|
|
|
Zona flisului - Subzona flisului intern
Zona flisului, ca arie structogenetica, este cea mai intinsa dintre toate zonele Carpatilor Orientali si grupeaza formatiunile si structurile care au rezultat din evolutia unei zone de rifting. Aceasta din urma a aparut in Neojurasic pe un aliniament mai intern al marginii continentale est-europene aproximativ paralel cu zona de expansiune transilvana (fig. 45).
Zona flisului da nota caracteristica edificiului Carpatilor Orientali si se intinde in tot lungul acestora pina in bazinul Riului Dimbovita; spre est vine in contact cu unitatea subcarpatica de care este separata prin linia tectonica externa (fruntea pinzei de Vrancea). Aceasta din urma incepe din nord de la localitatea Vicovu de Sus, spre sud pina in zona de curbura. Mai departe este acoperita de depozite miopliocene. Spre vest, zona flisului vine in contact cu unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare si mai departe spre nord cu unitatea central-estcarpatica, in lungul liniei central-carpatice (v. PI. III).
In bazinul marii flisului nu au fost peste tot aceleasi conditii de acumulare, diferentierea fiind deteminata de natura si de apropierea sau departarea sursei principale de furnizare a materialului terigen, dar mai ales de diversele denivelari si de natura si comportamentul fundului marii flisului, care are o arie foarte labila. Toti acesti factori au concurat la dezvoltarea unor faciesuri heteropice sincrone cu distributie zonara in lungul arici de sedimentare.
Dintre toate denivelarile, a existat o ridicare majora, cu pozitie oarecum mediana, mai activa spre sfirsitul Eocretacicului si in Neocretacic, pe care Gh. Murgeanu a intuit-o si a denumit-o "cordiliera cumana'. Fara indoiala ca aceasta reprezenta marginea continentala ce delimita spre exterior (spre est) zona de expansiune intracontinentala cu crusta oceanica sau mixta, acoperita de marea flisului. Apele acopereau si o parte din aria continentala, care avea o structura sensibil diferita, constituind marginea instabila a placii euroasiatice. Drept urmare, in marea flisului s-au creat si au evoluat doua bazine cu conditii de sedimentare sensibil deosebite. In asemenea situatie s-au format doua tipuri de faciesuri care, in structura actuala, constituie ceea ce se defineste drept flisul intern si flisul extern.
Spre nord, in afara granitelor Romaniei, dupa disparitia zonei cristalino-mezozoice si a flisului intern, marginea continentala instabila din substratul flisului extern vine in contact direct cu sutura transilvana. Pe aceasta zona de contact, s-a dezvoltat un flis paleogen particular descris drept flisul transcarpatic.
In evolutia marii flisului, etapa de expansiune a fost urmata de o faza de restringere cind zona flisului a suferit o ingustare treptata. Procesul de scurtare a scoartei a avut drept consecinta ridicarea unor generatii de structuri succesive care se adaugau de la vest spre est ariei emerse. Au avut loc doua asemenea etape de deformare: una in Neocretacic cind s-au cutat si s-au ridicat structurile (pinzele) flisului intern, acestea incadrindu-se in rindul dacidelor tirzii, si a doua in Miocenul timpuriu, cind s-au cutat si s-au ridicat structurile (pinzele) flisului extern, ele incadrindu-se in moldavidele timpurii. In acelasi timp s-a cutat si flisul transcarpatic regenerind si structuri mai vechi. Acestea din urma apar sub forma de klippe asa-numitele "klippe transilvane'.
In concordanta cu evolutia mentionata a ariei flisului, in structura actuala a acestei zone se disting urmatoarele subzone structogenetice (v.
PI. III):
- subzona flisului intern, cu rol de sutura, contituind sutura central-
carpatica;
- subzona flisului extern, care se suprapune marginii continentale instabile;
- subzona klippelor transilvane si a flisului transcarpatic, care se suprapune ariei de contact dintre marginea instabila est-continentala si zona de sutura transilvana.
Prin complexitatea si variabilitatea problemelor pe care le-a ridicat, zona flisului a exercitat o atractie deosebita asupra multor geologi, incepind cu S. Athanasiu, care a pus bazele stratigrafiei flisului cretacic, si-au adus contributia la descifrarea si cunoasterea structurii geologice a zonei flisului: I. Popescu-Voitesti, Gh. Macovei, I. Atanasiu, D.M. Preda, I. Bancila, M.G. Filipescu, G. Murgeanu. I. Dumitrescu, Gh. Cernea, N. Grigoras, Th. Joja Gr. Popescu, I. Patrut, D. Patrulius, L. lonesi. Gr. Alexandresu, O. Dicea, M. Stefanescu si multi altii.
Conturarea pinzelor flisului, asa cum figureaza pe hartile actuale, s-a realizat in timp. La vremea respectiva, cercetatorii au creat o nomenclatura proprie in desemnarea pinzelor flisului pornind de la criterii diferite. Astfel, unii au luat in consideratie pozitia geometrica a acestora (una fata de alta); de pilda: unitatea vest-interna, pinza interna superioara, pinza medio-interna etc.
Altii au tinut seama de caracterele structurale si litofaciale ale pinzelor: pinza de solzi, pinza flisului curbicortical etc. Altii au utilizat denumiri regionale: pinza de Ceahlau, pinza de Tarcau etc. Chiar acelasi autor nu a fost consecvent in aplicarea unuia si aceluiasi criteriu. Acest fapt a condus la o nomenclatura foarte variata si greoaie, adesea dind loc la confuzii, mai ales in cazul utilizarii criteriului geometric. In aceasta situatie, cel putin din punct de vedere didactic, dar nu lipsit de interes si in practica de zi cu zi, se impune unificarea nomenclaturii, pornindu-se de la un criteriu bine stabilit. Cel mai agreat criteriu pare sa fie acela al denumirilor regionale pornindu-se de la numele unor masive muntoase, al unor localitati, sau al unor ape, foarte cunoscute in aria de aflorare a pinzei respective. In acest spirit, in cele ce urmeaza, pinzele flisului intern au fost desemnate drept pinza de Ceahlau si pinza de Teleajen, iar pinzele flisului extern au capatat numele de pinza de Audia, pinza de Tarcau si pinza de Vrancea. Pentru corelarea cu datele din literatura, la prima mentionare a fiecarei pinze, in paranteza, vor fi consemnate si denumirile mai vechi.
1. Subzona flisului intern
Aria de sedimentare a flisului intern corespunde extinderii marii flisului cu substrat de crusta oceanica (v. fig. 45). Procesul de sedimentare a inceput spre sfirsitul Jurasicului si a dainuit pina spre sfirsitul Eocenului. Sursa de alimentare cu material terigen a constituit-o in principal zona cristalino-mezozoica, iar acumularile cu factura de flis, in grosime de mii de metri, sint preponderent arenitice prezentind caracter polimictic. Din punct de vedere litofacial, flisul intern se deosebeste de flisul extern prin predominarea rocilor arenitice. Din punct de vedere stratigrafie distinctia consta in faptul ca flisul intern apartine intervalului Tithonic terminal-Eocen, pe cind flisul extern corespunde intervalului Eocretacic-Oligocen. In timpul paroxismului mezocrcatic, flisul intern a fost partial acoperit tectonic dinspre vest de unitatea central-estcarpatica. Tectogeneza neocreta-cica a cutat si fracturat formatiunile flisului intern si totodata acesta s-a desprins de pe substrat fiind impins peste flisul extern pe care il incaleca dinspre partea sa interna. In acelasi timp, in cuprinsul flisului intern s-au individualizat cele doua unitati tectonice: pinza de Ceahlau si pinza de Teleajen (v. fig. 48).
