ABSTRACTEgeosociety.ro/wp-content/uploads2/2012/11/Volum-abstract...Romania are o pozitie geografica...

www.geosociety.ro

Organizatori:

Filiala Bucureşti®

ABSTRACTE

Conferinţa Anuală a Societăţii Geologice a României, Bucureşti, 2-4 Noiembrie 2012

1

AL TREILEA PROMETEU – RESURSELE NECONVENŢIONALE

NICOLAE ANASTASIU1, MIHAI BRÂNZILĂ2, SORIN FILIPESCU3, RELU DUMITRU ROBAN1, ANTONETA SEGHEDI4

1Universitatea din Bucuresti, Bd. N. Bălcescu nr. 1, Bucureşti, [email protected] 2Universitatea „Al.I.Cuza” – Iaşi, 3Universitatea „Babes-Bolyai” – Cluj-Napoca,

4INCD GeoEcoMar, Str. Dimitrie Onciul nr. 23-25, sector 1, 024053 Bucureşti Cuvinte cheie: gaz de sist, roci rezervor, rezerve potentiale, tehnologii de exploatare

Interesată atat de resursele energetice ale viitorului, cat şi de completarea rezervelor conventionale/traditionale de hidrocarburi gazoase şi fluide în viitorul apropiat şi de necesitatea elaborarii unei strategii viabile care sa asigure dezvoltarea pe termen lung a societatii, în ultimii 15-20 de ani comunitatea stiintifica internationala a identificat noi resurse de energie neconventionala existente în formatiuni geologice de varste diferite şi aflate la adancimi variate: nisipuri petrolifere (oil sand), gaz de sist (shale gas), tight sand (tight gas), ca şi metanul asociat stratelor de carbuni (coal bed methane) şi gaz hidrati (methane hydrate).

În prezent, printre alte resurse, s-au identificat depozite importante cu potential ridicat de gaz de sist (circa 750 trillioane de metri cubi) în Statele Unite, Canada, Mexic, Argentina, China, Australia, Arabia Saudita. În Europa, exista proiecte de explorare în numeroase tari, ca Franta, Marea Britanie, Norvegia, Suedia, Danemarca, Germania, Polonia şi Ucraina.

În toate aceste tari, au fost descoperite roci argiloase purtatoare de depozite captive de gaz de sist – asa numitul gaz de sist care anterior a fost ignorat. Activitatile de prospectiune utilizand tehnologii avansate care nu erau disponibile anterior (foraj orizontal şi shale fracking) conduc la convingerea ca aceste roci pot elibera gaze care sunt captive în porii lor de dimensiuni micronice şi de aceea pot fi considerate roci rezervor de gaze naturale. Nisipurile şi rocile poroase care au produs titei brut (doar 30% din cantitatea de hidrocarburi evaluate initial) pot fi exploatate în continuare prin operatiuni de recuperare secundara, utilizand solutii apoase injectate în prealabil cu CO2. Aceasta noua tehnologie ne permite sa avem în vedere unele formatiuni de roci abandonate care contin titei brut şi sa folosim, de asemenea, dioxidul de carbon stocat în depozite naturale subterane. Preluandu-l din sistemul în care este produs, putem evita eliberarea dioxidului de carbon în atmosfera şi reduce astfel bine cunoscutul efect de sera.

Inceperea exploatarii acestor resurse neconventionale a condus la cresterea productiei de gaz natural în tari ca Statele Unite (cu 24-26%, pana la 358 miliarde de metri cubi), Mexic (pana la 50 miliarde de metri cubi), sau China (6,5 miliarde de metri cubi) şi, de asemenea, a scazut importurile şi deci dependenta lor energetica.

Odata cu inceperea exploatarii acestor resurse neconventionale utilizand tehnologii noi şi eficiente, a fost necesara adaptarea permanenta la provocarile declansate de impactul potential asupra mediului.

mailto:[email protected]


2

În acest context, este vorba de cantitatea de apa necesara în stadiul de productie pentru a pastra calitatea acviferelor naturale, dar şi de intensitatea vibratiilor care rezulta în timpul fracturarii hidraulice.

Toate tarile care se presupune ca detin asemenea resurse şi unde diferite companii opereaza deja pe baza unor licente de explorare şi productie, isi adapteaza legislatia în consecinta şi monitorizeaza atent activitatile de prospectiune şi explorare pentru a evita daunele aduse mediului sau comunitatilor umane din vecinatatea sondelor. Dezvoltarea unor asemnea proiecte a intampinat numeroase probleme, dar acestea au fost pe rand depasite, pe masura imbunatatirii continue a tehnologiilor.

În Romania, exista numeroase informatii privind structura geologica şi potentialul energetic conventional. Recent au inceput noi cercetari pentru localizarea formatiunilor de roci care contin potentiale rezerve de gaz de sist.

Aceste tipuri de informatii sunt legat de unitatile orogene care afloreaza la suprafata, dar pot fi de asemenea gasite în subsolul adanc de sub carpatii Orientali, în special acolo unde au fost facute foraje anterioare. Ele sunt, de asemenea, legate de unitatile de platforma aflate la adancimi de 2.000-3.000 metri (apartinand Platformei Moesice şi estensiei ei în Dobrogea de Sud, Platformei Scitice – Depresiunea Barladului şi sudului Platformei Moldovenesti). Este posibil ca rezerve de tip shale gas şi tight gas sa se poata identifica în Depresiunea Getica, Depresiunea Panoniaca şi în Bazinul Transilvaniei. Pentru identificarea rezervelor potentiale, este necesara efectuarea unor investigatii detaliate mineralogice, petrografice, stratigrafice, sedimentologice, oleogenetice, geofizice şi geomecanice. În plus, sunt necesare reevaluari cartografice şi geo-structurale.

Având în vedere faptul ca Romania beneficiaza de un context geologic cu potential ridicat de a contine resurse energetice neconventioanle (shale gas, dar şi tight sand gas, sau rezervoare de hidrocarburi captive care pot fi exploatate prin recuperare secundara), sunt necesari urmatorii pasi:

- Explorarea formatiunilor de roci care au potential de shale gas şi evaluarea parmetrilor acestora pentru identificarea locatiilor unde gazul de sist poat fi produs;

- Având în vedere costurile ridicate implicate de activitatile de prospectiune (pentru echipamente de inalta tehnologie şi tehnologiile moderne utilizate la identifiarea formatiunilor cu potential de gaz de sist), trebuie gasite surse de finantare capabile sa acopere aceste activitati de capital intensive (tinand cont de faptul ca investitia şi riscul apartine în totalitate entitatii/companiei care detine licenta, fie ea publica sau privata);

- Toate activitatile conexe unor astfel de proiecte (contracte de executie) trebuie sa tina cont de impactul pe care l-ar putea avea asupra mediului şi de aceea ofertele şi oportunitatile trebuiesc bine evaluate şi discutate.

Concluzii

Romania are o pozitie geografica favorabila. Dispunand de diverse tipuri de energie (combustibili fosili), subsolul ofera premize bune pentru dezvoltare, precum şi oportunitati de extractie pentru cele existente. Exista un potential de resurse neconventionale care pot fi utilizate/produse în viitorul apropiat, daca se fac investitiile necesare. Arhivele de date geologice sunt manageriate de Agentia Nationala pentru Resurse mierale (IGR, IPEG), Academia Romana şi diverse universitati locale. Industria hidrocarburilor dispune de cunostinte în domeniu.


3

MICROFAUNA CRETACIC INFERIOARĂ DIN SECŢIUNEA CERNAVODĂ ECLUZĂ

CLAUDIA ANTONIADE1, MARIUS STOICA2

1Institutul Geologic al României, Str. Caransebes 1, sector 1, Bucureşti

[email protected] 2Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geologie şi Geofizica, Departamentul Geologie,

Bd. Nicolae Bălcescu nr. 1, 010041 Bucureşti, [email protected] Cuvinte cheie: Ostracode, Berriasian superior, Valanginian, Hauterivian inferior Lucrarea prezinta principalele caracteristici ale asociatiilor de ostracode din intervalul Berriasian superior- Hauterivian inferior din zona Cernavoda Ecluză (Dobrogea de Sud). Depozitele examinate contin o faună abundentă de ostracode apartinand la doua superfamilii: Cytheroidea şi Cypridoidea, extreme de bine reprezentate (opt genuri apartin Superfamiliei Cytheroidea, în timp ce Cypridoideele sunt reprezentate doar printr-un gen).

Analiza intervalelor stratigrafice a ostracodelor marine a permis impartirea depozitelor cretacice din aceasta zona în patru zone de ostracode care pot fi corelate cu zonele de ostracode din Franta şi Anglia. Asociatiile de ostracode constau din 23 de speciii: Schulapacythere cf. neagui MALTZ, Kentrodictyocythere typica DONZE, Kentrodictyocythere sp., Acrocythere cf. bicostata DONZE, Acrocythere diversa DONZE, Acrocythere sp., Paranotacythere (Paranotacythere) diglypta diglypta (TRIEBEL), Cytheropterina eboracica NEALE, Protocythere (Costacythere) frankei frankei TRIEBEL, Protocythere sp., Cythereis senckenbergi TRIEBEL, Cythereis prisca DONZE, Cythreis. sp., Paracypris cf. acuta (CORNUEL), Cytherelloidea pulchra NEALE, Cytherelloidea ovata (ROEMER), Cytherelloidea marginacensis DONZE, Cytherella sp., Protocythere tricostata TRIEBEL, Bairdia sp., Macrodentina (Dictiocythere) mediostricta transfuga MALTZ, Macrodentina sp. We present the main characteristics of the ostracod assemblages of the Upper Berriasian-Lower Hauterivian interval from the Cernavoda Lock area (South Dobrogea-Romania). The examined deposits contain abundant ostracods fauna which belong of two superfamilies: Cytheroidea and Cypridoidea, that are particularly well represented (eighth genera belong to the Superfamily Cytheroi-dea, wihle the Cypridoideans are represented only by one genera). The analysis of the stratigraphic ranges of the marine ostracods made possible to divide the Lower Cretaceous deposits of this area into four ostracod zones that can be correlated with the ostracod zones from France and England. The ostracods assemblages consist of 23 species: Schulapacythere cf. neagui MALTZ, Kentrodictyocythere typica DONZE, Kentrodictyocythere sp., Acrocythere cf. bicostata DONZE, Acrocythere diversa DONZE, Acrocythere sp., Paranotacythere (Paranotacythere) diglypta diglypta



4

(TRIEBEL), Cytheropterina eboracica NEALE, Protocythere (Costacythere) frankei frankei TRIEBEL, Protocythere sp., Cythereis senckenbergi TRIEBEL, Cythereis prisca DONZE, Cythreis. sp., Paracypris cf. acuta (CORNUEL), Cytherelloidea pulchra NEALE, Cytherelloidea ovata (ROEMER), Cytherelloidea marginacensis DONZE, Cytherella sp., Protocythere tricostata TRIEBEL, Bairdia sp., Macrodentina (Dictiocythere) mediostricta transfuga MALTZ, Macrodentina sp..


