scientific report 2015.pdf
TRANSCRIPT
Raport științific pentru anul 2015 PN II IDEI 0162
CONTRACT DE FINANŢARE PENTRU EXECUŢIE PROIECTE
NR 16 /2011 Director de proiect Dr. Mihaela-Carmen Melinte-Dobrinescu
Autori: Mihaela-Carmen Melinte-Dobrinescu, Dan Jipa, Titus Brustur, Ion Stănescu,
Relu Roban, Andrei Briceag, Marius Stoica, Adrian Popa, Silviu Rădan
1. INTRODUCERE
Etapa curentă a Proiectului s-a concentrat pe trei obiective: (i) continuarea
analizei multidisciplinare a paleoclimatului din Cretacicul inferior, pe baza datelor acumulate
din zona de curbură carpatică, cu privire specială asupra prezenţei olistolitelor la diferite intervale ale
Cretacicului inferior, precum şi semnificaţia acestor ocurenţe pentru modificările climatice şi eustatice
din intervalul mai sus menţionat; (ii) urmărirea repartiţiei fragmentelor de roci exotice, magmatice si
metamorfice care apar in Cretacicul Carpaşilor Orientali; (iii) diseminare, inclusiv participarea la
întruniri ştiinţifice internaţionale, precum şi publicarea unui volum special, având ca Editor invitat pe
directorul acestui proiect, la prestigioasa revista Palaeogeograpgy, Palaeoclimatology,
Palaeoenvironment (Elsevier), care cuprinde lucrări legate de topica acstui proiect, precum şi de cele
analizate la nivel global în cadrul Proiectului UNESCO IGCP 609, intitulat “Climate-
environmental deteriorations during greenhouse phases: Causes and consequences of the short-term
Cretaceous sea level changes”.
2. DISTRIBUŢIA OLISTOLITELOR ÎN DEPOZITELE CRETACIC
INFERIOARE DIN ZONA DE CURBURĂ A CARPAŢILOR: SEMNIFICAŢII
EUSTATICE, OROGENICE ŞI PALEOCLIMATICE
Zona analizată este situată în partea vestică a zonei de curbură a Carpaţilor (Fig. 1A și 1B),
investigaţiile privind depozitele cretacic inferioare s-au concentrat mai ales asupra sectorului Bucegi –
Baiu – Zamura. Au fost analizate trei aspecte, legate de ocurenţele nivelelor cretacic inferioare cu
olistolite din vestul zonei de curbură a Carpaţilor: (1) caracterul ciclic al sedimentării cretacic
inferioare, (2) localizarea nivelelor cu olistolite în succesiunea ciclică și caracterele lor distinctive,
precum și (3) factorii majori de control care au determinat constituirea depozitelor cu olistolite.
1
2.1. Structura geologică și paleomorfologia zonei Bucegi-Zamura
Structura tectonică a teritoriului Bucegi-Zamura este datorată în cea mai mare măsură fazelor
tectonice austrice. Tectogeneza austro-alpină a afectat bazinul cretacic inferior carpatic, în final
determinând exondarea ariei munţilor Bucegi la sfarşitul Albianului. Patrulius (1959) consideră că
faza austrică precoce s-a manifestat clar la sfârșitul Bedoulianului, iar faza târzie (finală) a
diastrofismului austric a fost pre-vraconiană (Albian superior).
Secţiunea geologică (Fig. 1C), care îmbină date elaborate de Patrulius (1969) și de Ştefănescu
(1980), evidenţiază succesiunea normală și continuă a sedimentelor cretacic inferioare, acoperind
intervalul Jurasic superior (Tithonic) până la finele Cretacicului inferior (Albian). Intre aceste depozite
și fundamentul cristalin de Leaota există raporturi discordante și lacunare.
Fig. 1 – A: localizarea zonei studiate; B: harta geologică a zonei de curbură carpatică, partea vestică
(modificată după Patrulius, 1969); C: Secţiune geologică în depozitele care aflorează în V părţii de curbură carpatice, modificată după Patrulius (1969) și Ştefănescu (1980).
2
In depozitele incompetente la efort, a căror trăsătura facială majoră este alternanţa argilă-gresie
(în proporţii variabile), se dezvoltă frecvente deformări tectonice plastice si rupturale. Din acest punct
de vedere Membrul inferior si Membrul median al Formaţiunii de Sinaia se detaşază net printr-un grad
de deformare tectonică mult mai mare (Murgeanu et al., 1959), probabil datorat ridicării care a avut loc
în timpul diastrofismului austriac precoce (Patrulius, 1969). In contrast, depozitele competente ale
Formaţiunii de Bucegi, foarte slab cutate dar intens fracturate, înclină ușor spre vest şi repauzează
discordant pe calcarele triasice si eocretacice și pe formaţiunea cristalină de Leaota din fundament.
Un element tectonic special al depozitelor cretacice de care ne ocupăm este structura anticlinală
complexă a depozitelor Stratelor de Sinaia, cunoscută sub denumirea anticlinoriul Zamura (Murgeanu
și Patrulius, 1963). Ajuns într-o poziţie ridicată în bazinul de sedimentare, anticlinoriul Zamura a
reprezentat un factor de control al acumulării sedimentare.
2.2. Distribuţia și caracteristicile olistolitelor cretacic inferioare
Depozitele care aflorează în zona Bucegi-Zamura includ olistolite localizate la mai multe nivele
în succesiunea cretacic inferioară, cu vârste începând din Hauterivian până în Albianul terminal (Fig.
2). Constituite atât din blocuri de calcar cât și de șisturi cristaline, olistolitele provin din masivul
cristalin de Leaota și din cuvertura sa de calcare și/sau din zona Dâmbovicioara.
În depozitele Membrului median al Formaţiunii de Sinaia au fost menţionate cele mai vechi iviri
de blocuri exotice cunoscute in zona de curbură a Carpaţilor. Iniţial, Murgeanu & Gherasi (1932) au
descoperit prezenţa unei importante ocurenţe (2 km lungime) de șisturi cristaline tip Leaota în valea
Zamura, afluent al Văii Prahovei (Fig. 2), pe care au atribuit-o unui relief al fundamentului îngropat de
Formaţiunea de Sinaia. Ulterior, stabilind-se că aceste şisturi cristaline stau pe conglomerate cu
elemente mari de şisturi cristaline, Murgeanu et al. (1964) au tras concluzia că ivirea de cristalin
reprezintă un olistolit încorporat în partea mediană a Formaţiunii de Sinaia.
Alt nivel cu olistolite a fost conturat în Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia (Fig 2).
Prezenţa unor blocuri de șisturi cristaline din Valea Prahovei a fost cunoscută de mult timp, iniţial fiind
considerate în poziţie tectonică (Jekelius, 1928) sau ca strapungeri ale fundamentului cristalin
(Oncescu, 1943). Patrulius (1954) a fost cel care a arătat că aceste blocuri sunt incluse în conglomerate
tiloide aparţinând Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia.
Olistolite de calcare jurasice și de sisturi cristaline au fost evidenţiate de Patrulius (1969) în
depozitele Stratelor de Sinaia superioare pe versantul estic al văii Prahovei din împrejurimile localităţii
Sinaia, precum și la sud în punctul Plaiul Domnesc (între Pietroșiţa și Sinaia). Un olistolit jurasic, i.e.
kimmeridgian, apare și pe flancul estic al anticlinoriului Zamura (Murgeanu si Patrulius, 1959).
3
Olistolite mari de calcare jurasice sunt cunoscute și din zona nordică a anticlinoriului Zamura, la
sud-est de Brașov, dar acestea sunt localizate imediat deasupra Membrul superior al Formaţiunii de
Sinaia, în partea inferioară a successiunii argiloase-grezoase barremian-apţiană, i.e. Formaţiunea de
Moroeni. Următorul nivel de apariţie al olistolitelor este situat la partea superioară (Apţian) a
turbiditelor argiloase-grezoase barremian-apţiene, din zona munţilor Bucegi, descrise sub diferite
denumire, ex. ‘Strate’ de Comarnic, ‘Strate’ de Piscu cu Brazi, integrate în Formaţiunea de Moroeni
(Jipa et al., 2015).
Fig. 2 – Distribuţia olistolitelor din zona studiată. Harta geologica modificată dupa Foaia Braşov (Patrulius et al., 1967a), scara 1:200.000 şi Foaia Moeciu (Patrulius et al., 1971), scara 1:50.000;. Olistolite: G.I.- Gâlma Ialomiţei; M-Mecetul Turcesc; P-Olistolitul Patrulius; V-Velicanul Mare; P.H.-Plaiul Hoţilor. C.G.-Cărpiniş şi Gâlmei; P.D.-Plaiul Domnesc.
4
Olistolite de calcare jurasice și de sisturi cristaline au fost evidenţiate de Patrulius (1969) în
depozitele Formaţiunii de Sinaia, Membrul superior, pe versantul estic al văii Prahovei din
împrejurimile localităţii Sinaia, precum și la sud de Plaiul Domnesc (între Pietrosiţa si Sinaia).
Olistolite mari de calcare jurasice sunt cunoscute și din zona nordică a anticlinoriului Zamura, la sud-
est de Brașov, localizate imediat deasupra Membrului superior al Formaţiunii de Sinaia, la partea
inferioară a succesiunii argiloa-grezoase barremian-apţian (Patrulius, 1969).
Următorul nivel de apariţie al olistolitelor este plasat la partea superioară (Apţian) a Formaţiunii de
Moroeni, în zona munţilor Bucegi. Cele mai importante olistolite apar în zona orașului Sinaia (Fig. 3).
Blocuri de calcar triasice și jurasice sunt incluse în conglomerate slab sortate, cu matrice nisipoasă
abundentă, de la partea superioară a succesiunii barremian-apţiene. Olistolitul de calcar triasic din
valea Gâlma Ialomiţei (nord de localitatea Pietrosiţa) apare în conglomerate apţiene, ca o lamă lungă
de 60 m. In valea Peleșului (Fig. 3) Patrulius (1969) a studiat un bloc exotic de calcar jurasic cu
lungime de 250 m, prins în conglomerate apţiene cu aspecte de sedimentare haotică. In valea Zgarburei
(Fig. 3) există blocuri exotice incluse în depozite de tip fliș cu structuri de deformare sinsedimentară.
Fig. 3 – Olistolite formate din calcare, situate în Membrul median şi Membrul superior al Formaţiunii de Moroeni. A: Gâlma Ialomiţei; B: Zgarbura; C: pârâul Peleş (localizare geologică în Fig. 2). 1- turbidite aptiene; 2- brecii cu fragmente de şisturi cristaline; 3-brecii cu fragmente de calcare jurasic mediu; 3- brecii cu fragmente de calcare jurasic superioare; 5-turbidite grezoase; 6-calcare jurasic superioare; 7-calcare cretacic inferioare (după Patrulius, 1969).
