Depresiunea Predobrogeana

Depresiunea Predobrogeana

Depresiunea Predobrogeana, intuita de Gh. Munteanu-Murgoci si detectata ulterior prin investigatii geofizice si prin foraje, este situata in fata Orogenului nord-dobrogcan, de care este separata prin falia Galati-Sfintu Gheorghe. Spre nord-vest se continua in sudul Moldovei, unde este cunoscuta drept Depresiunea Birladului. Cu alte cuvinte, Depresiunea Predobrogeana include doua sectoare: unul estic sau sectorul predobrogean si altul vestic, sectorul moldav sau Depresiunea Birladului. Acestea sint separate printr-un prag situat in regiunea Prutului inferior. Spre nord Depresiunea Predobrogeana se intinde pina la falia Falciu-Tirgu Plopana si in prelungire la est de valea Prutului care ramine la nord de Dunare (v. fig. 2).

Din punct de vedere morfologic. Depresiunii Birladului ii corespund Colinele Tutovei, iar sectorului predobrogean ii corespunde Delta Dunarii.

1. Stratigrafia

Depresiunea Predobrogeana a luat nastere prin afundarea unui sector din partea nordica a Orogenului nord-dobrogean la inceputul Mezojurasicului, si prin fracturarea si coborirea unei zone de la marginea sudica a Platformei est-europene. Asadar Depresiunea Predobrogeana are un fundament mixt; unul stabil de origine est-europeana si altul cutat, de origine nord-dobrogeana. Prin aceasta depresiunea Predobrogeana se situeaza in rindul depresiunilor premontane.

Peste fundament se dispun formatiunile depresiunii, care incep cu Doggerul, traversate de foraje la Letea, Caraorman, Rosetti, Stipoc, Maliuc si mai ales in Depresiunea Birladului, la Oancea, Baneasa, Craiesti, Glavanesti etc. Multe dintre foraje au patruns in fundamentul depresiunii (fig. 24).

Fundamentul de origine est-europeana. In partea de nord a Depresiunii Birladului, prin mai multe foraje, s-a interceptat fundamentul est-european. Astfel, in regiunea Birlad la adincimea in jur de 2 000 m s-au intilnit depozite detritice, adesea carbonatice, din care se cunoaste o asociatie micro-floristica ce ar indica Devonianul. In forajele de la Oancea pe Prut, Baneasa si Zarnesti, sub depozitele mezojurasice si neojurasice, s-a treversat o suita de depozite reprezentate prin gresii calcaroase sau silicifiate, cenusii, brune sau violacee, argile visinii, calcare brecioase cu ocurente de anhidrit. Acestea pot atinge grosimea de cca l 000 m in partea sudica scazind treptat spre nord.

In lucrari mai recente, D. Paraschiv descrie depozitele amintite sub diferite denumiri ca: formatiunea de Baneasa, formatiunea de Zarnesti etc. si le atribuie virsta permiana sau mai comprehensiva, insa pe argumente neconcludente. Mentionam ca la est de Prut, in zona localitatii Baimaclia, in depozite asemanatoare s-a identificat o asociatie microfloristica indicativa pentru Triasic. Fara indoiala ca acestea se prelungesc si la vest de Prut, incit virsta triasica pentru depozitele intilnite in forajele amintite este mai verosimila. Cit despre faptul ca depozitele in cauza prezinta adesea inclinari pina la 30° sau 40° acestea nu sint efectele unei cutari ci se datoreaza pozitiei depozitelor respective in zona fracturii din apropierea contactului dintre fundamentul de natura est-europeana si cel de origine nord-dobrogeana. Nu poate fi vorba de deformari plicative specifice zonelor labile.

Depozite triasice de tipul descris se intilnesc spre sud pina la o linie ce ar trece pe la sud de localitatile Oancea si Baneasa. impreuna cu depozitele paleozoice si cu soclul cutat, acestea alcatuiesc fundamentul de origine est-europeana al Depresiunii Predobrogene. La est de Prut, limita sudica a fundamentului de tip est-european ramane la nord de Dunare.

Fundamentul de origine nord-dobrogeana. Atit in sectorul predobrogean, cit si in acela moldav al Depresiunii Predobrogene, numeroase foraje au atins si strabatut, pe diferite adincimi, fundamentul de origine nord-dobrogeana.

In Delta Dunarii, forajele de la Rosetti, Lacu Rosu, Stipoc, Obretin, Caraorman au traversat formatiunile depresiunii si au patruns in fundamentul triasic al acestora, iar primele doua au atins si fundamentul paleozoic. Forajul Rosetti, de exemplu, la cca, 3 000 m adincime a intilnit calcare milonitice de virsta paleozoica. Paleozoicul intr-un astfel de facies nu trebuie considerat ca fiind deosebit de acela din Dobrogea de Nord. In Colinele Mahmudiei si in Dealul Redi se intilnesc asemenea depozite cutate apartinind Silurianului si Devonianului.

