|
|
|
Muntii Apuseni de Nord
Muntii Apuseni de Nord, ca unitate geologica structurala a Muntilor Apuseni, includ masivele Gilau, Bihor, Vladeasa, Padurea Craiului, Biharia, Moma-Codru si Zarand (v. PI. V). Edificarea lor este rezultatul prefacerilor geologice ce au avut loc in ciclul alpin cind au fost reluate si structuri mai vechi. Asadar, in istoria Muntilor Apuseni de Nord se dinsting o etapa pre-alpina si alta alpina.
In evolutia prealpina, spatiul Muntilor Apuseni de Nord, care din punct de vedere structural se incadra intr-o arie mult mai larga, a suferit transformarile a cel putin doua cicluri geotectonice, ultimul dintre ele fiind ciclul hercinic. La sfirsitul acestuia, aria Muntilor Apuseni de Nord apartinea unui domeniu continental rigid (stabilizat) mult mai intins, format in principal din sisturi cristaline. Spre sfirsitul Paleozoicului, in Permian, aria Muntilor Apuseni de Nord a constituit sediul unei acumulari de depozite predominant continentale, in care materialul de origine piroclastica avea o mare pondere. Aceasta situatie, similara aceleia din Carpatii Meridionali, sugereaza ca in Permian atit aria Muntilor Apuseni, cit si aceea a Carpatilor Meridionali apartineau aceleiasi arii continentale.
Odata cu inceputul ciclului alpin, cind se individualizeaza blocul transilvano-panonic, cea mai mare parte a acestuia din urma, daca nu in intregime, a fost acoperita de o mare cu caracter epicontinental. In cuprinsul acesteia se individualizau arii cu evolutie intrucitva deosebita constituind zone distincte. Din analiza structurii actuale a Muntilor Apuseni de Nord se deduce ca in spatiul nord-apusean au existat trei asemenea domenii, desemnate drept domeniul de Bihor, domeniul de Codru si domeniul de Biharia. In urma tectogenezei neocretacice, aceste trei domenii au suferit deformari si rearanjari tectonice profunde si definitorii.
Dupa restabilirea echilibrului tectonic, spre sfirsitul Cretacicului, aria Muntilor Apuseni de Nord, care capatase o anumita stabilitate, a fost din nou acoperita de ape devenind bazin de acumulare. Depozitele formate in noile conditii alcatuiesc, in structura actuala, invelisul postparoxismal conservat de obicei in ariile depresionare.
In parte contemporan cu formarea invelisului posttectonic, a avnt loc o intensa activitate magmatica constituind magmatismul laramic similar aceluia din Carpatii Meridionali.
In strinsa corelare cu evolutia geologica amintita a Muntilor Apuseni de Nord, in structura actuala se disting: autohtonul de Bihor care corespunde domeniului de Bihor, pinzele de Codru care au evoluat din domeniul de Codru si pinzele de Biharia generate de domeniul de Biharia.
Unitatilor structogenetice mentionate li se adauga, ca produse ale unor procese postparoxisrnaie, invelisul sedimentar postparoxismal si magma-titele laramice.
1.1. Stratigrafia
La alcatuirea Muntilor Apuseni de Nord participa masive cristaline prealpine cu magmatitele asociate, invelisul sedimentar al acestora si mag-matite laramice. Dintre constituentii petrofaciali mentionati, sisturile cristaline cu magmatitele asociate, care formeaza fundamentul Muntilor Apuseni de Nord, desi fragmentat de tectonica alpina, reprezinta o entitate petrofaciala bine distincta. In consecinta sisturile cristaline vor fi tratate unitar.
In ceea ce priveste invelisul sedimentar, acesta prezinta anumite particularitati, in primul rind stratigrafice, foarte pregnante de la un domeniu la altul. Diferentierile litofaciale in cadrul fiecarui domeniu, care se iau de regula drept argumente in scopul justificarii diverselor "pinze', sint de fapt mai putin semnificative. In aceasta situatie tratarea invelisului sedimentar pe domenii de sedimentare este mai judicioasa.
1.1.1. Masivele cristaline prealpine
In formatiunile cristalofiliene ale fundamentului Muntilor Apuseni de Nord se disting, ca si in celelalte ramuri ale Carpatilor, sisturi cristaline apartinind unui sau unor cicluri prehercinice si sisturi cristaline apartinind ciclului hercinic. Acestora li se adauga magmatite sin-sau tardicinematice legate de ciclurile respective.
Sisturile cristaline prehercinice. Formatiunile cristalofiliene prehercinice ocupa o intinsa suprafata din Muntii Apuseni de Nord si prezinta insemnate variatii petrofaciale. Daca la acestea se adauga fragmentarea tectonica din timpul ciclului alpin este de la sine inteles ca se intimpina dificultati in corelarea diverselor petrofacicsuri situate in unitati tectonice diferite, mai ales cind se urmareste a se realiza o corelare cronostratigrafica. In consecinta aceste petrofaciesuri au fost descrise ca entitati petrofaciale distincte, dindu-li-se denumiri locale (fig. 74).
In cuprinsul sisturilor cristaline prehercinice din Muntii Apuseni de Nord se disting doua grupe care difera intre ele prin gradul de metamorfism si apartin la faze de metamorfism diferite: 1) grupa sisturilor cristaline mezometamorfice rezultate in urma metamorfozarii unui material terigen si magmatogen in conditiile faciesului amfibolitic; 2) grupa sisturilor cristaline epimetamorfice, rezultate in urma metamorfozarii unui material terigen si magmatogen in conditiile faciesului sisturilor verzi. Se poate afirma ca prima grupa a rezultat in urma unei faze de metamorfism anterioara fazei care a generat grupa sisturilor cristaline epimetamorfice.
Grupa sisturilor cristaline mezometamorfice. Mezometamorfitele au o larga raspindire in Muntii Apuseni de Nord. In cuprinsul lor se deosebesc cel putin doua petrofaciesuri care ocupa arii deosebite. Acestea au fost descrise ca doua entitati petrofaciale distincte si desemnate sub numele de cristalinul de Somes si cristalinul de Baia de Aries. Lor li se adauga cristalinul de Madrizesti.
Cristalinul de Somes se considera a fi termenul cel mai profund al sisturilor cristaline prehercinice. El afloreaza pe suprafete intinse in autohtonul de Bihor formind aproape in intregime Muntii Gilau; se mai intilneste in Muntii Bihor, in partea nordica a Muntilor Vladeasa in bazinul Crisului Repede Intre Valea Draganului si Valea Iadului, iar pe arii mai restrinse, la vest de grabenul de la Remeti. Acest petrofacies include sisturi cristaline cu un metamorfism avansat. Printre principalele tipuri de roci se intilnesc micasisturi, care predomina, paragnaise micacee intercalate in micasisturi, calcare cristaline cu dezvoltare lenticulara, sisturi cuartitice micacee, gnaise cuarto-feldspatice, cuartite feldspatice etc. (fig. IA}. In cristalinul de Somes se intilnesc si zone de migmatite oculare sau nebulitice; intregul ansamblu este strabatut de corpuri de pegmatite si se recunosc frecvent urmele unui retromorfism relevat de frecventa doritului, actinotului, albitului si epidotului. La partea superioara a cristalinului de Somes se distinge chiar o zona retromorfozata care, in unele interpretari, a fost atasata in baza sisturilor cristaline epimetamorfice care urmeaza peste cristalinul de Somes.
Despre virsta materialului premetamorfic a cristalinului de Somes nu se pot face aprecieri pe baza de argumente concludente; analizele radio-gene au indicat valori intre 381 - 483 M.a; acestea nu reprezinta insa virsta metamorfismului initial, ci reluari in faze ulterioare, ultima corespunzind ciclului hercinic. In aceasta situatie tot ce se poate spune cu certitudine este ca metamorfozarea matcriuluilui din care a rezultat cristalinul de Somes a avut loc in timpurile prehercinice. Daca se iau in consideratie relatiile de superpozitie dintre cristalinul de Somes si ceea ce ii succede (cristalinul de Arada), cu oarecare aproximatie se poate spune ca sisturile cristaline de Somes ar fi rezultat in urma unei faze de metamorfism anterioara ciclului baikalian.
Cristalinul de Baia de Aries formeaza ceea ce se cunoaste sub numele de pintenul de cristalin de la Baia de Aries, care traverseaza Riul Aries intre , localitatile Baia de Aries si Salciua de Jos. Cristalinul de Baia de Aries este constituit predominant din sisturi cuartitice micacee cu granati, micasisturi microblastice (filite microblastice), paragnaise cu bictit si granati, amfibolite si calcare cristaline (v. fig. 74). In unele interpretari, pe criterii pali-nologice, cristalinul de Baia de Aries este considerat ca apartinind ciclului hercinic. Acesta ar fi unicul caz de pe teritoriul tarii noastre unde ciclul hercinic ar include sisturi cristaline mezometamorfice; or, se stie ca sisturile cristaline hercinice se caracterizeaza tocmai printr-un metamorfism foarte slab. Dupa opinia noastra este putin probabil ca sisturile cristaline de Baia de Aries constituie o exceptie; mai curind situatia de aici sporeste indoiala in ceea ce priveste eficienta criteriului palinologic in datarea sisturilor cristaline mezometamorfice.
Cristalinul de Madrizesti, descris de V. Papiu, apare pe o arie foarte limitata la marginea estica a Muntilor Zarandului, in vecinatatea localitatii Madrizesti; este reprezentat prin paragnnaise si cuartite muscovitice, paragnaise cu biotit si granati, amfibolite si roci carbonatice cu granati, la care se adauga serpentinite.
Grupa sisturilor cristaline epimetamorfice. Sisturile cristaline epimetamorfice urmeaza in discordanta de metamorfism peste cristalinul de Somes. Ele au o larga raspindire inconjurind de trei parti Muntii Gilau. Astfel de sisturi cristaline se mai intilnesc in Muntii Biharia, in Muntii Codru, iar pe arii mai limitate apar in bazinul mijlociu al riului Draganu si in bazinul superior al Somesului Cald.
Sisturile cristaline epimetamorfice prezinta remarcabile variatii petro-faciale si apar in unitati tectonice diferite. Aceste petrofaciesuri au fost descrise sub diferite denumiri; ele Insa, in parte, sint sincrone. Astfel, in grupa sisturilor cristaline epimetamorfice s-au facut urmatoarele distinctii: cristalinul de Arada, cristalinul de Biharia si cristalinul de Muncel (v. fig. 74) Cristalinul de Arada se delimiteaza in partea sud-vestica a Muntilor Gilau unde vine in contact nemijlocit cu cristalinul de Somes mai exact cu sisturile cristaline retromorfozate apartinind cristalinului de Somes. Aceasta situatie pune in evidenta discordanta de metamorfism dintre grupa sisturilor cristaline mezometamorfice si grupa sisturilor cristaline epimetamorfice si, implicit, apartenenta acestora la faze de metamorfism diferite. Cristalinul de Arada se mai intilneste in bazinul superior al Somesului Cald, pe valea Rachitele si in Valea Draganului. La alcatuirea cristalinului de Arada participa: sisturi sericito-cloritoase si sisturi sericito-cuartitice cu intercalatii de sisturi amfiboliticc-actinolitice, sisturi cuarto-feldspatice, sisturi cuar-tito-grafitoase si cu totul subordonat dolomite cristaline. Se apreciaza ca sisturile cristaline de Arada sint similare si sincrone cu cristalinul de Biharia din pinza cu acelasi nume; dat fiind ca apar in unitati tectonice diferite, acestea au fost descrise cu denumiri deosebite.
