И. В. ВЫСОЦКИЙ
Схема структурного расчленения южной части Предкарпатского газонефтеносного бассейна
Большая часть обширного газонефтеносного бассейна предгорий Восточных и Южных Карпат расположена в пределах Румынской Народной Республики. Геологическое строение бассейна здесь сложнее, структурные формы нефтяных месторождений разнообразнее и диапазон газонефтеносности шире, чем на участках, расположенных в пределах СССР и Польши.
Современные представления о геологическом строении рассматриваемой территории связаны прежде всего с работами видных румынских геологов: Л. Мразека, И. А. Атанасиу, И. Попеску-Войтешть, С. Матееску, Д. Прэда, Г. Муржяну и Г. Маковея. В последние годы новые данные о строении нефтеносного бассейна получены в результате исследований геологов И. Банчила, Н. Григораш, И. Патруц, Н. Онческу, Э. Христеску, Ф. Олтяну и др.
Исследования, проведенные в советских Карпатах (работы А.А. Богданова, О. С. Вялова, А.Е. Михайлова, Н.Р. Ладыженского, М.В. Муратова, Ю.М. Пущаровекого, В.И. Славина и коллектива геологов Укрнефти), и геологические сводки М.В. Муратова по всей складчатой системе Карпат и Балкан помогли правильно понять строение Предкарпатского бассейна.
Краткий обзор предистории образования газонефтеносного бассейна
Предкарпатский газонефтеносный бассейн Румынии представляет собой впадину, выполненную неогеновыми отложениями и протягивающуюся вдоль внешнего края Восточных и Южных Карпат. Впадина ограничена на востоке, в пределах меридиональной части Восточных Карпат, западным склоном докембрийской Подольской платформы, в месте перегиба Восточных Карпат - западным склоном подземного продолжения Добруджинского палеозойского массива, а в широтной части Карпат - северным склоном Северо-Болгарского поднятия Балканской герцинской платформы.
Западная (для Восточных Карпат) и северная (для Южных Карпат) границы впадины определяются распространением на поверхности миоценовых отложений, которые по тектоническим или стратиграфическим причинам местами скрываются под более молодыми или более древними отложениями. В меридиональной части Восточных Карпат западная граница развития миоцена перекрывается крупным надвигом палеогена (Краевой надвиг), который прослеживается и в широтной части Восточных Карпат, где он имеет незначительную амплитуду и образует северную границу впадины.
В предгорьях Южных Карпат миоценовые отложения трансгрессивно перекрывают палеогеновые и налегают на мезозойские или палеозойские породы. Предкарпатская впадина в пределах Румынии имеет длину около 550 км. В северном направлении она продолжается на территорию Советского Союза, на западе замыкается на повороте Южных Карпат в сторону Балкан.
Разновозрастность ограничений впадины, а также ряд особенностей тектонического строения ее объясняются условиями возникновения и развития впадины.
Меридиональная часть впадины представляет собой неогеновый предгорный прогиб Восточных Карпат, широтная - неогеновый межгорный Карпатско-Балканский прогиб. Предкарпатская впадина занимает часть крупной древней Румыно-Болгарской впадины, образовавшейся в теле герцинского складчатого фундамента. Эта внутриплатформенная впадина была ограничена на востоке и западе приподнятыми частями складчатого палеозойского фундамента: на востоке - Предподольским (Добруджинско- Свентокшишским), а на западе - Карпатско-Родопским поднятиями (рис. 1).
Предподольское поднятие представляло собой краевое герцинское складчатое сооружение, сформировавшееся в конце палеозоя вдоль краевой части Подольской платформы. На северо-востоке поднятие было отделено от Подольской платформы Львовско-Люблинским краевым прогибом, который юго-восточнее выклинивался, и герциниды непосредственно контактировали с докембрийеким фундаментом.
Предподольское герцинское поднятие, значительно переработанное позднейшей складчатостью, сохранилось к настоящему времени лишь в виде небольших выходов в Добрудже слабо метаморфизованных, но сильно дислоцированных отложений протерозоя, девона и нижнего карбона.
Карпатско-Родопская система сохранилась до настоящего времени в виде Мармарошского, Фагараш-Семеникского (Южно-Карпатского) и Македонско- Родопского кристаллических массивов, принимающих участие в строении периферийной части горных сооружений Восточных и Южных Карпат и Балкан. Массивы сложены сильно дислоцированными палеозойскими отложениями, которые в Мармарошском массиве, видимо, не моложе девона, в Фагараш-Семеникском массиве верхнего карбона и в Македонско-Родопском - нижнего карбона. С изменением возраста изменяется и интенсивность метаморфизации пород, достигающая максимума в Мармарошском массиве и уменьшающаяся в Фагараш-Семеникском и еще более - в Македонско-Родопском.
