Zona cristalino-mezozoica - Unitatea central-estcarpatica

Zona cristalino-mezozoica - Unitatea central-estcarpatica

Zona cristalino-mezozoica ocupa partea centrala a Carpatilor Orientali si corespunde, din punct de vedere structogenetic, primei etape din edificarea acestora. Ca unitate geologico-structurala prezinta particularitatea ca include prima generatie de structuri din orogeneza alpina, in care, pe linga formatiunile sedimentare mezozoice preaustrice, sint implicate si terenuri cristalofiliene prealpine. Acestea provin dintr-o arie continentala detasata din marginea continentala est-curopeana.

Denumirea de zona cristalino-mczozoica introdusa de Gh. Macovei si I. Atanasiu se referea numai la compartimentul nordic al acesteia. Denumirea nu este cea mai potrivita caci asociaza doua notiuni (una sugerind constitutia petrografica si alta cu sens cronostratigrafic) care, luate ca atare, ar sugera virsta mezozoica a cristalinului, ceea ce fireste nu corespunde realitatii si a fost departe de intentia acelora care au introdus-o. In literatura insa s-a incetatenit nomenclatura ca atare intelegindu-se ca structurile acestei zone includ sisturi cristaline si depozite sedimentare mezozoice.

In cuprinsul zonei cristalino-mczozoice se delimiteaza doua compartimente a caror structura geologica este intrucitva deosebita, ele reprezentind de fapt, unitati tectonice distincte si anume: un compartiment nordic, cu structura complexa in pinze de sariaj constituind unitatea central-estcarpatica, si un compartiment sudic constituind unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare.

1. Unitatea central-estcarpatica

Unitatea central-estcarpatica se intinde de la culoarul Vladeni, care o separa de Muntii Fagaras, spre nord incluzind Muntii Persani, Muntii Haghimas, Muntii Bistritei, Muntii Maramuresului si Muntii Rodnei. Spre est vine in contact tectonic cu zona flisului carpatic in lungul faliei central-carpatice; spre vest este delimitata de zona vulcanitelor neogene care o acopera partial, iar in regiunea Somesului si in Maramures, marginea vestica a unitatii central-estcarpatice este acoperita de formatiuni ale invelisului sedimentar postaustric. La nord de granita, intreg ansamblul cristalino-mezozoic se afunda nemai intilnindu-se in Carpatii Nordici. Astfel delimitata, unitatea central-estcarpatica nu trebuie confundata cu ceea ce M. Sandulescu defineste drept pinzele central-estcarpatice, caci sub aceasta ultima denumire nu sint incluse pinzele transilvane, dar care de fapt participa la alcatuirea unitatii central-estcarpatice (v. PI. I, III).

1.1. Stratigrafia

In alcatuirea unitatii central-estcarpatice participa, sisturi cristaline, care, in structura actuala, constituie masivele cristaline prealpine, si formatiuni sedimentare. Acestea din urma, desi au fost generate de arii de sedimentare diferite, prin implicatiile pe care le au in tectogeneza austrica, pot fi inglobate si tratate sub denumirea de "sedimentarul preaustric'.

In aria circumscrisa de unitatea central-estcarpatica se mai intilnesc ca elemente structurale distincte masivul sienitic de la Ditrau si invelisul sedimentar postaustric (posttectonic).

Masivele cristaline prealpine

Sisturile cristaline afloreaza pe cea mai larga suprafata din unitatea central-estcarpatica. In ansamblul acestora se disting sisturi cristaline rezultate in urma unor faze de metamorfism care au avut loc in Proterozoic, si sisturi cristaline care au fost generate de o faza a ciclului hercinic. De aici o prima diferentiere in sisturi cristaline prehercinice si sisturi cristaline hercinice (fig. 28).

Sisturile cristaline prehercinice. Sisturile cristaline prehercinice au o larga raspindire. In ansamblul acestora se disting doua grupe care difera intre ele in primul rind prin gradul de metamorfism. Astfel, se distinge o grupa a sisturilor cristaline mezometamorfice si o grupa a sisturilor cristaline epimetamorfice.

Grupa sisturilor cristaline mezomefamorfice. Aceasta include doua entitati descrise sub numele de "seria' de Haghimas-Rarau-Bretila si "seria' de Rebra-Barnar, vrind sa sugereze ca sint entitati cronostratigrafice diferite; ele sint de fapt doua petrofaciesuri, incit denumirile de cristalinul sau sisturile cristaline de Haghimas-Rarau-Bretila si respectiv cristalinul sau sisturile cristaline de Rebra-Barnar par mai judicioase.

Cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila se intilneste in Muntii Haghimas si in Muntii Rarau, unde formeaza suportul imediat al formatiunilor sedimentare din Sinclinalele respective; mai apare in anticlinalul Bretila, in Muntii Rodnei si in promotoriul Vaserului din Muntii Maramuresului (v. PI. III). Cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila include sisturi cristaline rezultate in urma unui metamorfism realizat in conditiile faciesului amfibolitelor cu almandin, insa peste tot se remarca efectele unui retromorfism adesea generalizat. Cristalinul de acest tip a fost descris pentru prima data de Th. Krautner in zona Bretila unde este reprezentat prin micasisturi cu granati si ortoamfibolite acoperite de micasisturi cuartoase.

In cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila se pot distinge (v. fig. 28):

- complexul inferior al gnaiselor si micasisturilor, format din gnaise, micasisturi si amfibolite;

- complexul mediu al gnaiselor cculare, alcatuit din gnaisele oculare de Anies, de Rarau etc ;

- complexul superior al micasisturilor, reprezentat prin micasisturi si ortoamfibolite carora, in Muntii Haghimas, li se adauga gnaise granitice rosii si gnaise granodioritice.

Grosimea cristalinului de Haghimas-Rarau-Bretila atinge 3000 m.

Analizele de virsta pe cale radiometrica au indicat pentru sisturile cristaline de Haghimas-Rarau-Bretila valori de 800 M.a. pe linga altele cuprinse intre 370 - 507 M.a., acestea din urma fiind evident reluari ulterioare fazei initiale de metamorfism. Dar chiar valoarea de 800 M.a. poate reprezenta o reintinerire. In lucrari de sinteza, in general, se prefera ca sisturile cristaline mezometamorfice sa fie considerate de virsta nesigura, ele reprezentind nuclee foarte vechi, care au suferit mai multe regenerari.

In unele interpretari se iau in consideratie si date de ordin protisto-palinologic. Acest criteriu de determinare a virstei metamorfismului, mai ales cind este vorba de sisturi cristaline mezometamorfice, trebuie privit cu toata rezerva caci, pe buna dreptate, se pune intrebarea: cum se face ca in timpul metamorfismului, componentii mineralogici ai rocilor premetamorfice au suferit profunde deformari si transformari chimice, in timp ce organismele s-ar fi pastrat in starea initiala, adesea perfecta. Cel putin pentru sisturile cristaline cu metamorfism avansat, criteriul palinologic de stabilire a virstei metamorfismului este contraindicat.

Cristalinul de Rebra-Barnar ocupa suprafete limitate in Muntii Maramuresului; mai apare pe arii intinse in Muntii Rodnei iar in bazinul Bistritei afloreaza pe suprafete apreciabile in regiunea lacobeni-Vatra Dornei si in Muntii Barnar; mai departe apare sporadic pina in partea sudica a bazinului Vaii Oltului. Acest tip de cristalin, descris de T. Krautner, M. Savul etc. include in general sisturi cristaline cu caracter mezometamorfic in care sint frecvente rocile carbonatice. In cuprinsul lui se disting mai multe complexe (v. fig. 28), dupa cum urmeaza:

- Complexul inferior al paragnaiselor si micasisturilor, format din paragnaise si micasisturi cu sillimanit, disten si staurolit, la care se adauga, sub forma de intercalatii, calcare sau dolomite cristaline si amfibolite; formatiunile acestui complex apar la Bilbor, pe valea Neagra Brostenilor, in Muntii Rodnei etc.

- Complexul carbonatic, format preponderent din calcare si dolomite cristaline cu tremolit sau talc, si intercalatii de micasisturi si amfibolite; se intilneste in Muntii Rodnei si in partea sudica a bazinului Oltului.

- Complexul superior al micasisturilor si sisturilor cuartitice include micasisturi si cuartite cu intercalatii de amfibolite; subordonat se intilnesc calcare cristaline si sisturi cloritoase; este dezvoltat mai ales in regiunea lacobeni-Vatra Dornei.

Si pentru cristalinul de Rebra-Barnar, pe cale radiometrica, s-a obtinut valoarea de 800 M.a., un argument in plus ca cele doua tipuri de sisturi cristaline (de Haghimas-Rarau-Bretila si de Rebra-Barnar) reprezinta doua petrofaciesuri apartinind aceleeasi faze de metamorfism. Nu se cunosc relatiile directe dintre cele doua petrofaciesuri.

Grupa sisturilor cristaline epimetamorfice. Epimetamcrfitele acopera cea mai mare suprafata din unitatea central-estcarpatica. Acestea includ sisturi cristaline rezultate in urma metamorfozarii unui material terigen si vulcanogen, in conditiile faciesului sisturilor verzi. Ele au fost descrise de I. Atana-siu sub denumirea de "sisturi cristaline de Tulghes' in care, la vremea aceea, se includeau si unele sisturi cristaline mai recente, care acum sint separate ca atare. Sisturile cristaline de Tulghes au o grosime in jur de 4000 m si includ, in principal, sisturi grafitoase, sisturi cloritoase, calcare si dolomite cristaline, sisturi cuartitice etc. Si in suita acestora se disting mai multe complexe (v. fig. 28) ;

- Complexul inferior, predominant cuartitic-grafitos; are o grosime de 600 m si include, in ansamblu, o alternanta de sisturi cuartitice cu biotit, sisturi sericito-grafitoase, cuartite grafitoase, sisturi sericito-cloritoase, calcare si dolomite cristaline si sisturi verzi; totul urmeaza peste sisturile cristaline de Kebra-Barnar de care nu poate fi riguros delimitat;

- Complexul median cu mangan predominant grafitos, include in plus sisturi cuartitice negre, cuartite grafitoase, cuartite albe, sisturi cloritomuscovitice cu porfiroblaste de albit, sisturi sericito-cuartoase si calcare cristaline; se remarca si treceri laterale la un facies mai pelitic. In acest complex, a carui grosime este de 1.000-1.200 m, se gasesc zacaminte de minereuri manganifere, cum sint de pilda acelea de la Ciocanesti-Iacobeni-Saru Dornei ;

- Complexul superior cu sulfuri, in grosime de 600 m, constituit din sisturi cuartitice cloritoase, sericito-cuartitice si sericito-cloritoase, cu intercalatii de sisturi sericito-grafitoase si sisturi cloritoase; in acest complex sint cantonate zacaminte de minereuri pirito-cuprifere sau polimetalice, cum sint acelea de la Fundu Moldovei, de la Lesu Ursului etc.

In cadrul sisturilor cristaline de Tulghes s-au identificat si corpuri subvulcanice, cum este dykul de porfiroide care constituie Pietrosu Bistritei si care se urmareste pe o distanta de 50 km, avind o latime de 500-1 500m (v. PI. III).

Virsta sisturilor cristaline de Tulghes este apreciata pe baza rezultatelor analizelor radiometrice care indica valori intre 500-610 M.a., ceea ce ar insemna ca sisturile cristaline in cauza reprezinta formatiuni de virsta neoproterozoica si eocambriana metamorfozate in ciclul baikalian. In sprijinul acestei concluzii ar pleda si faptul ca peste sisturile cristaline de Tulghes stau, transgresiv si in discordanta de metamorfism, formatiuni de virsta ordovician-carbonifera metamorfozate in orogeneza hercinica (sisturile cristaline hercinice de Repedea).

In aprecierea virstei sisturilor cristaline de Tulghes nu se poate sa nu se tie seama si de relatiile acestora cu cristalinul de Kebra-Barnar si respectiv cu cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila. Contrar parerii aproape unanime ca intre cele doua entitati petrofaciale, pe de o parte, si cristalinul de Tulghes pe de alta parte, ar fi relatii de discontinuitate metamorfica, M. Muresan crede a fi surprins situatii in care intre cristalinul de Rebra-Barnar si cristalinul de Tulghes ar fi continuitate de metamorfism.

Cu privire la relatiile dintre cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila si cristalinul de Tulghes, Gh. C. Popescu remarca, in regiunea de la vest de Haghimas, o trecere gradata intre cele doua entitati, concretizata printr-o zona de retromorfism, in care elementele definitori ale cristalinului de Haghimas-Rarau-Bretila se gasesc ca relicte. Mai trebuie adaugat faptul ca in Muntii Rodnei, H. Krautner a constatat ca tot ceea ce anterior era considerat a fi sisturi cristaline de Tulghes, ar fi in realitate sisturi cristaline mezometamorfice de tip Rebra-Barnar sau Haghimas-Rarau-Bretila, retromorfozate. De altfel I. Atanasiu, Th. Krautner, M. Savul au remarcat existenta unei zone de tranzitie intre cele doua grupe de sisturi cristaline, in Muntii Rodnei, in Muntii Rarau etc.