Cristalinul de Biharia isi are dezvoltarea cea mai larga in muntii cu acelasi nume unde participa la alcatuirea pinzei de Biharia. Acesta este reprezentat prin sisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit, in alternanta cu alte varietati de sisturi verzi. Ca nivel reper se intilneste o intercalatie de calcare dolomitice cristaline. Elementul distinctiv al cristalinului de Biharia este dat de prezenta unor mici masive de ortoamfibolite (metagabbrouri, metadiorite, metadolerite). Din cristalinul de Biharia se mentioneaza o asociatie microfloristica cu Protosphaeridium sp. P.flexuosum, Leiosphaeridium bituminosum etc, care ar indica Proterozoicul terminal pentru formatiunile premetamorfice.
Cristalinul de Biharia se intilneste si in pinza de Codru, in sudul Muntilor Bihor si in sudul si estul Muntilor Gilau. In pinza de Codru cristalinul este intim asociat cu intruziuni magmatice, alcatuind ceea ce se cunoaste sub numele de migmatitele sau intruziunile de Codru.
Cristalinul de Muncel isi are dezvoltarea tipica in masivul cu acelasi nume din sudul Muntilor Biharia si apartine pinzei de Muncel. Mai departe spre est se continua in lungul vaii Ariesu Mic si in estul Muntilor Gilau. Cristalinul de Muncel este reprezentat prin sisturi sericito-cloritoase in alternanta cu sisturi sericito-albitice, si sisturi sericitoase cu intercalatii de porfiroide. Din cristalinul de Muncel se mentioneaza o asociatie microfloristica cu Archaeopsophosphcra asperata, Archaeohystricosphaera sp., Leio-sphaeridiumsp. etc. care se considera a fi semnificativa pentru Eocambrian.
Formatiunile din care au provenit sisturile cristaline epimetamorfice, pe baza continutului palino-protistologic, se considera a apartine Proterozoicului terminal-Cambrianului. Din relatiile sisturilor cristaline epimetamorfice cu sisturile cristaline slab metamorfozate (cristalinul de Paiuseni) care le succede si care sint hercinice, rezulta pentru primele virsta baikaliana. In acest sens pledeaza si unele date de ordin radiogen oferite de analizele efectuate asupra migmatitelor de Codru, care au indicat valori cuprinse intre 158-542 M.a.
Magmatitele prehercinice. Magmatismul plutonic legat de ciclul sau de ciclurile care au generat metamorfitele prehercinice a condus la punerea in loc a unor masive de granitoide sau a unor intruziuni care insotesc diversele sisturi cristaline (v. fig. 74).
Masivul de granitoide Muntele Mare situat in centrul Muntilor Gilau este cel mai intins din Muntii Apuseni si este considerat a fi un batolit masurind 35 km in lungime si 10 km latime. Din punct de vedere petrografic, plutonul Muntele Mare este constituit in mare parte din granite profiroide cu megacristale de feldspat potasic. Acestora li se adauga granite micro-granulare si granite pegmatoide. In partile marginale ale masivului se intilnesc cu precadere zone de laminare .Limita dintre masivul de granitoide si sisturile cristaline este foarte transata, iar in masa plutonului se intilnesc numeroase septe de sisturi cristaline. Masivul Muntele Mare strabate atit cristalinul de Somes cit si cristalinul de Arada, pe care le metamorfozeaza la contact dind corneene sistoase cu biotit, muscovit si andaluzit. Aceasta situatie arata caracterul tardiorogen al masivului Muntele Mare. Aceeasi situatie se deduce si din virsta radiogena determinata a fi 530 M.a, fapt ce arata ca granitoidul de Muntele Mare apartine ciclului baikalian.
Intruziunile de Codru, denumite si migmatite de Codru, reprezinta o asociere intima intre sisturile cristaline considerate a apartine cristalinului de Biharia si intruziunile cu caracter rnigmatic. Sisturile cristaline migma-tizate sint reprezentate printr-o alternanta de gnaise, micasisturi si orto-amfibolite. Materialul intrusiv este constituit in parte din roci bazice (meta-gabbrouri, amfibolite, hornblendite) care s-au intrus primele, iar intr-o a doua faza s-au intrus granitoide (diorite curatifere, granite cu ortoclaz, granite cu microclin etc.). Acestea din urma au migmatizat, atit sisturile cristaline, cit si intruziunile bazice puse in loc anterior. Analizele radiogene au indicat pentru intruziunile de Codru valori intre 158 - 542 M.a. De aici se poate trage concluzia ca ele sint un rezultat al orogenezei baikaliene. Intruziunile de Codru sint magmatite sincinematice tipice. Acestea afloreaza in partea vestica a Muntilor Codru si pe o zona ce se urmareste in sudul Muntilor Gilau (v. PI. V).
Granitoidul de Siria este situat in partea nord-vestica a Muntilor Zarand si are dimensiuni modeste. Din punct de vedere petrografic este constituit din adamelite cu biotit strabatute de filoane de granite pegmatoide muscovitice, pegmatite si aplite. Datele radiometrice (172-266 M.a.) indica fara indoiala o virsta aparenta.
Intruziunile de granitoide de Madrizesti strabat sisturi cristaline cu acelasi nume. Se prezinta ca injectii lit-par-lit de granite cu muscovit si biotit, strabatute la rindul lor de granite pegmatoide.
Corpul intrusiv de la Vinta strabate cristalinul de Baia de Aries avind o forma circulara. Acesta este alcatuit din granite biotitice, porfiroide si varietati gnaisice. Corpul intrus a dat o zona de injectii si migmatizare restrinsa.' Atit masivul granitic cit si sisturile cristaline inconjuratoare sint strabatute de filoane de pegmatite. Este considerat un corp tardicinematic. Virsta determinata pe cale radiometrica indica 508 M.a. (v. fig. 74 PI. V).
Sisturi cristaline hercinice. Sisturile cristaline hercinice din Muntii Apuseni de Nord formeaza in intregime Muntii Zarandului, iar pe arii mai limitate se intilnesc in bazinul Crisului Negru, a Ariesului Mic si in nord-estul pintenului Baia de Aries. Ca si in celelalte ramuri ale Carpatilor romanesti, sisturile cristaline hercinice din Muntii Apuseni de Nord se caracterizeaza printr-un metamorfism slab (faciesul sisturilor verzi, subfacie-ciesul cu dorit). Ansamblul lor formeaza o grupa in care se deosebesc mai multe petrofaciesuri, descrise ca entitati petrografice distincte. Astfel, se disting: cristalinul de Paiuseni, cristalinul de Arieseni si cristalinul de Vulturese-Belioara (v. fig. 74).
- Cristalinul de Paiuseni ocupa aproape in intregime Muntii Zarand si arii mai restrinse din Muntii Biharia; include sisturi cristaline epimetamorfice in faciesul sisturilor verzi. In suita acestora se delimiteaza trei complexe ce se succed pe verticala (v. fig. 74):
- complexul inferior predominant blastopsefitic, care include metaconglomerate cu galeti de cuartite si cu ciment sericito-cuartos, cuartite, sisturi sericito-cloritoase si sisturi sericitoase;
- complexul median ofiolitic, provenit din metamorfozarea unor magmatite bazice; este alcatuit din metabazalte, metagabbrouri, metadiori-te si sisturi verzi;
- complexul superior metapelitic, care incheie suita cristalinului de Paiuseni. Acesta a rezultat din metamorfozarea unui material mai fin si este predominant filitos; include sisturi sericitoase si sisturi cu cloritoid, in care ie intercaleaza cuartite si metaconglomerate.
Cristalinul de Paiuseni se intinde si In sudul Muntilor Bihor, unde afloreaza in cadrul pinzei de Highis-Poiana, precum si in Muntii Biharia, unde este constituient al pinzei cu acelasi nume.
Din cristalinul de Paiuseni, Adina Visarion mentioneaza o asociatie palinologica cu Calamospora microrugosa, Granulatisporites microgranifer, Tnquitriies trivalis etc., care indica virsta eocarbonifera a materialului premetamorfic.
- Cristalinul de Arieseni afloreaza in bazinul Ariesului intre localitatile Arieseni la nord si Avram Iancu la sud. Descrise mai intii de R. Di-mitrescu drept "sisturi verzi', cristalinul de Arieseni reprezinta evident un facies lateral, mai pelitic, al cristalinului de Paiuseni si este constituit dintr-o suita de sisturi rnetapelitice cu o intercalatie de metaconglomerate (v. fig. 74). Din aceste formatiuni se cunoaste o asociatie palinologica cu Leiotrihtes ornatus, Calamospora sp., Vcrucosisporites rariverricosus etc, care indica virsta eocarbonifera. Cristalinul de Arieseni are o pozitie discordant transgresiv^ fata de cristalinul de Biharia.
- Cristalinul de Vulturese-Belioara afloreaza in partea nordica a cristalinului de la Baia de Aries. In alcatuirea acestuia participa metaconglomerate si cuartite sericitoase, dolomite grafitoase si dolomite ankeritice, precum si calcare cristaline. Pe criterii palinologice, cristalinul de Vulturese-Belioara este atribuit Carboniferului inferior (v. fig. 74).
Marmorele de Sohodol, dezvoltate la sud de Ariesul Mic intre localitatile Cimpeni si Avram Iancu, sint incluse de asemenea in rindul sisturilor hercinice. Acestea se dispun transgresiv peste cristalinul de Muncel si contin entroce ele Crinoizi de unde se deduce virsta lor paleozoica si apartenenta la ciclul hercinic.
Cu privire la virsta formatiunilor premetamorficc si a metamorfismului care a dus la formarea grupei sisturilor cristaline hercinice, pe baza asociatiilor protisto-palinologice se pot trage urmatoarele concluzii:
- formatiunile premetamorfice, in majoritate (daca nu in totalitate), apartin Carboniferului inferior;
- metamorfozarea lor s-a produs intr-o faza care a avut loc ulterior Eocarboniferului si anterior Permianului, foarte probabil in faza sudeta.
Masivele de granitoide hercinice. Orogeneza hercinica a fost insotita de un magmatism sincinematic acid, urmat de un magmatism tardicinematic alcalin.
Magmatitele sincinematice, reprezentate prin granitoide cu textura o-rientata sau masiva, sint intruse in cristalinul de Paiuseni (v. ig. 74) si apar in partea sud-vestica a Muntilor Zarand, sub forma de stockuri, iar m partea centrala alcatuiesc un masiv de dimensiuni importante. Primele, care reprezinta probabil apofizele unui corp situat in adincime, sint alcatuite preponderent din granite slab orientate. Plutonul din partea centrala este alcatuit din diorite si gabbrouri in partea vestica, iar in partea sudica, din roci granitice, intregul masiv este strabatut de o suita filoniana reprezentata prin sienite cuartifere, microgranite porfirice, riolite si tiahite. Sisturile cristaline de la contact au dat corneene amfibolice. Determinarile radiometrice indica 351 - 358 M.a.
