|
|
|
Unitatile supragetice
A treia grupa de unitati structogenetice participante la edificiul arhitectonic al Carpatilor Meridionali include unitatile supragetice. Ideea existentei unor atari unitati a fost sugerata de A. Strekeisen in 1934, insa un timp relativ indelungat a fost ignorata, unitatile supragetice fiind inglobate la pinza getica. Prin anii '60 ideea existentei unor unitati supragetice a fost reluata de Al. Codarcea et al., caruia i s-au raliat ulterior si alti cercetatori care au amplificat mult structura in pinze de sariaj a domeniului supragetic
Existenta unor unitati supragetice de rangul pinzei getice, dar de care se diferentiaza sensibil, reclama existenta unor procese tectogenetice dis-ticnte, dar similare acelora care au dus la incalecarea si individualizarea pinzei getice. Altfel spus, ar trebui sa se identifice martorii unei zone labile, de expansiune, care sa fi evoluat ca atare intre domeniul getic si un alt domeniu care a generat unitatile supragetice.
Faptul ca in Carpatii Orientali elementele transilvane sint evidente si abundente pina in Muntii Persani sugereaza ca sutura transilvana este, in continuare, implicata in structura Carpatilor Meridionali. Aceasta ar fi pusa in evidenta de o zona puternic fracturata in care se intilnesc frecvent structuri de solzi si care se urmareste aproape continuu Intre unitatile supragetice si pinza getica.
Asadar, in ceea ce se delimiteaza ca unitati supragetice se includ de fapt doua zone de structuri provenind din doua paleozone cu origine si evolutie net deosebite. Una reprezinta o arie continentala, in parte prealpina, care a generat unitatile supragetice, si alta constituie o zona de expansiune intracontinentala, din care a rezultat zona de solzi.
Unitatile supragetice circumscriu Masivul Fagaras, extremitatea nord-vestica a Muntilor Cibin-Sebes, jumatatea nordica a Muntilor Poiana Rusca, Muntii Dognecea si Muntii Locva.
Unitatile supragetice apar dispersate, iar cind vin in contact cu pinza getica, relatiile lor tectonice nu sint totdeauna si de incalecare.
1. Stratigrafia
In alcatuirea unitatilor supragetice participa sisturi cristaline care constituie masivele cristaline prealpine, si invelisul sedimentar al acestora.
1.1. Masivele cristaline prealpine
Formatiunile cristolofiliene din unitatile supragetice sint rezultatul mai multor faze de metamorfism, distingindu-se sisturi cristalinepreher-, cinice si sisturi cristaline hercinice.
Sisturile cristaline prehercinice. Sisturile cristaline prehercinice includ cele doua grupe: grupa sisturilor cristaline mezometamorfice si grupa sisturilor cristaline epimetamorfice. Acestea au o larga raspindire si constituie aproape in intregime Muntii Fagaras, parte din Muntii Dognecea, culmea Buzias si portiuni mai limitate din Muntii Locva. Grupa sisturilor cristaline mezometamorfice are cea mai larga dezvoltare si se intilneste in toate masivele mentionate.
In unitatea Fagaras, mezometamorfitele constituie cea mai mare parte a acesteia; ele reprezinta o suita groasa de mai multe mii de metri, formata din metamorfite cu un grad ridicat de cristalinitate incluzind o gama larga de roci cristalofiliene intre care: amfibolite, variate specii de gnaise, micasisturi etc. Bazele descifrarii pctrofaciale a sisturilor cristaline din Fagaras au fost puse de St. Ghica-Budesti; ulterior si-au adus contributia V. Mani-lici, H. Savu, R. Dimitrescu, Marcela Codarcea, D. Giusca etc.
Urmarindu-se a se stabili succesiunea stratigrafica in cristalinul din Muntii Fagaras s-au separat mai multe complexe petrofaciale desemnate de obicei cu denumiri locale (Cumpana-Holbav, Magura Ciineni, Verne-soaia, Serbota etc.) numarul si semnificatia lor variind de la autor la autor. Existenta acestor complexe este o realitate incontestabila, insa despre relatiile dintre ele se poate spune doar ca sint raporturi de superpozitie geometrica.
In ansamblul sisturilor cristaline mezometamorfice ale unitatii Fagaras, in linii mari, se disting trei complexe: unul inferior in care predomina gnaisele si paragnaisele constituind complexul paragnaiselor cu feldspat potasic sau complexul de Cumpana-Holbav; un complex mediu in care sint predominante micasisturile constituind complexul paragnaiselor si al micasisturilor sau complexul de Serbota; un complex superior retromor-fozat sau complexul de Fagaras.
- Complexul de Cumpana-Holbav este constituit din migmatite oculare, migmatite lenticulare, gnaise rubanate lit-par-lit, paragnaise amfibolice etc.; pe alocuri se intilnesc corpuri de granite gnaisice. Acest complex este considerat a reprezenta formatiunea cea mai profunda si constituie partea sudica a Muntilor Fagaras (v. PI. IV).
- Complexul de .Serbota este suportat de complexul de Cumpana-Holbav si include tot ansamblul mezometamorfic pina in baza sisturilor cristaline retromorfozate de Fagaras, care il succed. In suita complexului de Serbota sint predominante micasisturile carora li se asociaza printre altele, paragnaise amfibolice, calcare si dolomite cristaline etc. Pe alocuri sint prezente mineralizatii de sulfuri. Formatiunile complexului de Serbota, mai ales acelea de la partea superioara a suitei, sint puternic afectate de retromorfism. Afloreaza in partea mediana a Muntilor Fagaras.