5

UN NOU CONCEPT ÎN TECTONICA ROMÂNIEI: TRIPLA JONCŢIUNE INSTABILĂ VRANCEA ÎNTRE IPOTEZĂ ŞI REALITATE

LUCIAN BEŞUŢIU1, VLAD CONSTANTIN MANEA2, MIHAI POMERAN1, LUMINIŢA ZLĂGNEAN1, MARINA MANEA2

1Institutul de Geodinamică al Academiei Române, Str. Jean-Louis Calderon 19-21, Bucureşti,

[email protected], [email protected], [email protected] 2 Computational Geodynamics Laboratory, Campus UNAM, Juriquilla, Queretaro 76230, Mexico

[email protected], [email protected]

Cuvinte cheie: modele tectonice, geodinamică, geofizică, cutremure, simulare numerică Introducere Zona geodinamic activă Vrancea, din arealul de curbură al Carpaţilor Orientali, incită de multă vreme interesul cercetătorilor din întreaga lume prin seismicitatea de adâncime intermediară care apare într-un cadru complet intra-continental. Geometria specială a zonei seismogene, precum şi distribuţia cu-tremurelor subcrustale în adâncime cu maxime de frecvenţă la 90 km, 130 km şi 150 km între altele, rămân probleme deschise până astăzi, în ciuda eforturilor susţinute ale comunităţii ştiinţifice inter-naţionale. De-a lungul timpului au fost imaginate diverse scenarii care încearcă să explice acest feno-men aproape unic în lume (doar două alte zone de pe glob manifestă caracteristici asemănătoare: Bu-caramanga în Columbia şi Hindu-Kush în Afganistan), bazate în principal pe mecanismele subducţiei, cele care guvernează seismicitatea intermediară din zonele de contact dintre ocean şi continent sau dintre două plăci oceanice. În ultima vreme însă, numeroasele neajunsuri ale acestor teorii, greu aplicabile zonei Vrancea, au dus la elaborarea a diverse ipoteze alternative, fără ca vreuna din ele să poată explica totuşi pe deplin satisfăcător fenomenul. Conceptul de triplă joncţiune instabilă Conceptul geodinamic de triplă joncţiune nu este nou. Exemple de triple joncţiuni şi evoluţia lor sunt prezentate, de pildă, de către McKenzie şi Morgan (1969). Aceste structuri apar în zone în care nu două, ci trei plăci tectonice intră în contact una cu alta. În acest caz, sunt posibile două scenarii (Tur-cote & Schubert, 1982): (i) dacă vitezele celor trei plăci tectonice sunt egale, atunci ele se deplasează împreună şi tripla joncţiune se cheamă stabilă; (ii) dacă, dintr-un motiv sau altul, viteza uneia dintre plăcile aflate în contact le depăşeşte pe ale celorlalte, atunci tripla joncţiune devine instabilă, iar plăcile alunecă una în raport cu cealaltă şi segmentul central, cuprins între ele, este împins de forţele tectonice în mantaua superioară (Fig.1). Mecanismul acestui colaps nu este perfect elucidat, dar este în general atribuit unei geometrii de horst invers a segmentului central dintre plăci, care face ca forţele




6

tectonice tangenţiale aplicate contactelor înclinate ale acestuia să genereze o componentă descendentă suficient de puternică pentru a învinge forţa arhimedică creată de diferenţa de densitate dintre manta şi litosferă.

a b

c

A

a b

c

FORTE

TECTONICE

TANGENTIALE

COMPONENTA

DESCENDENTA

1

FORTE

TECTONICE

TANGENTIALE

C

B

0 km

50 km

100 km

150 km

200 km

3

2

TGF

TTZ

PCF

asthenosfera

manta litosferica

IaP

EEP

MoP

Figura 1. Model ipotetic al unei triple joncţiuni instabile în zona Vrancea. Sus, principii de baza ale triplelor joncţiuni (după Turcotte şi Schubert, 1982): A, stabile; B, instabile; C, mecanismul colapsului segmentului cen-tral; 1, compartiment litosferic scufundat în mantaua superioară. Jos, modelul unei triple joncţiuni tip FFT (transform-transform-compression) instabile în Vrancea (semnificaţia abrevierilor se găseşte în text); 2, zona seismogenă; 3, discontinuităţi geotermice la contactul litosferă/astenosferă.


7

Prezenţa triplelor joncţiuni (majoritatea fiind stabile) este cunoscută în mai multe arealuri de pe glob. Dintre structurile instabile putem cita tripla joncţiune Mendocino din California (cu geometrie simi- lară joncţiunii Vrancea), punând în contact plăcile Nord-Americană, Gorda şi Pacifică, sau tripla joncţiune Afar din estul Africii, generată în condiţii complet intracontinentale ca şi zona Vrancea. Amprente geofizice ale contactelor litosferice din Vrancea Ideea unui contact tectonic triplu în Vrancea a apărut cu mult timp în urmă (Constantinescu et al, 1976), când sunt menţionate pentru prima dată trei plăci/microplăci tectonice pe teritoriul României, care se întâlnesc în zona seismic activă: Placa Est Europeană (EEP), Microplaca Moesică (MoP) şi Microplaca Intra-Alpină (IaP). Cercetări magnetotelurice (Stănică et al., 1986) au evidenţiat largi var-iaţii laterale de grosime a litosferei în jurul zonei Vrancea, confirmând ideea lansată de Con-stantinescu et al. Astfel, astenosfera apare la cca 80-90 km adâncime în Transilvania, 120-130 km în Platforma Moesică şi la cca 150 km în Platforma Moldovenească. În zona Vrancea, astenosfera este situată la peste 200 km adâncime. Limitele dintre cele trei compartimente litosferice enunţate sunt documentate geofizic mai târziu de Beşuţiu (2001), care defineşte riguros traseele Zonei Tornquist-Teisseyre (TTZ), separând EEP de IaP, Faliei Peceneaga-Camena (PCF), separând MoP de EEP şi defineşte contactul dintre MoP şi IaP sub forma unei falii transformante, Falia Trans-Getică (TGF). Consideraţii geodinamice După cum se arăta într-un capitol anterior, instabilitatea triplelor joncţiuni apare atunci când viteza de deplasare a uneia dintre plăcile aflate în contact depăşeşte vitezele celorlalte două. În cazul Vrancea, excesul de viteză pare să fi fost furnizat de deschiderea bazinului Mării Negre. Spre deosebire de alţi autori, care considerau deschiderea bazinului pe direcţia N-S (ex. Nikishin et al, 2005) ca urmare a subducţiei fundului Oceanului Neotethys către nord, Beşuţiu şi Zugrăvescu (2004) aduc dovezi geof-izice asupra deschiderii distincte a bazinului de vest al Mării Negre pe direcţia NW-SE, ceea ce a condus la împingerea uscatului de NW înspre Carpaţi, generând un aport de viteză MoP. În acest con-text, geneza triplei joncţiuni s-ar corela ca vârstă cu intervalul de deschidere a Mării Negre. Imagini tomografice În cadrul unei colaborări internaţionale între Institutul de Geodinamică al Academiei Române - IGAR şi Institute du Physique du Globe du Strasbourg, prin inversarea integrată a datelor seismice furnizate de experimentul CALIXTO cu datele gravimetrice obţinute de IGAR, a fost realizată o tomografie seismică a zonei Vrancea cu o rezoluţie de 10 km (Tondi et al., 2009). Aceasta pune în evidenţă în premieră două aspecte majore: (i) forma de prismă verticală cu baza triunghiulară a corpului (seismo-gen) de mare viteză, având feţele laterale paralele cu contactele litosferice din areal (PCF, TTZ şi TGF) şi (ii) creşterea progresivă în adâncime a secţiunii prismei, aspecte care sunt în totală concord-anţă cu ipoteza existenţei unei triple joncţiuni instabile. Implicaţii seismologice, tectonice şi stratigrafice Modelul triplei joncţiuni instabile explică cu uşurinţă câteva aspecte neobişnuite ale zonei Vrancea.


8

Seismicitatea intermediară este generată în acest model de fenomenele de acomodare termobarică din compartimentul litosferic scufundat (stress termal şi transformari de fază care duc la compactări (im-plozii) şi devolatilizări (explozii), ambele generatoare de unde elastice. Evident că energia seismică depinde de volumul de litosferă adus în dezechilibru (adică de viteza de scufundare). Un fenomen adiţional este eclogitizarea crustei inferiare a compartimentului scufundat, ce generează o forţă de întindere gravitaţională care produce în segmentul superior (casant) al compartimentului cutremure crustale cu mecanism de extensie verticală, zona Vrancea fiind singurul areal din SE Carpaţilor şi din faţa lor în care apare acest tip de mecanism. Maximele de frecvenţă ale cutremurelor care apar în corpul seismogen la adâncimile de 90 km, 130 km şi 150 km se explică prin contactul, la adâncimile menţionate, cu astenosfera din plăcile adiacente, contact recunoscut ca discontinuitate termală care amplifică fenomenele de acomodare termo-barică generatoare de seismicitate.

Colapsul segmentului central al triplei joncţiuni a creat condiţii pentru o sedimentare accelerată cu aport masiv din zonele adiacente mai înalte, ceeace explică observaţii anterioare (ex. Herz şi Savu, 1974) care arătau natura molasică a depozitelor şi o rată de sedimentare a Neogenului în zona de curbură de cca cinci ori mai mare decât în restul catenei Carpaţilor Orientali. Modelări numerice pe datele din foraje structurale din zona Vrancea (Baltreş, 2009) au arătat că rata de subsidenţă tectonică din zona aparţinând arealului presupusei joncţiuni este de trei ori mai mare în raport cu rata de subsid-enţă din avanfosa externă, situată în afara acestui areal.

Simetria Bazinului Focşani ca şi prezenţa unor falii normale pe flancurile acestuia (ex. Tărăpoancă et al., 2003) se explică de asemenea cu uşurinţă în condiţiile colapsului generat de mecanismul de triplă joncţiune instabilă.

Absenţa vulcanismului asociat zonelor de subducţie este perfect explicabilă în condiţiile faliilor etanşe care delimitează tripla joncţiune.

Tentative de simulare numerică a unor procese din manta Realizarea unei infrastructuri cibernetice speciale în cadrul Departamentului Dinamica Globului Terestru, unică în domeniul geoştiinţelor din România (cluster cu 1344 procesoare, 2.9 TB RAM cu 40 TB Panasas storage unit şi o viteză de lucru efectivă de 7.8 Tflop/s), a permis şi efectuarea unor prime tentative de simulare numerică a proceselor termodinamice care au loc în mantaua zonei Vrancea, procese de care se leagă seismicitatea intermediară. Experimentul a încercat să modeleze cantitativ efectele produse de o anomalie termică, apărută la interfaţa nucleu/manta ca urmare a fe-nomenelor de convecţie din nucleul extern, corelabilă cu rifting-ul din Marea Neagră. Simularea a oferit o explicaţie cantitativă existenţei compartimentului litosferic scufundat în mantaua superioară a zonei Vrancea. Ea a demonstrat că după cca 60 Ma de la iniţierea procesului, în zona Vrancea apare un colaps litosferic, compatibil cu imaginile oferite astăzi de tomografia seismică de mare detaliu (Tondi et al., 2009). În condiţiile în care deschiderea bazinului de vest al Mării Negre a fost datată în urmă cu 100-90 Ma, rezultă că apariţia colapsului litosferic în Vrancea are loc undeva spre sfârşitul Paleogenului (cu cca 30 Ma în urmă), ceea ce ar fi în concordanţă cu rata intensă de subsidenţă tec-tonică şi sedimentare a Neogenului constatată în zona de curbură. Bibliografie selectivă Baltreş, A., 2009. Tectonic subsidence în the Focşani Depression. În Beşuţiu (Ed.) Integrated research


9

on the intermediate depth earthquakes genesis within Vrancea zone, 153-162, ISBN 978-973-

7600-59-2. Beşuţiu, L., 2001. Vrancea active seismic area: a continental unstable triple junction?. Rev. Roum.

Géophys., 45, 59-72. Beşuţiu, L., Zugrăvescu, D., 2004. Considerations on the Black Sea opening and related geodynamic

echoes în its NW inland as inferred from geophysical data interpretation. Ukrainian Geologist, no.3, p. 51-60, Kiev.

Constantinescu, L., Constantinescu, P., Cornea, I., Lăzărescu, V., 1976. Recent seismic information on the lithosphere of Romania. Rev. Roum. Géol., Géophys. et Géogr., Géophysique, 20, 33-40, Bucharest.

Herz, N., Savu, H, 1974. Plate tectonics history of Romania. Geol.Soc.Am.Bull., 83.,p 1243 -1440. Martin, M., Wenzel, F., and the CALIXTO Working group, 2006. High resolution tele-seismic body

wave tomography beneath SE Romania, II. Imaging of a slab detachment scenario. Geophysical Journal International, 164, 579–595

McKenzie, D.P., Morgan W.J., 1969. Evolution of triple junctions. Nature, 224, 125-133. Nikishin, A.M., Ziegler, P.A., Panov, D.I., Nazarevich, B.P., Brunet, M.F., Stephenson, R.A.,

Bolotov, S.N., Korotaev, M.V., Tikhomirov, P.L. (2001) Mesozoic and Cainozoic evolution of the Scythian Platform,-Black Sea-Caucasus domain (În Ziegler, P.A., Cavazza, W., Robertson, A.H.F., Crasquin-Soleau, S. (Eds.), Peri – Tethys Memoir 6, Peri – Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins. Mem. Mus. Natl. Hist. Ser. A (Paris) 186, 295-346.

Stănică D., Stănică M., Visarion M., 1986. The structure of the crust and upper mantke în Romania as deduced from magnetotelluric date. Rev. Roum. Geol.,Geopys., Geogr., ser. Geophys., 30, 25-36.

Tărăpoancă, M., Bertotti, G., Matenco, L., Dinu, C., Cloetingh, S.A.P.L., 2003. Architecture of the Focsani depression: a 13 km deep basin în the Carpathians bend zone (Romania). Tectonics 22, 6, 1074, doi:10.1029/2002TC001486.

Tondi, R., Achauer, U., Landes, M., Daví, R., and Beşuţiu, L., 2009. Unveiling seismic and density structure beneath the Vrancea seismogenic zone, Romania. J. Geophys. Res., 114, B11307, doi: 10.1029/2008JB005992.