Magmatitele tardicinematice alcaline formeaza plutonul de pe Valea Birzavei din partea central-estica a Muntilor Zarand. In alcatuirea acestuia participa roci de compozitie intermediara, roci acide si roci alcaline, rezultate in urma unor veniri succesive. Punerea in loc a inceput cu material de compozitie intermediara reprezentat prin diorite si diorite porfirice; au urmat magmatite alcaline, care au generat sieno-diorite si sienite alcaline etc; ultimele au fost puse in loc magmele acide care corespund fazei plutonice principale cind s-au format diorite cuartifere, sienite cuartifere si granite alcaline, intregul masiv de la Birzava este strabatut de un sistem de filoane de porfire granitice, sienitice si dioritice. Intruziunile de la Birzava au dat nastere unei aureole de contact formata din corneene albit-epidotice.
1.1.2. Invelisul sedimentar
Anumite diferentieri stratigrafice si litofaciale, mai ales intre domeniul de Bihor si domeniul de Codru, se recunosc chiar din primele epoci ale Triasicului, fapt ce impune tratarea invelisului sedimentar pe cele trei domenii: de Bihor, de Codru si de Biharia.
Sedimentarul domeniului de Bihor
Domeniul, sau autohtonul de Bihor se delimiteaza in partea nordica a Muntilor Apuseni de Nord. Limita sudica este data de linia tectonica ce marcheaza urma sariajului de Codru. Aceasta are un contur foarte complicat; se urmareste incepind din partea sudica a Muntilor Padurea Craiului; in partea sud-vestica a Muntilor Vladeasa adesea este acoperita; este mai evidenta in partea sud-vestica a Muntilor Bihor si capata un contur mai regulat in partea sudica (v. PI. 76). Astfel delimitat, domeniul de Bihor circumscrie Muntii Gilau, o buna parte din Muntii Bihor, Muntii Vladeasa si aproape in intregime Muntii Padurea Craiului.
Invelisul sedimentar din aria domeniului de Bihor s-a pastrat pe anumite zone cu intinderi variate. Zona cea mai larga se intilneste in Muntii Padurea Craiului, iar a doua ca marime este aceea din Muntii Bihorului, care spre sud ajunge pina la linia de incalecare a pinzei de Codru. Pe suprafete mai restrinse invelisul sedimentar s-a mai conservat in grabenul de ia izvoarele Somesului Cald si in grabenul de la Remeti.
La alcatuirea invelisului sedimentar din autohtonul de Bihor participa formatiuni incepind cu acelea de virsta permiana, pina la Cenomanian sau chiar pina la Turonian (fig. 75). insa fireste nu este vorba de o suita neintrerupta, ci in acest interval se inscriu mai multe lacune stratigrafice de amploare diferita.
Permianul. Primul termen al invelisului sedimentar se intilneste pe arii relativ restrinse pe cursul mijlociu al Piriului Draganu, in partea estica a Muntilor Padurea Craiului si in grabenul Somesul Cald. Suita permiana include brecii si conglomerate care se dispun direct peste fundamentul cristalin si sint formate aproape exclusiv pe seama acestora. Materialului terigen i se adauga un material de origine piroclastica reprezentat prin riolite ignimbritice si tufite acide. Virsta eopermiana a depozitelor descrise se deduce din similitudinea litofaciala a acestora cu depozite de aceeasi virsta din alte regiuni si in primul rind din domeniul de Codru.
Triasicul. Discordant si transgresiv peste Permian sau direct peste fundamentul cristalin urmeaza depozitele triasice care afloreaza pe suprafete intinse in partea estica a Muntilor Padurea Craiului, pe marginea sudica a acestora si in partea nord-estica a Muntilor Bihor (v. PI. V).
In autohtonul de Bihor se cunoaste succesiunea Triasicului,dovedita paleontologic pina la Ladinian, putind atinge 2 000 m grosime. I). Patru-lius si M. Bleahu admit ca exista si depozite apartinind Triasicului superior, insa fara o argumentare paleontologica. Cert este ca Neotriasicului ii corespunde o faza de exondare, dar este putin probabil ca inceputul acesteia corespunde cu inceputul Neotriasicului; este de presupus deci si existenta unor depozite apartinind Triasicului superior, cel putin in anumite zone. Exceptind depozitele din baza succesiunii triasice, care sint predominant psefito-psamitice, restul Triasicului se caracterizeaza prin dezvoltarea aproape exclusiva a depozitelor carbonatice (v. fig. 75).
Triasicul inferior, in Padurea Craiului de pilda, debuteaza prin conglomerate care trec pe verticala la o alternanta de gresii cuartoase rosietice si albe, in placi, cu intercalatii de sisturi argiloase violacee cu pete verzi. Depozitele descrise formeaza un orizont ce poate atinge 150 m grosime si sint comparabile cu stratele de Seis revenind Seisianului. In continuitate de sedimentare urmeaza sisturi argiloase rosii cu intercalatii de dolomite (dolomitele inferioare) carora pe alocuri li se asociaza anhidrite. Suita stratigrafica se continua cu calcare stratificate, negricioase, bituminoase, de tip Guttenstein adesea prezentind un aspect caracteristic vermiculat. Din baza acestora din urma provin exemplare de Costatoria costata, care indica virsta campiliana pentru parte din calcarele vermiculate si dolo-m itele subiacente.
- Triasicului mediu ii revin parte din calcarele vermiculate continind Diplopora hexaster si suita care unneaza acestora reprezentata prin dolomite (dolomitele superioare), urmate de calcare in placi cu intercalatii de sisturi argiloase cu Encrinus liliiformis. Ansamblul descris ar reveni Anisianului. Suita Triasicului din Padurea Craiului se incheie cu calcare masive, recifogene, partial dolomitizate, din care M. Bleahu citeaza o fauna cu Daonella pichleri, Encrinus cassianus etc., iar O. Dragastan descrie o microasociatie cu Diplopora annulata, Physoporella minutula, Teutlopo-rella triasica etc. Continutul paleontologic mentionat atesta virsta ladiniana a calcarelor masive.
In Muntii Bihor, peste calcarele masive organogene ladiniene urmeaza un pachet de calcare cenusii si calcare negricioase-rosietice cu intercalatii de sisturi argiloase violacee, atribuite Carnianului. Limita superioara a Triasicului din autohtonul de Bihor este o limita de eroziune. Cu unele modificari nesemnificative, Triasicul in autohtonul de Bihor are aceeasi dezvoltare in toate ariile de aflorare.
Jurasicul. Dupa faza de exondare din Neotriasic, procesul de sedimentare se reia la inceputul Jurasicului si dureaza neintrerupt pina la sfirsitul perioadei. Dupa o prima epoca in care s-au acumulat sedimente predominant detritice, depozitele au devenit predominant carbonatice. Formatiunile jurasice afloreaza pe suprafete intinse in partea centrala a Muntilor Padurea Craiului si in Muntii Bihor. Pe arii mai restrinse se intilnesc in grabenul de la izvoarele Somesului Cald si in grabenul dela Remeti (v.
- Liasicul debuteaza prin depozite psefito-psamitice, cart se dispun P este formatiuni mai vechi si sint urmate de depozite carbonitice. In baza seriei se individualizeaza un pachet de brecii, conglomerate si gresii cuartoase, rosii si argile sistoase, micacee, rosii-cenusii, din care Al. Semaka mentioneaza o flora cu Todites denticnlata si Cladophhbis rumana, iar din nivelele superioare provine Arietites bncklandi. Complexul detritic este urmat de o secventa de calcare encrinitice din care, in grabenul Somesului Cald, Gh. Mantea mentioneaza Gryphaea arcuata obliqua, specie ce indica o virsta hetangian-sinemuriana timpurie pentru depozitele detritice si encrinitice (v. fig. 75). In continuitate de sedimentare urmeaza o suita de gresii calcaroase, marnocalcare, calcarenite siltice, calcare cu silexite, encrinite si marne nisipoase glauconitice. Din diferite puncte provine o fauna cu Amalatheus margaritatus, A. bifurcatus, Protogrammoceras normanianum, Plenroccras pinatum, Belemnites paxilosus, Gryphaea cymbium, Spiriferina alpina etc. Asociatia faunistica mentionata este semnificativa pentru Neosinemurian-Pliensbachian. Seria liasica se incheie printr-o formatiune marnocalcaroasa de tip Flckenmergel, cu Hildoceras bifrons H. lusitanicum, Psett-dogrammoceras quadratmn, Grammoceras thouarcense, indicind Toarcianul.
Depozite liasice se intilnesc in toate zonele de dezvoltare a Jurasicului, cu o mai mare extindere in Muntii Padurea Craiului (v. PI. V).
- Doggerul se remarca printr-o pronuntata condensare stratigrafica; include frecvent calcare oolitice (v. fig. 75). Suita completa se poate urmari la Bratca si la Vadu Crisului. Doggerul incepe printr-un pachet de marne si marnocalcare, pe alocuri glauconitice, din care provine o fauna cu Leioce-ras comptum, L. opalinum, Ludwigia tnurchisonae, indicind Aalenianul. In continuitate de sedimentare urmeaza marnocalcare si calcare oolitice brune cu cruste limonitice, sau calcare spatice. Din aceste depozite provine o fauna cu Stephanoceras hwnphriesianum, Entolium spathulatum etc, indicind Bajocianul si Bathonianul inferior. Scria mediojurasica se continua prin calcare nisipoase si marnocalcare bogat fosilifere continind printre altele: Oppelia fusca, M acrocephaliies r.iacrocephalus etc, care atesta Bathonianul superior-Callovianul inferior. Suita Doggerului se incheie printr-un nivel de marnocalcare cu Reineckeia anceps si Hibolites hastatus, care indica Callovianul superior. Doggerul cu dezvoltarea amintita se intilneste in multe din zonele de aflorare a Jurasicului.
- Malmul este reprezentat exclusiv prin calcare, in mare parte cu aspect masiv. Seria neojurasica debuteaza prin calcare stratificate, negricioase, cu noduli de silex, sau prin calcare oolitice din care provin exemplare de Taremellicerassp., Perisphinctes plicatilis si contin microfaciesul cu Saccocoma, de unde se deduce apartenenta lor la Oxfordian-Kimmeridgian. In continuare se dezvolta calcare masive, organogene, cu Diceras si Ellipsactinia. Continutul paleontologic indica pentru calcarele masive virsta tithonica, reprezentind calcarele de Stramberg (v. fig. 75).
Spre sfirsitul Neojurasicului are loc o faza de exondare insotita de eroziune. In acest timp au existat conditii favorabile acumularii unei formatiuni bauxtifere gazduita la mai multe nivele in golurile carstice de pe suprafetele de alterare ale calcarelor tithonice dind zacaminte exploatabile. In astfel de formatiuni D. Patrulius a identificat resturi de dinosaurieni.
Cretacicul. Faza de exondare de la sfirsitul Jurasicului s-a prelungit si la inceputul Eocretacicului. Procesul de sedimentare s-a reluat in Hauterivian cind s-au acumulat calcare negre de apa dulce in grosime de citiva metri, cu fructificatii de characee, gastropode si ostracode. Astfel de calcare apar bine deschise in cheile Albioarei, dar au fost identificate si in restul ariei de dezvoltare a Cretacicului, in partea vestica a Muntilor Padurea Craiului si in Muntii Bihor.
Regimul marin se instaleaza incepind din Barremian cind s-au creat conditii favorabile dezvoltarii faciesurilor recifale.