Румыно-Болгарская впадина как единый структурный элемент начала отчетливо вырисовываться с начала мезозоя и развивалась в целом как платформенная впадина на протяжении триаса и юры. В верхнепалеозойское время вся впадина являлась областью накопления континентальных отложений - угленосных в карбоне и красноцветных в перми. Континентальный режим захватил и триасовый период в меридиональной Карпатско-Подольской ветви впадины. В остальной же части триасовый и юрский периоды характеризуются накоплением платформенных карбонатных и карбонатно-глинистых формаций. Позднее в краевых частях Румыно-Болгарской впадины зарождаются связанные между собой геосинклинальные области: Восточно-Карпатская, Южно-Карпатская и Балканская. Появление их в виде флишевых прогибов перед палеозойскими горными цепями началось с нижнего мела (в Балканах с титона) и завершилось образованием мезозойских и палеогеновых горных сооружений, присоединившихся к палеозойским. К Мармарошскому массиву с востока первоначально причленилась мезозойская, а позднее палеогеновая складчатая горная система Восточных Карпат, впереди которой образовался неогеновый предгорный прогиб, захвативший часть бывшего Предподольского горного сооружения. Таким путем Карпатско-Подольская ветвь внутриплатформенной впадины полностью превратилась в геосинклинальную область. Подобный процесс проходил и в Балканах, где к Македонско-Родопскому герцинскому массиву причленилось мезозойское, а затем эоценовое горные сооружения. Однако в отличие от Восточных Карпат здесь нет предгорного прогиба из-за высокого положения герцинской платформы, образующей здесь Северо-Болгарское поднятие. Это поднятие появилось в самом начале палеогена вслед за формированием Балкан. Зачатки предгорного прогиба можно видеть лишь в восточной части предгорья Балкан (узкая Провадийско-Камчийская синклиналь).
Северная граница Северо-Болгарского поднятия прослеживается по контакту меловых и третичных отложений и является южной границей Предкарпатской впадины.
Южные Карпаты появились в результате причленения к палеозойскому Фагараш-Семеникскому массиву мезозойских горных сооружений, образующих единую горную цепь с мезозойской складчатой системой Балкан. Палеогеновая складчатость прослеживается в Южных Карпатах под неогеновыми осадками как западное продолжение палеогена Восточных Карпат.
Предподольское горное сооружение, как и Восточные Карпаты, расширялось в восточном направлении. Наиболее древние породы (зеленые сланцы), возможно, представляющие здесь каледониды, слагали западную краевую часть сооружения; восточнее их следовали палеозойские и далее триасовые отложения. Складчатые движения в Предподольском сооружении закончились в верхнеюрское время, после чего оно являлось областью размыва, а позднее было захвачено предгорным прогибом Восточно-Карпатской системы. Южная часть поднятия - современная горная Добруджа, на которую не влиял формировавшийся предгорный прогиб, сохранилась до настоящего времени как сильно сглаженное горное сооружение.
Схема тектонического строения Предкарпатской впадины
Современный Предкарпатский газонефтеносный бассейн состоит из нескольких различных по своему положению, геологическому строению и времени образования впадин (рис. 2). Западную часть его, как уже говорилось выше, занимает крупная межгорная Карпатско-Балканская впадина. В меридиональной части Восточных Карпат, где бассейн представлен предгорным прогибом, в нем, как и на советской территории, представляется возможность выделить две структурные зоны: внешнюю, примыкающую к платформе, и внутреннюю, прилегающую к складчатым Карпатам. Внешняя зона образована крупными Бырладской и Плоештинско-Фокшанской впадинами, внутренняя - Бухушской и Кымпинской впадинами.
В широтной части Восточных Карпат газонефтеносный бассейн занимает область юго-восточного погружения палеогеновой складчатой системы Карпат и характеризуется большой тектонической расчлененностью. Южную часть его составляет широкое северное крыло Плоештинско-Фокшанской впадины внешней зоны прогиба, северную - узкая Кымпинская впадина внутренней зоны, на западе бассейн переходит в Карпатско-Балканскую впадину.
Бырладская впадина расположена в нижнем течении рек Прут, Серет и Дунай. Это сравнительно небольшая плоская впадина, вытянутая на юге в северо-западном направлении (Добруджинском), а на севере - в северо-северо-западном (Восточно-Карпатском). Северный склон впадины пологий и хорошо прослеживается на геологической карте по смене с юга на север выходов дакийских отложений (район г. Бырлад) меотическими, сарматскими и, наконец, на севере тортонскими. Последние здесь залегают на сеноманских мелоподобных мергелях (восточнее г. Ботошани, на берегу р. Прут) или на песчаниках (скважина в Городишках, северо-западнее г. Фэлтичени). Южнее, примерно на широте г. Яссы (скважина с. Хырлэу), под тортоном залегают уже карбонатные осадки силурийского возраста.
На юго-восточном продолжении впадины в пределах Молдавской республики в низах третичных отложений появляются палеогеновые осадки.
Западная граница впадины (ее северная половина) проходит на поверхности примерно по границе сарматских и гельветских отложений.
