|
|
|
INCADRAREA ARIEI CARPATICE IN ANSAMBLUL GEOSTRUCTURAL ALPIN CENTRAL SI SUD-EST EUROPEAN
Punctul de plecare in tentativa de elaborare a unui model privind evolutia geostructurala a Carpatilor Romanesti in ansamblul geostructural alpin central si sud-est european este conceptul ca aria de orogeneza alpina s-a edificat in cadrul marginii active a placii euroasiatice.
Partea centrala si sud-est europeana a ariei orogene alpine se delimiteaza de placa africana prin zona de sutura tethysiana care se recunoaste in regiunea Vardar. De aici se continua spre sud-est delimitind Dinarizii de Masivul serbo-macedonean; spre nord-vest sutura Vardar delimiteaza micro-placa panonica si se continua in Alpi (fig. 90).
Opinia ca sutura tethysiana ar da o ramura care s-ar continua in Muntii Apuseni de Sud si mai departe in subasementul Depresiunii Transilvaniei nu poate fi sustinuta, caci zona ofiolitica sud apuseana s-a creat mult mai tirziu (fig. 91).
Zona de rifting transilvana. Urmarind evolutia structurilor din arhitectura edificiului carpatic, se poate afirma ca prima deformare majora pe care a suferit-o marginea continentala est-europeana a fost aparitia in Triasic a unui rift intracontinental, care poate fi denumit riftul transilvan. Acesta marcheaza de fapt trecerea marginii continentale europene de la starea pasiva la comportamentul activ. In continuare, riftul a evoluat in zona de expansiune secundara intracontinentala, penecontemporana, dar distincta de Oceanul Tethys.
Aparitia riftului transilvan a avut drept consecinta prima dezmembrare a zonei de margine a placii euroasiatice si individualizarea microplacii transilvano-panonice (v.fig. 91).
Riftul transilvan a cunoscut o faza de expansiune secundara urmata de o etapa de ingustare si apoi inchiderea.
In evolutia ei, zona labila transilvana a influentat si ariile continentale limitrofe, cu deosebire marginea continentala est-europeana.
Inchiderea zonei labile transilvane a avut loc spre sfirsitul Eocretaci-cului, iar continutul ei, in cea mai mare parte, a fost consumat prin procese de subductie secundara; doar o mica parte a fost obdusa generind, fie elemente detasate si transportate tectonic, cum sint de pilda pinzele transilvane din unitatea central-estcarpatica, fie structuri de solzi, cum sint acelea dintre pinza getica si unitatile supragetice. Ansamblul acestora constituie transilvanidele care, in structura actuala, formeaza sutura transilvana, sau reprezinta elemente ale acesteia (v. fig. 90).
Sutura transilvana, sau urma acesteia, se gaseste la marginea estica a Depresiunii Transilvaniei fiind acoperita de vulcanitele neogene. Dupa o importanta decrosare spre vest in lungul faliei Scmesului, elemente ale suturii se regasesc in Maramures unde constituie klippele transilvane din fruntea pinzei de Botiza-Petrova-Magura. Mai departe in Carpatii nordici, sutura transilvana a fcst regenerata in tectogeneze mai tinere si este acoperita de structurile eomiocene (pinza de Botiza-Petrova-Magura), pe sub care se continua pina in regiunea Vienei ccupind o pozitie intre zcna klippelor pienine si marginea instabila a placii eurcasiatice. Aceasta situatie este relevata de faptul ca atit blocul continental transilvan, cit si blocul central-carpatic (unitatea central-estcarpatica), precum si structurile flisului intern (sutura central-carpatica) se reduc si dispar in Carpatii nordici. Disparitia lor nu este de natura tectonica, ci se datoreaza in principal consumului de scoarta prin prccese de subductie, si racordarii zcnei de rifting central-caipatice ]a zcna labila transilvana. Dealtfel, asa se explica regenerarea foarte tai diva (ecmiccena) a marginii Carpatilor nordici interni. Mai departe in Alpi, sutura transilvana, la rindul ei, se racordeaza suturii majore tethysiene pierzindu-si individualitatea.
Din tinuturile Transilvaniei spre sud, in Carpatii Meridionali, sutura transilvana se coreleaza cu zcna de solzi de pe aliniamentul Valea lui Stan-Sadu si de pe aliniamentul Carpinis din nordul Muntilor Cibin-Sebes. Aceiasi semnificatie o are si zcna de scJzi de pe aliniamentul Sasca-Moldova Noua.
Ccrclaiea suturii tranvilvane cu zonele de solzi din Carpatii Meridionali duce, in med firesc. Ia corelarea Masivului transilvan cu unitatile supragetice. Acestea din uima reprezinta continuarea ariei continentale transilvane, insa deformata de tectogenezele alpine si implicata in structura Carpatilor Meridionali.