Turcotte, D.L., Schubert, G., 1982. Geodynamics: Application of continuum physics to geological problems. John Wiley and Sons, New York, 450 pp.


10

CARACTERIZAREA GEOCHIMICĂ ŞI POTENŢIALUL

OLEOGENETIC AL ROCILOR SURSĂ DE HIDROCARBURI DE VÂRSTĂ OLIGOCENĂ DE PE VALEA TELEAJENULUI

EUGENIA BULAT1, MARIA DOINA GHIRAN2, IZABELA MARIŞ3

1Universitatea Bucureşti, Facultatea de Geologie şi Geofizică, Departamentul de Mineralogie,

Bucureşti, [email protected] 2OMV Petrom S.A., E&P Development Business Unit – ICPT Câmpina, Bulevardul Culturii 29,

[email protected] 3OMV Petrom S.A., E&P, Departamentul Carpatilor Estici, Str. Coralilor nr. 22, Bucureşti,

[email protected] Cuvinte cheie: kerogen, fereastra de petrol, reflectanţa vitrinitului, Rock - Eval Introducere Studiile actuale de geochimie a petrolului se bazează pe evaluarea corectă a capacităţii de generare a rocilor sursă de hidrocarburi prin determinarea tipului de kerogen, maturitatea termică şi potenţialul generator al rocii sursă.

Zona de studiu este situată pe Valea Teleajenului, în partea de sud-est a Carpaţilor de Est, în Pintenul de Văleni, în care sunt deschise la zi depozite sedimentare marine de vârstă Oligocenă. Din punct de vedere geologic, structura face parte dintr-un sistem de pânze de încalecare, a căror evoluţie a început în Cretacicul Mediu şi a durat până în Pleistocen (Tărăpoancă, 2004). Formaţiunile sedimentare din cadrul acestor pânze aparţin unui singur ciclu de sedimentare, Cretacic – Miocen, având litofaciesuri caracteristice de tip siliciclastic şi uneori mixte (siliciclastic – carbonatice). Cel mai important sistem petrolier se găseşte la nivelul Oligocenului şi contine roci generatoare, colectoare şi roci protectoare.

Aflorimentul cercetat este situat pe malul drept al râului Teleajen în apropierea oraşului Vălenii de Munte, având o lungime de aproximativ 120 m şi o înălţime de 20 m. Succesiunea sedimentară cu strate la verticală face parte dintr-o structură intens cutată şi este este reprezentată prin alternanţe de gresii cuarţoase şi marne bituminoase. Gresiile cuarţoase sunt cunoscute în literatură drept Formaţiunea Gresiei de Kliva. Pe Valea Teleajenului, Gresia de Kliwa apare masivă, de culoare cenuşiu – gălbuie, slab cimentată, cu numeroase lentile lutitice şi cu fragmente cărbunoase. Aceasta este constituită din particule de cuarţ cu dimensiuni arenitice medii, foarte bine sortate şi foarte bine rotunjite, slab cimentate. Particulele cuarţoase, aflate în contact liniar şi uneori concav – convex, prezintă adesea ciment cuarţos de supracreştere. Marnele bituminoase, denumite generic Stratele de Podul Morii, apar sub forma unor corpuri tabulare cu structuri sedimentare paralel stratificate (laminitice). Au o culoare brun cenuşie strălucitoare, datorată prezenţei materiei organice în cantitate




11

ridicată. De asemenea, prezintă un miros puternic de hidrocarburi. Pe suprafeţele de strat s-a semnalat prezenţa sulfului şi a piritei.

Metodologie În cadrul acestei succesiuni, o atenţie deosebită s-a acordat marnelor bituminoase (Stratele de Podul Morii), considerate a fi roca sursă de hidrocarburi, care au fost analizate din punct de vedere geochimic şi mineralogic. Au fost prelevate 8 probe pelitice. Identificarea procentului de substanţă organică prezent în roca sursă de hidrocarburi, tipul de kerogen şi potentialul de generare a rocii sursă, au putut fi determinate cu ajutotul parametrilor rezultaţi din analizele Rock-Eval şi reflectanţa vitrinitului. Valorile HI (Index de Hidrogen), OI (Index de Oxigen) şi valoarea Tmax au fost proiectate în diagrama Van Krevelen, cu ajutorul căreia s-a putut identifica tipul de kerogen existent în aceste roci.

Stabilirea dispersiei gradului de maturare a materialului organic în probele colectate din afloriment /concentratele kerogenice s-au efectuat prin determinarea reflectanţei tuturor tipurilor de substanţă organică, imatură şi matură, de la exinit – huminit – vitrinit – inertinit. Pe baza acestor rezultate s-au trasat reflectogramele pentru cele 8 probe de concentrate în care s-a evidenţiat frecvenţa diferitelor tipuri de material organic. Reflectanţa medie s-a calculat atât pentru materialul vitrinitic – huminitic total (%RmH-Vi), cât şi numai pentru vitrinit (%RmVi).

Difractometria de raze X s-a realizat pe probele disodilice tratate în prealabil pentru indepartarea materiei organice şi a carbonatilor. S-a utilizat aparatul PANalytical, CuKα, aflat în dotarea Departamentului de Mineralogie în cadrul Universitati Bucuresti. Parametrii de lucru utilizați au fost urmatorii: intervalul de scanare = 2 – 80 °2θ; pasul de scanare = 0,01° 2θ; timpul de scanare = 30 secunde/pas (Moore & Reynolds, 1997). Tratamentele specifice alese pentru separarea fractiei fine (<2μ), care concentreaza filosilicatii, au vizat îndepartarea materiei organice, a carbonatilor şi sărurilor. Saturarea mineralelor argiloase în diferiti cationi, saturarea în etilen glicol (C2H6O2) şi glycerol (glicerina) şi tratamente termice, s-au realizat în vederea identificarii diferitelor faze filosilicatice (Moore & Reynolds, 1997). Rezultate Analiza Rock Eval, prin multitudinea parametrilor măsuraţi, permite înţelegerea corectă a condiţiilor de maturizare ale rocilor sursă de hidrocarburi. Astfel, s-a dovedit că roca sursă nu a atins gradul de maturite termică aşteptat, temperaturile maxime măsurate fiind cuprinse între 403 – 412 °C, sugerând ca aceste roci nu au intrat în fereastra de petrol, fiind astfel considerate roci imature, deşi valorile carbonului organic total (TOC) sunt mai mari de 2,3% g, cu un maxim de 11,52% g.

Diagrama Van Krevelen permite identificarea tipului de kerogen. Pentru eşantioanele analizate, dominant este kerogenul de tip III, de origine continentală, sursa acestuia fiind reprezentată prin materialul vegetal şi subordonat kerogenul de tip II / III, de origine mixtă: continental – marină, având ca sursă materialul vegetal continental depus în bazinul marin, alături de elementele bacterial - algale, proprii bazinului marin. Roca sursă oligocenă intalnită pe Valea Teleajanului prezintă un potenţial oleogenetic ridicat, exprimat prin parametrii S1+ S2, care variază între 2,42 mg HC/g şi 42,57 mg HC/g. Indicele de Hidrogen, cu valori cuprinse între 105 mgHC/COT şi 552 mgHC/COT, determină potenţialul de generare a hidrocarburilor semnificativ mărit al acestor roci.


12

Reflectanţa vitrinitului este cel mai utilizat parametru pentru estimarea cantitativă a maturităţii termale din rocile sedimentare. Valorile reflectanţei vitrinitului, exprimate prin Rm %, sunt cuprinse între 0,52% - 0,57%, ceea ce demonstrează încă o dată că rocile analizate sunt imature din punct de vedere termic şi nu au intrat în fereastra de petrol. Difractometria de raze X s-a realizat în două etape – pe probe globale şi pe probe tratate chimic. Difractometria realizată pe probe tratate chimic, fractia <2μ, a pus în evidenţă prezenţa următoarelor faze filosilicatice: smectit, illit, caolinit, vermiculit și interstratificații smectit / clorit sau vermiculit / clorit. Difractometria pe probe globale a evidenţiat faze minerale precum: cuarț, albit, mice, montmorillonit, pirită şi gips. Concluzii

Această lucrare s-a realizat în vederea studierii amănunţite a rocilor sursă de hidrocarburi prezente în Stratele de Podul Morii, Valea Teleajenului. În acest sens au fost analizate prin metode geochimice noi, respectiv reflectanţa vitrinitului, Rock Eval şi difracţia de raze X, un numar de opt nivele lutitice, pentru a identifica condiţiile optime de generare a hidrocarburilor lichide şi solide din aceste roci. S-a dovedit că roca sursă de hidrocarburi nu a intrat în fereastra de petrol. Tipul de kerogen indentificat este cel de tip III, şi subordonat kerogenul de tip II / III. Difracţia de raze X confirmă prezenţa mineralelor argiloase: smectit, ilit, caolinit, vermiculit, precum şi a interstratificaţiilor de tip smectit / clorit şi vermiculit / clorit. Bibliografie

Moore, D.M., Reynolds, R.C.Jr., 1997. X-Ray Diffraction and the Identification and Analysis of Clay minerals. Oxford University Press. 378 p

Peters, K. E., Cassa, M. R., 1994. Applied Source Rock Geochemistry. AAPG Memoir 60. Mendonca Filho, J.G., Silva, Cook, A., ICCP Training Course on Dispersed Organic Matter.


13

PRINCIPII DE PROBARE GEOLOGICĂ APLICATE ÎN METODOLOGIA EŞANTIONĂRILOR DE SOL

ÎN EVALUĂRILE DE MEDIU

VALENTINA CETEAN1, VICTOR CĂPLESCU2

1PROSPECTIUNI SA – Laboratorul de Incercări / Testări Geologice, Str. Caransebeş nr.1, 012271 Bucureşti, [email protected]

2PROSPECTIUNI SA – Departamentul PROMEDIU, Str. Caransebeş nr.1, 012271 Bucureşti, [email protected]

Cuvinte cheie: prelevare, reprezentativitate, contaminant, poluare, monitorizare Introducere Una dintre provocările la care geologia a trebuit să raspundă este adaptarea de la nivelul de ştiinţă te-oretică la cel de ştiinta aplicată. Mai puţin îndelungat ca timpul geologic planetar, acest proces are însă aproape aceeaşi vechime ca timpul asociat dezvoltării speciei umane. Dintotdeauna, observarea mediului înconjurător a reprezentat lecţia de bază a evoluţiei, iar componenta minerală a fost prima cu care s-a intrat în interacţiune. Odată cu evoluţia individuală şi socială, a crescut însă atât gradul de cunoaştere şi utilizare a resurselor minerale, cât şi efectul uman asupra mediului natural, cu modificări drastice în timp a caracteristicilor originale. În acest context, sub denumirea de ppoolluuaannţţii sau ccoonnttaammiinnaannţţii au fost încadrate toate acele elemente care pot determina un efect advers asupra omului şi/sau asupra mediului. Controlul poluanţilor asupra mediului este unul dintre domeniile în care geologia îşi aduce o importantă contribuţie, atât prin aplicarea cunoştinţelor privind elementele minerale componente, cât şi prin asimilarea şi aplicarea unor tehnici şi proceduri de lucru confirmate în timp ca fezabile. Principiile reprezentativităţii şi obiectivităţii probării - ca etapă initiala şi definitorie în vederea deter-minarii amplitudinii poluării existente sau potentiale - implică alegerea celei mai bune metode de prelevare, cantitatea minimală de material dintr-o probă sau eşantion, poziţia probei faţa de suprafaţa terenului, sau faţă de diferite obiective construite, tipul şi eficienţa echipamentelor de probare, con-stanţa dimensiunii şi calitătii probelor, calificarea şi eficienţa personalului operant. Intr-o perioada în care necesitatea monitorizării şi managementului mediului antropizat a devenit din ce în ce mai stringentă şi responsabilizantă, experienţa de teren şi de laborator din ultimii ani a autori-lor a determinat ca necesară abordarea tematicii prezente, ca posibilă sursa de informare pentru tineri specialişti implicaţi în evaluari de mediu sau ca referenţial informativ, utilizabil până la aprobarea şi publicarea oficială a unor ghiduri metodologice de către organismele naţionale de reglementare şi control.


