Condițiile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud [608828]

58

CAPITOLUL 4

Condițiile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud
Particularizare pentru zona Lacului Techirghiol

Dobrogea de Sud reprezintă sectorul estic al Platformei Moesice cu suprafața de
aproape 5000
2km , limitat l a nord de Falia Capidava – Ovidi u, la sud de Falia
Intramoesică pe direcția Fierbinți – Călărași – Sabla, la vest de fluviul Dunărea, iar la est
de Marea Neagră (Figura 4.1.2.1. : Harta geologică a Dobrogei de Sud) .

Din punct de vedere morfologic, D obrogea de Sud se prezintă ca o regiune pe care
eroziunea a afectat -o puternic, imprimându -i un relief foarte șters. În ansamblu,
Dobrogea de Sud apare ca un platou suspendat între două nivele coborâte, Dunărea și
Marea Neagră.

Deși în anumite peri oade Dobrogea de Sud a avut o evoluție comună cu unele unități
învecinate, în primul rând cu Platforma Moesică, totuși ea prezintă anumite trăsături
proprii prin care se individualizează ca unitate structurală distinctă.

4.1. Caracteristicile geolo gice și stratigrafice ale Dobrogei de Sud

Împreună cu Dobrogea Centrală, Dobrogea de Sud reprezintă sectorul moesic cu
poziția structurală cea mai ridicată, aducând la zi atât fundamentul precambrian, în
Dobrogea Centrală, cât și formațiunile juras ice și cretacice ale cuverturii sedimentare.

În principal, în zona Dobrogei de Sud, se disting două etaje structurale :

 fundamentul cristalin constituit din roci metamorfice de vârste Arhaic și
Proterozoic ;

 cuvertura sedimentară constituită din formațiuni sedimentare paleozoice ,
mezozoice și neozoice .
(Mutihac V., 1990)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

59
4.1.1. Fundamentul cristalin

Formațiunile fundamentului Dobrogei de Sud au fost studiate prin foraje, fiind
interceptate la adâncimi mai mari de 500 m, în poziția cea mai ridicată. Spre vest și sud
acestea se afundă în trepte, găsindu -se la adâncimi de 3000 – 4000 m (Cernavodă) și
respectiv la 3000 – 4000 m (Mangalia).

Cea mai veche formațiune interceptată este Seria de Ovidiu catamezometamorfică,
gnaisică, de vârs tă Arhaic , peste care este dispusă discordant Seria de Palazu Mare de
vârstă Proterozoic inferior . Aceasta serie este alcătuită din șisturi cuarțo -amfibolitice,
calcare și dolomite cu silicați, șisturi micacee cu granați, micașisturi cu silimanit și
andal uzit.

La partea superioară, dispusă de asemenea discordant, se află Seria de Cocoșu ,
anchimetamorfică, alcătuită dintr -un complex bazal magmatogen – tufogen, cu spilite și
piroclastite, și un complex superior terigen cu gresii arcoziene și ra re intercalații de șisturi
argilo – grezoase. Seria de Cocoșu, de vârstă Vendian – Cambrian inferior , a fost
interceptată pe o grosime de aproximativ 1000 m la sud de Falia Cocoșu și spre vest, între
Capidava – Ovidiu și Ra sova – Costinești (în foraje exec utate la Cumpăna, Siminoc,
Medgidia și Cernavodă). Din punct de vedere litologic și al vârstei geologice, aceasta
corespunde complexului bazal al Seriei Șisturilor Verzi din Dobrogea Centrală
(Săndulescu M ., 1984 .). Se presupune astfel că Seria de Cocoșu r eprezintă un facies mai
grosier al formațiunii șisturilor verzi (partea superioară). (Mutihac V., 1990)
Fundamentul cristalin al Dobrogei de Sud este acoperit discordant de cuvertura
sedimentară .

4.1.2. Cuvertura sedimentară

Formațiunile ge ologice ale cuverturii sedimentare, dispuse discordant peste
fundamentul cristalin, au o dispoziție spațială neuniformă și mari variații de facies.

După etapa de evoluție paleozoică , care debutează cu depozite marine și se încheie cu
depozite contin ental – lacustre, în perioada mezozoică și neozoică , Dobrogea de Sud a
reprezentat sediul unei sedimentări de tip platformă, acumulându -se fie depozite
carbonatice și evaporitice în intervalul Jurasic superior – Neocomian , parțial
Cenomanian inferior , fie depozite terigene în intervalul Apțian – Turonian , fie depozite
terigen – carbonatice în Neozoic . În perioada Mezozoic – Neozoic, Dobrogea de Sud a
fost supusă unor repetate mișcări de exondare sau basculare care s -au concretizat prin
prezența a numeroase lacune stratigrafice în cuvertura sedimentară. (Mutihac V., 1990)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

60
Depozitele carbonatice Jurasic superior – Neocomian , precum și depozitele terigen –
carbonatice din Miocen , au suferit procese intense de carstificare, ale c ãror efecte s -au
acumulat d e la o etap ã la alta de exondare.

Urmare a proceselor complexe de exondare și eroziune (dependente de existența unei
tectonici rupturale care a condus la apariția unui mozaic de blocuri faliate) relațiile
spațiale dintre diverșii termeni stratigraf ici ai cuverturii sedimentare sunt foarte
complexe.

