DEPRESIUNEA TRANSILVANIEI

I. INTRODUCERE

Depresiunea Transilvaniei a intrat in evidenta din anul 1969 cand au fost puse in evidenta pentru prima oara, zacamintele de gaz metan. Importanta acestei descoperiri pentru industrializarea tarii si ridicarea nivelului de trai a facut sa se desfasoare in Depresiunea Transilvaniei, mai ales in ultimii 25 de ani, o foarte intensa activitate geologica.

Volumul, calitatea si eficienta lucrarilor de prospectiune si de exploatare au crescut in ultimul timp in mod impresionant, obtinandu-se numeroase date importante atat din punct de vedere stiintific cat si economic.

Prospectiunile seismice din ultimul timp si forajul de mare adancime arunca o lumina noua asupra structurii formatiunilor profunde din depresine, deschizand astfel noi perspective de hidrocarburi pentru un sedimentar care atinge in unele zone grosimi de 8000m.

In lucrarea de fata o importanta deosebita s-a acordat argilelor panoniene si cuaternare din regiunea Valea, datorita importantei economice pe care acestea le au.

Alaturi de acestea, lucrarea prezinta studiul geologic complet al Depresiunii Transilvaniei, cuprinzand cadrul, fundamentul si tot sedimentarul.

I.1 LOCALIZARE GEOGRAFICA-ADMINISTRATIVA

Din punct de vedere administrativ perimetrul Valea apartine de comuna Vargata, situata pe Valea Niriajului, intre Targul Mures si Sovata, Judetul Mures.

Din punct de vedere geomorfologic, zona se caracterizeaza printr-un relief coliniar-deluros, cu dealuri domoale intrerupte de sesuri aluvionare si de terasele raului Mures.Altitudinea absoluta este cuprinsa intre 300m si 500m.

Colectorul principal al apelor din regiune este raul Mures acesta are o directie de curgere de la N-E la S-V si se caracterizeaza prin asimetria malurilor, terasele cele mai intinse fiind amplasate pe malul stang al vaii.Principalii afluenti sunt raurile: Niriajul Mic si Niriajul Mare. Dintre cursurile principale mentionam: raul Sieu, raul Bistrita, paraiele Dipsei, Lechinta, Macesilor.Regiunea este strabatuta de paraie mici, diferit orientate, al caror debit este in functie de cantitatea de precipitatii cazute in cursul anului.

Accesul este asigurat de soseaua si calea ferata care leaga Municipiul Targul-Mures de Sovata, prin localitatea Miercure-Niriajului si Vargata.

II. GEOMORFOLOGIE SI HIDROLOGIE

Depresiunea Transilvaniei este o unitate morfologica cu inaltimi reduse, de maxim 850 m in flancul de est de 506 m in flancul de vest.

Valea Muresului, la iesirea din depresiunea Transilvaniei, la Alba Iulia, are o cota de 200 m, iar Valea Somesului, la trecerea prin Muntii Preluca si Mezes are cota 185 m. Cu exceptia sectorului de N-V (Muntii Mezes) si din partea de V a Muntilor Lapus, unde colinele abia trec de 600 m, in rest rama depresiunii este formata din lanturi muntoase care depasesc, in general, inaltimea de 1.500 m.

In Depresiunea Transilvaniei se contureaza cateva unitati geomorfologice de la N spre S astfel :

a. In partile de N-V si N se gaseste versantul sudic a ceea ce geografii numesc Platforma someseana (platforma Cluj-Lapus), care cuprinde cristalinul Muntiilor Mezes si Preluca si sedimentarul paleogen dezvoltat la V si E de Somes , in Dealul Clujului 500-600 m , respectiv in Dealul Lapusului 975 m- Vf. Breaza.

b. Intre Somesul Mare la N-E, Somesul Mic la S-V si Valea Muresului la S se intinde asa numita Campie a Transilvaniei, formata din depozite de varsta pliocena.

c. La S de Mures se intinde Podisul Tarnavelor, cu inaltimi care in partea de E

spre contactul cu zona eruptiva Harghita , urca pana la 800-900 m si coboara treptat spre V unde ajung sub 500 m. Culmile dealurilor sunt orientate in general E-V si se prezinta deseori netezite si acoperite de paduri.

Raurile principale ale Depresiunii Transilvaniei au cursurile in general de la E N-E spre V S-V separand , intre ele culmile alungite in aceasta directie. Principalul curs de apa este Muresul, care taie Depresiunea Transilvaniei prin zona ei centrala , intre Deda si Alba Iulia. Afluentii mai importanti , pe stanga Muresului, sunt Tarnava mare si Tarnava Mica. Ambele izvoresc din masivul eruptiv nou Harghita . Tarnava Mare intra in formatiuniele sarmato-pliocene ale Depresiunii Transilvaniei, la est de Odorhei, trecand apoi pe la Sighisoara Medias si Blaj. Imediat la V de Blaj se uneste cu Tarnava Mica. Alt afluent pe stanga al Muresului este Niraju , care izvoreste la nord de Tarnava Mica , din eruptivul Gurghiului, intra in depresiunea Transilvaniei la Eremitul si se varsa in Mures la circa 10 Km S-V de Targu-Mures.

Partea de N-V a Depresiunii Transilvaniei , asa numita Platforma Somesana se gaseste din punct de vedere hidrografic in bazinul Somesului Mare. Acesta izvoreste din Cristalinul masivului Rodna. Aici primeste pe stanga Sieul unit la 15 Km in amonte cu bistrita de Bargau. La Dej se uneste cu Somesul Mic, care izvoreste dinspre S-V, din muntii Apuseni.

Somesul Mare, care are pana la confluenta cu Somesul Mic un curs in directia E-N-E S-S-V se indreapta de aici in colo inspre N-V facand apoi un cot mare spre S. In acest cot , de la Jibou, Somesul primeste pe stanga , doua cursuri de apa paralele Almasul mai la E si apoi Agrisul spre V.

In sudul Depresiunii Treansilvaniei curge raul Olt. Acesta intra in depresiunea citata dupa ce a trecut prin zona carpatica a Persanilor, in defileul de la Racos. La Avrig iese din Bazinul Fagarasului strabatand formatiunile miocene ale Depresiunii Transilvaniei , pana la Porcesti, unde , se angajeaza in defileul de la Turnu Rosu.

III. ISTORICUL CERCETARILOR

In cercetarea geologiei Bazinului Transilvaniei s-au distins trei etape, si anume: o prima etapa se refera la lucrarile efectuate anterior descoperirii gazului metan (1909 ); cea de-a doua etapa tine de la anul (1909) pana la nationalizarea subsolului (1948) , iar cea de a treia etapa de la anul 1948 si pana in prezent.

Prima etapa de lucrari geologice:

Dintre primele studii geologice cu privire la Bazinul Transilvaniei, se remarca lucrarea de sinteza a geologilor Fr. Hauer si G. Stache publicata la Viena in anul 1963, in care au fost separate si descrise din punct de vedere stratigrafic si tehtonic prin principalele unitati structurale ale bazinului si ale ramei carpatice. In anul 1894 A. Koch publica o monografie cu privire la tertiarul din Bazinul Transilvaniei. K. Paul si E. Tietze (1879) aduc noi contributii legate de tehtonica cadrului carpatic si a fundamentului Bazinului Transilvaniei.

In anul 1909 pe baza ipotezei emise de A. Koch si Ed. Suess conform careia apele sarate s-au concentrat in zona centrala a bazinului, s-au format sonde in zona Sarmasel in vederea descoperirii eventualelor zacaminte de saruri de potasiu.

A doua etapa de lucrari geologice:

Ca urmare a descoperirii facute, intre anii 1911-1913, o echipa de geologi sub conducerea lui H. Bockn au cartat partea centrala a bazinului, separand o serie de anticlinale si sinclinale, in general de directie N-S. Ele au fost marcate pe o schita tehtonica, la scara 1:200000.

Dupa anul 1918 lucrarile au fost continuate sub conducerea lui L. Mrazec, de geologi de la Institutul Geologic si de la intreprinderile de gaz metan. Astfel in anul 1927 L. Mrazec si E. Jekelius au publicat un studiu privind structura neogenului, cu ample referiri la zacamintele de gaz metan din Bazinul Transilvaniei.

A treia etapa de lucrari geologice: In aceasta etapa care a urmat dupa anul 1948 s-au intensificat lucrarile de prospectiune si de explorare, ele desfasurndu-se atat in partea centrala cat si pe marginea bazinului, cuprinzand si formatiunile prebadeniene.

1.)      Cercetari geologice:

Au fost efectuate cartari geologice de detaliu, dintre care mentionam: Emilia Saulea (1954); T. Joya (1956) in regiunea Cluj-Apahida-Cojocna-Mociu-Sic-Jibou; M. Barlogeanu (1955-1961) regiunea S-E: Agnita, precum si regiunea Reghin-Beclean-Gherle.

Pe baza lucrarilor de cartare geologica a fost tiparita de Ministerul Petrolului, in anul 1962, "Harta geologica a Depresiunii Transilvaniei", scara 1:200000.

2.)      Lucrari de gravimetrie:

Au fost primele lucrari geofizice efectuate in bazin si au inceput inca din anul 1912, prin masuratori cu balanta de torsiune de-a lungul unui profil situat intre Aiud si Reghin, punandu-se in evidenta o serie de minime considerate ca ar corespunde sinclinalelor si anticlinalelor cunoscute din cartari geologice.

Prospectiunile gravimetrice au inceput in anul 1948 si au fost executate in cea mai mare parte de Comitetul de Stat al Geologiei.

In anul 1962 a fost tiparita harta gravimetrica a Depresiunii Transilvaniei, care indica faptul ca bazinul se manifesta din punct de vedere gravimetric ca un minim de forma alungita orientata N-S.

3.)      Lucrari de electrometrie:

Au inceput sa fie efectuate din anul 1933. Din 1961 s-au efectuat prospectiuni electrometrice folosind metoda sondajelor electrice verticale (S.E.V.), a sondajelor electrice dipol (S.E.D.),precum si metoda curentilor telurici, punandu-se in evidenta o serie de anomalii pozitive si negative.

4.)      Lucrari de seismometrie:

Primele lucrari de prospectiune seismica experimentata prin metoda undelor seismice de reflectie si seismomontaje, au fost efectuate in anul 1949 de Ministerul Petrolului in zonele Sarmasel, Sanpaul si Bogota de Mures.

Incepand din anul 1964 au fost folosite statii de inregistrare magnetica, aplicandu-se metodologii noi de lucru, care au permis pe langa sporirea volumului de lucrari si o imbunatatire a calitatii informatiilor.

5.)      Lucrari de sinteza:

1960-A. Vancea:"Neogenul din Bazinul Transilvaniei", in care este prezentata stratigrafia si tectonica formatiuniilor miocene superioare si pliocene.

1970-D.Ciupagea, M. Pauca, Tr. Ichim :"Geologia Depresiunii Transilvaniei", in care este analizata intreaga suprafata a bazinului.

IV.        GEOLOGIA REGIUNII

IV.1. STRATIGRAFIA REGIUNII

In seria depozitelor care alcatuiesc Depresiunea Transilvaniei propriu-zisa au fost separate urmatoarele cicluri de sedimentare:

-ciclul cretacic superior,

-ciclul paleogen,

-ciclul burdigalian-helvetian,

-ciclul tortonian-buglovian-sarmatian,

-ciclul pliocen,

-cuaternarul.

CICLUL CRETACIC SUPERIOR

Pe rama depresiunii, cretacicul superior apare sporadic, transgresiv pe cristalin sau pe cretacicul inferior. A fost urmarit pe flancul N-E al Muntilor Apuseni, unde formeaza o banda continua si pe suprafete mai reduse pe flancul nordic al Muntilor Cibin si al Muntilor Fagaras.

In interiorul depresiunii, cretacicul superior a fost intalnit in sondele de la Bucuresti-Gherla, Puini, Mociu, Filitelnic, Alamor etc.

Cretacicul superior intalnit la suprafata in N-V depresiunii in bazinele vailor Somes si Hasdate, este reprezentat prin faciesul de Gosau.