- Complexul de Fagaras urmeaza peste complexul de Serbota; este constituit din sisturi verzi (sisturi amfibolice cu actinot, albit, dorit, epi-dot, sisturi micacee cu dorit etc.). Suita se incheie cu sisturi micacee filitoase reprezentate prin sisturi cuartit-sericitice cu biotit, micasisturi diaf-torice cu granat cloritizat, sisturi sericitocloritice si sericito-grafitoase etc. Complexul de Fagaras se urmareste pe o zona relativ ingusta in nordul Muntilor Fagaras, si se prelungeste in nordul Muntilor Cibin si Sebes (v. PI. iV).
In Muntii Dognencea, la Tilva Drenii (nord de localitatea Bocsa) pe Valea Poganis, pe arii foarte restrinse apar sisturi cristaline mezometamorfice. Acestea sint reprezentate prin paragnaise biotitice, cuartite micacee biotit-muscovitice, gnaise oculare cu intercalatii de amfibolite si de calcare cristaline. Totul este afectat de retromorfism.
O situatie mai controversata o au sisturile cristaline care constituie jumatatea vestica a Muntilor Dognecea, cunoscute sub numele de cristalinul de Bocsita-Drimoxa. Acestea sint reprezentate prin paragnaise micacee, paragnaise cu porfiroblaste de albit, sisturi micacee, uneori cu granat sau dorit, cuartite si amfibolite. Controversa persista intre opinia care sustine incadrarea cristalinului de Bocsita-Drimoxa in rindul mezometamorfi-telor si parerea dupa care s-ar plasa in rindul epimetamorfitelor. Pare mai probabil ca prezenta rocilor si mineralelor indicative pentru conditiile de epizona este rezultatul unei readaptari la conditiile de presiune si temperatura scazuta; in consecinta cristalinul de Bocsita-Drimoxa s-ar incadra in rindul mezometamorfitelor.
Sisturi cristaline de tipul acelora de Bocsita-Drimoxa se mai intilnesc in estul culmii Virset, in estul Muntilor Locva si la est de Oravita. Mai departe spre nord, sisturile cristaline mezometamorfice formeaza cea mai mare parte din culmea Buzias. Aici se distinge un complex inferior constituit din gnaise cu intercalatii de amfibolite, afectat de procese de migmatizare, si un complex superior format preponderent din micasisturi. In ansamblu, sisturile cristaline de la Buzias sint similare cu sisturile cristaline de la Tilva Drenii.
Grupa sisturilor cristaline epimetamorfice in unitatile suprageticc este slab reprezentata. In rindul acestora s-ar afla sisturile cristaline descrise drept cristalinul de Poiana Neamtului. Acestea acopera o arie foarte limitata in partea nord-vestica a Muntilor Fagaras. Sint reprezentate prin sisturi cuartit-sericitice, sisturi grafitoase, sisturi verzi, calcare cristaline si sisturi sericito-cloritoase. Este de presupus ca asociatia palinologica cu Zonosphaeridium distenninum, Kildinella hyperboreica, Synsphaeridium sore-diforme etc. mentionata de R. Dimitrescu provine din aceasta formatiune si ar indica Neoproterozoicul terminal.
Granitoide prehercinice. In domeniul care a generat unitatile suprage-tice, activitatea magmatica plutonica a fost foarte restrinsa. In structura actuala nu se cunoaste decit un singur masiv asociat sisturilor cristaline prehercinice. Este corpul de pe Valea Birsa Fierului din Muntii Fagaras, intrus in cristalinul de Cumpana-Holbav. Se contureaza cu dispozitie sinusoidala si se urmareste pe o lungime de 10 km avind o latime de l km (v. PI. IV). In alcatuirea corpului Birsa Fierului intra diorite care constituie partea centrala, urmate de granodiorite, iar la exterior se gasesc granite si microrgranite. Aceasta dispozitie zonara, in opinia lui V. Manilici, ar fi fost generata de diferentierea magmatica gravitationala. Se remarca si o zona de corneene la contactul cu sisturile cristaline, de unde se deduce caracterul tardicinematic al granitoidului de pe Birsa Fierului.
Sisturile cristaline hercinice. In domeniul care a generat unitatile su-pragetice, sisturile cristaline hercinice au o foarte larga dezvoltare si formeaza aproape in intregime Muntii Locva, o buna parte din Muntii Dognecea si jumatatea nordica a Muntilor Poiana Rusca (v. PI. IV).
Sisturile cristaline hercinice includ formatiuni acumulate in intervalul Ordovician-Eocarbonifer, cind domeniul care a generat unitatile suprage-tice evolua ca arie labila. Metamorfismul a avut loc in conditiile faciesului sisturilor verzi, subfaciesul cuart-albit-clorit, in faza sudeta. Formatiunile premetamorfice erau constituite din material terigen si magmatogen, in proportii ce variau pe intinsul ariei de sedimentare. Acest fapt se reflecta si in formatiunile cristalofiliene care, la rindul lor, in structura actuala, prezinta largi variatii petrofaciale de la o regiune la alta.
In Muntii Locva, sisturile cristaline hercinice se dispun in discordanta de metamorfism peste cristalinul prehercinic si sint constituite din roci tipice de epizona. In suita acestora se deosebesc doua entitati petrofaciale: cristalinul de Locva (inferior) si cristalinul de Lescovita (superior) (fig. 68).
Cristalinul de Locva ocupa partea estica a masivului cu acelasi nume si include doua formatiuni care se succed pe verticala:
- formatiunea sisturilor cu porfiroblaste de albit, ca prim termen are o grosime de 2 000 m si este reprezentata preponderent prin sisturi muscovitice cu dorit si porfiroblaste de albit. Acestora li se asociaza sisturi cuart-albitice, sisturi albitice si cuartite;
- formatiunea sisturilor clorit-epidot-albitice, care succede pe precedenta, are o grosime in jur de 1 000 m si este constituita din sisturi cu actinot sau sisturi clorit-epidot-albiticc cu intercalatii de sisturi sericit-clorit-albitice.
