|
|
|
Zona depresionara Cerna — Jiu
Cea de a treia zona de sedimentare a domeniului danubian se caracteri zeaza prin dezvoltarea unei intinse platforme carbonatice care s-a format incepind din Mezojurasic si pina spre sfirsitul Eocretacicului (in Aptian). Prin aceasta, zona Cerna—Jiu se diferentiaza esential de celelalte zone de sedimentare ale domeniului danubian si evidentiaza pozitia sa de margine in codrul ariei danubiene.
In structura actuala, zona Cerna—Jiu apare mult mai extinsa decit celelalte zone, delimitindu-se din valea Cernei spre est, pe versantul sudic al Muntilor Vilcan pina in Valea -Jiului pe care o depaseste ajungind pina in Valea Oltetului la Polovraci (v. PI. IV;). Astfel delimitata, in afara de masa compacta de calcare ce se urmareste din Muntii si Platoul Mehedinti spre est, petice izolate de depozite apartinind acestei zone se mai intilnesc pe ambii versanti ai Muntilor Paring. Spre sud si vest, zona Cerna—Jiu se extinde mult si include Muntii si Platoul Mehedinti ajungind pina in zona Cazanelor. Astfel circumscrisa, zona Cerna—Jiu, in cea mai mare parte, a functionat ca o arie de sedimentare marginala in care s-au dezvoltat faciesuri recifale, mai ales in Neojurasic si Eocretacic. incepind inca de la sfirsitul Eocretacicului, bazinul de sedimentare a intrat intr-o faza de instabilitate tectonica incit caracterul sedimentatiei s-a modificat, in final a-jungindu-se la acumularea unor depozite de tip wildflis (v. fig. 60).
Carboniferul superior. Primul termen al suitei sedimentare din zona Cerna—Jiu poate fi considerat ceea ce L. Mrazec a denumit „formatiunea de Schela'. Este un ansamblu de depozite pelitice si psamito-psefitice, cu antracit, purtind amprenta unui metamorfism foarte slab. In cuprinsul acesteia, in mare, se disting: un orizont inferior constituit din metaconglomerate si metagresii; un complex median format preponderent din sisturi cu pirofilit si cu cloritoid in care se intercaleaza, procentual subordonat, metaconglomerate si metagresii continind strate subtiri de antracit; un orizont superior de metaconglomerate si metagresii. In sisturile cu pirofilit si cloritoid V. Mutihac si Gh. C. Popoescu au pus in evidenta existenta unor intercalatii mixte de minerale micacee, paragonit/phengit si paragonit/ muscovit. Acestea, alaturi de pirofilit, constituie indicatori mineralogici pentru anchizona care, in acceptiunea moderna, este considerata ca stadiu de trecere intre diageneza si metamorfism.
Anchimetamorfismul formatiunii de Schela este un dinamometamor-fism generat de eforturile declansate de tectonica alpina, in primul rind de sariajul getic.
Formatiunea de Schela se intilneste pe versantul sudic al Muntilor Vilcan, la Schela — Gorj, unde apare intr-o situatie tectonica foarte complicata si unde contine strate exploatabile de antracit. Sisturi cu pirofilit mai sint mentionate de I. Preda, in bazinul riului Motru Sec in regiunea localitatii Obirsia. Pe versantul nordic al Muntilor Paring, formatiunea de Schela se urmareste la contactul dintre pinza getica si autohtonul danubian incepind din valea Jiului de la Iscroni spre est pina in valea Jietului si pe o buna distanta in lungul acesteea din urma.
Detectata si separata ca atare de Gh. Paliuc si Gh. Manolescu, formatiunea de Schela din Paring a fost apoi ignorata ca entitate petrofaciala distincta si inclusa de L. Pavelescu in ceea ce s-a numit „seria de Tulisa' care, in cea mai mare parte, includea sisturi cristaline hercinice. Separind cele doua entitati (sisturile cristaline hercinice si formatiunea de Schela), „seria de Tulisa', in mod firesc, ramine fara continut si ca atare se impune abandonarea acestei denumiri.