In bazinul vaii Somesului s-a putut face o orizontare a cretacicului superior, avand urmatoarele complexe:

-complexul marnos-grezos, format din marne cenusii-verzui, satinate, cu intercalatii de gresii si calcare, peste care urmeaza o alternanta de gresii de 1,5m grosime cu conglomerate in strate decimetrice;

-complexul grezos-calcaros cu Exogyra auricularis Geinitz, alcatuit din gresii, calcare in bancuri metrice, o alternanta de gresii,calcare in bancuri metrice, o alternanta de gresii cu marno-calcare si conglomerate;

-complexul calcarelor cu hipuriti; fauna este reprezentata prin: Hippurites aff. crassicostatus Douv., H.(Vaccinites) oppeli Douv., H.(Vaccinites) inaequicostatus Munst., H. (Vaccinites) sulcatus Defr., H. (Vaccinites) gosaviensis Sow. Si indica varsta santonian-campaniana;

-complexul grezos-conglomeratic, alcatuit din gresii cenusii calcaroase cu intercalatii de conglomerate si marne cenusii-verzui la partea superioara;

-complexul marnos, constituit din marne cenusii, unele nisipoase.

In bazinul vaii Hasdate nu s-au putut urmari complexele descrise mai sus.

Succesiunea cretacicului superior este alcatuita aici din marne calcaroase cu fucoide, o alternanta de gresii, argile si marne in care apar si intercalatii conglomeratice.

Au fost intalnite trei intercalatii conglomeratice cu grosimi intre 0,5 si 20m, cu elemente predominante din sisturile cristaline. Aceste depozite au fost atribuite senonianului pe baza exemplarelor de Exogyra auricularis Geinitz, Rhynchonella compressa Lam., Hippurites sp., Inoceramus sp.

In S-V depresiunii, cretacicul superior, transgresiv peste cristalin, este bine deschis la sud de Sebes-Alba. Un profil clasic se afla pe valea Cacovitei si pe afluentul sau nordic de la est de Sasciori. In baza se gasesc argile si marne cenusii, micacee, cu intercalatii de nisipuri cu pietris slab cimentat si conglomerate marunte. In acest complex se gasesc fragmente de Micraster si Echinoconus.

In continuare urmeaza nisipuri micacee, grosiere, cu intercalatii de conglomerate marunte, gresii conglomeratice si marne cenusii-verzui. Complexul contine lentile de carbune si eflorescente de sulf. Deasupra se gasesc bancuri metrice de gresii cu intercalatii de nisipuri.

Seria senoniana se incheie cu conglomerate poligene, masive, cu elemente rulate de cuartite, micasisturi, gnaise si rare blocuri de 0,5m de cristalin.

La Vintu de Jos, in gresiile conglomeratice si in conglomerate, se gasesc exemplare de Inoceramus cripsi Mantell.

Pe flancul nordic al Muntilor Cibin, cretacicul superior apare la Cisnadioara, pe valea Rausorului, cu termenii: vraconian-cenomanian, turonian-coniacian si senonian superior. Succesiunea incepe cu gresii calcaroase, dure, cenusii, micacee, cu intercalatii subtiri de marne cenusii, din care s-au determinat la partea inferioara foraminiferele: Planulina schloenbachi Reuss, Anomalina berthelini Ten-Dam., Eggerelina mariae Ten.-Dam., Glomospirella gaultina Berthelin si Marsonella oxycona Reuss. De la partea superioara a gresiilor s-au determinat exemplare de radiolari, ca: Planomalina buxtorfi Gandolfi si Rotalipora sp., care indica varsta vraconiana.

In continuare, peste gresii se afla marne nisipoase ce trec la marno-calcare cu Inoceramus cripsi Mantell.

In incheiere urmeaza conglomerate si brecii cu elemente predominante de cristalin, care apartin senonianului.

Ultima aparitie la suprafata a cretacicului superior, pe marginea de S-E a depresiunii, este reprezentata prin cenomanian si senonian.

Cenomanianul, alcatuit in baza de conglomerate poligene cu elemente de cuartite albe , roze si cenusii, micasisturi, calcare mezozoice, calcare dolomitice si gresii micacee, sta transgresiv peste cristalin.

Senonianul formeaza o banda continua, incepand de la est de Sinca Noua pana in culmea separatoare dintre vaile Sinca si Hamaradia. El este reprezentat prin marne cenusii-verzui, unele cu pete rosietice, cu numeroase exemplare de inocerami.

La partea superioara a complexului marnos, la iesirea din tunel, se afla o intercalatie de 3m grosime de conglomerate marunte cu fragmente de inocerami si neohiboliti.

In interiorul depresiunii, cretacicul superior, interceptat in unele sonde, se prezinta in facies de flis, spre deosebire de cel intalnit pe margini. Varsta a fost atribuita pe criterii microfaunistice la senonianul inferior,campanian si senonianul superior.

Spre deosebire de sondele adanci sapate in interiorul depresiunii, care au interceptat cretacicul superior in facies de flis, sonda de la Alamor, situata pe marginea de S-V a depresiunii, a deschis pe o grosime de 1350m cretacicul superior in facis de Gosau, asemanator celui intalnit la suprafata in regiunea Cacova-Sasciori.

CICLUL PALEOGEN

Paleogenul transgresiv peste cretacic superior sau peste cristalin prezinta mari variatii de facies si de grosime datorita cutarilor laramice si postlaramice, care au influentat sedimentarea depozitelor. Se constata o alternanta de depozite de facies marnos cu depozite in facies continental-lacustru in eogen, urmate de depozite oligocene in facies marin si facies lagunar-salmastru, care incheie sedimentarea paleogenului

In cadrul paleogenului au fost separate trei serii, apartinand paleocenului, eocenului si oligocenului, dintre care paleocenul a fost urmarit pe zone limitate in N-V depresiunii. Din lipsa de criterii faunustice, paleocenul n-a putut fi separat ca atare, fiind inclus de majoritatea cercetarilor la eocen si tratat impreuna cu ypresianul.

Eocenul are o dezvoltare stratigrafica importanta in partea de nord a depresiunii, unde s-a putut urmari intreaga succesiune, spre deosebire de celelalte regiuni ale depresiunii, unde apar numai unii termeni stratigrafici si cu faciesuri diferite.

In N-V si N depresiunii, eocenul formeaza o fasie lata intre Jara si Huedin, constituind un monoclin, care sta fie pe cretacicul superior, fie pe cristalinul Masivului Gilau. O alta fasie, mai ingusta, se continua de la S de Zalau, catre Tg.-Lapus, peste cristalinul masivelor Meses, Ticau si Preluca, de unde dispare spre E pe scurta distanta, reaparand in continuare peste cristalinul Muntilor Rodnei, pe care de asemenea transgredeaza.

Pe baza cercetarilor geologice executate in N-V depresiunii s-au orizontat si corelat depozitele eocene, trasandu-se limiteie lor geologice.In cadrul orizonturilor separate se constata deosebiri litofaciale pe laterala, in special intre regiunile Jibou si Cluj, deosebiri care au fostevidentiate de toti cercetatorii care au executat cartari detaliate inaceasta zona.

Eocenul inferior incepe prin pietrisuri si conglomerate si prin nisipuri si pietrisuri cuartitice, urmate apoi de argile rosii nisipoase, cu dungi verzui, dand un aspect vargat complexului. In continuare, se gasesc doua bancuri de cca. 1,5m de conglomerate cu elemente predominante de cuart, sisturi cristaline si roci eruptive, peste care stau argile rosii sau verzui de doua intercalatii de calcare grezoase in zona Huedin-Gilau. Aceasta succesiune,cu o grosime ce variaza de la 400m la 150m, este cunoscuta sub numele de "seria stratelor vargate interioare". Pe marginea de est a Muntilor Meses, ea lipseste tectonic si reapare in regiunea Jibou,continundu-se apoi pe la S de Ticau si N de Ileanda, unde apare in butoniera anticlinatului Baba-Gostila.

In regiunea Jibou, unde complexul are grosimi in jur de 1500m, in jumatatea superioara se intercaleaza calcare albe-cenusii, de apa dulce, cu o fauna de Limnea michelini Desh., L. inflata Brongt., Paludina globuloides Forb. si Planorbis elegans Edm., denumit faciesul "calcarului de Rona".

Caracterele litologice ale serieistratelor vargate inferioare indica o sedimentare intr-un mediu lacustru-continental si reprezinta paleocen-ypresianul. Depozitele de aceasta varsta sant caracterizate prin culoarea lor caramizie, in asociatie cu culorile rosu, violet, cenusiu sau verde.

Alcatuirea litologica a pietrisurilor si conglomeratelor tradeaza originea materialului, care provine din insulele cristaline invecinate.In timp ce in regiunea Jiboului e prezent numai materialul provenit din sisturile cristaline, in special a cuartului; pe marginea de N-E a Muntilor Apuseni se mai gaseste prezent granitul, rocile bazice si chiar riolitul, toate existente in alcatuirea Muntilor Gilau.

Ca sa intelegem geneza si sa precizam varsta rocilor lipsite de fosile, este necesar sa ne referim la miscarile tectonice din faza laramica, situate la sfarsitul cretacicului superior si inceputul neozoicului. In acea perioada, regiunea de N-V a depresiunii si suprafetele invecinate ale Depresiunii Panonice erau reprezentate printr-un vast masiv cristalin, pe care se aflau rare petice de mezozoic. Blocul incepuse sa se ridice si sa fie supus eroziuni, probabil inca din jurasic. Sub influenta presiunilor suferite, acel bloc devenit rigid, ca o consecinta a cutarilor suferite anterior, s-a sfaramat intr-o serie de blocuri mai mici.Unele au fost ridicate puternic si in consecinta supuse unei eroziuni intense, in timp ce altele, scufundandu-se, au functionat ca depresiuni locale, care au acumulat un pachet gros de sedimente. Grosimea de 1500m a sedimentelor, estimata la Jibou, reprezinta dovada indiscutabila, pe de oparte, a intensitatii miscarilor de ridicare a actualelor horsturi cristaline de pe marginea de N-V a depresiunii, iar pe de alta parte a scufundarii pe care incepuse sa o sufere inca de pe atunci actualele depresiuni situate intre horsturi. Culoarea predominanta rosie indica geneza lor continentala, in timp ce litologia, grosimea si distributia lor sunt dovezi ca ele reprezinta depozite de piemont.

Astfel se reprezinta situatia pa marginea de N-E a Muntilor Apuseni, unde exista un singur masiv cristalin unitar.

Eocenul mediu reprezinta prima serie marina cuprinzand urmatoarele orizonturi:

-Orizontul gipsurilor inferioare, reprezentat prin marne cenusii cu intercalatii de gipsuri.In bazinulvaii Hasdate, gipsurile se prezinta lenticular si sunt inlocuite lateral de tufuri calcaroase si calcare cu Anomya, spre deosebire de reg. Cluj-Huedin, unde ele constitue un reper continuu.La N de Jibou, gipsurile inferioare sunt depasite de bancuri cu Nummulites perforatus, reaparand in regiunea Ileanda peste argilele vargate, acoperite de seria marno-calcaroas cu moluste.

-Orizontul marnelor si calcarelor cu Anomya, alcatuit din marne cenusii, cenusii-albicioase cu pete rosietice si cu nivele de calcare grezoase sau oolitice.

-Orizontul cu Gryphea eszterhazyi cu o dezvoltare inegala, alcatuit dintr-o alternanta de marne cu ostreide cu calcare la partea inferioara si marne cu intercalatii de calcare cu Gryphea eszterhazyi Pav. Si oolite feruginoase cu o importanta economica la partea superioara.

-Orizontul cu Nummulites perforatus, alcatuit din marne cenusii.

Acest orizont constituie in regiunea Cluj un reper stratigrafic si paleontologic, denumit de A. Koch"stratele cu Perforata".

-Orizontulmarnelor si calcarelor cu moluste , constituit la partea inferioara din marne fosilifere cu Corbula galica Lamk. , Gryphea rarilamella Mollev. Si Terebelum sp., avand la partea superioara un banc de calcare cu Velates schmiedeliana Chemn., Chlamys sp., Terebelum fusiforma, miliolide, alveoline. Acest orizont n-a fost identificat in regiunea Jibou.

-Orizontul marno-argilelor cenusii, cu doua intercalatii de 0,8m de lumasel, cu ostreide, Turritella imbricata,Pecten sp. Si Corbula galica.

Orizonturile descrise mai sus apartin lutetianului. In continuare se afla orizontul calcarului grosier inferior, priabonian inferior, care se prezinta sub doua faciesuri distincte: un facies calcaros in regiunea Huedin-Iara si altul grezos in regiunea Jibou si Ileada. In regiunea S, orizontul este reprezentat prin organogene, formate din foraminifere, miliolide si alveoline, iar in reg. N,este reprezentat prin gresia de Racoti.

