (Dobrogea), pe valea Vedea la Alexandria, la Fărcaşele în Oltenia şi din Depresiunea Transilvaniei (Nădăşel, Turnişor-Sibiu etc.). Asemenea unelte s-au găsit şi în unele peşteri: Cheile Tătarului şi peştera de la Bran (Carpaţii Orientali), Bratca şi Cheile Turzii (M unţii Apuseni), Ohaba Ponor şi Baia de Fier (Carpaţii Merioidnali), peşterile Cheia şi Adam (Dobrogea) Interesant este faptul că în lehmurile din peştera Ohaba Ponor, alături de uneltele musteriene s-au găsit resturi de Ursus spelaeus, Coelodonta antiquitatis, Bos primi­ genius, Mammuthus primigenius etc. şi cîteva falange presupuse a aparţine lui Homo neanderthalensis. Cea mai mare răspîndire pe teritoriul României o au produsele culturii din P a l e o l i t i c u l s u p e r i o r reprezentată prin industria a u r i g n a c i a n ă. Unelte din această industrie se întîlnesc în numeroase puncte din Podişul Moldovenesc, în Depresiunea Valahă, în ţara Oaşului, iar la Sita Buzăului pe valea Cremenea se cunoaşte un atelier aurignacian conţinînd peste 20 000 piese prelucrate. în peştera Cioclovina din Carpaţii Meridionali s-au descoperit şi resturi scheletice de Homo sapiens fossilis. Produsele culturilor mai recente — M e z o l i t i c , N e o l i t i c — con­ temporane lui Homo sapiens deluvialis şi Homo sapiens recens, urmate de c u 11 u r a m e t a l e l o r , sînt mult mai des întîlnite. Urmele activităţii umane de pe teritoriul ţării noastre vin parcă să lege trecutul îndepărtat de prezent, completînd astfel istoria pămîntului românesc scrisă în structura şi înfăţişarea lui actuală. Imaginea actuală asupra evoluţiei şi alcătuirii geologice a teritoriului României rămîne totuşi un stadiu de cunoaştere căruia cercetările viitoare îi vor adăuga noi elemente de natură să o completeze.