De la diferite nivele din suita cristalinului de Locva, Adina Visarion a facut cunoscuta o asociatie de chitinozoare si acritarche cu Conochitina sp.,
Fig. 68. Complexele cristalinului hercinic supragtic din Muntii Locova si Dognecea.
Pseudozonosphaeridium sp., Lophosphaeridium sp., care ar indica apartenenta la Ordovician-Silurian a formatiunilor premetamorfice.
Cristalinul de Lescovita ocupa cea mai mare parte a Muntilor Locva si are o grosime in jur de 4 000 m. In suita acestora s-au separat trei formatiuni (v. fig. 68):
- formatiunea sisturilor verzi, termenul cel mai adinc al cristalinului de Lescovita; incepe printr-un orizont arcozian, urmat de sisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit si sisturi sericito-cuartitice;
- formatiunea sisturilor cuartito-sericito-cloritoase, reprezentata printr-o alternanta monotona de sisturi cuartito-sericito-cloritice cu sisturi muscovito-cloritice, cuartite si sisturi sericito-grafitoase;
- formatiunea filitelor si sisturilor cu stilpnomelan incheie suita cristalinului de Lescovita din Muntii Locva; este constituita din roci filitoase si sisturi sericito-cloritoase in care se intercaleaza sisturi cu stilpnomelan, cuartite, sisturi sericitoase etc.
Din suita sisturilor cristaline de Lescovita se cunoaste o asociatie pali-nologica cu Leiotriletes tumidus, L. gulaferus, Punctatisportites platirugosus, Lophotriletes labiatus, Triquitrites sp. Simozonotriletes intortus etc., care indica intervalul Devonian-Eocarbonifer.
In Muntii Dognecea, sisturile cristaline hercinice ocupa o zona larga in partea estica a acestora, care se intinde din Depresiunea Oravitei pina in Depresiunea Lugojului. Al. Codarcea le-a descris drept "complexul rocilor verzi', iar D. Constantinof le-a inclus in "seria de Valea Carasului'. Este cert insa ca acestea reprezinta o continuare a cristalinului de Lovea si a cristalinului de Lescovita din Muntii Locva.
Sisturile cristaline din Muntii Dognecea au rezultat din metamorfozarea in conditii de epizona a unei formatiuni vulcano-sedimentare si a unei formatiuni terigene. Prima a generat sisturi sericito-cloritoase si'sisturi carbonatice, carora li se asociaza metadiorite, metagabbrouri, meta-dacite etc.; din formatiunea terigcna au rezultat metaconglomerate, metagresii si filite sericito-cuartitice (v. fig. 68). Cu aceste secvente, atribuite Eocarboniferului, se incheie suita hercinica din Muntii Dognecea.
In Muntii Poiana Rusca, sisturile cristaline hercinice se deosebesc sensibil de acelea din Muntii Lovea si Dognecea. Acestea formeaza jumatatea nordica a masivului si constituie o suita de 10 000 m grosime, rezultata din metamorfoza in conditii de presiune si temperatura joasa, a unui material magmatogen si terigen, in care, mai ales spre partea superioara a suitei, au predominat calcarele. O. Maier, H. Krautner etc. au recunoscut mai multe entitati litofaciale care se succed pe verticala, insa care prezinta insemnate variatii laterale de facies (fig. 69), determinate de schimbarea raportului intre materialul terigen si materialul magmatogen.
Sisturile cristaline hercinice din Poiana Rusca formeaza doua cute anticlinale majore: anticlinalul Teliu-Alun in partea sudica si anticlinalul Aranies-Tomesti in partea nordica (v. PI. IV).
Cristalinul de Batrina, ca prim termen al suitei sisturilor cristaline hercinice, este constituit dintr-un complex de sisturi grafitoase cu intercalatii de roci verzi reprezentate prin sisturi clorito-albitice, sisturi sericito-grafitoase si sisturi sericito-cloritoase cuartitice, insumind l 500 m. Calcarele cristaline sint cu totul subordonate. Cristalinul de Batrina afloreaza in axa structurii anticlinale Teliuc-Alun si mai spre NV in anticlinalul Aranies-Tomesti, in bazinul Vaii Batrina. Ca virsta, formatiunile premetamorfice ale cristalinului de Batrina sint atribuite Ordovicianului si Silu-rianului, Insa fara o argumentare paleontologica.
Cristalinul de Govajdia, in grosime de 1 000 m, urmeaza peste cristalinul de Batrina; include o formatiune inferioara cu sisturi cuartitice sericito-cloritoase, si o formatiune superioara cu sisturi grafitoase si intercalatii de calcare si dolomite cristaline. Cristalinul de Govajdia apare pe flancurile anticlinalului Teliuc-Alun, iar in partea centrala a masivului afloreaza pe o larga suprafata participind la alcatuirea anticlinalului Aranies Tomesti. Ca virsta se apreciaza ca formatiunile premetamorfice ale cristalinului de Govajdia ar apartine Devonianului inferior.
Cristalinul de Ghelari prezinta o mai pronuntata deosebire petrofaciala intre partea nord-centrala si partea sudica a regiunii, incit se poate vorbi de un facies nordic, in care materialul premetanorfic a fost predominant terigen, si de un facies sudic, in care a predominat materialul vulcanogen. In general, in cristalinul de Ghelari se distinge o formatiune inferioara constituita in principal din sisturi verzi, si o formatiune carbonatica, superioara, formata preponderent din calcare si dolomite cristaline (v. fig. 69).