Eocenul superior incepe cu "seria argilelor vargate superioare", care reprezinta o faza continentala, asemanatoare cu cea inferioara,cu grosimi intre80 si 100m. Aceasta serie intrerupe sedimentarea marina, prin depunerea de argile rosii cu intercalatii de nisipuri si argile vinete-albastrui sau verzui, care dau aspectul de vargat complexului.

: Olimpiada de Biologie - clasa a VII a, faza judeteana : Anatomia aparatului locomotor

In regiunea Meses-Jibou, caracterele litologoce ale orizontului se schimba, argilele rosii sunt inlocuite prin argile verzui, albastrui sau albicioase cu intercalatii la partea superioara de calcare cu numeroase ostracode si foraminifere. Dupa dezvoltarea lor tipica in regiunea Turbuta, au fost denumite "strate de Turbuta", atribuite priabonianului inferior.

In continuare urmeaza al doilea ciclu marin, reprezentat prin "seria marina superioara", in care s-au depus gipsuri, calcare si marne de varsta priabonian superioara. In cadrul acestei sarii marine au fost separate urmatoarele orizonturi:

-Orizontul stratelor de Cluj,in care se disting:

a)       Suborizontul gipsurilor superioare, constituit in baza dintr-un banc de 2m de calcare albe-cenusii cu rare exemplare de Anomya, peste care urmeaza 8m de gips alb compact, care uneori prezinta intercalatii de calcare sau marne cu Anomya. Acest suborizont cu gipsuri, intre Jibou si Ileanda, este inlocuit prin calcare oolitice si calcare; in regiunea Huedin-Gilau-Cluj constituie acelasi orizont.

In regiunea Jibou, spre N-E si E, faciesul calcaros, denumit "seria calcaroasa cu Nummulites fabianii si N. incrassatus", a fost sincronizata cu gipsurile superioare, cu calcarul de Cluj, cu marnele cu Nummulites fabianii, cu marnele cu briozoare si cu stratele de Hoia.

Faciesul gipsurilor superioare, separat de P. Nita Pion(1968), incepe de la V de Cluj aparand la zi pana la N de Izvorul Crisului, unde sufera o scurta intrerupere, pentru ca sa apara apoi pe marginea de E a Muntilor Meses, incepand de la Agris pana la E de Jibou.Depozitele acestui facies se afla constant peste stratele de Turbuta sub forma unei alternante de gipsuri cu putine marne, totul caracterizat prin intercalatii de calcare de precipitare chimica.

b)Suborizontul calcarului grosier superior, reprezentat prin bancuri masive de calcare cu grosimi intre 30 si 60m(Cluj), a fost separat de Gr. Raileanu si Emilia Saulea(1956), pe baza frecventei unora dintre specii, in:nivelul cu Vulsella sp.si nivelul cu Cerithium giganteum. La partea superioara a orizontului de calcare, unde apar primele elemente paleontologice de priabonian superior, Gh. Bombita(1963) a determinat Nummulites fabianii Prever, N. pulchellus Hantken, Orbitolites sp. si o fauna bogata de moluste si echinide.

-Orizontul marnelor cu Nummulites fabianii, denumit de A. Koch "strate cu Intermedia", este in cea mai mare parte marnos si reprezinta o trecere de la calcarul grosier superior la calcare marnoase stratificate cu numerosi numuliti si la marne cu Nummulites fabianii, cand apare asociat cu N. chavannesi Harpe, N.incrassatus Harpe si rareori cu N. budensis Hantken, N. pulchellus Hantken.

-Orizontul marnelor cu briozoare incheie seria marina eocen superioara. Au loc disparitia numulitilor si inlocuirea lor cu briozoare. Orizontul este constituit din marne cenusii-galbui, friabile, in masa carora se gasesc numeroase colonii tubulare de briozoare, insotite de pectinide si ostreide.In partea bazala a orizontului exista un nivel cu Ostrea rarilamella Desh.

In regiunea Alba-Iulia, eocenul apare la Sard si Barabant transgresiv peste cretacicul superior, reprezentat prin gresii conglomeratice, marne si argile cu intercalatii subtiri de nisipuri si calcare organogene.Din aceste calcare s-a determinat o asociatie de numuliti, ca: Nummulites fabianii Prever, N. chavannesi Harpe, N. incrassatus Harpe, N. pulchellus Hantken, pe care Gh. Bombita(1961 si 1963) o atribuie priabonianului, iar calcarele le paralelizeaza cu calcarul organogen de Cluj.

In regiunea Turnul Rosu (Porcesti), la S-E de Sibiu, eocenul apare pe o suprafata restransa, rezemat pe flancul nordic al cristalinului Fagaras, formand un monoclin cu caderi spre nord. In aceasta regiune nu s-a putut urmari succesiunea depozitelor. In baza eocenului, dispus transgresiv pe cristalin, se gasesc calcare grezoase, din care Gh. Bombita(1961 si 1963) a determinat la partea inferioara urmatoarea asociatiea; Nummulites subplanulatus Hantken et Madarasz, N. burdigaliensis Harpe, N. partschi Harpe, Assilina praespira Douv. si Aiveolina oblonga d Orb.De la partea superioara, mai bogata in fauna, a determinat exemplare de :Nummulites aquitanicus Benoist, N. planulatus Lamarck, N. atacicus Leymerie, Assilina douvillei Abrard et Fabre, A. praespira Douv., Operculina canalifera d Archiac.

Din calcarele organogene moi, care alcatuiesc un orizont superior cumoluste, echinide si numuliti s-au determinat: Nummulites laevigatus Bruguiere, N. atacicus Leymerie, N. cf. Irregularis Deshayes.

M. Ilie(1950)include in succesiunea eocena de la Turnu Rosu gresii, calcare conglomeratice si marne cenusii-negricioase, cu numeroase exemplare de numuliti de talie mica. Pe langa formele de numuliti, determinate de A. Koch, se complecteaza lista cu urmatoarele forme: Nummulites complanata Lam., N. tchichatcheffi D Arch.

In S-E depresiunii, eocenul apare in regiunea Vladeni, pe o suprafata limitata.Pe valea Homorolului, la 2Km de gara Homorod, apare primul afloriment de 10m lungime si 8m inaltime, format dintr-o alternanta de bancuri metrice de nisipuri cenusii-galbui, cimentate, cu bancuri de conglomerate marunte cu elemente predominante de sisturi cristaline si intercalatii de gresii calcaroase si marne nisipoase subtiri.

Pe un afluent sudic al vaii Homorodului, eocenul este alcatuit din marne cenusii, nisipoase, cu intercalatii de lespezi subtiri de gresii cenusii. La partea superioara a acestui complex s-a gasit o intercalatie de 4-5 cm de gresie marunt conglomeratica cu numuliti.

In interiorul depresiunii, eocenul a fost intalnit in jumatatea nordica cu grosimi variabile, cuprinse intre 100 si 750m, in sondele de la Pogaceaua, Mihes, Lujerdiu, Badesti Darja si Vima. Este reprezentat printr-un complex de marne cu conglomerate poligene in baza, peste care stau marne cenusii, argile roscate cu intercalatii de gresii si calcare catre partea superioara.

In jumatatea sudica a depresiunii, eocenul, interceptat prin sondele de la Aiud, Copsa Mica, Cenade, Seica, Rusi, Salcau, Daia Sibiului, Nucet si Mercheasa, cu grosimi cuprinse intre 100 si 870m (unele dintre sonde ramanand cu talpa in eocen), este reprezentat prin argile rosietice in baza si calcare grezoase tip Porcesti, cu numuliti si panopee la partea superioara.

Oligocenul apare dezvoltat in general in aceleasi regiuni in care se gaseste si eocenul, avand cea mai mare intindere tot pe rama nordica a depresiunii, unde a putut fi divizat si urmarit datorita deschiderilor naturale, care au permis o cercetare mai amanuntita. Sondele sapate la sud de linia Turda-Deda au demonstrat lipsa oligocenului. Dupa ce au strabatut miocenul inferior, ele au intrat fie in eocen, fie in mezozoic.

Faptul ca sondele care au traversat miocenul inferior de la sud de linia mentionata nu au intalnit oligocenul arata ca marea oligocena a inregistrat o retragere importanta, datorita exsondarii teritoriului de la sud de aceasta linie. In acest caz, marea oligocena n-a mai urmarit extinderea eocenului.

Ivirile de oligocen, existente in colturile de S-V si S-E ale depresiunii, trebuie legate de culoarele de legatura laterale de pe marginea de V si de E a Muntilor Apuseni si a Carpatilor Orientali, pe unde apele marii oligocene au putut comunica.

In partea de N-V si de N a depresiunii, unde depozitele oligocene au cea mai mare raspandire, ele se afla in continuitate de sedimentare peste cele eocene si prezinta schimbari litologice pe laterala, datorita miscarilor orogenice din unitatile vecine din acea perioada.Acest fapt a ingreuiat divizarea lui in complexe litologice, insa aparitia unor forme noi faunistice, constituind adevarate lumasele, a usurat stabilirea succesiunii stratelor si separarea orizonturilor.

In regiunea Cluj , oligocenul incepe printr-un pachet de marne nisipoase, urmate de calcare grezoase, denumite"strate de Mera", in care sunt caracteristice scutelidele, asociate cu moluste. Dupa Gh. Bombita, acestea sunt considerate ca strate de tranzitie intre eocen si oligocen, pe baza formelor faunistice existente atat intr-o formatiune, cat si in cealalta.

Stratele de Mera se continua spre V, catre Huedin, de unde pot fi urmarite pana in regiunea Moigrad. In baza stratelor de Mera, A. Koch a separat un orizont numit "strate de Hoia", pe care mai tarziu, pe baza unor specii de moluste, le echivaleaza cu stratele de Mera.

In regiunea Jibou stratele de Hoia sunt incluse in seria calcaroasa -stratele de Curtuius si stratele de Ciocmani-, cu grosime de cativa metri.

Intre Jibou si Ileanda, oligocenul inferior este reprezentat prin stratele de Curtuius si stratele de Ciocmani, care reprezinta echivalentul stratelor de Mera.

Stratele de Curtuius sunt alcatuite din calcare de apa dulce, marne calcaroase, nisipoase, marne argiloase vinetii si strate subtiri de carbuni. Aceste depozite cuprind o fauna amestecata de apa salmastra si apa dulce, reprezentata prin specii de: Cerithium margaritaceum Brocc., Cyrena semistriata Desh., Cytherea incrassata Sow. Etc.

Peste stratele de Curtuius urmeaza stratele de Ciocmani, reprezentate in baza prin marne nisipoase, albicioase sau negricioase, peste care stau calcare organogene cu scutele,natice, corali si milioide. Stratele descrise mai sus apartin oligocenului inferior-lattorfianului.

In continuare se gasesc stratele de Ticu inferioare, in regiunea Cluj, spre nord, pana in regiunea Moigrad, iar de aici spre N-E, deasupra acestora, stratele de Bizusa si stratele de Ileanda.

Stratele de Ticu inferioare sunt alcatuite din argile rosii-verzui sau cenusii-albastrui, cu intercalatii de gresii si nisipuri, uneori gresii conglomeratice. In stratele de Ticu inferioare din regiunea Cluj sunt citate exemplare de : Cyrena semistriata Desh., Cerithium margaritaceum Broc.

Stratele de Bizusa sunt constituite din marne calcaroase cenusii-albicioase, slab bituminoase, cu cardiacee mici si ostracode.

Strate de Ileanda sunt reprezentate prin sisturi argiloase, foioase, nisipoase, cenusii-negricioase, care trec treptat in sisturi argiloase negre bituminoase cu solzi si schelete de pesti si cu eflorescente de sult sau de sulfat de calciu, avand la partea superioara intercalatii grezoase. Succesiunea descrisa este asemanatoare sisturilor disodilice din flisul carpatic.Aceste stratese paralelizeaza insa cu stratele de Ticu ale regiunii sudice, gasindu-se in aceleasi raporturi stratigrafice.

Seria oligocen superioara-chattian-aquitanian-este reprezentata in regiunea Cluj pana la est de Jibou prin stratele de Ticu superioare, stratele de Cetatuia, stratele de Zimbor si stratele de Sanmihai.

Stratele de Ticu superioare sunt alcatuite in regiunea Mera din marne cu intercalatii de strate subtiri de carbune cu dezvoltare locala.

Stratele de Cetatuia sunt reprezentate prin gresii microconglomeratice si nisipuri cu Theodoxus aff. alleodus, Hydrobia elongata, Brotia escheri grossecostata.

Stratele de Zimbor, alcatuite din nisipuri albe cuartoase,si stratele de Sanmihai sunt formate din argile rosii nisipoase si gresii rosietice. Lateral, argilele isi schimba faciesul in carbuni si sisturi.