Virsta formatiunii de Schela mai este inca controversata, desi a oferit oasociatie de plante fosile foarte bogata, sau poate tocmai de aceea. Astfel, Al. Semaka mentioneaza de la Schela exemplare de Calamites undulatus, Annularia stellata, Todites denticulata etc, indicative pentru Neocarbonifer ; tot de la Schela, Gh. Manolescu si I. Mateescu au descris exemplare de Otozamites bekei, Anomozamites inconstants, Pterophyllum rigidum etc, care pledeaza pentru virsta liasica. Concluzia fireasca ar fi ca formatiunea de Schela este o entitate comprehensiva neocarbonifera-eoliasica; similitudinea litofaciala, la care se adauga tectonizarea intensa, ar face imposibila identificarea si separarea a ceea ce apartine Neocarboniferului, de ceea ce apartine Liasicului. Multi insa inclina sa atribuie formatiunii de Schela virsta neocarbonifera.
O situatie alohtona, in sensul ca formatiunea de Schela nu ar apartine zonei Cerna—Jiu, ci ar fi deplasata tectonic in baza pinzei getice, nu este
exclusa.
In zona Cerna—Jiu nu se cunosc depozite permiene.
Jurasicul are o larga raspindire si, exceptind Jurasicul inferior, imbraca faciesuri recifale (v. fig. 60).
Liasicul, ca si in celelalte zone, reprezinta primul termen cu care se instaleaza ciclul alpin; include depozite care indica faciesul de Gresten (conglomerate, gresii cuartoase si arcoziene cu intercalatii de sisturi argiloase cu carbuni) care se dispun transgresiv si discordant peste fundamentul cristalin. Din ele se cunosc asociatii de plante cu Coniopteris hymenophyl-loides, Sphaenopteris obtusifolia, Equisetites lateralis etc. Liasicul se intilneste in Platoul Mehedinti, unde apare pe o zona ce urmareste structura anticlinala dintre localitatile Balta si Baia de Arama. Din valea Motrului spre est, apare ca o zona ingusta, aproape continua, la baza depozitelor mezozoice, pina in Valea Jiului. La est de Jiu, depozite liasice apar sporadic, de exemplu in satul Crasna de unde se cunoaste o flora fosila foarte bogata, cu Nilssonia orientalis, Pterophyllum longifolia, P. rigidum etc. Spre sfirsitul Liasicului, cel putin in partile marginale ale zonei Cerna—Jiu, se constata o lacuna de sedimentare.
Doggerul include depozite reprezentate in principal prin roci carbonatice, cu o grosime pina la 20 m si cu frecvente variatii laterale si pe verticala; sint constituite mai ales din biosparite si micrite: adesea contin fragmente scheletice de lameiibranhiate, gastropode, echinoide, corali, fora-minifere etc; se mai intilnesc calcare spatice grezoase, calcare cenusii, dolomite etc. Pina in prezent nu se cunoaste un continut paleontologic semnificativ pentru datarea riguroasa a acestor depozite; au fost atribuite Jurasicului mediu numai pe criteriul superpozitiei stratigrafice, ele urmind acelora liasice. In zona de margine, depozitele mediojurasice ajung sa se dispuna direct peste sisturile cristaline. Sint bine deschise la manastirea Tismana unde se constata o discontinuitate litologica intre Liasic si Dogger.
Malmul este aproape exclusiv carbonatic si se afla in baza unei impo-tante mase de calcare care are o larga dezvoltare in Platoul Mehedinti si pe versantul sudic al Muntilor Vilcan, si care, ca virsta, corespunde in cea mai mare parte Eocretacicului. Aceasta fiind situatia, este foarte dificil sa se traseze limita neta intre sistemele Jurasic si Cretacic.
Se atribuie Jurasicului superior un complex carbonatic ce poate atinge 200 m grosime, constituit din calcare si dolomite. Acesta debuteaza printr-un nivel argilos-grezos pina la 20 m grosime. Din nivelele superiore ale complexului carbonatic. Gr. Pop. mentioneaza o asociatie de tintinide cu Crassicollaria intermedia, Calpionella alpina, C. elliptica si mai rar Tintinnopsella carpathica, iar dintre alge, Clypeina jurassica, asociatie indicativa pentru Neojurasic.
Cretacicul. In Eocretacic s-au mentinut conditiile de sedimentare din Neojurasic, incit au continuat acumulari carbonatice (v. fig. 60).
Neocomianului i-ar reveni un pachet de calcare stratificate, predominant micritice, in grosime pina la 50 m care urmeaza peste calcarele atribuite Malmului. In astfel de calcare D. Mercus a identificat Tintimiopsella carpathica si Stenosemelopsis hispanica, iar din blocuri de calcare asemanatoae remaniate in depozitele Cretacicului superior. Gr. Pop mentioneaza Calpionella alpina, C. elliptica, Crassicollaria brevis, C. parvinula,Remaniella cadischiana etc., primele doua specii avind o frecventa foarte ridicata. Continutul mentionat indica virsta neocomiana.