Inainte de a intercepta calcarele paleozoice, forajul de la Rosetti a traversat o suita groasa de calcare si dolomite apartinind Triasicului, care are in baza conglomerate si gresii predominant rosietice reprezentind Werfenianul. La partea superioara a depozitelor triasice, in mai multe foraje s-au intilnit vulcanite bazice si acide (bazalte si riolite). Este mai mult decit evident ca Triasicul traversat de forajele din delta se deosebeste esential de acela intilnit in Depresiunea Birladului; in schimb se aseamana pina la identitate cu acela cunoscut la zi in unitatea Tulcea. Prezenta vulcanitelor bazice si acide este un argment in plus ca fundamentul Depresiunii Predobrogene din aria Deltei Dunarii este de origine nord-dobrogeana. Aceasta fiind situatia, se intelege ca nu se poate vorbi de existenta, in subsolul Deltei Dunarii, a prelungirii asa-numitei "Platforme Scitice', care s-ar gasi in nordul Crimeei si in fata Caucazului. Daca s-ar urmari prelungirea acestei platforme din Crimeea spre vest, ea ar trebui cautata mai spre nord, in jumatatea nordica a Depresiunii Predobrogene, ceea ce nu s-a verificat pina acum. Mai mult, in regiunea de varsare a Nistrului si sub platforma continentala a Marii Negre din aceasta zona, platforma est-europeana inainteaza mult spre sud, incit, daca in nordul Crimeei exista o Platforma Scitica, aceasta se inchide la est de zona de varsare a Nistrului.

In Depresiunea Birladului, fundamentul de origine nord-dobrograna a fost intilnit in foraje la Craiesti si la sud de aceasta localitate (v. fig. 24). Astfel, in forajul de la Craiesti, sub depozitele jurasice, s-a strabatut o suita alcatuita din argile brun-verzui sau violacee, satinate si gresii cuartitice violacee. Acestea apartin formatiuni de Carapelit marcind prelungirea a-celora din unitatea Macin. In alte foraje de la sud de Craiesti s-au mai intilnit mczometamorfite, epimetamorfite, granitoide etc. Din aceasta situatie se deduce ca in Depresiunea Birladului, limita dintre fundamentul de origine nord-dobrogeana si acela de origine est-europeana trece printre localitatile Craiesti si Baneasa si se continua spre vest in directia confluentei Siretului cu Trotusul, constituind falia Trotusului (v. fig. 2, 24).

Formatiunile depresiunii. Evolutia Depresiunii predobrogene ca atare a inceput in Mezojurasic. In consecinta, suita sedimentara incepe cu depozite de aceasta virsta si se incheie cu depozite cuaternare.

- Doggerul a fost interceptat prin foraje in ambele sectoare ale Depresiunii Predobrogene si poate atinge o grosime de 700 m.

In Depresiunea Birladului, depozite atribuite Mezojurasicului au fost identificate in foraje la Ghidigeni, Bursucani etc. (v. fig. 24). Suita debuteaza prin marne de culoare inchisa cu intercalatii subordonate de gresii, urmate de marnocalcare in care s-a identificat Bositra buchi pledind pentru apartenenta la Bajocian-Bathonian a acestora.

In subsolul deltei, forajele sapate la Maliuc, Sf. Gheorghe, Stipoc etc. au aratat ca Doggerul se prezinta in acelasi facies ca si in Depresiunea Birladului. Aici insa s-a identificat si Callovianul reprezentat prin gresii si conglomerate care urmeaza peste marnocalcare cu Bositra buchi.

- Malmul a fost intilnit in aceleasi foraje ca si Doggerul si poate atinge 350 m grosime; este reprezentat prin depozite lagunare incluzind calcare, dolomite si marnocalcare, urmate de gresii, argile rosii si marne brun-rosietice cu intercalatii de anhidrite.

- Cretacicul. Dupa regimul lagunar din Neojurasic, in continuare, aria predobrogeana a evoluat in comun cu Platforma Moldoveneasca. Astfel, in Eocretacic cea mai mare parte a Depresiunii Predobrogene a evoluat in cadrul ariei exondate care cuprindea intreaga Platforma Moldoveneasca, partea estica a Platfomei Valahe, precum si Dobrogea de Nord si centrala. Doar in partea vestica a depresiunii, apele care acopereau aria carpatica s-au extins si peste zona marginala a Depresiunii Birladului. Aici forajele au interceptat depozite continind o microfauna ce ar indica Aptian-Albianul.

Cretacicul superior marcheaza o importanta transgresiune care a acoperit si partea vestica si de nord a Depresiunii Birladului. Depozite de aceasta virsta au fost atinse prin foraje la adincimea de 2 000 m; sint reprezentate prin marne cu intercalatii subtiri de gresii continind fragmente de inocerami si o bogata microfauna semnificativa pentru intervalul Cenomanian-Senonian.