Центральная и южная части впадины занимают северо-восточный склон Добруджинского массива и, возможно, наследуют часть юрского Преддобруджинского прогиба. Южная граница последнего, являющаяся также и границей Бырладской впадины, проходит по линии наблюдаемого здесь надвига складчатого палеозойского массива на юрский прогиб.
Третичные отложения Бырладской впадины начинаются мелководными морскими осадками тортонского возраста и заканчиваются типичными пресноводными осадками плиоцена. Наиболее полно в разрезе впадины представлены сарматские отложения, включающие все три яруса и имеющие мощность свыше 1500 м. Характерно выпадение из разреза понтических отложений.
Третичные отложения слабо дислоцированы и образуют небольшие пологие поднятия платформенного типа. Восточная часть впадины расположена на докембрийском фундаменте, что подтверждается мозаичной конфигурацией изоаномал на гравиметрической карте, а также данными бурения (скважины Городник, Хырлэу).
В строении краевого прогиба участвует лишь северная половина Бырладской впадины, которая образует восточное платформенное крыло прогиба; южная часть впадины отделяется от прогиба северо-западным погребенным продолжением Добруджинского массива. Западнее этого массива находится крупная Плоештинско-Фокшанская впадина, расположенная на перегибе
Восточных Карпат между нижним течением р. Тротуш (правый приток р. Серет) на севере и р. Дымбовица на юго-западе. Эта впадина представляет собой сравнительно узкий и глубокий на севере прогиб, расширяющийся и полого поднимающийся на юг и запад, выполненный неогеновыми отложениями. Наиболее прогнутая часть впадины приходится на линию городов Фокшани-Бузэу. Здесь она сложена с поверхности левантинскими отложениями мощностью не менее 2500 м. Нижележащие дакийские отложения имеют мощность свыше 1200 м. Глубина залегания сарматских отложений в наиболее прогнутой части впадины, определенная в результате геологических построений, составляет не менее 7000 м.
На западном продолжении осевая часть впадины проходит южнее городов Бузэу - Плоешти - Питешти.
Северная часть восточного борта впадины, примыкающая к западному склону подземного продолжения Добруджинского массива, крутая, но южнее г. Бузэу она постепенно выполаживается, поднимаясь в сторону Дуная. Граница впадины здесь изгибается параллельно течению Дуная и проходит севернее с. Меркулешти, где бурением под сарматскими отложениями вскрыты меловые. Южнее г. Плоешти борт впадины постепенно поднимается в сторону Северо-Болгарского поднятия.
Северная часть западного склона впадины также крутая и осложнена меридионально вытянутым сбросом, проходящим по границе гельветских и сарматских отложений. Южнее граница впадины идет вдоль зоны крупных антиклинальных складок (Плопяса, Трестия и др.), расположенных на границе выходов гельветских и сарматских отложений, а также по выходам гельветских отложений среди поля развития плиоценовых осадков. В западной части впадины северная граница ее определяется выходами палеогеновых отложений и системой кулисообразно расположенных надвигов. Западнее палеоген погружается и впадина частично ограничивается погребенным Питештинским поднятием (см. ниже).
Южнее г. Фокшани западный и северный склоны Плоештинско-Фокшанской впадины осложнены системой антиклинальных складок. Складки имеют исключительно сложное строение, которое объясняется участием в их формировании мощных соляных скоплений. В пределах этих склонов выделяются два района, различные в деталях своего строения: северный - Плоештинекий - и северо-западный склон впадины - Бузэуский. Плоештинекий склон впадины сложен с поверхности отложениями левантинского и дакийского ярусов, в меньшей степени понтическими отложениями, и лишь в своде антиклинальных складок появляются отложения миоцена. Последние выходят на поверхность на востоке - в Бузэуском участке склона - и выклиниваются на западе - на склоне Питештинского поднятия.
В восточной части складки вытянуты в широтном направлении, а в западной - в северо-восточном. Соль имеет нижнемиоценовый (аквитанский (?) возраст. Вдоль северной окраины Плоештинского склона соляные скопления участвуют в образовании узких, сильно пережатых антиклинальных складок, нарушенных надвигами, по которым северные крылья надвинуты на южные. Соль обычно проникает в осевые части складок по линиям тектонических смещений. Здесь можно проследить следующие крупные складки с сопровождающими их кулисообразными надвигами (с запада на восток): Вылканешти, Магуреле, Пакурец, Подени Ной, Апосталаке.
Южнее, примерно в средней части Плоештинского склона, располагаются резко выраженные диапировые складки с мощными скоплениями соли, которая иногда выходит на поверхность. Соль обнажается в сводах крупных антиклинальных складок нефтяных месторождений: Окюрь, Гура Окница, Морень, Байкой Цинтя. К западу и югу от этих месторождений расположены складки, в которых соль встречена на глубине, иногда даже под меотическими отложениями (нефтяные месторождения Шуца Сяка, Букшань, Владень, Арицешть), а к юго-востоку и востоку - складки, в которых соль не обнаружена скважинами, пробуренными до глубины 2500 м.