Cu privire la prezenta unei zone de retromorfism trebuie spus ca aceasta nu indica decit aparent o continuitate de metamorfism. In realitate o asemenea situatie releva tocmai contrariul, anume ca dupa faza de metamorfism care a generat sisturile cristaline mezometamorfice, acestea din urma au mai suportat o a doua faza, de intensitate mai slaba, care a determinat, pe de o parte, readaptarea mezometamorfitelor la noile conditii, iar pe de alta parte, a generat sisturile cristaline epimetamorfice (de Tulghes) prin metamorfozarea in conditiile faciesului sisturilor verzi a formatiunilor acumulate in aria labila care a evoluat ca atare ulterior primei faze de metamorfism. A admite continuitate de metamorfism intre sisturile cristaline de Haghimas-Rarau-Bretitala si cristalinul de Tulghes, ar insemna sa se considere intreaga masa de sisturi cristaline epimetamorfice de Tulghes ca reprezentind de fapt sisturi cristaline mezometamorfice (cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila), dar care au suferit un retromorfism total (complet), incit nu se mai cunosc nici relicte. Aceasta interpretare este mai greu de sustinut. Nici H. Krautner nu interpreteaza situatia astfel decit pentru Muntii Rodnei, nu si pentru restul ariei sisturilor cristaline. Situatia de pe teren si rezultatele cercetarilor de laborator trebuie de fapt interpretate nu ca relevind o continuitate de metamorfism, ci o trecere gradata intre cele doua grupe de sisturi cristaline, cauzata tocmai de existenta zonei de retromorfism. Aceasta mai inseamna ca limita reala intre cele doua grupe se gaseste undeva in zona de trecere gradata, dar practic imposibil de precizat si ca de fapt limita cartografica reprezinta nu o izocrona, ci o izobara sau o izoterma.

In Muntii Persani, sisturile cristaline prehercinice epimetamorfice sint cunoscute sub numele de "cristalinul de Girbova'. Acestea afloreaza pe suprafete foarte limitate in Muntele Girbova din sudul Muntilor Persani. In cuprinsul lor se distinge un complex inferior constituit din metagray-wacke, un complex mediu format din sisturi sericito-cloritoase si un complex superior alcatuit din roci filitoase. Se apreciaza ca sisturile cristaline de Girbova ar fi un echivalent al sisturilor cristaline de Tulghes.

Sisturile cristaline hericinice. Incluse initial in sisturile cristaline de Tulghes, sisturile cristaline hercinice au fost separate ca atare de H. Krautner et al. si grupeaza formatiunile cristalofiliene rezultate in urma metamorfozarii, in conditiile cele mai slabe ale faciesului sisturilor verzi (subfaciesul cu diorit), a unor formatiuni sedimentare si magmatice de virsta paleozoica. Acestea acopera suprafete mai intinse in Muntii Rodnei, iar pe arii limitate se intilnesc in Muntii Maramuresului, in Muntii Bistritei si in Muntii Barnar. In partea sudica se intilnesc in creasta Damuc si in regiunea izvoarelor Muresului (v. PI. III).

Sisturile cristaline hercinice se dispun in discordanta de metamorfism fie peste sisturile cristaline mezometamorfice (de Rebra-Barnar sau de Haghimas-Rarau-Bretila), fie peste sisturile cristaline epimetamorfice de Tulghes. Ele includ roci variate, incepind cu metapelite pina la metaconglomerate, din care nu lipsesc rocile carbonatice si sisturile grafitoase. Acestora li se asociaza roci verzi. Suita completa a sisturilor cristaline hercinice se intilneste in Muntii Rodnei, unde a fost descrisa de H. Krautner sub numele de cristalinul de Repedea. Asadar, in sens mai larg, sisturile cristaline de Repedea includ intreg ansamblul sisturilor cristaline hercinice. Se apreciaza, mai ales pe criterii palinologice, ca formatiunile premetamorfice apartin intervalului Ordovician-Eocarbonifer si ca au fost metamorfozate in faza sudeta. In cuprinsul cristalinului de Repedea s-au distins mai multe complexe dupa cum urmeaza (v. fig. 29):

- complexul bazal cloritos-sericitos, alcatuit din sisturi clorito-sericitoase, calcare cristaline si sisturi grafitoase;

- complexul grafitos inferior, constituit din sisturi sericito-grafitoase, cuartite negre, calcare cristaline si metaconglomerate; din acest complex provin resturi de crinoide apartinind grupului Disparida;

- complexul clorito-sericitos mediu, reprezentat prin metabazite, sisturi sericito-cloritoase, calcare si dolomite cristaline;

- complexul cloritos-grafitos mediu, constituit din dolomite si calcare cristaline, sisturi sericito-cloritoase, metabazite si metatufuri acide;

- complexul grafitos superior, alcatuit din sisturi grafitoase, metaconglomerate, calcare si dolomite cristaline si metagraywacke;

- complexul cloritos-sericitos superior, constituit preponderent din metavulcanite si sisturi sericito-cloritoase.

Din ultimele trei complexe. Violeta Iliescu a descris o asociatie sporo-protistologica cu Leiotriletes adnatus, L. adnatoides.Granulatisporitestninutus etc.

In restul unitatii central-estcarpatice nu se mai intilneste suita completa a sisturilor cristaline hercinice, ci numai anumite parti. De pilda, in regiunea Muntelui Bretila se intilnesc metaconglomerate, calcare si dolomite cristaline, alcatuind cristalinul de Rusaia presupus de virsta ordovician-siluriana; in regiunea vaii Tibau s-a delimitat cristalinul de Tibau, estimat a fi de virsta eocarbonifera. In partea sudica s-a separat cristalinul de Damuc (Ordovician), cristalinul de Izvorul Muresului (Eocarbonifer), etc. Acestea reprezinta diverse petrofaciesuri si isi gasesc corespondent in anumite parti din cristalinul de Repedea, care de fapt epuizeaza suita sisturilor cristaline hercinice.

Masivul sienitic de la Ditrau. Masivul alcalin de la Ditrau, prin particularitatile sale mineralogice (prezenta feldspatoizilor, a mineralelor cu paminturi rare, existenta rocilor foidice sau a essexitelor), are un caracter de exceptie intre corpurile magmatice din tara noastra si din Europa. Asa se face ca acesta a atras de mult atentia cercetatorilor, printre care M. Reichard, A. Strekeisen, V. Ivanovici, Al. Codarcea, N. Anastasiu, E. Constantinescu etc., iar Zirkel, inca din 1866, a descris si introdus in circuitul mondial sub numele de ditroit un petrotip specific - sienitele cu nefelin si sodalit - al carui locus tipicus este la Ditrau.

Masivul sienitic de la Ditrau (v. PI. III) se contureaza ca un corp cvasicircular strabatind discordant sisturile cristaline de Tulghes din partea sudica a zonei central-estcarparice (fig. 29).

La alcatuirea masivului participa o mare varietate de roci in care se, gasesc, in proportii diferite, minerale caracteristice corpurilor alcaline ca: microclin, oligoclaz, nefelin, canerinit. sodalit etc., iar dintre mineralele accesorii: apatit, sfen, illmenit, monazit etc.

Ca tipuri de roci se pot distinge:

- roci foidice, care includ o gama larga, de la foiaite la essexite, cum ar fi: sienite foidice (roci predominant leucocrate bogate in nefelin si sodalit), monzonite foidice (faciesuri laterale ale sienitelor foidice, essexite (roci heterogene) care constituie cea mai mare parte din masiv si foarte adesea cu textura orientata;

- roci cu foide, care includ sienite si monzonite in care foidele sint accidentale;

- roci cuarto-feldspatice, care includ granitoide; sint de obicei micro-granulare si au culoare rosie; in mare parte au caracter alcalin;

- diorite si ultramafite descrise in literatura si sub numele de "complexul dioritic-gabbroic' si care par a fi rocile cele mai vechi din masiv.

Masivul sienitic are o structura aproape concentrica in care rocile granitice sint spre exterior, iar partea centrala este ocupata de sienite alcaline cu nefelin. Cu dezvoltare mai mult sau mai putin zonara si cu extinderi diferite, se mai intilnesc diversele roci feldspatice: essexite, foiaite, sienite cu texturi orientate, hornblendite etc. In general, toti constituientii petrografiei ai masivului au si texturi orientate.

Intreg masivul alcalin de la Ditrau, ca de altfel intreaga masa de sisturi cristaline din unitatea central-estcarpatica, este strabatuta de filoane de lamprofire.

Relatiile masivului alcalin cu sisturile cristaline gazda sint fie transante, fie de intrepatrundere, iar in intreaga masa a masivului, cu precadere in zonele de margine, se gasesc enclave de sisturi cristaline de diferite dimensiuni.

In jurul masivului alcalin s-a format o zona de corneene care se intinde de la citiva metri la 200-300 m. Aceasta a luat nastere pe seama sisturilor cristaline si este reprezentata prin corneene cu biotit, cordierit, andaluz it, corindon, spinel.

Cu privire la virsta masivului alcalin de la Ditrau, pe baza relatiilor cu rocile inconjuratoare se poate deduce doar ca este postbaikaliana. Analizele radiometrice care pot fi luate in consideratie sint acelea efectuate pe biotitul din sienite sau din corneene si care au indicat valori in jur de 153 M.a., sau pe tinguaite care au dat 160 M.a. Acestea arata ca "punerea in loc' a masivului s-a produs in Neojurasic, fapt ce nu contravine situatiei geologice de ansamblu. Geneza masivului alcalin de la Ditrau a generat multe dispute. Controversa s-a dus intre adeptii ideii unei origini exclusiv magmatice a masivului, natura alcalina explicindu-se prin asimilarea de roci carbonatice, si sustinatorii ideii unei origini metasomatice, rocile constituente ale masivului alcalin fiind rezultatul unei metasomatizari a sisturilor cristaline.

Desi nici la ora actuala nu se poate spune ca s-a ajuns la un consens si cu atit mai mult la elucidarea acestei probleme, totusi in teren exista indicii de care nu se poate sa nu se tie seama in explicarea genezei masivului alcalin. Astfel, pe de o parte, contactele foarte nete dintre masiv si sisturile cristaline si existenta unei aureole de contact pledeaza pentru existenta unor intruziuni magmatice; pe de alta parte, texturile orientate, prezenta enclavelor de sisturi cristaline in masa masivului sienitic, si relatiile de intrepatrundere dintre masiv si sisturile cristaline pe anumite zone sint argumente in favoarea existentei unor procese de metasomatism. Aceste fapte conduc la concluzia ca la formarea masivului alcalin de la Ditrau au concurat ambele categorii de procese (magmatice si metasomatice). Mecanismul foarte complex care a generat masivul ramine insa insuficient cunoscut.

Sedimentarul preaustric

Formatiunile sedimentare care participa la alcatuirea unitatii central-estcarpatice, desi apartin la zone de sedimentare diferite, au fost implicate in tectogeneza austrica, incit pot fi inglobate sub numele de "sedimentarul preaustric'.

In structura actuala, sedimentarul preaustric s-a conservat mai ales la marginea estica a unitatii central-estcaprpatice, alcatuind ceea ce V.*** a denumit "Ostkarpatischcrandmulde', sau sinclinalul marginal extern al geologilor romani. Acesta din urma nu reprezinta de fapt un simplu sinclinal, ci un ansamblu structural generat de tectogeneza austrica. Datorita unei ridicari axiale, sinclinalul marginal extern este divizat in sinclinalul Rarau la nord (fig. 30) si sinclinalul Haghimas spre sud. Mai departe spre sud sedimentarul preaustric are o larga raspindire in Muntii Persani, iar spre nord ocupa suprafete relativ intinse in Muntii Maramuresului (v PI. III).

In toata aria de raspindire a sedimentarului preaustric se disting foarte clar cele doua tipuri de sedimentar provenind din zone de sedimentare deosebite, care, in structura actuala, apartin la unitati tectonice deosebite. Astfel, se deosebeste un sedimentar care este in relatii normale fata de substratul cristalin si apartine pinzei sau pinzelor bucovinice, constituind sedimentarul bucovinic; si un sedimentar alohton constituind in cea mai mare parte pinzele transilvane, care este desemnat drept "sedimentarul transilvan' (fig. 31, 32).

Sedimentarul bucovinic. Sedimentarul bucovinic include ansamblul de depozite care se dispune normal peste sisturile cristaline formind invelisul direct al acestora; este format in general din depozite neritico-litorale acumulate in zona de shelf a marginii continentale europene si constituie o suita relativ subtire, cu multe discontinuitati stratigrafie. Ca virsta, suita depozitelor bucovinice corespunde intervalului Triasic-Eocretacic, insa fireste nu constituie o suita stratigrafica neintrerupta (v.fig.31, 32).

In unele lucrari sint mentionate si formatiuni brecioase despre care se presupune ca ar apartine Permianului. Acestea sint de fapt cruste de alteratie din faza de exondare pretriasica incit nu constituie acumulari permiene propriu-zise.

Triasicul. Acestui sistem apartin depozite psefito-psamitice urmate de depozite exclusiv carbonatice.

- Triasicul inferior. In Muntii Persani, suita triasica incepe prin conglomerate care se dispun transgresiv si discordant peste cristalinul de Girbova. Acestora li se asociaza gresii silicioase si argile rosii, totul revenind Seisianului; in continuitate de sedimentare urmeaza dolomite calcaroase din care provine o fauna cu Costatoria costata si Anodontophora sp., reprezentind Campilianul (v. fig. 32).