Formatiunea sisturilor verzi a provenit din metamorfozarea unor formatiuni vulcano-sedimentare bazice, care au generat o alternanta de sisturi
Fig. 69. Complexele cristalinului hercinic din Muntii Poiana Rusca:
1 - sisturi sericitice; 2 - sisturi cloritoase; 3 - sisturi grafitoase; 4 - cuartite; 5 - sisturi cuartitice; 6 - calcare si dolomite cristaline.
sericito-grafitoase si sisturi verzi; la rindul ei, aceasta alternanta suporta o secventa calcaroasa, urmata de sisturi sericito-cloritice, pe alocuri cu biotit. In aceasta formatiune sint cantonate zacamintele de fier siderit-ankeritice de la Teliuc si Ghelari. Formatiunea sisturilor verzi se intilneste in partea sudica pe aliniamentul Teliuc-Ghelari-Ruschita-Tincova si in partea nordica si centrala in anticlinalul Aranies-Tomesti. De la diferite nivele, din formatiunea sisturilor verzi, provine o asociatie palinologica cu Emphanisporites sp., Leiolriletes marginalis, Retusoiriletes sp., etc, care indica Devonianul.
Formatiunea carbonatica in partea sudica are o grosime de 10 - 200 m si este constituita preponderent din dolomite cristaline, urmate de dolomite si calcare cristaline cenusii-albicioase; subordonat se intilnesc intercalatii ele sisturi sericito-cloritoase. In partea nordica a regiunii, formatiunea carbonatica este mult mai dezvoltata, putind atinge 4 000 m grosime ; este constituita dintr-o imensa masa de calcare si dolomite cristaline (1 500 - 2 000 m) interpusa intre sisturi sericito-cloritice in baza si sisturi verzi la partea superioara.
Cristalinul de Pades, ca ultima entitate petrofaciala a sisturilor cristaline hercinice din Poiana Rusca este reprezentat printr-o suita de roci ce poate atinge 7 000 m grosime. In constitutia acestuia predomina materialul de origine tcrigena, iar rocile carbonatice au o mare dezvoltare. In suita cristalinului de Pades au fost deosebite trei formatiuni (v. fig. 69) :
- formatiunea dolomitelor de Hunedoara-Luncani, in grosime de 3 000 m are in baza un nivel de sisturi cuartitice sericito-cloritoase, peste care se dezvolta calcare si dolomite cristaline. Rocile carbonatice formeaza doua masive, unul intre Hunedoara si localitatea Runcu (dolomitele de Hunedoara) si altul mai spre vest in regiunea localitatii Luncani (dolomitele de Luncani). V. Pap i u a relevat caracterul recifal al masivelor de dolomite remarcind o indintare a acestora cu formatiunile de origine terigena (sisturi sericito-cloritoase, filite, cuartite) ;
- formatiunea sisturilor sericito-cloritoase supradolomitice (de Gladn) care urmeaza are intre l 000 - 2 500 m grosime si mai include filite, sisturi sericito-grafitoase si intercalatii subtiri de dolomite cristaline si cuartite;
- formatiunea filitelor si a sisturilor sericito-cloritoase (de Lesnic) incheie suita cristalinului de Pades. Aceasta mai include sisturi sericito-grafitoase, filite si sisturi cuartitice precum si metasisturi de origine vulcanica, acide.
Formatiunile cristalinului de Pades se delimiteaza in trei .sectoare ocupind zonele axiale ale unor structuri sinclinale.
In regiunea localitatii Nadrag, sisturile cristaline hercinice imbraca un facies particular si au fost incluse in ceea ce s-a descris drept cristalinul de Nadrag.
De la diverse nivele, din cristalinul de Pades provine o asociatie micro-floristica cu Leiotriletes gulaferus, L. adnatus, Dictyolriletes trivalis etc., care confera depozitelor premetamorfice virsta eocarbonifera.
Sisturile cristaline hercinice din Poiana Rusca, spre nord-est depasesc Muresul formind "insula' de la Rapolt. Aici, I. Berbeleac a descris roci metapelitice si metaconglomeratice pe care le grupeaza in cristainul de Varmaga. Acesta ar reprezenta termenul final al sisturilor cristaline hercinice din Poiana Rusca.
1.2. Invelisul sedimentar
Invelisul sedimentar din unitatile supragetice, in structura actuala, acopera' arii limitate. Depozitele, in general, au grosimi mici si prezinta multe discontinuitati stratigrafice. In analiza invelisului sedimentar trebuie sa se faca distinctie intre sedimentarul supragetic propriu-zis, adica acela implicat in tectogeneza majora mezocretatica, acesta constituind invelisul sedimentar preparoxismal, si invelisul sedimentar care acopera deformarile mezocretacice si care este comun si zonei de solzi, acesta reprezentind sedimentarul postparoximal.
Invelisul sedimentar preparoxismal. Acesta s-a conservat pe arii foarte limitate iar suitele sint de regula incomplete.
In Muntii Fagaras, pe diverse harti, sint figurate depozite de virsta permiana. Acestea ar fi reprezentate prin conglomerate care acopera zone inguste alungite in directia structurilor. Cu o dezvoltare mai restrinsa, in partea estica a Muntilor Fagaras, se intilnesc si depozite triasice. Acestea, in opinia lui M. Sandulescu, includ o secventa inferioara detritica si alta superioara carbonatica, constituita din dolomite, calcare dolomitice si calcare, de regula cristalizate. Cu extindere si mai restrinsa se gasesc calcare recifale care revin Barremian-Aptianului in facies urgonian.
Sedimentarul din Fagaras este implicat in cutele mezocretacice care afecteaza fundamentul cristalin.
In Muntii Dognecea, sedimentarul ocupa un sinclinal ingust orientat SV-NE ce se urmareste de la marginea Depresiunii Oravitei pina la marginea Depresiunii Lugojului. Aceasta zona si-a inceput evolutia de arie sedimentara in Mezojurasic si a functionat ca atare, cu intermitenta, pina in Eocre-tacic, incit, in alcatuirea ei nu se intilnesc decit depozite mezojurasice si eocretacice, cu grosimi foarte mici.
Jurasicul mediu este reprezentat prin citiva metri de microconglomerate si gresii calcaroase, cu resturi de echinoizi, belemniti si amoniti, insa improprii pentru o determinare specifica. Se apreciaza ca aceste depozite ar apartine Doggerului. Ele apar sporadic de sub o masa de calcare recifale masive.