Barremianul include calcare albe masive, cu intercalatii de marnocalcare, urmind peste calcarele lacustre; sint cunoscute si sub numele de calcarele inferioare cu pachiodonte. Din acestea provine Requienia minor si o asociatie cu Salpingoporella dinaric a, Baccinella inegularis etc; din intercalatiile marnoase se cunosc amoniti printre care Lytoceras sub fi m-briatum, Hoplites borovac, Holcodiscus sp., etc. care atesta Barremianul eventual si parte din Aptianul inferior.
Aptianului ii revin depozitele prodiminant marnoase si calcarele cu orbitoline descrise de D. Patrulius drept strate de Ecleja. Suita debuteaza cu un nivel de calcare cu orbitoline, urmat de depozite marnoase din care provine o fauna cu Terebratulla moutoniana, Plicatula placunea, Deshaye-sites mirabilis, Ptychoceras pelagi, Neohibolites aptiensis, Palorbulina lenticulari^ etc. Suita aptiana se incheie cu un nivel de calcare masive, recifale, cu Requienia ammonia, R. renevieri etc, constituind calcarele cu pa-chiodonte. In opinia lui O. Dragastan, in Barremian-Aptian s-ar gasi si bauxite. Formatiunile apartinind Barremianului si Aptianului ocupa o arie intinsa in partea vestica a Muntilor Padurea Craiului si in partea sud-estica a acestora, in regiunea localitatii Valani, unde apar in fereastra tectonica de sub pinza de Codru. Barremian-Aptianul de la Valani nu prezinta diferentieri litofaciale care sa justifice apartenenta acestuia la o alta zona de sedimentare distincta de aceea de Bihor.
Albianul include o suita predominant detritica cu un pronuntat caracter pararitmic. Depozitele sint reprezentate prin conglomerate, calcarenite, gresii de culoare inchisa si gresii glauconitice, sisturi argiloase si marnoase si calcare coraligene acestea constituind calcarele superioare cu pachiodonte
Vraconian-Cenomanianul include ultimele depozite ale suitei invelisului propriu-zis al masivelor cristaline, reprezentate printr-o alternanta de gresii si sisturi marnoase si argiloase, rosii. Din aceste depozite se cunoaste o microfauna cu Hedbergella britonensis, Praeglobotruncana delrioen-sis si rare sau chiar indoielnice exemplare de Rotalipora, Globotruncana lapparenti etc. Pe baza acestora se apreciaza ca depozitele mentionate ar corespunde si Turonianului. Depozitele neocretacice ocupa o suprafata foarte limitata in partea vestica a Muntilor Padurea Craiului.
Dupa depunerea depozitelor cu globotruncane a urmat diastrofismul care a dus la punerea in loc a pinzelor sistemului de Codru.
Sedimentarul domeniului de Codru
Domeniul de Codru se intinde intre linia care marcheaza urma sariajului de Codru separindu-l de autohtonul de Bihor si linia care marcheaza urma sariajului pinzelor de Biharia la sud (v. PI. V). Aceasta din urma se identifica din partea nordica a Muntilor Zarand, spre est continuindu-se pe sub depozitele mio-pliocene ale Depresiunii Zarand, prin nordul Muntilor Biharia, pina in bazinul Ariesului la Vadu Motilor; mai departe se urmareste pina in sudul Muntilor Gilau. Astfel delimitata, aria domeniului de Codru circumscrie marginea sudica a Muntilor Padurea Craiului, partea sud-vestica a Muntilor Bihor, marginea sudica a Muntilor Gilau, Muntii Codru-Moma si parte din nordul Muntilor Zarand.
Din punct de vedere tectonic, domeniul de Codru include trei unitati cu rol de pinze de sariaj cu un pronuntat caracter ruptural. Acestea se delimiteaza foarte clar in Muntii Codru-Moma si anume: pinza de Codru (inferioara), pinza de Tarcaita (mijlocie) traversata de valea Tarcaita si pinza de Moma (superioara) (fig. 76).
La alcatuirea domeniului de Codru participa sisturi cristaline si invelisul sedimentar al acestora.
Sisturile cristaline afloreaza pe arii relativ restrinse, numai in partea vestica a Muntilor Codru si in bazinul Ariesului. Acestea sint reprezentate prin migmatite de Codru (v. PI. V).
Invelisul sedimentar acopera suprafete intinse in Muntii Codru-Moma, in Muntii Bihor si la marginea sudica a Muntilor Padurea Craiului; este constituit din depozite apartinind Permianului, Triasicului, Jurasicului si Cretacicului (v. fig. 75).
Permianul. In domeniul de Codru, depozitele permiene s-au conservat pe suprafete mult mai intinse decit in autohtonul de Bihor si prezinta o dezvoltare mult mai completa, putind atinge grosimea de 2 000 m. Permianul corespunde etapei finale (postparoxismale) din desfasurarea ciclului hercinic si include, in general, depozite grosiere reprezentind molasa hercinica. Totodata a avut loc si un vulcanism bimodal de pe urma caruia au fost puse in loc importante mase de material magmatogen acid si bazic. Daca se mai adauga faptul ca depozitele permiene, in unele zone, au suferit transformari ulterioare, datorita vulcamismului laramic, se intelege ca ele prezinta importante variatii litofaciale care constau in: predominarea unuia sau altuia din constituentii terigeni sau vulcanogen!; predominarea unuia sau altuia din litotopi (conglomerate, gresii, sisturi argiloase); variatii in aspectul constituentilor litostratigrafici (gresii vermiculate sau laminate, conglomerate oligomictice sau polimictice etc.); gradul de metamorfism la contact (daca au fost metamorfozate sau nu de vulcanitele laramice) etc. Aceste aspecte diferite sub care se prezinta Permianul nu constituie insa elemente caracteristice diverselor unitati tectonice, incit nu pot sta la baza justificarii si delimitarii acestora din urma ci, intimplator, in unele pinze se gasesc depozite permiene cu anumite particularitati. Permianul sub aspectul sau general este acelasi in tot sistemul pinzelor de Codru. De aici justificarea si necesitatea prezentarii Permianului unitar pentru intreg domeniu de Codru.
Permianul acopera suprafete intinse din domeniul de Codru, fiind prezent in toate cele trei pinze. Astfel, se intilneste pe o arie importanta in partea vestica si estica a Muntilor Codru, in partea vestica a Muntilor Moma, in sud-vestul Muntilor Bihor si in bazinul Ariesului in regiunea localitatii Girda.
S-au facut tentative de a se realiza o orizontare in ansamblul formatiunilor permiene Insa, data fiind variabilitatea mare a acestora, entitatile lito-faciale separate de M. Bleahu de pilda (formatiunea conglomeratelor laminate, formatiunea gresiilor vermiculate, formatiunea porfirelor cuartifere,
Formatiunea gresiilor feldspatice etc.), cu exceptia celor dintai, au valoare limitata.
In ansamblu formatiunilor permiene din domeniul de Codru se pot dsitinge si separa doua entitati litostratigrafice cu variabilitate regionala si anume: complexul conglomeratelor laminate, ca entitae inferioara, si complexul vulcanogen-sedimentar, ca unitate superioara (v. fig. 75).
Complexul congoleratelor laminate, in panza de Codru unde isi aredezvoltarea tipica, se dispune transgresiv si discordant peste sisturile cristaline (migmatitele de Codru). Elementele conglomeratelor sunt formate exclusiv din sisturi cristaline li prezinta aplatizare si orientare fiind prinse intr-un ciment sericitos-muscovitic. Conglomeratele trec adesea la gresii cuartaase ti au intercalatii de filite violacee. Totul se prezinta in strate groase de ordinul metrilor si este slab metamorfozat dinamic. Acest complex, cu anumite modificari litofaciale, se intalneste si in panza de Moma, in timp ce in panza de Tarcaita nu apare la zi.
Complexul vulcano-sedimentar urmeaza peste precedentul si se caracterizeaza prin asocierea in proportii foarte variate a unui material de origine piroclastica, cu material de origine terigena.
Materialul vulcanogen a fost furnizat de o activitate vulcanica ce a cunoscut doua faze acide separate printr-o faza bazica. In fazele acide au fost puse in loc doua panze de ignimbritie riolitice (inferioara si superioara) si material piroclastic reprezentat prin tufuri si aglomerate riolitice. In fazele bazice au fost puse in loc bazalte, sub forma de curgeri sau filoane, si piroclastite reprezentate prin tufuri.
Produsele acide sunt mai abundente in panza de Codru. In panza de Tarcaita si in panza de Moma, produsele acide ocupa suprafete mai limitate, in schimb are o mare raspandire materialul bazic, cum se poate constata in bazinul Tarcaita si in nordul Muntilor Moma.
Formatiunile terigene sunt si ele variate si foarte adesea poarta pecetea activitatii vulcanice contemporana cu sedimentarea. Astfel, pe langa conglomerate, gresii, argile, etc. se intalnesc tufuri, tufite, gresii feldspatice etc. Se remarca o anumita succesiune cronologica in depunerea formatiunilor sedimentare insa o corelare cronostratigrafica intre diversele separatii litofaciale din cele trei panze este greu de realizat.
O prima entitate litologica care se individualizeaza si care pare sa constituie un reper stratigrafic este formata din asa-numitele gresii vermiculate. Aceste urmeaza normal peste complexul conglomeratelor laminate si au dezvoltarea completa in panze de Moma, in Muntii Bihor la Arieseni si pe valea Baita; au o grosime pana la 500 m si sunt reprezentate printr-o alternanta de gresii micacee stratificate si sisturi argiloase, totul de culoare violacee. Gresiile prezinta bioglife vermicualre caracteristice, presupuse a fi urmele unor organisme psamofage de regim lacustru. Local, se intalnesc intercalatii de calcare lacustre. Pe intinsul domeniului de Codru, gresiile vermiculate sufera anumite modificari litofaciale, cum se intampla in panza de Moma din sudul Muntilor Moma. Cel mai adesea insa, gresiile vermiculate sunzt inlocuite partial (in panza de Codru) sau total (in panza de Tarcaita) de materialul acid sau bazic.
O a doua entitate litologica care se poate individualiza in cadrul formatiunilor terigene este formatiunea gresiilor feldspatice. Aceasta este contemporana cu a doua faza acida din activitatea vulcanica si este reprezentata printr-o alternanta de gresii feldspatice si sisturi argiloase violacee, iar cu totul subordonat, conglomerate. In masa formatiunii gresiilor feldspatice se gasesc frecvent filoane-strat de riolite sau ignimbrite. De asemenea, formatiunea feldspatica, care isi arc dezvoltarea completa in pinza de Tar-caita, in pinza de Codru este inlocuita aproape total de vulcanite acide, sau trece la o gresie limonitica (in sudul Muntilor Moma). Spre partea superioara a suitei formatiunii gresiilor feldspatice, adesea, se trece la gresii cuartitice si argilite violacee, dind asa-numitele gresii oligomictice, intilnite in cea mai mare parte din pinza de Moma. Cu acestea se incheie suita depozitelor permiene din domeniul de Codru.
Virsta depozitelor descrise nu-si are o argumentare paleontologica concludenta insa, atit pe baza relatiilor stratigrafie cu formatiunile sub - si supraiacentc, cit si pe criterii litofaciale, se considera ca acestea apartin Permianului inferior. Limita superioara este o limita de eroziune.
