|
|
|
Depresiunea Transilvaniei
Ca unitate geologico-structurala, Depresiunea Transilvaniei este delimitata de cele trei ramuri ale Carpatilor romanesti. Astfel circumscrisa, Depresiunea Transilvaniei difera intrucitva de definitia „corecta' data de I. Dumitrescu et al. in 1962, care o restringe la aria ocupata de depozitele neogene in facies de molasa.
Din punct de vedere morfologic. Depresiunea Transilvaniei se prezinta cu relief de podis si este traversata de Riul Mures cu principalii afluenti Tirnavele si Ariesul. In partea nordica este strabatuta de Somesul Mare care primeste riurile Bistrita Birgaului si Somesul Mic, iar in partea sudica curge Oltul (fig. 83).
Depresiunea Transilvaniei s-a format si a evoluat pe un fundament rigid, incepind din Paleogen, sau chiar din Senonianul tirziu. In structura de ansamblu a acesteia se distinge fundamentul cristalin cu invelisul sedimentar pretertiar, si formatiunile tertiare ale depresiunii.
1. Stratigrafia
In cunoasterea stratigrafie! depozitelor Depresiunii Transilvaniei, lucrarile lui K. Hofmann si A. Koch au devenit clasice. La acestea se adauga lucrarile lui I. Dumitrescu, Gr. Raileanu, Emilia Saulea, N. Meszaros, V. Moisescu, N. Suraru, G. Bombita, Gh. Popescu, I. Mirza si altii. Lucrari de detaliu si corelarea datelor de foraj au efectuat A. Vancea, D. Ciupagea si altii. Investigatiile geofizice au furnizat date mai ales asupra fundamentului si, in general, asupra structurii de adincime; la acestea si-au adus contributia St. Airinei, M. Socolescu, M. Visarion, T. Cristescu si altii.
Fundamentul. Despre fundamentul Depresiunii Transilvaniei, se poate spune, in general, ca reprezinta blocul transilvan rezultat din dezmembrarea microplacii transilvano-panonice ca urmare a aparitiei zonei de expansiune sud-apusene. La alcatuirea lui participa sisturi,cristaline prealpine cu invelisul lor sedimentar, la care se mai adauga vulcanite pretertiare. Acesta constituie fundamentul propriu-zis al depresiunii, caci, in zonele periferice, formatiunile depresiunii acopera si portiuni limitate din marginile unitatilor carpatice cutate.
Fundamentul cristalin este puternic afundat, insa spre nord-vest se ridica in trepte incit apare la zi sub forma unor insule reprezentind de fapt structuri de horst al caror ansamblu constituie ridicarea Simleu. In rindul acestor insule intra (v. PI. I):
— insula de cristalin de la Preluca din nordul Transilvaniei, formata din paragnaise, calcare cristaline cu tremolit, micasisturi, amfibolite si cuartite grafitoase cu silicati si carbonati de mangan;
— insula de la Ticau, formata din micasisturi cu granati si paragnaise;
— Muntii Mezes, constituiti din sisturi cristaline mezometamorfice de tipul cristalinului de Somes, si epimetamorfite de tipul cristalinului de Arada.
Sub formatiunile sedimentare ale depresiunii, sisturile cristaline au fost atinse prin unele foraje ca acelea de la Pogaceaua, Bistrita etc.
Pentru partea centrala a Depresiunii Transilvaniei, investigatiile geofizice indica o anomalie magnetica si gravitationala pozitiva regionala. Aceasta s-ar datora existentei sub sisturile cristaline, in adincime, a unei mase bazaltice de mari dimensiuni. De altfel, masuratorile gravimetrice sugereaza o ridicare a suprafetelor de discontinuitate Moho si Conrad in cen-, trul Depresiunii Transilvaniei. Pe alocuri, materialul bazaltic a patruns in masa sisturilor cristaline apropiindu-se de suprafata acestora. Astfel s-ar explica apexul gravitational si magnetic care se inregistreaza in regiunea localitatii Pogaceaua din centrul Depresiunii Transilvaniei.
Perturbarile din zonele de margine, si mai ales aceia de la marginea vestica a depresiunii, sint generate de constitutia deosebita a fundamentului, acesta apartinind unitatilor carpatice invecinate, cum sint magmatitele ofiolitice apartinind Muntilor Apuseni de Sud, prelungirea Muntilor Persani in partea sud-estica, sau eventual corpuri ofiolitice apartinind suturii transilvane (v. fig. 90) in partea estica a depresiunii. La eterogenitatea fundamentului cristalin contribuie fara indoiala si magmatite bana-titice, mai ales in partea nord-vestica a depresiunii. De altfel existenta acestora este cunoscuta atit la zi, in Magura Moigradului de pilda, cit si in unele foraje ca acelea de la Beudiu, Lujerdiu etc. Chiar vulcanitele din forajul de la Zoreni, cu o pozitie mai centrala, care au fost strabatute pe 300 m la adincimea de 3 300 in si descrise ca „melafire alterate' intruse in depozite senoniene, pot reprezenta de fapt un dyke banatitic.
Cu toata variabilitatea pe care o prezinta fundamentul Depresiunii Transilvaniei, sisturile cristaline sint acelea care il alcatuiesc practic in intregime.
Invelisul sedimentar prelaramic, care impreuna cu sisturile cristaline constituie fundamentul cristalino-mezozoic al depresiunii, a fost intilnit iar in citeva puncte a fost traversat complet de foraje. Suita mai completa s-a conservat in zonele depresionare, unde insa au fost numai partial deschise prin foraje (fig. 84).
Pe baze paleontologice concludente s-a stabilit prezenta doar a Aptianului si a Senonianului, insa pe criterii geognostice se apreciaza ca sedimentarul prelaramic ar include depozite incepind cu sistemul triasic sau chiar cu Permianul. Acesta din urma ar include unele brecii si conglomerate de culoare rosie, formate exclusiv pe seama sisturilor cristaline. Asemenea depozite au fost intilnite in foraje pe marginea estica a depresiunii, la Iva-nesti pe Valea Gurghiu la est de Reghin. Mai probabil insa ca acestea sint conglomerate banale, mult mai tinere si nesemnificative.