Stratele de Zimbor si Sanmihai contin o fauna aquitaniana de: T. margaritaceus margaritaceus, Melanopsis impressa hantkeni, Polymesoda brogniarti.

Stratelor oligocen superioare, descrise mai sus, le corespund in regiunea de nord faciesuri mult mai nisipoase ale gresiei de Var si gresiei de Tihau.

Din aceste motive, Gr.Raileanu si Emilia Saulea(1956) au grupat aceste strate in "strate de valea Almasului". Partea superioara a acestor strate revine aquitanianului, inclus la oligocen.

La sud de Cluj, catre Iara, oligocenul lipseste, peste priabonianul superior stand discordant depozitele miocene.

Mai spre sud, tot pe rama vestica a depresiunii, oliocenul apare in regiunea Alba-Iulia, unde a fost identificat la Ighiu, alcatuit din nisipuri silicioase, gresii fosilifere si calcare bituminoase, a caror varsta a fost atribuita oligocenului pe baza speciilor de Cyrena semistriata Desh. Si Potamides margaritaceum Brocc.

In dealul Bilag, deasupra eocenului cu nimuliti de la Barabant, apar argile rosii, nisipuri cuartoase albe si rosii, gresii si conglomerate. Acest complex rosu este atribuit de J. Gherman(1938,1940-1941) oligocenului pe baza pozitiei stratigrafice fata de stratele fosilifere eocene. In continuare se gaseste un complex de argile rosietice si nisipuri cu ostreide mari. Pe baza speciilor de Ostrea aginensis Tourn. Si Ostrea digitalina Dub., complexul rosu de deasupra, din dealul Bilag, este atribuit de majoritatea cercetatorilor aquitanianului. Depozitele aquitanianului in regiunea Sebes - -Alba-Iulia, stau transgresiv peste depozitele cretacice de pe flancul estic al Muntilor Apuseni sau pe depozite oligocene.

Rapa Rosie de la nord de Sebes si est de Lancram prezinta deschiderea clasica, reprezentata printr-o alternanta de pietrisuri cu elemente de cuartite rulate de diferite noante, micasisturi, diabaze, porfirite si japsuri cu nisipuri cuartitice albe si rosii si argile caramizii si verzui. Prin cimentare, pietrisurile iau aspectul de conglomerate. Varsta acestor depozite comporta discutii. M. Pauca le atribuie tortonianului.

Pe rama de sud a depresiunii, oligocene n-au urmarit extinderea eocenului, iar lipsa lor la Turnu Rosu arata un caracter regresiv, manifestat in partea sudica a depresiunii. Oligocenul este prezent in coltul de S-E al depresiunii-regiunea Sinca Noua-Valeni.

In regiunea Sinca Noua, este transgresiv peste cristalinul Muntilor Fagaras sau peste senonian, iar la Valeni peste eocen.

Faciesul sub care se prezinta il aseamana cu stratele de Ileanda din nordul depresiunii si prezinta afinitati si cu flisul carpatic. La Sinca Noua, oligocenul este alcatuit din sisturi argiloase, slab bituminoase, marne sistoase cenusii-cafenii, cu intercalatii de gresii cuartitice si rare nivele de menilite. Sisturile contin solzi de pesti ce apartin genului Clupea. La Vadeni, oligocenul este alcatuit predominant din marne sistoase si din sisturi argiloase cenusii, unele cu nuante brune. De la Vladeni, Tr. Orghidana colectat, iar M. Pauca a determinat pteropodul Balantium si cefalopodul Aturia zig-zag.

Asociatiile microfaunistice din aceste depozite, determinate de Florica Negoita, indica zona cu Chilostomella, de varsta rupeliana. Continutul zonei este alcatuit din for aminifere, spiculi de spongieri, resturi de pesti, resturi de alge si fructificatii de plante. Au fost determinate urmatoarele forme: Chilostomella orhina Schwager, Nodosaria annulifera Gumbel, Glomospira gordialis Parker et Iacob etc.

In timpul sedimentarii oligocenului,precum si a eocenului, Depresiunea Transilvaniei a fost in permanenta legatura cu partea de nord a Depresiunii Panonice si cu Bazinul Maramuresului. Dupa depunerea oligocenului a urmat o faza de cutanare, ale carei efecte sunt vizibile in cutele de pe marginea de nord a depresiunii, urmata apoi de o faza de exondare si eroziune, care a facut sa dispara oligocenul de pe zonele ridicate.

Intre partea de sud a Depresiunii Panonice si partea se S-V a Depresiunii Transilvaniei au existat legaturi numai in timpul eocenului.

CICLUL BURDIGALIAN-HELVETIAN

Acest ciclu de sedimentare marcheaza inceputul miocenului in Depresiunea Transilvaniei, avand seria completa pe marginea de N-V, in timp ce pe celelalte margini, unde se constata transgresiunea tortonianului, apare numai partea sa inferioara. Varsta acestor depozite de pe margini a fost stabilita prin continutul lor de macro-si micro-fauna, pe cand in partea centrala a depresiunii ea s-a stabilit numai pe baza de microfauna.

Burdigalianului ii sunt atribuite stratele de Corus si stratele de Chechis, denumite astfel dupa localitatile situate la N-V de Cluj,unde prezinta o succesiune clara.

Stratele de Corus, considerate de varsta burdigalian inferioara, prezinta caracter transgresiv. Ele sunt reprezentate prin gresii, nisipuri cu slabe intercalatii argiloase si conglomerate cu o grosime de cca. 80m. Ele contin o bogata fauna de moluste, prin care se remarca pecnidele cu talie mare. Este de remarcat insa ca fauna lor se caracterizeaza prin numeroase specii comune cu tortonianul sub facies de Leitha, de care se deosebesc printr-un numar mai mic de specii si unele specii diferite.

Micropaleontologic, stratele de Corus au fost studiate de I. Costea si N. Baltes(1962). Ei le individualizeaza de stratele de Chechis printr-un prag bionomic de mare amploare, la nivelul caruia dispare maimult de jumatate din fauna stratelor de Corus, cu aparitia catorva specii noi.

Stratele de Chechis, atribuite burdigalianului superior, sunt reprezentate prin argile marnoase cu o microfauna bogata, caracterizata prin abundenta foraminiferelor calcaroase.

In regiunea Ileanda-Lapus, unde burdigalianul este in continuitate de sedimentare intr-un facies predominant pelitic, asemanator cu oligocenul superior-aquitanianul, I. Dumitrscu(1946,1947,1957) a propus pentru aceasta serie comprehensiva denumirea de "strate de Buzias". Aceste sunt reprezentate printr-un complex grezos-nisipos, cu intercalatii subtiri de marne la partea inferioara. Catre partea superioara a complexului, in gresii, s-au identificat exemplare de Cerithium plicatum Brug. Turritella sp., Chenopus sp., Cyrena sp. si ostrei.

Tot pe rama de nord a depresiunii, in continuare spre est, in regiunea Tg.-Lapus, aceasta serie comprehensiva se prezinta sub un facies de tarm, un facies intermediar si unul de larg.

Burdigalianul superior este reprezentat prin stratele de Chechis intr-un facies marnos cu un continut micropaleontologic foarte bogat.

In regiunea Nasaud, depozitele burdigaliene au fost incluse de I. Patrut in stratele de Salva, care cuprind intreaga serie de depozite de la oligocen pana in tortonian sub acelasi facies.

V. Agheorghiesei si I. Costea(1963), pe baza de microfauna, au reusit sa separe intre Dej si Nasaud in stratele de Salva oligocenul, burdigalianul inferior si superior de helvetianul.

In N-V depresiunii, depozitele chattian-burdigaliene sunt mai sarace in continut micropaleontologic. Acesta apare sporadic in complexul argilos negricios cu intercalatii de gresii, gros de cca. 800-900m, la care se adauga catre zona neoeruptiva si intercalatii de conglomerate.

Burdigalianul mai apare intr-o succesiune mai redusa in S-E depresiunii, in sectorul Persani. Deasupra argilelor oligocene, Tr. Ichim separa un pachet de argile si marne cenusii cu lespezi subtiri de gresii, din care a recoltat si a determinat exemplare de Operculina complanata, indicand varsta burdigalian inferioara.

Pe rama de sud a depresiunii, la S-E de Sibiu, sectorul Sebesul de Sus, s-au intalnit depozite de varsta burdigalian inferioara, dupa asociatiile micropaleontologice corespunzatoare zonei cu Cenosphaera vesparia si zonei cu Bulimina pupoides. Aceste depozite sunt dispuse transgresiv, fie peste formatiunea de la Porcesti, fie peste sisturile cristaline ale Muntilor Fagaras. In baza, succesiunea litologica prezinta o brecie alcatuita din roci cristalofiliene cu ciment argilos nisipos, peste care urmeaza marne cenusii cu intercalatii subtiri de nisipuri si marne nisipoase. In acest complex marnos s-au identificat mai multe nivele de tufuri cu grosimi intre 0,05 si 0,08m, cu o compozitie mineralogica diferita de cea a tufurilor tortoniene.

In partea centrala a Depresiunii Transilvaniei, burdigalianul a fost identificat numai pe baza asociatiilor micropaleontologice, paralelizate cu cele cunoscute in depozitele de la suprafata. Acest eaj a fost intalnit, incepand de la nord catre sud, in sondele de la Bunesti-Gherla, Darja, Lujerdiu,Sic, Puini, Mociu, Mihes, Stupini, etc., unde este reprezentat, in general, prin conglomerate rosietice, marne si gresii cenusii, brune, de varsta burdigalian inferioara.

Helvetianul. Spre deosebire de sedimentele etajului precedent, care apar pe suprafete relativ reduse, depozitele de varsta helvetiana au fost intalnite pe mari suprafete, situate pe marginile de nord si de sud-vest ale depresiunii. In regiunea de la nord de Cluj, unde A. Koch(1900) a facut cercetarile sale devenite clasice, sunt atrbuite helvetianului depozitele reprezentate prin stratele de Hida, cu o grosime pana la 1000m, dezvoltate in facies de molasa. Ele sunt reprezentate printr-o alternanta de marne si gresii cu intercalatii lenticlare de conglomerate.

Uneori in baza, seria incepe prin conglomerate. Varsta lor a fost determinata de baza unei faune bogate, descoperita la Hida, in conglomeratele bazale, inca de acum un secol, si a unei faune descoperite de M. Suraru(1958) la Valea Larga.

La S-E de Bistrita, depozitele helvetiene se continua pe sub depozitele tortoniene-sarmatiene, pliocene si eruptiile vulcanice neogene, catre rama estica a depresiunii. Astfel, ele au fost intalnite sub tortonianul inferior, in sonda de la Stancesti, cu o grosime de 1000m, alcatuite in baza din gresii cenusii, verzui, cu intercalatii de argile si conglomerate, peste care urmeaza o serie nisipoasa cu intercalatii conglomerate.

In S-E depresiunii, sectorul Persani-Sercaita, si pe rama de S, la Talmaciu, au fost citate sub orizontul tufului de lentile de conglomerate de varsta helvetiana, cu o grosime de maxim 100m. In lucrarea de fata, aceste depozite sunt atribuite tortonianului, intrucat ele stau peste un orizont conglomeratic cu macrofauna tortoniana si sunt acoperite de orizontul tufului de Persani cu globigerine de varsta tortoniana.

In interiorul depresiunii, helvetianul a fost interceptat in sondele de la Bistrita, Darja, Llujerdiu, Sic, Puini, Sucutard, Stupini, Caianu, Giubercu, Mihes, Mociu, Salmas, Filitelnic, Sinmiclaus, Mica, Bratei, Besa, Cenade, Seica, Rusi, etc. In toate aceste sonde, helvetianul apare reprezentat printr-un complex marnos-argilos, cu intercalatii de nisipuri,gresii si rar pietrisuri, cu asociatii microfaunistice caracteristice stratelor de Hida.

La sondele de la Filitelnic si Bratei, unde in helvetian apar intercalatii de pietrisuri, s-au intalnit la adancimea de 3851m, respectiv 3452m, ape termale cu temperaturi ridicate.

CICLUL BADENIAN BUGLOVIAN-SARMATIAN

Daca asupra precizarii varstei depozitelor miocene mai vechi criteriile sunt mai reduse, in schimb varsta depozitelor tortoniene, bugloviene si sarmatiene este asigurata de o fauna exceptional de bogata si de variata, care apare in numeroase localitati pe marginile depresiunii. De asemenea, intercalatiile de cinerite, a caror pozitie a fost stabilita in succesiunea stratigrafica, atat pe margini, unde apar la suprafata, cat si in centrul depresiunii, unde au fost interceptate prin sonde si paralelizate prin studii micropaleontologice si petrografice cu cele de la suprafata, constituie bune repere stratigrafice, usurand orizontarea depozitelor. In domeniul paratethysului central depozitele de aceasta varsta sunt intrunite sub numele de etaj badenian.