Антиклинальные структуры рассмотренной части впадины отличаются сложным строением, сильной нарушенностью продольными и поперечными сбросами, крутыми углами падения, особенно вблизи соляного ядра. Как правило, все складки секутся крупным продольным надвигом (взбросом) с приподнятым северным крылом. В осевой части Плоештинско-Фокшанской (вблизи г. Плоешти) складки приобретают куполовидный характер, имеют небольшие углы наклона пластов и тектонически менее нарушены (складки Брязь, Плоештинская и др.).
Бузэуский склон расположен в месте перегиба Восточных Карпат. Он сложен с поверхности преимущественно дакийскими, понтическими и меотическими, а также миоценовыми отложениями. Эти отложения выходят в сводах развитых здесь крупных антиклинальных складок (Берка, Арбанаш, Плопяса, Трестия, Тохань Монтеора, Лапошу и др.). Складки разделены крупными плоскими синклиналями, вытянуты в северо-восточном направлении и осложнены внедрениями соленосных отложений тортонского возраста и крутыми надвигами. В целом Бузэуский склон образует как бы террасу на северо-западном крыле Плоештинско-Фокшанской впадины. В северо-западной краевой части он осложнен плоской Калвинской впадиной, сложенной в наиболее прогнутой части с поверхности плиоценовыми и сарматскими отложениями, залегающими несогласно на гельветских осадках. Впадина имеет почти симметричное строение в поперечном сечении и резко асимметричное в продольном. Юго-западный склон ее крутой, северо-восточный пологий; в пределах последнего можно проследить смену плиоценовых отложений сарматскими и гельветскими. В осевой части складка осложнена пологим поднятием. Северо-восточное окончание складки, сложенное гельветскими отложениями, характеризуется развитием сильно пережатых, узких, фестоновидных складок, нарушенных продольными и поперечными сбросами. Сарматско-плиоценовая впадина по отношению к гельветскому основанию является наложенной (Небольшая (30X15 км), слабо прогнутая наложенная впадина известна в Восточных Карпатах, в районе южнее г. Мойнешти, где на сильно складчатом палеогене залегают сарматские и меотические отложения мощностью 600 м.).
В средней части предгорного прогиба меридиональных Карпат проходит крупное антиклинальное поднятие, которое прослеживается также к юго-западу в виде сложного складчатого поднятия Валень. Это срединная антиклинальная зона, состоящая из четырех кулисообразно расположенных поднятий (с севера на юг): Плешу Нямц, Пиетричика, Валень и Питешти.
Антиклиналь Плешу Нямц находится севернее г. Пиатра Нямц и проявляет себя на поверхности выходом вблизи границы распространения гельветских и сарматских отложений полосы олигоценовых и бурдигальских отложений, вытянутых в северо-западном направлении и образующих в рельефе гряду возвышенностей Плешу Нямц. В сводовой части антиклиналь нарушена взбросом, по которому западное крыло надвинуто на восточное. Севернее поднятие Плешу Нямц прослеживается в виде погребенной гряды перед фронтом Краевого надвига.
В советской части предгорного прогиба срединной антиклинальной зоне соответствует надвиг стебникских отложений на тортонские.
Южнее г. Пиатра Нямц олигоцен погружается и вновь появляется (вместе с верхами эоцена) в возвышенности Пиетричика (юго-западное г. Бакэу) вблизи восточной границы распространения гельветских отложений, образуя антиклинальную складку. Последняя, как и складка Плешу Нямц, нарушена продольным взбросом.
Южнее Пиетричики олигоцен погружается под плиоценовые осадки Плоештинско- Фокшанской впадины.
Поднятие Валень проявляется на поверхности в виде широкой полосы выходов палеогена, а в наиболее северной части еще и узкой полосы сенона, протягивающейся в юго-западном направлении, примерно от широты г. Фокшани и до меридиана г. Плоешти. На севере поднятие обрезано почти меридиональным сбросом, по которому палеоген, имеющий северо-восточное про стирание, контактируется с гельветскими отложениями, простирающимися почти меридионально. Восточнее сброса северное погребенное продолжение поднятия Валень предполагается вдоль западного борта Плоештинско-Фокшанской впадины, где оно нарушено уже упоминавшимся ранее меридиональным сбросом.
Восточная граница поднятия Валень проходит по надвиговому контакту палеогена и гельвета или плиоцена (южнее); западная граница в северной части не прослеживается на геологической карте, так как палеоген горных Карпат здесь сливается с палеогеном поднятия, разделяясь линией Краевого надвига, скрытой в сплошной полосе распространения палеогена. Южнее западная граница проходит по контакту палеогена и миоцена (синклинали Дражна; см. ниже).