Triasicul. In sudul depresiunii, la Agnita si Ucea, la adincimea in jur de l 000 m s-au intilnit conglomerate rosietice, marnocalcare si dolomite diaclazate. Pe criterii geognostice, aceste depozite sint atribuite Triasicului putind reprezenta Triasicul inferior si Anisianul.
Jurasicul. Sint atribuite Jurasicului unele calcare galbui, compacte, intilnite in foraje pe aliniamentul Band-Pogaceaua. Probabil ca depozite de aceasta virsta se mai gasesc si in zonele depresionare.
Cretacicul inferior. Depozitele de aceasta virsta au o mai larga raspindire si au fost intilnite in mai multe foraje. Astfel, in forajele de la Grinari, Agnita, Band etc. s-au interceptat, stind direct peste sisturi cristaline, marne negricioase si argile rosii cu intercalatii de gresii si microconglomerate atribuite Barremianului. Acestea suporta, la Band si Agnita, calcare cu orbi-toline, printre care Orbitolina lenticularis, O. discoidea, O. conoidea, semnificative pentru Aptian. Nu se cunosc depozite neocomiene.
Cretacicul superior. Depozite neocretacice au fost interceptate si cercetate prin mai multe foraje din diferite parti ale depresiunii si anume: la Bunesti si Gherla in partea de nord-vest, la Zoreni in partea nord-centrala, la Filitelnic in bazinul inferior al Tirnavelor si in partea de sud-vest a depresiunii la Alamor. Cu exceptia acesteia din urma, care se situeaza in zona de margine unde Cretacicul superior este dezvoltat in faciesul de Gosau, in celelalte zone s-au intilnit depozite detritice si silicolite in care s-a identificat o asociatie microfaunistica cu Hyperammina subnodosiformis, Gum-belina globala, Globotruncana lapparenti, G. fomicata etc. indicative pentru Senonian.
In afara de forajele de pe marginea vestica si sud-vestica a depresiunii, Cretacicul superior in facies de Cosau se cunoaste si la zi, pe marginea vestica a Muntilor Mezes, pe marginea vestica a insulei de sisturi cristaline de la Preluca si pe Valea Chioarului.
De retinut este faptul ca din 20 foraje care au interceptat fundamentul cristalin, numai citeva au strabatut si depozite mezozoice; celelalte au patruns din depozitele depresiunii direct in fundamentul cristalin.
Faciesurile sub care este dezvoltat sedimentarul din fundamentul Depresiunii Transilvaniei, frecventele discontinuitati stratigrafice, precum si repartitia acestuia, vadesc caractere tipice formatiunilor acumulate in regim epicontinental.
Constitutia de ansamblu a fundamentului cristalino-mezozoic al Depresiunii Transilvaniei releva ca spatiul transilvan, in ciclu alpin, a evoluat ca bloc rigid nefiind afectat sensibil de miscarile cu caracter plicativ.Acest comportament este pus in evidenta si de curburile pe care le urmeaza structurile Carpatilor Orientali si ale Muntilor Apuseni, sugerind ca ele ocolesc o masa rigida care a jucat rol de masiv median. O asemenea semnificatie geotectonica a fundamentului Depresiunii Transilvaniei se deduce si din directiile opuse ale rasfringerii structurilor Muntilor Apuseni, pe de o parte si ale Carpatilor Orientali, pe de alta parte. In aceasta situatie nu se poate sustine ca structurile Muntilor Apuseni de Sud s-ar continua sub Depresiunea Transilvaniei unde ar veni in contact cu structurile Carpatilor Orientali. Dimpotriva, cele doua arii cutate sint separate de fundamentul rigid al Depresiunii Transilvaniei, adica de blocul transilvan.
Faptul ca la Pogaceaua, unde se gaseste apexul anomaliei magnetice pozitive, la adincimea de 3 200 m sub invelisul sedimentar, forajele au interceptat sisturi cristaline, dovedeste ca masa perturbanta de roci bazaltice se gaseste sub sisturile cristaline si deci nu poate fi interpretata ca reprezentind prelungirea masei ofiolitice din Muntii Apuseni de Sud. Ideea ca sisturile cristaline de pe aliniamentul Pogaceaua ar li sariate peste masa perturbatoare nu este sustinuta nici macar de argumente deductive.
Fundamentul Depresiunii Transilvaniei prezinta o morfologie foarte variata. Investigatiile seismice, care au urmarit limita cristalin/sedimentar, au pus in evidenta mai multe arii de ridicare separate Intre ele prin zone depresionare. Aceasta imagine morfologica este o dovada in plus ca fundamentul transilvan s-a comportat ca un bloc rigid, incit eforturile la care a fost supus au generat deformari exclusiv rupturale. Acestea se traduc printr-un sistem dfe fracturi cu orientari diverse, care au condus la compartimentarea fundamentului in mai multe blocuri ce au suferit miscari di-, ferentiate pe verticala dind zone de ridicare si zone de afundare (fig. 83, 84).
Ridicarea Stupini-Pogaceaua are o pozitie centrala si este orientata nord-sud putindu-se urmari pe o lungime de mai bine de 60 km si pe o largime de 15—20 km. Se suprapune peste apexul anomal magnetic, insa, prin foraje, la adincimea de 3 200 m s-au intilnit sisturile cristaline; de aici concluzia ca masa de roci bazice intrusa in sisturile cristaline ajunge aproape de suprafata structurala a acestora din urma. Aria ridicata este marginita de povirnisuri abrupte determinate de falii longitudinale.
Ridicarea Tg. Mures-Sighisoara spre nord se profileaza ca o culme ingusta care spre sud se largeste treptat evoluind spre o suprafata aplatizata. Spre est si spre vest aria ridicata este marginita de falii.
Ridicarea Ghimbav-Rotbav a fost identificata in partea sudica a Depresiunii Transilvaniei unde fundamentul cristalin a fost interceptat la adincimea de 1 000 m.
Ridicarea Gurghiu-Uila, situata in nord-estul Depresiunii Transilvaniei, este orientata SE-NV si se atenueaza spre Valea Bistrita-Birgaului. Fundamentul cristalin se gaseste la adincimea de 3 000 m. Aceasta ridicare separa doua zone depresionare Deda la nord si Icland la sud.
