Autohtonul danubian

Autohtonul danubian

Autohtonul danubian a fost descoperit de eroziune si afloreaza ca o imensa semifereastra in partea sud-vestica a Carpatilor Meridionali (v. PI. IV), intinzindu-se intre Valea Oltetului si Dunare. Aceasta circumscrie Muntii Paring, Muntii Retezat, Muntii Vilcan, Muntii Cernei, Platoul Mehedinti si Muntii Almaj. Pe aceasta arie, anumite portiuni sint acoperite de formatiuni ce apartin pinzei getice si se delimiteaza ca petice de aco-perire; asa cum sint Muntii Godeanu, doua zone intinse din Platoul Mehedinti si alte suprafete mai restrinse, cum este aceea de la nord de localita-tea Valari. Tot in Platoul Mehedinti, o buna parte din autohtonul danubian este acoperita de pinza de Severin (v. PL IV).

7.1.1. Stratigrafici

In alcatuirea autohtonului danubian participa sisturi cristaline consti-tuind masivele cristaline prealpine, si formatiuni sedimentare care formeaza invelisul masivelor cristaline.

Masivele cristaline prealpine

Ca peste tot in aria carpatica, si in ansamblul sisturilor cristaline din autohtonul danubian se disting sisturi cristaline care s-au format in diverse cicluri geotectonice, dar nu totdeauna si nu peste tot pot fi stabilite aceste cicluri. Insa ceea ce s-a putut si se poate stabili este ca unele din formatiu-nile cristalofiliene au fost generate de cicluri geotectonice prehercinice, iar altele apartin ciclului hercinic (fig. 59).

Sisturile cristaline prehercinice In autohtonul danubian, sisturile cristaline prehercinice au cea mai larga dezvoltare si apartin la doua grupe: grupa sisturilor cristaline mezometamorfice si grupa sisturilor cristaline cpi-metamorfice (v. fig. 59).

Grupa sisturilor cristaline mezometamorfice. Aceasta include o gama larga de metamorfite reprezentind formatiuni vulcanogene si terigene meta-morfozate in conditiile faciesului amfbolitelor cu almandin; acestea insa au fost in mare parte retromorfozate. Pe linga diversitatea materialului premetamorfic si interventia retromorfismului, varietatea si complexita-tea petrofaciala a sisturilor cristaline mezometamorfice se datoreste si ac-tiunii intruziunilor de granitoide contemporane sau penecontemporane metamorfismului initial. In aceasta situatie, s-au separat diverse entitati petrofaciale si s-a incercat corelarea cronostratcgrafica a acestora dar care, fireste, este foarte relativa (v. fig. 59).

Cristalinul de Lainici-Paius este o prima entitate petrofaciala care a fost separata de Gh. Manolescu si care se intinde din Muntii Cernei spre est pe versantul sudic al Muntilor Vilcan si Paring, precum si in Muntii Retezat. Este constituita din sisturi cristaline foarte variate insa predo-mina gnaisele cuartitice cu intercalatii de sisturi micacee, sisturi grafi-toase si calcare cristaline. Ansamblul acestora, la o prima vedere, apare

ca un cristalin epimentamorfice se cunosc si zone de migmatizare, precum si un metamorfism de contact termic. H. Savu analizind situatia, mai ales din Paring si Vilcan, constata ca petrofaciesurile de tip mezometamorfic, reprezentate prin migmatite (lenticulare, stromatitice etc.), sint dispuse in jurul masivelor de granitoide, si considera ca sint o consecinta a acestor intruziuni. In functie de departarea de masivul intrus, se distinge o zona cu sillimanit si cordierit, si o zona cu almandin si biotit. Cu alte cuvinte, cristalinul de Lainici-Paius ar repezenta un caz particular de sisturi cristaline in care mezometamorfitele s-ar fi format in conditii de presiune medie pina la joasa, datorita contactului cu intruziuni granitice sincinematice. H. Savu a si denumit acest tip de metamorfism drept ,,metamorfism de contact sincinematic' sau de ,,tip danubian'. Majoritatea petrografilor insaconsidera ca sisturile cristaline la Lainici-Paius, in ansamblu, reprezinta o suita. care initial a inclus roci mezometamorfice in facies amfibolitic si care au fost afectate de un retromorfism generalizat.

Amfibolitele de Dragsan, separate de Gh. Manolescu, Gh. Paliuc, St. Ghica-Budesti si altii, constituie o a doua entitate petrofaciala; se in-tilnesc incepind din valea Cernei pina in Muntii Paring, precum si in Muntii Retezat. Ele sint considerate o formatiune vulcanogena-sedimentara (ofi-olitica si terigena) metamorfozata in conditiile faciesului amfibolitelor, subfaciesul staurolit-almandin; includ gnaise amfibolice, amfibolite ru-banate, hornblendite, serpentinite in cantitate mica, gnaise micacee, gnaise feldspatice si mai rar calcare cristaline. In vecinatatea intruziunilor, am-fibolitele de Dragsan sint migmatizate. Totul a suferit un retromorfism incit sint frecvente cloritul actinotul, albitul si epidotul. Ca relicte se intilnesc metagabbrouri si metacuartit-diorite. Amfibolitele de Dragsan, in buna parte sint sincrone cu cristalinul de Lainici-Paius.

La partea superioara a amfibolitelor de Dragsan, Gh. Manolescu a descris, in Muntii Vilcan, Retezat si Paring, asa-numita ,,serie clastica' formata din sisturi sericito-cloritoase, sisturi amfibolice, porfirogene si, su-bordonat, calcare cristaline. Acestea au fost regasite de toti cercetatorii ul-teriori, insa pozitia si semnificatia lor este controversata. In timp ce unii o incadreaza ca entitate petrofaciala apartinind altei faze de metamorfism decit aceea care a generat amfibolitele de Dragsan (St. Ghica-Budesti, L. Pavelescu, H. Savu), altii o ataseaza aceleiasi faze (Gh. Manolescu). Mai recent, Th. Berza considera ca ,,seria clastica' reprezinta de fapt partea superioara a amfibolitelor de Dragsan diaftorizata. Aceasta interpretare este mai plauzibila.

In Muntii Cerna, Vilcan si Paring, relatiile dintre cristalinul de Lainici-Paius si amfibolitele de Dragsan sint tectonice.

Sisturi cristaline similare acelora de Lainici-Paius si amfibolitelor de Dragsan se mai intilnesc in Muntii Retezat, iar in Muntii Tarcu sisturile cristaline echivalente au fost descrise drept cristalinul de Zeicani si respectiv amfibolitele de Maru (in Muntele Mic). Acestea din urma sint reprezentate prin ortoamfibolite, serpentinite, paragnaise biotitice, gnaise cuarto-feld-spatice si subordonat calcare cristaline. Ca faciesuri locale, in Muntele Pe-treanu s-a mai descris cristalinul de Rof constituit din sisturi amfibolice rubanate, cuartite cu granati si sisturi clorito-biotitice. Tot aici s-a mai descris cristalinul de Riusoru, gnaisele de Petreanu etc.

Amfibolitele de Maru par sa se continuie spre sud-vest in Muntii Alma-jului prin ceea ce Al. Codarcea a denumit cristalinul (zona) de lelova (v. fig. 59). Acesta include gnaise amfibolice, amfibolite cu biotit si granati, paragnaise micacee si mai rar calcare cristaline si gnaise granitice cu micro-clin; se cunosc de asemenea serpentinite. Intreg cristalinul de lelova este stra.ba.tut de filoane pegmatitice, iar local este migmatizat. In zona de contact cu pinza getica este intens cataclazat.

Mai spre est de cristalinul de lelova, intre zona sedimentara Svinita-Svinecea la vest si gabbrourile si serpentinitele din zona luti-Plavisevi^a la est, se intilnesc isturile cristaline descrise de A.Strekeisen sub numele de cristalinul de Poiana Mraconia. Acesta este constituit din paragnaise micacee, paragnaise amfibolice, gnaise cuarto-feldspatice si cuartite feld-spatice. Local apar migmatite arteritice. Se diferentiaza de cristalinul de lelova prin granulatia mai fina si lipsa filoanelor de pegmatite.

Mai spre est, separata de cristalinul de Poiana Mraconia printr-o zona de epimetamorfite (cristalinul de Corbu), se gaseste o alta zona ocupata de mezometamorfite, acestea constituind cristalinul de Neamtu, delimitat spre est de corpul granitic de la Ogradena (v. PI. IV). Cristalinul de Neamtu este reprezentat prin paragnaise micacee, gnaise biotitice, gnaise amfibolice, amfibolite si calcare cristaline, relevind unele asemanari cu amfibolitele de Dragsan.

Cu privire la virsta metamorfismului initial care a generat -sisturile cristaline mezometamorfice, trebuie sa se tina seama, in primul rind, de faptul ca nu sint clarificate relatiile dintre entitatile litofaciale mentionate, incit ordinea de prezentare a acestora nu inseamna numaidecit aceeasi ordine a succesiunii lor in timp; dimpotriva, multe din ele sint, eel putin in parte, sincrone. Cu alte cuvinte aceste entitati, de cele mai multe ori, reprezinta petrofaciesuri laterale si in nici un caz ,,serii' in sens cronostratigrafic.

A^rirsta metamorfismului initial care a generat sisturile cristaline mezometamorf ice se deduce din faptul ca acestea suporta, in discordanta de meta-morfism formatiuni cristalofiliene (cristalinul de Corbu) in care s-au gasit archaeocyatide indicative pentru Xeoproterozoicul terminal-Cambrianul timpuriu; de unde rezulta ca mezometamorfitele au luat nastere intr-o faza anterioara Proterozoicului terminal, deci in timpurile antebaikaliene. Aceasta virsta este indicata oarecum si de date radiometrice care, pentru granitele de Tismana de pilda, au indicat 650 M.a, ceea ce inseamna ca met-morfismul cristalinului de Lainici-Paius este anterior, adica antebaikalian.

Grupa sisturilor cristaline epimetamorfice. Aceasta include sisturi cristaline provenind din metamorfozarea unor formatiuni vulcanogene si terigene in conditiile faciesului sisturilor verzi. In autohtonul danubian asemenea sisturi cristaline se cunosc cu certitudine si au fost separate ca atare numai in Muntii Almaj. Sub numele de sisturi cristaline de Corbu, Al. Codarcea a gru-pat un complex de sisturi verzi clorit-albit-epidotice, sisturi amfibolice cu actinot, sisturi cuartitice cu sericit sau grafit, porfiroide si lentile de calcare cristaline. Acest complex are o grosime de 600 m si se dispune in discordanta de metamorf ism peste cristalinul de Neamtu; se urmareste pe o zona ingusta orientata nord-sud, delimitata la est si la vest de cristalinul de Neamtu si respectiv gabbrourile si serpentinitele din zona luti-Plavisevita. In prelun-girea epimetamorfitelor spre sud, pe teritoriul iugoslav, in intercalatiile de calcare s-au gasit archaeocyatide care indica. virsta Neoproterozoic terminal-Cambrian timpuriu a depozitelor premetamorfice; de unde rezulta ca meta-morfpzarea acestora a avut loc spre sfirsitul ciclului baikalian.