Barremian-Aptianului se atribuie cea mai mare parte din masa calcaroasa ce constituie platforma carbonatica din zona Cerna— Jiu. Aceasta este dezvoltata in facies urgonian incluzind calcare masive care urmeaza peste calcarele stratificate cu tintinide atribuite Neocomianului. In ansamblu, calcarele sint constituite dintr-o gama larga de varietati, mai frecvente fiind acelea care definesc biosparitele, calcarele pelitice, calcarele micritice si biolititele; mai rar calcarele masive formeaza recifi (bioherme). Frecvent calcarele barremian-aptiene contin schelete greu detasabile de pachiodonte, nerinea si alte gastropode, alge si foraminifere, cu predominarea miliolidelor si orbitolinelor. Pe alocuri calcarele au fost puternic afectate de presiunile tectonice incit au capatat un tectofacies particular, cum se intimpla in bazinul Susitei, sau pe versantul nordic al Muntilor Paring. Din calcare urgoniene se cunosc exemplare de Requienia amonia, R. scalaris, Toucasia cari-nata, la care se adauga orbitoline si Baccinella irregularis, continut care, in ansamblu, indica Barremian-Aptianul. Calcarele urgoniene ocupa suprafete intinse incepind din Muntii Mehedinti spre est pina in Valea Jiului. Pe aceasta intindere ele vin in contact cind cu calcare dolomitice ale Doggerului, cind cu depozite liasice si foarte frecvent ajung sa se dispuna direct peste fundamentul cristalin, situatie care pune in evidenta caracterul lor ingresiv. Din Valea Jiului spre est, calcarele urgoniene apar sporadic pe ambii versanti ai Muntilor Paring, intilnindu-se la Polovragi, pe Valea Jietului, pe Valea Jiului la Iscroni etc.
Neocretacicul, ca si in celelalte zone, corespunde unei etape de instabilitate tectonica incit s-au format depozite sinorogene (v. fig. 60).
Vraconian-Cenomanianul include depozitele care urmeaza dupa lacuna de sedimentare corespunzatoare paroxismului austric. Acestea prezinta caracter de preflis si au fost descrise de Al. Codarcea sub numele de „strate de Nadanova'. In Platoul Mehedinti, unde au dezvoltarea completa pe Valea Nadanovei, se deosebesc: un nivel inferior constituit dintr-o alternanta de calcare cu accidente silicioase si marne sistoise din care provin exemplare de Parahibolitcs tourtiae si fragmente de orbitoline; un nivel superior alcatuit din marnocalcare, marne si argile cu intercalatii de gresii fine, din care provine o asociatie microfaunistica cu Rotalipora appenninica, R. reicheli, Praeglobotruncana stephani, Globotruncana helvetica etc. Continutul paleontologic confera stratelor de Nadanova virsta Albian tirziu (vraconiana)-Cenomanian, eventual si Turonian timpuriu. Strate de Nadanova se intilnesc in toata zona Cerna—Jiu, dispuse constant peste calcare urgoniene; nu peste tot insa au dezvoltare completa. In Muntii Vilcan, de pilda, se pare ca se intilneste numai nivelul superior. Pe alocuri, stratele de Nadanova au fost afectate tectonic capatind un aspect sistos caracteristic, situatie in care au fost denumite foarte sugestiv, de L. Mrazec, „sisturi lemnoase' (in Valea Susitei).
Turonian-Senonianul corespunde unei etape foarte agitata, in care s-a desfasurat si s-a desavirsit al doilea paroxism getic. In consecinta depozitele acumulate in acest interval poarta amprenta evenimentelor tectonice contemporane, ele fiind reprezentate in ansamblu printr-o formatiune de wildflis.