Ca unitate structogenetica, in structura actuala, flisul intern afloreaza intre linia central-carpatica si linia interna (v. PI. III). Aceasta din urma se urmareste clar de la granita de nord a tarii spre sud pina in valea Prahovei in apropiere de localitatea Comarnic. Mai departe este mai putin clara dar se regaseste pina in valea Dimbovitei (v. PI. III).
1.1. Stratigrafia
Stiva de depozite din aria flisului intern apartine intervalului Jurasic terminal-paleogen. Depozitele sint, in general, predominant psefito-psa-mitice si prezinta frecvente variatii laterale de facies. Daca se mai adauga si faptul ca fosilele sint rare, se intelege de ce corelarea acestora la distanta, mai ales separarea riguroasa si strict cronostratigrafica pina la nivelul de etaj cel putin, este greu de realizat. De aceea s-a recurs la metoda separarii diverselor entitati litostratigrafice, descrierea lor cu denumiri locale si apoi incadrarea acestora in scara cronostratigrafica. Si cu acest criteriu, de multe ori, s-a mers prea departe si in detalierile litostratigrafice, adesea, fiecare orizont, fiecare nivel, sau fiecare complex litologic separabil, primind o denumire locala. Daca acest criteriu pentru descifrarea geologiei strict locale este util, pentru geologia de ansamblu, multitudinea de denumiri devine o piedica in elucidarea si prezentarea structurii geologice. De aceea se impune o selectare a denumirilor si mentinerea numai a acelora devenite oarecum clasice si cu semnificatie regionala.
Deosebirile litofaciale dintre cele doua pinze ale flisului intern (de Ceahlau si de Telcjen) impun prezentarea stratigrafiei acestora pe unitati tectonice.
Pinza de Ceahlau. Aceasta pinza (numita vest interna de I. Bancila; si pinza interna superioara de M.G. Filipescu) include jumatatea interna a flisului intern si afloreaza intre linia central-carpatica si linia Lutu Rosu care se urmareste din Valea Moldovei spre nord pina la granita si spre sud pina in Valea Prahovei. Partea acoperita tectonic se extinde pe o anumita distanta sub unitatea central-est-carpatica si sub unitatea Leaota-Bucegi-Piatra Mare; pe alocuri apare in ferestre tectonice.
Aria de sedimentare in care s-au acumulat depozitele constituente ale pinzei de Ceahlau corespunde fosei cele mai interne amarii flisului (v. fig. 45)
Evolutia acesteia a inceput spre sfirsitul Jurasicului. Acumularile poarta amprenta vecinatatii imediate a marginii continentale deformate (zona cristalino-mezozoica), care a reprezentat principala sursa de material terigen. Ansamblul formatiunilor care participa la alcatuirea pinzei de Ceahlau apartine, ca virsta, intervalului Tithonic terminal-Senonian timpuriu (fig. 46). In cuprinsul acestora s-au separat mai multe entitati litostratigrafice dintre care unele sint sincrone reprezentind faciesuri heteropice.
Cretacicul inferior. In epoca eocretacica, fosa cea mai interna a marii flisului a evoluat ca arie foarte labila cu o subsidenta foarte activa, insotita de o slaba activitate magmatica de natura bazica. In aceste conditii, procesul de sedimentare a generat^o suita de depozite cu factura de flis, in grosime de citeva mii de metri. In ansamblul acestora se pot delimita mai multe entitati litostratigrafice care se incadreaza intervalelor: Tithonic terminal-Neocomian, Barremian-Aptian si Albian.
Intervalul Tithonic terminal-Neocomian include cea mai veche entitate litostratigrafica din pinza de Ceahlau, separata foarte de timpuriu de W. Teysseyre si desemnata sub numele de "strate de Sinaia'; este o formatiune grezocalcaroasa cu un pronuntat caracter de ritmicitate, putind atinge grosimea de 2 500 m. Litotopii constituenti sint reprezentati prin microbrecii, microconglomerate, gresii calcaroase, calcare grezoase, marnocalcare si argile, in strate care formeaza ritmuri in grosime pina la un metru. La anumite nivele, mai ales in jumatatea inferioara a suitei, pe alocuri apar intercalatii de curgeri de roci bazice care afecteaza la contact stratele de Sinaia, mai ales componentul pelitic, transformindu-le in roci silicioase de culoare rosie. O asemenea situatie se intilneste pe Valea Prahovei la Azuga. La inceput s-a crezut ca acestea ocupa o pozitie bine definita constituind un nivel reper in baza stratelor de Sinaia si au fost denumite "strate de Azuga'. S-a constatat insa ca de fapt sint faciesuri locale legate de curgerile de roci bazice care se gasesc la diferite nivele, chiar si mai sus de stratele de Sinaia.
Tot in regiunea Vaii Prahovei, pe Valea Zamurei, in baza stratelor de Sinaia apar blocuri mari de sisturi cristaline. Acestea trebuie sa f ie fragmente desprinse fie din zona cristalino-mezozoica invecinata, fie din diverse portiuni mai ridicate ale fundului fosei interne, si insedimentate in flisul de Sinaia pe cale de formare.
Stratele de Sinaia, in ansamblu, prezinta o remarcabila constanta de facies in tot lungul Carpatilor Orientali, variatiile fiind nesemnificative. S-a incercat si o orizontare mai detaliata a stratelor de .Sinaia. De pilda, in regiunea Muntilor Baiului E. Avram a putut distinge trei subformatiuni care se succed pe verticala constituind strate de Sinaia inferioare, medii si superioare.
Stratele de Sinaia inferioare ar include depozite predominant calcaroase, reprezentate printr-o alternanta ritmica de grezocalcare, gresii, marnocalcare, marne si subordonat sisturi argiloase cenusii-negricioase; au o grosime in jur de 700 m. Din ele se cunoaste o asociatie de tintinide cu Calpionella alpina, C. elliptica, Tintinnopsella carpathica, Crassicollaria massutiniana, CalpioneIepsis simplex etc, indicind Tithonicul terminal-Valanginianul.
Stratele de Sinaia medii sint predominant grezoase, elementul distinctiv fiind dat de gresiile calcaroase in strate groase cu trecere la grezocalcare puternic diaclazate. Acestora li se adauga marne si argile negricioase. Grosimea stratelor de Sinaia medii poate atinge 600 m. Din ele se cunosc fragmente de Peregrinella sp. si de Lamellaptychus sp.
Stratele de Sinaia superioare sint reprezentate printr-o alternanta ritmica de grezocalcare cenusii, brecii si conglomerate la care se adauga marne nisipoase; au 1 500 m grosime si cunosc cea mai larga raspindire.