Zonele de ridicare mentionate constituie, in ansamblu, ridicarile centrale. Acestea si cu deosebire primele trei, delimiteaza o depresiune centrala constituind Depresiunea Tirnavelor.
Depresiunea Tirnavelor, de forma aproape triunghiulara, constituie unul din elementele structurale majore ale fundamentului depresiunii. Se estimeaza ca sisturile cristaline s-ar gasi la adincimea de 7 000—8 000 m si este de remarcat ca zona axiala a depresiunii este aproape plata circum-scriind la izobata de 7 000 m o suprafata de 12000 km3. In aceasta arie se afla doua sectoare de maxima afundare unde cristalinul este coborit la 8 000 m. Stiva de depozite sedimentare cu o grosime importanta si apartinind fundamentului a fost deschisa prin foraje dintre care unul a atins adincimea de 4 500 m, unde a interceptat Senonianul (v. fig. 84).
La periferia Depresiunii Transilvaniei se gasesc mai multe sectoare depresionare constituind depresiunile marginale. In parte, acestea reprezinta de fapt trepte coborite ale unitatilor carpatice, cum este depresiunea din partea vestica.
Depresiunea Ocna-Mures-Beudiu se gaseste la vest de ridicarea centrala Pogaceaua-Stupini si este orientata nord-sud, putindu-se urmari pe cca. 100 km, cu o largime de 20 km; este marginita de falii iar cristalinul nu a fost atins prin foraje insa se apreciaza ca se gaseste la peste 4 000 m adincime.
La marginea sudica a Depresiunii Transilvaniei se gasesc depresiunile Daia Romana-Sura Mare si Ucea (v. fig. 83).
Depresiunea Daia Romana-Sura Mare este situata in partea sud-vestica a Depresiunii Transilvaniei, in fata cristalinului Muntilor Sebes si reprezinta o treapta afundata a acestuia. Adincimea maxima se gaseste in pa*tea nordica a zonei depresionare unde se face de fapt contactul intre cristalinul Sebesului si fundamentul propriu-zis al Depresiunii Transilvaniei marcat de fracturi profunde.
Depresiunea Ucea se gaseste in fata cristalinului Fagarasului si se suprapune peste contactul dintre acesta si fundamentul Depresiunii Transilvaniei. Contactul corespunde afundarii maxime, marcind zona axiala a depresiunii. Flancul nordic se ridica in trepte culminind in ridicarea Ilim-bav-Rotbav dinspre nord.
La marginea estica a Depresiunii Transilvaniei se gasesc sectoarele depresionare de la Deda si Icland.
Depresiunea Deda se contureaza in nord-estul spatiului transilvan unde se inregistreaza un minim gravitational. Cristalinul s-ar gasi la 5 500 m adincime si se ridica spre est, la Lunca Bradului gasindu-se la 1 000 m.
Depresiunea Icland se gaseste la sud de precedenta, de care este separata prin ridicarea Gurghiu-Uila. Este o afundare larga cu suprafata slab ondulata. Stiva sedimentara pare sa aiba o grosime de peste 3 000 m.
In zonele de margine ale Depresiunii Transilvaniei se gasesc si unele sectoare mai ridicate cum sint acelea de la nord de Cluj-Napoca si de pe aliniamentul Sic-Lujerdiu-Dirja si ridicarea de la Bentid.
Ridicarea Sic-Lujeriu-Dirja se inscrie in tendinta de ridicare spre nord-vest a fundamentului transvilan, ridicare care culmineaza pe aliniamentul Metes-Preluca unde cristalinul apare la zi sub forma unor horsturi.
Ridicarea Bentid, de la marginea estica a Depresiunii Transilvaniei, se contureaza sub fnorma unui horst ingust. Cristalinul a fost atins prin foraje la adincimea de 1 800 m.
Peste fundamentul cristalino-mezozoic cu aranjamentul specific in blocuri, se dispune suita depozitelor paleogene si neogene care practic nu au suferit deformari. Prin aceasta se releva apartenenta lor la o alta etapa din evolutia spatiului transilvan si anume aceea de bazin intern, depozitele in cauza reprezentind formatiunile propriu-zise.
Formatiunile depresiunii. Spatiul transilvan a inceput sa evolueze ca bazin de acumulare intermuntos la sirsitul Cretacicului, dupa desavirsirea paroxismului laramic. Apele marii paleogene nu au acoperit tot spatiul transilvan; parte a acestuia a evoluat in continuare ca arie emersa pina in Miocenul mediu. Dovada o constituie faptul ca depozite paleogene nu se gasesc pe tot intinsul depresiunii; spre centrul si estul depresiunii de pilda, multe foraje au patruns din depozite miocene direct in formatiunile fundamentului. Asadar, in evolutia Depresiunii Transilvaniei se disting doua etape: una care s-a desfasurat in Paleogen si Eomiocen, cind partea nord-vestica a spatiului transilvan a evoluat ca zona de seif caracterizata printr-o oscilare pe verticala a fundamentului cu o vadita tendinta de continentalizare; o a doua etapa a inceput in Badenian si se caracterizeaza printr-o subsidenta foarte activa. O asemenea evolutia a avut-o partea centrala si estica a spatiului transilvan.
Paleogenul. Depozitele paleogene au dezvoltarea tipica si completa in nord-vestul Depresiunii Transilvaniei. Ca urmare a miscarilor de basculare a fundamentului, mai ales in Eocen, in suita depozitelor de aceasta virsta. se remarca o alternanta pe verticala a depozitelor de facies continental-lagunar cu depozite de facies marin. Se constata si o remarcabila variatie laterala de facies (fig. 85). Data fiind variabilitatea litofaciala, s-a urmarit stabilirea unei orizontari litostratigrafice in sectoarele in care faciesurile au dezvoltarea tipica si completa; pe orizontala insa corelarea acestora este greu de realizat din cauza lipsei elementelor sigure de reper. Fauna de moluste, desi foarte bogata, este legata de facies. Cele mai concludente indicatii sint acelea oferite de foraminifercle mari, echinide si microfora-miniferele planctonice. Nannoplanctonul de asemenea furnizeaza indicatii cronostratigrafice pretioase.