In categoria epimetamorfitelor mai intra ceea ce Al. Codarcea a descris drept ,,zona de Toronita', in partea sud-vestica a Muntilor Almaj (filite sericito-cloritice, cuartite, sisturi verzi), si ,,zona Vodna' in vecinatatea granitoidului de la Ogradena, constituita din sisturi sericito-cloritoase cu albit, sisturi cloritoase cu lentile de calcare cristaline si serpentinite.

In muntii Vilcan, Paring, Retezat, in unele interpreted, sint incluse in grupa sisturilor cristaline epimetamorfice ceea ce s-a descris drept ,,seria clastica', ,,seria de Vilcan', sau ,,seria de Barnita-Zeicani ' insa care, in interpreted mai recente, sint incluse la amfibolitele de Dragsan, ca termen diaftorizat al acestora din urma.

Masivele de granitoide prehercinice

O caracteristica a sisturilor cristaline prehercinice din domeniul danu-bian o constituie asocierea acestora cu numeroase masive de granitoide sin-sau tardicinematice. Granitoidele sint fie concordante cu sisturile cristaline, fie discordante si apar cu forme eliptice sau alungite. Altele au forma de dom sau prezinta contur neregulat (v. PI. IV).

Unele masive au fost puternic erodate incit afloreaza nivele mai profunde ale structurii masivului, cum este cazul masivului Cherbelezu; altele au fost putin erodate incit afloreaza doar nivelele superioare, migmatice, cum este cazul masivelor Latorita, Paring si Petreanu. Masivele de granitoide se ali-niaza in lungul unor structuri anticlinale care se urmaresc in tot autohtonul danubian. Ele executa o virgatie deschisa spre vorland, conforma curburii Carpatilor Meridionali. Se pot distinge mai rnulte aliniamente pe care apar masivele de granitoide. Corpurile de granitoide sint insotite de un cortegiu de roci filoniene, pegmatite, aplite, lamprofire etc, care strabat atit masa de granitoide cit si sisturile cristaline gazda. Masivele tardicinematice dau aureole de contact, in timp ce corpurile sincinematice sint inconjurate de migmatite.

In muntii Paring, granitoidele apar pe trei aliniamente. Astfel:

In partea sudica a Paringului, intre valea Oltetului si localitatea
Novaci, apar mai multe masive printre care corpul de la Novaci, corpul de
la Carpinis, corpul de la Crasna etc. Se disting un facies intern, reprezentat
printr-o masa fundamental;! granodioritica sau cuartdioritica si megacristale
de microclin (de tipul granitului de Tismana), si un facies extern reprezentat
prin granodiorite, microgranite si leucogranite cu feldspat potasic. Virsta
acestor granitoide, obtinuta pe cale radiogena, este de 650 M.a.

Aliniamentul Nedeiu-Sadu-Susita, situat la nord de precedentul,
se urmareste din Valea Oltetului pina in Valea Susenilor. Acesta include
plutonul sincinematic cunoscut sub numele de masvul Susita, descris de
D. lonescu Bujor, Gh. Manolescu H. Savu etc; are o forma eliptica,
si se urmareste pe o lungime de aproape 60 km, iar latimea atinge
3 - 8 km. Este intrus concordant in cristalinul de Lainici-Paius, conta-
ctele fiind conforme cu foliatia primara a sisturilor cristaline. Separative
melanocrate (autolite) sint aplatizate pe directia foliatiei, iar xenolitele'din
masa granitoidului sint orientate in directia de alungire a plutonului. Toate
particularitatile structurale mentionate arata caracterul sincinematic al granitoidului de Susita. Pe flancurile acestuia se gasesc masive granitice tardicinematice cu structura porfiroida. Masivul de Susita este constituit preponderent din granodiorite, adamelite si granite. Cu dezvoltare locala se intilnesc granite cu megacristale de feldspat rosu. In masa granodioritica se intilnesc si separatii de diorite cuartifere si diorite melanocrate. Structura acestor roci este, in general, echigranulara, iar textura primara este slab sis-toasa; pe alocuri, granitoidele au fost puternic laminate si metamorfozate in miscarile hercinice dind adevarate metagranite. Cristalinul de Lainici-Paius din jurul plutonului este migmatizat si predomina migmatite strati-forme. Se apreciaza ca granitoidul de Susita este de origine anatectica. Pe cale radiogena, pentru granitoidul de Susita s-a obtinut virsta de 524 M.a, dar care probabil ca este aparenta, virsta reala fiind mai veche.

3. Aliniamentul Latorita-Paring, situat in partea de nord a Muntilor Paring, include mai multe corpuri care strabat amfibolitele de Dragsan; sint constituite din diferite varietati de granite, adamelite, monzonite, granodiorite si diorite cuartifere. Texturile primare sint frecvent gnaisice si mai rar masive. La contact cu roca gazda. au dat corneene cu biotit, granat, sillimanit si calcare cu silicati.

Intre masivul Susita si aliniamentul Latorita-Paring izolat se gaseste corpul de la Reci reprezentind de fapt doua dykuri formate din granite albe cu structura porfirica si textura masiva.

In Muntii Vilcan, corpurile de granitoide ocupa suprafete mai restrmse astfel:

plutonul Tismana se delimiteaza in partea sud-vestica a acestor
munti si se urmareste pe 25 km avind o latime de 10 km. Este un granitoid
porfiroid constituit dintr-o masa fundamentala echigranulara de compozitie
granitica, granodioritica, monzonitica sau cuart-dioritica, si megacristale
pina la citiva centimetri de microclin-pertitic. Megablastele s-au format si
in enclavele din granitoide precum si in roca gazda, care este reprezentat
prin cristalinul de Lainici-Paius. Acesta din urma prezinta si zone migma-
tizate. In privinta genezei granitoidului de Tismana nu exista un consens;
s-a exprimat atit parerea ca acesta este de origine magmatica avind un carac-
ter intrusiv, cit si opinia ca ar avea o origine metasomatica ;

la nord de corpul Tismana, se gaseste corpul granitic Frumosu, cons
tituit din diorite cuartifere cu hornblenda verde si biotit. Acesta este intrus
in cristalinul de Lainici-Paius;

granitoidul de Cerna se urmareste in lungul Vaii Cerna si este intrus
in amfibolitele de Dragsan; este constituit din roci granitice, adamelitice si
tonalitice. Textura gnaisica este predominanta.

In Muntii Retezat si Tarcu, corpurile de granitoide au dimensiuni apreciabile:

Corpul din Retezat are o forma alungita fiind intrus concordant in
cristalinul de Lainici-Paius; apare sub forma unei boltiri anticlinale cu ras-
fringere bilaterala. Corpul Retezat este format din granodiorite adamelitice
si granodiorite porfirice, cu textura masiva in partea centrala, in timp ce in
zonele marginale apare faciesul gnaisic sau laminat. In masa corpului gra
nitic sint frecvente enclavele de sisturi cristaline, sau chiar sinclinale pen-
sate. Se considera a fi un corp sincinematic;

Corpul de la Buta, situat la sud-est de masivul Retezat si intrus in
cristalinul de Lainici-Paius, este constituit din diorite cuartifere/grano-
diorite, granite si leucogranite ;

Corpul Petreanu si masivul Furcatura sint situate in lungul vaii
Riul Mare; au o structura mai complexa, primul fiind constituit din gnaise
granitice, iar eel de al doilea din gnaise plagioclazice cu biotit si gnaise leu-
cocrate cu muscovit;

Corpul intrusiv Virful Pietrii are un contur aproape circular si este
intrus discordant in cristalinul de Lainici-Paius, pe care il metamorfozeaza
la contact, dind o zona de corneene. Corpul prezinta o remarcabila monoto-
nie fiind alcatuit din granite cu textura masiva, iar in zonele marginale se
intilnesc separatii microgranodioritice. In masa granitica se gasesc enclave
de s,isturi cristaline formind adevarate insule neasimilate. Masivul Virful
Pietrii este un corp tardicinematic tipic, fapt ce este relevat, atit de pozitia
lui discordanta fata de sisturile cristaline, cit si de prezenta metamorfismu-
lui de contact ;

Masivul Riu Ses si corpul ucu, situate la sud de Virful Pietrii, au
dimensiuni mai mici si sint constituite din granodiorite;

Corpul intrusiv Muntele Mic formeaza masivul cu acelasi nume si
tuat in Muntii farcului. Este alungit pe directia nord-est/sud-vest fiind
constituit din granite, granodiorite si diorite cuartifere, cu structura por-
firica si textura gnaisica. Granitoidele din Muntele Mic sint intruse in sis
turile cristaline de Ma.ru i dau o zona migmatica; este un corp sincinematic.

In Muntii Alma] se intilnesc trei corpuri de granitoide dispuse pe
un aliniament oriental nord-sud:

Corpul de granitoide Sfirdinu, eel mai nordic, este intrus in crista
linul de lelova si in cristalinul de Poiana Mraconia. La alcatuirea lui par-
ticipa microgranite leucocrate cu textura gnaisica spre exterior, urmate
spre interior de granite porfiroide cu biotit i muscovit, si granodiorite cu
biotit si hornblenda. Al. Codarcea si L. Pavelescu considera ca partea cen-
trala a masivului reprezinta un nucleu granitic mai vechi, magmatic, iar
zonele periferice ar forma un invelis alcatuit din arene arcoziene granitizate
migmatic;

Corpul granitic Cherbelezu, situat mai la sud de precedentul, stra-
bate si cristalinul de Corbu. Este constituit dintr-un granit potasic cu tex
tura masiva avind o compozitie mineralogica foarte omogena;

Corpul granitic de la Ogradena, eel mai sudic, este intrus in sistu
rile cristaline de Neamtu si are o alcatuire complexa. Masivul este constituit
din roci granitice variate, cu textura gnaisica sau masiva si mai rar pegma-
toida. Granitele sint de culoare alba, cu microclin, oligoclaz, muscovit, bio
tit, la care se adauga sillimanit si granat.

Ultimele doua minerale releva fie interventia proceselor de contaminare, fie originea anatectica a acestui corp. In partea vestica a masivului sint evidente efectele dinamometamorfismului intilnindu-se granite laminate, cataclazite si brecii.

Virsta granitoidelor din autohtonul danubian se deduce din relatiile acestora cu sisturile cristaline in care sint intruse, sau care le acopera, la care se adauga si determinarile radiogene. O prima indicate este furnizata de faptul ca sisturile cristaline hercinice, care apartin intervalului Ordovician-Eocarbonifer, se dispun transgresiv peste masivul de granitoide Virful Pietrii rernaniind elemente din acestea din urma. Generalizind situatia din Virful Pietrii, o prima concluzie este ca punerea in loc a corpurilor de granitoide este ante-ordoviciana. Din faptul ca unele granitoide sincinematice sint intruse in sisturi cristaline de Lainici-Paius, cum sint granitoidele de Susita de pilda, rezulta virsta prebaikaliana a acestora, iar din faptul ca unele strabat si sisturile cristaline de Corbu, se poate conchide ca o parte din granitoide este legata de ciclul baikalian. Virstele stabilite pe cale radio-gena confirma intrucitva aceste deductii. Astfel, pentru granitoidele de Susita s-au obtinut valori intre 402 si 524 M.a; pentru granitoidul de Ogra-dena 218-345 M.a; pentru granitoidele de pe aliniamentul Oltet-Novaci-Carpinis au rezultat valori intre 426-650 M.a; pentru granitoidul de Pe-treanu 627-656 M.a; pentru granitoidul de Muntele Mic 370 - 411 M.a. Se intelege ca multe din aceste valori indica o virsta aparenta, insa cele mai ridicate valori ar incadra punerea in loc a granitoidelor in timpurile prebai-kaliene tirzii-baikaliene. Se poate conchide ca granitoidele din autohtonul danubian sint cu certitudine legate de ciclul sau de ciclurile care au generat sisturile cristaline prehercinice.