5
Cea mai mare abundenţă de olistolite apare în depozite de la partea superioară a succesiunii albiene
a Formaţiunii de Bucegi. Poziţia lor individuală a fost cartată, astfel încât distribuţia areală şi
stratigrafică este usor de examinat (Fig. 2). Pe harta geologică a României la scara 1 :50 000 foaia
Moeciu (Patrulius et al., 1971) sunt marcate 99 de olistolite. Dintre acestea, şapte olistolite sunt incluse
în Membrul median al Formaţiunii de Bucegi, trei olistolite în Membrul superior al formaţiunii, iar
restul olistolitelor, adică 90%, apar la nivelul Gresiei de Babele, dar numai în faciesul conglomeratic al
acestei unităţi litostratigrafice (Jipa et al., 2013). Olistolitele din depozitele albiene (Fig. 4) sunt
asociate exclusiv cu conglomerate în facies de transport în masă (debris-flow). Dimensiunea lor variază
de la 5 m la 200 m. Majoritatea acestor olistolite sunt subrotunjite. Cele mai frecvente sunt olistolitele
de calcare, majoritatea jurasice. Sunt cunoscute si olistolite constituite din șisturi cristaline de tip
Leaota, din rare granite, precum și roci sedimentare.
Fig. 4 – Olistolite localizate în Formaţiunea de Bucegi. A and B: Olistolite de mici dimensiuni localizate în zona Colţii Obârșiei. C. M – Olistolitul Mecetul Turcesc (90 m lungime și 35 m grosime); P – Olistolitul Patrulius (200 m lungime, 110 m înălţime și 45 m grosime). D. Detaliu în Olistolitul Mecetul Turcesc.
Olistolitele din Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia (Hauterivian superior-Barremian
inferior), din Membrul inferior al Formaţiunii de Moroeni (Apţian) și din Formaţiunea de Bucegi
6
(inclusiv Membrul superior si variaţia laterală, Gresia de Babele) prezintă caractere sedimentare care
demonstrează că au fost transportate prin prin procese gravitaţionale, sedimentarea lor având loc în
ambianţe marine cu apă puţin adâncă (Patrulius, 1963; Jipa et. al., 2013; Olariu et al., 2014), probabil
pe şelful intern. Patrulius (1963) consideră că aceste olistolite provin din zona Leaota-Dâmbovicioara
de la vestul munţilor Bucegi. Distanţa parcursă de olistolite în timpul transportului este apreciată de
Patrulius (1963) la aproximativ 15 km.
Olistolitele Membrului Median al Formaţiunii de Sinaia nu sunt înglobate într-un nivel lito-
stratigrafic cu depozite grosiere tip debris flow, deşi acest tip de depozite apare în baza olistolitelor
(Murgeanu et al., 1964). In nivelul Valanginian cu olistolite apar numai blocuri de șisturi cristaline de
tip Leaota, care nu sunt însoţite de olistolite de calcare. De asemenea, olistolitele de la nivelul
Valanginianului din Membrul Median al Formaţiunii de Sinaia se deosebesc faţă de celelelte nivele cu
olistolite prin dimensiunea lor mult mai mare. Olistolitul de șisturi cristaline care aflorează pe valea
Zamurei (Fig. 2) are lungimea de 2 km, pe când celelalte olistolite cretacic inferioare nu depăşesc
lungimea de 200 m.
2.3. Variaţia verticală a faciesurilor
In succesiunea depozitelor cretacic inferioare din zona de curbură a Carpaţilor se recunosc câteva
unităţi ciclice, cu succesiune verticală similară a pachetelor de roci constitutive. Formaţiunea de Sinaia
începe cu argilele şistoase şi calcilutitele (Membrul inferior), continuă cu depozitele de fliş grezo-
argiloas ale Membrului Median si se termină cu depozite argiloase cu intercalaţii de conglomerate si cu
blocuri ale Membrului superior (Melinte-Dobrinescu & Jipa, 2007). O poziţie specială o prezintă
Membrul superior al Formaţiunii de Sinaia, care este considerat terminaţia mai grosier-granulară a
formaţiunii, pentru că include strate groase de brecii şi conglomerate, dar este mai argilos decât
depoztele subjacente.
Peste Formaţiunea de Sinaia, în succesiune stratigrafică, urmează Formaţiunea de Moroeni
(Barremian-Apţian). La partea inferioară (Membrul inferior al unităţii) alflorează depozite dominant
argiloase (Fig. 5A). Spre partea medie a unităţii (Membrul median) se intercalează strate de gresii din
ce în ce mai multe si mai groase, iar aspectul variază de la turbidite argiloase-grezoase la turbidite
predominant grezoase (Fig. 5B și 5C). În nivelul terminal al Formaţiunii de Moroeni (Membrul
superior) predomină gresii groase cu intercalaţii de conglomerate (Fig. 5D).
7
Fig. 5 – Litostratigrafia Formaţiunii de Moroeni Formation; date de afloriment din Valea Jepilor, zona oraşului Buşteni şi Valea Ialomiţei, localitatea Moroeni. 1. Membrul inferior; 2. Membrul median; 3. Membrul superior. A. Successiune argiloasă-siltică cu intercalaţii subţiri de gresii, 2-7 cm grosime (SE Buşteni). B. Gresii în strate subţiri (5-10 cm) intercalate în depozite siltice (Valea Ialomiţei, N de localitatea Moroeni). C. Alternanţă de strate de gresii (10-20 cm grosime) cu silturi (carieră în Valea Jepilor). D. Gresii grosiere intercalate cu strate centimetrice de gresii fine (Spumoasa, tributar Valea Jepilor). E. Conglomerate care trec lateral la gresii (Spumoasa, tributar Valea Jepilor).
Depozitele albiene ale Formaţiunii de Bucegi încep cu stiva groasă de rudite a Membrului inferior
(Fig. 6a), care arată o uniformitate remarcabilă, din bază până la limita superioară. Următoarea unitate
litostratigrafică este Membrul median, in care apar rudite mai grosiere cu accentuat aspect de transport
în masă (Fig. 6b si 6c). Ultimul termen al succesiunii albiene, Membrul superior, conţine depozite
predominant arenitice, dar şi cu faciesuri ruditice (spre nord) şi siltice (spre sud) (Fig 6d).
8
Fig. 6 – Litostratigrafia Formaţiunii de Bucegi. a. Membrul inferior, conglomerate intercalate cu gresii (Spumoasa, tributar Valea Jepilor); b. Membrul median, conglomerate cu sortare slabă (Monument La Cruce, Bucegi); c. Membrul superior, conglomerate grosiere (zona turistică Cerdac, Bucegi); d. Gresii grosiere şi conglomerate cu sortare slabă în Membrul superior (Piatra Arsă). Legenda: 1. Gresii indinţate lateral cu conglomerate. 2. Conglomerate cu lentile de gresii. 3. Gresii grosiere stratificate. 4. Silturi intercalate cu gresii. 5. Olistolite.
În concluzie, în evoluţia temporală a sedimentării cretacic inferioare din zona de curbură a
Carpaţilor româneşti se disting trei unităţi litostratigrafice majore, Formaţiunea de Sinaia, urmată de
Formaţiunea de Moroieni şi de Formaţiunea de Bucegi, care trec gradat la sedimente grosiere spre
partea superioară.
9
2.4. Secvenţe depoziţionale cretacic inferioare
In succesiunea stratigrafică a depozitelor cretacic inferioare din vestul zonei de curbură a
Carpaţilor, au fost separate trei entităţi litostratigrafice distincte, , Formaţiunea de Sinaia, urmată de
Formaţiunea de Moroieni şi de Formaţiunea de Bucegi cu rang de formaţiune. Fiecare dintre
formaţiuni include câte trei subunităţi litologice cu rang de membru (Fig. 7). Datorită succesiunii lor
sedimentare continui și unitare, precum și suprafeţelor de discontinuitate care le delimitează, cele trei
entităţi litostratigrafice au calitatea de secvenţe depoziţionale.
Unităţile litostratigrafice cretacic inferioare din zona Bucegi-Baiu, care sunt părţi ale unei
succesiuni ciclice, au importante trăsături commune exprimate prin tendinţele de granoclasare inversă
și de reducere a adâncimii ambianţei de sedimentare.
Fig. 7 – Litostratigrafia Creatcicului inferior din zona de curbură carpatică; 1, 2, 3 - sucessiunea celor 3 membrii (inferior, mediu şi superior) din Formaţiunea de Sinaia; 4, 5, 6 - sucessiunea celor 3 membrii (inferior, mediu şi superior) din Formaţiunea de Moroeni; 4, 5, 6 - sucessiunea celor 3 membrii (inferior, mediu şi superior) din Formaţiunea de Bucegi; NC – zone de nannofosile calcarose identificate în depozitele cretacic inferioare după Melinte & Mutterlose (2001) şi Melinte-Dobrinescu & Jipa (2007).
10
Tendinţa de granoclasare inversă (coarsening upward)
Variaţia în timp de la depozite foarte fine la depozite foarte grosiere este caracteristică atât pentru
Formaţiunea de Sinaia, cât şi pentru Formaţiunea de Moroeni. Ambele unităţi litostratigrafice au în
bază subunităţi litostratigrafice predominant argiloase (sau predominant calcilutitice pentru
Formaţiunea de Sinaia – Fig. 8). În cazul Formaţiunii de Sinaia acest caracter este pregnant, căci
Membrul inferior, argilo-calcaros, este cel mai gros termen al succesiunii, până la 1600 m |(Patrulius
et al., 1965; Patrulius, 1969). Membrul inferior al Formaţiunii de Moroieni constă din depozite
dominant argilo-siltice (Fig. 5 şi 7), care trec gradat spre depozitele in facies de fliş ale Membrului
median (fliș argilos-grezos spre fliş grezos). Subunitatea dominant argiloasă din partea bazală a
Formaţiunii de Moroeni are grosime de 200-400 m.
Depozitele membrilor mediani ai Formaţiunilor de Sinaia şi de Moroeni se caracterizează prin
participarea crescută a arenitelor, care alternanează cu argile. Datorită aspectului alternant si a
structurilor sedimentare de tip turbiditic aceste depozite au fost asimilate faciesului /formaţiunii de fliș
(Murgeanu et al, 1963 ; Patrulius, 1969). In ansamblu aceste depozite de tip fliș sunt mai grosiere
decât subunităţile bazale, dominant argiloase, dar mai fin granulare de cât membrii superiori ai
Formaţiunilor de Sinaia și de Moroieni.