REFERINŢE BIBLIOGRAFICE PENTRU CUATERNAR S. (1905). Asupra resturilor de mamifere pliocene din districtul Argeş. Bull. Soc. Şt. X IV , Bucureşti. A thanasiu S. (1915). Resturile de mamifere cuaternare de la Măluşteni (C ovurlui). An. Inst. Geol. Rom. V I, Bucureşti. A thanasiu S. (1915). Resturile de mamifere cuaternare de la Tuluceşti (C ovurlui). An. Inst. Geol. Rom. V I, Bucureşti. A thanasiu S. (1915). Fauna de mamifere cuaternare de la Drăghici (M uscel). An. Inst. Geol. Rom. V I, Bucureşti. B andrabur T . (1961). Cercetări hidrogeologice pe interfluviul Ialomiţa-MoştişteaDunăre. Com. Geol. Stud, techn. econ. E. 5 Bucureşti. Bandrabur T . (1964). Contribuţii la cunoaşterea geologiei şi hidrogeologiei depozitelor cuaternare din baz. S f. Gheorghe. D .S . Com. Geol. L /I I , Bucureşti. B ră te sc u C. (1912). Delta Dunării-Schiţa Morfologică. Bull. Soc. Reg. Rom. Geogr. Bucureşti. G henefa C... M ihăilă N ., G henea A. (1963). Cercetări geologice între valea Topolniţa şi V. Desnăţui. Com Geol. Stud. tehn. econ. X L IX , E , 6, Bucureşti. G henea C., RAdulescu C. (1964). Contribuţiuni la cunoaşterea unei faune villafranchiene din Podişul Moldovenesc. D .S . Com. Geol. L , Bucureşti. L iteanu E. (1952). Geologia zonei oraşului Bucureşti. Com. Geol. S tud, techn. econ. E, 1, Bucureşti. L iteanu E. (1953). Lim ita superioară a Terţiarului din aria de dezvoltare a lacului pliocen din Cîmpia română. Com. Geol. S tud. tech. econ. E, 2, Bucureşti. L iteanu E., B andrabur T . (1957). Geologia ctmpiei getice meridionale dintre J iu şi Olt. An. Com. Geol. X X X , Bucureşti. L iteanu E., P ricăjan A. (1963). Alcătuirea geologică a Deltei Dunării. Com Geol. Stud, techn. econ. E, 6, Bucureşti. M orariu T . (1940). Contribuţiuni la glaciaţiunea din M unţii Rodna. Rev. geogr. rom . I I I , Bucureşti. M urgoci G ., P rotopopescu -P ache E ., I onescu-A rgetoaia P. (1923). Cuaternarul din Oltenia . D .S . Inst. Geol. Rom. V I, Bucureşti. N icolaescu-P lopşor S. (1930). Cercetările preistorice şi Cuaternarul. A rh. Olteniei, IX , Craiova. P aucâ M . (1936). Mamiferele pleistocene din Cîmpia română. Bull. Soc. N atur. România, 8, Bucureşti. P osea G r . (1959). Piemonturile din Ţara Lăpuşului. Probi, geogr. V I, Bucureşti. P ricăjan A. (1961). Cercetări hidrogeologice în ţinutul de cîmpie dintre B uzău şi Ialomiţa. Com. G eol. Stud, techn. econ. E , 5, Bucureşti. P rotopopescu-P ache E. (1924). Cercetări agrogeologice în Cîmpia română dintre V . Moştiştea şi Olt. D .S . Inst. G eol. Rom . I, Bucureşti. S choverth E caterina, F eru M ., Ş erbAnescu V enera, T odor R. (1963). Obser­ vaţii asupra Villafranchianului din bazinul mijlociu al Jiului. Com. Gçol. S tud, techn. econ. E, 6, Bucureşti. S f i c l e a V. (1960). Pietrişurile de Bălăbăneşti şi cîteva precizări morfologice legate de ele. Anali. U niv. Iaşi II , V I, 2, Iaşi. S evastos R . (1903). Les terrasses de la vallée du Sireth. Bull. Soc. G éol F r. I I I , 4, Paris. S imionescu I. (1920). Fauna de vertebrate de la Măluşteni. An. In st. Geol. Rom. IX , Bucureşti. V î l s a n G . (1916). Cîmpia Română. Bull. Soc. Reg. Rom . Geogr. X X X X IV , Bucureşti. A

t h a n a s iu

BIBLIOGRAFIE GENERALĂ

A tanasiu I. (1953). Cineritele din Neogenuî românesc şi vîrstă erupţiunilor vulcanice corespunzătoare. An. Com. Geol. XXV, Bucureşti.