Sisturile cristaline hercinice. Sisturile cristaline hercinice (v. fig. 59) provin din metamorfozarea unor formatiuni de virsta paleozoica, predominant terigene, care au fost transformate, in conditiile faciesului sisturilor verzi subfaciesul cuart-albit-clorit. Acestea se prezinta cu o litologie variata si cu schimbari laterale de facies. Datorita metamorfismului foarte slab, caracterele stratonomice ale acestor formatiuni sint evidente; mai mult decit atit in ele s-au gasit micro si macrofosile intr-o stare de conservare re-lativ buna, incit virsta formatiunilor premetamorfice a putut fi stabilita cu mai multa rigurozitate.

Sisturile cristaline hercinice s-au pastrat pe suprafete restrinse, mai ales in masivele Paring, Vilcan si Retezat, unde ocupa zonele axiale a mai multor cute sinclinale, sau urmaresc contactul dintre autohtonul danubian si pinza getica (v. PI. IV). Ele se astern transgresiv peste sisturile cristaline prehercinice, de care se deosebesc net, in primul rind prin gradul de meta-morfism. Grosimea sisturilor cristaline hercinice poate atinge 2000 m, insa nu constituie o suita neintrerupta. Acestea au fost descrise anterior deL. Pavelescu drept ,,seria de Tulisa' in care insa se inglobau si formatiuni post-hercinice (formatiunea de Schela), sau au fost incluse in ceea ce s-a descris drept ,,infragetic'.

Suita mai completa a sisturilor cristaline hercinice se jntilneste in Muntii Vilcan, unde dealtfel s-a stabilit stratigrafia acestora. In cadrul sisturilor cristaline hercinice s-au putut separa trei entitati litofaciale care, pe baze paleontologice, au fost repartizate Ordovicianului, Silurianului, Devonia-nului si Carboniferului inferior (fig. 59).

Formatiunea de Vaiea Izvorului, ca prim termen al sisturilor cristaline hercinice, include o formatiune cuartito-filitoasa descrisa pentru prima data in Muntii Vilcan de I. Stanoiu; se dispune transgresiv peste cristalinul pre-hercinic si debuteaza printr-un nivel de cuartite cu intercalatii de sisturi verzi cloritoase. Acestea sint urrnate de depozite predominant filitoase alca-tuite din sisturi clorito-sericitoase cu intercalatii subordonate de calcare cristaline si sisturi grafitoase. In aceste depozite, I. Stanoiu a identificat, in bazinul Motrului, o asociatie fosila cu Dalmanellasp. Leptaenasp., Atrypareticularis, Eucrinurus sp., Flexicalymene sp. etc. care indica Ordovician superior-Silurianul. Sisturi cristaline sincrone se mai intilnesc in Muntii Tarcu, in bazinul Riului Alb incluse in formatiunea de Riul Alb. Aceasta este reprezentata. prin sisturi cristaline cloritoase-sericitoase cu intercalatii de rnetagresii si metaconglomerate; se intilnesc de asemenea metabazite; contin o microflora cu Lophosphaeridium rarum, Leioarahnitum vittatum etc, care ar indica Ordovicianul.

Formatiunea de Tusu, al doilea termen al cristalinului hercinic, include o suita. metaconglomeratica-filitoasa descrisa tot in Muntii Vilcan si are po-zitie transgresiva; este reprezentata prin metaconglomerate care tree lateral si pe verticals, la filite grafitoase. Cu unele modificari litofaciale, depozite similare se mai intilnesc in Muntii Paring (formatiunea de Latorita), in Muntii Petreanu (formatiunea de Vidra), in Muntii Tarcu pe valea Idegului (formatiunea de Riul Rece) si in Muntii Almajului pe valea Dunarii la Drencova (formatiunea de Drencova). Peste tot se intilnesc metaconglomerate si sisturi filitoase cu intercalatii de metavulcanite. Din ele se cunoaste o asociatie palinologica cu Psilophyton goldschmidti, Archaeopteris sp., Neoropteris sp., Emphanisporites minutus etc., care le confera virsta devoniana.

Formatiunea de Oslea, ultimul termen al suitei hercinice, descrisa in Muntii Vilcan, include un complex inferior metapsamitic constituit din rnetagresii cuartitice, un orizont de calcare si dolomite cristaline si un complex superior metapelitic format din filito-sericito-grafitoase si filite cuartito-sericitice cu intercalatii subordonate de metapsamite.

Persists, unele dispute privind virsta seriei de Oslea (in unele interpretari se admite ca partea terminals, a acesteia ar apartine Mezozoicului), incerti-tudinea decurgind din dificultatea de a se separa formatiunile cristalofiliene hercinice de cele mezozoice care le succede si care, la rindul lor, au suferit un metamorfism (anchimetamorfism) dinamic. Indiferent de cum se va re-zolva disputa, in formatiunea de Oslea se vor include exclusiv depozite paleo-zoice metamorfozate regional.

Situatia este mai clara pe Valea Idegului, unde peste formatiuni devo-niene (formatiunea de Riul Rece) urmeaza. calcare cristaline in strate groase (calcarele de Ideg) care tree pe verticals, la sisturi filitoase cu intercalatii de rnetagresii si metavulcanite. Din calcarele cristaline Al. Codarc^a et al. citeaza: Productus semireticulatus, Spirifer tornacensis, S. striatus, indicind virsta eocarbonifera. a acestei entitati petrofaciale. Cu formatiunea de Oslea si mai exact cu calcarele de Ideg se incheie suita sisturilor cristaline hercinice din autohtonul danubian.

Formatiunile paleozoice metamorfozate (sisturile cristaline hercinice) sint acoperite de invelisul sedimentar al carui prim termen apartine Carbo-niferului superior. De aici se deduce ca. metamorfismul hercinic a avut loc in faza sudeta.

Masivele de roci bazice si ultrabazice. In Muntii Almaj, in cotul pe care il face Dunarea intre localitatile lu^i si Plavisevita, se intilnesc doua masive de gabbrouri, de la luti si de la Plavisevita, separate prin rhasivul de ser-pentinite de la Tisovita.

Masivul de gabbrouri de la luti este alcatuit predominant din gabbrouri cu diallag si subordonat gabbrouri cu olivina. In ansamblu, au textura masiva. si structura variata, de la microgabbrouri pina. la gabbrouri, cu fenocristale. Se intilnesc de asemenea separatii leucocrate (plagioclazite si diallagite).

Intregul masiv este strabatut de filoane de aplite, lamprofire si porfire cuar-tifere.

Masivul de gabbrouri de la Plavisevita se prezinta ca o fisie ingusta orientata nord-sud strabatind cristalinul de Corbu; prezinta o textura foarte variata, de la gabbrouri masive pina la varietati sistoase metamorfozate in faciesul sisturilor verzi, inclt capata aspect de veritabile metagabbrouri.

Masivul de serpentinite de la Tisovita este cuprins intre cele doua ma-siye de gabbrouri si cristalinul de Poiana Mraconia; este format in principal din serpentinite, la care se adauga separatii de piroxenite, plagioclazite si gabbrouri.

I. Bercia interpreteaza ansamblul de roci ultrabazice si gabbrouri ca avind originea intr-o magma primara unica, dar care a suferit procese de di-ferentiere gravitationala. Topitura reziduala s-a injectat pe flancurile corpu-lui de ultrabazite consolidat initial dind corpurile de gabbrouri. Autometa-morfismul care a produs si serpentinizare, in etapa hidrotermala a generat azbest, talc, crizotil etc, care ocupa fisurile.

Virsta paleozoica a masivelor de roci ba'zice si ultrabazice se apreciaza tinindu-se seama de faptul ca ele strabat cristalinul de Corbu.

Semnificatia geotectonica a masivelor de bazite si ultrabazite este mai greu de apreciat. Acestea ar putea sa reprezinte un fragment de crusta ocea-nica legata de procese riftogene prealpine put in cunoscute, insa si aceasta este doar o supozitie.

Inveliful sedimentar

Dupa tectogeneza sudeta, cind s-a restabilit echilibrul tectonic, domeniul danubian a cunoscut o prima faza de acumulare in Neocarbonifer si in Per-mianul timpuriu. In aceasta situatie, depozitele prealpine pot fi interpretate ca reprezentind molasa hercinica.

In Neocarbonifer au predominat conditii favorabile acumularilor de tip paralic, iar in Permian, pe linga acumularile terigene, au intervenit si pro-dusele unei activitati vulcanice predominant explozive.

Invelisul sedimentar prealpin s-a conservat pe arii limitate, in cea mai mare parte fiind indepartat de eroziune in timpul exondarilor ulterioare.

In ciclul alpin, cea mai mare parte din domeniul danubian redevine arie submersa. Sedimentele s-au acumulat in mai multe zone dispuse longitudinal, care evoluau ca depresiuni, fiind separate intre ele prin zone de ridicare temporal emerse si anume:

zona Svinrfa-Svinecea, care se identified in partea sudica a Munti-
lor Almaj;

zona Presacina, care se urmareste in lungul culoarului Caransebes-
Mehadia, la est de acesta;

zona Cerna-Jiu, care se intinde din Valea Cernei spre est.
Sedimentarul alpin debuteaza cu depozite continentale cu carbuni apar-

tinind Liasicului; dupa care s-au instalat conditii favorabile formarii depo-zitelor carbonatice. In zonele cu subsidemta mai accentuata s-au acumulat, in general, calcare micritice, in timp ce in zonele de margine sau in zone mai ridicate s-au acumulat calcare recifale. Procesul de sedimentare a durat

pina la sfirsitul Cretacicului, cu unele discontinuitati legate de procesele geotectonice care au afectat intreg domeniul danubian. O prima disconti-nuitate se recunoaste intre Liasic si Dogger care releva anumite evenimente diastrofice. 0 a doua discontinuitate de mare amploare se inscrie intre Eo-cretacic si Neocretacic, aceasta fiind o consecinta a paroxismului austric.

Neocretacicul corespunde unei etape mai instabile, care in procesele de sedimentogeneza se reflecta in preponderenta acumularilor arenitice speci-fice ambiantei sinorogene. Procesul de sedimentare din Mezozoic se incheie odata cu sfirsitul Cretacicului, cind are loc paroxismul laramic. Acumulari nu au mai avut loc decit in Miocen cind s-au format bazinele intramontane.