- Paleogenul. O noua retragere a apelor a avut loc spre sfirsitul Cretacicului. In epocile mai tirzii ale Paleogenului marea a revenit tot numai in zonele de maigine ale Depresiunii Birladului. Depozitele de aceasta virsta sint reprezentate prin nisipuri, marne cenusii-verzui, marnocalcare si calcare grezoase glauconitice, cu numuliti si cu o microfauna cu Globigerina triloba, care indica Eocenul.

- Neogenul. In primele epoci ale Neogenului, Depresiunea Predobrogeana a continuat sa evolueze, impreuna cu celelalte unitati de vorland, ca arie exondata. Apele au revenit in Miocenul tirziu si au acoperit-o complet in Sarmatian.

Badenianul superior a fost intilnit prin foraje in partea vestica a Depresiunii Birladului, unde este dezvoltat in facies argilos-marnos cu anhidrite, asemanator aceluia din nordul Platformei Moldovenesti.

Sarmatianul se intilneste in toata Depresiunea Birladului, insa nu peste tot are dezvoltarea completa. Este bine cunoscuta suita Basarabian- Kersonian.

Basarabianul este reprezentat prin marne si marnocalcare cu Cryptomactra, gresii si calcare cu Cardium fittoni, Mactra vitaliana, Elphidium macellum etc. Acestea sint urmate de marne cu fauna de apa dulce si marne nisipoase-grezoase cu foraminifere.

Kersonianul, care in partea de nord este in continuitate de sedimentare cu Basarabianul, include marne si nisipuri cu Mactra bulgarica, M. caspia sinzovi etc; spre sud are caracter transgresiv si contine si strate cu carbuni.

- Pliocenul. In Pliocen, Depresiunea Predobrogeana a evoluat ca arie de acumulare in cadrul Bazinului Dacic. Apele lacului pliocen acopereau Depresiunea Birladului si parte din sectorul predobrogean. Se intilneste suita completa a Pliocenului, cu exceptia zonelor de tarm unde au avut loc unele retrageri si inaintari ale apelor, tendinta fiind aceea de regresiune.

Meotianul a fost interceptat prin foraje in toata Depresiunea Birladului si in partea nordica a sectorului predobrogean. La zi apare in partea nordica a Depresiunii Birladului avind caracter regresiv; include depozite de facies lacustru-deltaic reprezentate prin argile multicolore, in general lipsite de fosile. In partea sudica a Depresiunii Birladului se dezvolta depozite variate, predominant grosiere pina la conglomerate, continind o fauna cu Dosinia maeotica, Rotalia beccarii, ostracode, characce si resturi de pesti, iar in nivelele superioare se gasesc congerii mici. Grosimea depozitelor meotiene variaza intre 100 si 500 m.

Pontianul si Dacianul au o dezvoltare litofaciala similara incit, cartografic, nu pot fi separate. Asemenea depozite apar la sud de o linie ce ar uni localitatile Adjud si Birlad si mai departe Valea Elanului. In general, sint reprezentate prin nisipuri si argile. Din nivelele de la partea inferioara a suitei, C. Ghenea mentioneaza o fauna cu Prosodacna littoralis, Valencien-nius annulatus, Paradacna retowscki etc., iar din nivelele situate mai sus se cunoaste o fauna cu Prosodacna stenopleura, Unio wetzlcri etc. Primele ar fi corelarile cu stratele cu Congeria rumana apartinind Pontianului inferior, iar celelalte cu stratele cu Congeria rhomboidea reprezentind Pontianul mediu. In partea nordica a depresiunii, suita pliocena se incheie cu argile si nisipuri argiloase rosii, nefosilifere, atribuite Pontianului superior - Dacianului, inspre sud, unde depozitele pliocene au caracter transgresiv, acoperind si promotoriul dobrogean, prin foraje s-a identificat Dacianul cu Prosodacna manieri, P. haueri etc.

Romanianul, in Depresiunea Predobrogeana, ca in tot Bazinul Dacic reprezinta un stadiu avansat de colmatare a lacului pliocen. Depozitele de aceasta virsta acopar o buna parte din Depresiunea Birladului si partea nordica a sectorului predobrogean; se intilneste un facies continental cu mamifere in partea nordica a Depresiunii Birladului, reprezentat prin nisipuri galbui cu intercalatii de argile in care se gasesc bine cunoscutele zacaminte fosilifere de la Beresti si Malusteni, de unde I. Simionescu, S. Athanasiu si altii mentioneaza: Zygolophodon bor soni, Anancus arvernensis, MacJiairodus cultridens, Macaca florentina etc. Un al doilea facies, cu unionide, se dezvolta in. partea sudica si include argile nisipoase si nisipuri cu Viviparus mammatns, Unio bevrichi, U. stoliczkai etc. Faciesul continental al Romanianului s-a extins treptat pe masura retragerii apelor, incit Depresiunea Predobrogeana a evoluat spre un regim continental si s-a colmatat in Cuaternar.