Cretacicului inferior ii revin calcarele recifale, masive, cu pachiodonte si corali, care ocupa aproape in intregime sinclinalul mentionat. Acestea sint considerate a reprezenta Barremian-Aptianul in facies urgonian incluzind eventual in baza si calcare de Stramberg neojurasice.
In nord-vestul Muntilor Dognecea, pe Valea Poganis, peste sisturile cristaline de Tilva Drenii se dispun depozite grezoase si calcarogrezoase a caror virsta nu este precizata; se estimeaza ca o parte din ele ar apartine Neocarboniferului, iar o parte Mezojurasicului. Acestora li se adauga calcare organogene considerate a reprezenta Barremian-Aptianul in facies urgonian.
invelisul sedimentar postparoximal. Dupa incheierea tectogenczei mezocretacice, cind s-a realizat aranjamentul tectonic major al unitatilor su-pragetice, acestea au fost reacoperite de ape chiar de la inceputul Neocre-tacicului. Formatiunile acumulate sint predominant detritice cu caractere de depozite posttectonice. Ocupa suprafete restrinse delirnitindu-se in zonele de margine ale suprageticului.
Zona Vinturarita. Situat la sudul culmii Cozia, sedimentarul din zona Vinturarita are o semnificatie deosebita, dat fiind ca se dispune atit peste pinza getica, cit si peste unitatea supragetica a Fagarasului si peste zona de solzi din Valea lui Stan. In felul acesta iese in evidenta virsta mezocretacica a punerii in loc a unitatilor supragetice si a structurilor de solzi care au luat nastere din zona labila dintre cele doua domenii.
Sedimentarul postparoxismal de la Vinturarita include depozite m>o-cretacice, predominant detritice, reprezentate printr-o alternanta de conglomerate, gresii friabile si subordonat roci pelitice, totul insumind peste 1000 m grosime. Acestea se dispun, fie peste cristalinul getic sau peste cristalinul supragetic, fie peste depozitele carbonatate neojurasice din culmea Vinturarita apartinind invelisului getic.
Suita neocretacica debuteaza printr-un pachet de gresii micacee cu Scaphites simplex si S. chloenbachia plana, revenind Cenomanianului si Turonianului. Urmeaza o alternanta de conglomerate si gresii friabile cu inocerami si acteonele, iar dintre echinoide s-a identificat Micraster cortestu-dinarium, totul revenind Coniacianului si Santonianultii. Seria neocretacica se incheie printr-un pachet de argile negricioase, cu Parapachydiscus gollevilensis si fragmente de belemniti considerat a reprezenta Campanianul si Mastrichtianul.
Depozitele neocretacice din zona Vinturarita se intilnesc din Valea Otasau spre est depasind Valea Oltului. Spre nord se regasesc in zona de varsare a Lotrului, la Brezoi, de unde provine o fauna cu Micraster corte-studinarium, Gaudryceras mitte, Inoceranms cripsi, I. balticus etc. si o inicro-fauna cu Globotruncana Lipparenti, G. angusticarinata etc., precum si rudisti indicind Senonianul.
Zona Cisnadioara. Situata pe versantul nord-estic al Muntilor Cibin, in bazinul Piriului Riusoru, in aceasta zona se gaseste suita completa a Cretacicului superior. Suita sedimentara incepe prin depozite grezoase cu Acanthoceras rothomagense, Mantclliceras mantclli, Inoceramiis crispi etc. si o microfauna cu Rotalipcra appcnninica, semnificativa pentru Cenomanian. Urmeaza marne si marnocalcare cu Globotruncana lapparenti, G. angusticarinata etc. revenind Turonianului. Seria neocretacica se incheie cu brecii si conglomerate cu fragmente de rudisti, atribuite Scnonianului. Acestea sint acoperite de depozite tertiare ale Depresiunii Transilvaniei.
Zona Pianu de Sus. Pe versantul nordic al Muntilor Sebes, invelisul sedimentar supragetic postparoximal este reprezentat numai prin Senonian. Acesta include depozite conglomeratice, grezoase, cu intercalatii de sisturi argiloase si strate de carbuni. Din depozitele acestei zone se cunoaste o fauna cu Actaeonella gigantea, Micraster cortestudindYium, Cyclolites ellip-ticus etc. care le confera virsta senoniana.
Pe versantul nordic al Muntilor Poiana Rusca, invelisul sedimentar postparoxismal s-a conservat pe doua zone care se intind din Valea Muresului spre sud si anume, de la Deva spre SV si de la localitatea Dobra spre SV. Suita sedimentara neocretacica debuteaza cu marne grezoase care au fost descrise sub numele de strate de Gherghes. Acestea se dispun direct peste sisturile cristaline hercinice din Poiana Rusca. Din ele se cunoaste o fauna cu Nerinea digitalis, Itruvia abbreviala, Glaukonia kefersteini, Actaeonella caucaziana si Parapuzosia transilvanica, indicind Vraconian-Cenomanianul. Suita neocretacica se continua prin depozite grezoase cu intercalatii de marne descrise drept strate de Deva. Din acestea se cunoaste o fauna cu Inoceramus inconstans I. labiaius etc. alaturi de o microfauna cu. Praeglobotruncana stephani, P. concavata, Globotruncana lapparenti etc. care indica apartenenta la Turonian-Coniacian a stratelor de Deva.
In imprejurimile localitatii Vaieapai de pe Valea Poganis-Banat, se intilnesc marnocalcare rosietice cu globotruncane atribuite Scnonianuiui.
Din punct de vedere tectonic, sedimentarul postparoxismal a suferit doar deformari de mica amploare.