Orizontarea mentionata a stratelor de Sinaia nu are o valabilitate regionala. In Valea Trotusului, de exemplu in suita stratelor de Sinaia s-au putut distinge doar doua subformatiuni.
Stratele de Sinaia se urmaresc spre nord pe o zona care se ingusteaza treptat, iar pe Valea Moldovei, in zona orasului Cimpulung, acestea dispar fiind acoperite tectonic de inaintarea unitatii ccntral-est-carpatice ; reapar spre nord pina la granita si apoi in Muntii Maramuresului. La vest de linia ccntral-carpatica, stratele de Sinaia apar in ferestre tectonice, cum este cazul in Muntii Maramuresului si in zona Puzdra din sudul sinclinalului Rarau.
Virsta stratelor de Sinaia este argumentata de un continut paleontologic nu prea bogat, insa semnificativ. Astfel, cu precadere din jumatatea inferioara a formatiunii, C. Vinogradov, O. Dragastan si altii mentioneaza o asociatie de tintinide cu Calpionella alpina, C. elliptica, Tintinnopsella carpathica, Crassicollaria massuiiniana etc, care pledeaza pentru virsta Tithonic terminal-Berriasanaunei parti din stratele de Sinaia, inca din secolul trecut, Fr. Herbich a mentionat din partea mijlocie si superioara a stratelor de Sinaia de la Virghis exemplare de Peregrinella peregrina si tot de la a-ceste nivele provin exemplare de Neolissoceras grassianum si Aptychus diday, care le confera virsta Valanginian-Hautcrivian. Rezulta pentru flisul de Sinaia In ansamblu virsta Tithonic tcrminal-Neocomian.
Un aspect care, in general, nu a fost abordat in lucrari, este acela al substratului flisului de Sinaia. Pe ce stau, sau mai corect spus, pe ce s-au depus stratele de Sinaia. Fireste, raspunsul la aceasta intrebare are intrucitva caracter ipotetic pentru ca, in primul rind, nu se cunoaste nici o situatie in care sa se surprinda relatiile dintre stratele de Sinaia, ca cel mai vechi termen din flisul carpatic, si substratul acestora; in al doilea rind pentru ca de fapt, in structura actuala, stratele de Sinaia si flisul in general au o pozitie alohtona, ele fiind impinse in ansamblu peste vorland. Un raspuns totusi se poate da luind in consideratie natura marii in care s-au depus formatiunile de flis. Astfel, prezenta rocilor bazice in stratele de Sinaia si existenta masivului de ultrabazite de la Breaza (pe Valea Moldovei) pot fi luate drept marturii a naturii ofiolitice a substratului original al flisului de Sinaia. Pe de alta parte, existenta fragmentelor de sisturi cristaline si a calcarelor mezozoice in materialul component al stratelor de Sinaia releva ca substratului ofiolitic i se adaugau si fragmente de crusta continentala. Se poate conchide ca substratul flisului de Sinaia si al flisului intern in general, era de origine mixta (oceanica si continentala). In cea mai mare parte substratul a fost subdus si numai intr-o mica masura a fost obdus, o marturie a acestui din urma fenomen fiind serpentinitele de la Breaza (v. fig. 40); pozitia tectonica a masivului de serpcntinite nu este rezultatul unui transport dintr-o zona mai vestica (transilvana), asa cum se presupune in unele interpretari, ci reprezinta un fragment detasat din crusta oceanica a substratului flisului si antrenat in baza pinzelor bucovinice.
Contemporan depunerii stratelor de Sinaia, in partea cea mai interna a marii flisului, care acoperea si marginea continentala deformata (zona cristalino-mezozoica), se depuneau stratele de Lunca. Sursa de alimentare cu material terigen a fost aceeasi, insa deosebirile litofaciale intre stratele de Lunca cu caractere de preflis si stratele de Sinaia cu caractere tipice de flis se datoreaza in primul rind comportamentului diferit al fundamentului celor doua domenii: mai labil in aria flisului de Sinaia, si cu o oarecare stabilitate intermitenta in domeniul cu substrat continental (deformat). Spre est, stratele de Sinaia isi pierd individualitatea litofaciala trecind, in aria de sedimentare a pinzei de Teleajen, la un flis curbicortical. Trecerea se face prin aparitia treptata a unor litotopi caracteristici. In acest facies de tranzatie, in unele interpretari, s-au separat, destul de arbitrar, mai multe entitati litofaciale presupuse a fi fost generate de tot atitea zone de sedimentare distincte, ceea ce a condus la supozitii care complica artificial imaginea tectonica a pinzei de Ceahlau din compartimentul de ia sud de Depresiunea Birsei.
Intervalul Barremian-Aptian corespunde unei mai accentuate mobilitati a substratului fosei interne a flisului, ceea ce a determinat o denivelare mai puternica a fundului acesteea. In consecinta, peste stratele de Sinaia urmeaza depozite care prezinta insemnate schimbari litofaciale atit in lungul zonei flisului, cit si in sens lateral (v. fig. 46).
In regiunea de la sud de Depresiunea Birsei, pe flancul estic al structurii anticlinale din Muntii Baiului, peste stratele de Sinaia urmeaza o suita predominant marnocalcaroasa descrisa de L. Mrazec, I. Popescu-Voitesti si Gh. Macovei sub numele de "strate de Comarnic' Stratotipul acestora este pe Valea Prahovei in amonte de localitatea cu acelasi nume: se prezinta ca o formatiune ritmica de marnocalcare, sisturi marnoase, marne nisipoase si strate subtiri de gresii calcaroase. Litotopii caracteristici sint dati de prezenta stratelor subtiri de brecii polimictice. Din stratele de Comarnic provine o fauna cu Neohibolites clava, Holcophylloceras guettardi, Phyllopachy-ceras infundibuhun, Macroscaphytes yvani, Barremites difficele, Grbitolina discoidea-conoidea etc, care atesta virsta barremian-aptian timpurie a acestora. Stratele de Comarnic se continua la vest de Valea Prahovei pina in Valea Ialomitei; mai departe sint acoperite de invelisul posttectcnic.
Pe verticala, de la stratele de Comarnic cu aspectul descris se trece la o alternanta ritmica de gresii si sisturi marnoase cu aspect tipic de flis. Acestea, prin alteratie, capata o tenta ruginie. Au fost descrise separat de stratele de Comarnic drept flisul marnosgrezos ruginiu sau strate de Piscu cu Brazi. Spre partea superioara a suitei, flisul marno-grezos ruginiu adesea, devine mai grosier, iar pe alocuri se dezvolta lentile de conglomerate. Din flisul de Piscu cu Brazi, D. Patrulius a descris o fauna cu Colombiceras subpeltoceratoides, Salfeldiella guettardi, Acanthoplites aschiltensis etc. care indica Aptianul superior.
Denumirea de "strate de Piscu cu Brazi' a fost pusa in circulatie de I. Bancila si preluata de D. Patrulius; ea trebuie mentinuta pentru a desemna flisul marnos-grezos ruginiu (Aptian superior) inclusiv faciesul grosier al acestuia. In acceptiunea lui D. Patrulius ca entitate litostratigrafica stratele de Piscu cu Brazi este mai imprecis definita.