Formatiunea de wildflis se dispune transgresiv peste stratele de Nada-nova; este constituita din depozite predominant argilo-grezoase sau gre-zoase-argiloase; termenul argilos are o culoare inchisa pina la neagra si o structura haotica. Stratele sint intens cutate si framintate, fenomenul de budinaj fiind omniprezent. In cuprinsul wildflisului nu s-a putut face o orizontare, cu exceptia delimitarii unor episoade mai grosiere descrise cu denumiri locale, cum sint gresia de Dejderiu, gresia de Simaru, gresia de Virciorova etc. In regiunea localitatii Valari si in Platoul Mehedinti, formatiunea de wildflis este strabatuta de vulcanite de tip bazalt-andezitic. In masa argilo-grezoasa sint insedimentate elemente exotice (olistolite) de constitutie litologica foarte diferita; predomina calcarele malm-eocretacice proprii zonei Cerna—Jiu, insa se mai intilnesc sisturi cristaline reprezentate prin gnaise, micasisturi etc., de felul acelora din cristalinul getic, gresii cuartoase de tipul acelora din Liasic, depozite ritmice cu caracter de flis amintind flisul de Serverin, serpentinite, gabbrouri, roci dolerit-bazal-tice specifice de asemenea pinzei de Severin, etc.
Formatiunea de wildflis se extinde in toata zona Cerna—Jiu, fiind intilnita din valea Oltetului pina in regiunea Cazanelor, precum si pe versantul nordic, la Iscroni. Cea mai larga extindere o are insa in Platoul Mehedinti unde se distinge prin abundenta si variabilitatea elementelor exotice. In partea centrala a Platoului Mehedinti, de o parte si de alta a peticului de acoperire Bahna si mai ales in bazinul riului Brebina, catre nivelele superioare ale formatiunii de wildflis elementele exotice devin din ce in ce mai abundente fiind constituite mai ales din ofiolite. In felul acesta s-a ajuns la un amestec haotic de material exotic si autohton, fapt ce face foarte dificila separarea formatiunii de wildflis, de unitatea (pinza) de Severin de deasupra. Aceasta situatie l-a facut pe I. Stanciu sa includa la formatiunile sedimentare neocretacice tot ce se gaseste sub cristalinul din peticul de acoperire Bahna, negind in felul acesta existenta pinzei de Severin in aceasta regiune.
In afara de faptul ca o orizontare stratigrafica riguroasa in conditiile date este foarte relativa, obiectia care se poate aduce unei atare interpretari este ca se neglijeaza tocmai interventia proceselor geotectonicc majore care in aceasta situatie au avut un rol definitoriu. Masele compacte de ofiolite, ce acopera zeci de kilometri patrati in bazinul Brebina si la sud de acesta, nu pot fi reduse la simple blocuri insedimentate (olistolite). Ele apartin fara indoiala pinzei de Severin, care, de fapt, a fost principalul furnizor de material exotic pentru acumularile neocretacice. O buna parte din blocurile care par insedimentate in depozite neocretacice sint de fapt „inecate' tectonic datorita presiunilor de impingere la care au fost supuse. Procesul a putut avea loc si invers: materialul pelitic, neocretacic, sub presiunea acelorasi forte tectonice, s-a putut insinua pe fisuri in materialul din corpul pinzei, sau fragmente din substrat au putut fi antrenate in masa pinzei. Distingerea acestora, in situatia actuala, este foarte dificila; de aici dificultatea delimitarii formatiunii de wildflis neocretacice de pinza de Severin. Chiar daca intrucitva conventional, urma planului de sariaj al pinzei de Severin in aceasta zona trebuie trasata la baza maselor compacte de ofiolite, sau, in lipsa acestora, la baza flisului de Severin.
Formatiunea de wildflis mai afloreaza pe suprafete intinse in bazinul Riului Cosustea. Pina nu de mult acest sector era considerat ca reprezentind o a patra zona de sedimentare in cadrul domeniului danubian. Argumentele care au stat la baza unei atare aprecieri au fost oferite de prezenta unor faciesuri ale Jurasicului mediu-superior, cum ar fi marnele cu Bositra, sau sisturile ariloase cu jaspuri, deosebite de acelea specifice zonei Cerna—Jiu. Acestea insa reprezinta elemente exotice si nu apartin zonei Cosustea.
De fapt, in bazinul Riului Cosustea nu se intilnesc in situ decit depozitele formatiunii de wildflis. Daca sub acestea se gaseste suita de depozite specifice zonei Cerna—Jiu, nu se stie; cert este ca pe un aliniament mult mai extern, la Ciovirnaseni, prin foraje, sub depozitele tertiare, s-au intilnit calcare neojurasice-eocretacice caracteristice zonei Cerna—Jiu. In aceasta situatie, bazinul Cosustea, situat in interiorul zonei Cerna—Jiu, nu a putut evolua ca o zona de sedimentare independenta.