Triasicul. Primul termen al ciclului alpin se dispune discordant peste formatiuni mai vechi. Cu toate acestea, datorita similitudinii litofaciale a depozitelor Triasicului inferior cu acelea ale Permianului, adesea trasarea limitei Permian-Triasic este greu de realizat.
In perioada triasica, in domeniul de Codru au predominat conditiile favorabile acumularii depozitelor carbonatice, exceptind Eotriasicul cind s-au format depozite predominant psefito-psamitice. In diferite zone au existat conditii proprii de acumulare, ceea ce a dus la anumite diferentieri litofaciale de la o zona la alta, sau chiar in cuprinsul aceleiasi zone, insa nu se remarca variatii de facies semnificative. Pe pragurile care separau zonele faciale pot lipsi anumiti termeni. Depozite triasice se intilnesc in toate cele trei pinze ale sistemului de Codru (v. fig. 75) avind o larga dezvoltare in Muntii Codru-Moma. Pe suprafete mai restrinse, depozite triasice apartinind domeniului de Codru se intilnesc si in zonele marginale ale Muntilor Bihor si Padurea Craiului. In Depresiunea Beiusului, Triasicul apare sub forma unor insule, de sub formatiunile mio-pliocene, cum se poate constata la Rabagani de pilda (v. PI. V).
Suita completa a Triasicului se poate urmari in Muntii Codru (pe Valea Sasa) si pe marginea sudica a Muntilor Padurea Craiului in sectorul Valani-Cabesti, acestea inscriindu-se in pinza de Codru; de asemenea se mai poate urmari pe Valea Tarcaita, care se incadreaza in pinza de Tarcaita si in Platoul Vascau apartinind pinzei de Moma (v. PI. V).
- Triasicul inferior debuteaza prin depozite psefito-psamitice reprezentate in baza prin conglomerate care se dispun transgresiv peste formatiuni mai vechi. Acestea trec pe verticala la gresii cuartoase, la inceput masive, apoi devin stratificate si capata intercalatii de sisturi argiloase rosii. Pe alocuri ele suporta un pachet de gresii micacee, in'placi, cu intercalatii subtiri de roci dolomitice, in care s-au indentificat exemplare de tostatoria costata, Myophoria balatonica, Anadontophora fassaensis etc, indicative pentru Werfenianul superior (Campilian), situatie din care se deduce virsta seisiana pentru o buna parte din depozitele subiacente. Cu caracterele litofaciale descrise. Triasicul inferior se intilneste in toate cele trei pinze ale sistemului.
- Triasicul mediu include depozite in totalitate carbonatice prezentind unele diferentieri in diversele unitati tectonice. Acestea succed in continuitate de sedimentare depozitelor werfeniene si incep cu dolomite masive, de obicei de culoare inchisa, mai rar galbui sau rosietice, avind o grosime de 200-300 m. Acest prim termen litostratigrafic al Triasicului mediu este atribuit Anisianului (fara o argumentare paleontologica) si se intilneste cu aceleasi caractere in toate cele trei pinze.
Peste dolomitele anisiene, in Platoul Vascau se dezvolta, local, un calcar organogen masiv, cu zone dolomitizate, din care M. Bleahu et al. mentioneaza o asociatie de dasicladacee cu Physoporella pauciforata sulcata, P. dissita, Diplopora subtilis, Macropordla alpina etc, care ar indica apartenenta lor la Anisian. In continuare peste calcarele masive organogene din Platoul Vascau, iar in celelalte unitati tectonice direct peste dolomitele masive, urmeaza calcare de culoare cenusie pina la negru, stratificate, cu intercalatii subordonate de sisturi argiloase si calcare noduloase cu suprafete ondulate, frecvent rosietice, adesea cu accidente silicioase, care amintesc faciesul calcarelor de Reifling din Alpi. Acest pachet de calcare, cu o grosime in jur de 100 m, prezinta putine si nesemnificative modificari faciale de la o unitate tectonica la alta. De aceea constituie un bun reper stratigrafie, a carui valoare este sporita de faptul ca este si fosilifer. Din aceste calcare provine o fauna cu Daonella taramelli. D. pichleri, D. loemmeli, Posidonia wengqnsis, Halobia tropitum, Protrachyceras archclaiis etc, pe baza careia calcarele in cauza sint atribuite Ladinianului si Carnianului timpuriu.
Prezenta calcarelor masive anisiene cu dasicladacee numai in Platoul Vascau si, in general, prezenta unor faciesuri recifale greu de delimitat cartografic, au condus, in unele interpretari, la ideea existentei unor faciesuri hcteropice sincrone, suprapuse, de unde s-ar deduce un aranjament tectonic in pinze. De fapt este vorba de instalarea in bazinul de sedimentare a unitatii Moma a unor conditii de acumulare favorabile dezvoltarii calcarelor recifale, incepind chiar din Anisianul tirziu. Acestea au revenit in Neotriasic, dupa depunerea calcarelor de Reifling. O atare interpretare rezulta si din faptul ca pe toate profilele se surprind succesiuni normale intrerupte eventual doar de falii de mica amploare.
- Triasicul superior se caracterizeaza prin dezvoltarea faciesurilor recifale in zona de origine a pinzei de Moma si prin interventia mai frecventa a materialului terigen in restul domeniului de Codru.
Triasic superior in intregime in facies carbonatic se intilneste numai in Platoul Vascau. Aici, calcarele negre de tip Reifling suporta calcare ,masive organogene, uneori dolomitice, de culoare deschisa, dar care, privite in detaliu, prezinta diverse aspecte. In masa acestora, local, se dezvolta adesea calcare noduloase, rosietice, comparabile cu calcarele de Hallstatt din Alpi. Din ele provine o fauna de amonoidee cu Pinacoceras rex, Mega-phyllites jarbas, Placites myophorum la care se adauga, Halobia styriaca etc. Spre partea superioara, calcarele masive devin coraligene continind si mega-lodontide de talie mare. Asociatia faunistica mentionata indica pentru depozitele in cauza virsta Carnian-Norian. Caracteristica acestora, in Platoul Vascau, este data de lipsa materialului terigen.
In pinza de Tarcaita, Triasicul superior difera intrucitva de acela din Platoul Vascau. Astfel, peste calcare de Reifling ladianian-eocarniene, urmeaza dolomite si calcare dolomitice masive cu Halobia styriaca indicind Carnianul. Suita neotriasica se continua prin calcare cu megalodontide mari, urmate de dolomite stratificate cu intercalatii de sisturi argiloase rosii, totul revenind Norianului. Suita se incheie printr-o secventa de calcare negre, stratificate, cu intercalatii de marne, continind o fauna de Rhaetavi-cnla contoYta, Rhaetina gregaria, R. pyriformis, Zeilleria austriaca etc. Aceste depozite sint corelabilc cu stratele de Kossen din Alpi si revin Rhetianului. In pinza de Codru, pe Valea Sasa, se poate urmari cea mai relevanta sectiune in Triasicul superior si relatiile acestuia cu Jurasicul. Seria neo-triasica de aici include in principal calcare masive, adesea dolomitizate, dar la care se adauga sisturi argiloase. Partea terminala a succesiunii neo-triasice este similara intrucitva cu aceea din pinza Tarcaita. Astfel, calcarele masive dolomitizate suporta o alternanta de sisturi argiloase rosii cu gresii si calcare dolomitice care, ca litofacies, aminteste ceea ce in alte unitati carpatice s-a descris drept "Keuper carpatic'. Deasupra acestuia urmeaza Rhetianul cu aceiasi dezvoltare ca si in pinza de Tarcaita continind, printre altele, Rhaetavicula contorta, Rhaetina gregaria etc. In continuitate de sedimentare urmeaza depozite apartinind Liasicului.
Cu aceiasi dezvoltare faciala. Triasicul superior din pinza de Codru se mai intilneste in partea de vest a Muntilor Bihor si pe marginea sudica a Muntilor Padurea Craiului in regiunea localitatilor Valani-Cabesti.
Jurasicul. Domeniul de Codru, in cea mai mare parte din perioada jurasica, a fost exondat. Din acest sistem nu se cunosc decit depozite apartinind Liasicului si Tithonicului (v. fig. 75), care s-au pastrat pe suprafete foarte limitate.
Liasicul are cea mai larga dezvoltare in Muntii Codru si apartine pinzei de Codru; se urmareste pe o zona continua orientata nord-sud intre vaile Finis la nord si Moneasa la sud (v. PI. V). Depozitele liasice se dispun peste acelea retiene si sint reprezentate prin marne cu belemniti, urmate de calcare nisipoase cu Arietites bisulcatus, indicind Hettangian-Sinemurianul. Suita se incheie prin calcare encrinitice, noduloase, stratificate sau masive, rosii sau albe, cu Gryphaea cymbium, dind "marmura de Moneasa'. Ca virsta, acestea apartin Pliensbachianului. Cu un facies intrucitva asemanator, depozite liasice se intilnesc sporadic si pe marginea sudica a Muntilor Padurea Craiului in zona de la nord de localitatea Valani. Aici, seria liasica debuteaza prin gresii cuartoase cu intercalatii de argile nisipoase urmate de calcare cenusii, spatice, adesea noduloase, rosietice, cu belemniti amintind calcarele de Moneasa. Diferentierile litofaciale care se constata se datoreaza pozitiei acestei zone, fiind situata spre marginea domeniului de Codru; deosebirile insa nu sint semnificative si nu pot justifica apartenenta acestora unei alte zone de sedimentare independenta de zona de Codru.
Pe arii foarte limitate din Platoul Vascau se intilnesc depozite eoju-rasice de o factura particulara. Astfel, in partea nordica a acestuia, transgresiv peste depozitele triasice, se gasesc calcare micritice crinoidale, marnocalcare si argile siltice, continind resturi de belemniti. Acestea sint urmate de o formatiune predominant detritica constituita din argile si calcare encrinitice negricioase, cu lentile de silexite si tuf ite. Pe linga fragmente de belemniti, acestea mai contin bivalve apartinind genurilor Steinmannia sp.si Chlamys sp. Dupa Stefana Panin acestea ar apartine Liasicului. Tot in Platoul Vascau se intilnesc asa numitele "dyke-uri neptuniene' reprezentind de fapt crevase umplute cu un material dispus haotic, constituit din micritc rosietice cu Involutina liassica, micrite verzui si marne cu fragmente de belemniti. Este evidenta situatia lor de depozite secundare (redepuse).
Tithonic-Neocomianul corespunde unui ciclu de sedimentare care a urmat fazei de exondare inceputa in Liasic, si include depozite cit caracter flisoid reprezentate printr-o alternanta pararitmica de grezocalcarc si sisturi marnoase cu o grosime de 700-800 m. Asemenea depozite s-au conservat doar in pinza de Codru unde acopera o zona ingusta, orientata nord-sud. Virsta Tithonic-Neocomian a depozitelor flisoide decurge din continutul lor fosil cu Laevaptychus latus, Lamellaplychus recticostaiits, Punctat a piychus punctatus etc. si o asociatie de tintinide Calpionella alpina, C. elli'ptica, Tintinnospsella carpatica etc.
Cu Tithonic-Neocomianul se inchide suita invelisului sedimentar al masivelor cristaline din domeniul de Codru. A urmat o indelungata faza de eorziune.