(1906). Clasificarea terenurilor neogene şi limita stratigrafică între Miocen şi Pliocen în România. Volum omagial Petre Poni. A thanasiu S. (1909). Contribuţii la studiul faunei terţiare de mamifere din Româ­ nia. An. Inst. Geol. Rom. I I , Bucureşti. B o m b i ţ ă G . (1963). Contribuţii la corelarea Eocenului epicontinental din R .P . România. Ed. Acad. R .S.R . Bucureşti. B oncev E. (1961). Einige Ideen zur Frage der tectonischen Verbindurtg zwischen den Südkarpaten und den Balkanen. Assoc. C arpat. Balk. Congr. V. Bucu­ reşti. B rana V. (1967). Zăcămintele nemetalifere din România. Ed. tehnică. Bucureşti. B run H . (1960). Les zones internes et leur extension. Reflexions sur l’orogenèse alpine. Bull. Soc. Géol. F r. II , 4, Paris. C iocîrdel R ., S ocolescu M . (1969). L ’évolution de l’écorce terrestre en Roumanie. Acad. R .S.R . Rev. Roum . Géol. (Geophysique), 13. 1, Bucureşti. C i o f l i c a G . (1967). Die Entviiklung des laramischen Magmatismus in Rumănien. Acta. Geol. Acad. Sci. H ung., Budapesta. C obAlcescu G r. (1883). Studii geologice şi paleontologice asupra unor tărîmuri terţiare din unele părţi ale României. M em . Geol. Sc. M ilit. Iaşi, Bucureşti. C oteţ P. (1973). Geomorfologia României. Ed. tehnică, Bucureşti. D umitrescu I., S ăndulescu M ., LXzXrescu V., M irAuţA O ., P auliuc S ., G e o rgescu G . (1963). L a carte tectonique de la Roumanie. An. Com. Geol. X X X II, Bucureşti. D umitrescu I., SXndulescu M . (1968). Problèmes structuraux fundamentaux des Carpates Roumaines et de leur A vant-P ays. An. Com. Geol. X X X V I, Bucu­ reşti. D umitrescu I., SXndulescu M . (1969). Considération sur la division des systèmes orogemques. Rev. géogr. phys. et géol. dyn. X I, 2, fasc. 5. Paris. G avât I., A irinei Ş t ., S ocolescu M ., B otezatu R ., S toenescu S ., V encov I. Structura geologică profundă a teritoriului R .P .R . după datele actuale geofizice gravimetrice şi magnetice). Acad. R .S .R ., Stud. cerc. gephys, I, 1, Bucureşti. G iuşcă. D ., C ioflica G ., S avu H . (1965). Les caractères chimiques des roches de la province banatique. Carpato. Balk. G éol. A ssoc. V II Congrs, Sofia. G iuşc D ., S avu H ., B ercia I,, K rautner H . (1969). Sequence o f tectonomagmatique pre-alpine cycles on the territory o f Romania. Acta G eol. Acad. Sci. A t h a n a s iu S .

H ung. Budapesta. I lie M . (1956). Alcătuirea geologică a pămîntului românesc. Ed. ştiinţifică, Bucureşti Jekelius E. (1953). Die parallelisierung der Pliozënen Ablagerungen Südosteuropas.

A n. In st. Geol. Rom . X V III, Bucureşti. E ., G h e n e a C. (1969). Cuaternarul din România. Com. Geol. S t u d , tech. econ, U 1, Bucureşti. M a c o v e i G . A t a n a s iu I . (1933). L ’évolution géologique de la Roumanie. Crétacé. A n . I n s t . Geol. Rom. X V I, Bucureşti. L it e a n u