Fig. 8 – A: Membrul median al Formaţiunii de Sinaia (Valea Prahovei, N localităţii Sinaia); B: Membrul
inferior al Formaţiunii de Sinaia, cu intercalaţii de filite roşii tip Azuga (Valea Prahovei, V localităţii Sinaia).
Tendinţa coarsening upward este accentuată de depozitele grosiere și foarte grosiere care apar în
constituţia membrilor superiori ai Formaţiunilor de Sinaia si de Moroeni (Fig. 7). Membrul superior al
Formaţiunii de Sinaia constă predominant din Sisturi argiloase care alternează cu argile siltice, calcare
marnoase subţiri şi relativ rare gresii subţiri. Trăsătura grosier granulară este imprimată de existenţa
unor intercalaţii de brecii şi conglomerate (până la 5 m grosime) cu sortare granulometrică redusă si cu
matrice grezoasă în cantitate mare. Aceste rudite sunt asociate cu blocuri exotice de dimensiuni
metrice, constituite mai ales din calcare jurasice, mai rar din şisturi cristaline de tip Leaota.
11
Membrul superior al Formaţiunii de Moroeni constă din depozite apţian superioare în facies grezos
și conglomeratic (Fig. 5). Corpurile de gresii cu grosime metrică sunt însoţite de succesiuni grezoase
cu intercalaţii subţiri siltic-argiloase, ambele faciesuri având structuri sedimentare de curent.
Sedimentele ruditice apţiene de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni apar ca intercalaţii
groase (până la 10-20 metri) in depozite grezoase sau ca material grosier care marchează relieful
erozional bazal al unităţilor grezoase. Sortarea slabă si abundenţa matricei grezoase sunt caractere care
încadrează conglomeratele în categoria de curgere gravitaţională a sedimentelor (debris-flow) (Fig. 5).
Aceste rudite apţian superioare au fost prezentate de Murgeanu et al. (1963) ca ‘orizont inferior’ al
Conglomeratelor de Bucegi. Jipa et al. (2013) identifică Membrul inferior al Formaţiunii Bucegi ca un
facies al depozitelor apţiene, pe care îl ataşează Membrului superior al Formaţiunii de Moroeni, nu
Formaţiunii de Bucegi. Faciesul grezo-conglomeratic apţian a fost descris în detaliu de Mihăilescu (în
Murgeanu et al., 1963), Patrulius (1969) şi Briceag et al. (2005).
Formaţiunea de Bucegi reprezintă o succesiune dominant ruditică, cu grosime de până la 2000 m,
în cadrul căreia Murgeanu si Patrulius (1963) au separat trei subunităţi cu grad de membri
litostratigrafic (Fig. 6). Membrul bazal (Conglomeratele medii de Bucegi) include cea mai mare parte
a Formaţiunii de Bucegi.
Grosimea acestor conglomerate atinge 1300 m în partea nordică a Masivului Bucegi, dar spre sud
grosimea se reduce progresiv ajungând la dispariţie pe o distanţă de aproximativ 15 km. Faciesul
dominant al Conglomerator medii de Bucegi constă din rudite mediu granulare, bine stratificate, slab
sortate, pe alocuri cu structuri interne de current, cu lentile subţiri de gresii. In această masă apar
intercalaţii de conglomerate tip debris flow, mai grosiere, foarte slab sortate şi cu matrice multă (Fig.
6). Există de asemenea conglomerate fin-granulare, mai bine sortate, care pot fi omogene sau să arate
structuri oblice de curent la scară mare.
Evidenţierea tendinţei de creştere a granulatiei (coarsening upward) în Formaţiunea de Bucegi este
mai complicată. Dacă se consideră succesiunea de la Conglomeratele medii de Bucegi (rudite dominant
mediu-granulare), la Conglomeratele superioare de Bucegi (rudite mediu şi grosier-granulare) și în
final la faciesul conglomeratic cu olistolite al Gresiei de Babele (Fig. 6), tendinţa coarsening upward
este clară.
Complicaţia provine de la trecerea laterală a conglomeratelor cu olistolite la gresiile şi
microconglomeratele caracteristice pentru Gresia de Babele. In plus, în sudul munţilor Bucegi şi în
zona dintre văile Ialomiţa si Dâmboviţa faciesul şi ambianţa de sedimentare ale Formaţiunii de Bucegi
se modifică radical. Succesiunea constă dintr-o alternanţă de unităţi dominant siltice si unităţi
grezoase-conglomeratice, care formează depozitele frontale rezultate prin progradare la scară foarte
mare (Jipa, 1984).
12
Tendinţa de reducere a adâncimii ambianţei de sedimentare (shallowing upward).
Fiecare dintre formaţiunile cretacic inferioare din zona de curbură evidenţiază o tendinţă
progresivă de sedimentare în apă cu adâncime mai mică. O primă categorie de raţionamente care au
condus la afirmaţia anterioară rezultă din interpretarea privind acumularea pe fundul adânc al bazinului
carpatic a depozitelor medii sau bazale ale celor trei formaţiuni cretacic inferioare care se află în
discuţie.
In depozitele de tip fliş din partea medie a Formaţiunilor de Sinaia si de Moroeni a fost evidenţiată
o asciaţie de structuri sedimentare care sugerează transportul de curenţi (laminaţie oblică si paralelă şi
urme de talpă) şi sedimentarea din suspensie (granoclasare normală). Aceste structuri au fost atribuite
acţiunii curenţilor de turbiditate şi sedimentării pe fundul adânc al baziunului (Jipa, 1961; Murgeanu et
al., 1963; Dzulynski şi Smith, 1964; Patrulius, 1969). Extinderea deosebit de mare, atât în Carpaţii
Nordici, cât şi în Carpaţii Orientali şi în Carpaţii Meridionali, sugerează de asemenea că sedimentele
Formaţiunii de Sinaia s-au acumulat în zona adâncă a bazinului sedimentar carpatic, cu condiţii
depoziţionale stabile. Depozitele Membrului inferior al Formaţiunii de Bucegi, care fac parte dintr-un
mare con conglomeratic, au fost acumulate în ambianţa baza pantei continentale şi de fund al bazinului
(Olariu et al, 2014).
La partea superioară a Formaţiunili de Moroeni (Apţian) faciesul se schimbă prin apariţia ruditelor
cu aspect de debris flow (inclusiv olistolite) si a gresiilor groase. Patrulius (1969) a utilizat termenul
fluxoturbidite descris de Dzulynski et al. (1959) şi Slaczka & Thompson (1981) pentru a caracteriza
gresiile groase de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni.
Aceste entităţi sunt privite ca acumulări de sedimente depuse în apă mai puţin adâncă, ceea ce
constituie trăsătura cea mai expresivă a tendinţei de shallowing upward. Caracterul de transport
gravitaţional se înţâlneste frecvent şi la depozite de apă adâncă, dar în sprijinul ideii de apă puţin
adâncă există argumentul solid al prezenţei calcarelor recifale urgoniene la partea superioară a
Formaţiunii de Moroeni. Calcarele urgoniene au fost descrise (Patrulius, 1969) din zone diferite şi
faciesuri diferite (fliş grezos, gresii groase şi conglomerate) de la partea medie shallowing upward şi
superioară, apţiană, a Formaţiunii de Moroeni. Fauna acestor calcare stabileşte vârsta lor Aptian
superior, sincronă cu vârsta sedimentelor în care sunt incluse. Corpurile de calcare urgoniene, cu
dimensiuni de la lentile de câţiva metri la lame cu lungime de mai multe sute de metri, sunt învelite în
brecii si conglomerate. Aceste calcare sunt algolitice, caracter care le deosdebeşte de calcarele recifale
existente în zona de self învecinată, a munţilor Perşani. Este posibil ca depozitele recifogene apţiene
ale Formaţiunii de Moroeni să se fi dezvoltat într-o zonă ceva mai adâncă a domeniului marin de
adâncime mică.
13
Depozitele conglomeratice-grezoase ale Formaţiunii de Bucegi au fost atribuite de Stanley & Hall
(1968) acumulării pe pantă sau la baza pantei submarine, în ambianţă infraneritică sau batială. Această
interpretare a fost rafinată de Olariu et al. (2014), care atribuie sedimentării pe panta inferioară a
bazinului adânc numai Membrul inferior al Formaţiunii de Bucegi. Membrul superior al Formaţiunii
de Bucegi, inclusiv Gresia de Babele, cu caractere texturale mult mai fine şi cu abundente structuri
sedimentare de curent, sunt interpretate ca rezultat al sedimentării pe şelf. Reconstituirea
paleoambientală facută de Olariu et al. (2014) substanţiază tendinţa tip shallowing upward a
sedimentării albiene din zona Bucegi.
Concepţia referitoare la sedimentarea în apă puţin adâncă a depozitelor ce constituie Membrul
superior al Formaţiunii de Sinaia se bazează numai pe argumente indirecte. Prezenţa intercalaţiilor
groase de rudite şi a bocurilor exotice de dimensiuni metrice în Membrul superior este similară
caracterelor faciale ale depozitelor de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni, aceasta din urmă
conţinând şi calcare recifale. Comunitatea evoluţiei de tip coarsening upward a acestor două formaţiuni
sugerează, de asemenea, că tendinţa shallowing upward ar putea fi atribuită şi Formaţiunii de Sinaia.
2.5. Caracterul limitelor dintre formaţiunile cretacic inferioare
In literature geologică românească (Murgeanu si Patrulius, 1957; Patrulius, 1969) există informaţii
disparate privind relaţii de discontinuitate la limitele dintre cele trei unităţi litostratigrafice cretacic
inferioare din vestul zonei de curbură a Carpaţilor. In zona Bucegi-Baiu relaţiile de disconformitate
dintre entităţile litostratigrafice cretacic inferioare au fost intuite pe baza contrastelor litologice, prin
studiul relaţiilor de superpoziţie dintre diverse orizonturi ale unităţilor aflate în contact şi prin absenţa
locală a unor subdiviziuni stratigrafice.
Datorită limitărilor impuse de gradul de aflorare, rareori au fost observate direct suprafeţele şi
relaţiile de discontinuitate. Discordanţa dintre Formaţiunea de Sinaia şi Formaţiunea de Moroeni
este evidenţiată de dispunerea depozitelor la limita dintre aceste unităţi stratigrafice. La est
de Braşov (zona Târlung) depozitele bazale ale Formaţiunii de Moroeni se aşează pe mai
multe intervale depoziţionale ale Formaţiunii de Sinaia (Murgeanu et al., 1959), iar în zona
Pietroşiţa flişul grezos apţian (Membrul median al Formaţiunii de Moroeni) repauzează
direct pe depozitele Formaţiunii de Sinaia (Patrulius, 1969). Aceleaşi relaţii au fost
recunoscute şi de Ştefănescu (1980) pe versantul estic al văii Prahovei. Breciile si
conglomeratele cu blocuri exotice care apar la limita dintre Formaţiunea de Sinaia (Tithonic-
Hauterivian) şi Formaţiunea de Moroeni (Barremian-Apţian), sunt legate de Murgeanu et al.