De la nivelul Depresiunii Birsei spre nord, Barremian-Aptianul trece progresiv de la faciesul stratelor de Comarnic si al flisului marnos-grezos ruginiu, la un facies arenitic ajungind ca in Muntii Ciucului sa fie preponderent grezos. Acesta din urma a fost descris de Gh. Macovei si I. Atanasiu sub numele de "strate de Bistra'.
Stratele de Bistra, care isi au dezvoltarea tipica din Muntii Ciuc spre nord, se caracterizeaza prin predominarea gresiilor micacee in strate ce pot atinge 3 -4 m grosime, cu intercalatii subordonate de argile si marne. In baza stratelor de Bistra se distinge un complex predominant marnos cu dezvoltare discontinua pe directie, incit a fost descris cu diferite denumiri locale (strate de Bistricioara, strate de Slatioara). Partea superioara a stratelor de Bistra, pe alocuri, capata un facies preponderent pelitic fiind descris de S. Athanasiu ca strate de Babsa. Din ele se cunoaste o fauna cu Dufrenoya /urcata, Acanthoplites aschiltensis, Anahoplites planus etc. indicind Aptianul superior. Din ansamblul stratelor de Bistra se mai cunosc exemplare de Macroscaphytes yvani, Lytoceras raricinctum, Deshayesites deshayesi, Orbito-lina lenticularis etc. Asociatia faunistica mentionata atesta apartenenta ansamblului stratelor de Bistra la Barremian-Aptian, ele fiind sincrone cu stratele de Comarnic plus stratele de Piscu cu Brazi.
Un facies de tranzitie intre stratele de Comarnic si stratele de Piscu cu Brazi, pe de o parte, si stratele de Bistra, pe de alta parte, se intilne ste in Muntii Bodoc si a fost descris drept flisul de Sinmartin; spre sud se prelungeste in regiunea Teliu-Dobirlau (la sud de Depresiunea Birsei). Acesta se caracterizeaza prin accentuarea trasaturilor de flis (ritmicitate pronuntata) fiind reprezentat printr-o alternanta ritmica de gresii cenusii ruginii (adesea bituminoase) si marne, in care se remarca lipsa marnocalcarelor. Din ansamblul acestor depozite, M. Savu mentioneaza o fauna cu Protelragonites crebrisiilcatus, Barremites sp., Leptoceras parvulum, Holcophylloceras guettardi, Deshayesites consobrinus etc, care atesta virsta barremian-aptiana ( si albiana a flisului de Sinmartin.
La marginea vestica a pinzei de Ceahlau, Barremian-Aptianul se prezinta sub un facies particular, predominant grosier, de tipul unei formatiuni , cu blocuri. Aceasta se datoreaza in primul rind vecinatatii zonei cristalino-mezozoice in curs de ridicare si care prezenta denivelari foarte accentuate, cu abrupturi capabile sa furnizeze materialul grosier, inclusiv blocuri de , desprindere. Astfel, pe flancul vestic al structurii anticlinale din Muntii Baiului, respectiv pe versantul estic al Muntilor Bucegi, pe o anumita distanta se mai intilnesc strate de Comarnic cu faciesul lor caracteristic; treptat Insa, pe directie, atit stratele de Comarnic, cit si flisul marno-grezos-ru-giniu care urmeaza, trec la un facies mult mai grosier, adesea incluzind si blocuri insedimentate. In aceasta situatie este foarte greu de deosebit Barremian-Aptianul in facies grosier apartinind unitatii de Ceahlau de formatiunea cu blocuri de aceeasi virsta, dar care apartine unitatii Leaota-Bucegi -Piatra Mare. Totusi, elementul distinctiv este dat de prezenta recifilor . urgonieni in situ in formatiunea cu blocuri a unitatii de Leaota-Bucegi- Piatra Mare.
La nord de Depresiunea Birsei, faciesul grosier al Barremian-Aptianului se mai intilneste iri partea sud-vestica a Muntilor Baraolt, unde este suportat r de stratele de Sinaia, si mai departe in Muntii Ciuc, pe Valea Bicazului si in bazinul superior al Moldovei.
Acolo unde Barremian-Aptianul in facies grosier afloreaza pe o suprafata larga si cu grosime mare, este vorba, de fapt, de o dublare tectonica (in lungul liniei tectonice central-carpatice), situatie evidenta pe versantul estic al Muntilor Bucegi si mai neclara dar probabila in Muntii Baraolt. Spre nord, unde aria de aflorare a Barremian-Aptianului in facies grosier este mult mai restrinsa, iar grosimea mai redusa, situatia se datoreaza, fie unei efilari stratigrafice, fie acoperirii tectonice de catre unitatea central-estcarpatica.
In unitatea central-estcarpatica, Barremian-Aptianului in facies grosier din pinza de Ceahlau ii corespunde wildflisul bucovinic foarte asemanator ca litofacies; difera insa prin natura si structura substratului, iar contactul dintre cele doua categorii de depozite grosiere este tectonic (incalecarea central-carpatica).
Albianul este format din depozite predominant grosiere reprezentate preponderent prin gresii si conglomerate. Acestea s-au format pe seama ridicarii si erodarii zonei cristalino-mezozoice, incit ar reprezenta molasa mezocreatica prcparoxismala. Depozitele albiene din pinza de Ceahlau in mare parte au fost indepartate de eroziune incit, in structura actuala, au o raspindire discontinua si formeaza masivele Ceahlau, Zaganu si Ciucas. De aici si denumirea de conglomerate sau strate de Ceahlau-Zaganu sub care sint cunoscute (v. fig. 46). Acestea sint reprezentate in principal prin gresii si conglomerate adesea cu aspect masiv. Elementele constituente ale conglomeratelor sint formate din sisturi cristaline (gnaise oculare, gnaise granitice, micasisturi, sisturi sericitocloritoase, cuartite) la care se adauga si calcare mezozoice; uneori, acestea din urma au caracter de klippe insedimentate. Astfel, in masa conglomeratelor, spre baza acestora, in masivele Zaganu si Ceahlau se intilnesc unul sau doua nivele de calcare organogene (de tip urgonian sau de Stramberg) considerate a fi remaniate. Totul arata ca zona de origine a materialului terigen o constituia aria cristalino-mezozoica.
Conglomeratele si gresiile de Ceahlau-Zaganu urmeaza normal peste stratele de Bistra in Ceahlau, si peste flisul marnos-grezos ruginiu in masivele Ciucas si Zaganu unde se constata o trecere gradata intre cele doua entitati litostratigrafice suprapuse.
Din depozitele marnoase care se gasesc imediat sub conglomerate in Muntii Ciucas-Zaganu I. Graf mentioneaza printre altele: Colombiceras subpeltoceratoides si Salfeldiella guettardi, caracteristice pentru Gargasian, de unde se deduce virsta albiana a stratelor de Ceahlau-Zaganu.
Tot Albianului apartine si partea superioara a flisului de Sinmartin, din care, in Muntii Bodoc, Jana Ion mentioneaza Douvilleiceras mamillatum si Puzosia maycriana, iar din zona. Teliu-Dobirlau se cunoaste Leymeriella tar dejurcata.