O mare parte din sedimentarul alpin danubian a fost indepartat de ero-ziune in timpul exondarilor postlaramice. S-au pastrat insa suite complete in fostele zone depresionare (Sivnita-Svinecea, Presacina si Cerna-Jiu) (v. PL IV).

Zona Svinita-Svinecea

O prima zona depresionara cu rol de bazin de acumulare a evoluat in partea sud-vestica a autohtonului danubian. In structura actuala aceasta constituie zona Svinita-Svinecea din partea sudica a Muntilor Alma], tra-versata de Dunare intre localitatile Cozla si Svinita; spre nord se intinde oarecum discontinuu pina in virful Svinecea Mare. Astfel delimitata, aceasta zona nu apare unitara. Spre vest de pilda, de la localitatea Drencova spre nord, se separa un ram care constituie sinclinalul Cozla-Camenita sau zona Drencova (v. PI. IV).

Sedimentarul din zona Svinita-Svinecea include atit depozite preal-pine cit si formatiuni apartinind ciclului alpin (fig. 60). Sedimentarul pre-alpin apartine ca virsta Neocarboniferului si Eopermianului.

Carboniferul. Depozitele apartinind acestui sistem sint de facies continental, preponderent psefito-psamitic, cu carbuni: conglomerate, gresii, sisturi argiloase si sisturi carbunoase cu intercaatii de carbuni. Din ascfel de depozite provine o flora cu Catamites cisti.C. carinatus, Neuropteris ova-ta, Alethopteris grandini, Lepidodendron obovatum etc, care le confera virsta neocarbonifera; afloreaza pe suprafete restrinse la marginea estica azonei (la Baia Noua), mai spre nord in dreptul localitatii Bigar, iar pe marginea vestica se intilnesc in sinclinalul Cozla-Camenita.

Permianul. Revin acestui sistem depozite care succed in continuitate de sedimente peste Carbonifer avind de asemenea caracter continental-lacustru. Acestea sint in parte de origine terigena, in parte de origine vul-canogena.

Depozitele terigene sint reprezentate prin conglomerate, gresii si sisturi argiloase, frecvent de culoare rosie si calcare de apa dulce. Din sistu-rile argiloase se cunoaste o flora cu Lebachiapiniformis si Callipteris con-ferta, iar din calcarele de apa dulce intercalate in gresii, Gr. Raileanu mentioneaza o fauna cu Anthracomya turingensis, Carbonicola carbonaria si Esteria sp. Asociatia fosila indica virsta eopermiana.

Materialul vulcanogen este reprezentat in principal prin riolite si mai rar bazalte si apare sub forma de aglomerate si cinerite intercalate la di-ferite nivele in depozitele terigene, pe alocuri substituindu-le in intre-glme. Curgerile de lave sint cu totul subordonate.

Depozitele permiene din zona Svinita-Svinecea pot atinge grosimea de 1 500 m si afloreaza pe o arie larga la marginea estica a zonei si pe arii mai limitate in zona Cozla-Camenita ( v.pl IV)

Jurasicul Inceputul acestei perioade in zona Svinita-Svinecea este marcat de revenirea apelor, dupa o indelungata faza de exondare inceputa in Permian. Sistemul jurasic este reprezentat prin toate etajele sale, dar cu o discontinuitate intre Liasic si Dogger (v. fig. 60).

Liasicul se prezinta in general in facies de Gresten cu carbuni, insa se intilnesc si faciesuri cu caracter pelagic (calcare). In partile marginale ale zonei suita liasica incepe prin conglomerate masive urmate de gresii silicioase cu intercalatii de sisturi argiloase cu carbuni continind o flora cu Equisetitcs muensteri, Thaumatopteris brauniana, Laceropteris angusti-loba etc., indicativa pentru Liasicul inferior. Succesiunea se poate urmari in zona Drencova, unde peste gresiile silicioase urmeaza gresii argiloase, marne, si gresii calcaroase, bogat fosilifere, continind printre altele: Spi-riferina tumida, Loboihyris grestensis, L. punctatus etc, care indicti partea superioara a Liasicului inferior. Succesiunea din zona Drencova se conti-nua cu gresii calcaroase s.i marne cu Gryphaea cymbium, Entolium liassi-num, Cincta numismalis etc, care le confera virsta pliensbachiana. Seria liasica din aceasta zona se incheie cu gresii silicioase, arcoziene, care revin Toarcianului.

In partea centrala a zonei Svinita-Svinecea, la Munteana, se intil-neste un facies calcaros al Liasicului (de Munteana). Suita incepe prin calcare oolitice, feruginoase, fosilifere, continind Lobothyris punctatus, Spirife-rina tumida etc., urmate de calcare noduloase cu Aegoceras planicosta, care indict Hettangian-Sinemurianul; urmeaza calcare grezoase cu Gryphaea cymbium, Cincta numismalis, Aegoceras capricornus etc si gresii tufitice cu Amaltheus margaritatus apartinind Pliensbachianului. Seria liasica la Munteana se incheie cu gresii albicioase cu Lytoceras jurense si Hildoceras bif-rons revenind Toarcianului. Lirnita superioara a Liasicului este o limita de eroziune. Depozitele liasice de la Munteana au o larga dezvoltare spre nord constituind flancul estic al sinclinalului Sirinia.

Doggerul include depozite care urmeaza dupa o intrerupere in sedimen-tare evidenta in zona Munteana si debuteaza printr-un nivel de micro-conglomerate (v. fig. 60). In continuare include calcare spatice cu Stepha-noceras humphriesianum reprezentind Bajocian-Bathonianul, urmate de calcare oolitice, feruginoase, similare stratelor de Klauss, cu Oppelia as-pidoides, Holcophylloceras mediteraneum, Lytoceras adeloides, Macrocepha-lites macrocephahis etc, apartinind Bathonianului terminal-Callovianului timpuriu. Punctul fosilifer clasic de dezvoltare a Doggerului in faciesul stratelor de Klauss este la Grebenul Romanesc linga satul Svinita. In sin-clinalul Sirinia, de la calcare spatice, lateral se trece la un facies predominant marnos cu Bositra buchi, a carui dezvoltare tipica se intilneste in impreju-rimile localitatii Bigar. Dezvoltarea cea mai larga a Doggerului se intilneste in sinclinalul Sirinia. In zonele de margine, Doggerul este foarte sub-tire si incomplet, sau poate chiar sa lipseasca.

Malmul include depozite predominant calcaroase, dispuse in conti-nuitate de sedimentare peste acelea ale Doggerului. Succesiunea de detaliu poate fi urmarita la Munteana si in perimetrul localitatii Svinita. Peste calcarele oolitice, feruginoase, mezojurasice, urmeaza un orizont de calcare

rosii, noduloase (5 - 15 m), cu Sowerbyceras tortisulcatum, Callyphylocems zignodianum, Choffatia subackeria etc. Acestea alcatuiesc orizontul calcare-lor rosii noduloase inferioare si reprezinta Callovianul superior i Oxfor-dianul inferior. Suita Malmului se continua printr-o alternanta de calcare rosii-cenusii cu benzi de silice. Acestea din urma devin din ce in ce mai frecvente incit ajung sa formeze un nivel de silicolite de 3-4 m grosime. Calcarele contin numeroi aptichi si reprezinta Oxfordianul superior si Ki-mmeridgianul inferior. Urmeaza orizontul calcarelor noduloase rosii supe-rioare (10-15 m) cu Aspidoceras acanthicum, A. cyclotum, Lamellapty-chus lamellosus, Punctataptychus punctatus etc. Acestea amintesc faciesul de ,,ammonitico rosso' .i apartin ca virsta Kimmeridgianului tirziu-Tith-onicului timpuriu. Suita Malmului se incheie cu un pachet de calcare mi-critice (10 rn) sau pseudoolitice, cu tintinide, printre care Calpionella al-pina, C. elliptica, Crassicolaria massutiniana etc. atribuite Tithonicului superior. Depozite neojurasice afloreaza in perimetrul localitatii Svinita si in partea centrala a zonei Svinita-Svinecea.

Cretacicul. In prima parte a perioadei cretacice, domeniul danubian a continuat sa evolueze in conditii de cairn tectonic care, in procesul de sedimentare, se reflecta in formarea depozitelor carbonatice. Aceasta si-tuatie se modifica la sfirsitul Eocretacicului cind are loc paroxismul aus-tric.

Neocomianul are dezvoltare completa in imprejurimile localitatii Svinita si in regiunea vaii Sirinia. Include calcare micritice, stratificate, fosilifere (v. fig. 60).

Berriasianului ii revine un pachet de calcare fine din baza suitei neocomiene, cu Berriasella boissieri si tintinide in care Tintinnopsella carpa-thica predomina.

Valanginianul si Hauterivianul includ restul din suita calcaroasa a Neocomianului, reprezentata prin calcare micritice stratificate, cu acci-dente silicioase adesea sub forma de benzi. Calcarele contin o fauna cu Phyl-loceras infundibulum, Holcostephanus astmanus, Duvalia dilatata, Pygo-pe diphioides etc.

Barremianului ii revin depozite care urmeaza in continuitate de sedimentare peste cele neocomiene, fiind reprezentate prin calcare in alternanta cu marnocalcare; ultimele devin treptat preponderente si contin o bogata fauna amonitica cu Silesites seranonis, Lytoceras raricinctum, Macroscaphy-tes yvani, Crioceras duvali, Barremites difficile etc.

Aptianului ii sint atribuite depozitele de la partea superioara a secventei marnoase, in care s-a identificat Deshayesites deshayesi. Depozite barremian-aptiene se intilnesc aproape exclusiv in perimetrul localitatii Svinita.

Cretacicul superior este reprezentat prin depozite care poarta amprenta miscarilor tectonice ce au avut loc in Neocretacic; sint constituite dintr-o suita ritmica, in care primul termen este o gresie calcaroasa, in strate sub-tiri, cu textura convoluta, iar termenul pelitic este o marna. Virsta aeo-cretacica se deduce din pozitia geometrica, fiind suportate de depozite barremian-aptiene. Asemenea depozite sinorogene se intilnesc pe suprafete restrinse pe Valea Sirinia si in sinclinalul Cozla-Camenita.

Din punct de vedere tectonic, zona Svinita-Svinecea prezinta un aranjament in cute-solzi. Acest stil tectonic apare foarte evident pe Valea

Dunarii (fig. 61), in timp ce spre nord cutele isi pierd din amploare si in cele din urma dispar.

Urmarind profilul Vaii Dunarii de la vest spre est, o prima cuta sin-clinala se intilneste in zona localitatii Drencova, Aici, cristalinul hercinic, adica formatiunea de Drencova este incalecata dinspre vest de cristalinul de lelova. La rindul ei, formatiunea de Drencova, avind cristalinul de le-lova in baza, incaleca spre est peste depozitele sedimentare din zona Cozla- Camenita. In felul acesta se contureaza cuta-solz Drencova, care se continua mult spre nord.