2. Tectonica

Depresiunea Predobrogeana s-a format prin fracturarea si afundarea marginii nordice a Orogenului nord-dobrogean si a marginii sudice a Platformei Moldovenesti, respectiv a Platformei est-europene. Cele doua falii in lungul carora s-au desprins compartimentele afundate sint: falia Galati - Sf. Gheorghe care se continua spre nord-vest in directia orasului Tecuci, si falia Falciu-Tg. Plopana in directia Vaii Bistritei. Acestea constituie elementele structurale majore ale Depresiunii Prcdobrogcne in sens larg. Lor li se adauga o a treia fractura, profunda, care marcheaza contactul dintre cele doua domenii (nord-dobrogean si est-european): este falia Trotusului, care trece printre localitatile Baneasa si Craesti continuindu-se in directia Vaii Trotusului (v. fig. 2).

In afara de fracturile principale mentionate, fundamentul, atit acela de origine nord-dobrogeana, cit si acela de origine est-europcana, mai este afectat de un sistem de falii aproximativ paralele cu primele, la care se adauga si un sistem de falii transversale, incit fundamentul apare compartimentat'in mai multe blocuri. Acestea au suferit miscari diferentiate pe verticala dind structuri de tip graben si structuri de tip horst; ultimele constituie adevarate praguri, cum este acela din regiunea de varsare a Prutului si care separa cele doua sectoare ale Depresiunii Predobrogene.

Incepind din Cretacic, Depresiunea Predobrogeana a evoluat impreuna cu Platforma Moldoveneasca.

Structogeneza si evolutia Vorlandului carpatic

In lungul arcului carpatic, din tinuturile Vienei si pina in acelea ale Marii Negre, alcatuirea vorlandului este foarte eterogena. Variabilitatea priveste constitutia geologica de ansamblu, dar mai ales virsta tectogenezelor definitorii care au avut loc in domeniul precarpatic. Adaugind faptul ca in mare parte unitatile de vorland sint acoperite, se intelege ca este destul de dificila corelarea diverselor clemente geostructuralc si in consecinta reconstituirea trecutului geologic pentru aceasta arie.

Unitatea cea mai intinsa si omogena si in acelasi timp cea mai veche si cea mai indepartata de fruntea rasfringerii carpatice este Platforma est-europeana de virsta kareliana, cu nuclee arhaice si cu unele regenerari mezo-proterozoice.

In aria centrala din fata arcului carpatic marginea Platformei est-europene coboara in trepte spre Orogenul carpatic. O asemenea treapta mai coborita a fost pusa in evidenta la vest de Valea Siretului. Coborirea se face in lungul faliei Siretului. Portiunea afundata este delimitata spre vest de falia Solea (v. fig. 2).

Apartenenta acestui compartiment coborit la Platforma est-europeana se deduce doar pe baza caracterelor cuverturii sedimentare paleozoice, care este similara aceleia din regiunea de la est de Siret. Soclul nu a fost atins prin foraje, iar investigatiile geofizice au indicat o inclinare mult mai mare a suprafetei acestuia (limita soclu/cuvertura), decit la est de Siret. Pe baza datelor mentionate, se poate considera ca falia Solea marcheaza limita vestica a Platformei est-europene. Aceasta falie ar fi corelabila spre nord cu ceea ce geologii polonezi denumesc falia Rava Ruska.

Spre sud, treapta coborita a Platformei est-europene se delimiteaza intre falia Falciu-Tg. Plopana si falia Trotusului (v. fig. 2). Ultima dintre acestea reprezinta limita sudica a Platformei est-europene si a fost detectata prin forajele de la Oancea si Baneasa din Depresiunea Birladului. Acestea au interceptat Devonianul si depozite triasice de tip germanic (fundament de tip est-european), in timp ce forajele de la Craesti au interceptat depozite carbonifere in faciesul stratelor de Carapelit, depozite devoniene si depozite siluriene cutate (fundament hercinic de origine nord-dobrogeana). Este evident ca falia Trotusului trece printre localitatile Baneasa si Craesti (v. fig. 2).

Datorita faptului ca in fata Carpatilor Orientali rasfringerea carpatica inainteaza foarte mult si chiar acopera marginea Platformei est-europene, continuitatea unitatilor de vorland dintre marginea Platformei est-europene si Orogenul carpatic este ascunsa observatiilor directe. In felul acesta, in vorlandul carpatic dintre limitele amintite se contureaza doua compartimente: unul nord-vestic situat in fata Carpatilor Nordici, si altul sud-estic (fig- 25).