In Muntii Haghimas si Rarau (v. fig. 31), Triasicul inferior debuteaza de asemenea prin conglomerate urmate de gresii cuartoase si intercalatii de argile rosii. Acestora le succede un pachet de grezocalcare, calcare in placi si dolomite, din care C. Grasu mentioneaza, din zona Lacu Rosu, printre altele, Claraia clarai si Costatoria costata, indicind, atit pentru depozitele ce le contin cit si pentru depozitele subiacente, virsta seisiana. Peste stratele cu Claraia clarai se gaseste un nivel de calcare dolomitice., bine stratificate, in care, la Azodu Mare, I. Atanasiu a identificat o fauna cu Entolium discites, Costatoria costata si Natiria costata, indicind virsta campiliana pentru acest nivel denumit de Azodu Mare. Pe alocuri, nivelul de Azodu Mare, fie ca se efileaza tectonic, fie ca trece lateral la dolomite masive, incit acesta nu se individualizeaza ca atare in tot sinclinalul marginal extern, ci numai din loc in loc, cum ar fi la Azodu Mare in sinclinalul Haghimas, la vest de Cimpulung-Moldovenesc in sinclinalul Rarau etc. Triascul inferior afloreaza continuu pe flancul vestic al celor doua sinclinale (Rarau si Haghimas) si din loc in loc pe flancul estic, cum ar fi in Culmea Damuc din sinclinalul Haghimas, pe Izvorul Alb in sinclinalul Rarau etc.

- Triasicul mediu. Acesta are dezvoltarea mai mare in Muntii Haghimas si Rarau si este reprezentat prin depozite exclusiv carbonatice. Astfel, peste nivelul de Azodu Mare, sau incluzindu-l in baza, urmeaza un orizont de 50-150 m grosime alcatuit din dolomite masive, din care M. Pelin a identificat Ceratiles semipartitus indicativ pentru Anisian. Acestea se urmaresc constant pe flancul vestic al celor doua sinclinale dind inaltimi cu aspect ruiniform, cum sint mameloanele Adam si Eva de linga localitatea Pojorita, pe valea Moldovei. Pe flancul estic dolomite apar din loc in loc, de pilda pe piriul Izvorul Alb unde formeaza Piatra Buha, in culmea Damuc etc. Ca iviri izolate, dolomite apar si la vest de sinclinalul marginal extern in plina arie de aflorare a sisturilor cristaline, cum ar fi de pilda pe valea Putna Seaca la vest de Pojorita si la Delnita.

Pe un aliniament mai vestic, la Iacobeni se intilnesc dolomite bituminoase. Aceste iviri izolate se aliniaza in lungul unor falii care marcheaza incalecari importante (v. PI. III).

In Muntii Persani, dolomite anisiene se intilnesc in bazinele riurilor Comana si Girbova si sporadic in jurul masivului de sisturi cristaline de la Girbova.

Transgresiv, insa cu dezvoltare sporadica, in lungul celor doua sinclinale (Rarau si Haghimas) peste dolomite urmeaza calcare masive, organogene, cu Diplopora cumulata si Gyroporella perforata. Acestea apartin Ladinianului si au o mai larga dezvoltare in sinclinalul Haghimas (piriul Suhard, Lacu Rosu, Muntele Cupasu etc.), iar in sinclinalul Rarau afloreaza limitat intre vaile Tatarca si Lucava.

In Muntii Persani ar putea apartine Ladinianului unele calcare, adesea noduloase, dispuse deasupra dolomitelor anisiene.

- Triasicul superior. In suita bucovinica din unitatea central-estcarpatica. Triasicul superior nu se cunoaste cu certitudine. In unele interpretari se atribuie o atare virsta unor calcare si dolomite rosietice cu fragmente de halobii din sinclinalul Haghimas, care stau peste calcarele ladiniene.

Jurasicul. In suita bucovinica, Jurasicul se caracterizeaza prin predominarea depozitelor detritice si existenta mai multor discontinuitati in procesul de sedimentare.

- Liasicul. In Muntii Persani, Liasicul are caracter transgresiv si debuteaza prin calcare detritice, rosietice, din care D. Patrulius mentioneaza Spiriferina alpina si Zeilleria cornuta, indicind Eo - si Mezoliasicul. Suita se continua cu marnocalcare si marne, urmate de calcare oolitice. Din asemenea depozite provine o fauna cu Grammoceras thoiiarcense si Pseudogrammoceras quadratum, care confera depozitelor ce o contin virsta toarciana. Depozitele liasice se intilnesc la marginea masivului cristalin de la Girbova si in regiunea localitatii Comana.

In Muntii Haghimas, Liasicul apare sporadic, pe suprafete mai intinse intilnindu-se in zona Lacul Rosu si pe Piriul Ghilcos. Peste tot, Liasicul are caracter transgresiv si de obicei incepe cu calcare oolitice, feruginoase, cu Inwlutina liassica, sau calcare detritice, adesea in placi, avind culoare rosietica. Din ele provine o fauna cu Cincta numismalis, Spiriferina haueri, Entolium liassinum etc. indicativa pentru Sinemurian; urmeaza calcare grezoase cu Spiriferina alpina si Passaloteuthis paxilosus, care revin Pliensbachianului. Suita liasica se incheie cu gresii calcaroase, feruginoase, cu Steinmannia radiata reprezentind Toarcianul.

- Doggerul. In Muntii Persani, Doggerul urmeaza in continuitate de sedimentare Toarcianului. Primele depozite sint similare celor neoliasice (calcare oolitice), insa contin o fauna cu Leioceras comptum si Luaiuigia miircinsoni, caracteristica pentru Aalenian. Dupa o lacuna de sedimentare urmeaza un pachet de depozite foarte variate ca litologic (gresii calcarose, calcare detritice, calcare apatice, calcare oolitice si pseudoolitice) din care provin resturi de Belemnopsis sp. si Nerinclla sp. revenind Bathonianului, eventual si Eocallovianului. Cu aceste depozite, in Muntii Persani se incheie suita jurasica bucovinica (v. fig. 32).

In Muntii Haghimas, Doggerul are o dezvoltare mai completa. Astfel, pe Piriul Haghimas, peste calcarele grezoase toarciene, urmeaza marnocalcare care amintesc faciesul cu Bositra acestora li se adauga calcare negricioase si pe alocuri calcare grezoase, oolitice; din ele, Fr. Herbich mentioneaza o fauna cu Oppelia fusca, Parkinsonia parkinsoni, Entolium dcmissum etc. care indica virsta bajocian-bathoniana. Dogger se intilneste in jurul Lacului Rosu, iar pe flancul estic apare sporadic la Bitca Neagra, Piatra Pintarenilor etc.

In sinclinalul Rarau, Doggerul se intilneste pe suprafete mai restrinse pe Valea Tatarca si in culmea Tarnita. In aceste puncte, Doggerul are pozitie transgresiva si este reprezentat prin calcare sau gresii oolitice din care V. Mutihac mentioneaza: Entolium demissum, E. spathulatus, E. renevieri, belemniti si brahiopode.

Jurasicul superior marcheaza o semnificativa schimbare de facies prin aparitia unor depozite cu caracter flisoid. Modificari in mediul de sedimentare s-au petrecut in legatura cu crearea celei de a doua zone de rift intracontinental din care va evolua marea flisului. Primele depozite neojurasice sint reprezentate prin silicolite care formeaza un orizont de jaspuri divers colorate, cu intercalatii de argile rosii si verzi, totul nedepasind 20 m grosime. Acestea se dispun transgresiv si discordant peste depozite mai vechi mulind un paleorelief. Urmind Doggerului, se estimeaza ca orizontul de jaspuri reprezinta Callovian-Oxfordianul. De altfel, din jaspuri, C. Dumitrica, mentioneaza o asociatie de radiolari indicativa pentru aceasta virsta. Orizontul de jaspuri se intilneste constant si continuu pe flancul vestic al celor doua sinclinale (Haghimas si Rarau) si din loc in loc pe flancul estic; mai apare pe valea Putna Seaca, la vest de Pojorita.

Ultimele depozite jurasice apartin Tithonicului. Acestea sint incluse in baza unei suite mai comprehensive corespunzind Tithonic-Neocomianului care are o pozitie transgresiva.

Cretacicul. Instabilitatea tectonica inceputa in Neojurasic se accentueaza in Eocretacic si atinge paroxismul spre sfirsitul acestei epoci. In asemenea conditii, acumularile imbraca faciesuri tipice sinorogene.

Neocomianul, inclus de fapt in suita Tithonic-Neocomian, releva din plin modificarile in mediul de sedimentare (v.fig. 31, 32). Acumularile includ in principal depozite detritica cu factura flisoida, iar subordonat depozite de tip pelagic. In structura actuala asemenea depozite se intilnesc numai pe clina estica a sinclinalului marginal extern (v. fig. 30) si in Muntii Persani.

In sinclinalul Haghimas, Tithonic-Neocomianul a fost descris in detaliu de D. Patrulius et al. sub numele de "strate de Lunca', reluind acest termen din literatura existenta si acordindu-i un continut mai comprehensiv si mai riguros precizat. Stratele de Lunca, al caror stratotip se gaseste la Lunca de Sus pe valea Strimba afluent al Trotusului, pot atinge o grosime in jur de 900 m. In ansamblu, acestea imbraca un caracter flisoid in care se gasesc mai multe nivele de marnocalcare cu aptichi care amintesc faciesul "stratelor cu Aptychus'.

In suita stratelor de Lunca se disting trei orizonturi si anume:

- orizontul inferior siltic-argilos cu intercalatii de silicolite si marnocalcare sideritice;

- orizontul mediu predominant calcaros cu grezocalcare avind un caracter mai pronuntat de ritmicitate;

- orizontul superior grezocalcaros cu factura de flis.

In sinclinalul Rarau, stratele de Lunca prezinta o si mai accentuata variatie de facies. Acest fapt a condus, in unele interpretari, la admiterea a doua faciesuri heteropice sincrone (strate cu Aptychus si strate de Pojorita) suprapuse tectonic. In general insa, este aceeasi situatie ca si in sinclinalul Haghimas, mamocalcarele cu Aptychus fiind intercalate in depozitele cu factura flisoida. Profilul cel mai elocvent este acela de pe Valea Moldovei, intre Gura Sadovei si Pojorita (fig. 33). Din ansamblul stratelor de Lunca, M. Ilie, D. Patrulius, M. Sandulescu etc. mentioneaza o asociatie de aptichi printre care Laevaptychus longus, L. latissimus, Pimctataptycus punctatus, Lamellaptychus beyrichi si o asociatie de tintinide cu Calpionella alpina, C. ellipiica, Tintinnopscma carpathica, Calpionellopsis oblonga etc., asociatii ce pledeaza pentru virsta tithonic-neocomiana. Suita tithonic-neocomiana, in sinclinalul Rarau, se incheie cu un episod grezos-conglomeratic cunoscut sub numele de gresiile si conglomeratele de Muncelu. Acestea sint bine deschise in profilul de pe Valea Moldovei. Atit spre nord, cit si spre sud, gresiile si conglomeratele de Muncelu trec la faciesuri grezoase. In sinclinalul Haghimas ele nu se individualizeaza ca atare.

In Muntii Persani, Tithonic-Neocomianul se intilneste in sectorul Comana si este reprezentat printr-o suita ritmica grezocalcaroasa in grosime de 500 m. In baza acesteia se individualizeaza o secventa constituita din argile, jaspuri rosii, gresii si calcarenite din care, in defileul Oltului, S. Pauliuc mentioneaza Crioceratites duvali si Olcostephanus asterianus. In ansamblu depozitele descrise sint intrucitva asemanatoare cu stratele de Lunca din sinclinalul marginal extern, ceea ce duce la presupunerea ca in baza includ si Tithonicul.

Barremian-Albianul, care incheie suita bucovinica, include depozite cu dezvoltare tipica de wildfils. In Muntii Haghimas si Rarau, wildflisul formeaza umplutura propriu-zisa a sinclinalului marginal extern; este reprezentat printr-o masa predominant argiloasa de culoare negricioasa, cu aspect de curgere, in care sint insedimcntate blocuri exotice, cu precadere de tip transilvan, care dau nota caracteristica formatiunii de wildflis. Pe alocuri se intilnesc si curgeri de bazalte, cum sint acelea de pe Valea Seaca, de pe Valea Bicazului etc. In general, formatiunea de wildflis este lipsita de stratificatie, sau are o stratificatie haotica cu foarte frecvente variatii laterale. Pe linga argilite, care predomina, se mai intilnesc brecii, conglomerate, gresii, calcare recifale, marne etc. Spre partea superioara a suitei sint frecvente secventele tipice de flis, cum sint acelea de pe Vealea Moldovei in perimetrul localitatii Breaza. Din diferite puncte, din formatiunea de wildflis. Gr. Popescu si D. Patrulius mentioneaza printre altele: Deshayesites borovae, Pseudohaploceras leptoviense, Orbitolina lenticularis etc. care indica virsta barremian-aptiana, iar din depozitele cu caractere de flis de pe Valea Moldovei, V. Mutihac si E. Bratu au descris o microfauna cu Ticinella gaultina, Ammobaculites reophacoidcs, Haplophragmoides are-natus etc. semnificativa pentru Albian.

In Muntii Persani, Barremian-Albianul are o grosime de 1.500-2.000 m si este reprezentat prin depozite foarte variate, insa nota caracteristica este data de dezvoltarea wildflisului. In zonele de margine si mai ales pe cristalinul de Girbova se dezvolta faciesul urgonian reprezentat prin calcare cu Requienia si orbitoline. Lateral se trece la depozite tipice de wildflis. Acestea din urma se intilnesc in toate sectoarele Muntilor Persani. Deasupra formatiunii de wildflis, dar si ca variatie laterala a acesteia, se dezvolta depozite grosiere care trec la o secventa pararitmica. Aceasta debuteaza printr-un nivel marnogrezos ce trece pe verticala la depozite grezoase-ar-giloase cu caracter ritmic descris de S. Pauliuc drept "complexul flisoid'; se intilneste in partea nord-estica a Muntilor Persani la sud de Valea Oltului. Suita barremian-albiana se incheie cu conglomerate care ocupa suprafete largi in estul Muntilor Persani.