Sedimentarul din zona Cozla-Camenita este strins cutat si incaleca spre est peste sinclinalul Sirinia dind cuta-solz Cozla-Camenita. Aceasta din urma, precum si sinclinalul Sirinia care se dezvolta spre est, sint partial acoperite de cristalinul din cuta-solz lelova care nu atinge Valea Dunarii insa se contureaza spre nord intre solzul Drencova si solzul Cozla-Camenita la vest si sinclinalul Sirinia spre est (v. PI. IV). In unele interpretari contactele tectonice mentionate sint considerate ca fiind structuri in piuza; de notat insa ca sint frecvente succesiunile inverse caracteristice structuri-lor de cute-solzi.

In continuare spre est, urmeaza sinclinalui Sirinia in axa caruia se ga-seste o cuta anticlinala secundara care scoate la zi Permianul si Liasicul de la Munteana (v. fig. 61). Mai departe spre est, in profilul vaii Dunarii se contureaza ridicarea leliseva- Povalina, urmata de sinclinalul dc la Greben. Cea mai estica structura este monoclinul de la Cioaca Borii, care se sprijina pe gabbrourile de la luti.

Aranjamentul tectonic al zonei Svinita-Svinecea este rezultatul mis-carilor laramice.

Zona Presacina

A doua zona din domeniul danubian care a evoluat ca arie depresi-onara se situa in partea centrala a acestuia, iar in structura actuala constitute zona de sedimentare Presacina. Aceasta se delimiteaza intre cu-loarul Caransebes-Meliadia spre vest si masivul Godeanu spre est. Spre sud atinge cursul inferior al Cernei, iar spre nord ajunge in Muntii Tarcu. Zona depresionara Presacina era separata de zona Svinita-Svinecea de o ridicare NS pe directia Sfirdinu-Cherbelezu-Ogradena (v. PL IV}.

Ca si in zona Svinita-Svinecea, invelisul prealpin din zona Presacina include depozite neocarbonifere si eopermiene (v. fig. 60).

Carbonifenil. Se atribuie o atare virsta unor conglomerate din partea sudica a zonei Presacina, insa fara o argumentare paleontologica, ci pe baza similitudinii cu depozitele din zona Svinita-Svinecea si pe criterii de superpozitie stratigrafica, acestea suportind depozite eopermiene.

Permianul. Ca si in zona Svinita-Svinecea sint atribuite Permianului conglomerate si gresii rosii cu intercalatii subtiri de argile, carora li se adauga material vulcanic reprezentat prin aglomerate, tufite si mai rar curgeri de lave. Virsta acestora nu este argumentata paleontologic, insa ele se aseamana pina la identitate cu depozitele permiene din zona Svinita- Svinecea. Depozitele permiene afloreaza pe suprafete restrinse la marginea sud-vestica a zonei Presacina, iar in partea centrala se urmaresc pe alinia-mentul localitatilor Mehadia-Cornereva si pe Valea Idegului (Riul Rece).

Invelisul alpin din zona Presacina prezinta o mare similitudine cu acela din zona Svinita-Svinecea, apartinind intervalului Jurasic - Cretacic (v. fig. 60). In zona Presacina, insa, se mai intilneste o formatiune vulcano-gen-sedimentara care, desi pare a fi o variatie laterals, a Mezo- si Neoju-rasicului, are o semnificatie cu implicatii structogenetice mai profundc. In consecinta va fi tratata separat.

Jurasicul. Depozitele jurasice se dispun transgresiv si discordant peste formatiuni mai vechi si prezinta diferentieri litofaciale neesentiale fata de depozitele de aceeasi virsta din zona Svinita-Svinecea.

Liasicul, in ansamblu, este dezvoltat in faciesul de Gresten insa fara carbuni. In baza suitei predominfx comglomerate si gresii, iar subordonat se intilnesc sisturi argiloase. Din sisturi Al. Semaka a descris o flora cu Laccropteris angostiloba, Nilssoniasp., Taeniopteris sp. etc, la care se adauga o asociatie de brahiopode cu Rhaetina gregaria si R. pyrifonnis indicind Liasicul inferior eventual si Rhetianul. Asemenea depozite au o larga ras-pindire si afloreaza pe marginea sudica si vestica a zonei Presacina. In continuitate de sedimentare urmeaza. depozite argiloase-grezoase de culoare neagra. In jumatatea inferioara a acestei suite predomina gresii, iar spre partea super ioara abunda argile negre, sistoase, cu rare lentile cle marno-calcare. Din ansamblul acestora se cunoaste o fauna cu Pecten equivaljis, Entolium liassinum, Waldheimia numismalis, Belemnites paxillosus, Pleu-roceras costatus nudus, Gryphaea cymbium, Grammoceras sp. etc, care le con-fera virsta pliensbachian-toarciana. Asemenea depozite afloreazfi in partea centrala a zonei Presacina.

Doggerul debuteaza printr-un nivel de gresii cuartoase si arcoziene care se dispun peste formatiunea argiloasa a Eojurasicului. Limita foarte neta intre aceste doua entitati litofaciale si schimbarea brusca sugereaza o discontinuitate in procesul de sedimentare, situatia ce se aseamana cu aceea din zona Svinita-Svinecea. Pe criteriul superpozitiei stratigrafice, nivelul grezos-cuartos este atribuit Aaleanianului. In continuitate de sedimentare urmeaza depozite predominant calcaroase reprezentate prin calcarenite, grezocalcare negre slab oolitice si calcare spatice cu separatii elipsoidale caracteristice, urmate adesea de calcarenite. Din calcarele negre provine o fauna cu Stephanoceras humphriesianuin, Parkinsoniaparkinsoni, Lytoceras adeloides, Oppelia subradiata, O.pseudoaspidoides etc. Pe baza acestei asociatii si pe criterii litofaciale, se considera ca depozitele calcaroase ce succed Aalenianul grezos-cuartos revin Bajocianului si Callovia-nului. Depozitele mczojurasice au grosime mica si afloreaza sub forma unor benzi foarte inguste in bazinele vailor Ramna, Topla si Ciumirna din partea centrala a zonei Presacina, la obirsia vailor de la sud si est de Muntele Arjana si pe doua aliniamente paralele cu Valea Cernei.

Malmul, in zona Presacina, este reprezentat prin depozite eminamente calcaroase. Astfel, seria neojurasica debuteaza prin calcare cu accidente silicioase care succed normal calcarenitelor atribuite Callovianului. Fara o argumentare paleontologica, calcarele cu accidente silicioase, cu o grosime in jur de 50 m, sint conferite Oxfordianului. Acestea suporta calcare stra-tificate, noduloase, negricioase verzui in grosime de 20 - 60 m. Din ele s-a identificat asociatia cu Saccocoma. si Globochaete, alaturi de fragmente de amoniti si aptychi insa improprii pentm o determinare specifica. Calcarele noduloase sint atribuite Kimmeridgianului eventual si Tithonicului tim-

atit cit tine peticul de acoperire Godeanu. Pozitia tectonica a Liasicului care suporta formatiunea vulcanogen-sedimentara din Muntele Cozia de la vest de Godeanu este in afara de or ice indoiala. Aceasta situatie de fapt a fost sesizata si consemnata de Al. Codarcea, masa deplasata constituind duplicatura de Arjana. Cercetarile ulterioare de asemenea au relevat si-tuatia tectonica a Liasicului de la vest de Godeanu.

Formatiunea vulcanogen sedimentara in pozitie alohtona se mai in-tilneste m Muntii Arjana, in bazinul superior al riului Topla si in bazinul riului luta de la sud de peticul Godeanu. Mai este de amintit faptul ca ac-tivitatea vulcanica bazica s-a incheiat inainte de sfirsitul Eocretacicului. In consecinta, ceea ce s-a descris in lucrarile recente drept ,,subfacies ofio-litic' al wildflisului in sinclinalul Arjana este in realitate tot un fragment din formatiunea vulcanogen-sedimentara in situatie alohtona.

Din punct de vedere tectonic, zona Presacina se prezinta cutata dis-tingindu-se sinclinale si anticlinale orientate N - S. Flancurile acestora sint faliate incit este ev'identa tendinta de incalecare spre est (fig. 62). Ast-fel, in lungul vaii Cerna se urmareste o structura anticlinala in axa careia apar granitoide de tip Cerna. Spre vest se desfasoara sinclinalul Cerna a carui zona axiala este ocupata de formatiunea de wildflis. Urmeaza un anticlinal faliat in axa caruia apar depozite liasice incalecind peste sinclinalul Cerna. Mai departe spre vest urmeaza o lirga cuta sinclinala in a carei zona axiaia se gasesc depozitele neocretacice din Muntele Arjana incit poate fi desemnata drept sinclinalul Arjana. In continuare, in centrul zo-nei Presacina, pe aliniamentul localitatilor Mehadia-Bogiltin, se urmareste o structura anticlinala faliata, in axa careia apar sisturi cristaline si depozite permiene. Cea mai vestica structura anticlinala, de asemenea faliata, este aceea de pe Valea Ideg (Riul Rece) in axu careia apar sisturi cristaline si depozite permiene. Mai departe spre vest, structurile sint aco-perite de depozite recente din culoarul Caransebes-Mehadia.

In imediata vecinatate a peticului de acoperire Godeanu se intilnesc si structuri tectonice mai complicate. Sub presiunea exercitata de inaintarea pinzei getice sedimentarul danubian la rindul lui s-a deformat generind structuri de tip duplicatura. O astfel de duplicatura a fost conturata de Al. Codarcea in partea sud-vestica a peticului de acoperire Godeanu, in Muntele

NV

V.Ohaba

BogTltin

i

Vf. Cusimici

V.Presadnc

V. Cerna

SE

Fig. 62. Sectiune prin zona Presacina:

Cretacic sup. (wildflis si depozite flisoide); 2 - Cretacic inf.; 3 - Malm; 4 -

Dogger; 5 - Lisiac sup; 6 - Liasic mediu; 7 - Liasic inf. 8 - Permian; 9 - cristalin de

Neamtu; JO - cristalin de Corbu; 11 - granitoide.

Arjana, denumind-o ca atare. In lucrarile mai recente aceasta este contes-tata, eel putin formal, caci de fapt, pe harta este mentinut un contact tectonic care se urmareste de la vest de culmea Cozia, prin bazinul riului Ca-mena si mai departe se continua printre virfurile Arjana si Cusmici. Cu unele modificari de contur, acest contact sugereaza interpretarea data de Al. Codarcea. Insasi prezenta olistolitelor reclama o asemenea deplasare tectonica si multe din blocurile exotice, in primul rind acelea constituite din formatiunea vulcano-sedimentara, sint fara indoiala klippe tectonice. Aran-jamentul tectonic al zonei Presacina este o consecinta a paroxismului laramic.

Zona Cerna-Jiu

Cea de a treia zona de sedimentare a domeniului danubian se caracteri zeaza prin dezvoltarea unei intinse platforme carbonatice care s-a format incepind din Mezojurasic si pina spre sfirsitul Eocretacicului (in Aptian). Prin aceasta, zona Cerna-Jiu se diferentiaza esential de celelalte zone de sedimentare ale domeniului danubian si evidentiaza pozitia sa de margine in cajdrul ariei danubiene.