1.3. Zona de solzi
Situata intre pinza getica si unitatile supragetice, zona de solzi, care de fapt reprezinta continuarea suturii transilvane, ca functie structogcne-tica este analoaga pinzei de Severin avindu-si originea intr-o zona de expansiune intracontincntala. Elementele, sau urma suturii, se recunosc in tot lungul Carpatilor Meridionali incepind din fata Muntilor Fagaras unde urmaresc falia Holbav. La vest de Fagaras, pe aliniamentul Valea lui Stan-Rasinari si in continuare in nordul Muntilor Cibin-Sebes, se gasesc elementele suturii ca atare. Mai depcarte, urma zonei de solzi este indicata de falia Cincis-Vadu Dobrii-Ruschita si se regaseste in estul Muntilor Dognecea si a Muntilor Locva.
In alcatuirea zonei de solzi, pe linga clemente provenind din deformarea zonelor marginale, fie a unitatilor suprageticc, fie a pinzei getice, se intilnesc si formatiuni distincte, care sint proprii zonei labile ce a evoluat intre domeniul getic si acela care a generat unitatile supragetice. In rindul elementelor proprii zonei de solzi ar intra sisturile cristaline epimetamorfice de pe aliniamentul Valea lui Stan-Sadu-Carpinis, depozitele mezozoice de pe Valea lui Stan si acelea de pe aliniamentul Sasca-Moldova Noua.
Sisturile cristaline epimetamorfice afloreaza in partea estica a Muntilor Lotrului si Cibin pe o zona ingusta, dar aproape continua, intre Valea Lotrului si Valea Sadului; in nordul Muntilor Cibin se intilnesc in regiunea localitatii Carpinis. Acestea au fost descrise sub numele de cristalinul de Valea lui Stan-Carpinis. In cuprinsul lor se delimiteaza doua complexe:
- complexul inferior constituit din sisturi amfibolice urmate de sisturi sericito-cloritoase si clorit-albiticc cu magnetit ;
- complexul superior format din calcare cristaline urmate de filite, sisturi grafitoase si cuartite.
Din sisturile cristaline de Valea lui Stan-Carpinis provine o asociatie microfloristica cu Leiotriletes mimitissimus, Protosphaeridium cambriense, P. flexuesuir. etc., care confera formatiunilor premetamorfice virsta Proterozoic tcrminal-Eocambrian.
Sisturile cristaline de pe Valea lui Stan-Carpinis nu se mai cunosc in alte situatii, incit ele ar constitui un element propriu paleozonei de expansiune care a evoluat intre cele doua domenii (getic si supragetic).
Formatiunile sedimentare apar in situatii tectonice (in structuri de solzi) pe doua aliniamente si anume, pe Valea lui Stan, si intre Sasca si Moldova Noua.
Pe Valea lui Stan, afluent pe dreapta al Riului Lotru, se intilnesc conglomerate violacee, in grosime de citiva metri, urmate de marnocalcare, totul fiind intens cutat. Din marnocalcare. Marcel si Denisa Lupu au descris exemplare de Costatoria costata si Orthoceras elegans semnificative pentru Triasicul inferior. Pozitia alohtona a Eotriasicului de pe Valea lui Stan este evidenta, acesta fiind prins si strivit Intre cristalinul getic din Muntii Capatinii si cristalinul supragetic din culmea Cozia.
La vest de zona Resita-Moldova Noua, pe un aliniament N-S, intre localitatile Sasca si Moldova Noua, se urmareste o structura cu caractere de solz, constituita din depozite care, prin trasaturile litofaciale si stra-tonomice, se deosebesc intrucitva de acelea ale zonei Resita-Moldova Noua. Ca virsta, sedimentarul de pe acest aliniament apartine Triasicului si Jurasicului.
Triasicul este reprezentat prin depozite psefito-psamitice, urmate de o formatiune carbonatata constituita din calcare dolomitice si marnocalcare, din care se cunoaste o fauna cu Spin ferind trigonella, S. fragilis etc., semnificativa pentru Campilian. In continuitate de sedimentare urmeaza un orizont de calcare negre cu Daonella fornicata, Ceratites sascanus, Aploco-ceras avisianus etc., indicind virsta anisiana. Suita triasica se incheie cu calcare masive care ar reveni Ladinianului. Grosimea depozitelor triasice poate atinge 150 m. Acestea se urmaresc pe o zona ingusta de la Sasca spre sud pe distanta de mai multi kilometri si reapar in apropiere de Moldova Noua. Urmarirea si separarea riguroasa a depozitelor triasice este impiedicata de interventia vulcanitelor laramice care au provocat un intens metamorfism de contact.
Jurasicul din structura de solzi Sasca-Moldova Noua afloreaza pe arii restrinse si este dezvoltat incomplet. Este reprezentat prin calcare micri-tice, calcare noduloase, adesea cu accidente silicioase si calcare grezoase, apartinind Doggerului si Malmului.
Sedimentarul de pe aliniamentul Sasca-Moldova Noua, ca si acela de pa Valea lui Stan, are o pozitie evident alohtona. Atit prin caracterele stra-tonornice, cit si prin pozitia tectonica, sedimentarul din zona de solzi vadeste o pronuntata analogie cu sedimentarul transilvan din Carpatii Orientali.
2. Tectonica si semnificatia geostructurala a unitatilor supragetice
Evenimentul geotectonic major in aranjamentul tectonic al Carpatilor Meridionali, in general, si al unitatilor supragetice, in special, l-a constituit aparitia zonei labile, de expansiune intracontinentala, care a delimitat un domeniu getic si un domeniu care a generat unitatile supragetice. Desi in structura actuala marturiile sint putine si mai ales lipsesc formatiunile ofiolitice, existenta acestor zone de expansiune nu poate fi negata. Mai mult, prin pozitia pe care o are si mai ales prin functia structogenetica, apare evident ca zona de solzi dintre pinza getica si unitatile supragetice reprezinta continuarea suturii transilvane (v. PI. I, fig. 90, 91).