Din ansamblul depozitelor descrise, calcarele recifale si depozitele de wildflis ar reveni Barremianului si Aptianului inferior; depozitele flisoide ar apartine Aptianului superior, in timp ce conglomeratele ar fi de virsta albiana.

In Muntii Maramuresului (de la izvoarele Ceremusului spre nord) unde se intilneste continuarea directa a sinclinalului marginal extern, situatia este (sau pare) mai deosebita, dar mai ales insuficient clarificata. Aceasta se datoreste interventiei unei activitati magmatice bazice mai intensa si complicatiilor tectonice de detaliu, fapt ce a facut foarte anevoioasa recunoasterea entitatilor litostratigrafice intilnite in restul sinclinalului marginal extern si care, in mod normal, ar trebui sa se regaseasca aici.

Triasicul inferior, reprezentat prin conglomerate, gresii cuartitice cu intercalatii de argile rosii, urmate de nivelul de Azodu Mare, este singura entitate lito - si cronostratigrafica recunoscuta cu certitudine in Muntii Maramuresului. Celelalte formatiuni constituente ale sinclinalului marginal extern din acest sector au fost incluse in ceea ce s-a numit "flisul negru' de virsta eocretacica dupa M. Bleahu, sau mediojurasica-eocretacica dupa I. Bercia et al. In ultimul timp, pe hartile de ansamblu, M. Sandulescu a dat acestuia o interpretare tectonica considerind ca se afla in pozitie alohtona si ca ar reprezenta "pinza flisului negru' apartinind zonei flisului carpatic. Acest "flis negru' include roci foarte heterogene, insa particularitatea esentiala este data de prezenta unui material piroclastic de compozitie bazica si de culoarea predominant neagra a depozitelor.

In anii din urma, Gh. Mitrea et al. au realizat o stratigrafie de detaliu in Muntii Maramuresului care lasa se se intrevada o corelare cu restul sinclinalului marginal extern. Astfel, lasind la o parte Triasicul inferior a carui situatie este clara, in asa-numita "pinza a flisului negru' s-au inclus de fapt doua entitati, deosebite ca virsta si litofacies, care apartin la unitati tectonice diferite. Astfel, ca prima entitate se deosebeste ceea ce M. Bleahu a denumit complexul mafic de virsta mediotriasica apartinind de fapt sedimentarului transilvan. Cea de a doua este flisul negru care apartine sedimentarului bucovinic. In flisul negru se pot distinge mai multe complexe litostratigrafice care apartin intervalelor: Dogger-Malm, Tithonic-Neocomian si Barremian-Aptian.

Dogger-Malmul ar include un complex litofacial format in principal din argilite negre si tufuri, carora li se asociaza tufuri micacee cu impregnatii de oxizi de fier, tufuri brecioase, calcare brecioase si radiolarite. Totul prezinta un metamorfism dinamic incipient. Din nivelele de tufuri provine o microasociatie cu Lenticulina subalata, L. muensteri, Planularia anceps etc. care pledeaza pentru virsta mezo- si neojurasica. Aceste depozite sint corelabile cu jaspurile callovian-oxfordiene si eventual cu baza stratelor de Lunca din restul sinclinalului marginal extern, reprezentind un facies mai intern al acestora.

Tithonic-Neocomianului ii revine o suita de depozite predominant calcaroase in alternanta cu argile negre; subordonat se intilnesc gresii si sisturi marnoase siltice, iar pe alocuri (la partea inferioara) tufuri si brecii cu elemente bazaltice. In ansamblu, aceasta suita prezinta destul de pregnant caracterul de ritmicitate. Continutul in fosile este in general sarac insa semnificativ. Astfel, pe linga Clypeina jurassica care pledeaza pentru virsta tithonica, in calcare microgranulare slab metamorfozate s-a identificat o asociatie de tintinide cu Tintinnopsella carpathica si Stenosemellopsis hispanica, care confera depozitelor respective virsta neocomiana. In aceasta situatie este evidenta similitudinea dintre suita argiloasa-calcaroasa din Muntii Maramuresului si stratele de Lunca din celelalte segmente ale sinclinalului marginal extern.

Barremian-Albianului ii revine, in Muntii Maramuresului, suita de depozite ce urmeaza peste suita calcaroasa-argiloasa tithonic-neocomiana. Suita barremian-albiana debuteaza printr-o secventa constituita dintr-o alternanta ritmica de gresii calcaroase, argile, marne si argile siltice. Urmeaza o a doua formatiune predominant grezoasa in care gresiile au caracter arcozian sau graywackic; local trec la microconglomerate sau chiar la brecii. O ultima secventa litostratigrafica, cu care se incheie suita barremian-albiana, este reprezentata printr-o masa brecifiata cu structura haotica in care se gasesc episoade conglomeratice, calcare pseudoolitice, grezocalcare etc. In masa brecifiata se intilnesc blocuri de calcare dolomitice, sisturi cristaline etc. Este evident ca formatiunile incluse in Barremian-Albian, in Muntii Maramuresului, reprezinta de fapt formatiunea de wildflis din celelalte sectoare; unele resturi de Palorbulina sp. detectate in diversi litotopi din aceasta formatiune, sint argumente in plus in acest sens. Asadar si In Muntii Maramuresului, formatiunea de wildflis cu care se incheie sedimentarul bucovinic constituie umplutura unor structuri sinclinale.

Sedimentarul transilvan. In structura actuala, sedimentarul transilvan se intilneste numai in situatie alohtona, fie ca blocuri insedimentate in formatiunea de wildfils, fie ca petice de acoperire, ramasite ale unor pinze (pinzele transilvane), fie sub forma de klippe de rabotaj. In aceasta situatie nu poate fi vorba de urmarirea unui profil in care sa se recunoasca succesiunea completa a sedimentarului transilvan, insa depozitele fiind fosilifere, s-a putut stabili apartenenta acestuia la intervalul Triasic-Eocretacic cu o importanta discontinuitate corespunzatoare Callovian-Oxfordianului (v.fig.31, 32).

Ca litofacies, sedimentarul transilvan este aproape exclusiv carbonatat de tip pelagic, pina in Mezojurasic, si recifal in Neojurasic si Eocretacic. Se remarca si existenta unor faciesuri heteropice sincrone, mai ales in Triasic, fapt ce releva ca zona de formare a sedimentarului transilvan avea o morfologie variata. O trasatura definitorie a sedimentarului transilvan o constituie asocierea acestuia cu material vulcanic de tip ofiolitic, mai ales pentru intervalul Triasic-Mezojurasic. Caracterele litofaciale si prezenta ofiolitelor arata ca sedimentarul transilvan s-a format intr-o zona labila de expansiune a scoartei. Aceasta s-a creat la interiorul marginii continentale est-europene a placii euroasiatice si a evoluat contemporan sau penecontemporan cu Oceanul Tethys. Intre ele se situa aria continentala transilvano-panonica (v. fig. 91). Urma (cicatricea) acestei zone labile s-ar gasi in estul Depresiunii Transilvaniei. De aici si denumirea de sedimentarul sau faciesul transilvan sau suita transilvana, pentru formatiunile de aceasta provenienta.

In sedimentarul transilvan s-au identificat toate etajele Triasicului, ale Jurasicului aproape in intregime si ale Cretacicului inferior.

Triasicul. Acest sistem include depozite predominant carbonatice carora li se asociaza frecvent produsele unui vulcanism ofiolitic.

Triasicul inferior, in Muntii Persani este cunoscut in imprejurimile localitatii Cuciulata, pe Valea Lupsei si in Defileul Oltului (v. PI. III), unde apare, fie sub forma de klippe, fie ca lame tectonice in baza a ceea ce constituie pinza de Persani. Din punct de vedere litofacial. Triasicul inferior este reprezentat prin grezocalcare in placi, intercalatii de argile si sisturi calcaroase cu Costatoria costata, Unionites fasacnsis si Eomorphotis telleri, indicind Werfenianul (v. fig. 32).

In sinclinalul Haghimas se cunosc putine depozite de virsta eotriasica. Acestea se intilnesc numai ca fragmente insedimentate in depozitele de wildflis ale Cretacicului bucovinic, sau ca lame tectonice in baza pinzei de Haghimas.

In sinclinalul Rarau, Triasicul inferior este reprezentat printr-o alternanta de grezocalcare in placi si sisturi argiloase micacee, din care V. Uhlig citeaza Costatoria costata, Turbo recticostatiis, Naticella costata etc., care le confera virsta campiliana. Asemenea depozite se intilnesc pe Valea Seaca la vest de orasul Cimpulung Moldovenesc unde apar insedimentate in wildflisul cretacic. Tot Campilianului sint atribuite marnocalcarele si sisturile calcaroase de tipul stratelor de Campii de pe Piriul Cailor (la nord de Po-jorita) si de pe Piriul Plaiul Ioanei, nord de localitatea Sadova (v. fig. 30). Triasicul mediu este reprezentat prin depozite calcaroase variate ca facies carora li se asociaza vulcanite bazice.

In Muntii Persani, Anisianul include calcare noduloase rosii, adesea cu accidente silicioase, cu Spirigera marmor ea si Flexoptychites sp., calcare masive cu Meandrospira dinarica, Diplopora helvetica etc., calcare bituminoase de tip Guttenstein etc. Asemenea depozite se intilnesc in compartimentul sudic al Persanilor, unde participa la alcatuirea pinzei de Persani (v. pi. III). Pe suprafete mai restrinse se intilnesc in defileul Oltului/iar mai spre nord in sectorul Virghis.

In sinclinalul Haghimas, din depozitele anisiene nu se cunosc decit calcare bituminoase sub forma de fragmente insedimentate in formatiunea de wildflis.

In sinclinalul Rarau apartin Anisianului calcarele dolomitice care constituie klippele Pietrele Albe de pe Izvorul Alb, calcarele negre stratificate, bituminoase, de pe Piriul Cailor si de pe Piriul Plaiu Ioanei (care au in baza stratele de Campii), calcarele noduloase ce formeaza klippa in care este deschisa cariera de la Botus de pe Valea Moldovei etc.

In Muntii Maramuresului par sa apartina Anisianului calcarele compacte masive cu centri de dolomitizarc.

Ladinianul, in Muntii Persani si mai ales in defileul Oltului, este reprezentat de sisturi argiloase rosii si calcare noduloase rosii cu accidente silicioase si cu halobii. Acestora li se asociaza frecvent si din abundenta vulcanite bazice. In ansamblu, acestea din urma sint reprezentate printr-un complex ofiolitic constituit din porfire bostonitice cum sint acelea din defileul Oltului, prin bazalte, adesea spilitizate, care se intilnesc practic in toti Muntii Persani, dolerite, gabbrouri, serpentinite, andezite si trahite. Ansamblul vulcanogcn-sedimentar din Muntii Persani se dispune tectonic peste wildflisul cretacic de tip bucovinic.

In sinclinalul Haghimas sint putine klippe de calcare ladiniene. In rindul acestora s-ar numara calcarele rosii silicifiate din Muntele Criminis. In sinclinalul Rarau apartin Ladinianului calcarele in placi cu accidente silicioase si cu intercalatii de argile rosii cu Daonella indica si D. muossoni, de sub Piatra Zimbrului si de la Izvorul Rece. Tot de aceasta virsta sint calcarele noduloase rosii din klippa de pe Piriul Cailor, din care K. Paul mentioneaza o fauna cu Protrachyceras archelaits, Monophyllites wengensis, Sageceras walteri, Daonella pichleri etc, si calcare rosii cu conodonte din care Elena Mirauta a identificat Apatognathits ziegleri, Gondolella navicula, Lonchodina mulleri etc, care apar ca blocuri pe Piriul Zimbrului. In Muntii Maramuresului se repartizeaza Ladinianului de tip transilvan o formatiune vulcanogen-sedimentara descrisa de M. Bleahu drept "complexul eruptiv' iar de Gh. Mitrea drept faciesul calcaros eruptiv. Materialul vulcanogen este reprezentat prin bazalte, bazalt-andezite, dolerite, variolite si piroclastite, iar sedimentarul este constituit din roci calcaroase. Aceste doua categorii de roci sint intim asociate si afloreaza pe o arie intinsa din valea Poienilor pina in Muntele Farcau.

Triasicul superior este reprezentat prin depozite calcaroase bogat fosilifere.

Carnianul, in nordul Muntilor Persani, este reprezentat prin calcare masive, calcare rosii nodulare, calcare spatice etc. din care D. Patrulius mentioneaza Holobia partschi, Monotis haueri, Neoretzia festosa etc. Asemenea depozite se gasesc si in celelalte sectoare ale Muntilor Persani, fie ca blocuri insedimentate in wildflis, fie participind la constituirea pinzei de Persani.

In sinclinalul Haghimas apartin Neotriasicului calcarele rosii noduloase de tipul calcarelor de Hallstatt cu Jovites dacus de la Piatra Unica.

