|
|
|
Zona de molasa
Bazinul de acumulare a molasei carpatice s-a individualizat la inceputul Miocenului cind, .ca urmare a ridicarii unitatilor flisului extern, la marginea estica a acestuia s-a creat o depresiune marginala cu o subsidenta foarte activa. In procesele structogenetice care au generat aceasta depresiune au fost implicate atit marginea estica a flisului extern, cit si marginea unitatilor de vorland, incit bazinul in care s-a acumulat molasa carpatica reprezenta o depresiune premontana tipica cu fundament mixt (carpatic si de vorland).
Din punct de vedere morfologic, moiasei carpatice i se suprapune zona subcarpatica.
In structura actuala, molasa carpatica constituie unitatea tectonica cunoscuta sub numele de "pinza subcarpatica'. Aceasta s-a individualizat in urma miscarilor moldavice din Sarmatianul timpuriu, si afloreaza in tot lungul Carpatilor Orientali, Intre linia tectonica externa si linia tectonica pericarpatica. Pinza subcarpatica are o latime foarte variata, de la citeva sute de metri in Bucovina, pina la 30-35 km in zona de curbura si in nordul Munteniei, in zona cutelor diapire. Spre vest, unitatea subcarpatica se continua pe o anumita adincime sub unitatile flisului care o incaleca dinspre vest.
Zona de molasa in sensul aratat constituie unitatea tectonica cea mai externa a Carpatilor Orientali, dar nu include si ceea ce I. Dumitrescu et al. au separat pe harta tectonica drept molasa epicratonica.
1. Stratigrafia
Procesul de acumulare a depozitelor molasei si-a facut debutul odata cu inceputul Miocenului. Un prim ciclu de sedimentare se incheie in Sar-matianul timpuriu, cind paroxismul moldavic a dus la incalecarea molasei carpatice peste unitatile de vorland individualizindu-se astfel unitatea subcarpatica, inca din Sarmatianul timpuriu, din zona de la curbura spre sud se reia procesul de sedimentare care se va continua in Pliocen. In felul acesta a luat nastere o molasa superioara, care acopera transgresiv formatiunile mai vechi si urma sariajului moldavic. Asadar, in ansamblul molasei carpatice se poate vorbi de o molasa inferioara de virsta miocena pina in Sarmatianul timpuriu, si de o moiasa superioara de virsta sarmato-pliocena.
Sursa de alimentare cu material terigen a bazinului molasei in Miocenul timpuriu a constituit-o aria carpatica in curs de ridicare si unitatile de vorland. In a doua jumatate a epocii miocene si in Pliocen, acest rol l-a avut numai aria carpatica.
Materialul acumulat este foarte eterogen; se intilnesc frecvent depozite incepind de la conglomerate grosiere pina la pelite, carora li se adauga calcare, evaporite, carbuni, tufuri, tuf ite etc. Ansamblul molasei carpatice apartine ca virsta Miocenului si Pliocenului (fig. 51).
Miocenul. Revine Miocenului aproape intreg ansamblul de depozite molasice care constituie unitatea subcarpatica. Acestea sint foarte variate ca litofacies si prezinta frecvente schimbari laterale. Dezvoltarea completa a seriei miocene se intilneste in Moldova centrala. Limita intre Oligocen si Miocen, pe criterii in primul rind litostratigrafice, se traseaza, oarecum conventional, deasupra disodilelor si menilitelor superioare.
Acvitanianul. In partea vestica a pinzei subcarpatice, suita miocena debuteaza printr-o formatiune cu caracter flisoid desemnata de C. Stoica sub numele de strate de Gura Soimului. Acesteia ii urmeaza prima secventa evaporitica constituind formatiunea cu sare inferioara; este reprezentata printr-o megabrecie cu matrice argiloasa-marnoasa in^ care se intercaleaza gipsuri, sare gema si saruri de magneziu si de potasiu. In aceasta formatiune sint cantonate multe din masivele de sare gema din Moldova, cum sint acelea de la Baltatesti, Tazlau, Tg. Ocna etc. Formatiunea cu sare si stratele de Giira Soimului, fara o argumentare paleontologica concludenta, sint atribuite Acvitanianului. Acestea afloreaza la marginea interna a pinzei subcarpatice din Moldova centrala, precum si la marginea externa la est de culmea Plesu, intre Tg. Neamt si valea Suha Mica.