Inchiderea zonei labile, ca urmare a unor miscari convergente a celor doua domenii care functionau ca blocuri, s-a desavirsit in urma miscarilor mezocretacice. Deplasarea blocului care a generat unitatile supragetice s-a facut oarecum diferentiat, fragmentindu-se la rindul lui in blocuri delimitate prin sisteme de falii transcurente majore. Acestora din urma, in structura actuala, li se suprapun de regula depresiuni tertiare; de pilda, sistemul depresionar Lugoj-Caransebes-Mehadia, sau 'depresiunile Hateg-Strei. Primul delimiteaza unitatea Locva-Dognecea de unitatea Poiana Rusca; al doilea sistem delimiteaza spre est unitatea Poiana Rusca. In partea estica se delimiteaza unitatea Fagaras. Fiecare din unitatile mentionate, la rindul lor, prezinta o tectonica proprie, nu lipsita de anumite particularitati.
Pinza de Fagaras. Aceasta se contureaza din regiunea Vaii Oltului spre est ajungind pina in regiunea izvoarelor Dimbovitei si mai departe spre nord pina in regiunea Holbav. In aceasta ultima zona, cristalinul de Fagaras incaleca peste solzii Holbav si Magura Codlei in lungul faliei Holbav. Acesti doi solzi sint de fapt o consecinta a rabotarii invelisului sedimentar getic de catre Pinza de Fagaras, care aici acopera complet pinza getica. La sud de falia Zarnesti, care decroseaza falia Holbav, reapare pinza getica pe o zona foarte ingusta cuprinsa intre falia Holbav si falia lezer-Papusa, aceasta din urma separind-o de pinza de Leaota-Bucegi-Piatra Mare. In partea sudica, pinza de Fagaras acopera de asemenea pinza getica iar urma sariajului trece pe la sud de culmea Cozia fiind acoperita de depozitele tertiare ale Depresiunii Getice, inspre vest, urma sariajului de Fagaras reapare de sub invelisul sedimentar neocretacic din zona Vinturarita, pe valea lui Stan, unde Triasicul apartinind zonei de solzi pare strivit intre cele doua unitati majore. In continuare spre nord, limita pinzei de Fagaras se urmareste pe un aliniament situat la vest si paralel cu Valea Oltului. In aceasta zona, tectonica de amanunt pentru partea frontala a pinzei si pentru zona de solzi este mai complicata. La alcatuirea acesteia din urma, pe linga sisturile cristaline de Valea lui Stan-Carpinis, participa si parti detasate din corpul pinzei de Fagaras si din pinza getica.
Pozitia foarte avansata a pinzei de Fagaras la est de Olt si coborirea structurilor acesteia la nivelul structurilor pinzei getice sugereaza ca pinza de Fagaras, in ansamblu, a suferit o afundare. In aceasta situatie, deformarile de pe aliniamentul de la vest de Valea Oltului au un cracter predominant ruptural si nu reprezinta pinze sau unitati tectonice distincte, asa cum sint considerate in unele interpretari. Dealtfel, cu exceptia Triasicului de pe Valea lui Stan si a cristalinului de Valea lui Stan-Carpinis, celelalte formatiuni, care sint in exclusivitate sisturi cristaline, nu prezinta nici o particularitate care sa le confere statut de unitati distincte. Ele reprezinta blocuri sau fragmente apartinind unuia sau altuia din cele doua domenii majore (getic si supragetic) antrenate in tectonica rupturala. Deformarile de pe aliniamentul de la vest de Olt cunosc unele complicatii in regiunea Rasinari.
Unitatea de Fagaras se regaseste in nordul Muntilor Cibin si Sebes unde planul de incalecare este retroversat; este pusa in evidenta de prezenta cristalinului de Valea lui Stan-Carpinis. Pozitia foarte retrasa a partii frontale a unitatii de Fagaras de aici si orientarea acesteia E-V, perpendiculara pe directia aliniamentului de pe Valea Outului, scoate si mai mult in evidenta, nu numai caracterul ruptural al deformarilor de le Valea Oltului, ci si situatia de unitate decrosata a pinzei de Fagaras.
Tectonica intima a pinzei de Fagaras prezinta de asemenea caracter predominant ruptural. Astfel, in partea sudica se remarca un sistem de falii directionale care delimiteaza compartimente mai coborite. Unul din acestea, foarte afundat, constituie fundamentul Depresiunii Brezoi-Titesti; un altul mai sudic, ridicat, formeaza culmea Cozia.
In partea nord-estica a pinzei de Fagaras se recunosc unele deformari plicativ-rupturale de tip cute-solzi, in care este implicat sedimentarul pre-paroxismal. Asemenea situatii se intilnesc in bazinul superior al Piriului Birsa Fierului. Existenta unui petic de acoperire (Strimba) apartinind pinzei bucovinice este mai greu de acceptat. Fara indoiala ca deformarile cu caracter plicativ-ruptural sint mult mai numeroase decit cele cunoscute insa nici una din ele nu constituie si nu poate constitui pinze supragetice independente, ci sint deformari de ordin secundar in cuprinsul pinzei de Fagaras.
Punerea in loc a pinzei s-a realizat in urma tectogenezei mezocretacice, cind si domeniul getic a inaintat peste flisul de Severin (prima faza getica). Acest fapt este demonstrat de situatia de la Vinturarita, unde depozite neocretacice(vraconian-cenomaniene) acopera contactul tectonic dintre pinza getica si pinza de Fagaras. Structurile si pinza de Fagaras In general au fost afectate si de tectogcneza laramica, cind pinza de Fagaras si In ansamblu unitatile supragetice s-au deplasat solidar cu pinza getica.
Faliile din partea sudica, cum este aceea din nordul culmii Cozia, au cunoscut reluari si mai recente, care afecteaza depozitele miocene ale Depresiunii Brezoi-Titesti.