Depozitele paleozoice au grosimi de la câteva sute de metri la 3500 m și prezintă o
mare varietate de roci. În succesiune stratigrafică au fost întâlnite :

În forajele de la Mangalia, Ciobănița și Cobadin a fost interceptată Gresia cuartițică
de Mangalia de vârstă Cambrian – Ordovician.

Silurianul, dezvoltat în jumătatea sudică a Dobrogei de Sud, a fost interceptat în
forajele de la Tuzla și Mangalia. Depozitele întâlnite în ace ste foraje sunt alcătuite din
cuarțite albe și cenușii cu intercalații de argilite negre în bază, iar spre partea superioară
din șisturi argiloase negre cu intercalații calcaroase. (Mutihac, V., Ionesi, L., 1973)

Devonianul inferior este reprezent at de asemenea prin argilite de culoare închisă,
care au fost traversate pe o grosime de aproximativ 200 m, la o adâncime de 1000 m.
Formațiunea pelitică caracterizată de prezența argilitelor negre de vârstă Silurian –
Devonian inferior poartă numele de Argilitele de Țăndarei și are o grosime variabilă (11
– 495 m). (Mutihac V., 1990)

Devonianul mediu este predominant detritic în bază și pelitic în partea superioară
(marne). În forajele de la Mangalia a fost interceptată Gresia cuarțoasă de Smirna ,
predominant arenitică. (Mutihac V., 1990)

Devonianul superior este reprezentat de Formațiunea de Călărași , predominant
carbonatică, interceptată în forajele de la Oltina, Negru – Vodă, Comana, Mangalia și
Adamclisi. (Mutihac V., 1990)

Paleozoicul superior nu este cunoscut în Dobrogea de Sud decât, local, în forajele de
la Dobromiru . Formațiunile întâlnite aici sunt descrise mai jos :

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

61
– Formațiunea de Dobromiru (Carbonifer inferior) constituită dintr -o succesiune de
depozite calcaro – detritice;
– Formatiunea de Vlasin atribuită Carboniferului superior , reprezentată de o succesiune
de depozite detritice cu caracter paralic (alternanțe de argilite negre, siltite și gresii
cenușii cu intercalații subțiri de cărbu ni);
– Brecia de Ce tate – Dobromiru atribuită Permianului inferior, alcatuită dintr -o brecie
conglomeratică calcaroasă. (Mutihac V., 1990)

Formațiunile Paleozoice sunt acoperite discordant de formațiunile triasice
reprezentate prin gresiile cuarțoase întâlnite în for ajele de la Topraisar și Techirghiol.
Formațiunea de Segarcea de vârstă Ladinian superior – Liasic a fost interceptată în
forajele de la Independența, Castelu, Medgidia, Bărăganu și Techirghiol, și este alcătuită
din depozite terigen – calcaroase d e origine paralică, gresii feldspatice – feruginoase,
argile feruginose, marne verzui și calcare feruginoase. (Moldoveanu, V., 1998)

Deși nu există argumente solide privind prezența formațiunilor de vârste Paleozoic
superior și Triasic, s -a luat în considerare litofaciesul triasic din Platforma Moesică.
(Mutihac, V., Ionesi, L., 1973)

Jurasicul în Dobrogea de Sud nu apare la zi, însă a fost interceptat în foraje.
Cele mai vechi depozite jurasice sunt de vârstă Bathonian – Callovian și sunt
constituite din calcare grezoase, calcare conglomeratice, calcare silicioase și marne.
Acestea au fost interceptate în forajele de la Palazu Mare, Ovidiu și Medgidia și
reprezintă un facies lateral, sudic, al Formațiunii de Tichilești care aflorează în partea
central – sudică a Dobrogei Centrale . (Mutihac V., 1990)

În continuitate de sedimentare, urmează calcare în alternanță cu dolomite calcaroase,
uneori silicioase, de vârstă Oxfordian.

Depozitele de vârstă Kimmeridgian sunt reprezent ate prin dolomite, calcare
dolomitice, marno – calcare și argile și aflorează în zona Faliei Capidava – Ovidiu, în
zona localităților Dunărea, Dorobanțu, Mihail Kogălniceanu și Ovidiu. (Ciocârdel and
Patrulius, 1950; Chiriac et al., 1977)

În forajel e de la Viroaga și Dobromiru succesiunea jurasică include două complexe :
un complex detritic alcătiut dintr -o succesiune grezo – siltică cu fragmente cărbunoase
(Callovian – Oxfordian), și un complex calcaros – dolomitic (Oxfordian –
Kimmeridgian). (Iorda n et al., 1987)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

62
În forajul de la Ra sova au fost interceptate depozite carbonatice în facies salmastru
(Formațiunea de Rașova) reprezentând intervalul Oxfordian – Tithonian. (Neagu și
Dragastan, 1984)

Cretacicul are o largă dezvoltare în Dobrogea de Sud și apare mai ales pe versanții
văilor tributare Dunării și pe malul drept al acesteia.

Neocomianul se întâlnește în partea vestică a Dobrogei de Sud fiind reprezentat prin
etajele Berriasian, Valanginian și Hauterivian .