14

Generalitati privind metodologia de probare geologică aplicabilă în evaluările de mediu Caracterul geologic al unei zone este important nu numai pentru determinarea direcţiei şi rutei de mi-graţie a poluanţilor solului, cât şi ca element indispensabil în clasificarea pe strate omogene a solului dintr-un areal definit spaţial. Substratul solid şi materia parentală joacă un rol important în modul în care poluanţii se disipează în sol. În domeniul investigărilor geologice, probarea este un proces strict dependent de scopul pentru care se realizează cercetarea, de caracteristicile spaţiale şi tipologice ale mediului fizic (al depozitului sau zăcământului), respectiv de condiţiile de recoltare a probelor (gradul de expunere, instrumente şi echipamente de prelevare, dimensiuni de probe, etc.). Metodele cele mai uzitate şi care au stat la baza definirii principalelor tehnici în probările de mediu ale solului şi subsolului, sunt:

Probarea prin brazde – cea mai întalnită în domeniul geologic, datorită faptului că asigură cea mai bună reprezentativitate, constă în realizarea unor brazde continue de obicei până la 1-1.5 m, care se analizeaza comasat; metoda poate fi adaptată şi în probările de mediu ca pro-bare stratificată (unde „strat” se defineşte ca zonă cu caracteristici uniforme, variaţiile în ca-drul stratului fiind mult mai mici decât cele dintre strate);

Probare în reţea (prin ciupire) – constă în extragerea aceleiaşi cantităţi de substanţă minerală din fiecare punct al unei reţele uniforme (de regulă rectangulară). Amestecul materialului re-zultat din toate punctele de pe suprafaţa probată constituie proba. Este aplicabil pentru zone cu caracteristici uniforme. Asimilabil acestei metode, pentru probările în evaluarile de mediu le corespunde probarea directionată / orientată şi cea pe profile.

Probarea prin răzuire – constă în scoaterea unei felii de aceeaşi grosime pe toata suprafaţa ce constituie o probă. Utilizabilă mai ales dacă materia de urmărit are o grosime foarte mică şi repartiţie neuniformă. Indicată ca metodă de control pentru verificarea altei metode.

Metoda globală – prin extragerea materialului rezultat în urma executării unei operaţiuni cu caracter minier (săpătură, forare). Este indicată atunci când sunt obţinute rezultate neconclud-ente prin alte metode. În analizele de mediu este cel mai des aplicată în corelaţie.

În general, pentru asigurarea caracterului obiectiv şi reprezentativ al probării este necesar ca probele geologice să se recolteze la distanţe egale, care se vor stabili în funcţie de mărimea suprafeţei de pro-bare, gradul de variaţie al parametrului urmărit, dispersia elementelor, distribuţia mărimii particulelor componente (procentul relativ al diferitelor mărimi ale componentilor), prezenţa laminaţiilor, con-sistenţa solului, cantitatea minimală de probă necesar a fi recoltataă. Aplicarea majorită ţii acestor principii în scopuri de mediu a oferit soluţii viabile pentru analize pertinente. Determinarea poluării solului. Contaminanţi În sens ecopedologic (Soil Science Society of America, 1965), solul este definit ca „materie minerală neconsolidată situată în imediata suprafaţa a pamantului, care a fost supusă şi este influenţată de fac-tori genetici şi de mediu”. Solul se dispune în partea superioară a zonei nesaturate, în general pe o grosime medie de 2 m; are rol de filtru (mecanic) al compuşilor solizi şi lichizi, tampon (fizico- chimic) prin adsorbţie şi precipitare, respectiv un rol de transformare (microbiologică, biochimică) prin alterare şi descompunere. Pe de alta parte însă, din punct de vedere al ştiintelor inginereşti, solul este definit ca masă (suprafaţă şi subterană) a învelisului neconsolidat al rocilor supuse proceselor de alterare supergenă şi de pierdere de material aflat deasupra păturii de roci solide (regolit). Ca şi în studiile de natură geologică, investigarea şi evaluarea solului şi subsolului respectă principii similare, adaptate la cerinţele specifice domeniului:


15

constatarea unei poluari potenţial periculoase pentru sănatatea oamenilor şi pentru mediu; determinarea concentraţiei poluanţilor specificaţi în comparaţie cu nivelurile de fond; determinarea distribuţiei spaţiale şi temporale a contaminanţilor; identificarea unei surse potenţial poluatoare a solului sau a solului insusi asupra altor

parametrii de mediu, inclusiv mecanismele de transport, a rutelor şi a potentialilor receptori; stabilirea eficacitatii actiunilor de control şi a monitorizarii siturilor dupa incheierea

programelor sau proiectelor de curatare, remediere şi/sau reconstructie ecologica; urmarirea periodica a evolutiei în timp a siturilor contaminate a caror remediere se realizeaza

prin atenuare naturala, bioremediere sau metode de remediere de lunga durata; stabilirea obligatiilor de mediu, în cazul schimbarii statutului juridic al terenurilor pe care s-a

desfăşurat o activitate cu impact asupra mediului; transfer de tehnologie aferent unor proiecte de cercetare cu aplicabilitate în monitorizarea şi

managementul mediului; satisfacerea unor dispozitii şi obligaţii ale legislaţei din domeniu aplicabile.

Definiţi în funcţie de încadrările componenţilor intrinseci, contaminanţii solului pot fi clasificaţi ca:

organici: compuşi aromatici, hidrocarburi policiclice aromate, hidrocarburi clorinate; metalici: Sb, Ag, As, Ba, Be, Bi, B, Br, Cd, Cr, Co, Cu, Hg, I, La, Li, Mn, Mo, Ni, Pd, Pb, Se,

Te, Th, U, V, Zn; minerali: Ca, Mg, Na, K, Fe, silice, Sr, Ti, Al, N, Cl, F, P, S, cianuri; pesticide, alti contaminanţi.

Prelevarea de eşantioane de sol reprezentative asigură că acel eşantion, sau grupul de eşantioane, re-flectă cu acurateţe concentraţia unui anumit contaminant la un timp dat şi un anumit loc. Rezultatele analitice ale unei eşantionari reprezentative reflectă distribuţia contaminanţilor într-un corp de con-taminare şi variaţiile concentraţiilor acestuia.

Figura. 1, 2. Probări în evaluări de mediu în sistem semimecanizat şi manual. Cele mai utilizate proceduri de eşantionare în evaluările de mediu sunt urmăoarele:

- prelevare sistematică directionată / orientată; - prelevare sistematică aleatorie sau semi-aleatorie; - prelevare de cercetare; - prelevare pe profile; - prelevări specifice (decise de specialist în funcţie de informaţii anterioare, pe baza

observaţiei directe şi a experienţei similare aplicabile).


16

Un prim obiectiv al unui program de eşantionare statistic este acela de a obţine maxime de informaţii despre situl în cauză la un cost al lucrărilor fixat sau de a minimiza costul lucrărilor pentru a achi-zitiona o anumitä cantitate de informaţii. Un al doilea obiectiv al unui program de eşantionare este simplitatea lucrarilor de teren (Fig.1, 2) şi al modului de realizare a analizelor de laborator necesare. Concluzii Metodologia de investigare geologică a unei acumulări sau zăcământ de substante minerale utile isi gaseste o buna şi necesara aplicabilitate şi în domeniul monitorizarii poluantilor solului şi subsolului unui areal de dimensiuni variabile. La proiectarea unui program de eşantionare a solului se va ţine cont că analiza în totalitate a variabilităţii spaţio-temporale a acestor caracteristici nu este nici posibilă şi nici fezabilă. Prelevarea de eşantioane de sol şi analiza acestora nu au ca obiectiv evaluarea calităţii solului din punct de vedere pedologic-agrochimic, ci obţinerea unor informaţii cuantificate despre concentraţiile de substanţe periculoase prezente în sol şi subsol, atât în suprafaţă, cât şi în adâncime. Stabilirea locaţiilor punctelor de prelevare a probelor de sol presupune elaborarea unui program de eşantionare reprezentativ, definitorii fiind stabilirea reţelei de eşantionare şi densitatea probelor care trebuie prelevate. Datele analitice ale eşantionării trebuie să determine, să masoare şi să identifice ace-le elemente care sunt necesare realizării studiilor de evaluare a riscurilor pe baza cărora se vor stabili acţiunile corective necesare reducerii riscurilor pentru sănătatea umană şi elementelor de mediu la nivele acceptabile. Deşi în general cele mai multe resurse privind controlul calităţii sunt focusate în special în etapa pro-cesului analitic propriu-zis de determinare a poluării solului, aceasta poate introduce doar 1% din var-iaţia analizelor realizate. Practica în domeniu a demonstrat că 92% din variaţiile parametrilor cuantifi-caţ provin din locaţia punctelor de prelevare a probelor, doar 8% fiind introduse dupa ce proba a fost luată. Aceste valori susţin faptul ca un rol extrem de important îl are calificarea şi responsabilitatea personalului care execută prelevarea probelor. Specializările şi aplicarea cunoştinţelor din domeniul ştiinţelor pământului şi al managementului mediului asigură astfel nu numai o minimizare a erorilor în etapa de probare, dar şi un grad sporit de incredere în calitatea serviciilor în procesul de măsurare şi/sau monitorizare al poluării solului şi subsolului ca rezultat al activităţilor de natură antropică. Bibliografie Ministerul Minelor, Petrolului şi Geologiei – Norme metodologice privind clasificarea, determinarea,

omologarea şi evidenta rezervelor geologice de substante minerale utile solide, Bucuresti, 1987. Ministerul Mediului şi Dezvoltarii Durabile (MMDD) - Proiectul de „Ghid Tehnic privind modalita-

tile de investigare şi evaluare a poluarii solului şi subsolului”, 2008, sursa www.mmediu.ro International Atomic Energy Agency - Soil sampling for environmental contaminants, 2004. Environmental Protection Agency EPA ENVIRONMENTAL RESPONSE TEAM - Standard operat-

ing procedures - Soil sampling, 2000. Environmental Protection Agency EPA - Soil Sampling Quality Assurance User’s Guide, 1989. Environmental Protection Agency EPA - Guidance for Choosing a Sampling Design for Environmen-

tal Data Collection (EPA QA/G-5S). EPA/240/R-02/005, 2002. PROMEDIU – Departament al PROSPECTIUNI - Procedura interna pentru prelevare, conservare şi

transport probe sol, cod PM-02-PS, Bucuresti, 2011. HG 1408/2007 - privind modalitatile de investigare şi evaluare a poluarii solului şi subsolului, 2007. Mason, B.J., 1983. Preparation of Soil Sampling Protocol: Technique and Strategies.

http://www.mmediu.ro/


17

ARIA SURSĂ ȘI SEDIMENTOLOGIA DEPOZITELOR CONTINENTALE MAASTRICHTIENE, VALEA RÂUL MARE,

BAZINUL HAȚEG

DIANA CIOBĂNETE, ANDREI-GEORGE PANAIOTU, CRISTINA E. PANAIOTU

Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geologie şi Geofizică, str. Traian Vuia nr. 6, sector 2, Bucureşti

[email protected], [email protected], [email protected] Cuvinte cheie: Carpaţii Sudici, Cretacic superior, granulometrie, geochimie XRF, sistem depoziţional Introducere Această lucrare reprezintă un ansamblu de studii asupra depozitelor continentale Maastrichtiene întâlnite de-a lungul Văii Râului Mare din Bazinul Haţeg, având ca obiective localizarea posibilelor arii sursă care au alimentat bazinul, descrierea mediului de depunere al materialului siliciclastic şi nu în ultimul rând, atribuirea acestor depozite unei formaţiuni continentale din cele două descrise, şi anume, Formaţiunea de Densuş-Ciula şi Formaţiunea de Sânpetru.

Figura 1. A, Poziția zonei de studiu (dreptunghi roșu) şi harta geologică simplificată a bazinului Hațeg (după Therien, 2006); B, Poziția bazinului Hațeg (dreptunghi albastru) în contextul geotectonic Carpato – Pannonic.





18

Depresiunea Haţeg este localizată în extremitatea vestică a Carpaţilor Meridionali, în cadrul Dacidelor Mediane (Fig. 1) şi reprezintă un bazin sedimentar sin-orogenic care şi-a început evoluţia în Cre-tacicul Superior ca un bazin de tip piggy-back, în contextul fazei getice principale – şariajul laramic (Săndulescu, 1984).

a b

c

Figura. 2. Aflorimentele studiate; a, Nălaţ-Vad; b, Toteşti; c, Unciuc. Zona studiată se află pe Valea Râului Mare şi este împărţită în trei aflorimente majore: Nălaţ-Vad, Barajul Toteşti şi Unciuc. În cuprinsul celor trei secţiuni stratigrafice, poziţia stratelor este aproxima-tiv verticală, având o direcţie şi înclinare medii de 305/55 (Fig. 2). Metodologie Depozitele cu o granulometrie mai grosieră au fost probate pentru prepararea secţiunilor subţiri, cu o grosime de 30 µm. Probele sunt reprezentate de gresii şi microconglomerate precum şi de galeţi cu petrogeneză diversă (galeţi metamorfici şi vulcanogeni), prelevaţi de la baza corpurilor arenitice şi


19

ruditice, care prezintă adesea granoclasare normală a clastelor şi din nivele de concreţiuni carbonatice. Acest studiu petrografic este necesar pentru stabilirea unei potenţiale arii sursă a Bazinului Haţeg prin compararea cu petrografia corpurilor geologice adiacente (Seria de Sebeş-Lotru, Masivul Poiana Ruscă, Masivul Retezat).