Burdigalianul. Peste formatiunea salifera inferioara urmeaza o suita de depozite preponderent argiloase si marnoase, in grosime pina la 500 m, avind frecvent culoare rosietica. Acestea constituie suita vargata inferioara sau molasa rosie desemnata de O. Mirauta si sub numele de "strate de Magiresti'. Suita vargata inferioara debuteaza printr-o gresie feldspatica descrisa sub numele de gresia de Condor. Atit spre est, cit si spre vest, au loc schimbari laterale de facies. Astfel, spre est suita vargata inferioara trece frecvent la conglomerate in care faciesul pelitic este inlocuit cu faciesuri grosiere, conglomeratice, in care elementele sint constituite aproape exclusiv din sisturi verzi furnizate de unitatile de vorland. Conglomeratele inlocuiesc pe verticala si o parte din formatiunea cu sare si afloreaza in culmea Plesu, care se urmareste de la Tg. Neamt, spre nord, pina la localitatea Paltinoasa. Spre sud aceleasi conglomerate formeaza culmea Petricica de la sud-vest de Bacau, incit faciesul conglomeratic, in ansamblu, este cunoscut sub numele de conglomeratele de Plesu-Petricica. Acestora le urmeaza un pachet de depozite predominant pelitice, descrise drept strate de Tescani (v. fig. 51).
In conglomeratele de Plesu-Petricica, in citeva puncte apar formatiuni paleogene specifice fundamentului de origine carpatica. Astfel, pe Piriul lui Isac si pe Piriul Catrinei din bazinul Riului Moldova, se intilnesc iviri de strate de Bisericani si de gresie de Lucacesti, iar in culmea Petricica Bacaului mai apar gresia de Kliwa si disodilele cu menilitele superioare. Aceste iviri ale fundamentului carpatic trebuie interpretate fie ca lame tectonice, fie ca blocuri insedimentate, caci forajele efectuate la vest de culmile Plesu si Petricica Bacaului, din depozitele molasei inferioare au patruns direct in Sarmatianul Platformei Moldovenesti care se continua sub molasa carpatica.
Spre vest, suita vargata inferioara trece adesea la un facies grezos descris drept gresia de Borzesti; mai departe se dezvolta un facies grezos-conglomeratic constituind conglomeratele de Almasu, urmate pe verticala de gresia de Moisa (v. fig. 51).
In unele interpretari, se considera ca formatiunile de molasa dintre Gircina si Cracau ar apartine pinzei de Vrancea, insa relatiile stratigra-fice, litofaciesul si mai ales faptul ca este prezenta suita miocen inferioara pina la "Helvetian' inclusiv arata cu prisosinta ca ele apartin zonei de molasa, respectiv pinzei subcarpatice.
Suita vargata inferioara cu faciesurile colaterale afloreaza in zonele axiale ale unor anticlinale formind, printre altele, culmile Petricica, Plesu, Almasu etc. Din depozitele suitei vargate inferioare, Th. lorgulescu a descris o microfauna care caracterizeaza zona cu Globoquadrina dehiscens, indicativa pentru Burdigalianul inferior.