– Berrias ianul și Valanginianul sunt reprezentate de o formațiune constituită dintr -un
complex gipsifer în bază, urmat de o alternanță de calcare nodulare, calcare marnoase,
dolomite, argile și marne cu grosimi de maxim 50 m. Această formațiune poartă numele
de Formațiunea de Cernavodă și aflorează discontinuu de la Dunăre către est, până la
aliniamentul Poarta Albă – Dumbrăveni, și din sudul localității Mihail Kogălniceanu,
către sud, până la frontiera româno – bulgară. În foraje a fost întâlnită la sud de
aliniam entul Capidava – Ovidiu. (Vasilescu, Dragomirescu, 1977)

Dezvoltarea completă a Formațiunii de Cernavodă s -a constatat în zona orașului
Cernavodă, pe baza datelor de suprafață (pe faleza Dunării la sud de Podul Cernavodă, în
săpăturile de la ecluza Saligny, pe Canalul Dunăre – Marea Neagră). (Băncilă, 1973)

– Hauterivianul este prezent în zona orașului Cernavodă unde aflorează și este
reprezentat prin calcare marnoase albe – cenușii și calcare cretoase. Aceste depozite au
grosimi de aproximativ 10 m. (Mutihac, Ionesi, 1973)

Barremianul este reprezentat prin depozite carbonatice foarte fosilifere. În
aflorimentul de la Cernavodă se constată existența a trei niveluri : un nivel cu calcare
oolitice (grosime 10 – 12 m), un nivel cu calca re compacte, masive (grosime 20 m) și un
nivel superior alcătuit din calcare grezoase (grosime 6 – 8 m). (Anastasiu, V., Toula, F.,
Macovei, G.,)

În partea de vest a Dobrogei de Sud, între cursul Dunării și aliniamentul Dunărea –
Tibrinu – Medgidia – Băne asa, Formațiunea de Cernavodă este acoperită discontinuu și
discordant de Formațiunea de Ramadan (Barremian).
Aceasta este alcătuită, pe 10 m grosime, din nisipuri și pietrișuri cuarțo – bioclastice cu
diverse grade de cimentare, peste care urmează calcare lumașelice groase de 4 – 5 m.
Local aflorează marne verzui și roșiatice, calcare dolomitice și calcarenite algale
(Alimanu). (Avram et al., 1988)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

63
Formațiunea de Ramadan aflorează pe malul sudic al Lacului Ramadan, și a fost
interceptată în foraje le de la Tortomanu, Mircea Vodă, Dunărea și Băneasa.
Formațiunile de vârstă Barremian au o largă răspândire în Dobrogea de Sud, dar în
mare parte sunt acoperite de depozite mai noi. La zi apar, discontinuu, în lungul văii
Carasu, la est de orașul Med gidia, în malul Lacului Siutghiol, la Ovidiu, iar spre sud pe
văile cursurilor ce curg spre Dunăre. (Mutihac V., 1990)

Apțianul marchează o regresiune treptată a mării spre sud, prin urmare îi corespund
două faciesuri cu arii de răspândire distinct e și anume, un facies continental și un facies
marin. (Mutihac V., 1990)

Faciesul continental se găsește de la Valea Carasu spre nord, înaintând în Dobrogea
Centrală, și aflorează în lungul versanților văilor tributare Dunării, precum și în lungul
afluenților de pe partea dreaptă a Văii Carasu. Acest facies este alcătuit din nisipuri și
argile caolinoase de culoare predominant roșie. (Mutihac V., 1990)

Faciesul marin se întâlnește în zona limitrofă Dunării, mai ales de la localitatea
Rasova sp re sud. În succesiunea faciesului marin se pot separa mai multe orizonturi : în
bază se distinge un orizont de nisipuri nefosilifere, urmat de un nivel grezos – marnos,
peste care se dezvoltă calcare. Aceste orizonturi corespund Bedulianului. Ultimul orizo nt,
cu care se încheie succesiunea apțiană, este alcătuit din nisipuri și pietrișuri, argile și
argile caolinoase, și constituie Formațiunea de Gherghina de vârstă Gargasian , care se
întâlnește în partea nordică a Dobrogei de Sud. (Avram et al., 1988)
Acest ultim orizont marchează regresiunea cea mai accentuată, depozitele de facies
marin fiind cuprinse între două orizonturi continentale.

Albianul marchează o revenire a mării, depozitele corespunzătoare acestuia
dispunându -se discordant și tr ansgresiv peste depozite mai vechi. În timpul Albianului s –
au format depozite predominant detritice, reprezentate prin conglomerate, gresii și
nisipuri glauconitice. (Mutihac V., 1990)

În partea de vest și centrală a Dobrogei de Sud aflorează discon tinuu Formațiunea de
Cochirleni constituită din nisipuri și gresii cuarțoase, glauconitice și în general argiloas e.
Această formațiune, de vârstă Clansayes (în baza Albianului), este dispusă fie peste
Formațiunea de Cernavodă, pe valea Carasu, în faleza D unării și pe valea Peștera –
Cochirleni, fie peste Formațiunea de Gherghina în Valea Tibrinului, în valea Mircea
Vodă și în valea Carasu. (Avram et al., 1988)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

64
Albianul se întâlnește preponderent în partea vestică a Dobrogei de Sud și aflorează
în lu ngul văilor tributare Dunării, în apropierea localității Peștera, pe malurile lacurilor
Oltina și Bugeac și între Cernavodă și Rașova. (Mutihac V., 1990)