Ca efecte ale paroxismului laramic se intilnesc si procese de retro ves-sare a planurilor de incalecare cum este situatia din nordul Muntilor Cibin-Sebes.
Deformarile laramice si mai tirzii ale pinzei de Fagaras ramin clemente tectonice subordonate, aranjamentul arhitectural major fiind efectul tectogenezei mezocretacice.
Unitatea Poiana Rusca. Aceasta constituie jumatatea nordica a Muntilor Poiana Rusca, adica de la linia tectonica Cincis-Vadu Dobrii-Ruschita, spre nord. Spre vest si spre est, unitatea Poiana Rusca este delimitata'de sisteme de falii care au favorizat formarea depresiunilor tertiare Lugoj si Strei. La nord, limita este data de o fractura majora care delimiteaza, in profunzime Carpatii Meridionali de Depresiunea Transilvaniei, cunoscuta sub numele de falia sud-transilvana. Aceasta, in spatiul unitatii Poiana Rusca, urmareste cursul Muresului marcind limita Intre unitatile supragetice si unitatea Muntilor Apuseni de Sud.
Unitatea Poiana Rusca prezinta o relativa uniformitate, in sensul ca este constituita numai din sisturi cristaline hercinice. (Nu sint argumente care sa justifice separarea cristalinului de la sud de linia Cincis-Vadu Dobrii-Ruschita intr-un cristalin supragetic si altul getic). Adaugind la aceasta stilul tectonic intim, predominant ruptural, precum si caracterul de falie inversa a fracturii limita Cincis-Vadu Dobrii-Ruschita, se poate conchide ca Poiana Rusca, in cadrul unitatilor supragetice, nu prezinta caractere de pinza de sariaj. Cu alte cuvinte, raporturile dintre unitatea Poiana Rusca si pinza getica nu au depasit amploarea de simpla coliziune insotita de complicatii tectonice minore si cu caracter ruptural. Altfel spus, unitatea Poiana Rusca nu se suprapune (nu incaleca) peste pinza getica, incit nu este ojunitate supragetica in sensul propriu al cuvintului.
Tectonica intima a unitatii Poiana Rusca este caracterizata de existenta a numeroase falii, divers orientate, care fragmenteaza intreaga unitate in numeroase blocuri, dar fara semnificatie tectonica deosebita.
Se identifica si unele structuri plicative majore. Astfel, in partea centrala se deseneaza structura anticlinala Aranies-Tomesti, iar spre sud-est structura Teliuc-Alunu. in axele carora se gaseste cristalinul de Batrina ca cel mai vechi termen al sisturilor cristaline din Poiana Rusca. Structurile anticlinale sint separate prin cute sinclinale, cum este aceea care se urmareste de la Hunedoara spre vest si o a doua se gaseste in partea vestica intre lor unitatile Nadrag si Pades. Zonele axiale ale acestora sint ocupate de cris-taiiuui de Pades.
Spre est se remarca pozitia deplasata a insulei de sisturi cristaline de la Rapolt. Aceasta este separata de Masivul Poiana Rusca prin Depresiunea Streiului cu o ramificatie spre Deva.
Virsta deformarilor unitatii Poiana Rusca nu poate fi argumentata faptic, data fiind lipsa unui invelis sedimentar, insa fara indoiala ca aranjamentul tectonic este mezocretacic, la care se pot adauga eventual si unele deformari laramice sau mai recente.
Unitatea Dognecea-Locva. Aceasta se delimiteaza la vest de zona Re-sita-Moldova Noua, de care este delimitata prin ceea ce se cunoaste drept linia Oravita. De la Valea Nerei spre sud, intre pinza getica si unitatea Dognecea-Locva se recunoaste si zona de solzi, in care se gasesc depozite mezozoice inclusiv depozite triasice provenind din zona labila dintre cele doua domenii majore.
Caracterul aproape rectiliniu al faliei Oravitei arata ca incalecarea unitatii de Dognecea-Locva peste pinza getica nu are o amploare deosebita, incit desemnarea acesteia drept unitate este de preferat aceleia de pinza.
La rindul ei, unitatea de Locva-Dognecea este fracturata longitudinal dind adesea structuri de tip digitatie. Acestea sint evidente in Muntii Dognecea, unde cristalinul mezometamorfic de Bocsita-Drimoxa incaleca peste cristalinul hercinic de ia est. Contactul tectonic se urmareste intre Depresiunea Oravitei si Depresiunea Lugojului. O a doua fractura traverseaza corpul banatitic de la Bccsa. Aceasta ar delimita o alta digitatie a unitatii de Locva-Dognecea care ar include cristalinul de Tilva Drenii, cristalinul din insula de la Buzias, precum si sedimentarul de pe Valea Poganis, inclusiv marnele rosii de la Valeapai.
Din analiza unitatilor supragetice se desprinde lesne convingerea ca in comparatie cu pinza getica, acestea, cu exceptia unitatii de Fagaras, nu vadesc caractere pregnante de pinze de sariaj. De altfel, unitatile Poiana Rusca si Dognecea-Locva nici nu sint suprapuse pinzei getice, incit denumirea de unitati spragetice este improprie si mai ales nu releva raporturile reale dintre ele si pinza gtica. Cu toate acestea, denumirea este pe cale de a se impune ca atare.
Unitatile supragetice nu-si gasesc un corespondent in Carpatii Orientali. Judecind dupa pozitia lor fata de sutura transilvana, care in Carpatii Orientali separa blccul transilvan de marginea continentala deformata (blocul centrai carpatic), unitatile supragetice ar reprezenta fragmente ale blocului transilvan implicate in tcctcgenezele alpine. Comportamentul ariei labile care separa domeniul transilvan de cel getic, in comparatie cu structura si evolutia fosei de Severin, explica diferenta dintre comportamentul si caracterele geostrncturale ale celor doua categorii de unitati (pinza getica si unitatile supragetice).