Succesiunea depozitelor tortoniene este asemanatoare celei din Subcarpati, adica: orizontul bazal cu tufuri, orizontul cu sare, orizontul sisturilor cu radiolari si orizontul superior al marnelor cu Spirialis. Exista si unele zone pe marginile depresiunii (Turda-Teius) unde succesiunea difera de cea indicata mai sus. De asemenea, in cadrul depozitelor de deasupra sarii, se remarca variatii de facies cu intercalatii diferite de cinerite, fapt ce ne determina a le prezenta separat.

Depozitele tortoniene marcheaza un nou ciclu de sedimentare, transgredand peste formatiuni pretortoniene sau chiar peste fundamentul cristalin prin puternicul orizont de tufuri dacitice, cunoscut sub numele de "tuf de Dej" si "tuf de Persani", cu grosimi variabile de la cativa metri la sute de metri, datorita eruptiilor vulcanice care au avut loc in Carpatii Orientali, precum si in interiorul depresiunii (Salatruc etc.) la inceputul tortonianului.

Orizontul de tufuri dacitice incepe adeseori cu conglomerate, care apar pe suprafete intinse, la nord de Somesul Mare, in regiunea Cuzdrioara, Mihaesti, Giurgesti etc. si in sudul depresiunii, intre Persani si Cisnadie. Uneori conglomeratele sunt inlocuite prin gresii si argile marnoase cu globigerine.

Conglomeratele din sudul depresiunii erau atribuite pe la mijlocul secolului trecut eocenului, pe baza exemplarelor frecvente de numuliti. In urma cu cativa zeci de ani, in ideea unei transgresiuni burdigaliene, cu caracter general, ele au fost atribuite burdigalianului. Aceste conglomerate, cu grosimi care depasesc 100m, cu elemente predominante din rama cristalina,cu un liant roscat si cu intercalatii de marne nisipoase de culoare vanata, in care se gasesc specii de: Turritella, Buccinum, etc., sunt atribuite in lucrarea de fata tortonianului. Elementele de cristalin, sub forma de blocuri, apar pana la departari de 5-12km de limita de nord a cristalinului Muntilor Fagaras, unde pe creasta de deal de la est de Racovita.

Marea dezvoltare a conglomeratelor pe marginea de sud a depresiunii este consecinta puternicelor ridicari suferite de Carpatii Meridionali in timpul fazei de miscari striatice.

Intre Dej si Prundul Bargaului, pe rama nordica, sub tuful de Dej se gaseste un orizont de conglomerate cu grosimi pana la 15m, avand uneori si intercalatii de nisipuri slab cimentate. In conglomerate se remarca prezenta rocilor provenite din gresiile oligocene de pe marginea depresiunii, ce ajung cu diametrul pana la 0,75m.

Un alt orizont de conglomerate, de cca.5m grosime, format din elemente de calcare cu numuliti de tipul calcarelor de Porcesti, din calcare mezozoice si din roci cristaline, a fost urmarit sub orizontul marnelor tufacee cu globigerine din regiunea Alba-Iulia - Sebes.

In sonda de la Stupini, situata pe ridicarea din fundament Blaj-Pogaceaua-Stupini, s-au intalnit sub orizontul tufului de Dej conglomerate pe o grosime de 30m.

In regiunea de la Persani-Sercaita si Talmaciu deasupra orizontului de conglomerate se gasesc nisipuri, marne argiloase, galbui-roscate, pitrisuri si lentile de conglomerate, peste care urmeaza orizontul tufului de Persani.

Orizontul tufului de Dej, prin grosimea si continuitatea sa, constituie un bun reper stratigrafic atat la suprafata, cat si in sondele care l-au traversat.Grosier in baza si de culoare verzuie, uneori cu intercalatii subtiri de marne, poate fi urmarit pe marginea de nord a depresiunii incepand de la Cobilita pana la Cluj, cu grosimi de 20-60-200m. Pe rama S-E unde este cunoscut sub numele de "tuf de Persani", poate fi urmarit de la Racos pana la sud de Sercaita, cu grosimi de la 250-550m. In continuare, spre vest, acest orizont urmareste conglomeratele de pe Marginea Muntilor Fagaras pana la Valea Mare.

In S-V depresiunii, orizontul de tuf dacitic este inlocuit prin complexul marnelor tufacee cu globigerine, cu intercalatii de tufuri dacitice si de marne calcaroase cu globigerine.

In interiorul depresiunii, orizontul de tuf dacitic a fost intalnit in mod constant, cu grosimi intre 5-80m, in majoritatea sondelor care au strabatut stratul de sare.

In succesiunea stratigrafica, peste tuful de Dej se situeaza orizontul cu sare, care apare la suprafata pe marginea de nord si de sud, precum si pe marginea de vest si de est in legatura cu anticlinalele diapire din zona intens cutata. Masivele de sare cunoscute la zi, de jur imprejurul depresiunii, apar la Dej, Unguras, Sic, etc. In interior, sarea a fost identificata in toate sondele danci, cu grosimi variabile, formand un strat continuu in toata depresiunea, avand grosimile maxime pana la 1800m, in zonele diapire din est si din vest.

Tortonianul de deasupra orizontului cu sare este predominant marnos atat in N-V, cat si in N depresiunii, unde ocupa mari suprafete. In partea de rasarit este reprezentat prin marne cenusii cu intercalatii de nisipuri si gresii, a caror grosime creste de la V la E, datorita aportului intens de sedimente provenite din erodarea depozitelor Carpatilor Orientali, care sufereau o miscare de ridicare.

In vest, tortonianul este predominant marnas pana aproape de zona centrala a depresiunii, ca apoi spre est sa se imbogateasca in nisipuri.

In zona de vest a acestui sector, la sud de Dej, la partea superioara a tortonianului se afla un orizont de tufuri cunoscut sub denumirea de tuf de Borsa, de Iclod si de Turda, care marcheaza limita dintre tortonian si buglovian.

Orizontul de tufuri dintre tortonian si buglovian se prezinta la partea inferioara cu structura vitrocristaloclastica. Partea inferioara a orizontului, dupa compozitia petrografica si chimica, se apropie de tuful de Dej, pe cand partea superioara, care este mai grosiera, marcheaza inceputul unor eruptii vulcanie asemanatoare tufurilor din buglovian.

Micropaleontologic, acest orizont de tufuri se situeaza intre zona cu Spaniodontella intermedia, caracteristica pentru tortonianul superior,si zona cu Syndesmia reflexa, caracteristica buglovianului, marcand limita dintre cele doua formatiuni.

Spre sud, pe rama vestica, intre Turda si Teius, tortonianul se prezinta sub un facies diferit de cel intalnit in restul depresiunii. In aceasta zona, tortonianul apare la exterior sub forma de petice, intr-un facies litoral recifal sau intr-un facies detritic reprezentat prin pietrisuri si conglomerate.

In culoarul Muresului, unde tortonianul acopera suprafete compacte, au fost separate trei orizonturi. In baza apare un orizont de marne cu globigerine cu intercalatii de marne tufacee si de argile, uneori roscate, peste care se dispune un complex reprezentat prin pietrisuri si nisipuri cu argile rosii subtiri. Urmeaza orizontul mediu, care se prezinta in doua faciesuri: unul calcaros cu Lithothamnium si altul marnos.Ambele faciesuri sunt bogate in fosile repreentate prin moluste. La Lapugiu si Costeiu au fost determinate peste 1000 de specii de moluste, foraminifere etc.

Pe rama de sud, tortonianul superior apare la N-V de Cisnadie, pe un afluent drept al vaiiRasinarilor, unde peste un banc de tuf dacitic fin urmeaza marne albe calcaroase, care contin: Spirialis, Globigerina etc. La Cisnadie, tortonianul este format din marne, marne nisipoase cu intercalatii de tufuri dacitice subtiri. La sud-vest de Cisnadioara, pe Paraul de Argint, apar marne vinete nisipoase, cu exemplare de Ostrea, Turritella,cardii, Conus,Fusus,Pectunculus. Aceste marne stau peste orizontul de marne albe calcaroase cu globigerine.

Mai spre est, pe Valea Cartisoara, la sud de localitatea Cartisoara, apare tortonianul superior, alcatuit din sisturi argiloase, stratificate cu eflorescente dese de sulf, in bancuri masive, reprezentand orizontul sisturilor cu radiolari, care a fost urmarit si la nord de Fagaras.

In S-E depresiunii, tortonianul superior devine mai nisipos, reprezentat prin bancuri de nisip cu intercalatii subordonate de marne cenusii, lespezi de gresii, trovanti si tufuri dacitice. Marnele in unele zone sunt sistoase, cu eflorescente de sulf, care corespund si pe baza continutului micropaleontologic cu orizontul sisturilor cu radiolari.

La partea superioara a complexului descris mai sus se afla o intercalatie de tuf dacitic de cca.20m grosime, grezos, cenusiu murdar, dispus in placi, care suporta sisturi cu radiolari si orizontul marnelor cu Spirialis.

In concluzie, tortonianul corespude uneia dintre cele mai puternice faze de transgresiune neozoica, care a determinat depunerea sedimentelor de aceasta varsta pana departe de marginile actuale ale depresiunii.Depozitele sale sunt constatate peste roci de toate varstele, inclusiv cristalinului.

Buglovianul cuprinde complexul de strate ce se dezvolta intre tuful de Ghiris si tuful de Borsa-Turd, sau marnele cu Spiralis de la partea superioara a tortonianului. Depozitele sale se afla in continuitate de sedimentare cu tortonianul si sunt alcatuite, in general, din marne cu intercalatii de gresii, nisipuri si tufuri dacitice, dintre care se remarca tuful de Hadareni, situat in jumatatea superioara a bugovianului.

La suprafata, bugovianul a fost identificat pe rama de nord, intre Apahida si Beclean; la est si sud de Turda, in zona de apex a cutelor anticlinale; de-a lungul ridicarii Cenade-Rusi-Ghijasa de Sus,etc. Cea mai mare suprafata o ocupa acest etaj in partea de N-V, unde s-a urmarit sub tuful de Ghiris o succesiune de strate marnoase cu intercalatii de nisipuri, gresii si tufuri cu asociatii microfaunistice, caracteristice bulgovianului

Determinarile micropaleontologice executate in complexul de strate de deasupra tufului de Iclod si tufului de Borsa, de la limita tortonian-buglovian, indica zona cu Syndesmia reflexa.

La est si sud de Turda, buglovianul a putut fi urmarit datorita tufului de Ghiris si tufului de Hadareni, care apar pe structurile Mahaceni-Ormenis, Turda-Ocna Mures, Copand si Viisoara-Hadareni. In aceste zone, buglovianul este in general marnos.Sub tuful de Hadareni, intre Viisoara si Campia Turzii se intercaleaza doua nivele de tufuri cu grosimi de 8 si 4m. Continutul micropaleontologic al marnelor dintre aceste tufuri indica prezenta buglovianului.

Spre sud, buglovianul apare la suprafata de-a lungul anticlinalelor Ocnisoara si Blaj-Cenade-Rusi-Ghirisa de Sus, unde a putut fi de asemenea urmarit si analizat tuful de Ghiris, caracterizat prin marne cu Ervilia sp. si Syndesmia sp., si sub acesta, la cca.100m stratigrafic, tuful de Hadareni. In aceste zone, buglovianul este reprezentat prin marne cu nisipuri si gresii.

In interiorul depresiunii, buglovianul a fost interceptat in toate sondele sapate in faciesuri asemanatoare celor de la suprafata, cu grosimi pana la 700m, foarte rar 800m (Sanmiclaus).

Maximul de grosime se situeaza intre cele doua Tarnave,aliniamentul Mica-Bratei si la nord de valea Muresului, pe aliniamentul Sucutard-Sarmasel-Pogaceaua-Band.

Sarmatianul se gaseste in continuitate de sedimentare cu buglovianul, de care il separa tuful de Ghiris in partea centrala si vestica a depresiunii.

In partea estica,unde tuful de Ghiris de la limita buglovianu-sarmatian n-a putut fi identificat si urmarit, limita a fost trasata pe asociatii microfaunistice,care insotesc tuful de Ghiris. Limita superioara a fost stabilita numai pe criterii microfaunistice.