Virsta turonian-senoniana a formatiunii de wildflis din zona Cerna—Jiu se deduce din superpozitia stratigrafica aceasta urmind peste stratele de Nadanova. In acest sens pledeaza si continutul microfaunistic (Globotruncana lapparenti, G. stuarti etc.) mentionat de Al. Codarcea, iar I. Preda a identificat un amonit apartinind speciei Haiiericeras gardeni semnificativa pentru Campanian.
Elemente exotice. In zona Cerna—Jiu, in afara de sedimentarul propriu acestei zone, se intilnesc depozite care, in afara de pozitia lor evident alohtona, au si o alcatuire predominant argilo-siltica si subordonat rnicritica, ceea ce vadeste caracterul lor bazinal sau pelagic-hemipelagic. Asemenea depozite se intilnesc in partea central-sudica a ariei de aflorare a autohtonului danubian pe aliniamentul Dubova—Toplet, iar in partea estica in bazinul Riului Cosustea.
Pe aliniamentul Dubova—Toplet, Gr. Pop a descris o suita de depozite a caror situatie alohtona este clara. In cuprinsul acestora el a descris trei formatiuni si anume:
— formatiunea argilo-siltica inferioara, in grosime de 80 m, sistoasa, cu nodule silicioase si cu intercalatii subtiri de micrite si biomicrite. Continutul paleontologic, reprezentat prin Globochete alpina, Colomisphaera fi-brata, C. carpathica, Paramitosphaera malmica, Saccocoma sp. etc, atesta apartenenta formatiunii argilo-siltice inferioare la Oxfordian-Tithonic timpuriu ;
— o formatiune preponderent carbonatica, in grosime de 30 m, constituita in principal din micrite si biomicrite argiloase cu nodule silicioase, care contin printre altele Calpionella alpina, Calpionellopsis simplex, C, oblonga etc, semnificative pentru Tithonicul superior-Berriasian;
— o formatiune argilo-siltica superioara lipsita de silicolite, cu intercalatii subordonate de micrite si biomicrite argiloase. Continutul paleontologic cu Cadosinia semiradiata si Tintinnopsella carpathica, T. longy etc. indica virsta Berriasian tirziu-Valanginian timpuriu a acestei formatiuni.
Se poate deci spune ca sedimentarul descris apartine Malm-Neocomianului.
In regiunea Cazanelor, unde se cunosc relatiile formatiunilor descrise cu substratul, se constata ca acestea se dispun peste wildflisul neocretacic al zonei Cerna—Jiu si suporta cristalinul de Sebes-Lotru apartinind pinzei getice. Asemenea relatii releva caracterul alohton al depozitelor tithonic-neocomiene de pe aliniamentul Dubova—Toplet. In acelasi sens pledeaza si deformarile plicative intime ale acestor formatiuni, ele fiind strins cutate si laminate ca urmare a presiunilor tectonice la care au fost supuse.
In afara de formatiunile mentionate, pe acelasi aliniament se intilnesc, sub forma de blocuri izolate, calcarenite crinoidale, calcirudite masive si mai rar calcare noduloase. Chiar daca adesea acestea sint in relatii de super-pozitie fata de formatiunile argilo-siltice, asemenea situatii sint intimplatoare incit contactele nu sint normale, originea diferita a calcarelor masive fiind evidenta.
Bazinul Riului Cosustea este cea de a doua zona in care s-a conservat sedimentar alohton. Acesta apare ca elemente dispersate si cu extinderi variate. In rindul acestora se presupune prezenta depozitelor liasice. S-a identificat pe baze paleontologice existenta depozitelor de virsta mczo-jurasica si este certa prezenta depozitelor malm-neocomiene, desi numai pe criterii litofaciale.
Liasicului i se atribuie unele gresii silicioase grosiere, care se intilnesc ca blocuri de dimensiuni relativ reduse si de obicei in relatii de superpozitie fata de wildflisul neocretacic. Virsta liasica a acestora nu este argumentata paleontologic, ci se presupune pe baza similitudinii litofaciale cu depozitele de aceeasi virsta in situ cunoscute in domeniul danubian si in primul rind in zona Cerna—Jiu.
Dogerul este reprezentat prin marnocalcare cenusii cu belemnitin si cu Bositra buchi si se intilnesc de asemenea ca blocuri de dimensiuni in general sub un metru. Acestea se aseamana pina la identitate cu depozitele de aceeasi virsta din regiunea localitatii Bigar din zona Svinita—Svinecea.