Поднятие Валень в целом состоит из нескольких изоклинальных складок, нарушенных на западном склоне поднятия, вероятно, ступенчатыми сбросами, а на восточном - крутыми надвигами. Юго-западное продолжение поднятия образует в плане клин, ограниченный выходами миоцена и плиоцена и известный в румынской литературе под названием «шпора Валень».
В районе нефтяного месторождения: Буштенарь палеогеновые отложения «шпоры Валень» скрываются под плиоценовыми и миоценовыми отложениями. Для поднятия Валень характерным является разрез олигоцена, включающий менилитовые и диоодиловые сланцы и продуктивную свиту кливских песчаников.
Юго-западнее Буштенари начинается погребенное поднятие Питешть, представляющее собой антиклинальную зону, протягивающуюся в виде сравнительно узкой полосы от района южнее г. Кымпина через г. Тырговиште на г. Питешти и западнее его.
На северо-западе Питештинское поднятие ограничивается Кымпинской впадиной.
Зона погребенного Питештинского поднятия проявляется на поверхности сильным развитием сбросовых нарушений, превращающих локальные структурные поднятия в систему различным образом ориентированных и сопряженных блоков. Для разреза отложений, слагающих зону Питештинского поднятия, характерно полное выпадение из разреза сарматских отложений, а иногда и всего миоцена, а под г. Питешти и меотических отложений, в результате чего плиоценовые отложения залегают на олигоцене. Это можно наблюдать (с юго-запада на северо-восток): под г. Питешти, на нефтяных месторождениях Глымбочел, Лудещть, Драгомирешть, Аниноса, Шотынга (южное крыло), Окница (южное крыло), Колибаш (южное крыло), Горгота. Гельветские отложения на этих структурах появляются лишь в виде маломощных толщ, заполняющих впадины в олигоценовом рельефе. Олигоценовые отложения здесь существенно меняют свой состав - менилитовые и дисодиловые сланцы и продуктивная кливская свита замещаются мергельной толщей свиты Пучоса.
На западе Питештинское поднятие прослеживается до р. Олт, где на своде крупной антиклинальной складки Галиче-Стоичень из разреза выпадают меотис и сармат.
Предгорный прогиб Восточных Карпат западнее антиклиналей Плешу Нямц и Пиетричика сложен с поверхности гельветскими отложениями (По И. Банчила, возможно, и нижнетортонскими отложениями (так называемый IV горизонт), которые здесь палеонтологически не охарактеризованы.), образующими сравнительно узкую, с крутым западным крылом Бухушскую впадину. Впадина на юге граничит через погребенную северную часть поднятия Валень с Калвинской впадиной; на севере западная граница впадины скрыта под Краевым надвигом.
Бухушская впадина осложнена системой сильно сжатых, линейно вытянутых складок, осевые плоскости которых наклонены на запад. Наиболее резко складки выражены вдоль западного края впадины, где они сильно сближены и надвинуты друг на друга. В ядрах их выходят палеогеновые и местами меловые отложения. Складки образуют Краевую антиклинальную зону, протягивающуюся от широты г. Тыргу Нямц на севере и до широты г. Фокшани на юге.
По простиранию антиклинальная зона ундулирует, образуя приподнятые антиклинальные массивы (Пиатра Нямц, Ойтуз и Путна), разделенные седловидными прогибами.
Массив Пиатра Нямц расположен в северной части Восточных Карпат в районе одноименного города и в средней части пересекается р. Бистрица. Длина его 60 км. Складки массива имеют чешуйчатое строение, в своде их выходят эоценовые, а на севере сенонские отложения.
Южнее массив Пиатра Нямц погружается и палеогеновые отложения фундамента Бухушской впадины вновь появляются на поверхности в среднем течении рек Сланик, Ойтуз и Кашин (юго-западнее г. Тыргу Окна), образуя структурный массив Ойтуз. Последний состоит из двух антиклинальных поднятий: Сланикского на западе и Кашинского на востоке, разделенных узкой полосой выходов нижнемиоценовых отложений.
Структурный массив Путна примерно соответствует горному массиву Вранча и представляет собой относительно крупное (15X25 км) куполовидное поднятие палеогена с выходом на поверхность на значительной площади эоцена.
Помимо названных трех крупных структурных поднятий, подъемы палеогена фундамента Бухушской впадины образуют несколько небольших поднятий: Бран-Думесник, Утуре, Вылчика и др. В советской части Восточных Карпат приподнятое положение палеогена внутренней зоны прогиба наблюдается в Покутских Карпатах.
Вдоль краевой антиклинальной зоны Бухушской впадины проходит крупный надвиг, именуемый Краевым, по которому складчатый палеоген горных Карпат надвинут на Краевую антиклинальную зону. Этот надвиг некоторыми румынскими геологами (Д. Прэда, И. Патруц, 1954 г.) рассматривается как край мощного покрова Таркэу с корнями, уходящими под расположенный западнее покров Центральных Карпат.
Краевой надвиг имеет сложное строение. В восточной части плоскость надвига залегает весьма полого, местами почти горизонтально, в западной части-более круто. Горизонтальная амплитуда его доходит до 20 км. Под палеогеном надвига вскрываются нижнемиоценоеые отложения.