Depozitele acestui etaj apar la suprafata in doua zone orientate N-E, S-V, una situata la nord de raul Mures, intre Bistrita si Ludus,si alta in S-E depresiunii, intre Odorheiul Secuiesc si pana aproape de Sibiu. Cu suprafete relativ mici, sarmatianul apare intre Tg.-Mures si Gurghi, in apexul domurilor Deleni, Cetatea de Balta si Bazna, intre Blaj si est de Seica Mare si in regiunea Apold-Sebes.

Sarmatianul este reprezentat, in general, printr-o alternanta de marne si nisipuri cu intercalatii de gresii si tufuri si marne cu intercalatii de nisipuri in proportii variabile. Alternanta se prezinta fie in strate subtiri, fie in pachete groase de zeci de metri.

Din punct de vedere litologic sunt caracteristice pentru sarmatian:

intercalatiile de tufuri vulcanice, care catre partea inferioara a formatiunilor sunt mai groase;

intercalatiile subtiri, centimetrice, de calcare dolomitice;

intercalatiile de marne sistoase cu filme albe care se intalnesc in general catre partea superioara a formatiunii;

intercalatii de conglomerate din S-E, S-V, N-E si N depresiunii;

atat marnele, cat si nisipurile contin numeroase resturi de plante incarbonizate si chiar strate de lignit, indicand o depunere in ape putin adanci.

Urmarind succesiunea sarmatianului, care apare la suprafata, se constata o serie de variatii litologice, care ne india situtia depresiunii formatiunii.

Pe marginea de N-E a depresiunii, depozitele sarmatiene ajung pana in apropierea eruptivului din Muntii Calimani, fiind separate de acestea printr-o zona de pliocen, lata de 2-6km.

In regiunea de nord, unde reperele de tufuri apar foarte clar, sarmatianul, erodat partial, este delimitat in baza prin tuful de Ghiris.

Pe langa aceste tufuri se mai intalnesc intercalatii subtiri, centimetrice, de calcare domolitice cenusii, din care I. Z.Barbu(1942) a determinat o forma de insecta, Pentatoma sp. si resturi de pesti.

In S-V depresiunii, sarmatianul este alcatuit din marne, nisipuri si conglomerate. In baza conglomeratelor se gasesc la Berghia marne cu filme albe, cu exemplare de Mactra sp., iar la sud de raul Cibin se dezvolta nisipurile, formand bancuri cu Mactra sp., Cerithium pictum Bast., Cerithium rubinosum Eichw., Cardium obsoletum Eichw.

Flora fosila, determinata de C. Andrae(1852) si de paleontologi, totalizeaza o lista de cca.40 de specii. Acestea sunt reprezentate prin plante de mlastini, prin plante de uscat, ca si prin numeroase specii de angiosperme apartinand genurilor: Quercus,Castanea,Ulmus,etc.

Pe marginea de sud a depresiunii, sarmatianul apare la Vestem-Sibiu sub forma de marne vinete compacte, cu intercalatii de calcare dolomitice si tufuri subtiri. Deasupra acestora urmeaza o alternanta de pietrisuri cu conglomerate, pe o grosime de 100m, bine dezvoltate la confluenta Cibinului cu paraul Hartibaciu. In marginea satului Brad, sarmatianul contine tufuri albe, marne cu filme albe si pietrisuri fosilifere, cu ceriti, ervilii si Cardium obsoletum. Pe marginea Muntilor Cibin, sarmatianul apare sub forma de petice mici, de sub transgresiunea pliocenului, in regiunea Rasinari.

Incapand insa de la sud de Mercurea Sibiului, sarmatianul apare sub forma unei zone late in regiunea Dobarca,Calnic,S-E Sebes, unde se afla in general transesiv peste cristalin, senonian sau tortonian inferior, intr-un facies nisipos conglomeratic, cu intercalatii de marne cu rare moluste.

In S-E depresiunii, sarmatianul apare bine dezvoltat pe flancul nordic al vaii Oltului pana la Fagaras, de unde se continua spre nord-est catre Rupea si Odorheiul Secuiesc. In acest sector, sarmatianul este caracterizat prin pachete groase de marne cenusii si cafenii, nisipuri puternice, alternante de marne si nisipuri, conglomerate si intercalatii subtiri de calcare dolomitice si tufuri de aspect si grosime variabile. Remarcam ca sarmatianul din aceasta regiune se caracterizeaza prin marele numar de fosile, cunoscute inca din secolul trecut, din jurul localitatilor Fiser,Hendorf,etc., majoritatea fosilelor fiind recoltate dintr-un strat de pietris conglomeratic, situat in sarmatianul mediu.

In centrul depresiunii, sarmatianul apare la sud de valea Tarnava Mica,in zona de ridicare a domurilor Cetatea de Balta, Deleni si Bazna, reprezentat printr-o serie monotona de argile si nisipuri cu intercalatii de tufuri.

De-a lungul zonei diapire Praid-Brancovenesti-Sarata, sarmatianul se subtiaza uneori pana la disparitie, ca sa se dezvolte pe flancul estic al zonei diapire, ingrosandu-se pana la cca.1300m, dupa care se subtiaza treptat si dispare pe marginea estica a depresiunii.

La vest de linia diapira, din datele de foraj reiese ca sarmatianul atinge grosimea maxima de cca.1500m in zona centrala dintre Mures si Tarnava Mare, unde, fiind acoperit de o cuvertura pliocena a fost crutat de eroziune.

CICLUL PLIOCEN

Depozitele lacului pliocen, caracterizate in general printr-o mare monotonie litologica, datorita predominarii argilelor, marnelor si nisipurilor, au pus multe probleme asupra conditiilor de trecere de la apele sarmatice la cele pliocene. In ideea existentei continuitatii de sedimentare asemanatoare celei din exteriorul Carpatilor, unde este reperat etajul meotian, unii cercetatori au admis si in Depresiunea Transilvaniei existenta unei situatii asemanatoare. In aceasta ipoteza nu s-a reusit totusi sa se demonstreze, in cadrul existentei presupusei continuitati de sedimentare, prezenta sarmatianului superior.

Din datele de cartare geologice existente pe suprafata intregii depresiuni s-a constatat ca pe marginile de vest, sud-vest,sud, sud-est si est, se observa o transgresiun se observa o transgresiune a depozitelor pliocene peste depozite sarmatian inferioare,tortoniene sau chiar peste depozite mai vechi. Spre interiorul depresiunii, unde pliocenul prezinta o succesiune mai groasa de depozite, s-au putut observa in ultimul timp, de asemenea, o discontinuitate intre miocen si pliocen. Aceasta discontinuitate a fost observata in primul rand prin lucrarile micropaleologice executate asupra mai multor profile din cuprinsul depresiunii.

Cercetarile micropaleontologice au indicat in mai multe profile din interiorul depresiunii existenta zonei micropaleontologice cu Elphidium crespinae, a carei asociatie corespunde bessarabianului atat in Depresiunea Transilvaniei, cat si in cea Pericarpatica si in Platforma Moesica. Speciile Nonion granosum dOrb., Elphidium crespinae Cush., Streblus beccarii pot indica baza kersonianului.

Peste depozitele corespunzatoare zonei cu Elphidium crespinae se astern depozite pliocene. Asociatiile micropaleontologice, determinate din depozitele pliocne, apartin, dupa Ecaterina Popescu(1966) zonei cu Cyprideis heterostigma sublitoralis. Asociatiile acestei zone, in comparatie cu asociatiile determinate in exteriorul arcului carpatic, se situeaza in meotianul mediu-superior. N-au fost determinate pana in prezent asociatiile de ostracode, specifice meotianului inferior.

Tuful de Bazna, considerat initial ca limita miocen-pliocen, se afla in realitate intercalat in complexul de strate cu microfauna caracteristica meotianului mediu-superior, care sta transgresiv peste sarmatianul mediu.

In anul 1928, A.Erni, studiind domul Bazna, a descoperit tuful de Bazna, pe care l-a consideratca limita dintre miocen si pliocen, in primul rand din cauza pozitiei sale stratigrafice si in al doilea rand pentru ca prezinta caracteristicile unui reper sigur si usor de urmarit pa teren.

Tuful de Bazna este un cinerit de numai 4,5cm grosime, de culoare cenusie si foarte usor. El se afla intercalat la partea superioara a unui pachet de marne sistoase cu fete albe. Sub tuful de Bazna se intalnesc intotdeauna, la intervale variabile de6-10m, strate subtiri de calcare dolomitice dure si grele, de 2-30cm grosime.

Deasupra tufului de Bazna nu se intalnesc decat strate subtiri (1-2cm grosime) de tufuri andezitice cenusi sau galbui, spre deosebire de tufurile alburii si groase de peste 1m din miocen.

Tufurile pliocene din interiorul depresiunii prezinta caractere andezitice, avand biotit cu structura vitroclastica sau vitrocristaloclastica.Ele se deosebesc de tufurile de pe marginea estica , ce sunt tufuri andezitice cu amfiboli si piroxeni, cu structura vitrocristalolitoclastica.

I.Costea, in baza cercetarilor micropaleontologice executate in regiunileTg.-Mures,Praid si sud Bistrita, separa doua asociatii: una care corespunde meotianului superior si unui segment din partea inferioara a pontianului si alta pontianului, pe care le paralelizeaza cu cele din afara arcului carpatic.

Prima asociatie este atribuita de Larisa Ungureanu, numai meotianului.

Asociatiile micropaleontologice determinate de Ecaterina Popescu din complexul marnos de deasupra tufului de Bazna apartin zonei cu Cyprideis heterostigma sublitoralis, atribuita meotianului mediu-superior, prin asemanarile cu asociatiile pliocene din Depresiunea Pericarpatica.Aceasta asociatie se mentine si sub tuful de Bazna pe zeci de metri, stand peste depozite cu micro fauna apartinand zonei cu Elphidium crespinae din bessarabian.

A.Vancea(1967) include depozitele atribuite micropaleontologic de I.Costea si Ecaterina Popescu meotianului mediu superior la pliocenul inferior, care este in concordanta cu pontianul. Din analiza datelor geologice si paleontologice, A.Vancea ajunge, de asemenea, la concluzia existentei transgresiunii dintre miocen si pliocen, si anume la limita dintre bessarabianul superior si pliocenul inferior.

Tuful de Bazna a fost urmarit pe mari distanta in centrul depresiunii, in regiunea domurilor Bazna, Cetatea de Balta si Deleni, pe malul drept al Muresului la Oarba, Berghia,etc.

In partea de sud a depresiunii, tuful de Bazna a fost intalnit la Seica Mare, Salcau,Ghijasa de Sus,etc.

D.Ciupagea si A.Vancea au semnalat numeroase puncte fosilifere, pliocene, la diferite intervale deasupra tufului de Bazna.

1)     Depoziele care insotesc tuful de Bazna in diferitele puncte ale depresiunii nu se pot corela, fie din cauza variatiei de facies litologic, fie din cauza transgresiunii pliocenului peste miocen.

2)     Sub tuful de Bazna se intalnesc in toate profilele marne sistoase cu fete albe, calcare dolomitice, tufuri andezitice si nisipuri, in proportie diferita.

3)     La Noul Sasesc s-a intalnit la 50m sub tuful de Bazna un Cerithium sp., iar cu cca.300m mai jos fragmente de mactre.

4)     Deasupra pachetului de marne sistoase cu tuf de Bazna`se afla, in general, un pachet de marne de 10-20m grosime, cu dunci albe, calcaroase,cu asociatii microfaunistice de varsta meotian mediu-superioara.

5)     La vest de Oarba, marnele pliocene cu dungi albe, calcaroase din baza se continua pe o grosime de min.100m si contin calcare cu cardiacee, care se desfac in placi.

6)     La Copsa Mica si Noul Sasesc, marnele meotiene mediu-superioare, cu dungi albe calcaroase de deasupra tufului de Bazna, sunt acoperite de nisipuri de 150-165m grosime de varsta pontiana. La partea superioara a acestora se afla pachetul calcarelor cu tuf de Ighis. Depozite apartinand meotianului mediu-superior au fost identificate in toata regiunea unde exista si tuful de Bazna si anume in centru, precum si pe marginea de est a depresiunii.

7)     La Botorca, depozitele de sub tuful de Bazna se prezinta sub un facies marnos, cu un procent redus de nisipuri.

8)     Tuful de Hadareni,din bulgovian, se afla in sondele de la Copsa Mica,Bratei,Noul Sasesc,Bazna,Botorca,Deleni, la cca.1100m sub tuful de Bazna.