In sinclinalul Rarau apartin Carnianului calcarele cu Halobia tropitum, H. styriaca si H. breugniana din Popchii Raraului si din Piatra Zimbrului, precum si calcarele rosii noduloase de pe Piriul Timen de la est de localitatea Fundul Moldovei, in care V. Mutihac a identificat Trachyceras aon, Megaphyllites jarbas, Halorella curvifrons etc. Norianul include calcarele rosii de tip Hallstatt cu Megaphyllites obolus, Monotis salinaria, Placytes myophorum si calcarele albe de pe piriul Macesu din care s-au descris Placytes polydactilus, Spirigera qnadriplecta, Rhynchonella lycodon etc. asociate cu roci bazice. Tot Norianului apartin mamocalcarele cu Monotis salinaria de pe piriul Izvorul Alb.

Rhrtianul, care incheie suita transilvana a Triasicului, in Muntii Persani este reprezentat prin calcare negre cu megalodontide.

In sinclinalul Rarau apartin Rhetianului grezocalcarele cu Rhaetina gregaria, R. pyriformis, Cyrtina kdsscnensis, care apar ca blocuri in profilul de la Gura Sadovei (fig. 33).

Jurasicul. Revin sistemului jurasic, in principal, depozite pelagice, corespunzatoare primelor epoci, iar Neojurasicul este reprezentat prin calcare aproape exclusiv recifale. Aceasta neta diferentiere arata ca ele provin din zone de sedimentare diferite.

- Liasicul. In Muntii Persani revin Liasicului calcarele si mamocalcarele rosii cu Rhacophyllites gigas, Lytoceras fimbriatum, Arietites obtusus etc. din defileul Oltului apartinind Hettangian-Sinemurianului in faciesul de Adneth. Pliensbachianului si Toarcianului revin gresii silicioase cu Gry-phaea cymbium de la est de localitatea Comana (v. fig. 32).

In sinclinalul Haghimas se intilneste Liasic in facies de Adneth in valea Curmatura la Piatra Unica, continind o fauna cu Rhacophyllites transilva-nicus si Arietites bisulcatus, iar ca blocuri insedimentate in wildflisul cretacic se intilnesc gresii argiloase cu Harpoceras bifrons.

In sinclinalul Rarau revin Liasicului calcarele si mamocalcarele rosii cu Arietites raricostatus, A. romanicus, Aegoceras althii etc. de la vest de orasul Cimpulung Moldovenesc, reprezentind Hettangian-Sinemurianul in facies de Adneth, precum si blocurile de grezocalcare si marne cu Leioceras sp. de virsta pliensbachiana de la Gura Sadovei.

- Doggerul. In Muntii Persani este reprezentat numai prin Bathonian constituit din marne si marnocalcare cu Bositra buchi care se intilnesc sub forma de klippe pe Valea Lupsei.

In sinclinalul Haghimas, Doggerul apare sub forma de lame tectonice la baza calcarelor din pinza de Haghimas.

In sinclinalul Rarau depozitele mezojurasice sint foarte fosilifere, fiind reprezentate prin marnocalcare cu Ludwiia murchisonae si grezocalcare cu Stephanoceras humphriesianum, Choffatia homeomorpha, Siemiradiikia aurifera. Asemenea depozite se intilnesc pe Valea Pojoritei si la Gura Sadovei (v.fig.33).

Cu Doggerul se incheie o prima etapa din evolutia ariei labile transilvane, etapa caracterizata printr-o expansiune treptata (in sensul conceptului tectonicii globale) insotita de depuneri de tip pelagic si veniri intermitente de lave de tip ofiolitic.

Aria de sedimentare cu caracter pelagic probabil s-a restrins simtitor, dar a mai dainuit pe unele zone pina spre sfirsitul Jurasicului si inceputul Cretacicului. Dovada o constituie prezenta unor klippe de calcare si marnocalcare cum sint acelea de pe Valea Carhaga din Muntii Persani din care D. Patrulius mentioneaza Substreblites zonarium, Rhacophyllitcs ptvcho-icum, Punctataptychiis punctatus etc, indicind Tithonic-Neocomianul. Cu exceptia klippelor de pe valea Carhaga, depozitele neojurasice si eocretacice alohtone din unitatea central-estcarpatice sint in facies calcaros recifal.

- Malmul, in sinclinalul marginal extern, este reprezentat aproape exclusiv prin depozite calcaroase, care au o larga raspindire in sinclinalul Haghimas, unde, impreuna cu calcarele cretacice, alcatuiesc pinza de Haghimas (fig.38). In baza suitei calcaroase se distinge un pachet de calcare stratificate noduloase, cu Aspidoceras acanthicum, Taramelliceras trachynotum, T. compsum, Sowerbyceras tortisulcatum, Pygope janitor etc., fauna ce este semnificativa pentru Kimmerigianul in faciesul stratelor cu "acanthicum'.

Calcarele kimmeridgiene suporta calcare masive recifale in baza carora se gaseste un nivel cu caracter arenitic din care provine o fauna cu Haploceras elimatum, Lytoceras postultimensis, Hibolites semisulcatus etc. indicind Tithonicul inferior. Din calcarele masive, O. Dragastan mentioneaza o asociatie cu Thecosmilia trichotoma, Clypeina jurassica, Calpionella sp., care atesta Tithonicul superior.

In sinclinalul Rarau, Malmul nu a fost identificat pina acum. Este posibil insa ca unele calcare masive de la Izvorul Rece, care au la partea superioara o lentila de bauxita, sa fie de aceasta virsta.

Cretacicul. In ansamblul depozitelor alohtone, Eocretacicului ii corespund acumulari calcaroase recifale (v. fig. 31, 32).

Neocomianul, in sinclinalul Haghimas, are o larga raspindire si debuteaza printr-o secventa de marnocalcare cu Neocomites neocomiensis, Calpionella alpina si C. elliptica. In baza suitei s-a identificat un nivel de depozite continentale cu characee, corelabil cu nivelul de bauxite din Rarau. Orizintul de marnocalcare este urmat de calcare masive care includ calcarenite grosiere si mici recifi formati din alge si corali. Din ele, O. Dragastan mentioneaza Leviathania leviathan si Cladocoropsis cretacica. Asociatia fosila indica pentru calcarele recifale si secventele marnocalcaroase apartenenta lor la Neocomian.

Barremian-Aptianul este dezvoltat in facies urgonian si include calcare masive cu Requienia ammonia, R. ammonia scalaris, Toucasia carinata, la care se adauga Orbitolinopsis simplex. Continutul fosil indica virsta barremian-beduliana.

In sinclinalul Rarau sint de virsta barremian-aptiana calcarele care alcatuiesc Pietrele Doamnei si Virful Rarau (fig. 34). Calcarele in facies urgonian sint ultimele depozite ale suitei transilvane din unitatea ccntral-est carpatica.

In unele interpretari se considea ca sedimentarul preaustric din unitatea central-estcarpatica, pe linga suitele bucovinica si transilvana, ar mai include si altele (subbucovinica, de Iacobeni etc.) si chiar mai multe serii transilvane. Fara indoiala ca pe intinsul ariei de sedimentare bucovinica si a celei transilvane au existat conditii de acumulare intrucitva deosebite, care se reflecta in anumite variatii litofaciale, insa simplul fapt ca doua sau mai multe blocuri izolate dovedite sau presupuse de aceiasi virsta au caractere litofaciale deosebite nu poate constitui un argument ca au existat tot atitea zone de sedimentare independente, si mai ales nu poate constitui un argument ca in structura actuala fiecare din aceste varietati ar apartine unei pinze aparte. Reale, incontestabile si cu semnificatie structogenetica majora ramin cele doua tipuri de faciesuri bucovinic si tran silvan, care corespund la doua zone de sedimentare cu evolutie net distincta.

Magmatitele bazice si ultrabazice. In afara vulcanitelor bazice din Muntii Persani si din Muntii Maramuresului, care sint intim asociate sedimentarului de tip transilvan, se intilnesc, mai ales in sinclinalul Rarau, fragmente sau blocuri de dimensiuni apreciabile de roci bazice asociate formatiunii de wildflis; insa cum in wildflis se gasesc si curgeri bazice in situ, de cele mai multe ori este greu sa se distinga ce este in situ si ce este alohton. Majoritatea bazitelor apartin ultimei categorii si sint reprezentate prin bazalte anamesitice si variolite spilitizate. Virsta acestora este greu de precizat. Ceea ce se poate spune cu certitudine despre ele este faptul ca sint mai vechi decit formatiunea de wildflis in care sint inscdimentate.

Asemenea roci bazice pot fi intilnite in sinclinalul Rarau pe Valea Seaca, pe Valea Macesului, pe Izvorul Alb si in multe alte locuri.

Rocile ultrabazice au o dezvoltare considerabila, formind un masiv muntos bine individualizat, ce se intinde pe mai multi kilometri pe Valea Moldovei intre piraiele Breaza si Tatarca (v. PI. III). Ultrabazitele sint reprezentate prin serpentinite, dunite serpentinizate si gabbrouri transformate. Virsta acestora este incerta, probabil neojurasica, insa au o semnificatie deosebita din punct de vedere structogenetic. De retinut este faptul ca serpentinitele de la Breaza nu sint asociate sedimentarului transilvan si nu includ si nici nu suporta depozite sedimentare. Aceasta situatie arata ca serpentinitele nu apartin domeniului transilvan. Ele reprezinta un fragment din crusta oceanica ce forma fundul marii care s-a creat in Neojurasic in zona de margine continentala, mare in care s-a format flisul carpatic (fig. 35). O atare semnificatie ar putea-o avea si unele ultrabazite din Muntii Maramuresului, insa aici sint mai greu de diferentiat de ofiolitele transilvane.

1.2. Tectonica

Inca de la I. Popescu-Voitesti s-a pus problema existentei in unitatea central-estcarpatica a unei asa-numite pinza a gnaiselor de Rarau, care ar consta in suprapunerea cristalinului de Haghimas-Rarau-Bretila (mai vechi) peste sisturile cristaline epimetamorfice de Tulghes (mai noi). Aceasta "pinza' a fost admisa de unii si contetata de altii. La inceput s-a considerat a fi o pinza alpina, insa cind s-a constatat ca sedimentarul bucovinic acopera urma presupusului sariaj, adeptii presupusei pinze au considerat-o prealpine.

Fara indoiala ca aria continentala prealpina implicata in unitatea central-estecarpatica a avut un aranjamnt tectonic propriu, cu deformari si rearanjari care au putut avea o oarecare amploare; in structura actuala insa, acestea nu mai pot fi riguros recunoscute, in primul rind din cauza metamorfismului care a estompat relatiile tectonice preexistente.

Existenta vergentelor vestice nu implica neaparat o suprapunere tectonica de mare anvergura, iar prezenta unei zone de retromorfism intre cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila si cristalinul de Tulghes sugereaza ca limita cartografica cu contur foarte sinuos dintre cele doua tipuri de cristalin (v.PI.III), care se aduce ca argument in sprijinul existentei unei pinze a gnaiselor de Rarau, nu reprezinta de fapt o izocrona, ci o izobara sau o izoterma.

Mai sint si alte argumente care se opun interpretarii ca fiind relatii de pinza intre cele doua tipuri de cristalin. De pilda, daca pinza este presudeta, este greu de admis ca in formatiuni metamorfozate si retromorfozate se mai pot recunoaste contactele anormale stabilite anterior metamorfismului; daca pinza a fost pusa in loc dupa paraxismul sudet, nu se poate explica faptul ca in baza asa-numitei pinze nu se gaseste nici o lama rabotata din cristalinul de Repedea peste care, in mod firesc, ar fi alunecat aceasta. In plus, continuitatea pe directie, fara decrosari, a presupusei pinze, intr-o arie alpina atit de intens afectata tectonic, ar fi de neinteles.

Cit despre elementele de sisturi cristaline mezometamorfice situate la partea superioara a cristalinului de Tulghes si sub cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila, interpretate de I.Balintoni et al. ca reprezentind o pinza discontinua, iar de M. Sandulescu drept "petice autorabotate' din cristalinul de Haghimas-Rarau-Bretila, departe de a avea o semnificatie tectonica, acestea, asa cum se poate constata la Puzdra de pilda (pe soseaua ce traverseaza unitatea central-estcarpatica de la Lesu Ursului spre Ostra), se gasesc in mod firesc, in zona retromofozata dintre cele doua tipuri de cristalin (de Haghimas-Rarau-Bretila si cristalinul de Tulghes). Ele reprezinta nuclee care au fost afectate mai putin, sau deloc, de retromorfism.

Plane de discontinuitate tectonica in masa sisturilor cristaline se gasesc la tot pasul, ca urmare a deformarilor determinate de eforturile la care au fost supuse mai ales in timpul paroxismului austric. Amploarea acestora este foarte diferita, dar ca ele delimiteaza pinze tectonice, chiar daca li se spune "intracutanate', nu se poate admite fara riscul de a deteriora continutul si definitia de pinza.

Aranjamentul arhitectural major alpin al unitatii ccntral-estcarpaiicc este in principal rezultatul tectogenezelor mezocretacice, care au determinat aparitia primei generatii de structuri alpine din edificiul Carpatilor Orientali. Doua sint efectele principale ale acestor tectogencze:

- dezlipirea sedimentarului transilvan de pe suportul sau primar din zona de origine si alunecarea lui peste sedimentarul bucovinic din fata constituind pinzele transilvane;

- incalecarea ansamblului cristalino-mezozoic peste flisul dinspre est dind pinza sau pinzele bucovinice.