Compartimentul din fata Carpatilor Nordici, de la vest spre est, ar include Masivul Bohem, catena hercinica a Sudetilor, precum si o unitate situata Intre acestia din urma si marginea Platformei est-europene, delimitata pe harta tectonica a Europei editia 1964 drept Platforma Europei Centrale. Structura geologica a acesteia este putin cunoscuta. Formatiunile constituente afloreaza doar in Muntii Swietokrzyskic si apartin, in opinia lui J. Znosko, caledonidelor si hercinidelor avind orientarea nord-vest/sud-est.

Compartimentul sud-estic include unitatile de vorland care se delimiteaza si pe teritoriul tarii noastre, respectiv Platforma Moesica (Platforma Valaha si Platforma sud-Dobrogeana), Masivul central-dobrogean si Orogenul nord-dobrogean cu Depresiunea Predobrogeana.

Prezenta soclului karelian in Platforma Valaha si in Platforma sud-dobrogeana, reprezentat prin cristalinul de Palazu, sugereaza ca in Eoproterozoic aceste teritorii, din punct de vedere geostructural, faceau corp comun cu Platforma est-europeana, care era mult mai intinsa. Celelalte unitati de vorland dintre Orogenul carpatic si marginea Platformei est-europene (Masivul central-dobrogean, Orogeanul nord-dobrogean), au rezultat din regenerarea, in cicluri geotectonice succesive, a unor portiuni din partea marginala a domeniului consolidat est-european. Dovada o constituie faptul ca si in alcatuirea acestor unitati se intilnesc nuclee de sisturi cristaline foarte vechi, regenerate (cristalinul de Altin Tepe, cristalinul de Megina-Orliga).

Prima regenerare de mare anvergura a ariei kareliene est-europene a avut loc in Proterozoicul tirziu-Paleozoicul timpuriu (in ciclul baikalian), cind o zona intinsa din continentul est-europcan a devenit arie labila intracratonica (fig.26 a). Pe intinsul ei s-au acumulat depozite cu caractere de flis in grosime de citeva mii de metri, care, spre sfirsitul ciclului baikalian, au fost cutate si partial afectate de un metamorfism incipient. Totodata, in structurile baikaliene au fost implicate si mezometamorfite foarte vechi reprezentate prin cristalinul de Altin Tepe. In continuare, intreaga arie afectata de tectogenezele baikaliene a suferit procesul de cratonizare redevenind domeniu consolidat situat in imediata vecinatate a Platformei est-europene (fig 26 b).

In aranjamentul actual, structurile baikaliene constituie in intregime Masivul central dobrogean; spre est se continua in platforma continentala a Marii Negre.

La vest de Dunare, forajele de la Tandarei, Bordei Verde etc. au aratat ca structurile baikaliene formeaza soclul unei intinse parti din Platforma Valaha.

Spre nord-vest, structuri baikaliene au fost identificate in tinuturile Neamtului in forajul de la Bodesti. Mai departe spre nord nu mai sint cunoscute direct; fara indoiala insa ca ele se continua, dovada fiind remanierea masiva a sisturilor verzi de tip central-dobrogean in structurile flisului carpatic extern si mai ales in molasa carpatica. In aceasta situatie nu se poate trasa cu certitudine limita estica a structurilor baikaliene, adica prelungirea faliei Peceneaga-Camena.

Se poate conchide, deci, ca in Moldova centrala, in fata Carpatilor Orientali, structurile baikaliene iau contact direct cu Platforma est-europeana, acoperind eventual prelungirea structurilor caledoniene-hercinice din Dobrogea de Nord (v. fig. 2).

Mai departe spre nord, limita estica a structurilor baikaliene este decrosata dupa o falie transversala la nivelul orasului Vaslui, incit se gaseste sub structurile carpatice, la vest de falia Solea, pe directia Bicaz-Cimpulung Moldovenesc, unde, in interpretarea lui M. Visarion, investigatiile geofizice indica o falie majora.

In compartimentul nord-vestic, daca in Muntii Swietokrzyskie apar structuri caledoniene si hercinice, judecand dupa situatia din Dobrogea, unde atit structurile baikaliene, cit si raporturile acestora cu caledonidele si hercinidele din fata sint clare, continuarea structurilor baikaliene trebuie cautata la sud-vest de Muntii Swietokrzyskie. Acestea nu se pot gasi decit in fundamentul Depresiunii Miechow. Aceasta este umpluta cu depozite mezozoice, eventual si permiene, si prezinta o vadita similitudine cu sectorul nord-estic al Depresiunii Valahe (nu numai cu Depresiunea Focsani cum sustine M. Sandulescu), despre care se stie cu certitudine ca are un soclu baikalian de origine central-dobrogeana. In aceasta situatie, falia Peceneaga-Camena si-ar gasi corespondent in ceea ce geologii polonezi denumesc falia Krakovetk.