Sedimentarul domeniului de Biharia
Domeniul de Biharia se intinde la sud de linia care marcheaza contactul tectonic dintre sistemul pinzelor de Codru si sistemul pinzelor de Biharia (v. PI. V). Spre sud, domeniul de Biharia ia contact cu Muntii Apuseni de Sud in lungul zonei ce corespunde culoarului Birzava-Madrizesti si mai departe culoarul Salciua-Ocolis.
Invelisul sedimentar din domeniul de Biharia se reduce la depozitele prealpine atribuite Permianului; apar pe o arie foarte limitata in Muntii Zarand apartinind pinzei de Highis-Poiana. Includ depozite psamito-peli-tice de culoare inchisa reprezentate prin argilite bariolate si gresii violacce-negricioase, fin micacee. Virsta permiana a acestora nu este argumentata paleontologic.
Lipsa totala din domeniul de Biharia a depozitelor apartinind ciclului alpin, data fiind arhitectura alpina a acestuia, sugereaza ca in timpurile alpine, acesta a evoluat ca arie exondata sau ca depozitele ciclului alpin au fost complet erodate intr-o faza de exondare anterioara paroxismului principal (neocretacic). Prima alternativa pare mai plauzibila.
Sedimentarul postparoxismal
Dupa desavirsirea aranjamentului tectonic al Muntilor Apuseni la Nord In urma paroxismului neocretacic, acest domeniu a capatat o oarecare stabilitate, iar in Senonian a redevenit arie de acumulare. In asemenea conditii depozitele ce s-au format joaca un rol de invelis posttectonic sau postparo-xismal. Ele apartin ca virsta Senoianului si s-au conservat doar pe zone restrinse, de obicei depresionare, si anume: Depresiunea Rosia, grabenul Remeti, zona Rachitele-Valea Draganului si marginea Depresiunii Borod.
Sedimentarul postparoxismal in ansamblul sau se caracterizeaza prin faciesul de Gosau, insa in cadrul acestuia sint foarte frecvente schimbarile laterale de facies. O a doua caracteristica este data de prezenta materialului de origine piroclastica, procesul de sedimentare fiind in parte contemporan cu activitatea magmatica subsecventa.
Depresiunea Rosia constituie zona in care s-a conservat suita cea mai completa a invelisului posttectonic. Aceasta este situata in partea sudica a Muntilor Padurea Craiului, iar depozitele ce o constituie acopera urma sariajulusi de Codru. Formatiunile depresiunii sint predominant detritice in jumatatea inferioara a suitei, iar spre partea superioara devin marnoase, cu dezvoltarea faciesurilor recifale in zonele de margine. Desi foarte fosilifere, din cauza variatiilor laterale locale de facies, in depozitele depresiunii nu s-a putut realiza o orizontare detaliata valabila pentru toata depresiunea. In mare, se distinge un complex de 10-15 m grosime grezos-conglomeratic de culoare rosie in baza, nefosilifer; urmeaza un al doilea complex grezos-marnos cu ActaeonMa gigantea, Hippurites socialis, Vacci-nites gosaviensis etc; al treilea si ultimul complex este predominant marnos si contine o fauna cu Inocemmus giganteus, rudisti, printre care Vaccinites gosaviensis, V. oppeli si o microfauna cu Globotruncana fornicata si G. arca. Pe baza faunei mentionata se apreciaza ca depozitele ce formeaza umplutura Depresiunii Rosia corespund cu certitudine intervalului Santonian-Campa-nian; se mai presupune ca la partea superioara ar include si parte din Mastrichtian.
Grabenul Remeti este situat in partea estica a Muntilor Padurea Craiului. Si aici invelisul posttectonic este format din depozite in facies de Gosau cu o larga dezvoltare a calcarelor recifale cu rudisti, printre care Vaccinites sulcatus, Hippurites matheroni etc la care se adauga Pycnodonta vesicularis, Actaeonella goldfussi si o microfauna cu Globotnmcana elevata. Suita depozitelor din grabenul Remeti se incheie cu o formatiune vulcano-sedimentara. Se apreciaza ca intreaga suita a depozitelor din grabenul Remeti apartine intervalului Santonian-Mastrichtian.
Zona Rachitele - Valea Draganului include mai multe petice de sedimentar din invelisul posttectonic care se delimiteaza in aria de raspindire a vulcanitelor din Vladeasa. In alcatuirea acestora intra depozite predominant grosiere la care se adauga faciesuri recifale cu rudisti continind o fauna similara cu aceia din zonele mentionate. Sint de asemenea frecvente depozitele vulcano-sedimentare. Ca si in celelalte regiuni, si depozitele de aici sint atribuite Santonian-Mastrichtianului.
Zona de pe marginea Depresiunii Borodului include depozitele care apar discontinuu pe versantul sudic al Muntilor Plopis. Acestea imbraca faciesul de Gosau, fiind predominant detritice si cu insemnate variatii faciale locale. Pe sub depozitele mio-pliocene ale Depresiunii Boroduiui, invelisul posttectonic are o larga extindere. In extremitatea estica a depresiunii este dezvoltat faciesul tipic de Gosau cu strate de carbuni. Aici s-a facut o orizontare mai detaliata, iar pe baza unei faune cu Turritella dupiniana, Vaccinites gosaviensis, V. oppeli, V. sulcatus, Lepidorbitoidcs miner, etc, se apreciaza ca depozitele din aceasta zona corespund Santonian-Mastrirhti-anului.
1.1.3. MAGMATITELE LARAMICE
Spre sfirsitul Cretacicului si inceputul Paleogenului, in Muntii Apuseni de Nord a avut loc o activitate magmatica intensa de pe urma careia s-au pus in loc cantitati insemnate de material magmatogen, analog aceluia din Carpatii Meridionali, unde este cunoscut sub numele de banatite.
Magmatismul laramic este legat de distrofismul laramic de la sfirsitul Cretacicului si inceputul Paleogenului. S-a avansat si pararea ca activitatea magmatica amintita ar apartine la doua faze paroxismale: subhercinica si laramica.
Din analiza mai ales a relatiilor magmatitelor cu formatiunile sedimentare se constata ca de fapt a avut loc o unica activitate magmatica majora desfasurata in intervalul Senonian terminal - Eocen timpuriu, in care se individualizeaza trei stadii bine distincte, definite dupa cum urmeaza:
- vulcanismul laramic timpuriu efuziv-exploziv cind au fost puse in loc curgeri de lave si material piroclastic andezitic, dacitic si riolitic;
- vulcanismul laramic intrusiv, care a generat corpuri hipabisice constituite din diorite si tonalite, cuartdiorite, granodiorite, monzogranite si granite;
-. vulcanismul laramic final cind s-au format dyke-uri si filoane de aplite, microgranite, microdiorite, bazalte si lamprofire.
Cea mai impozanta masa de magmatite laramice din Muntii Apuseni de Nord o constituie complexul vulcano-plutonic Vladeasa (v. PI. V). Acesta se dispune pe un sistem de fracturi care a generat o structura de graben o-rientat NE-SV; de aici caracterul de tafrolit al Masivului Vladeasa. Edificiul magmatic acopera o suprafata de 500 km2.
Vulcanitele, care sint preponderente in complexul Vladeasa, in opinia lui D. Giusca reprezinta o succesiune de curgeri de lava din ce in ce mai acide reprezentate prin andezite cu hornblenda si andezite cu piroxeni, prin dacite cu biotit si hornblenda si mai ales prin riolite (v. PI. V.).
Andezitele afloreaza pe suprafete relativ restrinse mai ales in partea estica a Masivului Vladeasa. Pe Valea Draganului, andezitele cu hornblenda strabat depozitele senoniene, iar pe Valea Meziad andezitele cu piroxeni acopera depozitele triasice ale pinzei de Codru.
Dacite cu biotit si hornblenda se intilnesc in nord-estul Masivului Vladeasa; in partea de vest a masivului acestea apar sporadic, de regula fiind asociate depozitelor senoniene. Dacitele includ frecvent xenolite de andezite.
Riolitele constituie elementul cel mai caracteristic si mai abundent al Masivului Vladeasa. Masa riolitica este foarte neomogena. In functie de conditiile in care s-a consolidat magma (sub invelisul sedimentar senonian sau la suprafata), se intilnesc faciesuri variate (eutaxitic si vitroporfiric); in cea mai mare parte reprezinta o formatiune riolitica ignimbritica.
Corpurile intrusive rezultate in urma celei de a doua faze au o pondere importanta. Au fost identificate lacolite, dyke-uri sau apofize ale unor corpuri plutonice. La alcatuirea acestora participa granite, granodiorite, cuartdiorite, tonalite sau monzogranite. In afara de corpurile din complexul Vladeasa mai sint de mentionat corpul lacolitic Budureasa si corpul Pietroasa, de constitutie granodioritic-monzogranitica, situate la sud de Vladeasa.
Corpuri de dimensiuni mai mici se gasesc in zona lara-Baisoara din estul Muntilor Gilau, reprezentate prin apofize si dyke-uri de granodiorite, microdiorite porfirice, andezite, dacite si riolite, care strabat sisturile cristaline. In regiunea Capus-Dumbrava-Somesul Rece din nordul Muntilor Bihor si in Depresiunea Borod se intilnesc andezit-riolite.
Activitatea vulcanica finala a generat dyke-uri si filoane de constitutie variata, cum sint dyke-urile din Muntii Bihor reprezentate prin bazalte, microdiorite si lamprofire. Unele din ele continua multi kilometri spre nord pina in regiunea Pietroasa si Baita Bihor.
In general, corpurile hipabisice au dat zone de contact termic.
La cortegiul magmatitelor laramice amintite se mai adauga materialul proclastic asociat formatiunilor sedimentare senoniene care alcatuiesc invelisul posttectonic. Uneori materialul piroclastic formeaza constituentul aproape in exclusivitate al sedimentarului dind o formatiune vulcanogen-sedimentara care are o larga raspindire in Masivul Vladeasa. Alteori materialul piroclastic apare ca intercalatii in depozitele sedimentare dind nivele de piroclastite cum sint acelea de la Vidra, acelea din Depresiunea Rosia sau acelea din grabenele Remeti si Somesul Cald.
In evolutia Muntilor Apuseni de Nord, magmatismul laramic reprezinta magmatismul subsecvent, iar in cadrul geostructural mai larg constituie vulcanismul subsecvent timpuriu. Din chimismul evident calcoalcalin al magmatitelor laramice reiese caracterul lor de magmatite de subductie.
1.2. Tectonica Muntilor Apuseni de Nord
Spre sfirsitul Mezojurasicului si inceputul Neojurasicului, prin dezmembrarea microplacii transilvano-panonice ca urmare a aparitiei zonei de rif-ting vest-carpatice (sud-apusene), s-a produs si o fragmentare a marginilor celor doua blocuri, indeosebi a celui panonic. In urma proceselor de ingustare a scoartei care au urmat etapei de expansiune, diversele portiuni ale marginii continentale fracturate, mai mobile, au suferit deplasari, unele incalecind peste altele. Acestea, la rindul lor, mai ales in urma unor procese de subimpingere, au incalecat peste marginea blocului panonic ramasa mai rigida (neafectata sensibil de procesele de deformare). In felul acesta s-a ajuns la un aranjament arhitectural in pinze de sariaj, in care se deosebeste un autohton, denumit de Bihor, si doua unitati cu rol de pinze, la rindul lor deformate, constituind sistemul pinzelor de Codru si sistemul pinzelor de Biharia (v. fig. 76, 77).