(1963) de procesul tectonic care a produs emersiunea post-bedouliană în zona
14
Dâmbovicioara. La limita dintre Formaţiunea de Sinaia Formaţiunii şi Formaţiunea de Moroeni nu
au fost constatate relaţii angulare, limita dintre aceste unităţi litostratigrafice având caracter de
disconformitate.
Caracterul ruditic este prezent atât la partea terminală a Formaţiunii de Moroeni, cât şi în
constituţia Membrului inferior al Formaţiunii de Bucegi. In ciuda comunităţii de faciesuri,
ambianţa sedimentară se modifică radical la limita dintre aceste entităţi litostratigrafice. La
partea superioară, Apţian-Albian bazal, a Formaţiunii de Moroeni conglomeratele constituie
corpuri distincte în masa grezoasă, reprezentănd o ambianţă de apă puţin adâncă, fapt
evidenţiat de prezenţa calcarelor recifale in situ. In contrast, conglomeratele din partea
inferioară a Formaţiunii de Bucegi formează o masă ruditică foarte groasă, extinsă cu
caractere omogene pe un areal mare, atribuită acumulării în apă adâncă (Stanley si Hall,
1978; Olariu et al., 2014).
Patrulius (1969) descrie mai multe tipuri de relaţii la limita dintre conglomeratele
bazale ale Formaţiunii de Bucegi şi depozitele grezoase-conglomeratice apţiene din partea
terminală a Formaţiunii de Moroeni. Conform acestui autor în partea centrală a masivului
Bucegi (zona localităţii Busteni) între depozitele apţiene si cele albiene există relaţii de
aparentă conformitate.
Datele de care dispunem în prezent arată că discordanţa dintre conglomeratele
Formaţiunii de Bucegi şi depozitele grezoase-conglomeratice de la partea terminală a
Formaţiunii de Moroeni este generată de procese sedimentare la scară mare, desfăşurate pe
un fond de mişcări tectonice intense. Relaţii discordante au apărut prin avansarea marelui
con ruditic albian al Membrului inferior al Formaţiunii de Bucegi (Murgeanu et al., 1963;
Mihăilescu et al, 1968 ; Patrulius et al., 1968), în zona de la baza pantei adânci a bazinului
carpatic (Olariu et al, 2014). A doua categorie de relaţii discordante între formaţiunile de
Moroeni si de Bucegi (în sudul munţilor Bucegi) a fost generată de progradarea la scară mare a
sedimentelor din partea superioară a Formaţiunii de Bucegi (Jipa, 1984), în şanţul sedimentar format
între masivul cristalin al Leaotei şi Ridicarea Zamura.
2.6. Sedimentarea cretacic inferioară sub influenţa ridicărilor tectonice
Mişcările verticale cretacic inferioare care s-au produs în zona de margine continentală au
modificat morfologia bazinului în zona Bucegi-Zamura şi au controlat în bună parte procesele de
acumulare sedimentară. Parţile superioare ale Formaţiunii de Moroeni şi Formaţiunii Bucegi reprezintă
acumulările sedimentare cel mai intens afectate de aceste ridicări.
15
Mişcări intense de ridicare au apărut în zona Bucegi-Zamura la începutul Apţianului (Bedoulian)
care au determinat exondarea zonei Dâmbovicioara, unde a funcţionat anterior (Barremian-Bedoulian)
o sedimentare de şelf, argiloasă si recifală (Fig. 9B). Această ridicare este atribuită de Murgeanu et
al. (1963) si de Patrulius (1969) fazei de început a distrofismului mezocretacic (faza tectonică Austrică
veche). Eroziunea post-bedouliană a fundamentului cristalin de Leaota corespunde sedimentării
grosiere, grezo-conglomeratice caracteristică Membrului superior al Formaţiunii de Moroeni.
Fig. 9 – Paleogeografia zonei de curbură carpatică în Cretacicul inferior.
Ridicarea fundamentlui cristalin constatată în zona Dâmbovicioara a fost însoţită de ridicări
tectonice ale fundului bazinului de sedimentare, în sudul Carpaţilor Orientali. Distribuţia areală a
calcarelor urgoniene constituie semnalul acţiunii acestor procese de ridicare. Patrulius (1969) a
constatat că, la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni din zona Bucegi-Baiu, majoritatea
calcarelor recifale urgoniene se dispun pe marginea anticlinoriului Stratelor de Sinaia (Fig. 9B). In
acest mod este conturată ridicarea Zamura (Murgeanu et al., 1963), zonă de tip haut-fond, a cărei
primă apariţie este sincronă cu sedimentarea apţiană. Este posibil ca şi ridicarea similară din zona
munţilor Baraolt să fi apărut în acelaşi timp (Mihăilescu et al, 1967) (Fig. 9A, 9C şi 9D).
Datorită ridicărilor apţiene s-a creat o zonă marină restrănsă, un golf al bazinului carpatic, între
zona subaeriană Leaota-Făgăraş şi şelful Perşani la vest si ridicarea Zamura (posibil si ridicarea
16
Baraolt) la est (Fig. 9B). Sedimentele acumulate în acest golf se remarcă printr-o accentuată varietate
facială, reflectând variaţia adâncimii de sedimentare.
Judecând după volumul ruditic al acumulării sedimentare, în timpul Albianului ridicările din sudul
Carpaţilor Orientali au atins un paroxism (faza Austrică Nouă, după Patrulius, 1969). In Albian,
sedimentarea ruditică intensă a colmatat golful format în Apţian şi s-a extins in limitele determinate de
ridicările Zamura si Baraolt (Fig. 9C). La baza pantei continentale a luat naştere un mare con ruditic.
Intr-o fază următoare a sedimentării albiene din zona Bucegi, aria de acumulare siltica, arenitică şi
ruditică a Formaţiunii de Bucegi s-a deplasat spre sud şi spre vest (Fig. 9D), urmărind relieful submarin
creat de conul membrului median al Formaţiunii de Bucegi şi de ridicarea Zamura.
2.7. Secvenţe ciclice, transgresiv-regresive cretacic inferioare
Tendinţa de tip coarsening upward reprezintă atributul fiecăreia dintre cele trei unităţi
litostratigrafice cu grad de formaţiune care constituie succesiunea sedimentară cretacic inferioară din
vestul zonei de curbură a Carpaţilor. Repetiţia acestei tendinţe evidenţiază caracterul ciclic al
succesiunii. In cadrul fiecăreia dintre formaţiunile cretacic inferioare ale zonei investigate Bucegi-Baiu,
succesiunea sedimentară este conformă şi evoluează în cadrul unei comunităţi genetice. Cu excepţia
părţii bazale, tithonice, a Formaţiunii de Sinaia despre care nu avem suficiente informaţii, suprafeţele
limită ale Formaţiunilor de Sinaia, Moroieni şi Bucegi au caracter de discontinuitate (Fig. 7). In
consecinţă unităţile litostratigrafice de Sinaia, Moroeni şi Bucegi au calitatea de secvenţă depoziţională
(Sloss et al., 1949 ; Vail et al ., 1977).
Tendinţa de shallowing upward a fost recunoscută, cu mai multă sau mai puţină evidenţă, ca un
caracter al celor trei formaţiuni sedimentare cretacic inferioare carpatice de care ne ocupăm. Aceasta
evidenţiază calitatea de secvenţe transgresiv-regresive (Embry and Johannessen, 1992) a secvenţelor
depoziţionale de Sinaia, Moroeni şi Bucegi.
Utilizănd subdiviziunile stratigrafice standard ale International Comisson of Stratigraphy (2013),
perioada de timp în care s-au dezvoltat secvenţele depoziţionale cretacic inferioare din vestul ariei de
curbură a Carpaţilor poate fi apreciată la aproximativ 15 - 20 milioane de ani pentru ciclul Formaţiunii
de Sinaia, aproximativ 17 milioane de ani pentru ciclul Formaţiunii de Moroeni şi aproximativ 10-13
milioane de ani pentru ciclul Formaţiunii Bucegi (Fig.7). Prin urmare, aceste unităti transgresiv-
regresive se încadrează în categoria secvenţelor de ordinul doi (Vail et al., 1991).
17
2.8. Curba regională a variaţiei nivelului mării
Recent, Haq (2014) a reevaluat tendinţele de variaţie globală a nivelului mării în timpul
Cretacicului. Conform curbei Haq (2014) nivelul mării în timpul Cretacicului inferior a cunoscut
variaţii relativ mici în timpul Tithonic–Beriasian, iar în cursul unei evoluţii regresive a atins nivelul
minim al mării în Valanginian (Fig. 10). După ce a marcat o creştere importantă a nivelului în
intervalul limitei Hauterivian-Barremian, pe baza curbei eustatice a fost identificată o perioadă lungă
şi relativ stabilă de nivel scăzut al mării la nivel global, care se termină cu o creştere a nivelului
eustatic, cu un maxim la finele Albianului.
Fig. 10 – Litostratigrafia Creatcicului inferior din zona de curbură carpatică; NC – zone de nannofosile calcarose identificate în depozitele cretacic inferioare după Melinte & Mutterlose (2001) şi Melinte-Dobrinescu & Jipa (2007). Comparaţie între nivelul eustiac global (Haq, 2014) şi cel regional, identificat în zona de curbură carpatică.
18
Variaţia globală a nivelului mării în timpul Cretacicului, recent reevaluată de Haq (2014), are
valabilitate evidentă şi pentru sedimentarea cretacic inferioară din sudul bazinului de sedimentare al
Carpaţilor Orientali. Evoluţia tendinţelor de shallowing upward sugerată de succesiunea secvenţelor
cretacic inferioare din zona Bucegi-Baiu (vestul zonei de curbură a Carpaţilor), evidenţiază caractere
comune cu curba globală eustatica a Cretacicului inferior (Fig. 10). Acest fapt a constituit un sprijin
important pentru evaluarea variaţiei nivelului mării în zona noastră de investigaţie.