Dupa consolidarea ariei baikaliene, o noua regenerare a zonei marginale a Platformei est-europene s-a produs in ciclul caledonian timpuriu (v. fig. 26 c). Formatiunile acumulate in aria labila creata au fost cutate si au suferit un metamorfism regional de intensitate slaba (faciesul sisturilor verzi) intr-o faza tectogenetica presiluriana, probabil faza taconica, generind sisturile cristaline epimetamorfice de tip Boclugea-Buceac.

Din situatia cunoscuta in Dobrogea de Nord, aria caledonidelor a cunoscut o faza de exondare, insa nu si un proces de cratonizare generalizata, caci in Silurian redevine arie de acumulare labila. Aceasta a cunoscut efectele tectogenezei bretone, insa definitorii au fost cutarile sudete care au condus la edificarea sistemului cutat hercinic (v. fig. 26 d, e).

Catena hercinica este, asadar, constituita din structuri caledoniene timpurii reluate si reasezate in ciclul hercinic. Lor li se adauga nuclee mai vechi reprezentate prin mezometamorfite. Asocierea acestora din urma cu granite gnaisice (mezometamorfitele de Megina), amintind situatia de la Palazu Mare, conduce la concluzia ca ele reprezinta relicte ale soclului karelian, dar care au fost reintinerite.

Catena hercinica, care s-a conservat si afloreaza pe arii intinse in Dobrogea de Nord, spre est se continua in platforma continentala a Marii Negre.

Limita dintre aria hercinica si Platforma est-europeana este data de falia Trotusului care, in regiunea de confluenta a riului cu acelasi nume, intercepteaza prelungirea faliei Peceneaga-Camena. Aceasta situatie sugereaza afundarea structurilor caledoniene si hercinice sub structurile baikaliene.

Mai departe spre nord, in mai multe foraje (Putna, Valea Seaca, Straja, Tg. Neamt) s-au intilnit depozite paleozoice cutate, despre care D. Paraschiv spune ca sint diferite ca facies de Paleozoicul din Platforma Moldoveneasca. Adaugind faptul ca depozitele paleozoice amintite se gasesc in zona dintre faliile Solea si Bicaz-Cimpulung Moldovenesc, se poate conchide ca acestea ar reprezenta prelungirea structurilor caledoniene si hercinice din Dobrogea de Nord.

In compartimentul nord-vestic, structurile caledoniene si hercinice se gasesc in Muntii Swietokrzykie. Ele ocupa o pozitie in imediata vecinatate a marginii Platformei est-europene similara pozitiei caledonidelor si hercinidelor din Dobrogea de Nord. Aceasta situatie releva corespondenta si chiar identitatea dintre caledonidele si hercinidele celor doua regiuni. Se poate spune deci ca sistemul cutat hercinic, a carui pozitie foarte clara este in Dobrogea de Nord, a format si formeaza primul sistem cutat din fata Platformei est-europene. Spre vest, acesta vine in contact cu structurile baikaliene.

In ciclul alpin, dupa o perioada de calm tectonic, cind s-a format platforma carbonatata mezotriasica (fig. 27 a), in epocile mai tirzii ale acestei perioade, in aria de cutare hercinica cratonizata limitrofa Platformei est-europene s-a creat o zona de rift intracratonica ale carei vestigii sint bine si clar conservate in Dobrogea de Nord. Aceasta a evoluat ca arie labila cunoscind o etapa de expansiune urmata de una de scurtare a scoartei in care, pe linga vulcanitele bazice specifice, s-au acumulat si depozite cu caracter flisoid. In structura actuala, paleozonei labile ii corespunde unitatea Niculitel (fig. 27 b).

Aparitia si evolutia zonei de rift a dus la separarea ariei hercinice, unica pina atunci, in doua blocuri al caror comportament in continuare va fi intrucitva diferit. Aceasta situatie este foarte evidenta in aria nord-dobrogeana unde se diferentiaza un bloc sud-vestic care va continua sa evolueze ca arie rigida nemaifiind afectat sensibil de miscarile cu efect plicativ (unitatea Macin), si un bloc nord-estic care va cunoaste o oarecare instabilitate (unitatea Tulcea). In aceasta situatie, blocul nord-estic a suferit deformari plicative si rupturale in Eo- si Mezojurasic, iar blocul sud-vestic a fost afectat ruptural numai in zonele de margine in Mezo- si Neojurasic.