In ansamblu, Muntii Apuseni de Nord se delimiteaza de restul blocului panonic neregenerat printr-o falie crustala care se surprinde in sudul Muntilor Plopis si care poate fi denumita ca atare (falia Plopis). In lungul acesteia, intreg edificiu al Muntilor Apuseni a fost deplasat spre blocul transilvan, de unde caracterul de transcurenta al faliei Plopis. Deplasarea s-a produs in principal ca urmare a proceselor de subimpingere de catre blocul panonic, procese care, in parte, sint responsabile de deformarile domeniului nord-apusean si , mai ales, explica directia inversa de rasfringere a structurilor Muntilor Apuseni, in comparatie cu structurile din celelalte doua segmente ale Carpatilor romanesti.
Fiecare unitate tectonica a Muntilor Apuseni de Nord, la rindul ei, prezinta deformari si caractere rupturale specifice.
1.2.1. Autohtonul de Bihor
Autohtonul de Bihor este delimitat de falia Plopis spre nord si de urma sariajului pinzei de Codru spre sud si sud-vest; prezinta un aranjament tectonic eminamente ruptural, ca urmare a unei relative rigiditati. Deformarile rupturale sint mai frecvente si mai lesne de sesizat in invelisul sedimentar, datorita constitutiei sale predominant carbonatice si, in consecinta, comportamentului sau ca mediu competent fata de eforturile la care a fost supus. Sedimentarul autohtonului, in general, prezinta inclinari slabe si este fracturat, incit apare fragmentat in blocuri, adesea deplasate diferentiat pe verticala generind structuri de horsturi si grabene.
Desi in cea mai mare parte ascuns observatiilor directe, datorita masei magmatitelor laramice, in partea centrala a autohtonului de Bihor se recunoaste un mare graben orientat NV-SE umplut cu produsele magmatis mului laramic. Pe laturile acestuia se deseneaza doua grabene sau, mai bine zis, doua semigrabenc, caci ele reprezinta de fapt marginile grabenului major Vladeasa. Primul dintre acestea este grabenul Remeti situat pe latura nord-vestica a masivului Vladeasa, iar cel de al doilea este grabenul Somesul Cald de pe latura sud-estica. In ambele grabene, pe linga formatiuni ale invelisului sedimentar cutat, s-a conservat si invelisul sedimentar post-tectonic.
In afara de grabenele mentionate, autohtonul de Bihor este traversat de numeroase falii care ii imprima o fragmentare specifica.
1.2.2. Sistemul pinzelor de codru
Sistemul pinzelor de Codru se delimiteaza intre urma sariajului de Codru, care se urmareste din partea sud-vestica a Muntilor Padurea Craiului, pina in sudul Muntilor Gilau, si urma sariajului sistemului de Biharia ( v. PI. V si fig. 76).
Desi sistemul pinzelor de Codru este format in cea mai mare parte din invelis sedimentar, el nu poate fi considerat un sistem de pinze de cuvertura propriu-zis, caci in baza lui este antrenat si fundamentul cristalin. Pinzele mijlocie si superioara, chiar daca nu au in componenta lor sisturi cristaline, nu par a fi desprinse de pe fundamentul cirstalin si antrenate pe mari distante, ci sint rezultatul unei intense fracturari profunde, ca urmare a competentei rocilor constituente. In aceasta interpretare ar exista de fapt o singura pinza majora, pinza de Codru, care la rindul ei, datorita eforturilor la care a fost supusa, a fost puternic fragmentata dind complicatii tectonice de amploare secundara: digitatii, solzi etc. In acceptiunea curenta insa, si complicatiile secundare de tip digitatie, se considera ca avind rol de pinze; este de retinut ca nmpai un numar restrins dintre ele cunosc o amploare mai deosebita care indrituieste considerarea lor ca atare.
Structura in pinze a domeniului de Codru in sensul aratat este clara si se poate urmari in Muntii Codru-Moma. Aici se disting: pinza de Codru (inferioara), pinza de Tarcaita (mijlocie) si pinza de Moma (superioara) (v. fig. 76).
Urmarirea extinderii celor trei pinze din Muntii Codru-Moma mai departe in Muntii Apuseni de Nord este ingreuiata de faptul ca parti intinse ale acestora din urma s-au afundat dind derpresiunile celor trei Crisuri, umplute cu depozite mio-pliocene. Aceste depresiuni fragmenteaza si separa Muntii Apuseni de Nord in mai multe compartimente: Zarand (Highis), Codru-Moma, Padurea Craiului si Bihor-Gilau (v. PI. V). In aceasta situatie, continuitatea directa a celor trei pinze in compartimentele mentionate este ascunsa observatiilor directe pe mari distante. Daca se mai adauga complicatiile tectonice de detaliu, efectele magmatismului laramic, urmarile eroziunii si (aparent paradoxal) similitudinile sau diferentierile litofaciale, se intelege ca recunoasterea riguroasa a celor trei pinze in celelalte compartimente ale Muntilor Apuseni de Nord este anevoioasa si ramine relativa. Datorita acestui fapt s-a ajuns la interpretari care sustin existenta unui numar mult mai mare de pinze (de Vetre, de Urmat, de Valani, de Golesti etc.). In realitate, acestea sint fragmente ale uneia sau alteia din cele trei pinze recunoscute in Muntii Codru-Moma, prezentind eventual unele diferentieri litofaciale neesentialc fata de dezvoltarea tipica din Muntii Codru-Moma. Cind se remarca si anumite relatii tectonice, acestea reprezinta deformari in cadrul acelorasi pinze. Astfel privita situatia, in urma corelarilor facute in toate compartimentele Muntilor Apuseni de Nord, se poate spune ca sistemul pinzelor de Codru include pinza de Codru- (Girda), pinza de Tarcaita - (Batrinescu) si pinza de Moma - (Arieseni) (v. PI. V, fig. 76, 77).
Pinza de Codrii - (Girda) a fost denumita initial ca atare (pinza de Codru) de Th. Krautner in Muntii Bihor si in sudul Muntilor Padurea Craiului. Ulterior M. Bleahu et al. in Muntii Codru au denumit-o pinza de Finis. Ea se delimiteaza clar in Muntii Codru, dar formatiuni proprii ei au.fost recunoscute si in Muntii Bihorului in zona localitatii Girda; de aici denumirea de pinza Codru-Girda. Tinind seama de prioritati si de faptul ca are dezvoltarea completa in Muntii Codru, aceasta denumire este de preferat aceleia de Finis-Girda sau Finis-Ferice-Girda, cum a mai fost desemnata.
Desi pinza de Codru - (Girda) se delimiteaza clar in Muntii Codru, aici nu i se poate urmari decit limita superioara; aceiasi limita se regaseste si in nordul Muntilor Highis. Baza pinzei de Codru - (Girda) se recunoaste la marginea sudica a Muntilor Padurea Craiului unde depozitele permiene si triasice apartinind domeniului de Codrii se dispun peste formatiunile cretacice ale domeniului de Bihor. Cele mai noi depozite prinse sub planul de incalecare apartin Vraconian-Turonianului, de unde virsta neo-cretacica a punerii in loc. Urma planului de sariaj este clara pina la marginea Depresiunii Rosia. Formatiunile cretacice ale autohtonului de Bihor afloreaza de sub sedimentarul sariat la distante mici spre sud de urma sariaj ului, in ferestre tectonice, cum este fereastra de la Tasad sau fereastra de la nord de localitatile Valani-Cabesti. Aici se surprinde suita aproape completa a invelisului sedimentar specific pinzei de Codru. In consecinta nu se confirma existenta unei pinze independente (de Valani) in baza sistemului pinzelor de Codru. In continuare urma planului de sariaj este destul de complicata si greu de urmarit in sud-vestul Muntilor Vladeasa, insa se recunoaste mai clar in Muntii Bihor si in sudul Muntilor Gilau unde de fapt se termina pinza de Codru - (Girda). Nu exista nici o dovada ca aceasta s-ar prelungi si in estul Muntilor Gilau; lipsa totala a sedimentarului in acest sector si prezenta sisturilor cristaline similare acelora din pinzele de Biharia sugereaza ca in partea estica a Muntilor Gilau se prelungesc doar pinzele celui de al doilea sistem (de Biharia).
Pinza de Codru - (Girda), din punct de vedere lito- si cronostrati-grafic, se caracterizeaza prin urmatoarele elemente: prezenta sisturilor cristaline epimetamorfice carora li se asociaza intruziunile de Codru, prin dez-
voltarea larga a formatiunilor permiene terigene asociate cu material vulcanogen acid; prin prezenta suitei complete a sistemului triasic cu dezvoltarea la partea terminala a unui facies dolomitic continental; prin prezenta unui Liasic marnos-calcaros; prin dezvoltarea unui Tithonic-Neocomian cu factura flisoida care a urmat dupa o indelungata lacuna de sedimentare. Aceste trasaturi specifice se intilnesc in Muntii Codru. In celelalte sectoare de aparitie a pinzei nu se mai regasesc decit unele din elementele specifice amintite. In regiunea Girda, de exemplu, unde situatia este clara, din sedimentarul cu aceleasi caractere ca in Muntii Codru nu se intilneste decit Permianul si Triasicul inferior-mediu. Aceasta situatie a generat speculatia ca ar putea fi vorba de o pinza independenta (de Girda). In mod firesc pinza de Codru - (Girda) a suferit deformari cu precadere rupturale, cum este de exemplu aceea de la nord de localitatea Nucet din vestul Muntilor Bihor. Aceasta nu poate fi considerata o pinza (de Urmat) independenta, cum se apreciaza in unele interpretari, ci este o deformare secundara a pinzei de Codru - (Girda). De altfel, M. Bleahu indica a fi foarte frecvente asemenea deformari pe care le apreciaza a reprezenta structuri de solzi, cum ar fi solzii de Dumbravita, Soimi, Finis, Ferice, Rosia etc.
Pinza de Tarcaita - (Batrinescu) (v. fig. 76,77) a fost identificata pentru prima data de P. Rozlozsnik in bazinul Riului Tarcaita, care o strabate complet, si a denumit-o ca atare (pinza de Tarcaita). Ulterior M. Bleahu et al. au clesemnat-o drept pinza de Dieva dupa numele unei inaltimi din bazinul Tarcaita. Recunoscind elementele specifice acestei pinze si in Muntele Batrinescu din Muntii Bihor, aceasta a devenit, in nomenclatura autorilor mentionati, pinza de Dieva-Batrinescu. Pentru aceleasi motive mentionate in cazul pinzei de Codru - (Girda), denumirea de pinza de Tarcaita - (Batrinescu) nu numai ca are prioritate dar mai are avantajul ca evita eventualele confuzii de ordin toponimic si in plus riul si localitatea Tarcaita constituie elemente topografice mult mai cunoscute si sint consemnate pe harti, decit o inaltime oarecare (virful Dievii) care nu figureaza nici pe hartile de detaliu. La alcatuirea pinzei de Tarcaita - - (Batrinescu) participa Permianul sub variatele sale aspecte, suita completa a sistemului triasic cu mai multe nivele de dolomite si sisturi argiloase rosii spre partea superioara, similare acelora din pinza de Codru - (Girda). Asemenea depozite, in afara de bazinul Tarcaita, in opinia lui M. Bleahu et al., s-ar mai recunoaste in partea estica a Muntilor Bihor, in Muntii Batrinescu, la sud de localitatea Nucet, precum si in bazinul Ariesului constituind solzul de Ravicesti. In ansamblu, pinza de Tarcaita - (Batrinescu) nu prezinta complicatii tectonice deosebite.