Din fiecare nivel cu fracţia predominant siltică au fost prelevate probe pentru analize geochimice, efectuate cu ajutorul unui spectrometru de fluorescenţă prin Raze X (XGT-7000V). Analiza propriu-zisă a fost realizată pe un câmp de investigare de 100 µm, timp de 200 de secunde, atât la intensităţi reduse (15 KeV) pentru determinarea elementelor majore uşoare, cat şi la intensităţi ridicate (50 KeV), pentru detectarea elementelor chimice minore. Elementele chimice urmărite sunt: Mg, Al, Şi, K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Cu, Zn, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Pd, Th şi S, iar concentraţiile acestora în cantităţi considerabile pot oferi informaţii cu privire la tipul de crustă (continentală, oceanică), respectiv ma-sivele adiacente care au servit drept arie sursă.

Fracţia siltică a fost utilizată şi pentru analize granulometrice prin granulometrie laser (Horiba LA 950), obţinând în final valori ale parametrilor distribuţiei granulometrice şi grafice ale curbelor cumu-lative şi de frecvenţă. Rezultate Datele geochimice sugerează o arie sursă constituită exclusiv din roci care aparţin crustei superioare, fiind astfel exclusă orice sursă din suita ofiolitică a Transilvanidelor şi a Unităţii de Severin. De altfel, o sursă bogată în MgO şi Fe2O3 poate explica valorile ridicate ale acestor oxizi în fracţiile siltice, fi-ind rezultatul fie a unei concentrări de minerale grele sau al unei alterări a cenuşei vulcanice din Munţii Poiana Ruscă.

Rata de sedimentare a fost moderată şi în pulsuri, după cum se poate observa în coloanele stratigrafice, dar şi după raportul Ti/Al (0.05-0.08), care este utilizat drept indiciu pentru aportul de material siliciclastic provenit din zonele orogenice adiacente, valorile mari (>0.1) fiind corelate cu rate mari de eroziune şi cu procese de dezagregare în situ. Valorile de granulometrie sugerează un grad ridicat de alterare produsă prin pedogeneză, indicând o sedimentare ciclică, urmată de perioade de stagnare şi pedogeneză. Concreţiunile carbonatice localizate în paleosoluri sprijină această ipoteză.

Concluzii Conform studiilor desfăşurate de Itterbeeck et al. (2004), aceste depozite au fost atribuite Formaţiunii de Sânpetru, care aflorează pe Valea Sibişel, studii bazate pe conţinutul foarte scăzut de material vul-canogen. Din observaţiile petrografice făcute pe secţiunile subţiri din depozitele siliciclastice, s-a putut constata că materialul vulcanogen se află în proporţii considerabile, găsindu-se atât sub formă de litoclaste vulcanice în gresii şi conglomerate, cât şi ca produse piroclastice (ignimbrite, tufuri an-dezitice). Astfel, având în vedere realitatea petrografică a rocilor vulcanice, depozitele siliciclastice întâlnite pe Valea Râului Mare sunt atribuite în studiul de faţă Formaţiunii de Densuş-Ciula.

Din analizele granulometrice efectuate pe fracţia siltică rezultă că depunerea sedimentelor a fost reali-zată predominant din suspensii uniforme, într-un mediu caracterizat de o turbulenţă a râului foarte scăzută. Pentru evidenţierea gradului de alterare a sedimentelor, a fost utilizat Indicele de Alterare Chimică (CIA), care prezintă o valoare medie de 62.4 pentru toate cele 3 aflorimente, variabilitatea de


20

la un afloriment la altul fiind foarte redusă. O asemenea valoare sugerează un grad de alterare scăzut, iar climatul specific unui asemenea grad de alterare prezintă un character subtropical sezonier. Bibliografie Itterbeeck, J.V., Săsăran, E., Codrea, V., Săsăran, L., Bultynck, P., 2004. Sedimentology of the Upper

Cretaceous mammal- and dinosaur- bearing sites along the Râul Mare and Bărbat rivers, Haţeg Basin, Romania. Cretaceous Research, 25, 517-530.

Săndulescu, M.,1984. Geotectonica României. Editura Tehnică, Bucureşti. 209-216 p. Therrien, F., 2006. Depositional environments and fluvial system change în the dinosaur-bearing

Sânpetru Formation (Late Cretaceous, Romania): Post-orogenic sedimentation în an active extensional basin. Sedimentary geology, 192, 183-205.


21

CONTRIBUTII LA GEOCHIMIA ŞI GEOCRONOLOGIA UNOR NUCLEI GRANITOIDICI DIN CRISTALINUL GETIC AL

CARPATILOR MERIDIONALI

ANCA DOBRESCU

Institutul Geologic al României, str. Caransebeş 1, sector 2, 012271 Bucureşti [email protected]

Cuvinte cheie: nuclei granitoidici, elemente majore, elemente urmă, datări U/Pb pe zircon Introducere Studiul de faţă este o pledoarie pentru colaborare într-un domeniu în care, deşi contributiile punctuale pot fi singulare, interpretările ar trebui sa fie rezultatul demersului concertat al celor implicaţi. Cadrul geologic Cristalinul Getic poate fi divizat, pe grosimea expusa la zi, de aproximativ 2000 de metri, în doua etaje litotectonice separate de un plan tectonic (considerat) de varsta caledoniana, dedus pe baza lito-logiilor lor contrastante şi semnificand origini crustale diferite (Stelea, 2000). Etajul litotectonic infe-rior, foarte omogen petrografic, este constituit din “domuri” de gnaise oculare cu dimensiuni de ordinul kilometrilor, invelite de gnaise micacee, reprezentand în ansamblul sau, o crusta continentala metamorfozata (Stelea, 1994a). Etajul litotectonic superior este foarte eterogen din punct de vedere petrografic, fiind constituit în baza dintr-o asociatie litologica de gnaise cuarto-feldspatice şi amfibo-lite intim asociate, cu relicte magmatice, dioritice şi gabbroice, iar în partea de sus din roci micacee aluminoase cu lentile de roci manganifere, metaperidotite şi eclogite. Foarte probabil, acest etaj isi are originea intr-o crusta oceanica, partial documentata geochimic pentru litologiile ei metamagmatice bazice şi ultrabazice (Savu et al., 1982) şi pentru cele metasedimentare manganifere (Hartopanu,1986) şi aluminoase (Stelea, 2000). Limita dintre cele doua etaje structurale reprezinta un plan de sariaj pro-fund, asociat unui eveniment tectono-metamorfic colizional prehercinic. Limitele complexelor acestor etaje sunt “marcate” de zone de forfecare (Stelea, 1999).

Studiul de fata completeaza baza de date geochimice şi geocronologice pentru cateva granitoide de dimensiuni mici şi medii, considerate granitoide “relicte” sau nuclee nemetamorfozate (“samburi granitoidici”) ale “domurilor gnaisice” cuarto-feldspatice (Stelea,1994, 1999) ce alcatuiesc litologii pre-M2 în formatiunile gnaisice ale fundamentului Getic. Aceste granitoide au fost grupate de Stelea (2000) în:

a. – nuclei granitoidici aflati în partea inferioara a Cristalinului Getic (NGI), respectiv în formatiunea gnaiselor oculare;


22

b. – nuclei granitoidici aflati în partea superioara a Cristalinului Getic (NGS), respectiv în

formatiunea gnaiselor cuarto-feldspatice, asociati spatial cu amfibolite care conserva relicte de gabbrouri şi diorite.

Metodele analitice aplicate În studiul de fata au fost prelucrate un numar de 10 noi analize de elemente majore, elemente urma şi pamanturi rare, impreuna cu alte 23 analize de elemente majore publicate de Stelea (2000), reprezentand nuclei granitoidici raspanditi pe arealul muntilor Sebes-Cibin şi Fagaras. Rocile au fost analizate în Laboratorul de analize fizico-chimice – Prospectiuni SA, acreditat RENAR. Procedura specifica /standard de analizare este PS-LAG-CAFCH-RM-009, metoda de analizare ICP-MS, ICP-OS, combustie (S) şi gravimetrica (PC).

Datarile izotopice în sistemul U/Pb pe cristale de zircon au fost obtinute în laboratorul IGG-CNR al Istituto di Geoscienze e Georisorse – Unita di Pavia (Italia) cu o aparatura formata din ablatie laser Nd:YAG (brilliant Quantel) atasat unui spectrometru de masa cuplat inductiv (LA-ICP-MS) – ThermoFinnigan pulsatoriu, cu sector magnetic, multicolector. Procedura analitica pentru geocronologia zircoanelor este descrisa de Tiepolo (2003). Caracterele petrografice şi geochimice ale nucleilor granitoidici NGI sunt raspanditi atat în formatiunea gnaiselor oculare, formand samburii în jurul carora se dezvolta acestea, cat şi în formatiunea gnaiselor micacee intercalate cu amfibolite şi gnaise cuarto-feldspatice. Acestia sunt formati din granitoide masive, larg granulare, cu structuri microblastice care, din punct de vedere mineralogic, se caracterizeaza printr-o parageneza formata din oligoclaz + biotit + cuart + granat + apatit + turmalina. Aceste corpuri au fost denumite “granodiorite plagioclazice cu biotit şi granat” şi caracterizate d. p. d. v. geochimic drept peraluminoase (Stelea, 2000).

Variabilitatea geochimica a rocilor analizate este larga (59.64 – 73.57 % SiO2). Diagnosticul rocilor în diagrama QAP este de granodiorite – granite cu variatii spre monzonite cuartifere. Continuturile în alcalii sunt bogate. Caracterul peraluminos este evident, continuturile de Al2O3 > 15% predomina, iar A/CNK>1, relationand cu mineralogia tipica unor granitoide peraluminoase. Aceste roci se incadreaza în tipul S de granitoide cu vagi tente de tip mixt, provenind dintr-un material sursa predominant peraluminos, de tip (meta)sedimentar. Caracterul magmelor este atat calco-alcalin spre potasic, cat şi calco-alcalin spre sodic. O caracterizare a comportamentului REE, ale caror continuturi totale sunt relativ mici, confirma pentru unele probe existenta granatului în roca care capteaza preferential HREE, cauza pentru care fractionarea REE (respectiv rata LREE/HREE) este redusa. Diagramele spider pentru elemente urma indica continuturi ridicate de Rb, Ta, Th şi U pentru majoritatea probelor şi un raport variabil LILE/HFSE. Continuturile în Sr şi Ba sunt mai scazute, tipice pentru crusta continentala superioara, iar cele de Cr şi Ni sunt mai mari decat în granitoidele de tip I.

NGS apar în formatiunea gnaiselor cuarto-feldspatice, fiind asociati spatial cu “amfibolite care conserva relicte magmatice de gabbrouri şi diorite”. Sunt roci cu granulatie mai fina, care contin frecvent hornblenda pargasitica, allanit şi oxizi de Fe-Ti (Stelea, 2000). Diagnosticul în diagrama QAP este de granodiorite cu variatii tonalitice. Continuturile de Al2O3 variaza în limite largi (11%-17% - cu 9 probe cu continuturi < 15%), dar rata A/CNK este predominant mai mare de 1 (cu 5 probe cu A/CNK<1), conferind astfel rocilor un caracter peraluminos-metaluminos; caracterul metaluminos este confirmat în unele probe prin parageneza minerala cu hornblenda şi allanit; geochimic insa, rocile se incadreaza la tipul mixt I-S de granitoide cu sursa atat magmatica, cat şi sedimentara.


23

Caracterul magmelor este calco-alcalin cu tendinta sodica. Variabilitatea lor geochimica este larga (61.56 – 76,55 % SiO2), sunt bogate in alcali variind de la predominant-sodic la mai bogat potasice sau cu alcali in echilibru. Continuturile de REEtot sunt mai scazute decat cele ale NGI, iar fractionarea este mai redusa pentru unele probe, justificata fiind de existenta hornblendei si allanitului in roca. Se constata continuturi scazute de Rb, Th U, K, Nb, La la unele probe considerate metaluminoase, celelalte comportandu-se similar cu probele NGI (dovedite a fi peraluminoase). Majoritatea continu-turilor de Sr sunt mai scazute decat ale NGS; continuturile de Cr si Ni sunt mai mici, incadrandu-se tipului I de granitoide.