Современная фронтальная линия надвига имеет извилистую форму. В местах пересечения со структурными поднятиями Пиатра Нямц, Ойтуз и Путна фронт надвига отступает на запад, образуя заливы, оконтуривающие поднятия (тектонические полуокна); в местах седловинных прогибов фронт надвига отклоняется к востоку, т. е. надвиг наступает на впадину.
На северном погружении массива Пиатра Нямц известно тектоническое окно Бран-Думееник, где на поверхность из-под надвига палеогена выходят миоцен и палеоген Бухушской впадины.
Краевой надвиг имеет различный возраст по простиранию. На юге палеоген надвинут на нижнемиоценовые соленосные отложения (аквитан), в средней части (Бран-Думесник) под надвигом залегают бурдигальские конгломераты, которые южнее встречаются только к востоку от надвига, еще севернее надвиг накрывает гельветские отложения. В советской части Карпат возраст Краевого надвига определяется как нижнесарматский. Таким образом, надвиг развивался во времени с юга на север.
Кымпинская впадина состоит из нескольких узких синклиналей, разделенных поперечными подъемами или сбросами (с востока на запад): Дражна, Меличешть, Кымпиница, Броште и Валя Лунга Пиатра. Синклиналь Дражна имеет северо-восточное простирание. Ее юго-восточный борт образован «шпорой Валень», северо-западный - «шпорой Хоморычиу», отделяющей синклиналь Дражна от севернее расположенной синклинали Сланик. На меридиане г. Плоешти синклиналь Дражна замыкается небольшим подъемом палеогена, образовавшимся в результате надвига. Синклиналь сложена с поверхности гельветскими отложениями и лишь в средней и юго-западной частях ее имеются небольшие площади, сложенные плиоценом. По нескольким выходам палеогена и нижнего миоцена фиксируются небольшие внутренние поднятия этой синклинали.
Синклиналь Меличешть вытянута в широтном направлении и сложена с поверхности преимущественно сарматскими и частично меотическими отложениями. От западнее расположенных впадин она отделена меридиональным сбросом.
Западнее в районе г. Кымпина прослеживаются две параллельно расположенные синклинали: Кымпиница (северная) и Броште (южная), сложенные главным образом тортонскими и в меньшей степени плиоценовыми отложениями. Синклинали разделены гельветской антиклиналью Гарей Кымпина. Вся складчатая зона сильно нарушена поперечными сбросами.
Синклиналь Валя Лунга Пиатра отделена от синклиналей Кымпиница и Броште сбросом и сложена с поверхности верхнеплиоценовыми отложениями, открываясь на запад в Северо-Питештинекую впадину (см. ниже). Северное крыло ее надвинуто (надвиг антиклинальных структур Глодень, Валя Решка, Окница, Колибаш, Драгоняса, Буштенарь) на северо-западный склон Питештинского поднятия.
Вдоль северного крыла всей Кымпинской впадины проходит крутой надвиг, по которому породы палеогена северного крыла («шпоры Хоморычиу») надвинуты на миоплиоценовые отложения впадины. Этот надвиг образует северную границу внутренней зоны предгорного прогиба. На северо-востоке надвиг сливается с Краевым надвигом меридиональных Карпат.
Севернее Кымпинской впадины параллельно ей проходит синклиналь Сланик, сложенная гельветскими отложениями. Она расположена в северной краевой части развития палеогеновых отложений на юго-западном погружении складчатых Карпат в Северо-Питештинскую впадину. Миоцен впадины частично заходит и на меловые отложения. Синклинальное строение здесь имеет и палеогеновые осадки, которые вместе с миоценовыми образуют длинную и узкую синклиналь, протягивающуюся почти от р. Бузэу на севере до р. Дымбовица на западе.
Карпатско-Балканская впадина по сравнению с другими частями Предкарпатского газонефтеносного бассейна изучена слабо, что является причиной различного толкования ее строения. В румынской литературе она выделяется под названием Гетской впадины. Среди румынских геологов существует мнение о том, что Гетская впадина находится в огромном покрове (Гетский покров), южный погребенный край которого проходит с северо-востока на юго-запад, от г. Кымпулунга на г. Калафат (на Дунае). Этот покров в свою очередь входит в еще более мощный покров Центральных Карпат, край которого проходит несколько южнее края Гетского покрова. Покровное строение Гетской впадины не имеет убедительных доказательств и не подтверждается геофизическими данными.