Pinza de Moma - (Arieseni) a fost sesizata pentru prima data de P. Rozlozsnik in Muntii Moma si denumita ca atare (pinza de Moma). Aceasta are o dezvoltare completa in Muntii cu acelasi nume unde se dispune atit peste pinza de Codru, cit si peste pinza de Tarcaita. La alcatuirea ei participa depozite permiene cu varietatea litofaciala cunoscuta si in celelalte pinze, suita completa a Triasicului si depozite liasice de o factura deosebita. Nota caracteristica este data de dezvoltarea faciesurilor recifale, mai ales in Triasicul superior. Aceasta particularitate, care este foarte evidenta in Platoul Vascau, a condus pe M. Bleahu et al. la ideea ca in aceasta zona ar exista o suprapunere de faciesuri heteropice sincrone si in consecinta ar exista o a doua pinza (de Vascau) suprapusa pinzei de Moma. Ulterior, Stefana Panin et al. a admis existenta in Platoul Vascau a unei a treia pinze (de Colesti). Fara indoiala ca Platoul Vascau este afectat de fracturi care aduc in contact tectonic diversi termeni ai succesiunii stratigrafice, cum este fractura care traverseaza centrul platoului si in lungul careia dispar calcarele de Reiffling; dar ca aceste fracturi reprezinta plane de sariaj pe care mase importante de calcare au fost desprinse de pe substrat si au alunecat pe mari distante este greu de presupus. De altfel asa-zisa pinza de Colesti, ulterior a fost asimilata de M. Bleahu et al. "pinzei de Urmat', fapt contestat de M. Sandulescu, pe drept cuvint, caci aceasta pinza este un element al pinzei de Codru. Asadar ideea apartenentei integrale a Platoului Vascau la pinza de Moma este alternativa cea mai apropiata de realitate.
In restul Muntilor Apuseni de Nord, in primul rind in Muntii Bihor, ar reveni pinzei de Moma toate terenurile ocupind pozitie superioara pinzelor de Codru - (Girda) si Tarcaita - (Batrinescu). Acestea sint alcatuite in cea mai mare parte din depozite permiene care au o larga raspindire de la localitatea Arieseni spre vest, incit pinza de Moma devine pinza de Moma - (Arieseni). Este exagerat insa ca toate terenurile permiene (in afara de acelea din Muntii Codru-Moma) sa fie atasate pinzei de Moma - - (Arieseni), cum sint de pilda unele din sudul Muntilor Padurea Craiului. De asemenea, in pinza de Moma - (Arieseni) nu trebuie incluse sisturile cristaline hercinice de Arieseni, caci acestea apartin si constituie elemente caracteristice sistemului de pinze Biharia. In alcatuirea pinzei de Moma - (Arieseni), in spatiul Muntilor Bihor, in afara de Permian, mai participa intr-o mica masura depozite eo - si mezotriasice.
Urma pinzei de Moma - (Arieseni) in Muntii Bihor se recunoaste din Valea Ariesului (vest de localitatea Girda), unde depozite permiene se dispun peste formatiuni ale pinzei de Codru - (Girda) si ale pinzei de Tarcaita - (Batrinescu) si, dupa o decrosare in zona localitatii Arieseni, se continua spre nord-vest acoperind treptat pinza de Codru - (Girda), incit ajunge sa ia contact direct cu autohtonul de Bihor. Mai departe are un contur sinuos, suferind si alte decrosari, si ajunge la marginea Depresiunii Beius in zona localitatii Nucet, unde depozite permiene se dispun peste depozite triasice superioare apartinind pinzei de Codru - (Girda). Mai departe elemente apartinind pinzei de Moma - (Arieseni) apar sporadic. Cert este ca in sudul Muntilor Padurea Craiului, pinza de Codru - (Girda) este aceea care vine in contact cu autohtonul de Bihor (v. PI. V).
Limita superioara a pinzei de Moma - (Arieseni) se surprinde clar la vest de localitatea Girda, unde depozitele permiene suporta sisturile cristaline de Arieseni din sistemul pinzelor de Biharia. Mai departe se urmareste clar pe sub virful Biharia, pe la sud de Baita pina in bazinul Crisului Negru, limita constituind fruntea pinzei de Highis-Poiana.
Sistemul pinzelor de Codru, privit in ansamblul structural al Muntilor Apuseni de Nord, prezinta anumite trasaturi care indeamna la consideratii ipotetice nu lipsite de interes. Astfel, judecind dupa hartile de ansamblu mai recente elaborate in general de aceiasi autori (M. Bleahu, D. Patrulius, S. Bordea etc.) la scurte intervale de timp, acestea prezinta modificari notabile in ceea ce priveste numarul pinzelor, continutul si conturul lor. In plus, lipsesc peticele de acoperire care ar trebui sa se gaseasca mai ales in grabenele autohtonului de Bihor. Toate acestea sugereaza ca incalecarea pinzelor de Codru nu a cunoscut o amploare prea mare si mai ales nu a acoperit tot autohtonul de Bihor, cum s-a sugerat in unele interpretari. S-ar putea conchide ca diversele deformari au fost generate intr-o masura mai mica de forte tectonice de impingere; fracturarea si forfecarea intensa a invelisului sedimentar s-ar datora in primul rind competentei formatiunilor constituiente supuse eforturilor. In asemenea conditii nu s-a putut forma un numar prea mare de pinze (16 la numar in opiniile lui M. Bleahu) iar acelea care sint considerate ca atare nu au putut avea o amploare prea mare (v. fig. 77).
O a doua constatare este aceea ca in partea de vest a Muntilor Apuseni pinzele sistemului de Codru acopera un spatiu de mai multi zeci de kilometri; in partea estica, Insa, la est de Muntii Gilau, practic se reduc la zero. Este greu de admis ca ele sint acoperite de sistemul pinzelor de Biharia si eventual si de structurile Muntilor Apuseni de Sud, caci acestea impreuna nu ating latimea sistemului pinzelor de Codru. Se poate presupune ca pinzele de Codru in aceasta regiune se termina ca atare (nu s-au format). Aceasta situatie mai sugereaza ca in procesul de deplasare a Muntilor Apuseni de Nord pe planul faliei Plopis, ca urmare a actiunii de sub-impingere, autohtonul de Bihor, mai ales, a efectuat si o miscare de rotire. Acest fapt devine si mai evident daca se ia in consideratie dispozitia sistemului pinzelor de Biharia.
1.2.3. Sistemul pinzelor de Biharia
Sistemul pinzelor de Biharia circumscrie Muntii Highis, partea de sud a Muntilor Bihor, suprafete limitate din partea sudica si estica a Muntilor Gilau, precum si zona Baia de Aries (v. PI. V, fig. 76, 77). In comparatie cu sistemul pinzelor de Codru, pinzele de Biharia sint pinze tipice de soclu, constituite practic numai din sisturi cristaline. Sistemul pinzelor de Biharia include patru pinze: Highis-Poiana, Biharia, Muncel si Baia de Aries. Primele trei se contureaza clar in Muntii Biharia, iar cea de a patra in regiunea Baia de Aries. Spre est si spre vest, delimitarea acestora este mai ambigua, incit chiar aceiasi autori au sustinut variante diferite, mai ales pentru zona din sudul si estul Muntilor Gilau. Aceasta situatie este generata de faptul ca la alcatuirea diverselor pinze, in linii mari, participa aceleasi sisturi cristaline, fara a oferi elemente specifice.
Pinza de Highis-Poiana, cea mai de jos, include sisturile cristaline mezometamorfice de Madirzesti, cu granitoidele asociate si sisturile cristaline hercinice de Paiuseni din Muntii Highis care, in partea de nord a acestora, incaleca peste pinza de Codru - (Girda). Mai departe spre nord-est pinza reapare in bazinul Crisului Negru (la Baita si se ingusteaza treptat pina in virful Biharia unde dispare sub pinza de Biharia. Tot pinzei de Highis-Poiana apartin si sisturile cristaline de Arieseni care apar pe mai multe aliniamente la est de localitatea cu acelasi nume, stind tectonic peste pinza de Moma - (Arieseni). Pinza de Highis-Poiana s-ar intinde deci pina aproape de localitatea Vadu Motilor din bazinul Ariesului. In cuprinsul acestei pinze se recunoaste un accident tectonic in vestul Muntilor Highis unde sisturile cristaline de Paiuseni strabatute de granitele sincine-matice incaleca peste depozitele permiene, unicul sedimentar din sistemul pinzelor de Biharia. Nu se poate aprecia amploarea acestei deformari si este improbabil ca ar putea reprezenta fruntea urmatoarei pinze (de Biharia). O pozitie tectonica are si cristalinul de Madrizesti formind un solz.
Pinza de Biharia se contureaza clar in virful Biharia unde se surprind relatii de superpozitie tectonica fata de pinza Highis-Poiana La alcatuirea acesteia participa sisturi cristaline epimetamorfice de Biharia si sisturi cristaline hercinice de Paiuseni. Continuarea spre est a pinzei de Biharia este mai greu de urmarit din cauza similitudinii sisturilor cristaline de Biharia cu acelea de Muncelu, ultimele apartinind pinzei urmatoare. Majoritatea cunoscatorilor regiunii considera ca pinza de Biharia se inchide imediat la est de masivul cu acelasi nume.
Pinza de Muncel, desi negata de I. Balintoni, se contureaza in sudul Muntilor Biharia unde sisutrile cristaline prehercinice de Muncel se dispun peste sisturile cristaline hercinice de Paiuseni. In afara de sisturile cristaline de Muncel, aceasta pinza mai include marmurele de Sohodol si cristalinul de Vulturese-Belioara. Spre est pinza de Muncel pare sa aiba o larga extindere ajungind si in partea de est a masivului Gilau.
Pinza de Baia de Aries, cea mai de sus, include sisturile cristaline mezometamorfice din regiunea Salciua-Baia de Aries cu masivul granitic de la Vinta. Acestea vin in contact de superpozitie tectonica cu cristalinul de Muncel.
Privit in ansamblu, se constata ca sistemul pinzelor de Biharia, in partea estica a Muntilor Apuseni de Nord, isi schimba orientarea trecind la directia nord-sud si apoi capatind orientarea SE-NV. Acest fapt poate fi pus pe seama aceluiasi proces de subimpingere amintit si miscarii de rotatie pe care a efectuat-o autohtonul de Bihor. Pe de alta parte, arata ca structurile Muntilor Apuseni de Nord si a Muntilor Apuseni in general, nu se prelungesc sub Depresiunea Transilvaniei, ci se orienteaza spre NW.
Virsta alpina a punerii in loc a pinzelor sistemului de Biharia nu poate fi argumentata, data fiind lipsa completa a formatiunilor sedimentare alpine implicate in procesul de cutare. Cu toate acestea o atare virsta este cea mai probabila. Cu alte cuvinte, pinza de Biharia se datoreaza acelorasi procese de subimpingere care au generat si pinzele de Codru.