Seria eocena include depozite continental-lacustre, lagunare si marine. In suita stratigrafica acestea revin pe verticala ca recurente de facies. Astfel, in ansamblul depozitelor eocene se distinge un complex continental lacustru-lagunar inferior urmat de o suita marina inferioara, si un complex continental lacustru-lagunar superior urmat de o suita, marina superioara.
Complexul continental lacustru-lagunar inferior, In cuprinsul acestuia se disting doua entitati litotsratigrafice: argilele vargate inferioare sau stratele de Jibou si gipsurile inferioare.
Argilele vargate inferioare constituie primul termen din suita depozitelor depresiunii si reprezinta o imensa acumulare piemontana de depozite lacustre formate din argile nisipoase rosii, bariolate. In masa acestora se gasesc lentile de prundisuri sau conglomerate. Asemenea depozite se intilnesc bine deschise la Jibou pe Valea Somesului, unde ating grosimea maxima de l 000 m si includ o lentila de dolomite (dolomitele de Agirbiciu) sau de calcare de apa dulce (calcarele de Rona) cu Planor bis elegans si fructificatii de characee. In restul ariei nord-vestice a Transilvaniei, argilele vargate inferioare colmateaza si niveleaza neregularitatile unui pretertiar.
Gipsurile inferioare urmeaza peste argilele vargate inferioare. In evolutia bazinului de acumulare, acestea premerg instalarii regimului de acumulare marin; sint constituite dintr-o suita argilo-marno-calcaro-oolitica, cu lentile de gips si adesea si dolomite, care lateral se pot substitui reciproc.
Suita marina inferioara. Aceasta urmeaza peste depozitele lagunar-continentale si include depozite predominant marnoase, care contin o bogata fauna de moluste precum si foraminifere mari. Dintre moluste predomina genul Anomia de unde si numele de marnele cu Anomia. In masa acestora se dezvolta un banc lumaselic in care abunda Nummulites perfo-ratus de unde si numele de orizotnul cu N. perforatus care i s-a dat. Acesta separa marnele cu Anomia intr-o secventa inferioara constituind marnele de Capusu si o secventa superioara alcatuind marnele de Mortanusa. Suita marina inferioara se incheie cu un orizont de calcare constituind calcarul grosier inferior sau calcarul de Leghia. Asadar, in suita marina inferioara se disting urmatoarele entitati litostratigraice: marnele de Capusu, orizontul cu Nummulites perforatus, marnele de Mortanusa si calcarul grosier inferior.
Marnele de Capusu, ca prim termen al suitei marine inferioare, includ marne cenusii rosietice si marnocalcare; cu caracter local, spre partea superioara se dezvolta marne nisipoase glauconitice cu Gryphaea (Sokolovia) eszeterhazyi, care trec lateral la oolite feruginoase, exploatabile la Capusu Mare. Acestea sint adesea separate formind nivelul cu Gryphaea (Sokolovia) eszlerhazyi, si pe linga taxonul care ii da numele mai contine Nummulites striatus,N beaumonti etc. iar dintre micro foraminifere asociatia cu Pararo-talia inermis si P. spinigera.
Orizontul cu Nummulites perforatus este constituit dintr-o aglomerare de teste de numuliti, prinsa intr-o matrice marnoasa-nisipoasa oolitica. Pe linga taxonul care ii da numele, se mai intilnesc: Nummulites mille-caput, N. meneghinii, N. crassus, N. uronensis si foarte rar Assilina expo-nens. Orizontul cu N. perforatus are 5 m grosime si, in opinia lui Gh. Bom-bita, marcheaza limita intre Eocenul inferior-mediu si Eocenul superior.
Marnele de Mortanusa au o grosime de 70—80 m si sint reprezentate prin marne si argile cenusii care, spre partea superioara a suitei, trec la marne nisipoase; contin o fauna de moluste cu Corbula gallica si Ostrea multistriata, iar dintre macroforamintfere Nummulites garnieri si' N. cha-vannesi, alaturi de N. striatus care persista. In regiunea de la sud de Cluj, in baza marnelor de Mortanusa si deasupra lumaselului cu Nummulites perforatus, Gh. Popescu et al. mentioneaza calcarenite bioclastice cu Velates schmiedelianus si Alveolina elongata. Dintre microforaminifere, marnele de Mortanusa contin asociatia Pararotalia subinermis, asociatia cu Pararotalia lithothamnica si Truncorotaloides rohri. Sint de asemenea abundente ostracodele insa fara semnificatie cronostratigrafica.
Calcarul de Leghia incheie suita marina inferioara; are o grosime sub i O m. In regiunea Cluj este reprezentat printr-un calcarenit bioclastic cu miliolide, adesea devenind un veritabil miliolit. Sint de asemenea frecvente alveolinele cu Alveolina elongata, algele, resturi de moluste si de echinide. Dintre foram in if erele mari apar numuliti din grupul fabianii. Spre nord in regiunea Vaii Somesului calcarul de Leghia este inlocuit de o gresie calcaroasa descrisa drept gresia de Racoti, care mai spre nord, in regiunea Preluca, devine o gresie cuartoasa cu Alveolina si Scutelina (v. fig. 85).
Complexul continental lacustru-lagunar superior, care urmeaza peste calcarul de Leghia, este o recurenta de facies caci repeta fidel complexul continental lagunar inferior. In cuprinsul complexului superior se disting doua entitati litofaciale: argilele vargate superioare si gipsurile superioare.
Argilele vargate superioare insumeaza 40—70 m grosime si sint reprezentate prin argile rosii si verzi cu intercalatii de prundisuri si nisipuri. Spre nord, in regiunea vaii Somesului, trec la argile cenusii in care se dezvolta lentile de calcare si dolomite, ansamblul constituind stratele de Turbuta.
Gipsurile superioare sau de Jebucu reprezinta de fapt un complex gip-sifer caci mai include dolomite si argile dolomitice cu intercalatii de calcare cu globigerine care marcheaza revenirea la sedimentara marina.
Suita marina superioara. Aceasta incepe prin depozite calcaroase constituind calcarul grosier superior sau calcarul de Cluj si se incheie cu marnele de Brebi (v. fig. 85).