Cenomanianul urmează transgresiv după o scurtă întrerupere a sedimentării.
Succesiunea începe c u un orizont subțire de microconglomerate peste care urmează
gresii, calcare marnoase și nisipuri fosilifere. Se remarcă și o variație de facies : faciesul
predominant detritic din regiunea văii Carasu este înlocuit printr -un facies calcaros –
cretos.
Depozitele de vârstă Cenomanian inferior aflorează în versanții văii Peștera –
Cochirleni, în versanții văii Carasu și în apropierea localităților Mircea Vodă, Petroșani și
Dobromiru. Aceasta formațiune numită Formațiunea de Peștera este alcătuită din ni sipuri
și gresii cuarțoase grosiere, cu lentile de pietrișuri, iar la partea superioară din crete
glauconitice grezoase. În zonele de aflorare se remarcă existența unui nivel de
conglomerate bazal, iar la partea superioară, peste creta glauconitic ă apar ni sipuri și gresii
cretoase, slab cimentate. (Mutihac V., 1990)

Depozitele cenomaniene au fost interceptate prin foraje spre sud, până la granița cu
Bulgaria, iar spre est în perimetrul localităților Eforie și Techirghiol. La zi se întâlnesc pe
supraf ețe relativ restrânse pe valea Carasu, pe valea Peștera, pe cursul superior al văii
Urloaia și pe malul Lacului Bugeac.

Turonianul are de asemenea caracter transgresiv, depozitele de vârstă turoniană
dispunându -se peste formațiuni de vârste diferi te. După o lacună de sedimentare
corespunzătoare Turonianului inferior, succesiunea începe cu un strat bazal subțire de
conglomerate grezoase slab cimentate de la care se trece treptat la nisipuri și pietrișuri
cuarțoase slab cimentate în partea superioară și puternic cimentate în partea mediană.
Aceste depozite alcătuiesc Formațiunea de Cuza Vodă (Turonian mediu) care aflorează
numai la est de localitatea Cuza Vodă. În Turonianul superior are loc o noua lacună de
sedimentare. (Mutihac V., 1990)

Seno nianul este reprezentat prin microconglomerate și depozite cretoase care se
dispun transgresiv peste formațiuni mai vechi, după lacuna de sedimentare din
Turonianul superior. Acestea se întâlnesc mai ales în bazinul superior al văii Carasu,
ajungând până pe malul Lacului Siutghiol, la Ovidiu. Din Senonian, în Dobrogea de Sud
se cunosc doar ultimele trei etaje :
– Santonianul caracterizat de prezența microconglomeratelor fosfatice, care trec lateral la
gresii;
– Campanianul reprezentat de creta albă cu silexuri și de marne cretoase cu intercalații
subțiri de gresii calcaroase, glauconitice;

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

65
– Maestrichtianul reprezentat prin cret ă, marne cretoase și calcare parțial silicifiate.
Depozitele santoniene și campaniene inferioare constituie Formațiunea de
Murfatlar alcătuită din trei termeni litostratigrafici succesivi :
 conglomeratul din bază, reprezentând începutul sedimentării marine;
 pachetul intermediar de gresii sau nisipuri cretoase -glauconitice și crete cuarțoase –
glauconitice;
 creta albă, masivă, c u numeroase accidente silicioase. (Mutihac V., 1990)

Formațiunea de Murfatlar se întâlnește pe versantul sudic al văii Carasu, între
localitățile Basarabi și Castelu, unde stratul de cretă are grosimea maximă de 30 m, și
aflorează la Cuza Vodă, Satu Nou și pe malul Lacului Siutghiol, la Ovidiu și Palazu
Mare.

Orogeneza laramică a afectat și Dobrogea de Sud, astfel încât la sfârșitul
Senonianului a fost exondată și supusă eroziunii, iar o parte din depozitele senoniene au
fost îndepărtate. (Mut ihac, Ionesi, 1973)

Paleogenul în Dobrogea de Sud urmează după exondarea de la sfârșitul Cretacicului.

Eocenul este reprezentat prin depozite de calcare cu numuliți interceptate în forajele
de la Cetate și pe valea Cișmelei, și aflorează pe valea Mirleanu și în apropiere de
Cernavodă.
– Cuisianul este cuprins în baza succesiunii eocene și este reprezentat prin nisipuri verzi,
glauconitice, peste care urmează calcare organogene. Aceste depozite apar în versantul
văii Enisenlia, precum și la sud de localitățile Lespezi și Cetate.
– Lutețianul se găsește pe suprafețe întinse, între localitățile Cetate și Lespezi, unde este
reprezentat prin calcare lumașelice.
În afară de sectoarele menționate, depozitele eocene au mai fost interceptate, izolat, la
vest de Ovidiu și în forajele dintre Mangalia și Eforie. (Mutihac V., 1990)

Depozitele de vârstă Oligocen au fost interceptate în forajele de la sudul orașului
Mangalia și în vecinătatea localității Vama Veche. Aceste depozite sunt alcătuite din
argile și din șisturi bituminoase, disodilice.

Depozitele Neogenului sunt reprezentate atât prin formațiuni m iocene, cât și pliocene.