Estimarea variaţiei nivelului mării în zona bazinului carpatic corespunzătoare părţii vestice a
curburii Carpaţilor a fost făcută prin utilizarea datelor de afloriment. Studiul în afloriment nu a
furnizat suficiente informaţii detaliate care să contureze schimbări produse de evenimente produse pe
termen scurt. Datele pe baza cărora a fost trasată curba regională a variaţiilor nivelului mării in zona
de curbură a Carpaţilor, oferă numai o perspectivă a schimbărilor pe termen lung.
Primul ciclu de regresiune-transgresiune al succesiunii sedimentare cretacic inferioare din zona
de curbură a Carpaţilor este cel al Formaţiunii de Sinaia. Perioada de regresiune, din Tithonic până în
Valanginian, corespunde tendinţei iniţiale, neocomiene, de scădere a nivelului mării figurat de curba
Haq (2014). Faza transgresivă a ciclului culminează cu depozitele Membrului superior al Formaţiunii
de Sinaia de vârstă hauteriviană-barremian inferioară, care corespunde unei ridicări importante a
nivelului mării marcată de curba eustatică globală (2014).
In intervalul Barremian-Apţian-Albian, în succesiunea depozitelor cretacic inferioare din zona
Bucegi-Baiu se recunosc două cicluri transgresiv-regresive. Partea de nivel marin ridicat a ciclului
Formaţiunii de Moroeni (Barremian-Apţian) se recunoaşte în depozitele mai grosier-granulare de la
partea superioară, apţian terminală, a Formaţiunii de Moroeni. Acest nivel maxim de transgresiune,
care nu apare pe curba Haq (2014), este o variaţie locală, eurybathică (denumire introdusă de Haq,
2014), faţă de variaţia globală a nivelului mării.
Ciclul transgresiv-regresiv albian al Formaţiunii de Bucegi este reprezentat în faza regresivă de
Membrul inferior al Formaţiunii de Bucegi. Depozitele acestei subunităţi litostratigrafice s-au
acumulat în ambianţa de apă adâncă (baza pantei şi fundul bazinului), după Olariu et al. (2014). In
hemiciclul transgresiv al Membrului superior ai Formaţiunii de Bucegi s-au acumulat sedimente de
de apă puţin adâncă, în ambianţă de self (Olariu et al., 2014).
Incheierea evoluţiei transgresive a sedimentării ruditelor de Bucegi (si a succesiunii cretacic
inferioare) este plasată la partea superioară a Albianului, fiind marcată de suprafaţa de discordanţă
albian superioară acoperită transgresiv de depozite terminale ale Albian superioare (fostul subetaj
Vraconian). Acest moment transgresiv final este sincron cu momentul final al lungului episod
(Apţian-Albian) al curbei globale a lui Haq (2014), moment în care s-a atins cel mai ridicat nivel
cretacic inferior al mării.
19
În ceea ce priveşte durata în timp, între fazele transgresivă şi regresiva ale succesiunii cretacic
inferioare carpatice există o asimetrie marcată. Fiecare etapă de regresiune a durat de două-trei ori
mai mult decât perioada de ridicare a nivelului mării din hemiciclul transgresiv (Fig. 10).
2.9. Apariţia multiplă a olistolitelor în succesiunea cretacic inferioară
În succesiunea sedimentară cretacic superioară din vestul ariei de curbură a Carpaţilor depozitele
cu olistolite apar în patru intervale (Fig. 10). Trei dintre aceste nivele cu olistolite, existente în
depozitele Membrului superior ale Formaţiunii de Sinaia (Valanginian-Barremian inferior), în
faciesul grezo-conglomeratic apţian al Formaţiunii de Moroeni şi la partea superioară a Formaţiunii
de Bucegi (Albian), sunt în relaţie clară cu arhitectura ciclică a succesiunii cretacic inferioare.
Olistolitele din aceste nivele sunt cuprinse în sedimente accumulate în ambianţe sedimentare de apă
puţin adâncă, împărtăşesc aceeaşi arie de provenienţă şi un sistem comun de transport gravitaţional.
Al patrulea nivel cu olistolite constă din blocuri mari de şisturi cristaline tip Leaota, care apar în
depozite valanginiene din partea superioară a Membrului median al Formaţiunii de Sinaia (Fig. 10).
In contrast cu celelalte trei nivele de olistolite cretacic inferioare, deşi au sedimente de tip debris flow
în bază, olistolitele valanginiene nu sunt înglobate într-o unitate litostratigrafică distinctă de tip debris
flow. Nu avem date care ar putea sugera sedimentarea în apă puţin adâncă. Informaţiile de care
dispunem evidenţiază asocierea olistolitelor valanginiene cu sedimente turbiditice ale Membrului
median al Formaţiunii de Sinaia medii, depuse pe fundul adânc al bazinului carpatic.
Dimensiunile mari (până la 2 km) si absenţa (sau raritatea) asocierii cu blocuri exotice de calcar,
arată că olistolitele Membrului median al Formaţiunii de Sinaia au o provenienţă diferită faţă de
celelalte trei nivele olistolitice cretacic inferioare din zona Bucegi-Baiu. Patrulius (1963) presupune
că olistolitele valanginiene au fost generate de o lamă de cristalin din fundament ridicată prin mişcări
tectonice, procesele gravitaţionale contribuind numai la deplasarea blocurile rezultate prin demolarea
acestei ridicăi tectonice. Conform pozitiei lor stratigrafice olistolitele valanginiene corespund
momentului de regresiune maximă descris de curba variaţiei globale a nivelului mării (Haq, 2014).
2.10. Factori majori care au influenţat apariţia nivelelor de olistolite
Relaţia tectogeneză-olistolite cretacic inferioare
Orogeneza mezocretacică a produs efecte importante în zona sudică a Carpaţilor;
procesele tectonice au produs modificări ale morfologiei zonei marginale a bazinului de sedimentare
20
în sudul Carpaţilor Orientali, afectând atât zona emersă a fundamentului cristalin cât şi relieful
fundului subacvatic.
Unele momente orogenice sunt mai uşor de identificat în istoria cretacic inferioară a acumulării
sedimentare din zona de curbura a Carpaţilor. Faza austrică precoce este evidenţiată de emersiunea
post-bedouliană a fundamentului cristalin in zona Dâmbovicioara (Murgeanu et al., 1963). In zona
văii Prahova, olistolitele Membrului superior a Formaţiunii de Sinaia (Hauterivian-Barremian
inferior) sunt localizate la partea superioară a acestei subunităţi. Olistolite mari de calcare jurasice
sunt menţionate de Patrulius (1969) la SE de Braşov, localizate imediat deasupra Membrului
superior al Formaţiunii de Sinaia, la partea bazală a Formaţiunii de Moroeni. Astfel, vârsta
depozitelor cu olistolite este în principal Hauterivian superioară, dar ajunge pâna în Barremianul
inferior. Această perioadă de timp este imediat anterioară emersiunii post-bedouliene din zona
Dâmbovicioara, probabil în faza de amplificare a mişcărilor austrice precoce. Există, prin urmare,
argumente privind rolul de factor de influenţă a proceselor tectonice asupra generării olistolitelor din
partea terminală a Formaţiunii de Sinaia (inclusiv din baza Formaţiunii de Moroeni).
Sedimentarea cretacic inferioară a fost sistată spre partea superioară a Albianului, de ridicarea
produsă de tectogeneza austrică târzie, care a determinat emersiune şi eroziune extinsă în zona
corespunzătoare curburii Carpaţilor (Murgeanu et al., 1963). Procesele de ridicare sinsedimentară ale
acestei faze orogenice reprezintă principalul factor de control al acumulării stivei albiene de
conglomerate şi gresii cu grosime de până la 2000 m. Apariţia unui nivel de depozite cu olistolite în
partea terminală a Formaţiunii de Bucegi este sincronă cu etapa superioară, mai intensă, a orogenezei
austrice noi.
Nivelul apţian cu olistolite de la partea superioară a Formaţiunii de Moroeni apare în mijlocul
perioadei de desfăşurare a tectogenezei mezocretacice, între faza austrică precoce şi faza austrică
târzie. Deformările tectonice care afectează depozitele Formaţiunii de Moroeni arată că activitatea
tectonică a continuat şi între cele două faze austrice, constituind un factor de influenţă şi pentru
nivelul apţian cu olistolite. Apariţia marilor olistolite de şisturi cristaline înglobate în depozitele de
flisş ale Formaţiunii de Sinaia (Berriasian superior-Valanginian-Hauterivian bazal) este atribuită unor
procese tectonice, probabil submarine , urmate de deplasări gravitaţionale (Patrulius, 1963).
Relaţia olistolite-nivelul mării.
Legătura dintre constituirea depozitelor cu olistolite şi variaţia globală şi pe termen lung a
nivelului mării apare evidentă. Olistolitele incluse în depozitele Formaţiunii de Sinaia, Membrul
superior, au fost acumulate în momentul existenţei unei importante creşteri a nivelului mării.
Depozitele cu olistolite de la partea superioară a Formaţiunii de Bucegi sunt sincrone unei creşteri şi
mai mari a nivelului mării, produsă în Albianul superior (Haq, 2014). Apariţia olistolitelor
21
accumulate în timpul Apţianului este sincronă cu un moment de nivel ridicat al mării cu semnificaţie
locală sau regională (eurybathic). Apariţia olistolitelor valanginiene din depozitele membrului mediu
al Formaţiunii de Sinaia arată alt tip de relaţie cu variaţia nivelului mării. Nivelul cu olistolite
valanginiene este sincron cu cea mai importantă cadere a nivelului global al mării din Cretacicul
inferior (Haq, 2014).
Modificarea morfologiei bazinului de sedimentare în zona de curbură a Carpaţilor sub
influenţa proceselor tectonice mezocretacice, a reprezentat un mijloc de control regional al
provenienţei şi deplăsarii pe pantă a blocurilor exotice. Dar cea mai clară relaţie a fost între variaţia
globală (si în mai mică măsură si regională) pe termen lung a nivelului mării si apariţia olistolitelor în
depozitele cretacic inferioare (Fig. 10). In consecinţă, geneza olistolitelor, un proces legat de o arie
relativ restrânsă, apare legată de evoluţia unui fenomen de amploare globală cu desfăşurare pe termen
lung.
Una dintre cauzele importante ale variaţiei eustatice pe termen lung este modificarea de volum
a bazinelor oceanice, prin procese care sunt parte a dinamicii interne a pământului (Haq, 2014 ;
Wagreich et al., 2014). Schimbarile terestre adânci implică formarea unui relief cu lungime mare de
undă prin curgere vâscoasă în cadrul mantalei, adică « topografia dinamica » (Moucha et al., 2008;
Conrad, 2013). In istoria Pământului variaţia topografiei dinamice a cauzat numeroase schimbări,
inclusiv schimbări globale pe termen lung ale nivelului mării.