Unitatile supragetice se delimiteaza de Masivul median transilvan prin fractuia majora sud-transilvana cu caracter de transcurenta (v. fig. 90) .
La sud de Dunare se regaseste corespondentul suturii transilvane in ceea ce se delimiteaza drept pinza de Penkovtzy. Aceasta este constituita din depozite triasice si jurasice care amintesc sedimentarul din zona de solzi de pe aliniamentul Sasca-Moldova Noua fiind de fapt continuarea directa a acesteia si se urmareste pina in vecinatatea Masivului Rhcdoppi. Ea se situeaza constant intre pinza de Morava (in acoperis) si pinza de Srednegore (in baza - v. fig. 90). Nu este nici un c ut iu ca pinza de Morava reprezinta continuarea unitatilor supragetice, deci Masivul transilvan deformat, iar. pinza de Srednegore se coreleaza cu pinza getica.
Incepind de la Depresiunea Timoc (considerata conventional limita intre Carpati si Balcani) spre sud-est apar elemente care, la o prima analiza, nu pot fi riguros corelate cu ceea ce se cunoaste in Carpati. In aceasta situatie ar fi de pilda structurile incluse de Bcncev si de Grubici sub numele de kraijstide, care se urmaresc in fata zonei de solzi. La rindul lor, kraijstidele incaleca spre est pinza de Srednegore. Alcatuirea kraijstidelor din depozite triasice pina la mezojurasice predominant corbonatice, urmate de un flis mezojurasic, si pozitia acestora intre pinza de Srednegore si pinza de Penkovtzy, care este incalecata de pinza de Morava (= unitatile supragetice), releva ca de fapt, kraijstidele se incadreaza In zona de solzi fiind corelabile cu parte din transilvanide.
Mai departe spre est, zona de solzi isi gaseste corespondent in ceea ce E. Boncev a delimitat drept ansamblul structural de Strandja din nordul Marii Egee, situat Intre pinza de Srednegore si Masivul Rhodopi. Prezenta unor magmatite bazice mezozoice in aceasta unitate de Strandja este un argument in plus ca strandjidele isi au originea intr-o zona de expansiune secundara si anume aceea care a condus la prima dezmembrare a marginii continentale est-europene. In aceasta interpretare este evidenta corelarea dintre Masivul Transilvan si Masivul Rhodopi. Continuitatea dintre aceste doua masive o constituie unitatile supragetice si respetciv pinza de Morava.
A doua fracturare profunda pe care au suferit-o ariile continentale est-europene a avut loc spre sfirsitul Mezojurasicului (v. fig. 91). Au fost fracturate atit marginea continentala est-europeana cit si microplaca transilvano-panonica. In felul acesta s-au format doua rifturi continentale, sensibil contemporane: riftul sud-apusean si riftul central carpatic.
Zona de rifting sud-apuseana sau vest-carpatica. Aceasta a condus la dezmembrarea microplacii transilvano-panonice. Zona labila care a evoluat din acest rift a generat structurile Muntilor Apuseni de Sud, care s-au schitat inca din tectogenezele mezocretacice, insa s-au desavirsit spre sfirsitul Cretacicului in tectogeneza laramica timpurie. Ansamblul lor constituie sutura sud apuseana sau vest-carpatica, respectiv apusenidele sudice, situate intre blocul continental transilvan si blocul panonic. In evolutia ei, zona labila sud-apuseana a influentat marginile ariilor continentale si in principal a blocului panonic, pe care l-a deformat generind structurile Muntilor Apuseni de Nord sau apusenidele nordice.
Atit sutura sud-apuseana, cit si structurile nord-apuscne, spre nord, in regiunea Turda, se opresc in falia Plopis. In lungul acesteia intreg ansamblu arhitectural al Muntilor Apuseni apare deplasat spre est prin procese de subimpingere care, adaugate la rezistenta opusa de blocul transilvan, au condus la incalecari spre nord si nord-vest, inverse decit acelea ale celorlalte segmente carpatice.
In vestul pragului de la Simleu, imediat la nord de falia Plopis, nu se mai cunosc clemente ale apusenidelor. Posibil ca acestea sa fi avut aici o dezvoltare mult mai limitata si sa fi fost implicate in deformarile din zona terminala a blocului transilvan.
Mai departe spre nord-vest, sutura sud-apuseana isi gaseste corespondent in zona klippelor pienine (v. fig. 90), care se urmareste din bazinul Tisei spre vest pina in regiunea Wienei. Astfel, in Carpatii nordici, pe directia de disparitie a blocului transilvan, zona klippelor pienine vine in contact direct cu structurile suturii transilvane; acest contact este insa acoperit de formatiunile mai tinere paleogene ale pinzei de Botiza-Petrova-Magura.