O concluzie a succintului studiu geochimic este legata de caracterul compozit al sursei pentru NGS. Date fiind unele abateri compozitionale de la tipologia care le-a definit in studiile anterioare, se pune problema eventualei redistribuiri a unora dintre corpurile studiate sau re-evaluarea naturii surselor. Datări prin LA-ICP-MS (Laser Ablation Inductively Coupled Plasma – Mass Spectrometry) în sistemul U/Pb pe cristale de zircon – obiectul studiului Datările prin LA-ICP-MS au fost aplicate pe 4 probe de roca globală reprezentative (cu cel mai mare număr de cristale de zircon, în număr > 20), câte 2 din fiecare categorie:

- nuclei inferiori din formatiunea gnaiselor micacee (NGI): o proba 1242C (v. Cumpăna – Munţii Făgăraş), din care au fost separate 30

zircoane, databile 15 zircoane; o proba 1530 (p. Cheii, Bârsa Fierului – Munţii Făgăraş), din care au fost separate

36 zircoane, 16 databile. - nuclei superiori din formatiunea gnaiselor cuarţo-feldspatice (NGS):

o proba 1564A (v. Strei – Munţii Sebeş), din care s-au separat 28 cristale, datandu-se 15 cristale;

o proba 1574 (v. Sasului, Strei – Munţii Sebeş), din care au fost separate 24 cristale, dintre care au fost datate 15 cristale.

Cristalele de zircon din NGI - observate prin catodoluminiscenta sunt în general bine conturate, prismatice cu terminatii piramidale, cele mai bine dezvoltate prezentand structuri compozite cu nuclei xenomorfi inconjurati de structuri zonare ce indica crestere în conditii magmatice crustale (potrivit descrierilor din Corfu et al., 2003). Prezenta atat a formelor ovoidale-zonate (tipice cristalizarii lente în profunzimea unei camere magmatice), cat şi a celor aciculare (tipice cristalizarii rapide în zone superficiale ale crustei), ar putea indica doua trepte de cristalizare, confirmate în unele cristale prin doua zone de cristalizare cu diferente de pana la 40 Ma (ceea ce se incadreaza în intervalul avansat de Pidgeon et al.,1998, ca maxim pentru (re)cristalizarea în timpul racirii topiturii).

Cristalele de zircon din NGS au forme mult mai vag prismatice, sunt truchiate şi mai rotunjite, cu resorbtii evidente. În ciuda unor caracteristici de zircoane metamorfice (din care zonarile nu lipsesc, dar au un caracter neregulat), apar zonari tipice de crestere lenta în camere magmatice. Existenta nucleilor cu conture uneori resorbite indica mosteniri din materialul sursa. Rezultate şi comentarii Datările efectuate pe cristalele de zircon din NGS (localizate în vestul munţilor Sebeş) indică o vârsta de cristalizare în jurul a 490.9 Ma, obtinuta din varstele aparente inregistrate în intervalul Cambrian-Ordovician - interval marcat de efectele orogenezei caledoniene de crestere crustala prin magmatism şi metamorfismul M1 de grad mediu-ridicat (Balintoni, 2005, Săbău şi Massone, 2008). Acest reper


24

de vârsta apartine intervalului 529-432 Ma, indicat prin doua serii de varste (14 respectiv 10 obtinute pe zircoanele celor 2 probe de NGS). O serie de alte cateva varste neo-proterozoice din intervalul 571-543 Ma par a reprezenta varsta materialului sursa compozit. Aceste varste coincid cu cele inregistrate pe granitoidul de Tilisca (569 Ma) şi pe cel de Frumoasa (569.6 Ma)(Balica, 2007; Balintoni et al., 2009), ce ar corespunde unei importante constructii crustale produsa în timpul orogenezei baikaliene. Dovezi de recristalizare sunt indicate la 390 Ma, datorate probabil efectelor tectono-termice M2 ce au caracterizat orogeneza hercinică.

Datările asupra cristalelor de zircon din NGI (localizate în muntii Făgăras) indică o vârstă de cristalizare de ~ 449.3 Ma, obtinută din vârstele aparente în intervalul 485-410 Ma (reprezentând două serii - de 25, respectiv 17 varste) reprezentand Ordovician1-Devonian1, ca efect magmatic al evenimentelor termo-tectonice caledoniene. Nucleii xenomorfi ai cristalelor de zircon poartă atat varste paleo-proterozoice mostenite (2.4 Ga şi 2.3 Ga), reprezentând posibile legaturi cu cratonul vest-African (Balintoni et al., 2009), cat şi mosteniri neo-proterozoice (808, 655-538 Ma) din rocile sursa. Zone externe, datate la 379 şi 378 Ma, indica recristalizari ca efecte M2 ale evenimentelor hercinice ce au afectat Cristalinul Getic.

Datari ale unor nuclei din aceeasi categorie – nucleul granitoidic de Luncani - au indicat ca varsta de protolit 446.1 Ma, cu relicte interpretate la 642-464 Ma şi recristalizari la 421 Ma (Balica, 2007).

Diferentele de varsta intre NGS şi NGI indica formarea protolitilor la un interval de aproximativ 40 Ma, ceea ce poate apartine aceluiasi fenomen tectono-magmatic. Pare evident, prin diferentele geochimice dintre tipurile NGS şi NGI, ca fenomenul a afectat materiale sursa diferite, unul compozit şi unul predominant sedimentar, legat de un eveniment magmatic granitoid major, dovedit de multiplele varste inregistrate în intervalul 490-440 pe majoritatea protolitilor din Cristalinul Getic (Balica, 2007, Balintoni et al., 2009).

Data fiind apropierea în timp dintre cele mai noi varste inregistrate pe nucleii granitoidici (de 390 Ma în NGS şi 379-378 Ma în NGI), se pune problema varstei post-caledoniene a contactului tectonic dintre cele doua entitati litologice gazda ale celor doua categorii de nuclei (sensu Stelea). Multumiri. Multumiri dr. Ion Stelea pentru probele pe care au fost facute analizele geochimice şi datarile. Multumiri dr. Massimo Tiepolo pentru prelucrarea datelor de geocronologie. Multumiri dr. Eli Negulescu, dnei chimist Julieta Rusu şi dr. Dorin Dordea pentru colaborarea la prepararea şi prelucrarea materialului pentru geocronologie. Bibliografie Balica C., 2007. Varsta şi originea unitatilor metamorfice din Carpatii Meridionali şi muntiiApuseni

cu posibile aplicatii asupra evolutiei termotectonice prealpine. Teza de doctorat. Universitatea din Cluj.

Balintoni I., 2005. Isotopic ages for the protolits and thermal events în the Carpathian Crystalline and North Dobrogea (în Romanian). Research Grant: 5/226, Science Politics and Scientometry - Spe-cial Issue 2005, p.53.

Balintoni I., Balica C., Ducea M.N., Fukun Chen, Hann, H.P., Sabliovschi V., 2009. Late Cambrian-Early Ordovician Gondwanan terranes în the Romanian Carpathians: A zircon U-Pb provenance study. Gondwana Research, 16, 119-133.

Corfu F., Hanchar J. M., Hoskin P., W. O., Kinny P., 2003. Atlas of zircon textures. Review în Mineralogy and Geochemistry, v. 53, Ed. John M. Hanchar & P. W. O. Hoskin.


25

Hartopanu, P., 1986. Textural relationships and their genetic significance în the manganiferous meta-

morphic rocks of the South Carpathians. În: Craig J. R. et al. (eds.), Mineral Parageneses, The-ophrastus Publ. SA, Athens, p. 605-621.

Medaris G., Ducea M., Ghent E., Iancu V., 2003. Conditions and timing of high-pressure Variscan metamorphism în the South Carpathians. Romania. Lithos 70 141-161.

Pidgeon R T., Nemchin A A., Hitchen G J, 1998. Internal structures from Archean granites from the Darling Range batholithŞ Implications for yircon stabilitz and the interpretation of yircon U-Pb ages. Contrib. Mineral Petrol., 132: 463-472.

Savu, H., Udrescu, C. şi Călinescu, E., 1982. Geochemistry of Dalslandian Ultramafic and Basic Met-amorphosed Rocks of the Getic Unit (Lotru Mountains). D.S. Inst. Geol.Geofiz., LXVII,1, p. 175-195.

Săbău G. and Massonne H.-J., 2008. Setting and Paleozoic age of the HP-complexes în the South Carpathians, Eos Trans. AGU, 88(52), Fall Meet. Suppl., Abstract V13A-1140.

Stelea, I., 1994. Gneiss domes în the Sebes-Lotru series, Sebes Mountains. Rom. J. Petrology, 76, p. 143-148.

Stelea, I., 1999. Formantiuni blastomilonitice în muntii Sebes. Teză de doctorat, Univ. Bucureşti. Stelea I., 2000. Semnificatia tectonica a samburilor granitici din cristalinul getic (Muntii Sebes-

Cibin). Anuarul IGR, 71. Tiepolo M., 2003. În situ Pb geochronology of zircon with laser ablation-inductively coupled plasma-

sector field mass spectrometry. Chem. Geol. 192:1-19.


26

HIDROMORFOLOGIA ŞI DINAMICA DUNĂRII ÎN SECTORUL DINTRE KM 247 (AVAL HÂRŞOVA) PANA LA VĂRSARE

IN CONTEXTUL SECETEI DIN LUNA AUGUST 2012

LAURA DUŢU, FLORIN DUŢU

Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Geologie şi Geoecologie Marină – GeoEcoMar, Str. Dimitrie Onciul 23-25, sector 2, Bucureşti, [email protected], [email protected]

Cuvinte cheie: Acoustic Doppler Profiler, Viteza apei, Debitul apei, Batimetrie

Măsurătorile de adâncimi ale apei arată morfologia albiei unui sistem fluvial. Datele despre viteza şi intensitatea curenţilor ajută la înţelegerea dinamicii hidro-morfologice, în acest caz a culoarului fluvial al Dunării în sectorul aval Hârşova şi până la vărsarea în Marea Neagră.

Seceta prelungită din perioada de vară a acestui an a dus la scăderea debitului Dunării din sectorul românesc în luna august 2012, cu pană la o treime faţă de media multianuală a lunii; nivelurile pe râuri la staţiile hidrometrice s-au situat sub cotele de atenţie (sursa Administraţia Naţională Apele Române).

Măsurătorile efectuate pe Dunăre în august 2012, în sectorul dintre Km 247 (aval Hârşova) până la vărsare, au permis crearea unei imagini hidro-morfologice şi dinamice complete a Dunării în acest sector în condiţiile hidrologice prezentate anterior. Măsurătorile de viteze şi debite ale apei au fost realizate cu ajutorul unui ADP (Acoustic Doppler Profiler-Sontek). Profilele ADP au fost dublate de măsurători batimetrice de tip Single Beam efectuate cu echipamentul Ceeducer – Bruttour International.

Din punct de vedere hidro-morfologic, profilele realizate s-au interpretat grupat, pe sisteme închise, cu intrări şi ieşiri, aşa încât s-a putut realiza la final o imagine de ansamblu a întregului sector studiat. Astfel, rezultatele au permis caracterizarea morfologică şi dinamică a culoarului Dunării în acest sector şi deasemenea estimarea unui bilanţ hidric în zona de despletire a Dunării în Insula Mare a Brăilei (între km 239 şi 167), în sectorul Dunării situat amonte de deltă având un curs unic (între km 167 şi 43.5) şi în zona deltei (între km 43.5 şi gurile de vărsare ale braţelor Chilia, Sulina şi Sf. Gheorghe).

Pe sisteme, s-a observat că bilanţul hidric în zona Insula Mare a Brăilei este pozitiv, cu un surplus de 270 m3.s-1, provenit din aportul râurilor din câmpia Brăilei (ex. Călmăţui).

În sectorul din amonte deltă, Dunărea are curs unic şi primeşte afluenţi importanţi de pe malul stâng (Siret şi Prut). Debitul de 3683 m3.s-1 de la închiderea sistemului (Km 43.5) a fost suplimentat cu ~145 m3.s-1 de către râul Siret şi respectiv 140 m3.s-1 de către râul Prut.

Debitul lichid al Dunării înregistrat la intrarea în deltă la Ceatal Ismail (3683 m3.s-1, Km 43.5) se împarte între braţele Chilia (Km 115+500) şi Tulcea (Mila 42). Braţul Chilia preia ~ 46% (1718 m3.s-

1) iar braţul Tulcea respectiv ~ 53% (1953 m3). La Ceatal Sf. Gheorghe, braţul Tulcea transportă un debit lichid de 2051 m3.s-1 pe care îl distribuie între braţele Sulina (Mila 33.5, 868 m3.s-1) şi Sf. Gheorghe (KM 108+500, 1157 m3.s-1), respectiv ~43 % şi ~57 %. La vărsare, aceste trei braţe




27

distribuie debite de apă de 1659 m3.s-1 la Km 40 pe braţul Chilia, 803 m3.s-1 la Mila 2.8 pe Canalul Sulina şi respectiv de 1115 m3.s-1 la KM 1 pe braţul Sf. Gheorghe.