In succesiunea stratigrafica a Miocenului urmeaza suita vargata superioara, in grosime de 2000 m (v. fig. 51). Aceasta este formata dintr-o alternanta de nisipuri, marne si argile, pe alocuri rosietice; predomina insa pelitele cenusii, motiv pentru care a fost descrisa si sub numele de formatiunea sau "molasa cenusie' . La diverse nivele se intercaleaza gipsuri. Astfel, un nivel de gipsuri situat in partea inferioara a suitei este cunoscut drept gipsul de Perchiu, iar altul spre mijlocul suitei este descris drept gipsul de Stufu. Suita vargata superioara se incheie printr-un pachet de depozite cu fauna de apa dulce. Spre marginea estica a zonei, suita vargata superioara capata facies grezos si apar si nivele de sisturi dolomitice. Din suita vargata superioara se cunoaste o microfauna In care abunda Ci-bicides conoideus, ceea ce ar indica Burdigalianul tirziu sau "Helvetianul' din schema clasica. Asemenea depozite afloreaza pe largi suprafete, incepind din zona de curbura spre nord, si ocupa de obicei zonele axiale ale unor cute sinclinale. De la curbura spre sud, in zona cutelor diapire, unde structurile se afunda, ansamblul depozitelor burdigaliene nu mai apare decit in zonele axiale ale cutelor diapire.
Badenianul. Peste suita vargata superioara urmeaza o formatiune bine individualizata si cu un continut biostratigrafic bine precizat, incit constituie un bun reper stratigrafie. Este asa-numita formatiune a marnelor si tufurilor cu globigerine. Aceasta se caracterizeaza prin prezenta materialului de origine piroclastica, reprezentat prin tufuri si tufite dacitice, cu intercalatii subtiri de marne cu globigerine. Continutul microfaunistic include printre altele: Praeorbidina glomerosa, Orbulina universa, Gnwibelina globosa etc, care indica Badenianul inferior. Formatiunea marnelor si tufurilor cu globigerine prezinta unele variatii laterale de facies. In bazinul Trotusului, de pilda, partea superioara a acestei formatiuni trece la o gresie calcaroasa grosiera sau fina, alba, in strate groase, cu noduli de Lithothamnium, descrisa drept gresia de Rachitasu.
Peste marnele si tufurile cu globigerine urmeaza formatiunea salifera superioara, care afloreaza mai ales in zona cutelor diapire. Aceasta, ca si formatiunea salifera inferioara, este constituita dintr-o megabrecie cu matrice argiloasa-marnoasa, nisipoasa, cu gipsuri si sare, insa, spre deosebire de formatiunea salifera inferioara ale carei elemente sint remanieri intra-formationalc relevind un vadit caracter olistostromic, elementele formatiunii cu sare superioara sint foarte variate (marne rosii, marne cu globigerine, sisturi cristaline, sisturi verzi, roci eruptive, calcare mezozoice etc.). Marea variabilitate a elementelor remaniate se explica prin faptul ca ele provin din dezagregarea unor conglomerate din aria furnizoare de material terigen. Din punct de vedere cronostratigrafic si biostratrigrafic, formatiunea superioara cu sare ar corespunde zonei cu Spiroplectammina carinata revenind Badenianului. Multe din masivele de sare din regiunea subcarpatica se gasesc in aceasta formatiune cu sare superioara.
Peste formatiunea cu sare superioara urmeaza un pachet de sisturi argiloase de tipul disodilelor, cu o grosime de 20 m, constituind ceea ce se cunoaste sub numele de "sisturi cu radiolari'. Acestea au fost identificate din zona de curbura spre nord. In scara biostratigrafica, sisturile cu radiolari ar corespunde partii superioare a zonei cu Spiroplectammina.
Formatiunea marnelor cu Spiratella, care urmeaza peste sisturile cu radiolari, incheie suita de depozite atribuita Badenianului. Aceasta afloreaza in partea vestica a pinzei subcarpatice si prezinta si anumite modificari laterale de facies. De pilda, in bazinul Trotusului, marnele cu Spiratella sint inlocuite prin calcare si depozite piroclastice din care se cunoaste o fauna fosila cu Arca barbota, Mohrensternia sp., Ervilia sp. etc. Formatiunea marnelor cu Spiratella mai este fosilifera in zona cutelor diapire, la Crivineni si Odaile, de unde se cunoaste o asociatie cu Chlamys elegans, Arca diluvii, Corbula gibba, Comis dujardini etc. De la partea terminala a marnelor cu Spiratella se cunosc exemplare de Venus konkensis si Spani-odontella corespunzind zonei cu Bulimina si Bolivina ce indica Badenianul superior.