Atit pozitia zonei klippelor pienine (intre sutura transilvana si marginea deformata a blocului panonic), cit si alcatuirea acesteia numai din depozite jurasice predominant calcaroase si cretacice, frecvent cu factura fli-soida, similare acelora din Muntii Apuseni de Sud, sint argumente in sprijinul corelarii zonei klippelor pienine cu apusenidele sudice. Pe de alta parte, lipsa depozitelor triasice din klippele pienine releva ca ele nu pot reprezenta continuarea suturii transilvane; dimpotriva, aceasta diferentiere esentiala Intre zona klippelor pienine si sutura transilvana arata ca cele doua categorii de structuri apartin si au evoluat din arii de sedimentare distincte. Situatia zonei klippelor pienine si a transilvanidelor din Carpatii nordici, ca arii limitrofe marginii continentale instabile est-europene/ a facut ca la inceputul Paleogenului acestea sa fie afectate de miscarile laramice, devenind arii de sedimentare in regim de instabilitate tectonica. In asemenea conditii s-au acumulat depozite de flis cu pozitie transcarpatica, intregul ansamblu a suferit deformari majore in tectogeneza eostirica. Astfel, flisul transcarpatic s-a desprins de pe substratul sau generind pinza de Bo-tiza-Petrova-Magura, care a antrenat in fruntea ei elemente din substratul de origine transilvana. Acestea, in structura actuala, constituite klippele transilvane de la Poiana Botizii. La rindul sau, fundamentul de origine pienidica a fost deformat, in structura actuala constituind zona klippelor pienine (v. fig. 90). Zona klippelor pienine, ca si sutura transilvana, mai departe in Alpi isi pierde individualitatea.
Corelarea apusenidelor sudice cu zona klippelor pienine conduce implicit la corelarea Muntilor Apuseni de Nord cu unitatile Carpatilor Nordici interni. Astfel, in linii mari, in opinia lui M. Sandulescu, autohtonul de Bihor s-ar corela cu tatridele, sistemului pinzelor de Codru i-ar corespunde veporidele, iar sistemul pinzelor de Biharia s-ar corela cu gemeridele. Tentativa de a se stabili o corelare, si cu atit mai mult o echivalenta, intre diversele elemente tectonice secundare din cele doua segmente carpatice, pare fortuita, nu numai pentru caracterul prezumtiv pe care l-ar avea atari echivalari, ci si pentru considerentul ca deformarile din cele doua sectoare carpatice isi au specificul lor. Trasatura comuna a acestora consta in pozitia lor in ansamblul structural alpin, si nu in continuitatea lor in spatiu, chiar
Daca se constata unele identitati crono- sau litostratigrafice. Ceea ce se poate spune cu certitudine este ca atit Muntii Apuseni de Nord, cit si partea sudica a Carpatilor nordici, din punct de vedere geostructural, reprezinta, marginea blocului panonic deformata.
Cea mai mare parte a blocului panonic, ramasa neafectata de deformari plicative, a evoluat ca masiv median si constituie soclul Depresiunii Pannonice.
Urmarirea si corelarea suturii sud-apusene spre sud-vest si sud intimpina unele dificultati. Un fapt este insa cert, anume ca sutura sud-apuseana nu reprezinta o ramificatie a suturii majore Vardar, ci a evoluat dintr-o paleozona de expansiune independenta, mult mai tirzie, reprezentind de fapt o sutura carpatica, cea mai vestica sau sutura vest-carpatica.
La sud de Dunare, pina in vecinatatea Masivului Rhodoppi, nu se mai cunosc elemente ce ar putea fi atribuite suturii sud-apusene, sau apuseni-delor nordice. Se constata Insa ca spre sud pinza de Morava (= unitatile supragetice) vine in contact tectonic cu Masivul serbo-macedonean, limita constituind o importanta fractura crustala.
Mai departe in regiunea Marii Egee, unde relatiile se stabilesc intre Masivul serbo-macedonean si Masivul Rhodopi, la contactul dintre ele apar depozite mezozoice asociate cu ofiolite, cum sint acelea din Insula Samothrace din Marea Egee. Pozitia formatiunii cu ofiolite, intre Masivul Rhodopi (= Masivul transilvan) si Masivul serbo-macedonean, arata clar ca aceasta este corelabila cu apusenidele de sud. Este de asemenea evidenta pozitia Masivului serbo-macedonean similara aceleia a blocului panonic (intre apusenide si sutura Vardar) de unde corelarea acestora.