Calcarul de Cluj are o grosime de 20—30 m si este format din calcarenite si calcirudite bioconstruite, lumasele, calcare numulitice, calcare bio-construite recifale, algolite, calcare cretoase etc. cu intercalatii subordonate de marne. Contin echinide, pelicipode si mulaje de gastropode mari ca, Rostellaria, Campanile etc. iar dintre foraminifere, Pararotalia tuberculata. La partea superioara a calcarelor de Cluj se distinge un nivel marnos cu Nummulites fabianii si cu echinide printre care Echinolampas escheri, Eupatagus elongatus etc.
Marnele de Brebi sau marnele cu briozoare incheie suita marina, superioara. Acestea au o grosime ce poate depasi 50 m si sint reprezentate prin pelite argiloase sau marnoase cu intercalatii de marnocalcare continind numeroase bivalve (Chlamys sp., Pycnodonta gigantica, Ostrea multilamella etc.) si colonii de brizoare. In partea superioara a marnelor de Brebi si pe seama acestora se dezvolta, ca facies local, lentile algo-coralo-numulitice descrise drept calcare de Hoia. Acestea stau peste nivelul cu Pycnodonta gigantica si constituie de fapt primul termen al Oligocenului. Asadar, limita Oligocen-Eocen se plaseaza intre nivelul cu Pycnodonta gigantica si calcarele de Hoia (v. fig. 85). Aceeasi concluzie de ordin cronostratigrafic se trage si din analiza continutului de nannoplancton realizata de N. Gheta, care sub nivelul cu Pycnodonta distinge zona cu Cinusicoccus subdistihus .semnifiicativa penttu Eocen, iar deasupra nivelului cu Pycnodonta distinge zona cu Helicosphaera rcticulata cu semnificatie oligocena. Aceeasi limita este atestata si de distributia ostracodelor, aceasta plasindu-se intre zona cu Phlyctocythera eocaenica si zona cu Paijenborchelia trisectata, care corespunde cu limita dintre nivelul cu Pycnodonta gigantica si calcarul de Hoia.
Din valea Somesului spre nord, in regiunea Preluca si regiunea Lapus, suita marina superioara capata un facies monoton calcaros, alcatuind calcarul de Cozla, termen preferat aceluia de „seria calcaroasa'. Este un calcar organogen cu corali si echinide la care se adauga Nummulites chava-nnesi, N. fabianii etc. iar in nivelele superioare Gh. Bombita a identificat Arcliiacina armorica indicind Oligocenul inferior.
Depozite eocene se mai intilnesc in sudul Depresiunii Transilvaniei in defileul Oltului la Turnu Rosu. Aici se intilneste suita completa a Eocenului, care debuteaza cu argile rosii urmate de gresii calcarose cu Nummulites atacicus, N. nitidus etc. reprezentind Eocenul inferior. Eocenul mediu include gresii calcaroase si calcare oolitice cu Nummulites distans, N. mer-chisoni, N. millecaput, Assilina exponens, Discocyclina pratti, Asterocyclina stellata etc. Suita eocena se incheie prin calcare glauconitice cu Nummulites fabianii, N. chavannesi etc. reprezentind Eocenul superior.
Inspre interiorul depresiunii, depozite eocene au fost intilnite in foraje la Pogaceaua, Dirja etc., unde sint reprezentate prin conglomerate si argile vargate spre baza, urmate de marne si calcare. Cu acelasi facies, depozite eocene au fost intilnite si in partea sudica a depresiunii (Aiud, Copsa Mica etc.). In partea centrala si estica nu se cunosc cu certitudine depozite de aceasta virsta.
Oligocenul in Depresiunea Transilvaniei afloreaza pe suprafete relativ intinse in partea de nord-vest a acesteia (v. fig. 83); este reprezentat in principal prin depozite de facies continental-salmastru . Ca si in Eocen si in cadrul depozitelor oligocene se remarca importante variatii laterale de facies. In general, depozitele oligocene sint foarte fosilifere insa predomina molustele care nu dau asociatii caracteristice.
Primele depozite apartinind Oligocenului sint incluse in partea superioara a marnelor de Brebi identificindu-se prin calcarele de Hoia. Calcarele de Hoia au fost separate ca atare in Dealul Hoia de linga Cluj si reprezinta un facies calcaros local. Acestea ar reveni Lattorfianului in acceptiunea ca Lattorfianul ar face trecerea de la Eocen la Oligocen.
Stratele de Mera urmeaza peste calcarele de Hoia si nivelul cu Archia-cina armorica si sint reprezentate prin marne si argile nisipoase cu intercalatii de gresii si calcare, in grosime de 20 m, continind o fauna cu Tympa-notonos labyrinthum, Polymesoda convexa, Scutella subtrigona etc.
Stratele de Ticu urmeaza peste stratelede Mera si includ argile rosietice de nisipuri, urmate de marnocalcare si argile grezoase, adesea cu intercalatii de carbuni. Spre nord, in regiunea vaii Somesului si In Preluca, baza stratelor de Ticu este inlocuita printr-un pachet de marnocalcare cu! cardeide alcatuind ceea ce I. Dumitrescu a denumit strate de Bizusa. Restul stratelor de Ticu isi au corespondent intr-un pachet de depozite argiloase,; bituminoase, de tipul disodilelor, desemnate drept strate de Ileanda si care sint mai comprehensive ca virsta.
Stratele de Cetate (Cetatuia) urmeaza peste stratele de Ticu; in regiunea Cluj includ depozite grosiere cu stratificatie torentiala si cu lentile lumaselice de corbulide dintre care predomina specia Lcntidium triangulum. Spre nord stratele de Cetate trec la depozite bituminoase Reprezentind partea superioara a stratelor de Ileanda.
Stratele de Zimbor succed stratelor de Cetate si incheie suita depozitelor atribuite Oligocenului. Acestea includ gresii silicoase friabile, albe, nisipuri cuartoase si intercalatii de argile rosii urmate de un complex, grezos cu carbuni. Din stratele de Zimbor, V. Moisescu, N. Suraru, A. Rusu, mentioneaza o fauna cu Tympanotonos margaritaceus, Pirenella plicata, Polymesoda convexa, Melanopsis impressa etc.
In regiunea vailor Almasului si Agrisului, stratelor de Zimbor precum si acelora sub- si supraiacente (stratele de Cetate, stratele de Smmihai) le corespunde un facies grezos cu carbuni in care nu se mai pot face alte detalieri litologice. Pentru intreg acest complex. Gr. Raileanu a utilizat termenul de strate de Valea Almasului, iar Th. Joja le-a descris drept strate de Valea Agrisului.