Sarmatianul. inca din Badenianul terminal, aria molasei carpatice a fost afectata de miscari care au atins paroxismul in Volhinian, cind au avut loc miscarile moldavice. Acestea au dus la ridicarea in continuare a edificiului carpatic, antrenind si aria molasei. Apele s-au retras de pe cea mai mare parte a acesteia din urma. Doar marginea sudica a zonei cutelor diapire a mai ramas submersa. In consecinta, numai in zona Buzaului, in cutele sinclinale mai externe (Rusavat, Padureni, Sarata-Naeni), ar mai fi suita completa a Sarmatianului. In aceasta parte, primele depozite sarmatiene, reprezentate prin marne albicioase cu Syndesmia scythica, Ervilia praepodolica, Cerithium rubiginosum, C. mitrale etc, urmeaza peste nivelul cu Venus konkensis si Spaniodontella si apartin Buglovianului. In Volhinian are loc desavirsirea diastrofismului moldavic, care a dus la incalecarea molasei carpatice peste unitatile de vorland.
Spre sfirsitul Volhinianului, apele care fusesera refulate spre vorland revin si acopera sparte din zona de molasa. Depozitele reprezentind Vol-hinianul superior au caracter transgresiv si marcheaza de fapt inceputul unui nou ciclu de sedimentare care va dura pina la sfirsitul Pliocenului, timp in care s-a format molasa superioara. Spatial, aceasta din urma ocupa o pozitie mai externa participind la alcatuirea a ceea ce se cunoaste drept "monoclinul sarmato-pliocen'. Numai in zona cutelor diapire, molasa superioara se suprapune evident molasei inferioare (v. PI. III).
Volhinianul prezinta insemnate variatii litofaciale (v. fig. 51). Astfel, In partea sudica a zonei cutelor diapire, unde se presupune ca Volhinianul este in continuitate de sedimentare cu Buglovianul si ca ar avea o reprezentare completa, include depozite marnoase cu Mactra eichwaldi, Cardium liihopodolicum, Tapes gregarius, Solen sitbfragilis etc. Mai spre nord, intre Valea Buzaului si Valea Rimnicului Sarat, spre marginea interna a zonei molasei carpatice se intilneste un facies calcaros recifal cu bioherme de serpulide, cum sint acelea de la Riuri-Bozioru. Mai spre nord, Volhinianul se intilneste in bazinul Vaii Trotusului unde capata un facies mai grosier. Aici arc o pozitie net transgresiva luind contact direct cu suita vargata superioara.
Basarabianul isi are dezvoltarea completa in zona cutelor diapire, unde se intilneste ocupind zonele axiale sinclinale. Din Valea Rimnicului Sarat spre nord, Basarabianul, ca si Kersonianul dealtfel, se limiteaza doar la exteriorul molasei inferioare, unde afloreaza pe o zona continua pina in Valea Trotusului, participind la alcatuirea monoclinului sarmato-pliocen.
In partea nordica a zonei cutelor diapire, Basarabianul este dezvoltat intr-un facies de margine, reprezentat fie prin conglomerate si calcare ooli-tice sau lumaselice cu Mactrafabreana, Cardium fittoni etc. (cum sint acelea din culmile Magura si Istrita), fie prin calcare recifale cu sepule si brio-zoare, acestea din urma avind o dezvoltare locala intre riurile Teleajen si Buzau. In partea centrala a zonei cutelor diapire se intilneste un facies de larg, predominant pelitic, reprezentat prin marne cu Cryptomactra pesan-seris.
Incepind din Basarabianul superior se remarca o regresiune a marii sarmatiene iar in suita depozitelor de aceasta virsta se constata aparitia depozitelor de apa dulce, acestea fiind mai frecvente in bazinul Trotusului.
Kersonianul, care nu poate fi riguros separat de Basarabian, adesea include adevarate lumasele cu Mactra pallasi.
Din valea Milcovului spre nord, Basarabianul si Kersonianul imbraca un facies monoton, reprezentat printr-o alternanta de marne si argile nisipoase si gresii, lipsite de fauna, descrise de N. Macarovici si I. Motas drept "strate de Milcov'. Acest facies se mentine si in Pliocen (v. fig. 51).