Se poate conchide ca apusenidele sudice nu reprezinta o ramificatie a suturii tethysiene, ci au fost generate de o zona de expansiune secundara, independenta.
Zona de rifting central-carpatica. Aceasta a luat fiinta in urma unei noi fracturari si dezmembrari a marginii continentale est-europene. In felul acesta s-a individualizat blocul central-carpatic, care, pentru Carpatii Orientali, in urma tectogenezelor mezocretacice, a generat primele structuri tectonice (pinzele bucovinice, pinza de Leaota-Bucegi-Piatra Mare). La rindul ei, zona de rifting central-carpatica, in tectogenezele neocretacice, a generat structurile flisului intern, respectiv pinza de Ceahlau si pinza de Teleajen, care in structura actuala constituie sutura central-carpatica (v. fig. 90).
Spre nord, incepind din bazinul Tisei, treptat, dupa disparitia blocului transilvan, dispare unitatea central-estcarpatica si mai departe inceteaza structurile suturii central-carpatice, incit in Carpatii nordici, pe sub pinza de Botiza-Petrova-Magura, transilvanidele vin in contact direct cu marginea continentala est-europeana. Lipsa mai departe, in Carpatii nordici, a oricarui element apartinind unitatii central-estcarpatice sau unitatilor flisului intern sugereaza ca aici este zona terminala a unitatilor respective, unde aria labila central-carpatica se racorda ariei transilvane. Cu alte cuvinte, zona de rifting central-carpatica s-a dezvoltat si a evoluat din aceasta regiune spre sud-est.
Urmarind cele doua unitati structogenetice la sud de falia sud-transil-vana, se constata ca in Carpatii Meridionali acestea au fost reluate si implicate in tectogeneza laramica; efectul major al acesteia a fost deformarea mai accentuata atit a ariei central-carpatice cit si a ariei labile. Urmarea a fost individualizarea pinzei getice ca unitate tectonica independenta, si inchiderea ariei labile central carpatice insotita de obducerea unei importante mase ofiolitice si a flisului de Severin.
La sud de Dunare, structurile generate de aria continentala central-carpatica se continua si se recunosc in ceea ce se delimiteaza drept pinza de Srednegorc, care se urmareste pina la Marea Neagra. Corelarea acesteia cu pinza getica din Carpatii Meridionali decurge atit din alcatuirea ei, fiind constituita din mezometamorfite si sedimentar permo-mezozoic care se incheie cu o formatiune vulcanogen-sedimentara de virsta senoniana, cit si din pozitia ei gasindu-se intre pinza de Penkovtzy (= zona de solzi) si Stara Pianina (= autohtonul danubian).
La sud de Dunare, elementele suturii central-carpatice, ar fi reprezentate de flisul de Trojan, care este corelabil cu flisul de Severin. Ca si in Carpatii Meridionali, acesta apare in situatie alohtona, ca ramasite ale unei unitati suprapusa tectonic peste Stara Pianina sau peste Prebalcani (v. fig. 90). Aria de origine a flisului de Trojan nu a putut fi decit in fata ariei care a generat pinza de Srednegore si acoperita de aceasta din urma. Marginea continentala instabila. Marginea continentala est-europeana din imediata vecinatate a ariei de deformare alpina, dupa detasarea blocului central-carpatic, a fost in continuare influentata si a capatat o pronuntata instabilitate; a ramas insa solidara masei continentale est-europene stabile de care nu s-a detasat. Cu toate acestea, marginea continentala a intervenit sensibil in edificarea structurilor externe ale edificiului alpin, incit, adesea, parti ale marginii continentale sint elemente constituente ale structurilor alpine, cum este de pilda autohtonul danuabian.
In Carpatii nordici si orientali, marginii continentale instabile i se suprapun structurile eostirice ale flisului extern si in parte ale flisului transcarpatic (moldavidele timpurii), si structurile moldavice ale molasci carpatice (moldavidele tirzii).
In Carpatii Meridionali, marginea continentala instabila este reprezentata de autohtonul danuabian care afloreaza pe arii foarte largi, si de structurile molasei din depresiunea Getica. Prin aceasta, Carpatii Meridionali se deosebesc sensibil de Carpatii Orientali, constituind o unitate geostruc-turala majoia distincta.
La sud de Dunare, autohtonul danubian se continua pina in Depresiunea Timoc. Mai departe in Balcani corespondentul autohtonului danuabian se regaseste in Prebalcani cu pozitie externa si in Stara Pianina cu pozitie interna (v. fig. 90). Ultima este incalecata dinspre sud de pinza de Srednegorc corelabila cu pinza getica, fapt din care se deduce corespondenta amintita.