In regiunea Vaii Somesului, stratele de Zimbor isi gasesc corespondent in baza unei suite predominant marnoasa descrisa de I. Dumitrescu drept strate de Buzasi. Acestea sint marne sau marne nisipoase cu intercalatii de gresii slab cimentate sau nisipuri alb-galbui. Au o grosime in jur de 300 m si afloreaza cu dezvoltare completa pe malul sting al Somesului intre localitatile Buzasi si Rus. Contin o bogata fauna cu Glycymeris obovata, Laevicardium cingulatum, Pholadomya puschi, insa nesemnicativa. Sratele de Buzasi reprezinta o formatiune comprehensiva urcind piua in baza stratelor de Chechis care apartin Burdigalianului. Spre nord se trece la o formatiune predominant grezoasa descrisa de V. Lazarescu sub numele de stratele de Vima.
Spre interiorul depresiunii, prin foraje s-a constatat ca depozitele oligocene nu depasesc meridianul localitatii Pogaceaua.
Neogenul. In prima sa epoca, Neogenul se caracterizeaza prin dezvoltarea unor depozite continentale lacustre cu treceri laterale la depozite salmastre cu frecvente recurente marine. In Pliocen s-a ajuns la indulcirea completa a apelor.
Miocenul. Dezvoltarea mai completa a depozitelor miocene, in primul rind a acelora eomiocene, se intilneste in nord-vestul Depresiunii Transilvaniei. In restul acesteia, mai ales in zonele de ridicare, se cunoaste numai succesiunea incepind cu Badcnianul.
In cele mai multe din interpretari, limita intre Oligocen si Miocen se traseaza deasupra stratelor de Zimbor, incit prima entitate litologica care succede stratele de Zimbor ar apartine Acvitanianului.
Acvitanianul are un caracter regresiv si incheie de fapt, ca si in domeniul extracarpatic, ciclul de sedimentare paleogen. In regunea Cluj, Acvitanianul este reprezentat prin depozite continental-lacustre constituite din argile rosii urmate de gresii cu carbuni, totul insumind 100 m grosime. Acestea au fost descrise de A. Koch sub numele de strate de Sinmihai; din ele se cunoaste o fauna cu Tympanotonos margaritaceus, Pircnalla picta, Crassostrea sp. insa fara semnificatie cronostratigrafica. Spre nord, de la stratele de Smmihai se trece la un facies mai marnos care este inclus in stratele de Buzasi in regiunea Somesului si respectiv in stratele de Vima in regiunea Lapus, unde contin si o fauna cu Amoussiopecten burdigalensis, Pycnodonta callifera etc. Se mai atribuie Acvitanianului unele depozite continentale din sud-vestul Depresiunii Transilvaniei reprezentate printr-o alternanta de argile rosii, nisipuri si prundisuri cu Ostrea gingensissi resturi de reptile. In rindul acestora se numara depozitele de la Ripa Rosie de la nord de orasul Sebes.
Burdigalianul marcheaza o importanta transgresiune si totodata inceputul ciclului de sedimentare miocen. Revin acestui etaj depozite variate cu importante variatii laterale de facies. Depozitele burdigaliene au o larga dezvoltare in nord-vestul Depresiunii Transilvaniei, de la Cluj spre nord. In suita acestora se individualizeaza mai multe entitati litofaciale. Astfel, in zona Cluj, luata ca tip, se disting stratele de Corus, stratele de Chechis si stratele de Hida (v. fig. 85).
Stratele de Corus, descrise ca atare de Hauer si Stache, includ nisipuri albe, fine pina la grosiere, carora pe alocuri li se adauga prundisuri marunte mai mult sau mai putin consolidate, in strate sub un metru grosime. Nisipurile trec adesea la gresii argiloase, galbui. Grosimea stratelor de Corus poate atinge 35 m si se individualizeaza clar in regiunea dintre Cluj si localitatea Hida; mai departe isi gasesc corespondent in stratele de Buzasi si respectiv in stratele de Vima. Stratele de Corus au caracter transgresiv si contin o bogata fauna de moluste in zona stratotipului (la Corus). Printre formele comune sint: Chlamys gigas, Glycymeris fichteli, Pecten pseudobeudanti, Turritella vermicularis, Ostrea digitalina. Continutul in microfo-raminifere este mai sarac; Gh. Popescu mentioneaza ca specii mai frecvente Cribrononion dollfusi si Cribroelphidium onerosum. Desi continutul paleontologic nu este foarte concludent, aproape toti cercetatorii includ stratele de Corus la Burdigalian.
Stratele de Chechis, denumite astfel de K. Hofmann, urmeaza peste stratele de Corus si sint reprezentate printr-un pachet de argile de culoare albastruie negricioasa avind constant in baza un nivel de nisipuri sau argile nisipoase glauconitice, care usureaza recunoasterea si delimitarea stratelor de Chechis de acelea de Corus din pat. In acoperisul stratelor de Chechis se gasesc stratele de Hida care incep odata cu aparitia primului banc de gresii care sta peste argilele de Chechis. Stratele de Chechis arata o mai mare extindere spre nord caci se individualizeaza ca atare si deasupra stratelor de Buzasi. Numai in sectorul Preluca sint incluse in stratele de Vima. Din stratele de Chechis, N. Suraru mentioneaza o macrofauna cu Pecten hoernensis si Pecten pseudobeudanti indicind apartenenta lor la Burdigalian. Din punct de vedere microfaunistic, stratele de Chechis se caracterizeaza printr-o veritabila explozie de globigerine, studiate in detaliu de Gh. Popescu care a descris si figurat peste 260 specii. Acelasi autor conchide ca asociatia micro faunistica releva cu pregnanta zona cu Globi ger inoides tri-lobus. Exista consensul aproape unanim ca stratele de Chechis apartin Bur-digalianului.