Карпатско-Балканская впадина сложена с поверхности плиоценовыми отложениями с максимальной мощностью в средней части впадины (с. Флорешти) 2000 м. В северной части впадины от г. Рымникул Вылча на востоке и до г. Тыргу Жиу на западе протягивается крупная антиклинальная зона Жиу-Олтская, состоящая из двух широтно вытянутых и кулисообразно расположенных крупных антиклинальных складок: Сачел-Чокадия и Слатиора-Говора. В своде первой складки выходят на небольшой площади бурдигальские отложения, в своде второй - гельветские, слагающие значительную площадь складки. Неогеновые отложения складок залегают резко несогласно на подстилающих палеогеновых осадках, Вся складчатая зона сильно нарушена поперечными сбросами и надвигами, проходящими вдоль осевой части складок.
Жиу-Олтская зона расположена на западном продолжении выступа Восточных Карпат Хоморычиу и является западным погребенным продолжением последних.
Карпатско-Балканская впадина осложнена системой почти широтно вытянутых (Во впадине известны также складки северо-восточного простирания, отражающие погребенную мезозойскую складчатость.), сравнительно пологих антиклинальных складок; на некоторых из них установлена нефтеносность. Южное пологое крыло Карпатско-Балканской впадины поднимается в сторону Западных Балкан, а восточное сливается с западным продолжением Плоештинеко-Фокшанской впадины (М. В. Муратов объединяет Карпатско- Балканскую впадину и западную часть Плоештинско-Фокшанской впадины в единую Валахскую впадину).
Питештинское поднятие отделяет на северо-восточном участке Карпатско- Балканской впадины Северо-Питештинскую ветвь ее. Последняя представляет собой далеко выдвинутую на север впадину, залаженную еще в эоцене на месте заливообразной площади, ограниченной с севера широтно вытянутым кристаллическим массивом Фагарашских гор, а с востока - юго- западным погружением мезозойских Восточных Карпат.
На севере Северо-Питештинская впадина ограничена широкой полосой выходов палеогеновых отложений, окаймляющих широтно вытянутый интрузивный массив Козия; на востоке впадина через синклиналь Валя Лунга Пиатра соединяется с Кымпинской впадиной.
В описанных границах Предкарпатский газонефтеносный бассейн начал формироваться в начале миоцена, когда в результате складкообразовательных движений конца олигоцена флишевый бассейн распался на две части, в дальнейшем развивающиеся различно. Одна из них - сильно дислоцированная, воздымающаяся область - дала начало современным горным палеогеновым Карпатам, другая - погружающаяся, менее дислоцированная - область будущей Предкарпатской впадине. Граница между этими областями проходила под углом к простиранию флишевого бассейна, в результате чего в меридиональной части Восточных Карпат оказалась сильно приподнятой и обнаженной обширная площадь палеогена современных горных Карпат, в широтной части Восточных Карпат - лишь узкая полоса палеогена синклинали Сланик и Хоморычиу, а в предгорьях Южных Карпат весь палеоген оказался скрытым неогеновыми отложениями.
В начале миоцена были заложены основные структурные контуры современного расчленения Предкарлатской впадины и прежде всего ее внутренней зоны. На западе выделилась Краевая антиклинальная зона, а также поднятия Плешу Нямц и Пиетричика, в результате чего обособилась площадь будущей Бухушской впадины. Начавшееся прогибание последней сопровождалось Надвиганием на нее палеогенового массива горных Карпат, т. е. образованием Краевого надвига, развитие которого продолжалось вплоть до тортонского времени, когда впадина стала испытывать подъем. На юге выделились Валеньское поднятие и Кымпинская впадины. Западная часть Предкарпатской впадины (Карпатско-Балканская) вся была втянута в погружение, включая и сформировавшийся в ее северной части палеогеновый Жиу-Олтский антиклинал.
Весь миоценовый цикл развития Предкарлатской впадины, начавшийся накоплением соленосных и гипсоносных толщ, характеризуется постепенным углублением депрессий в олигоценовом ложе и заполнением их морскими осадками. Последнее характерно для тортон-сарматского времени развития впадин. Однако уже в это время наметились изменения в миоценовом структурном плане. В Восточных Карпатах область накопления осадков переместилась на запад на место современных Бырладской и Плоештинско-Фокшанской впадин. На северо-западном крыле последней выделились приподнятые участки - Бузэуский и Плоештинский склоны, характеризуемые развитием соленосных отложений в тортонских осадках (Бузэуский склон) или полным отсутствием тортона (Плоештинский склон). Испытывает подъем и средняя часть Карпатско-Балканской впадины, где на значительной площади также отсутствует тортон или он представлен соленосными породами. В сарматское время отчетливо вырисовывается Питештинское поднятие как барьер, отделивший Северо-Питештинскую впадину от Плоештинского склона.
Перед меотическим временем вся Предкарпатская впадина становится областью складкообразовательных движений, осложнивших ее системой складок. Эти движения возобновились в конце плиоцена и создали современный структурный план впадины.
Плиоценовый цикл развития впадин характеризуется интенсивным прогибанием Бырладской, Плоештинско-Фокшанской и Карпатско-Балканской впадин, а также возникновением Калвинской и Мойнештинской впадин и завершился подъемом, приведшим к современному строению всей Предкарпатской впадины.