Miocenul din Dobrogea de Sud este reprezentat prin etajele Tortonian, Badenian și
Sarmațian.
Depozitele de vârstă Tortonian sunt alcătuite din argile verzi, gresii calcaroase,
nisipuri și marnocalcare. Spre sfârșitul T ortonianului are loc o accentuată regresiune, iar

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

66
eroziunea a îndepărtat mare parte din aceste depozite. Se mai întâlnesc pe suprafețe
restrânse pe malul Dunării, pe valea Carasu la vest de Medgidia și la Ovidiu. (Mutihac V.,
1990)

Badenianul dezvol tat local pe diferiți termeni de vârstă Cretacic, are faciesuri variate,
predominând calcarele lumașelice cu treceri la faciesuri detritice. Acestea sunt cunoscute
ca aflorimente pe valea Adamclisi, pe versanții Lacului Baciu și pe valea Pietreni.
Depozite le badeniene au fost interceptate și în multe foraje de pe valea Adamclisi, valea
Deleni, pe interfluviul Baicului și valea Caramancea. (Mutihac V., 1990)

Sarmațianul este reprezentat prin depozite vollhiniene, bessarabiene și kersoniene, și
este la rg răspândit în Dobrogea de Sud sub forma unei plăci aproape continue de calcare
lumașelice. (Mutihac V., 1990)

Raporturile dintre depozitele sarmațiene și alte depozite subadiacente sunt prezentate
mai jos :
 Un sector în care depozitele calcaroase de vârstă Sarmațian se suprapun peste cele de
vârstă Eocen. Acesta este delimitat la est de aliniamentul Eforie Sud – 2 Mai, la sud
de granița cu Bulgaria, la vest de aliniamentul Darabani – Amzacea – Topraisar și la
nord de Eforie Sud – Topraisar;
 Un alt sector, discontinuu, afectat de falii, în cadrul căruia depozitele calcaroase
sarmațiene sunt suprapuse direct peste cele de vârstă Senonian, formațiunile eocene
fiind erodate. Acest sector este delimitat la nord de aliniamentul localităților Ovidiu –
Basarabi, la sud de Tuzla – Moșneni – General Scărișoreanu, la vest de Basarabi –
Bărăganul – General Scărișoreanu și la est de Marea Neagră;
 În zona central – sudică a Dobrogei de Sud există un sector în care depozitele
sarmațiene se suprapun direct peste co mplexul Jurasic superior – Valanginian, în
absența depozitelor eocene și senoniene erodate. Acest sector este limitat la nord de
aliniamentul localităților Poarta Albă – Siminoc – Peștera – Băneasa, la sud de Negru
Vodă – Viroaga – Independența – Dobromiru , la vest de Dunăre și la est de Poarta
Albă – Plopeni Vest – Negru Vodă. (Moldoveanu V., 1998)

– Volhinianul a fost identificat în partea sud – vestică a Dobrogei de Sud, în zona
localităților Adamclisi, Băneasa și Văleni. Se dispune transgresiv peste depozite de vârstă
Cretacic, Eocen sau Tortonian și este reprezentat prin marne, argile nisipoase și
bentonite, pe o grosime de 15 m.
– Depozitele de vârstă Bessarabian urmează în continuitate de sedimentare peste cele
volhiniene, și cuprind litofaciesur i carbonatice (calcare oolitice, calcare lumașelice) în
cadrul cărora au fost individualizate patru orizonturi :
 orizontul argilei verzi, care lateral d evine argilă nisipoasă sau chiar nisip argilos;

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

67
 orizontul calcarelor inferioare, dispus peste argila ver zuie, care este constituit din
calcare lumașelice în alternență cu strate subțiri de argile;
 orizontul bentonitic, constituit din calcare și argile bentonitice cu grosimi de 6 – 9 m;
 orizontul calcarelor superioare, alcătuit dintr -un complex de calcare cu grosimi de 8 –
30 m.
Depozitele bessarabiene au o largă răspândire în Dobrogea de Sud. Acestea
aflorează la Văleni unde au o grosime de aproximativ 15 m.
– Kersonianul se întâlnește în partea de est a Dobrogei de Sud, la est de aliniamentul
localități lor Cobadin – Negrești – Olteni. Depozitele au un caracter regresiv și sunt
reprezentate prin marne, calcare oolitice cu intercalații subțiri de argile și nisipuri.
(Mutihac V., 1990)

Transgresiunea pliocenă dinspre Bazinul Dacic a atins marginea v estică a Dobrogei
de Sud în Ponțian. În consecință, depozitele pliocene apar numai în zona dunăreană.
Pliocenul este constituit dintr -o succesiune detritic – pelitică cu grosimi de 15 – 30 m :
 nisipuri și marne, local pietrișuri bogat fosilifere, de vârstă Ponțian;
 faciesuri marnoase – nisipoase cu grosimi de 2 – 15 m, de vârstă Dacian;
 marne cu nivele lumașelice urmate de nisipuri cu separații concreționare și cu
calcare de apă dulce, de vârstă Romanian inferior . (Pană et al., 1974)

Depozitel e cuaternare sunt reprezentate prin loessuri și argile loessoide, local argile,
nisipuri și mâluri. Depozitele loessoide au rol de cuvertură acoperitoare pe toată
Dobrogea de Sud. (Mutihac V., 1990)
În Cuaternar Dobrogea de Sud a evoluat ca regiune e xondată.