In structura actuala, zona Cerna-Jiu apare mult mai extinsa decit celelalte zone, delimitindu-se din valea Cernei spre est, pe versantul sudic al Muntilor Vilcan pina in Valea -Jiului pe care o depaseste ajungind pina in Valea Oltetului la Polovraci (v. PI. IV;). Astfel delimitata, in afara de masa compacta de calcare ce se urmareste din Muntii si Platoul Mehedinti spre est, petice izolate de depozite apartinind acestei zone se mai intilnesc pe ambii versanti ai Muntilor Paring. Spre sud si vest, zona Cerna-Jiu se extinde mult si include Muntii si Platoul Mehedinti ajungind pina in zona Cazanelor. Astfel circumscrisa, zona Cerna-Jiu, in cea mai mare parte, a functionat ca o arie de sedimentare marginala in care s-au dezvoltat fa-ciesuri recifale, mai ales in Neojurasic si Eocretacic. Incepind inca de la sfirsitul Eocretacicului, bazinul de sedimentare a intrat intr-o faza de insta-bilitate tectonica incit caracterul sedimentatiei s-a modificat, in final a-jungindu-se la acumularea unor depozite de tip wildflis (v. fig. 60).

Carboniferul superior. Primul termen al suitei sedimentare din zona Cerna-Jiu poate fi considerat ceea ce L. Mrazec a denumit ,,formatiunea de Schela'. Este un ansamblu de depozite pelitice si psamito-psefitice, cu antracit, purtind amprenta unui metamorfism foarte slab. In cuprinsul acesteia, in mare, se disting: un orizont inferior constituit din metacon-glomerate si metagresii; un complex median format preponderent din sis-turi cu pirofilit si cu cloritoid in care se intercaleaza, procentual subordo-nat, metaconglomerate si metagresii continind strate subtiri de antracit; un orizont superior de metaconglomerate si metagresii. In sisturile cu pirofilit i cloritoid V. Mutihac si Gh. C. Popoescu au pus in evidenta existenta unor intercalatii mixte de minerale micacee, paragonit/phengit i paragonit/ muscovit. Acestea, alaturi de pirofilit, constituie indicatori mineralogici pentru anchizona care, in acceptiunea moderna, este considerata ca stadiu de trecere intre diageneza si metamorfism.

Anchimetamorfismul formatiunii de Schela este un dinamometamor-fism generat de eforturile declansate de tectonica alpina, in primul rind de sariajul getic.

Formatiunea de Schela se intilneste pe versantul sudic al Muntilor Vilcan, la Schela - Gorj, unde apare intr-o situatie tectonica foarte com-

plicata si unde contine strate exploatabile de antracit. Sisturi cu pirofilit mai sint men^ionate de I. Preda, in bazinul riului Motru Sec in regiunea localitatii Obirsia. Pe versantul nordic al Muntilor Paring, formatiunea de Schela se urmareste la contactul dintre pinza getica si autohtonul danubian incepind din valea Jiului de la Iscroni spre est pina in valea Jietului si pe o buna distanta in lungul acesteea din urma.

Detectata si separata ca atare de Gh. Paliuc si Gh. Manolescu, forma-tiunea de Schela din Paring a fost apoi ignorata ca entitate petrofaciala dis-tincta si inclusa de L. Pavelescu in ceea ce s-a numit ,,seria de Tulisa' care, in cea mai mare parte, includea sisturi cristaline hercinice. Separind cele doua entitati (sisturile cristaline hercinice si formatiunea de Schela), ,,seria de Tulisa', in mod firesc, ramine fara con^inut si ca atare se impune aban-donarea acestei denumiri.

Virsta formatiunii de Schela mai este inca controversata, desi a oferit oasociatie de plante fosile foarte bogata, sau poate tocmai de aceea. Astfel, Al. Semaka mentioneaza de la Schela exemplare de Calamites imdulatus, Annularia stellata, Todites denticulata etc, indicative pentru Neocarbonifer; tot de la Schela, Gh. Manolescu si I. Mateescu au descris exemplare de Otozamites bekei, Anomozamites inconstants, Pterophyllum rigidum etc, care pledeaza pentru virsta liasica. Concluzia fireasca ar fi ca formatiunea de Schela este o entitate comprehensiva neocarbonifera-eoliasica; similitudinea litofaciala, la care se adauga tectonizarea intensa, ar face imposibila identi-ficarea si separarea a ceea ce apartine Neocarboniferului, de ceea ce apar-tine Liasicului. Multi insa inclina sa atribuie formatiunii de Schela virsta neocarbonifera.

O situatie alohtona, in sensul ca formatiunea de Schela nu ar apartine zonei Cerna-Jiu, ci ar fi deplasata tectonic in baza pinzei getice, nu este exclusa.

In zona Cerna-Jiu nu se cunosc depozite permiene. Jurasicul are o larga raspindire si, exceptind Jurasicul inferior, imbraca faciesuri recifale (v. fig. 60).

Liasicul, ca si in celelalte zone, reprezinta primul termen cu care se instaleaza ciclul alpin; include depozite care indica faciesul de Gresten (conglomerate, gresii cuartoase si arcoziene cu intercalatii de sisturi argi-loase cu carbuni) care se dispun transgresiv si discordant peste fundamentul cristalin. Din ele se cunosc asociatii de plante cu Coniopteris hytnenophyl-loides, Sphaenopteris obtusifolia, Equisetites lateralis etc. Liasicul se intilneste in Platoul Mehedinti, unde apare pe o zona ce urmareste structura anti-clinala dintre localitatile Balta si Baia de Arama. Din valea Motrului spre est, apare ca o zona ingusta, aproape continua, la baza depozitelor mezo-zoice, pina in Valea Jiului. La est de Jiu, depozite liasice apar sporadic, de exemplu in satul Crasna de unde se cunoaste o flora fosila foarte bogata, cu Nilssonia orientalis, Pterophyllum longifolia, P. rigidum etc. Spre sfir-situl Liasicului, eel putin in partile marginale ale zonei Cerna-Jiu, se constata o lacuna de sedimentare.

Doggerul include depozite reprezentate in principal prin roci carbo-natice, cu o grosime pina la 20 m si cu frecvente variatii laterale si pe verticala; sint constituite mai ales din biosparite si micrite: adesea contin fragmente scheletice de lamelibranhiate, gastropode, echinoide, corali, fora-minifere etc; se mai intilnesc calcare spatice grezoase, calcare cenusii, dolo-

mite etc. Pina in prezent nu se cunoaste un continut paleontologic semnifi-cativ pentru datarea riguroasa a acestor depozite; au fost atribuite Jurasi-cului mediu numai pe criteriul superpozitiei stratigrafice, ele urmind ace-lora liasice. In zona de margine, depozitele mediojurasice ajung sa se dis-puna direct peste sisturile cristaline. Sint bine deschise la manastirea Tismana unde se constata o discontinuitate litologica intre Liasic si Dogger.

Malmul este aproape exclusiv carbonatic si se afla in baza unei impo-tante mase de calcare care are o larga dezvoltare in Platoul Mehedinti si pe versantul sudic al Muntilor Vilcan, si care, ca virsta, corespunde in cea mai mare parte Eocretacicului. Aceasta fiind situatia, este foarte dificil sa se traseze limita neta intre sistemele Jurasic si Cretacic.

Se atribuie Jurasicului superior un complex carbonatic ce poate atinge 200 m grosime, constituit din calcare si dolomite. Acesta debuteaza printr-un nivel argilos-grezos pina la 20 m grosime. Din nivelele superiore ale comple-xului carbonatic, Gr. Pop. mentioneaza o asociatie de tintinide cu Crassi-collaria intermedia, Calpionella alpina, C. elliptica si mai rar Tintinnopsella carpathica, iar dintre alge, Clypeina jurassica, asociatie indicative, pentru Neojurasic.

Cretacicul. In Eocretacic s-au inen^inut conditiile de sedimentare din Neojurasic, incit au continuat acumulari carbonatice (v. fig. 60).

Neocomianului i-ar reveni un pachet de calcare stratificate, pf edorn inant micritice, in grosime pina la 50 m care urmeaza peste calcarele atribuite Malmului. In astfel de calcare D. Mercus a identificat Tintinnopsella car-pathica si Stenosemelopsis hispanica, iar din blocuri de calcare asemanatoae remaniate in depozitele Cretacicului superior, Gr. Pop mentioneaza. Calpionella alpina, C. elliptica, Crassicollaria brevis, C. parvinula,Remaniella cadischiana etc., primele doua specii avindo frecventa foarte ridicata. Conti-nutul mentionat indica virsta neocomiana.

Barremian-Aptianului se atribuie cea mai mare parte din masa cal-caroasa ce constituie platforma carbonatica din zona Cerna- Jiu. Aceasta este dezvoltata in facies urgonian incluzind calcare masive care urmeaza peste calcarele stratificate cu tintinide atribuite Neocomianului. Inansamblu, calcarele sint constituite dintr-o gama larga de varietati, mai frecvente fiind acelea care definesc biosparitele, calcarele pelitice, calcarele micritice si biolititele; rnai rar calcarele masive formeaza recifi (bioherme). Frecvent calcarele barremian-aptiene contin schelete greu detasabile de pachiodonte, nerinea si alte gastropode, alge si foraminifere, cu predominarea miliolidelor si orbitolinelor. Pe alocuri calcarele au fost puternic afectate de presiunile tectonice incit au ca.pa.tat un tectofacies particular, curn se mtimpla. in ba-zinul Susitei, sau pe versantul nordic al Muntilor Paring. Din calcare urgoniene se cunosc exemplare de Requienia atnonia, R. scalaris, Toucasia cari-nata, la care se adauga orbitoline si Baccinella irregularis, continut care, in ansamblu, indica Barremian-Aptianul. Calcarele urgoniene ocupa suprafete intinse incepind din Muntii Mehedinti spre est pina in Valea Jiuiui. Pe aceasta intindere ele vin in contact cind cu calcare dolomitice ale Dogge-rului, cind cu depozite liasice si foarte frecvent ajung sa se dispuna direct peste fundamentul cristalin, situatie care pune in evidenta caracterul lor ingresiv. Din Valea Jiuiui spre est, calcarele urgoniene apar sporadic pe ambii versanti ai Muntilor Paring, intilnindu-se la Polovragi, pe Valea Jietului, pe Valea Jiuiui la Iscroni etc.

Neocretacicul, ca si in celelalte zone, corespunde unei etape de insta-bilitate tectonica incit s-au format depozite sinorogene (v. fig. 60).

Vraconian-Cenomanianul include depozitele care urmeaza, dupa lacuna cle sedimentare corespunzatoare paroxismului austric. Acestea prezinta caracter dc preflis si au fost descrise de Al. Codarcea sub numele de ,,strate de Nadanova'. In Platoul Mehedinti, undo au dezvoltarea completa pe Va-lea Nadanovei, se deosebesc: un nivel inferior constituit dintr-o alternants, de calcare cu accidente silicioase si marne sistoise din care provin exemplare de Parahibolitcs tourtiae si fragmente de orbitoline; un nivel superior alca-tuit din marnocalcare, marne i argile cu intercalatii de gresii fine, din care provine o asociatie microfaunistica cu Rotalipora appenninica, R. reicheli, Praeglobotruncana stephani, Globotruncana helvetica etc. Continutul paleon-tologic confera stratelor de Nadanova virsta Albian tirziu (vraconiana)-Cenomanian, eventual si Turonian timpuriu. Strate de Nadanova se intil-nesc in toata zona Cerna-Jiu, dispuse ^constant peste calcare urgoniene; nu peste tot insa au dezvoltare completa. In Muntii Vilcan, de pilda., se pare ca sc intilneste numai nivelul superior. Pe alocuri, strateie de Nadanova au fost afectate tectonic capatmd un aspect sistos caracteristic, situatie in care au fost denumite foarte sugestiv, de L. Mrazec, ,,sisturi lemnoase' (in Valea Susitei).