In prezent se prezintă din ce în ce mai multe evidenţe, care arată că topografia dinamică
reprezintă un factor major al variaţiei eustatice. Ridicarea sau subsidenţa suprafeţei terestre datorită
deformaţiilor elastice ale mantalei terestre a generat căderi sau ridicări ale nivelului mării. In această
perspectivă, evenimentele pe termen scurt (procese tectonice) care au generat acumulările de
olistolite cretacic inferioare din vestul zonei de curbură a Carpaţilor au fost subordonate factorilor
care au guvernat variaţia globală cretacic inferioară a nivelului mării. Dinamica topografiei suprafeţei
terestre a impulsionat şi procesele tectonice, majorând posibilitatea desprinderii unor blocurilor
provenite din relieful subaerian. Ridicarea nivelului mării a înlesnit transferul blocurilor rezultate din
demolarea reliefului subaerian şi a facilitat deplasarea lor pe panta submarină.
22
3. URMĂRIREA REPARTIŢIEI FRAGMENTELOR DE ROCI EXOTICE ÎN
CRETACICUL DIN ZONA FLISULUI CARPAŢILOR ORIENTALI
Fragmentele de roci exotice, incluzând granodiorite şi şisturi cristaline au fost identificate încă din
prima jumătate a secolului trecut în zona flişului Carpaţilor Orientali. Descoperirile din secolul trecut
au evidenţiat prezenţa rocilor exotice începând cu N Carpaţilor Orientali (la sud de Gura Homorului,
Stulpicani), pana în sudul Carpaţilor Orientali, în jurul localităţii Fieni. Pentru prima dată, Preda (1924)
arată că în Senonianul de la est de valea Teleajenului (Slon) se întâlneşte un conglomerat cu elemente
de un porfir roşu ca sângele, conglomerat în care se găsesc şi fragmente de inocerami. Murgeanu
(1927) identifică în Senonianul dintre văile Ialomiţei şi Bărbuleţului, mai precis de la Cucuteni la
Fieni, gresii şi arcoze cu feldspat roşu şi cu fragmente de inocerami. În acelaşi an, Protescu şi
Murgeanu (1927) atată că în marnele roşii senoniene de la Breaza se întâlnesc blocuri sau pietrişuri cu
muchii ascuţite de roci eruptive acide şi gresii arcoziene cu resturi de inocerami şi belemniţi. În
manuscrisul cuprinzând explicaţii asupra foii Câmpina, Popescu-Voiteşti (1927) menţionează
existenţa, în Senonian, a unei „brecii cu elemente granitice roşii”. De asemenea, Popescu-Voiteşti
(1929) menţionează existenţa unei roci granitice cu feldspat roz în Senonianul de la Ursei, între Proviţa
şi Bezdead. Filipescu (1930) arată că în marnele roşii atribuite Senonianului, între văile Teleajenului şi
Doftanei, se întâlnesc frecvente intercalaţii de arene granitice roşii cimentate uneori într-un fel de
arcoză, mai mult sau mai puţin fină, bogată în fragmente de inocerami.
Murgeanu (1933), într-o precizare făcută asupra datelor cunoscute până atunci privitoare la
depozitele cu feldspat roşu din Senonianul din Muntenia de răsărit, bazat pe studiul făcut de Codarcea
(1937), arată că fragmentele de roci cristaline care se întâlnesc în arenele, gresiile grosiere şi arcozele
intercalate în Senonian sunt reprezentate prin granodiorite, granodiorite albitice, porfire granodioritice,
pegmatite, aplite, lamprofire, precum şi prin şisturi cristaline ca: paragnaise cu biotitz, cuarţite
feldspatice, filite cuarţitice. De asemenea, arată că, însoţind intercalaţiile de arene, gresii grosiere şi
arcoze, în depozitele senoniane apar frecvente elaborări de săruri de cupru (malachit), oxizi de mangan
şi concreţiuni de baritină. Autorul mai sus menţionat, reprezentând într-o schemă repartiţia acestor
depozite cu feldspat roşu în Muntenia de răsărit, ajunge la concluzia că materialul din care s-au format
acestea a rezultat dintr-o cordilieră care străbătea geosinclinalul flişului şi pe care o denumeşte
cordiliera cumană.
Filipescu (1934) în baza lucrărilor efectuate între anii 1930-1934, privind regiunea dintre văile
Teleajen şi Prahova, ajunge la aceleaşi concluzii ca şi Murgeanu în ceea ce priveşte originea
materialului din arenele, gresiile grosiere şi arcozele intercalate în Senonianul din această regiune.
Explică formarea arenitelor şi pune în evidenţă în aceste depozite şi prezenţa fragmentelor de calcare
23
cu Calpionella alpina. Cercetând mineralele grele din nisipurile care se întâlnesc în Senonianul de la
Breaza, Filipescu (1937) ajunge şi pe această cale la concluzia că elementele cristaline din arenele,
gresiile grosiere şi arcozele intercalate în Senonian nu sunt de origine carpatică, ci exotică.
Din cele arătate, reiese că, din 1922 şi până în 1934, intercalaţiile din depozitele alcătuite din
fragmente de roci cristaline cu feldspat roşu, în depozitele cretacice, reprezintă un argument pentru a
atribui acestor depozite vârsta senoniană. Datorită acestui fapt, Filipescu (1937) găsind pe valea
Dămăcuşa la Zagon, între şisturi negre cretacice, depozite cu feldspat roşu, se raliază părerii susţinute
la acea dată de Preda şi Băncilă (1934) asupra vârstei senoniene a şisturilor negre.
Contrar părerii exprimate de Murgeanu şi Filipescu asupra originii exotice a materialului cu
feldspat roşu din arene, gresii grosiere şi arcoze cretacice, Băncilă (1958) susţine că acest material ar
proveni din cordiliere care aparţin Carpaţilor şi nu unui fundament al regiunilor de la exteriorul acestor
munţi. Ulterior, Filipescu (1957), stabilind vârsta şi orizontarea şisturilor negre din Carpaţii Orientali,
a semnalat numeroase nivele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspat roşu: 2 nivele în complexul şistos
(Apţian-Albian inferior), 3 nivele în complexul gresiilor glauconitice (Albian mediu-Vraconian) şi 5-7
nivele în Stratele de Zagon (Cenomanian-Turonian). Dacă la aceste 10-12 nivele se adaugă cel puţin
două nivele din marnele roşii senoniene, rezultă că în Cretacicul Carpaţilor Orientali apar cel puţin 12
nivele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspat roşu. Un alt fapt interesant legat de repartiţia geologică a
gresiilor grosiere şi a arcozelor cu feldspat roşu din Cretacic este acela pus în evidenţă de Filipescu
(1939), şi anume că asemenea depozite sunt frecvente în acea zonă a flişului, în care Cretacicul inferior
şi începutul Cretacicului superior sunt reprezentate prin seria şisturilor negre din flişul extern,
asemenea depozite lipsind cu totul în flişul intern. De aici s-a tras concluzia că sedimentele
Cretacicului din flişul intern s-au depus într-un bazin al cărui fundament era reprezentat prin cristalino-
mezozoicul de tip carpatic, în timp ce sedimentarea cretacicului flişului extern s-a făcut într-un bazin al
cărui fundament, ridicat în unele părţi sub formă de cordiliere şi insule, era deosebit de cel carpatic.
Una dintre aceste cordiliere era şi cordiliera cumană menţionată prima oară de Murgeanu (1933).
Studiul microscopic a arătat că în gresiile grosiere şi în arcozele cu feldspat roşu din Cretacicul
inferior se întâlnesc mai ales fragmente de calcar microgranular cu radiolari calcifiaţi sau resilicificaţi,
iar în depozitele din aceeaşi categorie din Cretacicul superior se întîlnesc fragmente de calcar
microgranular cu Tintinnidae. Sunt frecvente, de asemenea, fragmentele de calcilutite foarte bogate în
foraminifere. Alte elemente, nelipsite la toate nivelele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspat roşu, sunt
fragmentele de şisturi cloritoase foarte asemănătoare şisturilor verzi dobrogene.
Pe baza datelor cunoscute până în anul 1933, Murgeanu trasează extinderea cordilierei cumane
între văile Dâmboviţei şi Buzăului. Cercetările ulterioare, datorate lui Filipescu et al. (1933), au condus
la descoperirea unor noi fapte care arată că această cordilieră avea o extensiune mult mai mare în
24
Carpaţii Orientali, gresiile grosiere şi arcozele cu feldspat roşu fiind regăsite în diferite complexe ale
’seriei’ şisturilor negre (actualmente Formaţiunea de Audia din Pânza de Audia), între văile Buzăului şi
Moldovei. În repartiţia acestor roci în suprafaţa menţionată se pot separa trei sectoare: cel dintre valea
Dâmboviţei şi Râul Negru, în care sunt foarte frecvente fragmentele cristaline cu feldspat roşu; sectorul
dintre Râul Negru şi valea Bistriţei, în care asemenea roci sunt foarte rare sau nu se cunosc încă şi
sectorul dintre văile Bistriţei şi Moldovei, în care intercalaţiile de roci cu feldspat roşu sunt destul de
frecvente. In opinia autorilor menţionaţi mai sus, această repartiţie inegală a materialului cristalin cu
feldspat roşu în depozitele cretacice arată că sursa de alimentare cu asemenea material nu a fost
continuă sau la fel de dezvoltată, putându-se distinge două centre puternice: unul între valea
Dâmboviţei şi Râul Negr şi altul, între văile Bistriţei şi Moldovei.
Din datele prezentate, se pot desprinde următoarele concluzii generale:
a) În Cretacicul din flişul extern al Carpaţilor Orientali începând din Apţian şi până în Senonian
inclusiv se intercalează circa 12 nivele de gresii grosiere şi arcoze cu feldspar roşu;
b) Asemenea depozite ce se întâlnesc din valea Dâmboviţei şi până în valea Moldovei sunt grupate
în două sectoare, unul între valea Dâmboviţei şi Râul Negru şi altul între văile Bistriţei şi
Moldovei;
c) Materialul cristalin, caracterizat prin feldspat roşu remaniat în gresiile grosiere şi arcozele din
Cretacic, provine din formaţiuni necarpatice, probabil dintr-un fundament hercinic din care face
parte şi seria şisturilor verzi dobrogene în care sunt cunoscute roci cu feldspat roşu;
d) Fundamentul hercinic, din care au fost remaniate fragmentele de roci cristaline cu feldspat roşu,
se prezenta în timpul Cretacicului sub forma a două creste: una dirijată SV-NE şi alta dirijată SE-
NV, creste care începând din valea Buzăului spre nord formează trunchi comun paralel cu catena
carpatică.