La sud de Muntii Ciucas-Zaganu, in Muntii Bobu, depozitele albiene capata un facies intrucitva diferit de stratele de Ceahlau-Zaganu. Aici se dezvolta un flis grezos reprezentat preponderent prin gresii masive, micacee, care spre nord sint inlocuite partial prin conglomerate relevind o in-dintare cu stratele de Ceahlau-Zaganu. Albianul din Muntii Bobu, descris de Gr. Popescu sub numele de strate sau flisul de Bobu, se incheie cu o secventa de flis curbicortical. De la diferite nivele ale flisului de Bobu provine o fauna cu Neohibolites minimus, Leymeriella sp., Puzosia sp., Inoceramus concentricus, Hamites sp., indicind Albianul.
Prezenta secventei de flis curbicortical la partea superioara a flisului de Bobu a constituit motivul pentru care M. Stefanescu a considerat ca flisul de Bobu ar apartine unei alte zone de sedimentare decit aceea a pinzei de Ceahlau incit, din punct de vedere tectonic, ar reprezenta o pinza distincta. De fapt, secventa superioara curbicorticala reprezinta un termen superior conglomeratelor de Ccahlau-Zaganu, care in restul arealului pinzei de Ceahlau lipseste; fie ca riu s-a depus, fie ca a fost erodat, incit flisul de B3bu apartine tot pinzei de Ceahlau in cadrul careia, din punct de vedere tectonic, se individualizeaza ca o digitatie (v. PI. III).
In marea albiana, contemporan cu acumularea conglomeratelor deCea-hlau-Zaganu, in aria de sedimentare a zonei cristalino-mezozoice se depuneau conglomeratele de Bucegi.
Cretacicul superior, inceputul Xeocretacicului in aria de sedimentare a pinzei de Ceahlau se face remarcat printr-o schimbare sensibila a conditiilor in mediul de sedimentare, care au favorizat acumularea cu precadere a depozitelor de tip hemipelagic. Formatiunile neocretacice de pe aria pinzei de Ceahlau, in cea mai mare parte, au fost indepartate de eroziune; s-au conservat numai in partea sudica si mai ales din Valea Prahovei spre vest, precum si in partea nordica a Muntilor Baraolt.
In regiunea de la sud de Depresiunea Birsei, in depozitele neocretacice se separa mai multe entitati litostratigrafice care pot fi repartizate Vraconianului, Cenomanianului si Turonian-Coniacianului (v. fig. 46).
Vraconianul releva o importanta transgresiune, aceasta marcind incheierea fazei tectogenetice mezocretatice in unitatea central-est-carpatice. Depozitele vraconicne sint reprezentate preponderent prin marnogresii cu intercalatii de gresii micacee, iar local apar faciesuri mai grosiere cu conglomerate sau brccii (in regiunea Vaii Dumbravioarei). In aria pinzei de Ceahlau Vraconianul ocupa suprafete foarte limitate in bazinul superior al Buzaului si devine mai raspindit din Valea Prahovei spre vest pina la Valea Ialomitei. Virsta vraconiana a depozitelor descrise este atestata de o bogata fauna cu Mortoniceras postinflatum, Lechites gaudini, Parahibolites luriiac si din abundenta Aucellina gryphaeoides, de unde si numele de "strate cu auceline' sub care au fost desemnate de M.G. Filipescu si de L. lenesi.
Cenomanianul este constituit din depozite de flis preponderent marnoa-se-nisipoase, adesea rosietice, cu intercalatii subtiri de gresii micacee slab calcaroase. La vest de Valea Prahovei, unde prezinta si secvente conglomeratice, sint incluse in ceea ce Gr. Popescu a descris drept "seria de Dumbra-vioara'. Denumirea cca mai potrivita pentru depozitele cenomaniene ar fi aceea de "strate de Teliu'. Acestea se dezvolta In continuitate de sedimentare peste stratele cu auc2lin? avind aproximativ aceeasi raspindire. Din ele se cunoaste o bogata fauna cu Mantelliceras mantelli, Neohibolites iiltimus, Rotalipora appenninica etc, care le atesta virsta ca atare.
Turonian-Coniacianului ii revine ultima entitate litostratigrafica din pinza de Ceahlau descrisa de I. Graf cu numele de "strate de Valea Dobir-laului'. Acestea sint reprezentate printr-un flis marnos si marnocalcaros cenusiu sau rosietic si subordonat strate subtiri de gresii, iar local se intilnesc secvente grosiere, mai ales intre Valea Prahovei si Valea Ialomitei. Din depozitele atribuite Turonian-Coniacianului provine o fauna cu Inoce-ramus labiatus, I. concentricus etc, la care se adauga o micro fauna cu Rotalipora turanica, R. cushmani, Pinoglobotruncana stephani, Globotruncana lapparenti.
Depozite presupuse neocretacice au mai fost separate in Muntii Baraolt; sint reprezentate printr-o alternanta de conglomerate, gresii marnocalcare, marne si argile, in care s-au gasit fragmente de amoniti si inocerami, precum si globotruncane. Pe baza acestora, depozitele in cauza sint atribuite Turonianului si Coniacianului.
Cu depozitele senonian inferioare se incheie suita de depozite care participa la alcatuirea pinzei de Ceahlau propriu-zise. Au urmat miscarile tectonice care au dus la punerea in loc si individualizarea pinzei de Ceahlau ca atare; depozitele acumulate ulterior in aria pinzei de Ceahlau constituie invelisul posttectonic, sau flisul postparoxismal.
Pinza de Teleajen. Pinza de Teleajen (unitatea est-interna, dupa I. Bancila; pinza interna inferioara, dupa Al.G. Filipescu; pinza flisului curbi-cortical, dupa I. Dumitrescu) in structura actuala afloreaza intre linia Lutu Rosu la vest si linia interna sau linia de Teleajen spre est. Aceasta din urma se urmareste de la granita de nord a tarii spre sud, pe la Cimpulung, traverseaza Valea Bistritei pe la Audia, Valea Trotusului pe la est de localitatea Palanca si se continua pina in regiunea Vaii Prahovei. Mai departe este acoperita insa reapare in bazinul Ialomitei si se prelungeste pina in Valea Dimbovitei (v. PI. III).
Aria de sedimentare corespunzatoare pinzei de Teleajen ocupa cea de a doua fosa a marii flisului intern, situata imediat la est de fosa care a generat pinza de Ceahlau (v. fig. 45). Aceasta s-a diferentiat sensibil de fosa mai interna incepind din Barremian, cind a capatat o subsidenta mai activa. Acest fapt, la care se adauga distanta mai mare fata de principala sursa, de alimentare cu material terigen, se reflecta in procesul de sedimentare prin dezvoltarea unei suite ritmice, groase, de flis curbicortical (v. fig. 46).