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

68

Figura 4.1.2.1. Harta geologicã a Dobrogei de Sud 1 : 200 000
(Institutul Geologic al Rom âniei, 1968)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

69

(Institutul Geologic al Rom âniei, 1968)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

70

4.2. Caracteristicile tectonice și structural e ale Dobr ogei de Sud

Evoluția stadiului de geosinclinal al Dobrogei de Sud s -a încheiat în Proterozoicul
inferior. Umplutura acestui geosinclinal a fost metamorfozată în condițiile faciesului
amfibolitic în timpul unei orogeneze vechi, care a dus și la cons olidarea geosinclinalului.
Blocul consolidat în Proterozoicul inferior a fost influențat de orogeneza baikaliană care
s-a manifestat în regiunile de geosinclinal învecinate. Efectele acestei orogeneze au
constat într -o fracturare a soclului, care a căpătat o tectonică rupturală. În consecință,
soclul a fost compartimentat în mai multe blocuri, a căror dispoziție este paralelă cu Falia
Palazu. Cel mai ridicat bloc este compartimentul din partea nordică – ridicarea Palazu
Mare – unde soclul cristalin a fost î ntâlnit la adâncimi de aproximativ 1000 m, în contact
tectonic cu formațiunea șisturilor verzi din Masivul Central Dobrogean, în lungul Faliei
Palazu. Spre sud, soclul Dobrogei de Sud coboară – forajele, și mai ales cercetările
geofizice au pus în evidență existența unei zone depresionare ( Depresiunea Comana ). La
sud de aceasta a fost detectată o nouă ridicare, în zona graniței cu Bulgaria, cunoscută sub
numele de ridicarea Mangalia .

Primul ciclu de sedimentare în timpul căruia partea centrală a Dobrogei de Sud a
funcționat ca zonă depresionară cu o subsidență activă s -a închei at în Devonian. Soclul
fracturat a fost influențat de mișcările din faza ardenică când s -a produs o reactivare a
faliilor mai vechi.

Spre sfârșitul Paleozoicului și o parte a Mezozoicului, Dobrogea de Sud a funcționat
ca o regiune emersă, consecință a orogenezei hercinice.

Un nou ciclu de sedimentare a încep ut în Jurasicul mediu, continuând și în Cretacic.
Pe durata acestuia, Dobrogea de Sud s -a comportat ca o regiune tipic epicontinentală, cu
formare de carbonatite și faciesuri recifale, cu oscilații pe verticală care au determinat
frecvente discontinuități în sedimentare sau, adesea, au dus la formarea evaporitelor și a
depozitelor continentale.

Dobroge a de Sud a fost influențată de orogeneza mezocretacică, acest fapt fiind pus
în evidență de depozitele Jurasicului și Cretacicului inferior care descriu largi ondulații.

În Neozoic, Dobrogea de Sud a continu at să evolueze ca regiune epicontinentală,
acoperită de ape în Paleogen și Miocenul superior, după care a rămas definitiv exondată,
în Cuaternar căpătând înfățișarea actuală. (Mutihac, Ionesi, 1973)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

71
În Dobrogea de Sud se constată existența a două sisteme principale de falii cu
orientare NNE – SSV și VNV – ESE, dintre care cele paralele cu Falia Capidava – Ovidiu,
fiind mai noi, au continuitate (Figura 2 : Harta structurală a Dobrogei de Sud ). (Dinu
et al., 1989)

Faliile cu orientare VNV – ESE

– Falia Capidava – Ovidiu este o falie crustală de importanță regională care a determinat
ridicarea fundamentului cristalin cu 700 – 1000 m, astfel încât limita inferioară a
complexului carbonatic Jurasic superior – Valanginian se plasează la cote izobatice de 30
– 300 m în compartimentul nordic și cu variații de la 500 – 1200 m în compartimentul
sudic.

– Falia Cernavodă – Constanța pune în contact blocuri tectonice cu poziții structurale
diferite, astfel încât săriturile măsurate la diferite limite sunt foarte variate. În ansamblu,
comp artimentul sudic este mai ridicat cu 300 m în zona Cernavodă – Poarta Albă, iar spre
est este mai coborât datorită ridicării accentuate a blocurilor nordice Poiana și Constanța.
Deplasarea pe această falie s -a făcut atât pe verticală cât și pe orizontală, pe o distanță de
aproximativ 8 km (deplasare senestră) astfel încât falia traversează Agicabul din
compartimentul nordic și se continuă cu Falia Est – Siminoc.

– Falia R asova – Costinești traversează Dobrogea de Sud și pune în contact numeroase
blocuri tectonice ridicate sau coborâte. În lungul acestei falii săritura este variabilă atât
ca mărime cât și ca sens. Are loc o deplasare pe orizontală în lungul faliei , cu aproximativ
6 km, măsurată pe continuarea Faliei Est – Siminoc cu Falia Est – Cobadin (s ăritura
dextră).

– Falia Nord – Mangalia pune în contact blocuri tectonice cu poziții relative, are sărituri
variabile (100 – 300 m) și schimbări de sens de la un compartiment la altul. Se remarcă și
o deplasare orizontală senestră de aproximativ 3 km.

– Falia Mangalia are de asemenea un caracter complex, ea punând în contact blocuri cu
poziții diferite, astfel încât sensul săriturii se schimbă de -a lungul faliei. Săritura variază
între 100 – 300 m la nivelul limitei inferioare a complexului carbonati c. De asemenea,
există și o deplasare pe orizontală de aproape 6 km, cu caracter senestru.

Faliile cu orientare NNE – SSV sunt prezentate în tabelele de mai jos în funcție de
situarea lor între principalele falii cu orientare VNV – ESE, alături de compartimentele pe
care le delimitează.