În cadrul acestui proiect, a fost iniţiată analiza ocurenţelor rocilor exotice din Carpaţii Orientali,
pentru realizarea reconstituirilor paleogeografice, inclusiv poziţionarea cordierelor descrise anterior,
cumană şi pericarpatică. De aceea, au fost iniţiate studii detaliat de teren in zona de curbură carpatică,
asupra mai multor unitaţi tectonice aparţinând unitatilor Moldavidelor interne (Pânza de Teleajen,
Pânza de Audia şi Pânza de Macla) – Fig. 11.
25
Teleajen
Tarcau
Audia
Macla
Bobu
Upper Eocene
Fig. 11 – Secţiunile studiate pentru distribuţia rocilor exotice in flişul intern al Carpaţilor Orientali, din Pânzele de Teleajen, Audia şi Macla (de la V la E) (Harta geologică digitizată după Foaia Covasna,
scara 1:200.000, autori Dumitrescu et al., 1971, Imprimeria Institutului Geologic al României).
26
Tabel 1 – Drum de creastă din Slon până la Vf. lui Crai
NR. PROBA DESCRIERE COORDONATE
S1 Fliș șistos de tip Teleajen, pelite cenușii și verzi și gresii dm, cu granodiorite
45.37245 N / 26.03048 E
S2 Fliș grezos de tip Teleajen cu gresii cenușii micacee dm; în structură anticlinală; granodiorite nivele cm
45.38267 N / 26.03072 E
S3 Fliș grezos de tip Teleajen cu gresii cenușii micacee dm; ax de anticlinal (foarte mult calcit și falii intraformaționale).
45.38451 N / 26.03072 E
S5
Gresii masive, fracturate, cu intercalații foarte dure tip filite verzi și roșii. Există și gresii f. dure laminate. Multe fragmente de granodiorite
45.39607 N / 26.04627 E
S6 Formatiunea de Teleajen cu multe gresii convolute. Gresiile au în bază microconglomerate. Foarte puține pelite, subordonat
45.4021 N / 26.04703 E
S7 Gresii masive care au intercalate pachete de fliș grezos, cu granodiorite
45.40851 N / 26.04726 E
S8 Foarte multe fragmente angulare de granodiorite in fliș șistos tip Teleajen, cu gresii convolute
45.40995 N / 26.04815 E
Tabel 2 – Secţiunea Valea Bâsca cu Cale
NR. PROBA DESCRIERE COORDONATE
BS1 Pelite negre și roșii în strate centimetrice aparținând Formațiunii de Macla, cu granodiorite cm intercalate.
45.39064 N / 26.01457 E /
BS2 Fliș șistos, cu pelitele cenușii-verzi și gresii subțiri cm., cu glauconit, pe 15 cm (Formațiunea de Macla).
45.40862 N / 26.1463 E
BS3
Gresii masive de tip Teleajen în bază, mai sus alternanță de pelite cenușii și roșii cu gresii în strate groase. Prezintă o cută intraformațională.
45.41069 N / 26.13786
BS4 Pelite roșii, albe și verzi posibil din Formațiunea de Dumbrăvioara din Pânza de Teleajen.
45.41852 N / 26.12602 E
BS5 Flis șistos tip Teleajen, cu multe pelite cenușii 45.4134 N / 26.12923 E
BS6
Pelite roșii, cenușii și verzi, ce conțin strate tufite milimetrice gălbui-maronii și un strat gros de 30-60 cm de conglomerat cu ciment negricios.
45.40662 N / 26.15108 E
27
Tabel 3 – Secţiunea Valea Telejenelului
NR. PROBA DESCRIERE COORDONATE
TB1 Fliș grezos de tip Teleajen cu gresii cenușii micacee dm, pe cascada Schinda
45.37673 N / 26.02002 E
TB2
Strate dm de gresii curbicorticale de tip Teleajen cu joint-uri de pelite cenușii
45.39064 N / 26.01457 E
TB3
Gresii masive în bancuri metrice, în malul stâng al Telejenelului (Fm. de Teleajen)
45.3971 N / 26.01137 E
TB4 Gresii masive (grosime stratigrafică > 60 cm), micacee, cenușii, din Pânza de Teleajen
45 24 01 N / 26 034.3 E
TB5 Fliș grezos de tip Teleajen 45 24 50 N / 25 59 28.04 E
TB6
Fliș grezos tip Teleajen, în malul drumului ce urcă pe malul drept al Telejenelului
45.41372 N / 25.9917 E
TB7 Intersecția drumul forestier Telejenel Axial cu drumul forestier Pârâul Mănăila
45.45492 N / 26.00755 E
TB8 Afloriment de fliș șistos în malul stâng al Telejenelului
45.46478 N / 26.0163 E
În mod surprinzător, cele mai multe roci exotice au fost identificate în Pânza de Teleajen (unitate
tectonică inclusă iniţial, până în anii 60-70 ai secolului trecut, în flişul intern). În această unitate
tectonică, granodioritele identificate, precum şi fragmentele de filite verzi şi roşii, au fost exclusiv
observate şi colectate din Formaţiunea de Teleajen (Tabel 1 si Fig. 12), la altitudini de peste 800 m.
De asemenea, au fost identificate fragmente de roci exotice, granodiorite (Fig. 12, 13 şi tabel 2) şi în
Pânza de Macla (care anterior, ca unitate tectonică, a fost inclusă, până în anii 60-70 ai secolului trecut,
împreună cu Pânza de Audia în “zona de solzi” a flişului extern).
28
Fig. 12 - Fragmente decimentrice angulare de granodiorite (cercuri albe) la paza pantei spre Vârful lui Crai
(Fm. de Teleajen din Pânza de Teleajen). (Foto Adrian Popa, mai 2015).
Fig. 13 – Granodiorite cm intercalate în Fm. de Macla (Pânza de Macla) pe Valea Bâsca cu Cale. (Foto Adrian Gherghe, mai 2015).
29
.
Fig. 14 – Stânga: Fragmente de claste roşii (granodiorite) pe gresii cu laminaţie paralelă in Moldavidele interne
(Pânza de Teleajen) – proba S5 din Fig. 12 si Tabel 1; Dreapta: claste de tip şisturi verzi dobrogean in Moldaviddele externe (Pânza de Vrancea) Carpaţilor Orientali (Foto Relu-Dumitru Roban).
4. DISEMINAREA REZULTATELOR PROIECTULUI COMUNICĂRI ORALE (SUBLINIERI LA MEMBRII ECHIPEI PROIECTULUI)
1) STRATI 2015 Graz, 19-23 IULIE 2015
MELINTE-DOBRINESCU, M.C., ROBAN, R., MITRICA, D., BRUSTUR, T., STANESCU, I.,
POPA, A., 2015: Valanginian to Cenomanian Oceanic Dysoxia/Anoxia in the Eastern Carpathian
Nappes.
2) STRATI 2015 Graz, 19-23 IULIE 2015
JIPA, D., HAQ, B., MELINTE-DOBRINESCU, M.C., 2015: Lower Cretaceous olistolith occurrences
in the bend region of the Romanian Carpathians.
3) 31st IAS (International Association of Sedimentologists) Meeting, Cracovia, Polonia, 22-25 iunie
2015
ROBAN, R., KRÉZSEK, C. MELINTE-DOBRINESCU, M.C., 2015. Lower Cretaceous depositional
systems in the outer part of the Eastern Carpathians.
30
PUBLICARE DE LUCRĂRI (SUBLINIERI LA MEMBRII ECHIPEI PROIECTULUI)
Melinte-Dobrinescu, M.C, Roban, R., Stoica, M. 2015. Palaeoenvironmental changes across the
Albian/Cenomanian boundary interval in the Eastern Carpathians. Cretaceous Research 54, 68-85,
doi./10.1016/j.cretres.2014.10010 ISI PAPER.
Lamolda, M. Melinte-Dobrinescu, M.C, Kaiho, K. Mass extinction and recovery patterns of
calcareous nannofossils across the K/T boundary in Agost section (Betic Cordillera, Spain) Marine
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.10.003 ISI
PAPER
Tüysüz, O. Melinte-Dobrinescu, M.C., Yılmaz, I.O., Kirici, S., Švabenická, L., Skupien, P. The
Kapanboğazı formation: a key unit for understanding Late Cretaceous evolution of the Pontides, N
Turkey. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology
dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.06.028 ISI PAPER
Sames, B., Wagreich, M., Wendler, J.E., Haq, B.U., Conrad, C.P., Melinte-Dobrinescu, M.C., Hu, X.,
Wendler, I., Wolfgring, E., Yılmaz, I.O, Zorina, S.O., 2015. Review: Short-term sea-level changes
in a greenhouse world — A view from the Cretaceous. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.10.045 ISI PAPER
Bibliografie Băncilă, I., 1958. Geologia Carpaţilor Orientali. Ed. Ştiinţifică, Bucureşti. Codarcea, Al., 1937. Étude micrographique des roches cristallines du Sénonien de Breaza. D. S. Inst. Geol.
Roum., XXI, Bucureşti. Conrad, C.P., 2013. The solid Earth's influence on sea level. Geol. Soc. Am. Bull. 125, 1027–1052. Contescu, L., 1968. Contescu, L., 1968. Préflysch et postflysch, deux formations géosynclinales
syndiastrophiques. Annales de la Société Géologique de Pologne 37/1, 67-78. Contescu, L., Mihăilescu, M., 1962. Étude sédimentologique des dépôts aptiens de Pietroşiţa (Vallée de la
Ialomiţa). Révue de Géologie et de Géographie VI, 1, 67–104. Cieszkowski, M., Golonka, J., 2006. Olistostromes as indicators of the Geodynamic Process (Northern
Carpathians). Geolines 20, 27–28. Dimitrescu, R., Patrulius, D., Popescu, I., 1971. Geological map of Romania, 1:50 000 scale, Rucăr. Geological
Institute of Romania, Bucureşti. Dumitrescu, I., Săndulescu, M., 1968. Problèmes structuraux fondamentaux des Carpates roumaines et de leur
avant-pays. Ann. Com. Géol. 36, 195–218. Dumitrescu, I., Săndulescu, M., Bandrabur, T., Săndulescu, J., 1970. Geological Maps of Romania, 1: 200,000,
Sheet Covasna. Edited by the Geological Institute of Romania. Dzulynski, S., Ksiazkiewicz, M., Kuenen, P.H., 1959. Turbidites in flysch of the Polish Carpathian Mountains.