Stratele de Hida, denumire utilizata pentru prima data de K. Hofmann, sint cuprinse Intre stratele de Chechis i'n baza si complexul tufului de Dej in acoperis; au caracter regresiv. De primele se delimiteaza la aparitia primului banc de gresie conglomeratica care urmeaza peste secventa eminamente argiloasa a stratelor de Chechis. De complexul supraiacent se separa printr-un nivel conglomeratic cu caracter transgresiv care apartine complexului tufului de Dej supraiacent. Stratele de Hida astfel delimitate ocupa o arie foarte larga in nord-vestul Depresiunii Transilvaniei incepind din regiunea Clujului pina in valea Salauta, unde se dispun transgresiv si discordant peste invelisul posttectonic al zonei cristalino-mezozoice si unde I. Patrut le-a decris drept strate de Salva. In ansamblu, stratele de Hida sint constituite dintr-o alternanta de pachete de strate psamito-psefitice, cu pachete de strate predominant pelitice. Grosimea lor este de cca. 1000 m. In cuprinsul acestora nu se poate stabili o orizontare mai detaliata. Din nivelele din baza suitei, in imprejurimile localitatii Hida, N. Suraru a identificat o asociatie faunistica cu Turritella dublieri, Phalium neumayeri, Glycymeris cor dollfusi etc, considerate ca forme proprii, la care se adauga specii comune cu ale formatiunii subiacente ca: Pecten hoernensis, P. pseudobeudanti, Pi-renella plicata etc. Continutul microfaunistic, mai ales din partea inferioara a suitei, nu este mult diferit de acela al stratelor de Chechis; spre partea superioara, Insa, devine foarte sarac si predomina foraminifere aglutinante, dupa Gh. Popescu de tipul Dendrophira-Recurvoides-Cvclamina. La partea terminala a suitei se intilneste un nivel bogat in Spira'tclla insa rau conservate. Virsta stratelor de Hida se deduce mai ales din pozitia stratigrafica. Considerate ca apartinind „Helvetianului' din schema clasica, in vederile actuale acestea reprezinta Burdigalianul superior.
Badenianul marcheaza inceputul celei de adoua etapa din evolutia Depresiunii Transilvaniei. Aceasta corespunde si cu inceputul activitatii magmatice subsecvente de la interiorul Carpatilor Orientali si din Muntii Apuseni de Sud. Aceste evenimente in procesul de sedimentare din Depresiunea Transilvaniei se reflecta in depunerea unui material piroclastic in cantitate apreciabila a carui distributie pe verticala indica succesiunea in timp a mcmentelcr de activitate vulcanica intensa.
Depozitele badeniene au o larga extindere in Depresiunea Transilvaniei insa aria de aflorare cea mai mare este tot nord-vestul depresiunii. In ansamblul acumularilor badeniene se recunosc aceleasi formatiuni ca si la exteriorul Carpatilor, deosebirile nefiind esentiale.
Complexul tufului de Dej, ca prim termen al suitei badeniene, are caracter transgresiv si corespunde complexului sau formatiunii marnelor si tufurilor cu globigerine din domeniul extracarpatic. Se dispune peste stratele de Hida si debuteaza frecvent printr-un nivel de conglomerate care poale trece lateral la nisipuri. Conglomeratul este urmat de marne verzui, mai rar rosietice, frecvent cu intercalatii de tufite' sau tufuri; urmeaza tuful de Dej propriu-zis, reprezentat printr-o alternanta de tufuri dacitice si marne, iar cu totul Iccal, spre partea superioara se dezvolta calcare tufi-tice algclitice. Grosimea complexului tufului de Dej poate varia de la citiva metri pina la 500 m. Din intercalatiile marnoase dinspre baza complexului tufului de Dej, N. Suraru a descris o asociatie microfaunistica cu Globigerina Praebulloides, Globigerinoides trilobus, G. sicanus, Praeorbulina tranzitoria, P. glomerosa glomerosa, Orbulina siituralis, Globoquadrina con-globata etc. semnificativa pentru zona cu Praeorbulina glomerosa, urmata de zona cu Orbulina suturalis. Continutul microfaunistic indica apartenenta complexului tufului de Dej la Badenianul inferior.
Formatiunea cu sare urmeaza peste complexul tufului de Dej si are caracter regresiv. Aceasta se poate urmari pe toate laturile depresiunii fiind pusa in evidenta de cutele diapire cum sint acelea de la Ocna Mures, Ocna Sibiului, Praid, Sovata etc. In ansamblu, formatiunea cu sare se prezinta ca o megabrecie cu sare si gipsuri. In centrul depresiunii aceasta a fost interceptata prin foraje si s-a constatat ca pe alocuri poate atinge grosimea de 1 400 m.
Formatiunea sisturilor cu radiolari urmeaza peste formatiunea cu sare si este reprezentata prin argile sistoase cu eflorescente de sulfati si intercalatii subtiri de nisipuri. Continutul in radiolari este foarte ridicat. A-ceasta formatiune, cu modificari neesentialc, a fost recunoscuta in toata Depresiunea Transilvaniei atit la zi cit si prin foraje.
Formatiunea marnelor cu Spiratella incheie suita depozitelor badeniene. Aceasta se individualizeaza ca un pachet de cca. 100 m grosime, format preponderent din marne compacte bogate in globigerine (genul Velapertina fiiiid aproape in exclusivitate) si pteropode genul Spiratella fiind frecvent intr-un nivel tufitic de la partea superioara a formatiunii. Foraminiferele bentonice sint foarte rare si sugereaza asociatia Bolivina—Bulimina.
Deasupra marnelor cu Spiratella se gaseste un nivel de tuf peste care urmeaza depozite cu o fauna cu Ervilia si A bra, considerate ca apartin Sarmatianului. In aceasta situatie nivelul de tuf mentionat, cunoscut sub numele de tuful de Borsa, tuful de Iclod etc. capata valoare de reper stratigrafie indicind limita intre Badenian si Sarmatian.
Sarmatianul urmeaza in continuitate de sedimentare peste Badenian. In prima parte a Sarmatianului, pina in Basarabianul timpuriu inclusiv, apele au acoperit cea mai mare parte din centrul si sud-estul depresiunii unde s-a format o molasa relativ monotona din punct de vedere litofacial fiind alcatuita indeosebi din marne sau argile si nisipuri, iar subordonat calcare dolomitice. La diferite nivele apar intercalatii cineritice cu dezvoltare regionala constituind repere stratigrafice, cum ar fi tuful de Ghiris. In zonele de margine s-au format faciesuri mai grosiere reprezentate prin conglomerate, prundisuri etc. insa care adesea sint foarte fosilifere. In suita sarmatiana s-au identificat Buglovianul, Volhinianul si Basarabianul inferior.