Structura actuala a edificiului alpin din centrul si sud-estul Europei releva ccmportamente diferite ale marginii continentale instabile, care se reflecta in aranjamentul arhitectural major.
Din Bazinul Vienei si pina in Valea Dimbovitei, marginea continentala este coborita si se afunda in trepte sub structurile zonei flisului, si ar fi constituita, in cea mai mare parte, din structuri baikaliene de tip central-dobrcgcan, cu invelis sedimentar specific, blocurile de Badila reprezentind o mostra a acestuia din urma. Cit despre amploarea inaintarii marginii continentale sub structurile carpatice, se poate spune ca in Carpatii nordici, dupa disparitia suturii central-carpatice si a unitatii central-estcarpaticc, marginea continentala deformata ia contact cu sutura transilvana. Aceasta situatie este relevata de existenta flisului transcarpatic si respectiv a pinzei de Botiza-Petrova-Magura, care se inscrie in rindul moldavidelor timpurii.
In Carpatii Orientali este mai greu de stabilit amploarea inaintarii si natura contactului marginii continentale. Investigatiile geofizice indica un contact Intre doua mase de constitutii diferite aproximativ la verticala liniei central-carpatice. Cele doua mase care vin in contact ar fi reprezentate de marginea continentala pe de o parte, si masa ofiolitica a suturii central-carpatice, in parte obdusa, pe de alta parte.
Prelungirea faliei Fierbinti din regiunea Vaii Dimbovitei marcheaza zona terminala a structurilor flisului extern si ale molasei Carpatilor Orientali. Mai departe spre vest, marginea continentala deformata este ridicata si participa nemijllocit ca unitate constituenta (autohtonul danubian) la alcatuirea Carpatilor Meridionali.
O diferentiere sensibila de la Valea Dimbovitei spre vest se remarca si in ceea ce priveste alcatuirea marginii continentale. Aceasta este constituita dintr-un etaj inferior format din metamorfite cu masive de granitoide si un invelis sedimentar specific. Totul indica o similitudine cu ceea ce se cunoaste in Platforma Moesica, incit este evident ca autohtonul danubian reprezinta marginea instabila si in parte deformata a acesteia. A-celasi lucru se poate spune si despre cele doua unitati balcanice (Stara Pianina si Prebalcani).
Deosebirile dintre comportamentul marginii continentale din fata Carpatilor nordici si a Carpatilor Orientali, pe de o parte, si din fata Carpatilor Meridionali si Balcani, pe de alta parte, evidentiaza reactia diferita fata de solicitarile alpine a microplaci! moesice, in comparatie cu restul ariei continentale est-europene. In timp ce marginea continentala din fata Carpatilor orientali si nordici a fost subsariata fata de structurile alpine, microplaca moesica, functionind ca un contrafort (pintenul valah-Stille) marginea acesteia a fost ridicata, deformata si implicata in structurile alpine. De aici evolutia sensibil diferita, in sens longitudinal, a zonei labile central-carpatice, aceasta fiind influentata de conditiile paleostructurale.
Sintetizind cele aratate, se poate conchide ca deformarile marginii continentale est-europene au inceput relativ curind dupa deschidera Oceanului Tethys si au constat, in primul rind, in aparitia unor rifturi intracon-tinentale profunde, care au dus la dezmembrarea marginii continentale. Rifturile au evoluat in zone de expansiune secundara, urmate de procese de scurtare a crustei insotite de deformari plicative. Acestea din urma au generat sistemele cutate in care au fost implicate partial sau total si masele continentale rezultate din dezmembrarea marginii continentale active est-europene. Portiunile din ariile continentale ramase neimplicate in deforma-iik- plicative au evoluat ca masive mediane. In felul acesta, marginea activa est-europeana a placii euroasiatice, devenita catena alpina, are o arhitectura foarte complexa, in care insa se recunosc principalele zone struco-genetice specifice si anume:
- zonele de expansiune, carora, in structura actuala, le corespund zonele de flis marcind suturile;
- ariile continentale deformate, carora le. corespund zonele cristalino-mezozoice, blocurile continentale ramase nedeformate constituind masivele mediane;
- marginea continentala instabila, solidara ariei continentale stabile, dar implicata in structurile alpine.