D.Ciupagea si A.Vancea(1937)au presupus ca in zona centrala a depresiunii pliocenul se asterne in continuitate de sedimentare peste miocen si ca, in consecinta, meotianul trebuie sa existe si el, fiind reprezentat prin stratele care include tuful de Bazna.

Din cauza variatiilor de facies litologic, a lipsei de macrofosile si a inclinarilor mici de strate, transgresiunea pliocena nu a putut fi observata.Ea a fost pusa in evidenta numai in ultimul timp prin studiile micropaleontologice ale depozitelor care includ tuful de Bazna, indicand totodata prezenta meotianului mediu-superior.La ce interval exact sub tuful de Bazna se plaseaza suprafata de transgresiune dintre meotian si samatian nu este usor de stabilit, din cauza ca intregul complex se prezinta sub forma aceluias facies.

Desi pachetul de strate dintre tuful de Bazna si cel de Hadareni are aceeasi grosime, de cca.1100m, in campurile Copsa Mica,Noul Sasesc, Bazna si deleni, suprafata de transgresiune a meotianului mediu-superior peste bessarabian, stabilita pe baza de microfosile, se afla, dupa A.Vancea(1962), la adancimi diferite sub tuful de Bazna, si anume la 47m la Copsea Mica, la 90m la Botorca, la 100m la Noul Sasesc, la 300m la Nades,etc.

Lipsa unei limite distincte intre miocenul si pliocenul din depresiune este consecinta exondarii care a avut loc in tinpul bessarabianului. Depozitele acestuia, nefiind acoperite de ape, au ramas necimentate.La revenirea apelor in timpul meotianului mediu, acestea au amestecat sedimentele sarmatiene ramase necimentate cu cele meotiene, astfel incat a disparut orice urma de transgresiune si de discordanta.

Datorita unitormitatii de facies si amestecului faunistic, separarea pliocenului in subetaje a fost in general dificila pe intreaga depresiune, orizonturile separate local neputandu-se urmari pe intinderi mari.

In regiunea de est a depresiunii, pliocenul prezinta o succesiune mai complicata, avand variatii mai mari de facies, fapt care a putut permite divizarea in orizonturi litologice.Astfel, in regiunea Odorheiul Secuiesc-Miercurea Nirajului, au fost separate urmatoarele orizonturi litologice:

orizontul inferior marnos este reprezentat prin marne cenusii, cu rare intercalatii de nisipuri la partea superioara; pe baza de macrofauna, acest orizont a fost atribuit meotianului;

orizontul conglomeratic, in continuitate de sedimentare, cu elemente rulate de gresii dure, cuartite, rare tufuri si roci eruptive, depaseste in transgresiunea sa orizontul inferior marnos, ajungand peste depozitele marnoase cu exemplare de Ervilia sp., Tapes gregarius si cardiacee ale sarmatianului;

orizontul marnos-nisipos, cu exemplare de Monodacna pseudocatillus Barbot de Marny, congerii, limnocardiacee, planorbide si ostracode, acopera orizontul conglomeratic; intre Ruganesti si Bodogaia acest orizont sta transgresiv peste depozitele sarmatiene, depasind in transgresiunea sa orizonturile precedente;

orizontul nisipos formeaza majoritatea dealurilor la sud si nord de Tarnava Mica, intre Sangeorgiu de Padure si Sarateni si se dezvolta in continuare peste orizontul marnos-nisipos;

orizontul superior marnos incheie ciclul de sedimentare al pliocenului.Din acest orizont au fost determinate ezemplarele de Congeria banatica R.Hoern.,etc.

La nord de Tarnava Mica, din cele cinci orizonturi descrise mai sus, se continua numai ultimele trei orizonturi pana la Magherani, unde orizontul nisipos dispare, astfel ca orizontul superior marnos se dispune peste orizontul marnos-nisipos.Datorita uniformitatii litologice,limita pliocen-miocen, in aceasta zona a fost greu de trasat.Din aceasta cauza s-a utilizat criteriul microfaunistic.La partea inferioara a orizontului marnos-nisipos au fost determinate exemplare de Helix sp., iar deasupr au fost mentionate: Congeria banatica R.Hoern., etc.

La sud de Tarnava Mare, pe marginea de est a depresiunii, pliocenul apare pe crestele dealurilor ca petice de conglomerate si ca bancuri de nisipuri cu intercalatii de marnealburii nisipoase, care contin pe alocuri cardiacee, planorbide si ostracode.

In bazinul vaii Homorodul Mic, pe flancul vestic al Muntilor Persani, apare o succesiune de sedimente alcatuita dintr-un complex inferior nisipos si un orizont superior de conglomerate, pietrisuri si gresii. In conglomerate se gasesc remaniate elemente din eruptivul andezitic.Din acest orizont au fost determinate exemplare de Congeria banatica R.Hoern.,etc.

Potentialul de pe rama cristalina a Muntilor Cibin este reprezentat, in general, prin pietrisuri cuartitice si nisipuri albe micacee, nisipuri feruginoase cu lentile de marne si argile cenusii-negricioase.La Cisnadie, din aceste nisipuri A.Koch(1900) a determinat speciile:Congeria partschi Czjk.,Congeria czjzeki R.Hoern.,etc.

De la Cisnadie spre est, potentialul se departeaza de rama cristalina, dirijandu-se pe directia nord-est, pe la sud de localitatea Daia, indrepandu-se apoi spre sud, catre valea Oltului, pe lasud-est de localitatile Cornatel si Nucet. In aceasta zona pontianul este constituit din pietrisuri cuartitice, nisipuri si marne fosilifere.Din aceste depozite, M. Ilie(155) a determinat urmatoarele specii:

la N-E de Rosia: Limnocardium lenzi R.Hoern., Limnocardium syrmiense R.Hoern., Congeria bnatica R. Hoern.,etc.

la Nucet: Melanopsis bouei Fer., Lyrcaea bonelli Sism.,etc.

Spre nord, potentialul se continua pana in accidentul tectonic de la sud de Ghijasa de Sus, care se urmareste de la Cenade-Rusi pana in apropiere de Agnita.

In coltul de S-V al depresiunii, potentialul descris la Apoldu de Sus, in apropierea ramei sudice cristaline, se departeaza de asemenea spre N-V, urmarind banda de sarmatian.El este reprezentat prin pietrisuri cu elemente de cuart de diferite nuante, calcare,gresii,roci eruptive,etc., prinse intr-un ciment nisipos uneori cu alteratii feruginoase.

In unele regiuni se gasesc lentile si intercalatii de marne cenusii.Din aceste pietrisuri, A.Koern(1900) a determinat in imprejurimile localitatii Mercurea Sibiului speciile: Limnocardium cf. LenziR.Hoern.,etc.

Cu cat ne deplasam spre vestul depresiunii,potentialul se prezinta ca o alternanta de nisipuri micacee, nisipuri cu intercalatii subtiri de argile cu resturi vegetale,gresii cenusii, albicioase,argile cenusii sau cenusii-galbui si putine gipsuri secundare, care umplu diaclazele(Daia-Sebes).

La partea superioara a potentialului se gasesc pietrisuri cu elemente rulate, care uneori iau aspectul unor conglomerate cu o numeroasa fauna pontiana.

In argilele si nisipurile de la Daia Sebesului, M.Ilie(1955) citeaza urmatoarele melanopside:Melanopsis vindobonensis Fuchs, Melanopsis fosilis Gmei., etc.

Pe rama de vest a depresiunii, pliocenul a fost identificat pe baza continutului faunistic.Depozitele sale transgredeaza pe rama estica a Muntilor Apuseni, peste depozite cretacice, paleogene si miocene si peste eruptivul mezozoic. In aceasta regiune se intalnesc alternanta de diferite tipuri de roci pliocene, care se prezinta sub aspectul urmator: argile cenusii-negricioase,nisioase, fin micacee, unele cu alteratii feruginoase; marne cenusii inchise, nisipoase sau fin nisipoase, unele argiloase-fosilifere; nisipuri micacee cu rare concretiuni grezoase; gresii sub forma de lespezi subtiri, pietrisuri si conglomerate calcaroase fosilifere cu elemente din masivul Muntilor Apuseni.

In cadrul alternantei, toate aceste tipuri de roci se prezinta in raporturi diferite.In regiunile unde transgreseaza pe tortonian, potentianul are un caracter mai detric, predominand pietrisurile cu structuri torentiale, prezente din tortonian, de asemenea conglomeratic.

Intre vaile Ariesului si Garbovitei, la vest de Mures, pliocenul apare predominant intr-un facies pelitic.La ciugud-Badeni apar nisipuri care la partea inferioara sunt grosiere, iar deasupra se transforma in conglomerate.Aceste conglomerate se dezvolta si la nord de Lopadea Noua, unde sunt slab cimentate. Deasupra se gasesc strate de marne si nisipuri cu Planorbis si hidrobii.

Depozitele de pe marginea de vest a depresiunii au fost studiate inca de Hauer si Stache(1863).Din ele sunt cunoscute fosile ca: Melanopsis fossilis Gmel., planorbis sp., etc.

In zonele dintre cele doua Tarnave si la sud de Tarnava Mare, pana pe flancul nordic al structurii Cenade-Rusi-Agnita, potentialul se dezvolta sub facies marnos si nisipos.Limita inferioara in aceasta zona a fost trasata sub orizontul de tuf andezitic de Bazna, intovarasit de argile marnoase, singurul reper care a putut fi urmarit, acolo unde eroziunea a pus in evidenta limita pliocen-sarmatian.

In partea centrala a depresiunii, depozitele pliocene au fost grupate, pe criterii litologice, in trei orizonturi: nisipurile inferioare, marnele medii si nisipurile superioare.

Aceste orizonturi contin numeroase intercalatii de marne sau nisipuri, in proportii variabile, astfel ca denumirea lor este cu totul generala

Nisipurile inferioare apar la suprafata in regunea Apold, Vulcan Daia, , in jurul Sighisoarei si Mediasului si, mai la sud, la Seica Mare, Ocna Sibiului si Ilimbav.In campurile Copsa Mica, Noul Sasesc, Nades, si Filitelnic, acoperite de pliocen, ele au fost deschise prin foraje.

Nisipurile inferioare sunt alcatuite din bancuri groase de nisip, cu concretiuni grezoase, conglomerate si intercalatii subordonate de marne.Din conglomeratele nisipurilor inferioare de la Sighisoara, Saes, Apold, Sapartoc, Vulcan si Daia s-au recoltat urmatoarele fosile: Congeria partsch Czjk., Melanopsis fossilis Gmel., etc.

La sud de Retis s-a intalnit, in baza nisipurilor, un lumasel cu un amestec de faunasarmato-pliocena, continand: Congeria scrobiculata Brus., Ervilia podolia Eichw., etc.

Sub aceste nisipuri si sub orizontul subiacent al marnelor sistoase cu fete albe si calcare dolomitice s-au recoltat la Daia din doua nivele de conglomerate fosilifere, sarmatiene, urmatoarele specii: Cardium obsoletum Eichw., Cardium fittoni dOrb., etc.

Nisipurile inferioare au o grosime de cca.200m la Sighisoara si de 160m in sondele de la Noul Sasesc si Copsa Mica. La partea lor superioara se afla calcarele cu tuf de Ighis, care a fost semnalat pentru prima oara in 1929 si a servit la determinarea structurii domului Copsa Mica.El este alcatuit dintr-un pachet de calcare marnoase albe, fine, compacte, de 6m grosime, dispuse in strate de pana la 10cm grosime, separate prin strate subtiri de nisip fin sau de marne vinete. Intercalat in aceste calcare albe se afla la 1,60m de la partea lor superioara un strat de tuf de 3cm grosime, de culoare galbuie-roscata.

Marnele medii, de cca.200m grosime, se astern peste nisipurile inferioare. Ele au in baza la Copsa Mica calcarele cu tuf de Ighis, iar la partea superioara orizontul tufurilor de Vorumloc, constituit dintr-un banc de 7cm grosime de calcare dure, cenusii-verzui, care se desfac in placi si contin numeroase resturi de pesti, Congeria banatica si cardiacee.La cativa centimetri deasupra si dedesuptul bancului de calcar se afla cate un strat de 2cm grosime de tuf andezitic, cenusiu, cu elemente negre feromagneziene, iar la 0,5-1m mai jos doua strate milimetrice de tuf galben ceros, intercalate in marne cenusii-verzui, foarte fosilifere, care contin: Congeria banatica R Hoern., Limnocardium lenzi R Hoern., etc.resturi de pesti. Marnele medii acopera domurile Copsa Mica, Nades si Filitelnic. Ele sunt bine deschise la Hetur, pe flancul de S-E al domului Nades, precum si pe flancul de vest, la Soimus. La partea superioara apar intercalatii subtiri de calcare albe cuCongeria banatica si strate de nisip galbui, care nu depasesc grosimea de 1m.