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

72
În zona dintre Falia Capidava – Ovidiu și Falia Cernavodă – Constanța sunt
delimitate cinci blocuri tectonice, separate prin falii verticale, care prezintă
caracteristicile din Tabelul 1 .

Falia Bloc tectoni c Grosimea (m) Vârsta formațiunilor

Gherghina

Bloc 1 (Cernavodă)

160 -500
450 -500
0-130 J
Be + V
Ap

Agicabu l
Bloc 2 (Tortomanu) 70-500
300 -310
360 -450 J
Be + V
Ap

Nazarcea

Bloc 3 (Castelu)

850 -950
250 -400
20-140
0-30 J
Be + V
Ap
Sn

Vest Constanța
Bloc 4 (Poiana) 50-760
50-60
50-60 J
Be + V
Ap

Bloc 5 (Constanța) 460 -530
40-60 J
Sn
Tabelul 1 (Moldoveanu V., 1998)

În zona dintre Falia Cernavodă – Constanța și Falia Rașova – Costinești sunt
delimitate mai multe blocuri tectonice, cu mărimi variabile, ale căror caracteristici se
regăsesc în Tabelul 2.

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

73
Falia Bloc tectonic Grosimea (m) Vârsta formațiunilor

Medgidia

Bloc 6 (Ivrinezu -Peștera) 500 -750
0-80
0-50 J
Cm
Sm

Est Siminoc

Bloc 7 (Si minoc –
Ciocârlia) 620 -640
20-40 J
Sm

Valul lui Traian

Bloc 8 (Poarta Albă)

600
200
50 jJ
Be + V
Ap

Palas

Bloc 9 (Valul lui Traian) 650
200
100
J
Be + V
Ap

Lazu – Cumpăna
Bloc 10 (Constanța Sud) 400
240 J
Sn

Est Bărăganu

Bloc 11 (Bărăganu)
240 -250
30-40
140 -150
10-40

J
Cm
Sn
Sm

Techirghiol
Bloc 12 (Straja)
25-35
190 -210
20-25 Cm
Sn
Sm

Bloc 13 (Eforie –
Techirghiol)
200 -260
300 -350
30-40

Cm
Sn
Sm
Tabelul 2 (Moldoveanu V., 1998)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

74
În cadrul zonei dintre Fali a Rașova – Costinești și Falia Nord – Mangalia structura
este mai simplă, fiind evidențiată o serie de blocuri tectonice cu poziții ridicate sau
coborâte, care prezintă de la vest la est caracteristicile descrise în Tabelul 3 (Moldoveanu
V., 1998) .
Falia Bloc tectonic Grosimea (m) Vârsta formațiunilor

Est – Oltina

Bloc 14 (Oltina) 650
400 J
Br

Est – Adamclisi

Bloc 15 (Alimanu –
Băneasa) 570 -600
250 -350
0-40 J
Br
Smc

Est – Cobadin

Bloc 16 (Deleni -Cobadin)

350 -400
10-80 J
Sm

General Scărișoreanu

Bloc 17 (Ciobănița) 360 -400
160 -200
0-30
20-70 J
Cm
Sn
Sm

Moșneni
Bloc 18 (Amzacea) 550 -600
40-150
30-130
0-40
40-100 J
Cm
Sn
Pg
Sm

Tatlageac

Bloc 19 (Moșneni)
400 -570
0-60
30-90
0-30
70-150
J
Cm
Sn
Pg
Sm

Bloc 20 (Costinești)
400 -550
120 -130
140 -170
0-40
60-120 J
Cm
Sn
Pg
Sm
Tabelul 3(Moldoveanu V., 1998)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

75
În zona cuprinsă între Falia Nord – Mangalia și granița cu Bulgaria se remarcă
existența a două sectoare cu structuri diferite și anume : sectorul ves tic (Tabelul 4 ), între
Dunăre și Falia Negru Vodă, și sectorul estic dezvoltat între Falia Est – Negru Vodă și
litoral.

Bloc tectonic Grosimea (m) Vârsta formațiunilor

Bloc 21 (Ostrov)

Bloc 22 (Dobromiru) 350 -750
200 -210
80-90
0-50

J
Br
Cm
Sm

Bloc 23 (Independența)

550 -600
70-120
J
Sm
Tabelul 4 (Moldoveanu V., 1998)

Între Falia Nord – Mangalia și Falia Mangalia blocurile tectonice au următoarele
caracteristici.

Bloc tectonic Grosimea (m) Vârsta formațiunilor

Bloc 24 (Chirn ogeni) 500 -510
50-90
0-50
60-90 J
Cm
Sn
Sm

Bloc 25 (Alba)

500 -520
50-70
0-30
80-100
70-90

J
Cm
Sn
Pg
Sm

Bloc 26 (Mangalia)

450 -500
60-140
0-50
20-60
40-120

J
Cm
Sn
Pg
Sm
Tabelul 5 (Moldoveanu V., 1998)

Zona de la sud de Falia Manga lia și la est de Falia Est – Negru Vodă este puternic
fragmentată de falii cu orientare NE – SV și de o falie cu direcția VSV – ENE , în cadrul
căreia se remarcă caracteristicile din Tabelul 6 .