În arealul deltei, suma debitelor lichide de la vărsarea celor trei braţe este inferioară valorii debitului lichid de la intrarea în delta cu aproximativ 108 m3.s-1 (2.9% din debitul lichid de la intrare). Această valoare este foarte redusă comparativ cu întreg fluxul de apă tranzitat la nivelul deltei şi poate fi considerată chiar parte din marja de eroare de 5% a aparatului folosit la măsurători. Putem presupune astfel că în timpul măsurătorilor, bilanţul hidric la nivelul deltei a fost aproape sau chiar nul.

În ceea ce priveşte viteza apei, global în sectorul studiat, aceasta nu a depaşit în perioada măsurătorilor valoarea medie pe profil de 0.75 m.s-1. Intervalul valorilor de viteză medie ale apei s-a situat între 0.24 şi 0.72 m.s-1 cu menţiunea că vitezele medii cele mai ridicate s-au măsurat pe bratul Borcea, iar cele mai scăzute pe braţul Măcin. Repartizarea vitezelor pe secţiune este în cele mai multe cazuri uniformă pe secţiunea transversală. Adâncimile cele mai mari s-au măsurat la profilele de la Mila 42 pe braţul Tulcea (~30 m), iar cele mai mici pe bratul Măcin (~4m).

Analiza rezultatelor arata ca zonele cele mai active din punct de vedere dinamic sunt cele de difluenţă a albiei (ex. Giurgeni, Ceatal Ismail şi Ceatal Sf. Gheorghe). În aceste zone, morfologia albiei este rezultatul proceselor hidro-dinamice accentuate, favorizate de factori locali (morfologia albiei, viteza apei, substratul geologic, în unele cazuri lucrările de amenajare de pe braţe, tipul sedimentelor).


28

ASPECTE SEDIMENTOLOGICE ALE MENILITELOR DIN UNITATEA DE TARCĂU DE LA VALEA LUPULUI – MLĂJET

(VALEA BUZĂULUI)

DUMITRU FRUNZESCU, AURA CEHLAROV, GHEORGHE BRĂNOIU

Universitatea Petrol-Gaze din Ploieşti, Departamentul Geologie Petrolieră şi Inginerie de Zăcământ,

B-dul Bucureşti nr. 39, Ploieşti, [email protected], [email protected], [email protected]

Cuvinte cheie: Miocen, ritmite silicolitice, litofaciesul bituminos de Kliwa, Formaţiunea de Starchiojd Introducere Aflorimentele de ritmite silicolitice de pe structura Valea Lupului-Mlăjet se încadrează stratigrafic Miocenului Formaţiunii de Starchiojd a Pânzei de Tarcău din Moldavidele din partea de sud a Carpaţilor Orientali (Fig.1). Pe lângă relieful spectaculos de praguri şi chei din zona albiei Buzăului, apar implicaţii de diagnostic mineralogo-petrografic-sedimentologic, precum şi sub aspectul generării de hidrocarburi.

Figura 1. Corelarea faciesurilor Oligocen-Miocenul inferior din Pânza de Tarcău în regiunea văii Buzăului (după Rusu et al., 1996).


29

Formaţiunea de Starchiojd (Popescu, 2002) este sinonimă cu Formaţiunea menilitelor superioare (Stoica, 1944) şi este dispusă în continuitate de sedimentare peste Formaţiunea de Buştenari, fiind urmată de gipsurile inferioare ale Formaţiunii de Sărata (Ştefănescu, 1978) = Formaţiunea de Cornu (sensu Mrazec, 1914). Constituţia litologică este dominată de şisturi disodilice negricioase-cenuşii, în alternanţă strânsă de strate subţiri de cherturi (menilite) şi cu diatomite brune, albe prin alterare şi rare arenite de tip Kliwa, slab cimentate.

Figura 2. Afloriment în menilitele superioare (Formaţiunea de Starchiojd) de vârstă miocenă din faciesul extern al Unităţii de Tarcău, structura Valea Lupului-Mlăjet, versantul drept al văii Buzăului.

Ritmicitatea menilitelor Formaţiunii de Starchiojd poate fi legată de ciclicităţi climatice legate de: modificarea productivităţii la suprafaţa oceanului, modificarea circulaţiei atmosferice şi variaţia aportului de material clastic către bazin. Metodologie - analiza sedimentologică În suita disodilelor superioare cu menilite din cadrul Formaţiunii de Starchiojd de la Mlăjet, în versantul estic al văii Buzăului s-au decelat şapte pachete metrice de silicolite de tipul şisturilor silto-diatomitice şi diatomitice, cu tendinţă crescândă în sus de diageneză către menilite (Fig. 2, 3, 4).

Un pachet exemplificativ (pachetul V) relevă o suită alternantă de silto-menilite, silto-diatomite şi silto-lutite diatomitice menilitizate, cu material terigen, grupate în cicluri minore (centimetrice) de silto-menilite şi silto-lutite cenuşii-albicioase, cu menilite negricioase la top. Stratificaţia plan-paralelă a cuplurilor se corelează cu structuri interne de budinare, îngroşare sau subţiere, respectiv cu structuri erozionale de canal, umplute cu lamine oblice de acelaşi material dintr-o generaţie ulterioară. Mai multe cupluri apar asociate în pachete metrice separate de intercalaţii silto-lutitice centimetrice, atribuite unor ciclicităţi de ordin mai mare.


30

Un alt pachet analizat (pachetul VII), în grosime de 10 m, relevă un grad maxim de diageneză, predominând menilitele compacte. Totuşi, şi în acest pachet se pot separa cupluri asemănătoare celor din pachetul V.

Figura 3. Ritmuri în pachetul median din aflorimentul de menilite superioare din Miocenul

faciesului extern al Unităţii de Tarcău de la Mlăjet, versantul stâng al văii Buzăului.

Din punct de vedere petrofacial, menilitele Formaţiunii de Starchiojd cuprind o suită de roci epiclastice oligomictice şi silicolite stratificate şi nodulare până la hialoclastitul de Falcău.

Epiclastitele oligomictice sunt cuarţ-arenite tip Kliwa, bimodale, supermature. Silicolitele stratificate de tip gaize-diatomite (silto-diatomite)

Mezoscopic sunt roci compacte, brun-roşcate până la negre în spărtură şi albe pe suprafeţele expuse, mate, cu aspect pământos. Spărtura este subconcoidală. Se observă peloide de glauconit, larg diseminate şi rare elemente de claste verzi. Uneori, pe planele de stratificaţie se remarcă galbenă de jarozit (indice de refracţie nm=1,73). Acest sulfat bazic se poate forma în anumite condiţii (controlate de lipsa carbonaţilor şi prezenţa piritei), pe seama glauconitului (Cehlarov et al., 1987).

Microscopic. Componentul autigen predominant este silicea opalină, amorfă, în care se disting frecvent exemplare de diatomee compactizate şi orientate, cu dispoziţie pseudo-paralelă faţă de stratificaţie şi fragmente de spiculi de spongieri conservaţi în cuarţ calcedonic. Masa de bază de silice este brun-gălbuie, datorită substanţei organice prezente şi în lungul planelor de stratificaţie, ca filme discontinue. În masa de opal se observă procesul diagenetic de maturizare a opalului biogen (iniţial opal-A) supus supraîncărcării şi deformării prin dizolvarea parţială a frustulelor opaline şi redepunerii lui ca ciment (opal-CT). La acest proces probabil că mai participă şi minerale argiloase-micacee, care


31

nu se disting prea uşor, fiind ecranate de substanţa organică. Componentul autigen granular este reprezentat prin glauconit, destul de frecvent, uneori cca. 15% şi pirită, mai puţin frecventă.

Componentul alogen, siliciclastic (cca. 5-15%), este dispus fie uniform în masa de opal, fie apare concentrat local, ca lentile, fie se dispune în lamine ce alternează cu laminele de silice. Este reprezentat prin granoclaste de cuarţ rulat şi subrulat cu diametrul Φ=385μm, din cuarţ angular şi subangular, rar feldspat (microclin Φ=77μm), un element litic cuarţitic (Φ=154μm) şi de şisturi verzi (Φ=500μm) şi accidental minerale grele: rutil, zircon.

Conţinutul mai ridicat de elemente alogene siliciclastice din aceste roci, ca şi prezenţa opalului brun, cu diatomee, ca ciment local în gresia de Kliwa, stabilesc termenii unei tranziţii de la cuarţ-arenitele tip Kliwa, la silicolitele stratificate.

Formula mineralogică a acestor roci este opal ± minerale argiloase + material epiclastic, iar proiecţia sa în triunghiurile de sistematică şi nomenclatură a silicolitelor (Anastasiu, 1988): silicolit-vulcanoclastite-epiclastite, sau silicolit-argilă-epiclastite plasează acest tip de rocă în categoria unor roci hibride de tipul gaize-diatomit. Compoziţia chimică (Papiu, 1960): SiO2=75,94%, Al2O3=8,45%, Fe2O3=2,89%, FeO=0,11%, H2O=10,55%.

Structura este depoziţională, stratificat paralelă, laminitică şi rareori, stratificaţia este oblică.

Figura 4. Coloana litostratigrafică sintetică (stânga) şi coloana sedimentologică de detaliu (pachetul V de

silicolite) (dreapta) a Formaţiunii de Starchiojd de la Valea Lupului - Mlăjet (valea Buzăului).


32

Menilite (silto-menilite) stratificate – apar mezoscopic ca un ansamblu larg de roci foarte fine, de culoare bej-gălbuie, bej-cafenie, mate, cu aspect pământos, compacte, cu spărtură neregulată până la subconcoidală. Sunt uşoare, poroase, iar pe suprafeţele expuse au culoarea albă. Prin lovire cu ciocanul degajă miros de bitumen. Structura este depoziţională, la mezoscară microstratificată, iar la microscară, laminitică.

Microscopic. Se evidenţiază în mod caracteristic, constant, la prima vedere, o masă gălbuie, mai rar incoloră, străbătută de filme onduloase gălbui-brune, pseudo-paralele, de substanţă organică. Ca

elemente figurate în această masă se disting fie granoclaste de cuarţ, fie şarduri de sticlă vulcanică, incoloră, transparentă, fie organisme silicioase: diatomee şi spiculi de spongieri.

Componenţi autigeni. Opal nediferenţiat (indice de refracţie n=1,47), izotrop, cu pete şi/sau lamine brune, pseudo-paralele, de substanţă organică. Se constată uneori, la nicolii în cruce, că în această masă amorfă se separă minerale aciculare, birefringente, care indică participarea mineralelor argiloase la constituţia masei de bază.

Componenţi autigeni granulari. Apare glauconit ca peloide, rar diseminate (Φ=0,071-0,108mm), în proporţie de 1-2% până la 5% în unele probe. Într-o altă probă se constată că filmele brune de substanţă organică ocolesc peloidele de glauconit.

Componente biosilicioase reprezintă un element esenţial al rocilor silicolitice. Organismele silicioase – diatomeele care, uneori, ele însăşi formează roci, în acest caz participă în proporţii variabile. Se recunosc, în masa de bază, exemplare bine conservate de diatomee centrice: Actinocyclus Ralf, Coscinodiscus sp., Archaeimonax sp., Claviger Grunow, Stephanodiscus sp., şi mai rar penate: Melosira sp., etc. Asociaţia reprezintă un amestec de forme marine cu forme de apă dulce, caracteristic orizontului menilitelor superioare. Participarea lor la alcătuirea masei de bază este probabil mult mai mare decât se poate recunoaşte la microscop, aceasta datorită compactizării şi diagenezei care afectează aceste organisme delicate.

Silicolite (menilite s.s.) nodulare – în cadrul profilului descris au fost observate concreţiuni negre lucioase, atât în cuarţarenitul de tip Kliwa, cât şi în menilitele stratificate. Mezoscopic sunt roci compacte, casante, cu luciu de smoală, cu contacte nete faţă de roca gazdă. Sunt concentrate la un moment dat de-a lungul unui plan de stratificaţie şi fuzionate dau aspectul unui strat continuu.