Pinzele transilvane. Pinzele transilvane s-au format prin obductia crustei oceanice (sedimentarul transilvan cu ofiolitele asociate) din aria de expansiune care evolua intre marginea continentala est-europeana si blocul transilvano-panonic (v.fig.91). Aceasta arie labila s-a inchis prin compresiune incit, in structura actuala, constituie sutura transilvana. Din aceasta adesea se recunoaste doar urma, care s-ar situa la marginea estica a blocului transilvan fiind acoperita de formatiunile Depresiunii Transilvaniei si de vulcanitele neogene, sau de invelisul postaustric; spre NNV s-ar continua in Maramures (klippele transilvane) (v.fig.36). Extinderea ei pe directie se deduce din repartitia sedimentarului transilvan in unitatea central-estcarpatica unde, spre sud, se urmareste pina in Muntii Persani; ceea ce inseamna ca sutura se afla undeva la vest de acestia. Mai departe, sutura transilvana este implicata in structura Carpatilor Meridionali.

S-a exprimat si opinia ca originea pinzelor transilvane ar fi in continuarea spre nord-est a ansamblului structural al Muntilor Apuseni de sud.

Sint insa situatii si fapte care se opun unei atare interpretari, in primul rind virsta deschiderii zonei de rifting din care au evoluat Muntii Apuseni de sud.

In structura unitatii central-estcarpatice, sedimentarul transilvan, in situatie de pinze suprapuse, s-a conservat pe anumite arii si a fost descris cu denumiri diferite, dar care, prin corelare si generalizare, pot fi reduse la doua: pinza de Persani si pinza de Haghimas (v. PI. III).

Pinza de Persani a fost descrisa si delimitata de M. Ilie. Aceasta pinza, foarte fragmentata, se contureaza in partea sudica a Muntilor Persani intre localitatile Comana si Lupsa, iar pe suprafete mai restrinse in defileul Oltului si mai spre nord in sectorul Virghis. La alcatuirea ei participa depozite triasice, in principal anisiene-carniene si liasice in facies de Adneth, carora li se asociaza magmatite ofiolitice. Acestea din urma sint mai abundente in defileul Oltului

In regiunea localitatii Comana, D. Patrulius a surprins situatii unde, peste depozite triasice de tip transilvan se dispun calcare neoaptiene, urmate de depozite albiene, si conchide ca pinza de Persani s-a pus in loc in timpul Aptianului (fig. 37).

In restul unitatii central-estcarpatice, sedimentarul transilvan de aceiasi factura se mai intilneste in sinclinalul Rarau unde, pe Piriul Timen, V. Mutihac a descris calcare rosii, noduloase, fosilifere, de virsta noriana, stind tectonic peste wildflisul suitei buconivice. Pe suprafata mai intinsa, Triasicul mediu de facies transilvan, reprezentat prin calcare asociate cu ofiolite stind peste wildflisul bucovinic, se intilneste in Muntii Maramuresului (pinza de Farcau).

Sedimentar transilvan de facies pelagic se mai intilneste ca blocuri insedimentate in wildflisul barremian-albian.

Pinza de Haghimas (v. PI. III) a fost conturata si desemnata ca atare de M. Sandulescu. La alcatuirea ei participa depozite neojurasice incepind cu Kimmeridgianul in faciesul stratelor cu "acanthicum'. Cea mai mare parte este constituita din calcare de tip Stramberg si din calcare urgoniene. In baza pinzei se gasesc lame de rabotaj din depozite triasice, precum si roci bazice (fig. 38).

Calcare similare acelora din pinza de Haghimas se mai intilnesc in sinclinalul Rarau (fig. 39), unde formeaza Virful Rarau propriu-zis si stau pe formatiuni de wildflis avind in baza o klippa de rabotaj constituita din calcare dolomitice mezotriasice. Pietrele Doamnei sint constituite de asemenea din calcare urgoniene stind pe calcare de Stramberg si impreuna stind pe wildflis.

Urma sariajului dintre pinza de Haghimas si substratul autohton, in sinclinalul Haghimas este acoperita transgresiv de depozite neocretacice apartinind sedimentarului postaustric, de unde se deduce virsta albiana a punerii in loc a pinzei.

Intre pinza de Persani si pinza de Haghimas se constata deosebiri semni-ficative, atit in ceea ce priveste continutul, cit si cu privire la virsta punerii in loc si anume:

- pinza de Persani este constituita numai din depozite triasice si eo-jurasice de facies pelagic, in timp ce la alcatuirea pinzei de Haghimas participa numai depozite neojurasice si eocretacice de facies aproape exclusiv recifal;

- numai pinza de Persani, prin destramarea partii sale frontale, a furnizat blocurile exotice insedimentate in wildflis; depozite neojurasice si eocretacice recifale nu se intilnesc intr-o asemenea situatie;

- pinza de Persani s-a pus in loc in Aptian, insa desprinderea sedi-mentarului transilvan pelagic din zona de origine s-a produs mai de timpu-riu, cel mai tirziu la inceputul Barremianului;

- pinza de Haghimas s-a pus in loc spre sfirsitul Albianului, odata cu incalecarea unitatii central-estcarpatice (in ansamblu) peste flisul carpatic, iar desprinderea de substratul din zona de origine s-a produs dupa punerea in loc a pinzei de Persani.

Din caracteristicile celor doua pinze se poate desprinde concluzia ca zona de sedimentare a faciesului recifal se gasea la interiorul (la vest) ariei faciesului pelagic, situindu-se poate chiar pe marginea blocului transilvan (v. fig. 35). De asemenea se mai poate conchide ca punerea in loc a pinzei de Persani s-a produs ca efect al inchiderii zonei de expansiune (transilvana), in timp ce punerea in loc a pinzei de Haghimas este contemporana ingustarii unei alte zone de expansiune, care a constituit marea flisului carpatic si care s-a creat in Neojurasic spre interiorul marginii continentale europene (v. fig. 35).

Trasatura comuna a pinzelor de Persani si de Haghimas consta in caracterul lor de pinze de cuvertura, care s-au desprins si au alunecat de pe substratul lor de origine.

Pinzele bucovinice. Al doilea efect major al tectogenezelcr mezocretacice consta in incalecarea ansamblului cristalino-mezozoic din zona central-estcarpatica peste zona flisului carpatic. Aceasta situatie a fost intuita de V. Uhlig inca de la inceputul secolului nostru, care a desemnat ansamblul sariat cu numele de pinza bucovinica. Urma sariajului incepe din Muntii Maramuresului, prin Muntii Bistritei, trece prin localitatea Breaza si prin Cimpulung-Moldovenesc, pe la est de Brosteni, traverseaza Valea Bistritei si se continua pina in regiunea Ciuc. Mai departe este acoperita de vulcanite neogene, insa reapare in estul Muntilor Persani. Acest important contact tectonic a fost desemnat de I. Bancila sub numele de linia sau falia central-carpatica (v. PI. III).

Cu unele rare exceptii, pina in zilele noastre, tectonica in pinze, in general, si existenta pinzelor transilvane si a pinzelor bucovinice, In special, nu a fost contestata; dimpotriva, noi detalii au condus la completarea imaginii tectonice a acestui sector carpatic. Astfel, Th. Krautner in Muntii Rodnei si M. Savul In Muntii Bistritei au pus in evidenta incalecari ale sisturilor cristaline mezometamorfice peste sisturi cristaline epimetamorfice. I. Atanasiu remarca existenta vergentelor vestice. I. Bancila descrie in detaliu si traseaza falia central-carpatica. I. Bercia et al.in Muntii Bistritei au urmarit mai multe contacte tectonice in lungul carora, mai ales in regiunea Mestecanis-Iacobeni-Vatra Dornei, este prins sedimentarul bucovinic. Mai ales aceste ultime situatii releva ca presiunile tectonice care au dus la incalecarea ansamblului cristaiino-mezozoic peste flisul carpatic au determinat si o fracturare a masei sariate, pe care au compartimentat-o in mai multe blocuri; acestea, la rindul lor, s-au incalecat unele pe altele, de la vest spre est, prinzind intre ele si invelisul sedimentar.

In structura actuala, in ansamblu, dar mai ales in partea estica a unitatii central-csicarpatice, sisturile cristaline si sedimentarul implicat prezinta, de cele mai multe ori, vergente vestice. Aceasta situatie a condus pe I. Bercia et al. la ideea existentei unor pinze sau sisteme de pinze, suprapuse de mare anvergura: sistemul pinzelor maramuresene (inferior) si sistemul pinzelor bistritene (superior). Acest mod de interpretare (seducator prin anvergura) a cistigat adepti care, mergind pe aceasta cale, au infatisat  arhitectura unitatii central-estcarpatice ca un veritabil mozaic de pinze, situatie consemnata pe harta geologica a tarii sc. 1 :1 000000 ed. 1978.

O imagine tectonica mai recenta a fost sugerata de M. Sandulescu la care au subscris si sustinatorii structurii mozaicate. Acesta noua versiune indica, intr-o oarecare masura, renuntarea la ideea unei multitudini de pinze, insa se mentine conceptia structurii in pinze suprapuse. Numarul pinzelor principale este redus la trei (pinza bucovinica, pinza subbucovi-nica si pinza infrabucovinica).

O interpretare diferita de aceea a structurii in pinze suprapuse, ne-a fost sugerata printre altele de relatiile tectonice observate pe valea Putna Seaca si la Iacobeni. Astfel, in lungul contactelor tectonice din aceasta zona este prins sedimentarul bucovinic, ale carui relatii stratigrafice releva suite inverse. De pilda, peste cristalinul de Tulghes sau peste cristalinul de Kebra-Barnar stau depozite jurasice, urmate de depozite triasice si a-cestea, la rindul lor, suporta sisturi cristaline, deci o suita inversa. Este evident ca in aceasta situatie, relatiile tectonice initiale se gasesc, geometric, la baza stivei sedimentare si nu deasupra. Inversarea (rasturnarea) structurilor a avut loc, fireste, dupa stabilirea contractelor tectonice generate de tectogeneza austrica si este un efect al miscarilor postaustrice; adica dupa ce unitatea central-estcarpatica suferise o reasezare In urma tccto-genezei austrice si capatase o oarecare stabilitate. In aceasta situatie, la noile eforturi tectonice, unitatea central-estcarpatica a reactionat printr-o tendinta de redresare si rasturnare a structurilor. In felul acesta au aparut frecvente vergente vestice mai mult sau mai putin superficiale, insasi planul de sariaj principal (ccntral-carpatic) a fost redresat si rasturnat.

Tinind seama de situatia de pe valea Putna Seaca si c!e Ja Iacobeni, de prezenta masivului de serpentinite de pe valea Moldovei si de contextul mai larg al evolutiei unitatii central-estcarpatice, V. Mutihac vede ca efect principal al tectogenezei austrice si ca deformare tectonica majora incalecarea ansamblului cristalir.o-mezozoic peste flisul carpatic constituind pinza bucovinica (in sensul lui V. Uhlig). In felul acesta s-a individualizat unitatea central-estcarpatica.

Alunecarea ansamblului cristaiino-mezozoic central-estcarpatic s-a facut pe o masa ofiolitica provenind din substratul marii flisului, care evoluase ca zona de expansiune a scoartei intre marginea continentala est-curopeana deformata, (blocul central-carpatic); si restul ariei continentale est-europcnc (v. fig. 35). Portiuni din crusta oceanica au fost antrenate si obduse in fruntea sariajului; in structura actuala ele au rol de parau-tohtcn al masei sariate, si poate fi desemnat drept parautohtonul sub-bucovinic.

Presiunile tectonice care au dus la incalecarea unitatii central-estcarpatice peste flisul carpatic au determinat si o serie de fracturi in masa pinzei bucovinice, incit aceasta a fost compartimentata in mai multe blocuri cu tendinta de incalecare de la vest spre est (fig. 40). In felul acesta, in cuprinsul pinzei bucovinice s-au conturat mai multe digitatii, sau pinze de al doilea ordin, incit pinza bucovinica in sensul lui V. Uhlig ar reprezenta de fapt un sistem de pinze de imbricare constituind sistemul pinzelor bucovinice. Planele de incalecare si in acelasi timp formatiunile constituente ale pinzelor au fost redresate si rasturnate in timpul tectogenezelor postaustrice.f

Pinzele bucovinice sint pinze de soclu, masa sariata fiind constituita in principal din sisturi cristaline. De la est spre vest se deosebesc: pinza bucovinica inferioara, pinza bucovinica mediana si pinza bucovinica superioara (v. PI. III, fig. 40). Modul cum sint intelese si delimitate pinzele bucovinice in opinia aratata difera sensibil de modelul prezentat de M. Sandulescu.

- Pinza bucovinica inferioara se delimiteaza in partea estica a unitatii central-estcarpaticc. Aceasta incaleca direct peste flisul carpatic in lungul liniei central-carpatice, sau peste masivul de serpentinite de la Breaza (Valea Moldovei). La alcatuirea pinzei bucovinice inferioare participa cristalinul de Haghimas-Rarau-Bratila, cristalinul de Tulghes, cristalinul de Repedea si sedimentarul bucovinic care constituie sinclinalul marginal extern. Pe suprafete foarte restrinse, sedimentarul bucovinic se mai intilneste in lungul unor contacte tectonice din partea de vest a pinzei relevind structuri de cute-solzi. Astfel, Intre Valea Moldovei si Valea Putna Seaca se delimiteaza solzul Demita, solzul Putna Seaca si solzul Orteaia. Asemenea structuri de solzi se intilnesc si in partea estica a pinzei bucovinice, inferioare cum sint cei doi solzi care se pot urmari din piriul Izvorul Alb spre sud unde, pe mai multi kilometri, se constata repetarea sisturilor cristaline si a formatiunilor sedimentare. La Gura Sadovei (v. fig. 35) se recunosc de asemenea doi solzi sugerati de repetarea stratelor de Lunca. Pe piriul Plaiul Ioanei, in fruntea pinzei bucovinice inferioare se intilneste un mic sinclinal strivit in care se gaseste o klippa de sedimentar transilvan reprezentat prin strate de Campii si calcare de Guttenstein. Asemenea structuri se intilnesc si in sinclinalul Haghimas.