Urmarind o transversala care ar porni de la exteriorul Carpatilor Orientali si ar strabate intreaga arie alpina, de la exterior spre interior (dinspre placa continentala spre sutura Vardar), aceasta ar traversa zonele structo-genetice alpine majore care au rezultat din prefacerile pe care le-a suferit marginea activa a placii euroasiatice si anume (fig. 92, v. fig. 90):
- zona cea mai externa, care include molasa carpatica si flisul extern ; Aceasta corespunde merginii instabile a placii euroasiatice care a constituit substratul de origine continentala a marii flisului; structurile implicate au fost generate de tectogenezele eostirica si moldavica, si sint desemnate adesea sub numele de moldavide ;
- zona flisului intern, o zona de sutura corespunzind marii flisului cu substrat de crusta oceanica si care a evoluat ca zona de expansiune intra-continentala. Structurile au fost generate de tectogenezele neocretacice si constituie dacidele tirzii;
- zona cristalino-mezozoica a Carpatilor Orientali care, pe linga formatiunile alpine, a implicat si structuri prealpine. Aceasta reprezinta marginea deformata a placii euroasiatice. Structurile au fost generate de tectogenezele mezocretacice si constituie dacidele timpurii;
- sutura transilvana include structurile rezultate din evolutia primei zone de expansiune intracontinentala, care a condus la o prima dezmembrare a marginii continentale csteuropcne si la individualizarea microplaci i transilvano-panonice ;
- Masivul Transilvan, care reprezinta o arie continentala neregenerata in ciclul alpin, cu functie de masiv median;
- sutura sud-apuseana rezultata din evolutia ariei riftogene intra-microplaca, care a condus la dezmembrarea microplacii transtlvano-pa-nonice;
- zona cristalino-mezozoica a Muntilor Apuseni, care reprezinta marginea deformata a blocului panonic ;
- blocul panonic, care reprezinta cca de a doua arie continentala ne-regenerata, cu rol de masiv median, rezultat din divizarea microplacii tran-silvano-panonice. Blocul panonic este limitrof suturii tethysiene.
La oricare nivel al catenei alpine din centrul si sud-estul Europei s-ar urmari o atare transversala s-ar identifica cel putin unele din zonele intilnite in sectiunea amintita, sau corespondentele lor, dar cu aceeasi functie structogenetica si mai ales, avind aceeasi origine. Aceasta fiind situatia de ansamblu, de o maniera foarte generala, se poate conchide ca evolutia marginii active a placii euroasiatice, responsabila de edificarea catenelor alpine, a constat in esenta, in dezmembrarea succesiva a acesteia si implicarea fragmentelor detasate in procesele gcotcctonice complexe de ridicare a catenelor muntoase.
ELEMENTE DE GEOCRONOLOGIE:
Locul evenimentelor geologice in scara timpului, exprimat in unitati geocronologice, are o importanta primordiala in reconstituirea framintarilor prin care a trecut orice arie din scoarta terestra; de aceea, ca in orice istorie si cu atit mai mult in istoria Pamintului s-a pus problema determinarii duratei desfasurarii evenimentelor geologice si a ordonarii lor cronologice. De asemenea s-a simtit nevoia ca intervalele de timp luate in consideratie sa fie materializate in spatiu. Cum fenomenul cel mai comun si continuu la scara planetara este acumularea de depozite, adica procesul de sedimentare in bazinele marine, relatia spatiu-timp isi gaseste o buna concretizare in suita depozitelor acumulate, adica in succesiunea statigrafica a acestora. De aici notiunea de unitate cronostrati-grafica. Se poate spune ca bazinele de acumulare, mai ales bazinele marine, au constituit un adevarat orologiu al timpurilor geologice. In felul acesta s-a ajuns la separarea unor intervale de timp carora, in bazinele ele sedimentare, le corespunde un anumit volum de depozite (acumulate in intervalul de timp considerat) constituind o unitate cronostratigrafica. Virsta acestora sg apreciaza fie in raport de alte unitati sub sau supra-iacente, cind se vorbeste de virsta relativa, fie in milioane de ani (M.a.) calculati prin metode fizice, cind se vorbeste de virsta radiogena, termen preferat aceluia de virsta absoluta.
Unitatea cronostratigrafica de baza este etajul caruia in timp ii corespunde virsta. Prin etaj se intelege un volum de depozite, cu un anumit continut paleontologic, ales intr-o suita stratigrafica continua, si bine delimitat pe verticala si care corespunde unui interval de timp de 6-7 M.a. Locul unde s-a facut delimitarea etajului devine stratotipul acelui etaj si, de obicei, ii da si denumirea.
In ceea ce priveste denumirile acordate unitatilor cronostratigrafice nu s-a urmat un criteriu riguros. Astfel, pentru unitatile de prim ordin (erele) s-au adoptat in general denumiri derivind din ordinea succesiunii lor in timp (primara, secundara, tertiara) sau de la stadiul de dezvoltare a vietuitoarelor in ansamblu (era paleozoica, era mezozoica etc.) ; sint Insa si exceptii (Precambrian, Arhaic). Cel mai indicat ar fi criteriul care ia in consideratie stadiul de devoltare a vietuitoarelor. De altfel, se tinde ca termenul de Algonkian sa fie inlocuit cu acela de Proterozoic. Mai greu este de inlocuit termenul de Arhaic eventual prin acela de Arheo-zoic intrucit acesta din urma a capatat o acceptiune mai larga, aceia de prim eon in istoria Pamintului incluzind tot intervalul de inainte de Cambrian.