6 4 6 B IB L IO G R A F IE G E N E R A L Ă P. (1957). Contribuţii la studiul periglaciarului din România. Anali Univ. Parhon, 15, Bucureşti. M i h ă il e s c u V. (1931). Marile regiuni morfologice ale României. Bull. Soc. Reg. Geogr. I, Bucureşti. M o r o ş a n N . (1938). Le Plèistocen et le Paléolithique de la Roumanie de N E . An Inst. Geol. Rom. X IX , Bucureşti. M razec L . (1927). Les plis diapirs et le diapirism en general C.R. Inst. Geol. Rom. V I, Bucureşti. M u t i h a c V. (1971). Le Triaş en faciès de hallstatt en Roumanie. Acta Geol. Acad. Sci. H ung. Budapesta. M utihac V ., P reda I. (1973). Die mediterrane Trias Rumaniens. In tern , symp. d. A lpin-M editeranien T rias, Wien. N icolaescu-P lopşor S. (1938). Le Paléolithique en Roumanie. Dacia Bucureşti. N iculescu G ., N edelcu E ., I ancu S ilvia (1960). Nouvelle contributions a létude de la morphologie glaciare des Carpates Roumaines. Rev. d ’Études géogr. X IX Congr. Internat. Geogr. Stokholm. O n c e s c u N . (1965). Geologia României E ditura. T ehnică Bucureşti. P opescu I. V oitesti (1935). Evoluţia geologică-paleontologică a pămîntului româ­ nesc. Rev. M uz. Geol. M in. U niv. Cluj. R ădulescu D ., S ăndulescu M . (1973). The Plate-tectonics concept and the geolo­ gical structure o f the Carpathians. Tectonophysics 16, Amsterdam. R einer E ., S imionescu I. (1942). Sur le premier crâne d ’homme paléolithique trouvé en Roumanie. Acad. Rom. M ém . Sci. X V II, 12, Bucureşti. S amson P., R ădulescu C. (1963). Les faunes mammalogiques du Plèistocen inférieur et moyen de Roumanie. C.R. Acad. Sci. 1, Paris. S aulea E milia (1935). Contributions d la stratigraphie du Miocèn supérieure. Carpatho. Balk. geol. Assoc. V II Congr. Sofia. S aulea E milia (1967). Geologia istorică. Ed. D idactică şi pedag. Bucureşti. S ăndulescu M . (1972). Consideraţii asupra posibilităţilor de corelare a structurilor Carpaţilor Orientali şi Occidentali. D .S . Inst. Geol. L V III/5 , Bucureşti. S evastos R. (1903). Sur la faune pléistocène de Roumanie. Bull. Soc. Géol. F r. I I I , 4, Paris. S tille H . (1953). Der geotektonische Werdegang der Karpaten. H annover. Ş tefănescu G r. (1873). Sur le terrain quaternaire de la Roumanie et sur quelques ossements de mammifères. Bull. Soc. Géol. F r. I, 3, Paris. Ş tefănescu S. (1896). Etude sur les terrains tertiares de Roumanie. Les faunes. M ém . Soc. Géol. F r. V, 15, Paris. Ş tefănescu S. (1897). Etude sur les terrains tertiaires de Roumanie Contributions a l’étude stratigraphique. T o z e r T .E . (1971). Triassic Time and Ammonoids: Problems and Proposals. Cana­ dian Journal o f E arth Sciences, Ottawa. W e n z H . (1942). Die Molusken des pliozănischen der rumanischen Erdôl Gebiete. Senckenbergiana, 24, F rankfurt a M . x x x A tlasul litofacial al R .R . România. (1969 —1971). Inst. Geologic, Bucureşti x x x G uidebook to excursions o f th e Il- n d T riassic Colloquium K arpato-Balkan Assoc. Bucureşti, 1971. x x x H arta geologică a R .S.R om ânia sc. 1:1.000.000, In st. Geologic Bucureşti, 1966. x x x H arta geologică a R .S. Rom ânia sc. 1 :200.000 In st Geologic Bucureşti, 1968. x x x H arta substanţelor m inerale utile, Inst, geologic, Bucureşti. 1969. x x x H arta geologică a R .S. Rom ânia sc. 1:50.000, In st. Geologic Bucureşti, x x x H arta C uaternarului din Rom ânia, In st Geologic Bucureşti, 1971. M a r t i n i u c C ., C o t e ţ

C o n tro l ştiinţific: Conf. dr. doc. E M IL IA S A U L E A P rof. dr. doc. D A N R Ă D U L E S C U R edactor: IO A N C IS M A Ş T eh n o red acto r: N IC O L A E Ş E R B Ă N E S C U C operta şi supracoperta : V A L E N T IN V I Ş A N Bun de tip a r: 14.10.1974 Coli de tip a r: 40,50 P lanşe: 8 T ira j: 2 2 9 0 + 9 0 + 4 0 exem plare legate C .Z. (55498) Tiparul executat la întreprinderea poligrafică „ARTA GRAFICA” Calea Şerban Vodă nr. 133 —135 Bucureşti Republica Socialistă România.