- Pinza bucovinica mediana, situata la vest de precedenta, este constituita in principal din sisturi cristaline mezometamorfice de Rebra-Barnar, din sisturi cristaline epimetamorfice de Tulghes si din sisturi cristaline de Repedea. Acestora li se adauga sedimentarul bucovinic de pe aliniamentul Iacobeni. Urma sariajului pinzei bucovinice mediane, in lungul careia incaleca peste pinza bucovinica inferioara, se urmareste de la localitatea Ortoaia de pe Valea Bistritei spre nord, trece pe la Mestecanis si se continua pina la Valea Cirlibaba; mai departe este acoperita de invelisul posttectonic neocretacic de la Tibau. Pe aceasta distanta, relatiile tectonice se stabilesc intre cristalinul de Tulghes apartinind pinzei bucovinice mediane si sedimentarul bucovinic sau cristalinul de Repedea din pinza bucovinica inferioara. De la localitatea Ortoaia spre sud, unde nu se mai intilnesc nici sedimentar bucovinic si nici sisturi cristaline hercinice, fruntea pinzei bucovinice mediane este mai greu de urmarit; aceasta ar fi marcata de contactul dintre cristalinul mezometamorfic din Muntii Barnar, care ar apartine pinzei bucovinice mediane, si cristalinul de Tulghes de la est, care ar apartine pinzei bucovinice inferioare. Acest contact are un traseu sinuos si se continua paralel cu Valea Bistritei pina in bazinul Vaii Bistricioara. Mai departe spre sud, limita dintre pinza inferioara si pinza mediana nu mai poate fi detectata, sau poate se revine la o situatie normala; de aici caracterul mai curind de digitatie al acestor unitati (v. PI. III). - Pinza bucovinica superioara este situata la vest de pinza bucovinica mediana. La alcatuirea acesteia participa sisturi cristaline mezometamorfice de tip Rebra-Barnar, sisturi cristaline retromorfozatc care formeaza o mare parte din Muntii Rodnei, sisturi cristaline epimetamorfice de Tulghes si sisturi cristaline hercinice de Repedea. Urma sariajului pinzei bucovinice superioare se identifica de la Vatra Dornei spre nord, pe la Iacobeni, pina in Muntele Bretila. Aici este intrerupta de o falie majora (falia Dragos Voda). Mai departe spre nord se regaseste in Muntii Maramuresului formind promontoriul Vaserului. De la Vatra Dornei spre sud, urma sariajului trece prin virful Calimanel pina la est de Bilbor; mai departe se recunoaste in regiunea izvoarelor Muresului si ale Oltului (v. PI. III). In lungul liniei de incalecare, contactul tectonic se stabileste intre sisturile cristaline mezometamorfice din pinza bucovinica superioara, pe de o parte si cristalinul de Tulghes, sisturile cristaline hercinice sau sedimentarul bucovinic de la Iacobeni apartinind pinzei bucovinice mediane, pe de alta parte. Pinza bucovinica superioara, la rindul ei, prezinta complicatii tectonice. Astfel, in partea sud-vestica a promontoriului Rodnei, cristalinul mezometamorfic de Rebra-Barnar incaleca peste sisturile cristaline de Repedea, iar mai spre nord, sisturile cristaline retromorfozate prind sub ele sisturi cristaline hercinice. In felul acesta se contureaza doua structuri de solzi de imbricare: solzul de Rebra si solzul Inau (v. PI. III).

Parautohtonul subbucovinic. Un alt element tectonic al unitatii central-estcarpatice il reprezinta masivul de serpentinite de pe Valea Moldovei, dintre localitatile Lucina si Breaza. Acesta este situat la marginea estica a sinclinalului marginal extern si orientat in lungul liniei central-carpatice. Relatiile lui cu substratul nu sint clare. In cele mai multe interpretari se considera ca sta tectonic pe formatiunea de wildflis si este conturat ca petic de acoperire inclus sistemului pinzelor transilvane. Se constata insa ca, peste tot, in unitatea central-estcarpatica, materialul bazic transilvan este, intr-un fel sau altul, asociat cu material sedimentar pe care, fie ca il include, fie ca alterneaza cu el. Or, masivul de la Breaza este constituit numai din ultrabazite care prezinta o evidenta asemanare cu acelea din parautohtontil de Severin din Carpatii Meridionali.

Pe baza celor mentionate, V. Mutihac este de parere ca masivul ser-pentinitic de pe Valea Moldovei reprezinta un fragment obdus din crusta oceanica ce constituia fundul marii flisului si pe care a alunecat ansamblul central-cstcarpatic. In aceasta situatie, masivul de ultrabazite de la Breaza este o unitate tectonica oarecum independenta constituind parautohtonul subbucovinic (v. fig. 40). Atit wildflisul cit si eventual unele aparitii de sisturi cristaline situate in fata masivului de serpentinite reprezinta fragmente rabotate si nu substratul in situ.

Generalizind, se poate conchide ca unitatea central-est carpatica, in ansamblu, din punct de vedere tectogenetic reprezinta o pinza pentru care denumirea de "pinza central-estcarpatica' ar fi mai potrivita, insa s-a incetatenit denumirea de pinza bucovinica. In cadrul acesteia, pinzele transilvane si pinzele bucovinice sint elemente tectonice de ordinul al doilea. Deplasarea si incalecarea peste flisul carpatic s-au produs ca urinare a proceselor de subductie si consumare a scoartei oceanice care a constituit aria ele expansiune secundara central-carpatica corespunzatoare marii flisului. In final s-a ajuns la coliziunea celor doua blocuri continentale odinioara separate prin marea flisului. Atit prin amploare cit si prin mecanismul de punere in loc, pinza central-estcarpatica se deosebeste de oricare din pinzele Carpatilor, cu exceptia pinzei getice din Carpatii Meridionali cu care prezinta o remarcabila similitudine. Acest tip de pinza pare sa constituie un element specific al oricarui sistem orogenic generat de o arie labila de tip marginal si ar putea fi denumita "pinza de coliziune'.

In contextul paleostructural, unitatea central-estecarpatica corespunde blocului central-carpatic detasat din marginea ariei continetale est-europene.

Sedimentarul postaustric. Dupa desavirsirea tectogenezei austrice de la sfirsitul Eocretacicului, care a condus la aranjamentul tectonic si la individualizarea unitatii central-estcarpatice, aceasta din urma a evoluat in continuare ca domeniu cu oarecare stabilitate. In aceasta situatie, chiar de la inceputul Neocretacicului si pina la sfirsitul Paleogenului, cea mai mare parte din unitatea central-estcarpatica, daca nu in intregime, a fost acoperita de ape redevenind arie de sedimentare. Depozitele acumulate in noile conditii constituie invelisul post pinza sau postparoxismal.

In structura actuala, sedimentarul postaustric s-a conservat pe arii limitate in zona de aflorare a structurilor austrice si acopera suprafete mult mai intinse la vest de aceasta, in Maramures, nordul Transilvaniei si Muntii Birgaului; pe suprafete mai restrinse se intilneste in Muntii Persani (v. P. III).

Din punct de vedere litofacial, sedimentarul postaustric include depozite variate. In general, dar mai ales in Paleogen, s-au dezvoltat faciesuri neritico-litorale in zonele de margine si faciesuri de larg frecvent cu caracter flisoid. Ansamblul acestora apartine Neocretacicului si Paleogenului (fig. 31, 32).

Cretacicul superior afloreaza in zona de margine a ariei de sedimentare si, pe suprafete mai restrinse in largul zonei.

In zona de margine, Cretacicul superior debuteaza prin depozite de facies litoral-neritic, reprezentate prin conglomerate si gresii, urmate de depozite predominant pelitice constituite in principal din marne si marnocalcare rosii. Cu acest facies. Cretacicul superior se intilneste fie sub forma unor "bazine', cum este acela de la Glodu sau acela de la Tibau-Lucina, fie la marginea vestica a ariei de aflorare a ansamblului cristalino-mezozoic unde apare discontinuu de sub depozitele paleogene.

Dezvoltarea completa a Cretacicului superior se intilneste la Glodu (est de Muntii Calimani). Aici, suita incepe prin conglomerate si gresii glauconitice din care S. Athanasiu mentioneaza Exogyra columba, Acantho-ceras rothomagensc etc. indicind virsta cenomaniana. Peste conglomeratele si gresiile cenomaniene urmeaza depozite pelitice reprezentate prin marnocalcare rosietice cu Inoceramus labiatus, I. lamarcki, Tcxanites serratomar-ginaius etc., care apartin Turonianului si Senonianului.

In regiunea Tibau, pe valea Cirlibaba, depozitele cenomar.iene au acelasi facies si contin, printre altele, Manlclliceras mantclli, l^}uzcsia planulata etc., iar Turonianul si Senonianul In facies marnos sint atestate de continutul microiaunistic cu globotruncanc.

In sinclinalul Haghimas, invelisul posttectonic este reprezentat numai prin conglomerate cu Itruvia apartinind Cenomanianului.

In Muntii Persani (v. fig. 32), Cretacicul superior debuteaza printr-o stiva de depozite in grosime de 200 m, reprezentata prin microconglomerate si gresii care amintesc Cretacicul de tip Ouadcrsandstein. Acestea au o larga dezvoltare in bazinul Vaii Bogata (Intre defileul Oltului si localitatea Comana), de unde si numele de gresii de Bogata sub care sint cunoscute, si care se mai intilnesc si in culoarul Vladeni. Gresia de Bogata nu este fosilifera insa se apreciaza ca ar apartine Cenomanianului.

Peste gresia de Bogata urmeaza depozite predominant marnoase, pe alocuri de culoare rosietica, cu intercalatii de gresii. Din aceste depozite, inca de la Fr. Herbich si I. Simionescu, se cunoaste o bogata fauna de i no-cerami, printre care Inoceramus labiatus, I. hercynicus, I. costelatus etc. la care Jana Ion adauga o asociatie de foraminifere cu Globotruncana lapparenti, G. stuarti, G. conica, Abathomphalus mayaroensis etc. Continutul paleontologic indica virsta turonian-scnoniana, inclusiv mastrichtianfi pentru depozitele in cauza.

La marginea vestica a ariei de aflorare a unitatii ccntral-estcarpatice, depozite neocretacice se cunosc in Muntii Maramuresului^ si afloreaza pe suprafete mai intinse in promontoriul Bistrei din bazinul Tisei (v. Pi. III). Suita neocretacica de aici include o formatiune predominant conglomera-tica-grczoasa care se dispune peste fundamentul cristalin si trece pe verticala la o formatiune pararitmica, predominant grezoasa, urmata de marnocalcare cenusii cu intercalatii subordonate de gresii. Din marnocalcare provine o asociatie microfaunistica cu Globotruncana stuarti, indicativa pentru Senonian. Formatiunile subiacente ar reveni Cenomanianului si Turonianului. Urmarind mai departe marginea unitatii central-estcarpatice, Cretacicul superior in acelasi facies se intilneste in regiunea Pasului Prislop.

In Muntii Birgaului, suita neocretacica debuteaza prin gresii atribuite Cenomanianului, urmate de marnocalcare rosii cu Inoceramus sublabiatus, I. cripsi etc., iar din nivele superioare provine o rnicrofauna cu Rotalipora monsalvensis, Globotruncana stuarti, G. lapparenti etc., indicind Turonianul si Senonianul.

In zona de larg, Cretacicul superior se intilneste sporadic, fie in lungul unor fracturi, de pilda la Romul i pe Valea Salautei, pe cursul superior al riului Baicu sau la Roua de Sus pe Tisa, fie sub forma de klippe sau blocuri, cum sint acelea din pasul Setref. Cretacicul superior in zona de larg este dezvoltat in faciesul marnelor de Puchow, continind o bogata asociatie de foraminifere, printre care Globotruncana lapparenti, G. coronata,. G. arca, G. stuarti, G. marginala, Abathomphalus mayaroensis etc., indicind Senonianul.

Paleogenul acopera cca mai mare parte din aria de dezvoltare a sedimentarului postaustric. In zonele de margine, depozitele de aceasta virsta au un pronuntat caracter transgresiv, in timp ce in zona de larg s-a identificat si existenta Paleoccnului, urmind deasupra marnelor de Puchow. Totusi, intre Cretacic si Paleogen nu este o continuitate de sedimentare.

Paleocenului i se atribuie o secventa argilo-grezoasa (argile visinii cu intercalatii de gresii) care se poate separa la partea superioara a ivirilor de marne rosii senoniene de la Romuli, din pasul Setref, de la Rona de Sus etc. Virsta paleocena decurge din continutul microfaunistic al acestor depozite, care includ printre altele: Globi gcrina triloculinoides, G. pseudobulloi-des, Globorolalia membranacea, Hor masina ovulum gigant ea etc.

Eocenul include depozite foarte variate insa repartitia si asocierea acestora releva clar existenta a doua tipuri faciale, unul neritic-litoral si altul cu factura flisoida.