Pentru denumirea perioadelor, cel mai adesea s-a plecat de la numele localitatii sau regiunii unde formatiunile respective au fost descrise si delimitate pentru prima data (Permian, Jurasic) ; insa si in acest caz s-au facut multe derogari (Carbonifer, Traisic, Cretacic).
Pentru desemnarea etajelor, unitatea cronostratigrafica de baza, criteriul de a tine seama de numele localitatii stratotipului a fost mai riguros respectat, dar intervine un alt inconvenient datorita marii variabilitati litofaciale de la o regiune la alta ; s-au intimpinat si se intimpina mari dificultati in corelarea cronostratigrafica a formatiunilor situate in regiuni diferite. Aceasta se explica prin faptul ca la distante mari (de la un continent la altul de pilda), chiar criteriul paleontologic, care este cel mai acreditat, prezinta deficiente in sensul ca nu se poate concepe ca aparitia unei specii noi, considerata drept element indicativ si caracteristic de virsta, s-a realizat in acelasi moment pe toata suprafata globului. Toate aceste neajunsuri au facut ca pentru unul si acelasi etaj, in diverse parti alo lumii sa se adopte denumiri diferite, dat fiind ca nu se poate stabili riguros identitatea cu stratotipul. In anumite regiuni se tinde chiar sa se aplice o nomenclatura proprio pentru sistematica anumitor perioade. In felul acesta s-a ajuns la o nomenclatura foarte incarcata, mai ales in ceea ce priveste denumirea etajelor. Pina la un anumit punct se poate spune ca in fiecare regiune sau chiar in fiecare tara, si mai mult, in fiecare scoala sau grup de geologie, se prefera o anumita scara cronostratigrafica mai mult sau mai putin diferita de o scara considerata standard. In aceasta privinta nici geologia romaneasca nu face exceptie. In tabelul l se gaseste scara cronostratigrafica cea mai potrivita sau preferabila (dar riu exclusiv folosita) in tara noastra, in paralel cu scara considerata standard. Cu toate acestea, cel putin despre unitatile de ordin superior (erele si perioadele) se? poate spune ca denumirile au valoare universala.
BIBLIOGRAFIE
Airinei St. (1976): Symp. Inst. Split.
Airinei St. (1983): An. Inst. Geol. geofz. LX, Bucuresti.
Andrusov D. (1965): Bull. Soc. Geol. Fr. (7), VII, Paris.
Atanasiu I. (1961): Cutremurele de pamint din Romania. Ed. Acad. Bucuresti.
Atanasiu I. (1953): An. Corn. Geol. XXV, Bucuresti.
Athanasiu S. (1906): Clasificarea terenurilor neogene ti limita stratigrafica intre Miocen si Pliocen In Romania. Voi. omagial Petre Poni.
Bandrabur Th. Mihaila N. (1967): Assoc. Geol. Carpatho-Balk. Congr. VIII, Belgrad.
Bleahu M. (1974): D.S. Inst. Geol. LX, 5, Bucuresti.
Boncev E. (1962): Trav. geol. Bulgar., ser. strat, et tect., IV, Sofia.
Cioflica G. (1967): Acta Geol. Acad. Sei. Hung., Budapesta.
Cobalcescu Gr. (1883): Mem. Geol. Se. Milit. Iasi.
Cornea I., La zaresc n V. (1980): Tectonica si evolutia geodinamica a teritoriului Romaniei. Inst. Centr. de Fiz. Paru. Bucuresti.
Debelmas J., Oberhauser R., Sandulescu M., Trumpy R. (1980): 26-e Congr. Geol. Intern., Col. C3, Paris.
Dumitrescu I., Sandulescu M., Lazarescu V., Mirauta O., Pauliuc S., Georgescu C. (1962): An. Corn. Geol. XXXII, Bucuresti.
Dumitrescu I., Sandulescu M. (1968): An. Corn. Geol. XXXVI, Bucuresti. Dumitrescu I., Sandulescu M. (1976): Harta tectonica a Romaniei Ed. Acad., Bucuresti. Gavat I., Airinei St., Socolescu M., Botezatii R., Stoenescu S. Venvoc I.(1962): St. cerc. geofiz. I, l, Bucuresti.
Giusca D., Cioflica G., Savu H. (1965): Congr. Assoc. Carpatho-Balk. VII, Sofia. Giusca D., Savu H., Bercial., Kraunter H. (1969): Acta Geol. Acad. Sei. Hung., Budapest.