Cretacicul inferior. Cele mai vechi depozite cunoscute in pinza de Teleajen afloreaza in partea central-estica a acesteia. In baza suitei se distinge o secventa de sisturi argiloase negricioase descrise drept strate de Plaiesi, urmate de o alternanta de pachete de flis curbicortical, cu pachete de sisturi argiloase negre, ansamblul acestora fiind descris de J. Gherman cu numele de "strate de Toroclej'. Se apreciaza ca stratele de Plaiesi si stratele de Toroclej ar apartine Hauterivian-Aptianului timpuriu. Litofaciesul sub care se prezinta aceste depozite evidentiaza situatia lor de formatiuni de tranzitie intre Cretacicul inferior in faciesul stratelor de Sinaia si al stratelor de Comarnic, pe de o parte, si Cretacicul inferior in faciesul sisturilor negre din flisul extern, pe de alta parte; dovada ca aria de sedimentare a pinzei de Teleajen era limitrofa aceleia care a generat pinza de Audia.
De la flisul de Toroclej, pe verticala, se trece la o formatiune tipica de flis curbicortical constituita dintr-o suita ritmica binara, primul termen fiind reprezentat de o gresie calcaroasa cu textura curbicorticala, iar al doilea din argile cenusii-verzui. Ansamblul acesta, cunoscut si sub numele de "seria curbicorticala', a fost desemnat de I. Bancila drept "strate de Palanca' (v. fig. 46).
Flisul curbicortical, care poate atinge 2 500 m grosime, prezinta o uniformitate litofaciala remarcabila in lungul Carpatilor Orientali. De la diferite nivele si mai ales din sectorul sudic, L. Mrazec, M.G. Filipescu, Gr. Popescu etc. mentioneaza o asociatie faunistica cu Puzosia mayoriana, P. planulata. Hoplites dentatus, Hamites sp., Neohibolites minimus, Inoceramrts tenuis etc., iar din nivelele de baza, Jana Ion citeaza Parahibolites melchioris. Asociatia faunistica amintita indica pentru flisul curbicortical virsta Aptian terminal - Albian mediu.
Incepind din partea centrala (in sens longitudinal) spre sud, la diferite nivele, cu precadere spre partea superioara a suitei flisului curbicortical, se dezvolta secvente de flis grezos. Astfel, in bazinele riurilor Bistrita si Trotus, se intilneste un flis grezos descris de I. Bancila drept ,.grcsia de Cotumba', in care se gaseste un epizod conglomeratic constituind conglomeratele de Letesti. In zona de curbura, secventele de flis grezos au o si mai larga dezvoltare constituind ceea ce se cunoaste sub numele de gresia de Sita-Tataru. Flisul grezos este reprezentat prin strate groase de gresii in pachete de zeci de metri, separate prin strate subtiri de roci pelitice sau prin pachete de flis curbicortical. Si in flisul grezos de Sita-Tataru se gasesc microconglomerate cu dezvoltare lenticulara. Elementele conglomeratelor sint constituite preponderent din sisturi cristaline si subordonat din calcare jurasice, relevind ca sursa de alimentare cu material terigen o constituia fie partile ridicate ale zonei cristalino-mezozoice, fie pragul dintre cele doua fose ale flisului intern care temporal avea rol de cordiliera.
Din flisul grezos din bazinul Buzaului, I. Marinescu mentioneaza o fauna cu Anisoceras armalum, Puzosia communis, Parahibolites turtiae, Inoceramits concentricus etc. care indica pentru flisul grezos de Sita-Tataru apartenenta la Albian superior - Vraconian inferior; rezulta ca flisul curbicortical in ansamblu reprezinta Aptianul superior - Vraconianul inferior.
Cretacicul superior. In procesul de sedimentare aceasta epoca se caracterizeaza (ca si in aria pinzei de Ceahlau) printr-o diminuare sensibila a aportului arenitic in favoarea materialului pelitic, ca urmare a unor modificari in aria sursei de alimentare. Schimbarea incepe inca din Vraconian cind, contemporan cu dezvoltarea flisului grezos-curbicortical, lateral se depuneau stratele cu auceline.
Depozitele neocretacice se urmaresc la marginea vestica a pinzei de Teleajen marcind traseul liniei tectonice Lutu Rosu dar care ramin constant la vest de aparitiile depozitelor nccocretacice. incepind din Muntii Stinisoara spre sud, depozitele neocretacice apar descontinuu si cu extinderi variabile, pe zone alungite pe directia nord-sud, pina in apropiere de Depresiunea Bretcu. Astfel de aparitii se cunosc pe Valea Largu (Stinisoara), pe Valea Bistritei amonte de Letesti, in curmatura Lutu Rosu de pe versantul estic al Muntilor Ceahlau, unde I. Bancila a pus in evidenta suprapunerea tectonica a stratelor de Bistra peste depozitele neocretacice (de aici si numele de linia Lutu Rosu a urmei sariaj ului pinzei de Ceahlau), pe piriul Ticos (sud de Valea Bicazului), la Turia (nord de Depresiunea Bretcului) etc. La sud de Depresiunea Bretcu, aria de aflorare a depozitelor neocretacice se largeste si se urmareste aproape continuu prin Valea Dobir-laului, se extinde considerabil pe Valea Teliu, unde apare intr-o semifereastra tectonica si se continua pina in Valea Teleajenului, la Cheia,unde se contureaza o a doua semifereastra tectonica; mai departe spre sud marcheaza sinclinalul Pridvaria-Nebunu Sterp.
In ansamblu, depozitele neocretacice imbraca facies de flis grezos-marnos caracteristica fiind prezenta marnelor si a argilelor rosii; ca virsta flisul grezos-marnos apartine Vraconian-Coniacianului (v. fig. 46), insa nu peste tot apare suita completa, ci numai in zona Teliu.
Vraconianul include primul complex litofacial din baza suitei neocretacice care se dispune peste flisul curbicortical si este reprezentat printr-un flis marno-grezos constituind stratele cu auceline. Lateral survin variatii de facies constind in aparitia intercalatiilor de gresii ce pot capata aspect masiv, cum se intilnesc in vaile Trotusului si Uzului, unde Vraconianul se prezinta in facies grezos-curbicortical. Depozite vranconiene se mai intilnesc in Bucovina, pe Valea Negrileasa, unde Gr. Alexandrescu a identificat o fauna cu Stoliczkaia notha, Lechites gaudini, Puzosia mayoriana, Aucellina gryphaeoides etc., in bazinul Trotusului, pe Valea Casinului, iar la sud de Depresiunea Birsei se continua pina in valea Teleajenului.
In bazinul Ialomitei, in apropiere de localitatea Fieni, G. Murgeanu si D. Patrulius au descris, dintr-un flis marnos cu episoade de brecii, o fauna cu Aucellina gryphaeoides, Parahibolites turtiae, Puzosia subplanu-lata, indicind Vraconianul, pe linga unele fosile albiene considerate a proveni din material remaniat in brecii.
Cenomanianul urmeaza in continuitele de sedimentare peste stratele cu auceline si este reprezentat printr-un flis marnos-grezos constituit din ritmuri de grezocalcare, marnocalcare si argile verzui visinii. Suita completa se intilneste pe valea Teliu de unde provine o fauna cu Neohibolites ultimus, Puzosia subplanulata, Mantclliceras mantelli etc. si o microfauna cu Rotalipora appenninica semnificativa pentru Cenomanian. impreuna cu depozitele vraconiene, depozitele cenomaniene de aici au fost descrise de I. Bancila sub numele de ,,strate de Teliu'. L. lonesi a restrins aceasta denumire numai la depozitele cenomaniene, depozitele vraconiene constituind stratele cu auceline.