Bull. Geol. Soc. Am. 70, 1089–1118. Dzulynski, S., Smith, A. J., 1964. Flysch facies. Ann. Soc. Geol. Pologne 34, 245–266. Gradstein, F., Ogg, K., Schmitz, M., Ogg, G. 2012. The Geological Time Scale 2012. Elsevier 1176 pp.
31
Embry, A.F., Johannessen, E.P., 1992. T-R sequence stratigraphy, facies analysis and reservoir distribution in the uppermost Triassic-Lower Jurassic succession, western Sverdrup Basin, Arctic Canada. In: Vorren, T.O., Bergsager, E., Dahl-Stamnes, O.A., Holter, E., Johansen, B., Lie, E., Lund, T.B. (Eds.), Arctic Geology and Petroleum Potential, vol.2 Norwegian Petroleum Society, pp.121–146.
Filipescu, M. G., 1933. Note préliminaire sur les recherches géologiques dans la region comprise entre la vallée du Teleajen et la vallée du Doftana dans le district de Prahova. C.R. Inst. Geol. Roum., XIX, Bucharest.
Filipescu, M.G., 1934. Cercetări geologice între Valea Teleajenului şi Valea Doftanei (jud. Prahova). Filipescu, M. G., 1937. Étude géologique dans la région comprise entre la vallée du Teleajen et les vallées du
Slănic et du Bîsca Mică. Bul. Lab. Min., II, Bucureşti. Filipescu, M. G., 1939. Sur la nature et d’âge du dépôt du soubassement du Sarmatien rencontré dans le forage du
Horodnic. Bull. Sect. Sci. Acad. Roum., XXI, Bucharest. Filipescu, M. G., 1957. Contribuţiuni la orizontarea stratigrafică a Cretacicului din flişul eocen dintre văile
Teleajen şi Uzu. Bul. Şt. Acad. RPR, II/1, Bucureşti. Haq, B.U., 2014. Cretaceous eustasy revisited. Global and Planetary Change 113, 44–58. Jipa, D., 1961. Calcarenitele stratelor de Comarnic: curenţi, sedimentaţie, geneză. Studii şi cercetări geologice,
VI/1, 27–54. Jipa, D., 1965. Asupra genezei şi nomenclaturii unor calcare eocretacice din flişul Carpatilor Orientali. Studii şi
cercetări geologice, geofizice şi geografice, Seria geologie, 9/2, 525–532. Jipa, D., 1980. Orogenesis and Flysch Sedimentation. Critical Remarks on the Alpine Model. Sed. Geol., 27/3,
229–239. Jipa, D., 1984. Large scale progradation structures in the Romanian Carpathians: facts and hypothesis. Anuarul
Institutului de Geologie si Geofizica LXIV, 455-463. Jipa, D.C., Ungureanu, C., Ion, G., 2013. Stratigraphy and tectonics of the uppermost Bucegi Conglomerate
Formation (Albian, Eastern Carpathians, Romania). Geo-Eco-Marina 19, 1–13. Melinte, M., Mutterlose, J., 2001. A Valanginian (Early Cretaceous) ‘boreal nannoplankton excursion’ in sections
from Romania. Marine Micropaleontology 43, 1–25. Melinte-Dobrinescu, M.C., Jipa, D.C., 2007. Stratigraphy of the Lower Cretaceous Sediments from the
Carpathian Bend Area, Romania. Acta Geologica Sinica 81/6, 949–956. Mihăilescu, N., Panin, N., Contescu, N., Jipa, D., 1967. Transportul si sedimentarea galetilor din molasa
conglomeratica albiană din Carpaţii Orientali (România). Stud. Cerc. Geol. Geofiz, Geogr., Seria Geologie 12/1, 231-236.
Murgeanu, G., 1927. Ridicări geologice între v. Ialomiţei şi v. Bărbuleţului, la nord de Pucioasa-Pietrari. D. S. Inst. Geol. Rom., XV, Bucureşti.
Murgeanu, G., 1930. Cretacicul şi Terţiarul în împrejurimile Pietroşiţei şi Bezdeadului, jud. Damboviţa. Dări de Seamă ale Institutului Geologic XIV, 120–133.
Murgeanu, M. G., 1933. Sur une cordillère ante-sénonienne dans le geosinclinal du flysch carpatique. Murgeanu, G., Patrulius, D., 1957. Le Crétacé supérieur de la Leaota et l'âge des Conglomerats de Bucegi. Revue
Roumaine de Géologie et Géographie 1, 109–124. Murgeanu, G., Patrulius, D., Contescu, R., 1959. Flişul cretacic din bazinul văii Târlungului. Studii Cercetări
Geologie 1, 7-24. Murgeanu, G., Patrulius, D., Contescu, L., Jipa, D., 1961. Le flysch crétacé de la partie méridionale des Monts
Baraolt. Revue Géologie Géograpie 5/2, 161-175. Murgeanu, G., Patrulius, D., 1963. Les conglomérates de Bucegi, formation de molasse mésocrétacée des
Carpates Orientales. Résumés des communications. Association Géologique Carpato-Balkanique, Congres VI, p. 113–115.
Murgeanu, G., Patrulius, D., Contescu, R., Jipa, D., Mihăilescu, N., Panin, N. 1963. Stratigrafia şi sedimentogeneza terenurilor cretacice din partea internă a curburii Carpaţilor. Geological Carpatho-Balkan Association, Congress V, III/2, 31–58.
Murgeanu, G., Filipescu M.G., Patrulius D., Tocorjescu, M., Contescu, L., Jipa, D., Mihăilescu, N., Bombită, G., Panin, N., Butac, A., Alexandrescu, G., Mutihac, V., Săndulescu, M., Bratu, E. Iliescu, G., 1963b. Privire generală asupra flisului cretacic de la Curbura Carpaţilor. Ghidul excursiilor. B. Carpaţii Orienali. Asoc. Geol. Carpato-Balcanică. Congresul V., 101 pp.
Olariu, C., Jipa, D.C., Steel, R., Melinte-Dobrinescu, M.C., 2014. Genetic significance of an Albian conglomerate clastic wedge, Eastern Carpathians (Romania). Sedimentary Geology 299, 42–59.
Panin, N., Mihăilescu, N., Jipa, D., Contescu, L., 1963. Asupra modului de formare a conglomeratelor de Bucegi. Asociatia Geologică Carpato-Balcanică. Congr. V, Comunicări ştiinţifice, Secţia II, 89-102.
32
Patrulius, D., 1969. Geologia Masivului Bucegi şi a Culoarului Dîmbovicioara. Editura Academiei Republicii Socialiste România, 321 pp.
Patrulius, D., Jipa, D. Ştefănescu, M., 1965. Le flysch tithonique-neocomien des Carpates Roumains. Carpatho-Balkan Geol. Assoc, VIIth Congress Sofia, Sept. 1965. Reports, Part II, 1, 251–255.
Patrulius, D., Dimitrescu, R., Codarcea-Dessila, M., 1967a. Geological Maps of Romania, 1: 200,000, Sheet Braşov. Edited by the Geological Institute of Romania.
Patrulius, D, Panin, N., Panin, S., 1967b. Sedimentogeneza formaţiunilor cretacice din Munţii Perşani si împrejurimile Codlei (Curbura Carpaţilor). Dări de Seamă ale Sedinţelor Institutul de Geologie si Geofizică, Bucureşti LIV/3, 113-141.
Patrulius, D., Dimitrescu, R., Popescu, I., 1971. Geological Map of Romania, scale 1:50,000, Sheet 110d Moeciu. Publishing House of the Geological Institute of Romania. Bucharest.
Patrulius, D., Avram, E., 1976a. Stratigraphie et corrélation des terraines néocomienset barrêmo-bedouliens du Couloir de Dâmbovicioara (Carpates Orientales). Compt. Rend. Acad. Sci. Paris 62 (4), 135–160.
Patrulius, D., Neagu, T., Avram, E., Pop, G., 1976b. The Jurassic/Cretaceous Boundary in Romania. Anuarul Institutului de Geologies şi Geofizică 50, 71–125.
Preda, D.M., 1924. Geologia şi tectonica părţii de răsărit a jud. Prahova. An. Inst. Geol. Rom., X, Bucureşti. Preda, D.M., Băncilă I., 1934. Vîrsta şisturilor negre din bazinul Trotuşului. Bul. Soc. Geol. Rom., III, Bucureşti Popescu-Voiteşti I., 1927. Carte géologique de la vallée de la Prahova entre Câmpina et Comarnic (revue et
completee par O. Protescu et G. Murgeanu). IIème reun. de l’Assoc. Carpath., Guide ds excurs., Bucharest. Popescu-Voiteşti I., 1929. Aperçu synthétique sur la structure des regions carpathiques. Rev. Muz. Geol. Min.
Univ. Cluj, III, Cluj. Protescu O., Murgeanu G., 1927. Géologie de la vallée de la Prahova. IIème reun. de l’Association Carpath.-
Balkan, Guide des excursions, Bucarest. Sloss, L.L., Krumbein, W.C., Dapples, E.C., 1949. Integrated facies analysis. In: Longwell C.R. (Ed.),
Sedimentary Facies in Geology History. Geological Society of America, pp. 91-124. Stanley, D.J., Hall, B., 1978. The Bucegi conglomerates: a Romanian Carpathian submarine slope deposit. Nature
276, 60–64. Ştefănescu, M., 1976. O nouă imagine a structurii flişului intern din zona de curbură a Carpaţilor. Dari de Seamă
ale Institutului de Geologie şi Geofizică LXII/5, 257–279. Ştefănescu, M. (Ed.), 1980. Geological Map of Romania, scale 1:50.000. Sheet Baiu (Sinaia). Printing House of
the Geological Institute of Romania. Ştefănescu, M., 1995. Stratigraphy and structure of Cretaceous and Paleogene flysch deposits between Prahova
and Ialomiţa valleys. Romanian Journal of Tectonics and Regional Geology 76/1, 4–49. Ştefănescu, M., Polonic, P., 1988. Geological cross-sections at scale 1:200,000 across Romania, Section AB.
Geological and Geophysical Institute Printing House, Bucharest. Vail, P.R., Mitchum, Jr., R.M., Todd, R.G., et al., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level.
AAPG Mem. 26, 49–212. Vinogradov, C., 1964. Contribuţii la cunoaşterea fundamentului anticlinoriului Zamura şi a magmatismului
ofiolitic legat de stratele de Sinaia. Analele Universităţii Bucureşti, Geol.-Geogr. XIII/1, 83-90. Wagreich, M., Lein, R., Sames, B., 2014. Eustasy, its controlling factors, and the limno-eustatic hypothesis –
concepts inspired by Eduard Suess. Austrian Journal of Earth Sciences 107/1, 115-131.
33