Turonian-Senonianul corespunde unei etape foarte agitata, in care s-a desfasurat si s-a desavirsit al doilea paroxism getic. In consecinta depozitele acumulate in acest interval poarta amprenta evenimentelor tectonice con-temporane, ele fiind reprezentate in ansamblu printr-o format iune de wildflis.

Formatiunea de wildflis se dispune transgresiv peste strateie de Nadanova; este constituita din depozite predominant argilo-grezoase sau gre-zoase-argiloase; termenul argilos are o culoare inchisa pina la neagra si o structura haotica. Strateie sint intens cutate s,i framintate, fenomenul de budinaj fiind omniprezent. In cuprinsul wildflisului nu s-a putut face o orizontare, cu exceptia delimitarii unor episoade mai grosiere descrise cu denumiri locale, cum sint gresia de De]deriu, gresia de Simaru, gresiade Virciorova etc. In regiunea localitatii Valari si in Platoul Mehedinti, forma-tiunea de wildflis este strabatuta de vulcanite de tip bazalt-andezitic. In masa argilo-grezoasa sint insedimentate elemente exotice (olistolite) de constitutie litologica foarte diferita; predomina calcarele malm-eocretacice proprii zonei Cerna-Jiu, insa se mai intilnesc sisturi cristaline reprezentate prin gnaise, micasisturi etc., de felul acelora din cristalinul getic, gresii cuartoase de tipul acelora din Liasic, depozite ritmice cu caracter de flis amintind flisul de Serverin, serpentinite, gabbrouri, roci dolerit-bazal-tice specif ice de asemenea pinzei de Severin, etc.

Formatiunea de wildflis se extinde in toata zona Cerna--Jiu, fiind intilnita din valea Oltetului pina in regiunea Cazanelor, precum si pe ver-santul nordic, la Iscroni. Cea mai larga extindere o are insa in Platoul Mehedinti unde se distinge prin abundenta si variabilitatea elementelor exotice. In partea centrala a Platoului Mehedinti, de o parte si de alta a peticului de acoperire Bahna i mai ales in bazinul riului Brebina, catre nivelele superioare ale formatiunii de wildflis elementele exotice devin din ce in ce mai abundente fiind constitute mai ales din ofiolite. In felul acesta s-a ajuns la un amestec haotic de material exotic si autohton, fapt ce face

foarte dificila separarea formatiunii de wildflis, de unitatea (pinza) de Severin de deasupra. Aceasta situate 1-a facut pe I. Sta.no iu sa includa la formatiunile sedimentare neocretacice tot ce se gaseste sub cristalinul din peticul de acoperire Bahna, negind in felul acesta existenta pinzei de Severin in aceasta regiune.

In afara de faptul ca. o orizontare stratigrafica riguroasa in conditiile date este foarte relativa, obiectia care se poate aduce unei atare interpretari este ca se neglijeaza tocmai interventia proceselor geotectonice majore care in aceasta situatie au avut un rol definitoriu. Masele compacte de ofio-lite, ce acopera zeci de kilometri patrati in bazinul Brebina si la sud de acesta, nu pot fi reduse la simple blocuri insedimentate (olistolite). Ele apartin fara indoiala pinzei de Severin, care, de fapt, a fost principalul furnizor de material exotic pentru acumularile neocretacice. O buna parte din blocurile care par insedimentate in depozite neocretacice sint de fapt ,,inecate' tectonic datorita presiunilor de impingere la care au fost supuse. Procesul a putut avea loc si invers: materialul politic, neocretacic, sub pre-siunea acelorasi forte tectonice, s-a putut insinua pe fisuri in materialul din corpul pinzei, sau fragmente din substrat au putut fi antrenate in masa pinzei. Distingerea acestora, in situatia actuala, este foarte dificila; de aici dificultatea delimitarii formatiunii de wildflis neocretacice de pinza de Severin. Chiar daca intrucitva conventional, urma planului de sariaj al pinzei de Severin in aceasta zona trebuie trasata la baza maselor compacte de ofiolite, sau, in lipsa acestora, la baza flisului de Severin.

Formatiunea de wildflis mai afloreaza pe suprafete intinse in bazinul Riului Cosustea. Pina nu de mult acest sector era considerat ca reprezentind o a patra zona de sedimentare in cadrul domeniului danubian. Argumentele care au stat la baza unei atare aprecieri au fost oferite de prezenta unor faciesuri ale Jurasicului mediu-superior, cum ar fi marnele cu Bositra, sau sisturile ariloase cu jaspuri, deosebite de acelea specifice zonei Cerna-Jiu. Acestea insa reprezinta elemente exotice si nu apartin zonei Cosustea.

De fapt, in bazinul Riului Cosustea nu se intilnesc in situ decit depozi-tele formatiunii de wildflis. Daca sub acestea se gaseste suita de depozite specifice zonei Cerna-Jiu, nu se stie; cert este ca pe un aliniament mult mai extern, la Ciovirnaseni, prin foraje, sub depozitele tertiare, s-au intilnit calcare neojurasice-eocretacice caracteristice zonei Cerna-Jiu. In aceasta situatie, bazinul Cosustea, situat in interiorul zonei Cerna-Jiu, nu a putut evolua ca o zona de sedimentare independents..

Virsta turonian-senoniana a formatiunii de wildflis din zona Cerna-Jiu se deduce din superpozitia stratigrafica aceasta urmind peste stratele de Nadanova. In acest sens pledeaza si continutul microfaunistic (Globotnm-cana lapparenti, G. stuarti etc.) mentionat de Al. Codarcea, iar I. Preda a identificat un amonit apartinind speciei Rauericeras gardeni semnificativa pentru Campanian.

Elemente exotice. In zona Cerna-Jiu, in afara de sedimentarul propriu acestei zone, se intilnesc depozite care, in afara de pozitia lor evident aloh-tona, au si o alcatuire predominant argilo-siltica si subordonat micritica, ceea ce vadeste caracterul lor bazinal sau pelagic-hemipelagic. Asemenea depozite se intilnesc in partea central-sudica a ariei de aflorare a autohto-nului danubian pe aliniamentul Dubova-Toplet, iar in partea estica in bazinul Riului Cosustea.

Pe aliniamentul Dubova-Toplet, Gr. Pop a descris o suita. de depozite a caror situatie alohtona este clara. In cuprinsul acestora el a descris trei

formatiuni si anume:

formatiunea argilo-siltica. inferioara, in grosime de 80 m, sistoasa,
cu nodule silicioase si cu intercalatii subtiri de micrite si biomicrite. Conti-
nutul paleontologic, reprezentat prin Globochete alpina, Colomisphaera fi-
brata, C. carpathica, Paramitosphaera malmica, Saccocoma sp. etc, atesta
apartenenta formatiunii argilo-siltice inferioare la Oxfordian-Tithonic
timpuriu ;

o formatiune preponderent carbonatica, in grosime de 30 m, consti-
tuita in principal din micrite si biomicrite argiloase cu nodule silicioase,
care contin printre altele Calpionella alpina, Calpionellopsis simplex, C.
oblonga etc, semnificative pentru Tithonicul superior-Berriasian;

o formatiune argilo-siltica superioara lipsita de silicolite, cu inter
calatii subordonate de micrite si biomicrite argiloase. Continutulpaleonto
logic cu Cadosinia semiradiata si Tintinnopsella carpathica, T. longy etc.
indica virsta Berriasian tirziu-Valanginian timpuriu a acestei formatiuni.

Se poate deci spune ca sedimentarul descris apartine Malm-Neocomia-nului.

In regivmea Cazanelor, unde se cunosc relatiile formatiunilor descrise cu substratul, se constata ca acestea se dispun peste wildflisul neocretacic al zonei Cerna-Jiu si suporta cristalinul de Sebes-Lotru apartinind pinzei getice. Asemenea relatii releva caracterul alohton^al depozitelor tithonic-neocomiene de pe aliniamentul Dubova-Toplet. In acelasi sens pledeaza si deformarile plicative intime ale acestor formatiuni, ele fiind strins cu-tate si laminate ca urmare a presiunilor tectonice la care au fost supuse.

In afara de formatiunile mentionate, pe acelasi aliniament se intilnesc, sub forma de blocuri izolate, calcarenite crinoidale, calcirudite masive si mai rar calcare noduloase. Chiar daca adesea acestea sint in relatii de superpozitie fata de formatiunile argilo-siltice, asemenea situatii sint intimpla-toare incit contactele nu sint normale, originea diferita a calcarelor masive fiind evidenta.

Bazinul Riului Cosu^tea este cea de a doua zona in care s-a conservat sedimentar alohton. Acesta apare ca elemente dispersate si cu extinderi variate. In rindul acestora se presupune prezenta depozitelor liasice. S-a identificat pe baze paleontologice existenta depozitelor de virsta mezo-jurasica si este certa prezenta depozitelor malm-neocomiene, desi numai pe criterii litofaciale.

Liasicului i se atribuie unele gresii silicioase grosiere, care se intilnesc ca blocuri de dimensiuni relativ reduse si de obicei in relatii de superpozitie fata de wildflisul neocretacic. Virsta liasica a acestora nu este argumentata paleontologic, ci se presupune pe baza similitudinii litofaciale cu depozitele de aceeasi virsta in situ cunoscute in domeniul danubian si in primul rind in zona Cerna-Jiu.

Dogerul este reprezentat prin marnocalcare cenusii cu belemnitin si cu Bositra buchi si se intilnesc de asemenea ca blocuri de dimensiuni in general sub un metru. Acestea se aseamana pina la identitate cu depozitele de aceeasi virsta din regiunea localitatii Bigar din zona Svinita-Svinecea.

Malm-Neocomianul include depozite mai variate si cu o evidenta stra-tificatie, incit se poate stabili o oarecare succesiune. Astfel, in Valea Co^ustea se intilneste o suita de depozite care debuteaza printr-o alternanta de gresii calcaroase si argile siltice in care se intercaleaza strate subtiri de marno-calcare sideritice. Acestea, pe verticals., tree la o formatiune predominant carbonatica constituita dintr-o alternanta de marnocalcare sistozate si cal-care micritce carora li se adauga frecvent sisturi argiloase rosii. Deasupra acestora se intilnesc pe alocuri calcare noduloase, rosietice, cu silicifieri. Depozitele descrise stau pe wildflisul neocretacic, iar pina in prezent nu se cunoaste con^inutul lor paleontologic, insa ele prezinta similitudine cu de-pozitele malm-neocomiene de pe aliniamentul Dubova-Toplet, incit cu certitudine au aceeasl virsta. Calcarele masive, care in zona Cosustea se intilnesc sub forma de blocuri sau ca petice de acoperire, frecvent se dis-pun peste wildflisul neocretacic al zonei Cerna-Jiu; adesea prind sub ele si depozite alohtone mezo- sau neojurasice, insa relatiile dintre ele sint evident tectonice. Virsta calcarelor masive din bazinul riului Cosusted nu este dovedita paleontologic, insa se poate aprecia ca apar^in Malmului si Eocretacicului si ca provin din partile mai vestice ale zonei Cerna-Jiu.