Turonian-Coniacianului ii revine complexul superior al suitei neocretacice. Acesta este reprezentat printr-o alternanta ritmica de gresii, marne cenusii si argile verzui-violacee, ultimele fiind preponderente; subordonat se intercaleaza marnocalcare sideritice. Din astfel de depozite, I. Marinescu si I. Graf citeaza o fauna cu Inoceramus labiatus. I. lamarcki etc. la care Th. Neagu adauga o asociatie microfaunistica cu Globotruncana lapparenti, G. fornicata, G. arca etc., care confera depozitelor respective virsta turonian-coniaciana. Asemenea depozite s-au intilnit si la Fieni. Dezvoltarea cea mai larga o au insa in zona Teliu-Valea Dobirlaului, de unde si numele de strate de Valea Dobirlaului sub care au fost descrise.
Pinza de Teleajen s-a individualizat in Coniacian. In aceasta situatie, depozitele postconiaciene apartin invelisului postpinza care este comun pinzelor de Ceahlau si de Teleajen si constituie sedimentarul postparoxis-mal.
Sedimentarul postparoxismal. Depozitele care au luat nastere dupa punerea in loc si individualizarea pinzelor de Ceahlau si de Teleajen, apartin ca virsta intervalului Santonian-Paleogen (v. fig. 46) si se intilnesc numai in partea sudica a subzonei flisului intern, mai ales de la Valea Varbilaului spre vest. In cuprinsul acestora se poate separa cartografic Senonianul (Santonian-Mastrichtian) si Paleogenul. Limita intre aceste doua entitati cronostratigrafice este oarecum arbitrara (pe teren) caci nu coincide cu limita litologica care de fapt figureaza pe harti.
Senonianul are dezvoltarea mai completa in bazinul Vaii Dimbovita si debuteaza printr-un pachet de marne si marne nisipoase, glauconitice, rosii sau cenusii, cu intercalatii de gresii. Acestea pot atinge o grosime de 40 m si din ele D. Patrulius a descris o fauna de echinoide printre care Conulus conicits, Echinocorys vulgaris si Micraster rosiratum, de unde si numele de "strate cu echinoizi' sub care sint cunoscute aceste depozite; mai contin si o microfauna cu globotruncane, care indica apartenenta lor la Santonian-Campanian.
Stratele cu echinoizi trec pe verticala la marne compacte, rosii sau verzi-albicioase, cu intercalatii subtiri de gresii, cunoscute sub numele de "marne de Gura Beliei'. Acestea pot atinge grosimea de 300 m, iar din jumatatea inferioara a suitei provin exemplare de Belemnitella hoeferi si o microfauna cu Globotruncana arca, G. stuarti, Abathomphalus mayciroc'nsis etc., care indica Mastrichtianul.
Paleogenul se prezinta cu facies de flis si urmeaza in continuitate de sedimentare peste depozitele senoniene; este bine dezvoltat intre Valea Prahovei si Valea Dimbovitei.
Paleocenul este inclus in partea superioara a stratelor de Gura Beliei fiind constituit din marne rosii care contin o microfauna cu Globigerina triloculinoidcs, G. linapcrta, Globoratalia acarinata etc.
Eocenul urmeaza in continuitate de sedimentare peste Paleocen si este reprezentat printr-o alternanta ritmica de gresii calcaroase, sisturi argiloase verzui-cenusii sau violacee si marne compacte, albicioase. Secventa alcatuieste ceea ce se cunoaste sub numele de faciesul de Sotrile al Eocenului sau stratele de Sotrile. Eocenul in acest facies in afara de regiunea Sotrile, formeaza un sinclinal care traverseaza Valea Dimbovitei pe la nord de localitatile Gemenea si Bratulesti constituind sinclinalul Barbuletu. Pe un aliniament mai sudic, depozite eocene si paleocene afloreaza pe flancurile unei structuri sinclinale care traverseaza Valea Ialomitei pe ia nord de localitatea Fieni, reprezentind prelungirea sinclinalului Slanic dinspre est. In zona axiala a acestei structuri se gasesc depozite oligocene si miocene.
Din depozite eocene in facies de Sotrile provine o asociatie microfau-nistica cu Globigerina ampliapertum, G. corpulenta, Globorotalia aragonensis etc, care atesta prezenta intregului Eocen.
1.2. Tectonica flisului intern
Structogenetic, subzona flisului intern a fost generata de aria de expansiune central carpatica (v. fig. 91), incit in structura actuala reprezinta o sutura, respectiv sutura central-carpatica (v. fig. 90). Aranjamentul tectonic al subzonei flisului intern este rezultatul mai multor faze tectonice, incepind cu paroxismul austric si terminind cu miscarile eostirice si chiar cu miscarile moldavice (v. fig. 48).
Primele deformari au fost provocate de incalecarea unitatii central-est-carpatice si a unitatii Leaota-Bucegi-Piatra Mare peste flisul intern, inca inainte ca acesta sa se fi individualizat ca unitati tectonice. Deformarile mezocretacice au fost mai intense in partea interna a subzonei flisului intern, respectiv in pinza de Ceahlau. Dovada o constituie pozitia transgresiva a depozitelor vraconiene care pun in evidenta existenta unei faze de exondare.
Rolul definitoriu l-a avut tectogeneza neocretacica. Aceasta a avut drept consecinta dezlipirea de pe substrat, cutarea si incalecarea flisului intern peste flisul extern. Totodata s-a produs inaintarea mai rapida a flisului din fosa interna si incalecarea acestuia peste flisul din fosa imediat ele la est, individualizindu-se astfel cele doua pinze ale subzonei flisului intern: pinza de Ceahlau si pinza de Teleajen cu toate complicatiile lor (v. fig. 48).
Pinza de Ceahlau. Formatiunile fosei interne, avind o pozitie mai ridicata, s-au desprins de pe substrat si au alunecat mai de timpuriu peste formatiunile fosei de la est, mai afundata, generind pinza de Ceahlau, incalecarea este sugerata de suprapunerea anormala, fie a stratelor de Sinaia, fie a stratelor de Bistra sau a acelora de Comarnic, fie a flisului de Bobu, peste depozitele neocretacice din unitatea de Teleajen de la est. Urma sariajului constituie linia Lutu Rosu. Depozite neocretacice ale pinzei de Teleajen apar discontinuu de sub planul de incalecare Lutu Rosu incepind din Bucovina pina la nord de Depresiunea Bretcului. Mai departe, linia Lutu Rosu contureaza scmiferestrele de la Teliu si de la Cheia, separate intre ele prin pozitia mai avansata a masivului Zaganu unde se contureaza capul tectonic din Culmea Camasii. Mai departe, urma sariajului ele Ceahlau merge pe la vest de sinclinalul Pridvaria-Nebunu Sterp, acesta din urma apartinind pinzei de Teleajen si nu pinzei de Ceahlau sau digitatiei de Bobu, cum se considera in unele interpretari. Cretacicul superior de aici este continuarea directa a aceluia din partea nordica si centrala ( v. pi. III)
Pinza de Ceahlau prezinta unele complicatii tectonice, formatiunile constituente fiind deformate inca inainte de punerea in loc a pinzei. Astfel, in regiunea Vaii Bicazului si mai spre sud in estul Muntilor Ciuc si in nord-vestul Muntilor Bodoc se suprinde un contact tectonic intre stratele de Sinaia si stratele de Bistra, respectiv flisul de Sinmartin, motiv pentru care, pe unele harti s-a delimitat o digitatie denumita "de Durau'; de fapt este un contact ezitant, caci pe alocuri se recunosc relatii normale. Contacte tectonice mai frecvente si mai complicate se intilnesc la sud de Depresiunea Birsei, unde apar si vergente vestice. Complicatiile insa nu depasesc amploarea unor structuri de cute-solzi. Deformari de amploarea digitatiilor si cu atit mai mult de amploarea pinzelor, in cuprinsul stratelor de Sinaia, asa cum se presupune in unele interpretari bazate mai ales pe criterii litofaciale, nu se intilnesc.