Malm-Neocomianul include depozite mai variate si cu o evidenta stratificatie, incit se poate stabili o oarecare succesiune. Astfel, in Valea Cosustea se intilneste o suita de depozite care debuteaza printr-o alternanta de gresii calcaroase si argile siltice in care se intercaleaza strate subtiri de marno-calcare sideritice. Acestea, pe verticala, trec la o formatiune predominant carbonatica constituita dintr-o alternanta de marnocalcare sistozate si calcare micritce carora li se adauga frecvent sisturi argiloase rosii. Deasupra acestora se intilnesc pe alocuri calcare noduloase, rosietice, cu silicifieri. Depozitele descrise stau pe wildflisul neocretacic, iar pina in prezent nu se cunoaste continutul lor paleontologic, insa ele prezinta similitudine cu depozitele malm-neocomiene de pe aliniamentul Dubova—Toplet, incit cu certitudine au aceeasi virsta. Calcarele masive, care in zona Cosustea se intilnesc sub forma de blocuri sau ca petice de acoperire, frecvent se dispun peste wildflisul neocretacic al zonei Cerna—Jiu; adesea prind sub ele si depozite alohtone mezo- sau neojurasice, insa relatiile dintre ele sint evident tectonice. Virsta calcarelor masive din bazinul riului Cosustea nu este dovedita paleontologic, insa se poate aprecia ca apartin Malmului si Eocretacicului si ca provin din partile mai vestice ale zonei Cerna—Jiu.
Daca depozitele mezojurasice cu Bositra buchi si calcarele masive se gasesc mai spre vest in zonele lor de sedimentare de unde au putut fi deplasate tectonic, nu acelasi lucru se poate spune despre depozitele malm-neocomiene de pe cele doua aliniamente. O zona de sedimentare in care sa se fi acumulat asemenea formatiuni nu se cunoaste in aria de aflorare a autohtonului danubian. Judecind dupa faciesul deosebit pe care il prezinta sedimentarul in cauza, se poate admite ca acesta s-a format in vecinatatea sau chiar in zona de expansiune care a generat flisul de Severin. De aici a putut fi dislocat si rabotat de pinza getica. In acelasi mod au putut fi antrenate si depozitele mezojurasice in faciesul marnelor cu Bositra, precum si calcarele masive. Acesta fiind mecanismul de punere in loc a elementelor exotice, semnificatia lor tectonica nu depaseste in amploare pe aceea a klippelor de rabotaj, sau a elementelor insedimentate (olistolite).
Invelisul sedimentar autohton propriu-zis, a suferit deformari tectonice care au condus la structuri de tip duplicatura (fig. 63). Astfel, in partea de vest a Platoului Mehedinti se remarca o dublare a sedimentarului, relevata de o imensa masa de calcare masive apartinind Neojurasicului si Eocretacicului, care se dispune peste formatiunea de wildflis neocretacica, alcatuind ceea ce Al. Codarcea a denumit „duplicatura de Cerna' . Aceasta se urmareste cu un contur sinous de la localitatea Izverna spre sud-est pina in Muntele Domogled, deci pe o distanta de mai bine de 20km. Fruntea acestei duplicaturi se gaseste sub peticul de acoperire Bahna si respectiv sub pinza de Severin.
O a doua duplicatura a fost conturata de V. Mutihac la nord de localitatea Valari, unde calcare masive neojurasice si eocretacicc stau tectonic peste depozite neocretacice formind duplicatura de Dobrita.
Incadrarea duplicaturilor mentionate in rindul olistolitelor, cum se incearca in unele interpretari, nu au nici o justificare, pe linga faptul ca ar contraveni definitiei de olistolit.
In afara de deformarile mentionate, care pot fi considerate elemente tectonice majore ale zonei Cerna-Jiu, se mai intilnesc cute sinclinale si anticlinale in bazinul Riului Suseni si in imprejurimile localitatii Runcu.
Tectonica disjunctiva este subordonata tectonicii plicative. Printre faliile mai importante se remarca aceea din partea de nord a Platoului Mehedinti, care se poate urmari intre localitatile Izverna si Ponoare. Aceasta a provocat o importanta decrosare care afecteaza intreg ansamblul arhitectural. O a doua falie se urmareste mai la nord, in regiunea localitatii Obirsia-Closani. In afara de structurile mentionate care, in majoritate, sint efecte ale tectogenezei laramice, se intilnesc si deformari mai recente. In rindul acestora se numara grabenul Cernei, o arie ingusta marginita de doua falii care urmaresc Valea Cernei.