Gocev P. (1979): Rev. Bulg. Geol. Soc. XL, l, Sofia. Grubic Al. (1983): An. Inst. geol. geofiz. LX, Bucuresti.
Ilie M. (1956): Alcatuirea geologica a pamintului romanesc. Ed. stiintifica. Bucuresti.
Jekelius E. (1953): An. Inst. Geol. XVIII, Bucuresti.
Macarovici N. (1968): Geologia Cuaternarului. Ed. didactica si pedagogica, Bucuresti.
Macovei Gh., Atanasiu I. (1934): An. Inst. Geol. XVI, Bucuresti.
Mahel M. (1974): Tectonice of the Carpathians-Balkan regions. Veda, Bratislava.
Martiniuc C., Cotet P. (1957): Anal. Univ. 15, Bucuresti,
Morosan N. (1938): An. Inst. Geol. XIX, Bucuresti.
Mrazec L. (1927): An. Inst. Geol. VI, Bucuresti.
Mutihac V. (1971): Acta Geol. Acad. Sei. Hung., Budapest.
Mutihac V. (1982): Unitatile geologice structurale si distributia substantelor minerale utile in Romania. Ed didactica si pedagogica, Bucuresti.
Mutihac V. (1988): Rev. Roum. geol. geof. geogr. 32. Bucuresti.
Mutihac V., loncsi L. (1974): Geologia Romaniei. Ed. tehnica, Bucuresti. Nastaseanu S., Maximovic B. (1981): Congr. 12. Assoc. Carpatho-Balk., Bucuresti.
Niculescu G., Nedelcu E., Iancu S. (1960): Rev. d' Etudes Geogr. XIX, Congr. Intern. Geogr. Stokholm.
Oncescu N. (1965): Geologia Romaniei. Editura Tehnica, Bucuresti.
Pomerol Ch. (1973-1975): Stratigraphie et Paleogeographie, Paris.
Popescu I. Voitesti (1935): Rev. Muz. Geol. Miner. Univ. Cluj, V, 2, Cluj. Patrulius D., Bleahu M., Popescu Ileana, Bordea S. (1971): Guide book to excursions of the II - nd Triasic colloquium Carpatho-Balkan Association. Inst. Geol. Bucuresti.
Radulescu D., Sandulescu M. (1973): Teoctnophysics 16, Amsterdam. Radulescu D., Cornea I., Sandulescu M., Constantinescu P., Radulescu FI., Pompilian A. (1976): Inst. geol. geofiz. L, Bucuresti.
Reiner E., Simionescu I. (1942): Acad. Rom. Mem. Sei. XVII, Bucuresti. Samson P., Radulescu C. (1963): C.R. Acad. Sei. l, Paris.
Saulea Emilia (1967): Geologia istorica. Ed. didactica si pedagogica. Bucuresti.
Sandulescu M. (1975): Bull. Soc. Geol. Fr. XVII, 1. Paris.
Sandulescu M. (1984): Geotectonica Romaniei. Editura Tehnica, Bucuresti. Socolescu M., Ciocirdel R., Airinei St., Popescu M. (1975): Fizica si structura scoartei terestre din Romania. Editura Tehnica, Bucuresti.
Stille H. (1953): Der geotectonische Werdegang des Karpathen. Hannover. Stefanescu S. (1897): Mem. Soc. Geol. Fr. V, 15, Paris.
Tatarim Nita (1984): Geologie stratigrafica si Paleogeografie. Mezozoic si Cainozoic. Editura Tehnica, Bucuresti.
Tozer T.E. (1971): Triassic Time and Ammonoids: Problems and Proposals Canadian Journal of Earth Sciences, Ottawa.
Wenz H. (1942): Senkenbergiana, 2.3, Frankfurt a M. Znosko J (1964): Z. deulsch. geol. Ges. l H, 3, Berlin.
* * * Atlasul litofacial al Romaniei (1969-1971) . Inst. Geol. Bucuresti.
* * * Harta geologica a Romaniei sc. 1 : 1.000.000 (1978). Inst. Geol.
* * * Harta geologica a Romaniei sc. 1 : 200.000 (1968-1971). Inst. Geol. Bucuresti.
* * * Harta substantelor minerale utile Inst. Geol. Bucuresti.
* * * Harta geologica a Romaniei sc. 1 : 50.000 (1971-1986). Inst. Geol. Bucuresti.
* * * Harta Cuaternarului din Romania sc. 1 : 1.000.000. Inst. Geol. Bucuresti.
* * * Mejdunarodnaia tectoniceskaia carta Evropi, sc. 1 : 2.500.000. (1964). Moscova.