In afara de jumatatea de sud a depresiunii, in care depozitele pliocene sunt prezente pe mari suprafete, intrucat au fost ferite de eroziune, ele au mai acoperit si toata jumatatea de nord a depresiunii, pana in masivele cristaline ale Mesesului, Ticaului si Prelucii. In regiunile acestora, depozitele pliocene se aflau in continuitate nemijlocita cu sedimentele de aceeasi varsta din Bazinul Simleului si Bazinul Baia Mare, anexe ale marii Depresiuni Panonice. De pe vasta suprafata a sectorului de nord al Depresiunii Transilvaniei,depozitele pliocenului inferior au fost erodate la inceputul pliocenului superior si transportate la vest de cele trei masive cristaline citate, ca o consecinta a ridicarii suferite de jumatatea de nord a depresiunii. De asemenea, ele au fost erodate in sectorul de S-E al depresiunii.

CUATERNARUL

In aceasta perioada depresiunea a fost supusa pe mari suprafete unei eroziuni deosebit de intense, continuare a fazei de eroziune care incepuse inca din pliocenul superior. Eroziunea a avut loc ca o consecinta a doua cauze: a) gradul uneori deosebit de redus al cimentarii depozitelor neozoice si b) puternica inaltare suferita de sedimentele depresiunii ca o consecinta a ridicarii generale a tuturor blocurilor carpatice.

Intrucat fundamentul de blocuri, care suporta depozitele neozoice, nu s-a ridicat uniform, consecinta a fost indepartarea totala a sedimentelor pliocene si a celor sarmatiene numai din sectorul de nord-vest al Depresiunii Transilvaniei, in timp ce depozitele pontiene s-au pastrat pe suprafete maxime in regiunile centrale si de sud-vest, unde depresiunea prezinta un minim de ridicare, survenit in pliocenul superior si cuaternar.

Desi fenomenul predominant era acela al eroziunii, totusi depozitele de varsta cuaternara prezinta o raspandire destul de larga. Ele apar sub forma de sedimente de origine foarte variata: piemont glaciar situat pe rama in imediat contact cu depresiunea, piemont torential pe marginile depresiunii, depozite proluviale ale conurilor de dejectie, terase, aluviuni ale raurilor, depozite eoliene cu caracter leossoid, de turbarie, depozite carbonatate de izvoare calde sau reci. Nu lipsesc nici chiar roci de origine eruptiva.

Comparativ cu prezenta foarte abundenta a depozitelor loessoide de pe suprafetele foarte putin accidentate ale altor unitati structurale ale tarii, este semnificativa raritatea lor in Depresiunea Transilvaniei. Faptul poate fi explicat prin adapostul fata de curentii aerieni oferit depresiunii de catre masivele muntoase inconjuratoare, precum si prin raritatea depozitelor pelitice locale, care puteau fi antrenate de vant si apoi redepuse. Totusi, depozitele loessoide prezinta uneori puternice dezvoltari locale, ele fiind retinute de micile regiuni adapostite ale reliefului, care au luat nastere cu putin inainte. Una dintre multele regiuni de acest fel este situata pe marginea de nord-est a orasului Blaj, unde marea grosime a depozitelor loessoide a permis chiar aparitia fenomenului de sufoziune si formarea unui mare lac cu apa permanenta.

Depozitele cuaternare poseda un maxim de dezviltare in bazinele de eroziune de contact, situate pe marginile depresiunii, bazine traversate de sectoare, uneori lungi de zeci de Km, ale raurilor Mures, Olt si Somes, in cursurile lor superioare si mijlocii. Astfel, la izvoarele Muresului, in marele bazin al Gheorghienilor se dezvolta sedimente de piemont, proluviale si deluvial-proluviale, in timp ce la izvoarele Oltului, in cele trei bazine mai mici ale Ciucului, apar depozite predominant deluvial-proluviale.

In cele trei bazine de scufundare intracarpatice, care prezinta o legatura nemijlocita cu Depresiunea Transilvaniei, si anume bazinele Barsei, Sf. Gheorghe si Tg.-Secuiesc, dezvoltate in cursul superior al Oltului si pe afluentii sai, datorit puternicelor scufundari suferite, depozitele cuternare totalizeaza un maxim de grosime (900m) -maximul de grosime cunoscut in Romania-fiind reprezentate printr-o mare varietate de faciesuri. Aici intalnim:

nisipuri, nisipuri argiloase si pietrisuri marunte cu Archidiskodon meridionalis si o bogata fauna de moluste;

marne argiloase, argile si nisipuri cu moluste;

pietrisuri, nisipuri si argile nisipoase cu o bogata fauna de planorbide, hidrobii, valvate, limnocardii, vivipare, neridionalis,etc.;

- pietrisuri bine cimentate, nisipuri si argile nisipoase, bazalte si tufuri bazaltice.

Totul apartine pleistocenului inferior.

Pleistocenul mediu consta din nisipuri, in parte argiloase si din argile, cu o bogata fauna de mamifere si moluste, iar cel superior din pietrisuri, nisipuri si alge nisipoase cu structura torentiala, continand Mamutus primigenius, etc.

Remarcam ca cea mai mare parte din depozitele atribuite astazi pleistocenului inferior a fost atribuita anterior de E.Jekelius (1932) etajului dacian pe baza bogatei faune de moluste. Studiile ulterioare asupra mamiferelor au dovedit ca fauna de moluste este lipsita de valoare stratigrafica.

Holocenul acestor bazine consta din pietrisuri, bolovanisuri si din depozite de mlastina cu Cervus elaphus.

In cursul mijlociu al Oltului se dezvolta marele bazin al Fagarasului, cu roci cuaternare, dintre cele mai variate, datorita genezei sale complexe.In acestea predomina rocile proluviale si cele fluviale, dar nu lipsesc nici cele deluvial-coluviale, cu blocuri, pietrisuri, nisipuri si argile nisipoase, ultimele prezentand un maxim de raspandire. In cursul holocenului, intr-o faza de stagnare a apelor Oltului, la Mandra, in lunca Oltului, au luat nastere zacaminte restranse de turba, care au facut totusi obiectul unor mici exploatari. Aparitii de turba au fost semnalate si in cursurile superioare ale Muresului si Oltului.

La poalele Muntilor Cibin, paraiele care coboara din acestea au depus argile nisipoase si pietrisuri pe mari suprafete ale bazinului de scufundare, dar si de eroziune al Sibiului.

Valea Muresului, incepand in special de la Aiud pana la Orastie, este insotita de o larga lunca aluviala de varsta holocen superioara si de terase pleistocene, care totalizeaza adeseori o latime de peste 5km.

Referindu-ne la rocile de origine eruptiva, este cazul sa amintim in primul rand eruptiile bazaltice, care apar intre Racosul de Jos si Cuciulata, in cotul pe care Oltul il face in jurul Muntilor Persani, precum si pe acelea care apar rlativ izolate la Rupea.

Mai semnalam depozitele de "lahar", constatate recent pe marginea de vest a Muntilor Calimani, la o departare de 10km de acestia, intre localitatile Dorolea pe Bistrita si Dumbrava pe Mures. Ele apar aici sub forma de petice pe crestele dealurilor, pe o suprafata de mai multe sute de km patrati si cu o grosime pana la 30m.

Laharul reprezinta curgeri noroioase, in care predomina materialul vulcanic, format din bolovanis si din pietris, dispus haotic, impreuna cu care se constata si putin material antrenat din pontianul de dedesupt. Liantul este argilos sau grezos-nisipos, de culoare galbuie. Varsta precisa a cestor depozite nu poate fi stabilita din cauza lipsei oricaror elemente paleontologice. Trebuie totusi sa admitem ca laharul a luat nastere intr-un stadiu initial de eroziune, cand reteaua hidrografica din depresiune era inca in faza de organizare putin inaintata.

In timpul pleistocenului inferior, ca o consecinta a puternicelor scufundari care au dat nastere celor trei bazine de scufundare de la curbura, se constata existenta unei activitati hidrotermale postvulcanice, care a favorizat dezvoltarea acelei bogate faune de moluste endemice, descrisa de E.Jekelius (1932), precum si a travertinelor de le Borsec, Geoagiu etc., situate pe blocurile ramei, in imediata apropiere a depresiunii.

IV.2. TECTONICA REGIUNII

Structura fundamentului bazinului a avut un rol important in evolutia tectonicii depozitelor sedimentare si in legatura cu acestea au fost emise mai multe ipoteze:

-L.Mrazec (1932) a considerat ca bazinul a inceput sa se schiteze, probabil, la sfarsitul Oligocenului, sau chiar in Miocen, cand a luat forma si dimensiunile actuale, pe un fundament in panza de sariaj.

-D. M. Preda (1961) sustinea ca fundamentul bazinului il constitue "panza carpatica centrala".

-I. Dumitrescu si colaboratorii sai (1962) considerau ca Bazinul Transilvaniei, a luat nastere prin scufundarea unui masiv hercinic neregenerat.

-M. Sandulescu (1984) considera ca Bazinul Transilvaniei este suprapus peste doua etaje tehtonice:

-elemente deformate ale diferitelor segmente apartinand Dacidelor;

-cuverturii lor post tectonice care urca pana in Miocenul inferior. Schitarea bazinului a avut loc la sfarsitul Miocenului inferior, dupa tectono-geneza stirica veche, primele depozite, ce ii pot fi atasate, fiind reprezentate de molasa de Hida.

Fundamentul Depresiunii Transilvaniei este compartimentat intr-o serie de blocuri care s-au deplasat diferentiat pe verticala dand nastere la zone afundate si compartimente ridicate. Astfel s-au determinat ca zone ridicate compartimentele; Blaj-Pogaceaua si Ilimbov- Bentid -Gurghiu, separate de zonele depresionare Teius-Beclean, Alamor-Deleni-Reghin si Ucea-Odorhei-Deda.

Neogenul din Bazinul Transilvaniei este impartit din punct de vedere tectonic in trei zone:

zona externa a stratelor cu inclinari usoare catre interiorul depresiunii;

zona imediat interioara, intens cutata, a cutelor diapire;

zona centrala, formata din domuri, brachianticlinale si anticlinale;

IV.3. SUBSTANTE MINERALE UTILE:

Dintre bogatiile subsolului Depresiunii Transilvaniei se mentioneaza zacamintele de minereu de fier de la Capus (format din oolite feruginoase) cantonat in depozite paleogene, zacaminte de carbuni de varsta paleogena in bazinul Vailor Almas si Agris (se exploateaza la Surduc-Critoetel si la Ticu-Tamasa).Zacamintele de sare sunt foarte bogate , sarea formand o patura continua in partea centrala a depresiuni, iar pe margine afloreaza in apexul cutelor diapire (Ocna Dejului, Ocna Sibiului, Praid, etc.)

Dintre rocile utile se cunosc: tufite, bentonite si gipsuri ce se exploateaza in diverse cariere.

BIBLIOGRAFIE

1.  D. CIUPAGEA , M. PAUCA, TR. ICHIM (1970): Depresiunea Transilvaniei" - Bucuresti;

2.  ONCESCU (1965): Geologia Romaniei" - Bucuresti;

3.  V. MUTIHAC, L. IONESI (1974): Geologia Romaniei" - Bucuresti;

4.  FL. MARINESCU, A. POPESCU (1968): Foaia Tg. Mures";

5.  M. SANDULESCU: " Geotectonica Romaniei";

6.  C. BACE, D. PRODAN (1983): "Geologia zacamintelor de hidrocarburi" - Bucuresti;

7.  A. BANCEA (1960): "Neogenul din Depresiunea Transilvaniei" - Bucuresti;

8.  E. LITEANU, C. GHENEA (1967): "Cuaternarul din Romania";

9.  D. PRODAN (1989), Teza de doctorat: "Studiul posibilitatilor de punere in evidenta a noi zacaminte de gaze naturale in partea de nord a bazinului Transilvaniei, in perimetrul cuprins intre Apahida-Dej-Bistrita-Reghin" - Ploiesti;

Cuprins:

I.               Introducere.

I.1. Localizare geografica-administrativa.

II.             Geomorfologie si hidrologie.

III.           Istoricul cercetarilor.

IV.          Geologia regiunii.

IV.1. Stratigrafia regiunii.

IV.2.Tectonica regiunii.

V.Bibliograie