Blocul nord-estic, pe linga cutarea larga a zonei Tulcea in Eo- si Mezojurasic, a suferit si o fracturare majora in urma careia zona de margine a ariei hercinice a suferit o afundare, antrenind in coborire si o portiune din marginea Platformei est-europene. In felul acesta, in timpul Mczojurasicului s-a format o depresiune marginala cu fundament mixt, in structura actuala constituind Depresiunea Predobrogeana. Dovada originii nord-dobrogene a fundamentului jumatatii sudice a depresiunii a fost furnizata de foraje executate in Delta Dunarii, in primul rind forajul de la Rosetti care a strabatut bazalte, calcare, calcare noduloase si conglomerate insumind l 000 m gro sime.

Desi in unele interpretari, aceste formatiuni au fost considerate ca reprezentind Triasicul de tip platforma, in fapt acestea se aseamana pina la identitate cu Triasicul din unitatea Tulcea si difera esential de triasicul intilnit la Baimaclia (la est de Prut) si la Oancea (pe Prut) sau la Baneasa, toate situate in jumatatea nordica a Depresiunii Birladului. Devonianul intilnit in forajul de la Crasna este necutat, spre deosebire de acela din forajul de la Rosetti care este cutat si care, mai la sud, afloreaza in Colinele Mahmudiei. Adaugind faptul ca in forajele de la Craiesti, imediat la sud de Baneasa (v. fig. 2) s-au intilnit structuri hercinice cu strate de Carapelit, depozite devoniene, depozite siluriene etc., este evident ca fundamentul partii sudice a Depresiunii Predobrogene este hercinic (de origine nord-dobrogeana). In consecinta, opinia ca Depresiunea Predobrogeana s-ar suprapune unei unitati cratonizate in ciclul caledonian interpusa intre Platforma est-europeana si Orogenul nord-dobrogean (constituind ceea ce geologii sovietici au denumit Platforma Scitica), nu poate fi sustinuta. De asemenea nu exista indicii ca depozitele predevoniene din jumatatea nordica a Depresiunii Predobrogene ar fi cutate. Spre nord-vest, Depresiunea Predobrogeana isi gaseste corespondent in Depresiunea Lvov situata la est de Muntii Swieto-krzyski ocupind fata de acestia o pozitie similara cu aceea a Depresiunii Predobrogene fata de Orogenul nord-dobrogean.

In partea sudica a ariei nord-dobrogene, fracturarea si deformarile alpine ale marginii unitatii Macin, care se comporta ca bloc rigid, au fost mai profunde si au declansat si o activitate vulcanica bimodala, ale carei produse sint intim asociate cu formatiuni sedimentare turbiditice. Prezenta unor asemenea formatiuni in imediata apropiere a faliei crustale Peceneaga-Camena arc o semnificatie geodinamica majora. Daca se mai adauga faptul ca structurile nord-dobrogene fac un anumit unghi cu directia faliei Peceneaga-Camena, reiese clar caracterul de transcurenta al acesteia din urma, precum si faptul ca cele doua domenii (central-dobrogean si nord-dobrogean) au suferit miscari pe orizontala diferentiate.

Spre est, ansamblul structurilor nord-dobrogene capata directia vest-est si se afunda sub apele Marii Negre, constituind fundamentul platformei epicontinentale insa care nu este cunoscut pe cale directa.

Elemente alpine comune si Dobrogei de Nord se gasesc in sudul Crimeii (v. fig. 25). Acestea sint reprezentate prin formatiuni turbiditice de virsta neotriasica-eojurasica constituind flisurile taurice, care se incheie printr-o formatiune cu blocuri reprezentate in principal prin bazalte in facies de pillowlave. Peste flisurile taurice urmeaza depozite calcaroase si flisoide de virsta neojurasica-valanginiana; in continuare se intilnesc calcare in facies urgonian acoperite de cuvertura posttectonica aceasta debutind in Albian.

Prelungirea unitatii Niculitel propriu-zisa spre est ramine la sud de Crimeea sub apele Marii Negre, insa prezenta acesteia este atestata de blocurile de bazalte insedimentate in partea terminala a flisurilor taurice.

Dezvoltarea mai larga a formatiunilor flisoide in Crimeea, in comparatie cu Dobrogea de Nord si virsta lor mai comprehensiva, adaugate la faptul ca in directia opusa (spre nord-vest) in fata Carpatilor Nordici nu se cunoaste nici o marturie despre prelungirea Dobrogei alpine in aceasta directie, sugereaza ca deschiderea zonei de rifting intracratonice s-a produs undeva nu departe de Dobrogea de Nord si s-a propagat treptat in timp spre sud-est. Se mai poate admite ca inchiderea si trecerea ele la starea de arie labila la aceea de arie stabila a zonei de rifting intracratonica s-a facut de asemenea treptat: mai timpuriu in Dobrogea de Nord (Neojurasic) si mai tirziu in Crimeea (Neojurasic-Eocrctacic). In acest sens pledeaza si prezenta depozitelor carbonatice (de cuvertura) neojurasice din estul Dobrogei de Nord.