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

76

Bloc tectonic Grosimea (m) Vârsta formațiunilor

Bloc 27 (Negru Vodă) 660 -800
60-100 J
Sm

Bloc 28 (Graniceru)

650 -670
30-50
60-90

J
Sn
Sm

Bloc 29 (Cotu Văii)

400 -530
100 -110
140 -230
60-120

J
Cm
Pg
Sm
Bloc 30 (Albești) 400 -550
90-120
30-60
100 -130
J
Cm
Pg
Sm

Bloc 31 (Limanu)
500 -520
50-70
0-30
80-100
70-90

J
Cm
Sn
Pg
Sm
Tabelul 6 (Moldoveanu V., 1998)

Formațiunile geologice ale cuverturii au o distribuție spațială neuniformă și variații
mari de faciesuri, datorită sedimentării lor într -o zonă cu tectonică activă în perioada
Mezozoic și parțial Neozoic.
Structura formațiunilor sedimentare depuse în Mezozoic și Neozoic este complicată
datorită existenței numeroaselor falii verticale sau subverticale care au fragmentat această
zonă în blocuri tectonice cu poziții ridicate sau c oborâte.
Mișcările verticale au adus blocurile tectonice deasupra sau sub nivelul mării, astfel
încât în aceeași perioadă de timp unele blocuri erau supuse eroziunii, iar în altele se
producea sedimentarea. Manifestarea acestor fenomene în ma i multe etape succesive a
condus la dispunerea discordantă a formațiunilor sedimentare, pozițiile actuale ale
diverselor limite geologice fiind variabile de la un bloc la altul (Figura 4.2.1. : Harta
structurală a Dobrogei de Sud, Figura 4.2.2. : Secțiunile I, II).

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

77

Figura 4.2.1.Harta structural ã a Dobrogei de Sud
(Zamfirescu F. et al., 1994)

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

78

Figura 4.2.2. Secțiuni structurale
(Moldoveanu V . et al., 1998)

4.3. Condi țiile geologice și structurale ale zonei Lacului Techirghiol

Din punct de vedere geologic , Lacul Techirghiol este situat în zona horstului Tuzla –
Topraisar, zona cu o evolu ție distinct ã: complexul carbonatic de v ârstã Baremian –
Jurasic, foarte important din punct de vedere al acumul ãrilor de ap ã din toat ã Dobro gea
de Sud, lipse ște în zon ã ca efect al ac țiunii a dou ã falii verticale. Principalul orizont cu
importan țã hidrogeologic ã rãmâne complexul Sarma țian, care se dezvolt ã într-un facies
predominant carbonatic alc ãtuit din trei subetaje : Volhinian, B essarabi an și Kersonian.
În zona nordicã a Lacului Techirghiol, sub calcarele sarmațiene , s-au întâlnit argile
bentonitice, atribuite Volhinianului.
Bessarabianul se dispune discordant peste formațiuni mai vechi eocene sau senoniene,
cu excepția zonelor u nde este prezent Volhinianul. Din punct de vedere litologic,
Bessarabianul este reprezentat de calcare lumașelice, nisipuri și argile verzi la care se
adaugã diato mite. Kersonianul este alcãtuit din calcare oolitice, calcare lumașelice alb –
gãlbui cu inte rcalații subțiri de argile și marne.

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

79

Figura 4.3.1. : Harta geologicã a zonei Lacului Techirghiol
(Harta geologicã a Dobrogei de Sud (1 : 200 000))

Grosimea complexului carbonatic Sarmațian prezintã o evidentã tendințã de îngropare
spre Sud (Figura 4.3.2.). Depozitele sarmațiene, structural, se prezintã sub forma unui
monoclin cu înclinãri relativ mici cãtre sud și est.

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

80

(a)
(b)
Figura 4 .3.2. Grosimea complexului carbonatic Sarma țian a) la scara întregului acvifer cantonat în
calcarele sar mațiene, b) la scara bazinului hidrogeologic al Lacului Techirghiol

Condiți ile geologice și structurale ale Dobrogei de Sud

81
Depozitele cuaternare sunt reprezentate prin depozite pleistocene constituite din
loessuri de vârstă Pleistocen mediu și superior, cu un caracter discontinuu datorită
depozitelor cu permeabilitate variabilă din culcuș, care determină, în multe zone,
drenarea apei către formațiunile calcaroase sarmațiene. Depozitele loessoide au rol de
cuvertură acoperitoare pe toată Dobrogea de Sud, cu implicații hidrogeologice deosebite,
legate de pr ocesul de infiltrație a apelor meteorice și de suprafață în acviferele subterane
cantonate în depozitele carbonatice .(Zamfirescu F., 1994)
Rocile carbonatice, datorit ã rigidit ãții lor, fiind supuse la deform ãri tectonice , s -au
disloc at dupã anumite di recții, gener ând un sistem fisural complex, care supus în
continuare ac țiunii unor factori endogeni sau exogeni, au putut evolua p ânã la stadiu de
carst. Sistemul fisural este dezvoltat în plan orizontal și pe vertical ã, datorit ã unor factori
precum: alcãtuirea petrografi cã variat ã, structura și textura rocilor, procese lor
diagenetice c are au afect at roca și solubilit ãții rocilor.
Evolu ția geologic ã și structural ã a Platformei Sud – Dobrogene, cu o serie de aspecte
particulare și cu o mare variabilit ate a condi țiilor de sedimentare , a generat un mediu
geologic favorabil dinamicii apelor subterane, dar caracterizat printr -o heterogenitate
accentuat ã, determinat ã de gradul de faliere al forma țiunilor carbonatice.