Ramine neelucidata provenienta numeroaselor blocuri de andezite de la partea superioara a Sarmatianului dintre Vaile Rimnicului si Trotusului (de la Cimpuri de pilda). Aceasta situatie a generat speculatii cu privire la existenta unui vulcanism extracarpatic.
Pliocenul. In partea sudica si estica a zonei de aflorare a molasei carpatice, depozitele pliocene urmeaza in continuitate de sedimentare peste depozitele miocene. In zonele mai interne, acestea au o pozitie discordanta. In general. Pliocenul este reprezentat prin depozite pelitopsamitice de apa puternic indulcita (v. fig. 51), a caror grosime variaza de la citeva sute la citeva mii de metri. Cea mai mare grosime se intilneste in zona de curbura, unde subsidenta a fost foarte activa. Apele lacului pliocen, in zona cutelor diapire, inaintau si peste zona flisului, iar spre nord nu depaseau Valea Trotusului, incit, in structura actuala, depozitele pliocene participa la alcatuirea monoclinului sarmato-pliocen, precum si la structura zonei cutelor- diapire (v. PI. III).
Din cauza monotoniei litofaciale si a penuriei fosilelor, de la Valea Milcovului spre nord se intimpina dificultati in separarea etajelor, incit ansamblul depozitelor pliocene es4e inclus in stratele de Milcov. In zona cutelor diapire, unde fosilele sint mai frecvente, s-a putut realiza o stratigrafie mai de detaliu.
Meotianul include depozite de apa puternic indulcita cu un nivel de depozite cu fauna de apa salmastra. In ansamblu, Meotianul, este reprezentat prin nisipuri si argile in care apar frecvent material cineritic si intercalatii de gresii oolitice. In zonele de margine se dezvolta faciesuri grosiere cu prundisuri. Din Valea Trotusului pina in Valea Slanicului de Buzau Meotianul este predominant nisipos-argilos si participa la structura monoclinului sarmato-pliocen. Din Valea Buzaului spre vest, in zona cutelor diapire depozitele meotiene au caracter transgresiv, putind lua contact cu formatiunile de flis. In aceasta zona, depozitele meotiene sint fosilifere si in suita lor se poate distinge un orizont inferior argilos-nisipos cu congerii mici si unionide printre care Unio subatavus Psilunio subrecurvus etc; un orizont mediu argilos-grezos la care se adauga si calcare cu fauna salmastra (Dosinia maeotica, Ervilia minuta etc); un orizont superior predominant argilos cu fauna dulcicola. Grosimea Meotianului in zona de curbura poate atinge 1200 m.
Pontianul este reprezentat prin depozite predominant marnoase cu intercalatii subtiri de nisipuri si foarte rar strate de carbuni. Local se intilnesc depozite grosiere si cu totul sporadic apar gresii oolitice si calcare lumaselice cu limnocardiide, cum sint acelea de la Vulcanesti de pe Valea Dimbovitei. Acestea din urma amintesc faciesul calcarelor de Odesa, insa se dezvolta la mai multe nivele.- Grosimea Pontianului variaza intre 200 si 2000 m, cea mai mare intilnindu-se in zona de curbura. Din Valea Trotusului pina in Valea Buzaului, depozitele pontiene participa la monoclinul sarmato-pliocen. Mai departe spre vest, in zona cutelor diapire, depozitele pontiene sint fosilifere. In suita acestora se pot distinge: un orizont inferior predominant marnos cu Paradacna abichi, Congeria rhomboidea ruma-na, V alcnciennius annulatus etc; un orizont mediu marnos-nisipos cu Congeria rhomboidea, Paradacna abichi minor etc; un orizont superior nisipos-argilos cu Phyllocadrium planum planum, Caladacna steindachneri, Limno-cardium subsquamosus etc.