In ceea ce priveste comportamentul si evolutia zonei de rifting intracratonice, precum si urmarile de ordin geostructural, se constata deosebiri fata de zonele de rifting carpatice. Diferentierile constau in faptul ca zona de rifting intracratonica a cunoscut o expansiune foarte limitata iar procesele de subductie au fost de mica amploare. Drept urmare, fenomenele de scurtare a scoartei au fost modeste, incat in structura actuala lipsesc suprapuneri tectonice de anvergura panzelor de sariaj. Deformarile plicative nu au depasit amploarea cutelor-solzi sau sunt simple incalecari pe planul unor falii inverse profunde.

Revenind la semnificatia geodinamica a ansamblului deformarilor alpine suferite de Orogenul hercinic nord-dobrogean, acestea isi gasesc explicatia in faptul ca aria nord-dobrogeana cuprinsa intre doua domenii rigide (microplaca moesica si placa euroasiatica) a constituit si constituie un domeniu vulnerabil, susceptibil de a suferi deformari majore. De altfel, prelungirea zonei Cirjelari-Camena in directia sud-est sub apele Marii Negre sugereaza ca originea indepartata in timp a acesteia din urma ar fi zona Cirjelari-Camena. Altefle spus, intr-un context mai larg, la originea Marii Negre se gaseste comportamentul de arie instabila dintre microplaca moesica si placa euroasiatica ale carei vestigii se gasesc in Dpbrogea de Nord.

Unitatile cele mai vestice ale vorlandului sunt mai greu de corelat. Astfel hercinidele din Sudeti situate in spatele (la vest) ariei de cutare baikaliana nu-si gasesc un corespondent in compartimentul sud-estic. Aceste ar trebui sa se gaseasca in centrul Platformei Valahe, in vecinatatea faliei Fierbinti, sau pe aliniamentul faliei Palazu (Ovidiu-Capidava). Acelasi lucru s-ar putea spune si despre Masivul Bohem. Ca pozitie acesta ar corespunde soclului precambrian al partii nord-vestice a Platformei Valahe care este constituit din metamorfite si corpuri de granitoide. Toate acvestea raman simple supozitii caci date concludente in sprijinul unei atare corelari lipsesc.

BIBLIOGRAFIE

Anastasiu V. (1940): Bul. Soc. Geol. France XXV, 3, Paris.

Atanasiu I. (1940): Privire generala asupra geologiei Dobrogei. Iasi

Cadere D., Simionescu I. (1907): An. Inst. Geol. Rom. Bucuresti.

Gradinaru E. (1988): St. cerc. Geol-, geofiz., geogr. Geol. T 33, Bucuresti.

Ianovici V., Giusca D. et al. (1961): Cong. V, Asoc. Carpato-Balc. Bucuresti.

Liteanu E., Pricajan A. (1963): St. tehn. econ. E, 6, Bucuresti.

Mirauta E. (1964): Rev. roum. Geol. Geofiz. Geogr., 8, 1-2, Bucuresti.

Mirauta O. (1966): D.S. Com. Geol. LII, 1, Bucuresti.

Mirauta O., Mirauta Elena (1965): D.S. Com Geol., LI, 1, Bucuresti.

Munteanu Murgoci Gh. (1914): An. Inst. Geol. Rom. VI, Bucuresti.

Mutihac V. (1961): D.S. Com. Geol., XVLIII, Bucuresti.

Mutihac V. (1962): Colloque de Jurassique, Lxembourg.

Mutihac V. (1964): An. Com. Geol. XXXIV, Bucuresti.

Mutihac V., Dragastan O., Lacatusu A. (1972): St. cerc. Geol. Geofiz. Geogr. 17, 1, Bucuresti.

Parashiv D., Paraschiv C., Andrei C., Popescu M.,  Danet Th. (1983): An. Inst. geol. geofiz. III, Bucuresti.

Patrut I., Paraschiv D., Danet Th., Matas I. (1983): An. Inst. geol. geofiz. LIX, Bucuresti.

Rotman D. (1917): An. Inst. Geol. Rom. VII, Bucuresti.

Savul M. (1931): D.S. Inst. Geol. Rom. XVIII, Bucuresti.

Savul M., Barbu Alexandrina (1963): Lucr. Congr. V. Asoc. Carpato-Balc., Bucuresti.

Savu H., Udrescu Constanta, Neacsu Vasilica (1980): D.S. Inst. geol. geofiz. LXV, 1, Bucuresti.

Sandulescu M. (1980): An. Inst. geol. geofiz. LVI, Bucuresti.

Seghedi Antoneta (1980): An. Inst. geol. geofiz. LVII, Bucuresti.

Simionescu I. (1910 - 1911): Acad. Rom. Publ. Adamachi. IV, V, Iasi.

Sliusari S.B. (1971): Akad. Nauk. Mold. S.S.S.R. Chisinau.