Faciesul neritic-litoral este dezvoltat in zona de margine dinspre aria de aflorare a unitatii central-estcarpaticc si apare aproape continuu pe largimi variabile in lungul acesteia, incepind din vestul Muntilor Maramuresului pina in estul Muntilor Birgau, insa nu peste tot are aceeasi dezvoltare. In ansamblul depozitelor neritico-litorale din zona de margine, desi variate, se pot distinge anumite formatiuni care se succed pe varticala. Aceste entitati litofaciale se depasesc frecvent, adesea inaintind mult peste aria cristalina, cum se intimpla in zona pasului Prislop. In zona de margine suita eocena incepe printr-o formatiune predominant grezoasa-conglomeratica, cu dezvoltare mare la Prislop (unde poate atinge 500 m grosime), de unde si numele de gresia si conglomeratele de Prislop sub care este cunoscuta. Din aceste depozite se cunoaste o asociatie de numuliti cu Nummulites atacicus, N. murckisoni, N. partschi, N. distans, N. perforatus, N. millecaput etc. care indica partea superioara a Eocenului inferior si Eocenul mediu.

Peste gresiile si conglomeratele de Prislop se intilnesc calcare crgano-gene cu dezvoltare lenticulara, cum sint acelea de pe cursul superior al Izei, sau acelea de pa valea Telcisor. Din ele provine o fauna cu Nummulites fabianii, N. pulchellus, N. chavamtcsi indicind Priabonianul.

Suita eocena in facies neritic-litoral se incheie cu o formatiune marnoasa, descrisa de D. Patrulius drept "marne de Gura Vaserului'; este constituita in principal din marne siltice compacte, in care se pot intilni subordonat calcare si gresii. In lungul zonei de margine ele apar discontinuu si pot depasi formatiunile subiacente luind contact direct cu fundamentul cristalin. Pe alocuri, marnele de Gura Vaserului au culoare rosie. Din ele provine o asociatie de globigcrine (Globigerina inflata, G. officinalis, G. ampliapertura, G. corpulenta etc.), la care se adauga Discocyclina pratti si D. stellata. Continutul paleontologic este semnificativ pentru partea terminala a Eocenului.

Faciesul flisoid al Eocenului ocupa o pozitie mai interna in aria de raspindire a sedimentarului postaustric. Acesta s-a format intr-o zona mai coborita si mai instabila a fundamentului cristalino-mczozoic situata in imediata vecinatate a suturii transilvane. In structura actuala, din punct de vedere tectonic, aceasta zona constituie o duplicatura a invelisului postaustric, denumita "duplicatura de Lapus', cu extindere din bazinul mijlociu al Izei spre vest si sud-vest (v. PI. III).

In ansamblu, depozitele eocene din zona amintita reprezinta un flis atipic. Astfel, pe linga o alternanta ritmica de argile (adesea visinii) si gresii calcaroase cu hieroglife, care au dezvoltarea cea mai larga, se intilnesc frecvent secvente predominant grezoase-conglomeratice, mai ales spre baza suitei. Printre elementele constituente ale rocilor psamito-psefitice, pe linga sisturi cristaline, se intilnesc si calcare de tipul celor tithonice. Materialul tcrigen a fost furnizat atit de sutura transilvana din imediata vecinatare, care constituia un prag intre marea flisului transcarpatic si marea ce acoperea aria central-estcarpatica, cit si de anumite parti mai ridicate ale acesteia din urma.

La nord de Valea Izei, Eocenul in facies flisoid afloreaza pe o zona ingusta de la Cuhea spre nord si la est de localitatea Rona de Sus unde participa la o structura de solz.

Oligocenul acopera cea mai intinsa suprafata din aria de aflorare a sedimentarului postaustric, si are caracter transgresiv in zona de margine luind contact direct cu fundamentul cristalin.

Primul termen al Oligocenului este reprezentat printr-o formatiune cu blocuri insedimentate, care aminteste de wildflis si este considerata ca atare. Formatiunea cu blocuri, cunoscuta si sub numele de "strate de Valea Carelor', se prezinta adesea ca o megabrecic cu matrice argiloasa de culoare inchisa, cu intercalatii subtiri de sisturi disodilice si gresii; totul este pu ternic deformat fenomenul de budinaj fiind omniprezent. Elementele insedimentate reflecta natura substratului imediat (sisturi cristaline, conglomerate neocretacice, marnocalcare de tip Puchow, calcare numulitice, marne de valea Vaserului eocene etc.); in unele locuri au fost descoperite :_; i izolate-de eroziune incit apar ca veritabile klippe tectonice, cum sint mamocalcarele rosii din Pasul Setref. Dintr-un bloc insedimentat in strate de Valea Carelor D. Patrulius a descris un maxilar de Prominatherium dalmatinum. Formatiunea cu blocuri descrisa se intilneste atit in zona de margine (unde are un caracter transgresiv, luind contact cu fundamentul cristalin), cit si In zona de larg unde se dispune peste depozite eocene de facies flisoid, fara insa a releva o continuitate. In unele interpretari, formatiunea cu blocuri din duplicatura Lapus a fost repartizata Priabonianului. Faptul ca printre blocurile insedimentate, pe linga gresii cu orbitoizi de virsta campanian-mastrichtiana, se gasesc si calcare cu Nummulites millecaput si .V. fabianii, de virsta lutetian-priaboriana, pledeaza pentru virsta oligocena a formatiunii cu blocuri.

Aspectul de formatiune cu blocuri al primului termen al seriei oligocene arata ca spre sfirsitul Eocenului si inceputul Oligocenului, zona cristaline-mezozoica, cel putin in parte, a cunoscut o faza de intense deformari rupturale care au condus la denivelari accentuate creind grabene si creste cu faleze abrupte. Acestea din urma au furnizat blocurile insedimentate in formatiunea de Valea Carelor. In felul acesta este infirmata parerea ca duplicatura de Lapus ar apartine domeniului pienidelor, de unde ar fi alunecat venind de la mare distanta, si ca in structura actuala ar reprezenta o pinza "ultra'. De altfel, simpla prezenta a Oligocenului in duplicatura de Lapus diferentiaza net pe aceasta din urma de pinza flisului transcarpatic (pinza de Botiza-Petro va) despre care va fi vorba mai departe.

Al doilea termen al Oligocenului din Maramures este reprezentat printr-o formatiune predominant marnoasa, care urmeaza peste stratele de Valea Carelor putindu-le depasi. Aceasta prezinta doua aspecte litofaciale sensibil deosebite, cu arii de raspindire bine delimitate rclevind conditii de acumulare diferite, ca urmare a unei pronuntate instabilitati tectonice.

In jumatatea nordica a ariei de aflorare, mai exact de la ceea ce se ' numeste falia Dragos Voda, spre nord, formatiunea marnoasa este constituita din marne si marnocalcare bituminoase cu alteratii albicioase (marne albe), iar ca intercalatii cu caracter subordonat se intilnesc sisturi disodilice si menilite. Intercalatiile de gresii sint cu totul subordonate.

La sud de falia Dragos Voda, formatiunea marnoasa este constituita din marne de culoare cenusic-negricioasa, carora li se asociaza argile negre sistoase, sisturi disodilice si lentile de marnocalcare sferosideritice, ultimii doi litotopi constituind elementele specifice ale acestei formatiuni. Ca elemente nespecifice se intilnesc intercalatii de gresii, lentile de gresii calcaroase lumaselice ete. intr-o astfel de lentila de pe Valea Strimba, V. Mutihac a identificat o fauna cu Ostrea cyathula, Calyptrea depressa si Cyrcua semistriata, iar din imprejurimile localitatii Telciu (valea Salautei), I. Dra-ghinda si Gh. Bulgarii mentioneaza Potamides lamarcki, Pecten ornatus, Tympanotonos labirinthum etc. Cu unele modificari litofaciale neesentiale, formatiunea marnoasa cu disodile si sferosidcrite se intilneste in toata aria de la sud de falia Dragos Voda, inclusiv in duplicatura de Lapus.

Suita oligocena se incheie printr-o formatiune predominant grezoasa. Aceasta este cunoscuta sub numele de "gresia de Borsa' ?au mai corect ar fi "formatiunea de Borsa', care isi are dezvoltarea caracteristica In aria de la nord de falia Dragos Voda. Cu unele deosebiri minore, formatiunea de Borsa are o larga extindere si in regiunea de la sud de falia mentionata. In ansamblu, aceasta este reprezentata prin pachete de gresii micacee in bancuri groase, separate prin intercalatii subtiri de argile, alternind cu pachete de roci pelitice, argile sau marne in grosime de pina la 20 m. Formatiunea de Borsa poate atinge 1 500 - 2 000 m grosime. Din formatiunea de Borsa se cunoaste o asociatie microfaunistica cu Globi gcrina cipcroeiisis, Globi gerinoides trilobus, Globoquadrina dehiscens etc. Adaugind si asociatia de nannoplancton cu Discoaster druggi, Cvclocohthus formosus, Discolithina multipora etc. continutul paleontologic in ansamblu indica virsta oligocena si miocena timpurie.

Inspre sud-est, in Muntii Birgaului, Oligocenul in ansamblu este dezvoltat in facies flisoid insumind 2 000 m grosime; este constituit dintr-o alternanta monotona pararitmica de gresii si sisturi argiloase slab bituminoase. De la diverse nivele, din suita pararitmica Gh. Bulgaru mentioneaza o fauna cu Cyrena sirena sirena, Pirenella plicata alpina, Tympctnoionos Labirinthum etc. care indica virsta oligocena.

Cele mai sudice iviri ale invelisului postaustric se intilnesc in sudul Muntilor Persani in culoarul Vladeni, unde se gasesc depozite de virsta oligocena.

Din punct de vedere tectonic, desi formatiunile ncocretacice si paleogene, care acopera o buna parte din unitatea central-estcarpatica, constituie invelisul posttectonic, ele au suferit deformari importante in timpurile postaustrice. De altfel, inca de la inceputul Neocretacicului, dar mai ales in Eocen, la interiorul suturii transilvane evoluau intinse arii labile in care era implicata marginea blocului transilvano-panonic si care a influentat si marginea unitatii central-estcarpatice.

Paroxismul laramic se reflecta nu numai in caracterul transgresiv al depozitelor eocene din zona de margine, unde acestea depasesc termenii mai vechi si iau contact cu fundamentul cristalin, ci si in discontinuitatea stratigrafica ce se inscrie in suita paleogena din zona de larg. De altfel, dezvoltarea faciesurilor cu caracter flisoid in timpul Eocenului arata ca aria de acumulare a invelisului postaustric devenise in parte instabila. Aceasta instabilitate s-a accentuat spre sfirsitul Eocenului si inceputul Oligocenului, cind s-au produs fracturi importante care au determinat insemnate denivelari in bazinul de acumulare favorizind dezvoltarea depozitelor cu caracter de wildflis.

Principalele deformari, care de fapt au condus la aranjamentul tectonic actual, sint rezultatul tectogenezei stirice vechi din Miocenul timpuriu, intr-o prima etapa, deformarile au avut caracter predominant plicativ. Astfel, sub influenta zonelor labile mai interne invelisul postaustric s-a cutat si a fost impins peste depozitele de acelasi facies din fata constituind o duplicatura a acestora. Delimitata in 1952 de V. Mutihac sub numele de "unitatea sudica', in 1956 I. Dumitrescu et al. au descris-o drept "pinza wildflisului'. Fruntea acesteia se urmareste din Valea Izei pina in culmea Tibles-Hudin-Varatec. Peste culme se continua pina in Valea Lapusului, iar mai departe este acoperita de masa vulcanitelor din Muntii Gutii (v. PI. III). In lungul ei, depozitele eocene in facies flisoid si Oligocenul In faciesul formatiunii cu blocuri, se dispun tectonic peste Oligocenul superior in facies grezos. Desemnarea acestei structuri drept duplicatura de Lapus este mai potrivita, in limitele ei fiind inclusi Muntii Lapus.

La nord de valea Izei, duplicatura de Lapus, dupa o decrosare, pare a se continua sub forma unui solz, de la localitatea Cuhea spre nord pina in valea Ruscovei. In opinia lui O. Dicea et al. acesta s-ar mai gasi in regiunea localitatii Rona de Sus din bazinul Tisei.

Mai spre est, in bazinul superior al riului Salauta, se urmareste cuta-solz de la Setref in fruntea careia apare Senonianul de la Romuli; spre sudvest aceasta se continua pe la sud de Tibles pina in regiunea Vaii Lapusului.

Intr-o etapa ulterioara, dar tot in Miocenul timpuriu, s-au produs importante deformari rupturale. Astfel, centrul Maramuresului este traversat pe directia est-vest de o falie majora cunoscuta sub numele de falia Dragos Voda, avind un caracter de transcurenta.

In sudul Muntilor Rodnei, o fractura de aceiasi amploare si avind acelasi caracter, denumita falia Somesului, se urmareste spre vest pina in regiunea Muntilor Lapus. Compartimentul dintre faliile mentionate este ridicat sub forma unui horst evident in promontoriul Rodnei; totodata acest bloc a suferit si o miscare de rotire, incit atit sutura transilvana cu pinza de Botiza Petrova de la vest, cit si structurile invelisului postaustric au fost decrosate si abatute de la directia carpatica NV-SE, capatind orientarea vest-est (v. PI. III).

In Muntii Birgaului, deformarile invelisului postaustric au fost mai atenuate. Se intilnesc cute sinclinale si antisinclinale, adesea faliate, insa de mica amploare.