Dacianul, este reprezentat printr-o alternanta de nisipuri si gresii cu intercalatii subordonate de marne si argile cu carbuni. Spre vest, in zona cutelor diapire, depozitele daciene sint fosilifere, incit in cuprinsul lor se poate distinge Dacianul inferior cu Parapachydacna cobalcescui, Prosodar.na, rumana, Stylodacna heberti etc, si Dacianul superior cu Pachyprionopleura neumayri, Stylodacna heberti, Viviparus rumanus, V. bifarcinatus. Dezvoltarea completa a Dacianului se intilneste in cutele mai externe, cum sint Berea-Arbanas, Sarata-Naeni, Moreni-Gura Ocnitei etc.
Romanianul include depozitele care urmeaza in continuitate de sedimentare peste stratele cu limnocardiide si prosodacne mari, si sint reprezentate prin argile si marne cu fauna dulcicola. Ele contin Viviparus bifarcinatus, Psilunio lenticularis etc. In zona cutelor diapire, in Romanian se intilnesc carbuni. Spre marginea interna a cutelor diapire, partea superioara a Romanianului devine predominant grosiera constituind stratele de Cindesti. Depozitele romaniene au o larga dezvoltare in zona cutelor diapire formind umplutura sinclinalelor. Spre nord, pina in Valea Trotusului, acestea constituie termenul superior al monoclinului sarmato-pliocen.
2. Tectonica
In aranjamentul tectonic actual al Carpatilor Orientali, molasa carpatica inferioara constituie pinza subcarpatica. Deformarile si reasezarile pe care le-a suferit aceasta zona s-au produs in trei faze tectogenetice.
Primele deformari ale zonei de molasa au avut loc in Burdigalian (faza eostirica), fiind determinate de incalecarea flisului extern peste molasa carpatica, inainte ca aceasta din urma sa se fi individualizat ca unitate tectonica. Miscarile neostirice din Badenian, de mai mica intensitate, s-au facut simtite mai ales printr-o faza de exondare insotita de un episod lagunar.
Al doilea moment tectogenetic definitoriu in evolutia zonei de molasa il constituie paroxismul moldavic din Sarmatianul timpuriu. Acesta a condus la incalecarea formatiunilor molasei carpatice inferioare peste unitatile de vorland. In felul acesta s-a individualizat cea mai tinara si cea mai externa pinza din Carpatii Orientali, pinza subcarpatica (v. fig. 48), denumire mai potrivita si de preferat aceleia de unitate pericarpatica sub care o desemnase I. Bancila, incalecarea se face in lungul faliei pericarpatice. Aceasta-se urmareste la zi de la valea Trotusului spre nord; spre sud este acoperita transgresiv de molasa superioara sarmato-plio'cena care are rol de invelis posttectonic (invelis postparoxismal). Pe sub molasa superioara, falia pericarpatica se continua spre sud si sud-vest trecind si in fata Carpatilor Meridionali (v. PI. III).
Miscarile moldavice au dus la cutarea formatiunilor molasei carpatice inferioare incit pinza subcarpatica la rindul ei prezinta o tectonica de detaliu destul de complicata.
Deformarile tectonice sint mai frecvente in Moldova centrala (v. PI. III). Astfel, in bazinul Tazlaului Sarat se recunoaste un contact tectonic interpretat ca reprezentind o digitatie a pinzei subcarpatice denumita "digitatia de Magircsti-Pcrchiu'. La est de culmile Plesu si Pietricica Bacaului se constata un alt contact tectonic, prin care conglomeratele burdi-galiene vin in relatii anormale cu depozite mai tinere. La marginea estica a pinzei subcarpatice, in culmea Petricica Bacaului se recunoaste solzul Valea Mare.
In afara de structurile amintite, sint frecvente cutele normale, cutele-solzi, cutele culcate etc. De pilda, la nord de Piatra Neamt, Intre valea Gircina si valea Agapia, se urmareste cuta-solz Almas, interpretata de O. Mirauta ca fals anticlinal. In fata acesteia, forajele au aratat ca depozitele miocene formeaza mai multe cute culcate, acesta fiind stilul tectonic pentru pinza subcarpatica din aceasta regiune.