Заключение
1. Предкарпатская впадина образовалась на месте внутренней части Румыно-Болгарской внутриплатформенной впадины с герцинским фундаментом. В современном виде она состоит из Краевого прогиба Восточных Карпат и межгорной Карпатско-Балканской впадины. На западе Предкарпатская впадина ограничавается Карпатско-Балканской дугой, на востоке - западным склоном докембрийской платформы и восточным краем герцинской платформы.
2. Краевой прогиб состоит из двух крупных впадин, сложенных с поверхности плиоценовыми отложениями и образующих внешнюю зону прогиба, и двух узких и длинных впадин, сложенных миоценовыми отложениями и образующих внутреннюю зону прогиба. Внешняя зона отделена от внутренней срединным поднятием, состоящим из нескольких сложно построенных антиклинальных поднятий.
3. Карпатско-Балканская межгорная впадина, расположенная внутри дуги, образованной Южными Карпатами и Западными Балканами, имеет асимметричное строение и осложнена в северной части антиклинальной зоной, отражающей погребенную складчатость Восточных Карпат.
ЛИТЕРАТУРА
1. Богданов А.А., Высоцкий Б.П., Пущаровский Ю.М. Основные черты истории развития взглядов на тектонику Восточных Карпат. Тр. МГРИ, т. XXVI, Госгеолтехиздат, 1954.
2. Муратов М.В. Тектоническая структура и история равнинных областей, отделяющих Русскую платформу от горных сооружений Крыма и Кавказа. Советская геология, № 48, Госгеолиздат, 1955.
3. Atanasiu, Les facies da Flysch marginal dans la partie moyenne des Carpates Moldaves. An. Inst. geol. rom., vol. XXII, 1942.
4. Bancila. Paleogenul zonei mediane a flisilui. Bui. stiint. Acad. R. P. Romine. Sec. biol., agron., geol. si geogr, 1955. 7. № 4.
5. G. Mасоvei. Geologie stratigrafica. 1954.
6. G. Macovei si D. M. Preda, Sur la structure geologique et les richesses minieres du bassin du Trotus. Bull. soc. roum. degeol., vol. Ill, 1937.
7. N. Grigоras, Raport preliminar asupra zonei flisului din bazinui vailor Bisca Mare,. Bisca Mica si Slanic, jud. Bucau. Arh. Com. geol., Bucuresti, 1943.
8. N. Оncescu. Geologia R. P. R. Manual, inginer. de mine. I. 1951.
9. F1. О1teanu. Structura geologica a regiunii Ursei-Cimpina. Dare de seama Com. geol. 1948-49, 1952. vol. XXXVI.
10. Patrut, Geologia si tectonica regiunii Valeni de Munte - Cosminele - Bustenari. An. Com. geol. 1947, 1955, t. XXVIII.
11. G. Csiky. A. roman koolaj. Banvasrati lapok. 11, № 9. 1956.
Рис. 1. Румыно-Болгарская и Предкарпатская впадины.
I- герциниды: I – Мармарошский массив, II - Фагараш-Семеникский массив, III - Македонско-Родопский массив, IV - Предподольский массив; 2 - области обнаженной мезозойской складчатости: V - Восточных Карпат, VI - Южных Карпат, VII-Балкан; 3- область обнаженной палеогеновой складчатости: VIII - Восточных Карпат, IX - Восточных Балкан; 4 - Северо-Болгарское поднятие (X); 5 - граница докембрийской платформы; 6 - граница Румыно- Болгарской впадины; 7 - граница Предкарпатской впадины.
Рис. 2. Схема структурного расчленения Предкарпатской впадины.
1 - кристаллические породы; 2-палеозойские отложения Добруджи; 3- мезозойские отложения; 4- антиклинальные зоны, поднятия: I-Бырладская впадина, II-Плоештинско-Фокшанская впадина, IIа- Бузэуский склон впадины, IIб-Плоештинский склон впадины, III - Карпатско-Балканская впадина, IIIa - Северо- Питештинская ветвь, IV-синклиналь Дражна, V-синклиналь Валя Лунга Пиатра, VI- синклиналь Сланик, VII - Калвинская впадина, VIII - Бухушская впадина; 5 - антиклинальные складки: впадины, синклинали; IX - антиклиналь Плешу Нямц; X - антиклиналь Пиетричика; XI-массив Пиатра Нямц; XII- тектоническое окно Бран-Думесник; XIII - массив Ойтуз, XIV-массив Путна; XV-погребенное продолжение Добруджинского массива; XVI - поднятие Валень; XVII - поднятие Питешти; XVIII-антиклиналь Слатиора-Говора; XIX - антиклиналь Сачел Чокадия; XX- поднятие Козия; 7 -направление наклона пластов; 8-направление склона фундамента; 9- надвиги; 10 - сбросы; 11 - надвинутый палеоген Краевого надвига; 12 - юрский Преддобруджинский прогиб; 13 – оси впадин; 14 - граница докембрийской платформы.