Daca depozitele mezojurasice cu Bositra buchi si calcarele masive se gasesc mai spre vest in zonele lor de sedimentare de unde au putut fi de-plasate tectonic, nu acelasi lucru se poate spune despre depozitele malm-neocomiene de pe cele doua aliniamente. O zona de sedimentare in care sa se f i acumulat asemenea formatiuni nu se cunoaste in aria de af lorare a autohtonului danubian. Judecind dupa faciesul deosebit pe care il prezinta sedimentarul in cauza, se poate admite ca acesta s-a format in vecinatatea sau chiar in zona de expansiunc care a generat flisul de Sever in. De aici a putut fi dislocat si rabotat de pinza getica. In acelasi mod axi putut fi antrenate si depozitele mezojurasice in faciesul marnelor cu Bositra, precum si calcarele masive. Acesta fiind mecanismul de punere in loc a elemen-telor exotice, semnificatia lor tectonica nu depaseste in amploare pc aceea a klippelor de rabotaj, sau a elementelor insedimentate (olistolite).

Invelisul sedimentar autohton propriu-zis, a suferit deformari tectonice care au condus la structuri de tip duplicatura (fig. 63). Astfel, in partea de vest a Platoului Mehedinti se remarca o dublare a sedimentaruiui, rele-vata de o imensa masa de calcare masive apartinind Neojurasicului si Eocretacicului, care se dispune peste formatiunea de wildflis neocretacica, al-catuind ceea ce Al. Codarcea a denumit ,,duplicatura de Cerna' . Aceasta se urmareste cu un contur sinous de la localitatea Izverna spre sud-^est pina in Muntele Domogled, deci pe o distanta de, mai bine de 20km. Fruntea acestei duplicaturi se gaseste sub peticul de acoperire Bahna si respectiv sub pinza de Severin.

O' a doua duplicatura a fost conturata de V. Mutihac la nord de localitatea Valari, unde calcare masive neojurasice si eocretacice stau tectonic peste depozite neocretacice formind duplicatura de Dobrita.

Incadrarea duplicaturilor mentionate in rindul olistolitelor, cum se incearca in unele interpretari, nu au nici o }ustificare. pe linga faptul ca ar contraveni definitiei de olistolit.

In afara de deformarile mentionate, care pot fi considerate clemente tectonice majore ale zonei Cerna-Jiu, se mai intilnesc cute sinclinale si anti-clinale in bazinul Riului Suseni si in imprejurimile localitatii Runcu.

Tectonica disjunctiva este subordonata tectonicii plicative. Printre faliile mai importante se remarca aceea din partea de nord a Platoului Mehedinti, care se poate urmari intre localitatile Izverna si Ponoare. Aceasta a provocat o importanta decrosare care afectcaza intreg'ansamblul arhitec-tural. O a doua^ falie se urmareste mai la nord, in regiunea localitatii Obirsia-Closani. In afara de structurile mentionate care, in majoritate, sint efecte ale tectogenezei laramice, se intilnesc si deformari mai recente. In rindul acestora se numara grabenul Cernei, o arie ingusta marginita de doua falii care urmaresc Valea Cernei.

7.1.2. Tectonica autohtonuiui danubian

In aria carpatica si chiar in contextul mai larg al ariei alpine centrale si sud-est europene, autohntonul danubian reprezinta marginea continentals, instabila a placii euroasiatice sau poate, mai exact, a microplacii moesice. In comparatie cu restul marginii continentale instabilc limitrofe Carpatilor, sectorul danibian a fost ridicat si implicat mai intens in structogeneza alpina.

Aranjamentul tectonic propriu autohtonuiui danubian poarta am-prenta incalecarii lui de catre pinza getica si s-a desavirsit in urma tectogenezei laramice (v. fig. 63), cind autohtonul danubian s-a individualizat ca unitate tectonica majora a Carpatilor Meridionali.

Principalele elemente tectonice si in acelasi timp si specifice autohtonuiui danubian, sint duplicaturile. Acestea au fost generate de presiunea exercitata de pinza getica. In rindul acestora se numara duplicatura de Arjana din sud-vestul peticului de Godeanu, duplicatura de Cerna din Muntii Mehedinti, si duplicatura de Dobrita.

Fundamentul cristalino-granitic a fost influentat de asemenea de efor-turile generate de incalecarea pinzei getice si a suferit la rindul lui deformari specifice.

Spre deosebire de invelisul sedimcntar, deformarile predominant rup-turale ale fundamentului au condus la compartimentarea acestuia in mai multe blocuri separate intre ele prin falii. Sint frecventefaliile inverse, incit intre diversele blocuri se remarca relatii de incalecare in regiunea Poiana Marului la vest de masivul Virful Pietrei, si in regiunea localitatii Schela-Gorj de pe versantul sudic al Muntilor Vilcan (v. pi. IV):

- La Poiana Marului se constata raporturi de superpozitie tectonica intre cristalinul de Zeicani si sisturile cristaline hercinicc (Formatiunea de Vidra). Aceste raporturi nu depasesc amploarea unor incalecari ce definesc faliile inverse.

De asemenea nu sint argumente pentru a se diferentia, in cuprinsul autohtonuiui danubian, un asa-zis danubian intern (superior) si un altul extern (inferior) cu rol de unitati structogenetice distincte, caci, cu unele particularitati neesentiale, cele doua entitati petrofaciale constituiente -- cristalinul de Lainici-Paius si amfibolitele de Dragsan -- ca si sisturile cristaline hercinice, se regasesc in diverse sectoare de pe tot intinsul autohtonuiui danubian.

to

U1 CJ1

Fig. 63. Sectiuni prin Carpatii Meridionali: 1 - Cristalinul de Scbos -Lotru; 2 .- cristalinul de Lainici- -Paius; 3 - cristalinul dc Dabica; -t - cristalinul de Drag?aii;-5 - cristalinul hcrciuic supragctic (a -de Batritia; l> - de Govajdia; c -- de Ghclari; d - de Pades; e - do Locva); 6 - ciistalin hereinic tlanubiau ; 7 C.arljoiiifer, .sup; ,S formatiunca de Srhcla; 9 Permian; 10 -- Jurasic-Cretacic inf; 11 - flis de Sevcrin (th-ne); 12 - Cretacic sup; lj - depresiuni post! ect'mice; 14 - grauitoidc; 15

riatite

Singurele deosebiri litofaciale privesc sedimentarul postliasic. Acesta releva ca autohtonul danubian de la SSE de falia Cernei (zona Cerna-Jiu) corespunde zonei marginale a bazinului de sedimentare, in timp ce sectorul de la VNV de falie reprezinta zona de larg. In structura actuala aceste doua zone sint separate prin falia Cernei, care compartimenteaza autho-tonul danubian in doua blocuri, insa fara nici o semnificatie structogene-tica distincta.

- In regiunea Schela-Gorj exista, de asemenea, o deformare impor-tanta a fundamentului cristalino-granitic danubian. In lungul unor fracturi, cristalinul de Lainici-Paius si granitoidul de Susita au fost impinse peste formatiunea de Schela dind structuri de tipul cute-solzi cu o tectonica foarte complicata. Avansarea tectonica mai accentuata a fundamentului dislocat a fost favorizata de plasticitatea formatiunii de Schela. Relatiile tectonice de la Schela par sa se prelungeasca si in Valea Jiului la Rafaila, sisturile cu cloritoid de aici fiind implicate in deformare.

O falie importanta se urmareste directional pe versantul sudic al Mun-tilor Paring si Vilcan, ajungind pina la Valea Cernei. In unele interpretari, aceasta dislocatie este considerata a reprezenta urma unui sariaj her-cinic de mare amploare. In interpretarea data de Th. Berza et al. 1983, sariaj ul ar fi adus granitoidul si amfibolitele de Dragsan, care constituie Muntii Retezat si versantul sudic al Muntilor Paring^si Vilcan, m super-pozitie tectonica peste cristalinul de Lainici-Paius. In felul acesta, granitoidul de Buta si cristalinul de Lainici-Paius din aceasta zona ar aparea in fereastra tectonica.

Lasind la o parte faptul ca nu exista nici o dovada ca sub corpul
granitic de Retezat se gaseste cristalin de Lainici-Paius, nici conturul
acestei dislocatii nu sugereaza posibilitatea unei atare interpretari; dimpo-
triva, traseul ei aproape rectiliniu se opune unei astfel de supozitie. Atit
contactul tectonic de pe versantul Paringului si Vilcanului, cit si acela din
Retezat, care aduc amfibolitele de Dragsan in relatie de superpozitie tec
tonica fata de cristalinul de Lainici-Paius, sint importante falii inverse. .
Ele compartimenteaza autohtonul danubian in blocuri ce au tendinta de
a se incaleca de la NV spre SE dind structuri de imbricare de tipul digi-
tatiilor.

Cu privire la virsta deformarilor amintite se poate spune cu certitu-dine ca sint postsudete, caci sub planul de incalecare sint prinse sisturile cristaline hercinice. Tendinta de incalecare a amfibolitelor de Dragasan peste cristalinul de Lainici-Paius este efectul paroxismului laramic. Fara. indoiala ca au fost afectate si formatiunile care par sa acopere falia, insa deform area lor este mai greu de sesizat.

Pe intinsul autohtonului danubian se intilnesc si alte deforrnari de tipul celor mentionate, dar care nu depasesc amploarea si semnificatia unor falii inverse. Ele nu reflects, structuri de sariaj, incit delimitarea m cuprinsul autohtonului danubian a mai multor unitati tectonice (de Ma.ru, de Caleanu, cle Olteana etc. - 14 la numar) care figureaza pe hard mai recente, este fara indoiala o exagerare. Asa-numitele unitati nu prezinta nici o particula-ritate structogenetica esentiala care sa justifice o asemenea distinctie. Ele ramin simple blocuri, ca rezultat al unor deforrnari cu caracter predominant ruptural.

Cit despre tectonica hercinica a autohtonului danubian, nu se poate nega existenta unor deformari de aceasta virsta, insa detectarea lor este foarte anevoioasa, ele fiind estompate de metamorfismul sudet, si mai ales de tectogenezele alpine.

Autohtonul danubian a fost afectat s.i de deformari mai recente, ex-clusiv rupturale. Ele au caracter subsecvent s.i decroseaza structurile lara-mice. Asemenea situatii se intilnesc in partea de nord a Platoului Mehedinti. Postlaramic este s,i grabenul Cernei insa formarea acestuia se datoreaza probabil reactivarii unei falii mai vechi (falia Cernei).