Din Valea Trotusului spre sud pina in Valea Buzaului, marginea estica a pinzei subcarpatice cu structura ci complicata a suferit o coborire de mare amplitudine si a fost acoperita de formatiunile molasei superioare.
Ultimele deformari care au afectat pinza subcarpatica sint rezultatul miscarilor valahice din Pliocenul terminal. Acestea au dus la stabilirea raporturilor tectonice intre niolasa inferioara si molasa superioara si au influentat cutarea in stil diapir a ansamblului molasic (inferioara si superioara) din sectorul valah al pinzei subcarpatice.
Relatiile tectonice intre molasa inferioara si molasa superioara se urmaresc din bazinul Buzaului spre nord pina In Valea Trotusului, in lungul unei falii inverse cunoscuta sub numele de falia Casin-Bisoca. Aceasta este o falie moldavica reactivata in Pliocenul tirziu si ea separa un compartiment vestic ridicat, al pinzei subcarpatice, de un alt compartiment estic mai coborit, care in Sarmatian si Pliocen, a suferit o subsidenta foarte activa. Aici, molasa superioara care acopera transgresiv parte din pinza subcarpatica, atinge grosimi de mii de metri si constituie monoclinul sarmato-plioccn
Din Valea Buzaului spre vest, unde molasa superioara se extinde mult peste pinza subcarpatica, intreg ansamblul molasei carpatice a fost cutat in stil diapir. Cutele diapire, care constau in strapungerea depozitelor mai noi de catre un simbure de sare sau argile cu sare mai vechi, se caracterizeaza prin anticlinale inguste separate de sinclinale largi (fig. 52). Ultimele sint ocupate de depozite sarmato-pliocene si pleistocene.
Valea Buzaului, incepind de la localitatea Patirlagele pina la confluenta cu valea Slanicului de Buzau, este traversata de Sinclinalele Soimari-Calvini Rusavat si Padureni-Cojanu, separate prin anticlinalelc Tega, Lapos, Berca-Arbanasi, si in continuarea acestuia, spre sud-vest, anticlinalul Naeni-Sarata; ultimele doua structuri sint cele mai externe. Mai spre vest, intre Valea Cricovului si Valea Teleajenului se intilnesc cute anticlinale complicate de falii si decrosari, cum sint anticlinalele Pacuret-Matita, Podenii Noi, Udresti etc. pe un aliniament nordic, si Podenii Vechi, Boldesti, Ceptura, Urlati, pe un aliniament mai sudic. La vest de Valea Teleajenului se gasesc structurile Baicoi si in prelungire spre vest, Moreni si Aninoasa etc.
Cutarea in stil diapir a zonei de la Valea Buzaului spre vest, generata de comportamentul particular al sarii, a fost influentata si de cutarile valahice care au determinat anumite deformari ale cutelor diapiro, deformari care sint cu atit mai accentuate cu cit structurile in cauza sint situate pe aliniamente mai nordice. I. Atanasiu si I. Gavat, urmarind structurile diapire de la nord spre sud, dupa pozitia simburelui de sare, au deosebit urmatoarele tipuri de cute diapire:
- cute diapire revarsate, la care simburele de sare a fost dezradacinai incit arc o pozitie superficiala, cum sint de pilda structurile Lapos, Buste-nari, Pacuret-Matita, Podenii Noi etc.;
- cute diapire exagerate, in care simburele de sare strapunge toate formatiunile supraiacente, un exemplu constituindu-l anticlinalul Udresti;
- cute diapire atenuate, care se caracterizeaza prin aceea ca simburele de sare nu ajunge la suprafata, cum sint unele structuri din regiunea orasului Ploiesti;
- cute criptodiapire, care se prezinta ca boltiri largi in care existenta sarii nu a fost dovedita, dar se presupune ca exista, cum sint structurile Berea-Arbanasi, Urlati, Tinosu-Brazi etc. Acestea sint acoperite adesea de depozite foarte recente.
Formatiunile zonei de molasa au fost afectate si de miscari din Pleistocen; dovada este faptul ca depozitele pleistocene inferioare, cum sint acelea din Magura Odobesti, apar cutate.