Buglovianului ii revin depozitele marnoase-nisipoase situate imediat deasupra tufului de Borsa si in care se gaseste o fauna cu A bra reflexa, Ervilia pussila etc. Conventional se admite ca limita superioara a Buglo-vianului este un nivel de tufite denumit tuful de Ghiris, cu care s-ar incheia succesiunea depozitelor bugloviene.
Volhinianul si Basarabianul inferior includ formatiunile care se dezvolta deasupra tufului de Ghiris avind o litologie similara acelora buglo-vicnc insa contin o fauna cu Ervilia podolica, Mohrensternia infiata, Ceri-thium rubiginosuni, Mactra podolica, Elphidium aculeatum, E. maccllum etc. Suita Volhinian-Basarabian inferior se incheie printr-un orizont marnos-argilos cu tufite, din care se cunoaste o fauna cu Porosononion subgranosits, Elphidium granosttm, Elphidium crespinae etc.; se considera ca acesta este corelabil cu stratele cu Cryptomactra pesanseris din regiunile extracarpatice reprezentind Basarabianul inferior.
Sarmatianul in faciesul amintit poate atinge l 500 m grosime si afloreaza pe suprafete intinse la nord de Mures si in partea de sud-est a depresiunii.
Pliocenul. Depozitele pliocene acopera partea centrala a depresiunii la sud ele Mures si in regiunea Tirnavelor ajungind sa ia contact direct cu sisturile cristaline din regiunea carpatica de la est (v. fig. 83). Relatiile dintre Miocen si Pliocen din Depresiunea Transilvaniei au fost multa vreme neclare, in sensul ca nu se putea stabili daca sint relatii de continuitate de sedimentare sau daca sint separate printr-o lacuna de sedimentare. La ora actuala, pentru geologii care si-au consacrat intreaga activitate de cercetare acestei regiuni, cum sint de pi'di D. Ciupagei si A. Vancea, situatia este clara, in sensul ca Intre Sarmatian si Pliocen este o lacuna cb sedimentare.
Meotianului ii revine, in centrul depresiunii (regiunea Capsa Mica — Medias), un pachet de marne sistoase de citeva zeci de metri grosime, care urmeaza peste depozitele basarabiene cu Elphidium crespinae. Spre partea superioara a pachetului de marne se gaseste o intercalatie subtire (4 — 1 m) de tuf cunoscut sub numele de tuful de Bazna, considerat de c Ac mai multe ori drept limita conventionala intre Miocen si Pliocen. Marnele care includ tuful de Bazna contin ostracode, printre care specia Cyprideis heterostigma littoralis si o microfauna care indica Meotianul mediu-superior. Asadar, lipsa cel putin a Kersonianului si a unei parti din Meotian este evidenta.
Pozitia transgresiva a Pliocenului este si mai clara in zonele de margine unde depozitele de aceasta virsta iau contact cu formatiunile badeniene sau chiar mai vechi.
Pontianul urmeaza peste depozitele mcotiene si este reprezentat printr-o suita constituita preponderent din marne, argile si nisipuri relevind o remarcabila monotonie litologica. In zonele de margine sint frecvente variatiile de facies iar diversele orizontari de detaliu care s-au incercat au o valoare strict locala. Totusi, in centrul depresiunii, in linii cu totul generale, s-ar putea distinge trei orizonturi si anume: un orizont inferior predominant nisipos, un orizont median preponderent marnos si un orizont superior nisipos.
Din ansamblul depozitelor care urmeaza peste complexul care include tuful de Bazna (Meotianul mediu-superior), se cunoaste o fauna cu Congeria partschi, C. banatica, C. rumana, C. rhomboidea, C.ornitopsis, Valenciennius reiissi etc, care pledeaza pentru virsta pontiana a depozitelor in cauza.
Se poate conchide ca Pliocenul din Depresiunea Transilvaniei este reprezentat prin primele doua etaje, parte din Meotian si Pontian care se dispun transgresiv peste Saimatianul mediu. In aceasta situatie este evident ca nu se poate vorbi de existenta asa-numitului „Pannonian'.
2. Tectonica
Peste fundamentul compartimentat al Depresiunii Transilvaniei se dispun formatiunile paleogen-neogene ale depresiunii propriu-zise. Acestea nu au suferit miscari tectonica incit ele nu prezinta deformari importante; se constata Insa o deosebire sensibila intre deformarile suferite de depozitele paleogene si eomiocene, pe de o parte, si cele neomiocene, pe de alta parte. Primele, in general, prezinta o usoara inclinare spre centrul depresiunii, iar in zonele de margine sint fracturate (falia Mezesului, falia Moigradului).
Depozitele neomiocene si pliocene care ocupa centrul depresiunii sint implicate intr-o tectonica de cute diapire si domuri. Aceste structuri au fost determinate de modul de comportare a sarii. Sub presiunea litostatica, sarea a migrat din centru spre zone marginale unde strapunge diapir formatiunile superioare, generind cutele diapire. Acestea se esaloneaza pe mai multe aliniamente: Ocna Dejului—Sic—Cojccna—Turda— Ocna Muresului, Aiud—Ocnisoara si Poiana—Ocna Sibiului in partea vestica a depresiunii; Sieu— Sovata—-Praid si Lueta—.Rupea in partea estica (v. fig. 83).
In centrul depresiunii, datorita ingrosarii paturii de sare prin ingramadire tectonica, in anumite zone au luat nastere structuri de domuri. Acestea apar grupate in trei zone. O prima grupa se situeaza la nord de Mures si include structurile Ludus, Singer, Sarmasel—Craiesti etc; a doua grupa se gaseste la sud de Mures si cuprinde structurile Deleni, Cetatea de Balta, Bazna, Copsa Mica etc; cea de a treia grupa se gaseste mai spre sud si include structurile Cristur, Telina etc.
Se poate conchide ca Depresiunea Transilvaniei prezinta o tectonica simpla, caracteristica regiunilor stabilizate (v. fig. '84).