Principala deformare a pinzei de Ceahlau se intilneste la sud de Depresiunea Birsei, in Muntii Bobu, constituind digitatia de Bobu. Flisul de Bobu, care incaleca peste depozitele neocretacice din sinclinalul Pridvaria-Xebunu Sterp in lungul liniei Lutu Rosu, la rindul lui este incalecat dinspre vest de depozite baremiene si aptiene in faciesul stratelor de Comarnic-Piscu cu Brazi In felul acesta se delimiteaza digitatia de Bobu. Planul de incalecare a fost redresat si chiar rasturnat, incit in structura actuala apare ca un rctrosariaj (v. PI. III).
In afara de deformarile amintite, in pinza de Ceahlau se intilnesc frecvent cute anticlinale si sinclinale, care se pot urmari pe distante apreciabile. In muntii Baiului, de exemplu, se recunoaste o structura anticlinala majora, cutata la rindul ei, incit are aspect de anticlinoriu. O situatie intrucitva similara se intilneste si in Muntii Baraolt, unde stratele de Sinaia apar in zonele axiale ale unor structuri anticlinale, in timp ce depozitele barremian-aptiene in facies grosier ocupa structurile sinclinale. Stabilind virsta barrc-mian-aptiana a depozitelor grosiere, M. Savu infirma existenta a ceea ce M. Stefanescu a conturat drept "pinza de Baraolt'.
In partea centrala a Muntilor Stinisoara si Ceahlau se urmareste sinclinalul Sabasa-Ceahlau avind in zona axiala conglomeratele de Ceahlau. Aceasta structura se prelungeste spre sud pina in Muntii Ciuc.
In interpretari mai recente, in primul rind a lui M. Sandulescu, se admite in aranjamentul tectonic al pinzei de Ceahlau existenta mai multor digitatii (patru la numar) care sint acceptate si delimitate mai ales pe baza diferentierilor litofaciale. In aceasta privinta este de remarcat faptul ca nici in lungul contactelor tectonice de incalecare ale presupuselor digitatii nu se intilnesc depozite neocretacice anteparoxismale si adesea nici chiar depozite albiene.
Lipsa depozitelor neocretacice si mai vechi din lungul contactelor tectonice infirma punctul de vedere care admite mai multe digitatii in pinza de Ceahlau. Cele mai multe din contactele tectonice sint falii, adesea inverse; unele din ele sint reluari ulterioare punerii in loc a pinzei sau chiar sint de virsta mai recenta. Dovada o constituie existenta vergentelor vestice. Cel mai elocvent exemplu este oferit de caracterul retro versat al planului de incalecare central-carpatic la vest de orasul Predeal si planul de incalecare al digitatiei de Bobu de asemenea retro versat. Ca pinza de Ceahlau a suferit deformari in faze tectogenetice ulterioare aceleia care a generat-o, o dovedeste structura sinclinala de la extremitatea vestica (sinclinalul Barbuletu) care i se suprapune si care este constituita din depozite paleogene.
Pinza de Teleajen. Aceasta s-a conturat odata cu incalecarea flisului intern peste flisul extern si in acelasi timp cu individualizarea pinzei de Ceahlau. Urma planului de sariaj constituie linia interna sau linia tectonica Teleajen. Cele mai noi depozite, din unitatea de Audia de la est, prinse sub planul de incalecare, apartin Senonianului timpuriu. Contactul tectonic se stabileste intre acestea din urma si flisul curbicortical sau stratele de Plaiesi-Toroclej din pinza de Teleajen. Cele mai vechi depozite care acopera transgresiv urma planului de sariaj apartin Senonianului superior, de unde rezulta ca incalecarea principala a avut loc in timpul Senonianului timpuriu.
Specific pentru pinza de Teleajen este caracterul rectiliniu al urmei planului de sariaj si pozitia redresata sau chiar retroversata a acestuia. Aceste elemente arata ca deplasarea tectonica a flisului intern, in general, si a flisului pinzei de Teleajen, in special, a intimpinat o puternica rezistenta. Este de presupus ca acest obstacol il constituia marginea continentala submersa, respectiv cordiliera cumana care continua sa functioneze ca atare la inceputul Senonianului. La redresarea si retroversarea planului de sariaj au concurat fara indoiala si miscarile tectonice postsenoniene, in primul rind miscarile vechi stince burdigaliene, ale caror urmari sint evidente in sectoarele sudice.
Pinza de Teleajen, la rindul ei, este cutata si faliata. Pe linga cute normale, cu ambele flancuri frecvent deversate spre est si mai rar spre vest, se intilnesc si cute-solzi si chiar digitatii. Dintre acestea din urma mai importanta este structura de la marginea vestica a pinzei, constituita din depozite neocretacice. Flancul vestic al acesteia este faliat si prins sub planul de incalecare al pinzei de Ceahlau, iar structura in ansamblu este dislocata si impinsa peste flisul curbicortical, individualizindu-se ca o digitatie a pinzei de Teleajen. Aceasta se delimiteaza de la marginea Depresiunii Birsei spre sud; este larg descoperita de eroziune in semifereastra de la Teliu, se continua pe la est de masivul Zaganu pina in Valea Teleajenului, unde apare in semifereastra de la Cheia; mai departe, spre sud, constituie sinclinalul Pridva-ria-Nebunu Sterp si dispare inainte de a atinge Valea Doftanei (v. PI. III).
La marginea estica a pinzei de Teleajen, la nord de Depresiunea Bretcului, se remarca de asemenea un contact tectonic intre termenii superiori ai flisului curbicortical si stratele de Toroclej, determinat de avansarea unei cute anticlinale deversate spre est.
Se poate conchide ca dupa diastrofismul neocretacic, subzona flisului intern a capatat o oarecare stabilitate, insa nu a ramas inactiva si insensibila la miscarile postcretacice. Efectul acestora din urma se recunoaste in redresarea si tendinta de retroversare a structurilor neocretacice, precum si in recutarea larga a ansamblului flisului intern. Cele doua exemple (rasturnarea planului de sariaj la vest de Predeal, si sinclinalul Barbuletu) sint revelatoare in acest sens, si acestea sint doar doua exemple, insa asemenea situatii sint frecvente in subzona flisului intern, evidente mai ales in partea sudica a acesteia.