Microscopic. În secţiuni subţiri, roca apare constituită dintr-o masă de opal transparent, incolor, remobilizat care trece la roca gazdă, silicolitul laminitic cu diatomee şi substanţă organică. Termenul de „menilit”, introdus în 1936 de M.G. Filipescu, se referă la accidente silicioase în mediul argilo-marnos şi este descris ca o rocă fin stratificată de opal pigmentat cu substanţă organică, concentrată preferenţial pe planele de stratificaţie. Este o rocă atât de caracteristică pentru Oligocen-Miocenul inferior al Carpaţilor Orientali, încât poate fi considerată drept un litotip, iar cu un conţinut de substanţă organică ce poate ajunge până la 17%, a fost considerată rocă generatoare de petrol.

Hialoclastitele reprezintă ultimul tip de rocă care încheie secvenţa descrisă, constituind un nivel piroclastic, echivalent cu Tuful de Falcău (Alexandrescu, 1984). Concluzii Silicolitele descrise generează cupluri ritmice silto-lutit → silto-diatomit → diatomit (menilit), încadrabile silicolitelor stratiforme.


33

Dezvoltarea cvasi-generală în bazinul miocen al Moldavidelor sugerează condiţii de sedimentare pelagice, într-un bazin a cărui circulaţie avea caracter estuarin şi unde nutrienţii furnizaţi prin aport fluviatil erau reciclaţi, favorizând productivitatea biogenă în stratul mixt de la suprafaţă.

Aportul mare de nutrienţi către bazin semnifică depunere limitrof zonelor continentale, în poziţii nu foarte distale de bazinul îngust/adânc, cu productivitate controlată de curenţi ascendenţi induşi de vânturi zonale, cu realimentare de la coastă spre larg.

Stratificaţia pregnantă a cuplurilor silicolit-argilă apare ca efect al variaţiei de productivitate biogenă controlată climatic, cu alternanţă de condiţii pelagice: de productivitate mare a materialului silicolitic/mâl cu diatomee, respectiv de condiţii hemipelagice: de productivitate organică mică şi depunere de argile.

Compactarea litonilor iniţiali determină trecerea laterală de la structuri planare la budinări, efilări/îngroşări succesive, ca efect de compactare la suprasarcină.

Diferenţele de conţinut primar în minerale argiloase pot implica variaţii ale transformării de fază şi respectiv ale concentrării silicei în strate succesive: stratul în care opalul-CT precipită primul, tinzând să importe prin difuzie silice dizolvată din stratul în care precipitarea este întârziată sau inhibată. Efectul este accentuat la compactare avansată şi duce la migrarea silicei către stratul deja mai bogat cu nuanţarea diferenţei de conţinut.

Ciclicitatea cuplurilor silicolite-argilă e datorată fluctuaţiei de aport de silice legat de variaţia productivităţii biogene (diatomee, radiolari, spiculi) respectiv de variaţia aportului de material clastic. Bibliografie Frunzescu, D., 1998. Studiul stratigrafic şi sedimentologic al evaporitelor miocene dintre Valea

Buzăului şi Valea Teleajenului, Teza de doctorat, Universitatea Bucureşti. Frunzescu, D., 2000. Noţiuni de sedimentologie, Editura Premier, Ploieşti. Frunzescu, D., Brănoiu, Gh., 2004. Monografia geologică a bazinului râului Buzău, Editura

Universităţii Petrol-Gaze din Ploieşti. Cehlarov, A., Frunzescu, D., 2011. Sedimentologie aplicată, Editura Universităţii Petrol-Gaze din

Ploieşti. Preda, D.M., 1931. Observaţiuni cu privire la prezenţa diatomitelor în Oligocenul din Carpaţi, Dări de

seamă ale Şedinţelor, vol. XVIII (1929-1930), p. 263-270, Institutul Geologic al României, Bucureşti.

Varban, B., 2003. Analiza sedimentologică a secvenţelor ciclice de vârstă Cretacic superior din Moldavide – reconstituiri paleoambientale, Teza de doctorat, Universitatea Bucureşti.

Vasiliu, V.E., Frunzescu, D., Cehlarov, Aura, 1996. Studiul minerologic, petrografic şi geochimic al diatomitelor de la Sibiciu (Pătârlagele), Revista Română de Petrol, vol. 3, nr. 1, p. 62-66, Câmpina.


34

O NOUĂ ABORDARE A STUDIULUI GEOCHIMIC PRIVIND POSIBILELE ROCI SURSĂ DE VARSTA PALEOZOICĂ DIN VESTUL ŞI CENTRUL PLATFORMEI MOESICE

ŞTEFANIA GHEORGHE, MARIA DOINA GHIRAN, LUCIAN BURNEIU

I.C.P.T. Câmpina, OMV-Petrom S.A., Bd. Culturii nr. 29, Câmpina, jud. Prahova

[email protected], [email protected], [email protected]

Cuvinte cheie: reflectanta vitrinitului, sistem petrolier, gaz cromatografie, biomarker

Există o mulţime de analize efectuate în ultimii ani, în zone geologice din România, mai ales în Platforma Moesică şi Depresiunea Getică, dar din cauza sistemului empiric de stocare a datelor, în acest moment nu poate fi creată o imagine generala a sistemului petrolier. Softul p’IGI achiziţionat recent de Petrom ofera posibilitatea de a organiza şi interpreta datele existente. Acest soft poate utiliza toate datele de gaz-cromatografie cu spectrometrie de masă, analiza izotopică, analiza Rock-Eval şi analiza de reflectanţa vitrinitului.

Platforma Moesică este un bazin epicontinental situat pe ambele maluri ale cursului inferior al Dunării, marginit de lanţul munţilor Carpaţi la nord, Munţii Balcani la sud şi de centura orogenică Nord-Dobrogeană spre nord-est. Spre est se continuă cu bazinul Mării Negre.

Este una dintre cele mai interesante regiuni, deoarece variaţiile calităţii petrolului se manifestă în cadrul aceleiaşi structuri sau al formaţiunilor unei structuri. S-au evidenţiat în cursul timpului multe formaţiuni productive în Platforma Moesica, în Paleozoic, Triasic, Jurasic, Cretacic, Sarmatian, Meoţian, Ponţian şi Dacian. S-a stabilit în decursul studiilor privind Platforma Moesică un sistem petrolier: roca sursă potenţială din Formaţiunea de Ţăndărei (argile negre), Formaţiunea de Călăraşi (calcare bituminoase), Formaţiunea de Balş (argile) şi argilele din Sarmaţian, iar rezervoarele în Formaţiunea de Călăraşi (dolomite fracturate), Formaţiunea de Roşiori (clastice), Formaţiunea de Alexandria (carbonatice), Formaţiunea de Balş (gresii), Sarmaţian (nisipuri) şi Meoţian (nisipuri). Cu toate acestea, numeroase discuţii, mai ales privind roca sursă de vârstă Paleozoică, au existat şi încă mai există. De aceea s-a încercat un studiu mai complex al rocilor sursă de varsta Paleozoică din vestul şi centrul Platformei Moesice, utilizând metode noi de analiză şi interpretare.

S-au analizat 49 de probe noi de rocă de pe 16 structuri. 21 de probe de roca au valori ale carbonului organic total (COT%g) mai mari de 0,5%g (valoarea limită peste care se poate spune că o probă de rocă poate fi sursă potenţială). Am utilizat datele pentru 25 de probe de roci, 4 dintre ele, calcare, având valori ale carbonului organic total cuprinse între 0,3-0,5%g, valori caracteristice rocilor sursă carbonatice.

Probele de rocă studiate au vârsta Paleozoică: Silurian, Devonian şi Carbonifer.





35

0 2 4 6 8 10 12 14

OleanIndex (%)

0.0

0.5

1.0

1.5

St2

8i/S

t29

i (a

/b)

0.7

K Tert

Oleanane Index vs St28i/St29i

Formation

Vlasin

Calarasi

Tandarei

Formation

Vlasin

Calarasi

Tandarei

St29S/ R (%)

20 - 30

30 - 40

40 - 50

Am efectuat analize geochimice uzuale pe toate probele, dar am efectuat şi analize noi cum ar fi: concentrarea materiei organice din probe de roci folosind Extractorul Automat Soxhlet, analiza de reflectanţa vitrinitului pe probe de roci şi analiza izotopică pe fracţia saturată şi aromatică pentru probele de roci. De asemenea, am schimbat metoda de gaz-cromatografie îmbunătăţind-o, reducând semnalul zgomotului şi utilizând doar anumiţi ioni bine definiţi (metoda SIM).

S-a utilizat în studiu atat gruparea probelor de roci pe vârste, cât şi pe formaţiuni: Ţăndărei (Silurian-Devonian 1), Călăraşi (Devonian 2-3, Carbonifer 1) şi Vlaşin (Carbonifer 2-3).

Utilizând Analiza Componentului Principal, pentru a grupa probele de roci am selectat 41 de picuri ai biomarkerilor. Din diagrama scorurilor PC1 versus PC2 şi PC2 versus PC3 n-am observat nici o grupare clară între formaţiunile rocilor sursă. Am decis să păstrăm cele 25 de roci sursă selectate iniţial pentru discuţiile ulterioare.

S-au efectuat diferite diagrame care utilizează parametrii Rock-Eval (diagrama Van Krevelen modificată; S2 (mgHC/g roca) versus COT (%g); log S2 versus log COT; Tmax (0C) versus Indice de Hidrogen (mgHC/g COT); Tmax (0C) versus Adâncime (m); Indice de Producţie versus Adâncime (m); Tmax (0C) versus Indicele de Producţie) pentru a observa tipul de kerogen, maturitatea şi potenţialul de generare al rocilor sursă.

Am hotărât sa grupăm cele 25 de roci sursa selectate, folosind biomarkeri diagnostic de varstă şi maturitate. Am utilizat doua diagrame reprezentative: Indice Oleanan (%) versus raportul C28/29 Sterani şi raportul Dinosteroizi Triaromatici/ Sterani versus raportul C28/29 Sterani (Fig.1 şi 2).

Figura 1. Raportul mare C28/C29 sterani şi Oleananul abundent sugerează vârsta mai tânără (Cretacic/Terţiar).

În mod normal, probele de roci de vârstă Paleozoică nu trebuie sa conţină Oleanan sau Dinosteroizi triaromatici, deşi ultimii (m/z=245) au fost observaţi rar în cateva probe de roci, de vârstă siluriană sau devoniană. În probele noastre de roci, analizele au identificat atât Oleanan, Dinosteroizi triaromatici, cât şi Sterani imaturi.


36

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4

Triaro dinos/4E20S+4C20R

0.0

0.5

1.0

1.5

St2

8i/S

t29i (a

/b)

TD3&4/4E20S&4C20R vs St28i/St29i

Formation

Vlasin

Calarasi

Tandarei

Formation

Vlasin

Calarasi

Tandarei

St29S/R (%)

20 - 30

30 - 40

40 - 50

Raportul mare C28/C29 Sterani şi Oleananul abundent în unele cazuri, sugerează o vârsta mai tanără (Cretacic/Terţiar). Raportul scăzut C28/C29 Sterani este în concordanţă cu vârsta paleozoică.

Din diagramele Indice Oleanan (%) versus raport Sterani, am observat ca datele nu sunt în concordanţă cu vârsta şi maturitatea rocilor. Există unele probe, cum sunt 5 din Formaţiunea de Călăraşi şi 2 din Formaţiunea de Vlaşin, care par să aibă un comportament mai normal (Fig.1).

În diagramele raport Dinosteroizi triaromatici/Sterani versus raport C28/C29 Sterani (Fig.2) am obţinut din nou valori mari ale raportului C28/C29 Sterani şi abundenţa dinosteroizilor, care sugerează o vârstă mai tânără (triasică sau mai tânără). Din nou, aceleaşi probe ca în diagrama anterioară, din formatiunile Călăraşi şi Vlaşin, au date care sunt în conformitate cu vârsta paleozoică.

Din toate aceste diagrame am putut selecta 8 cele mai de încredere roci sursă, una din Formaţiunea de Ţăndărei, 5 din Formaţiunea de Călăraşi şi 2 din Formaţiunea de Vlaşin.

S-a observat, de asemenea, că unele probe au anumite caracteristici ale biomarkerilor hopani (m/z=191): proba din Formaţiunea de Vlaşin are hopanii C35 mari, probele din Formaţiunea de Călăraşi au hopanii C34 mari. Hopanii C35 şi C34 mai mari decât alţii ar putea fi o caracteristică a rocilor sursă carbonatice. Ne-am aştepta ca ţiţeiurile provenite din aceste sedimente să prezinte aceleaşi caracteristici.

Figura 2. Raportul mare C28/C29 sterani şi dinosteroizii abundenţi sugerează vârsta mai tânără (Cretacic/Terţiar).

Analiza de reflectanţă a vitrinitului a fost efectuată atat în laboratorul nostru (munca de început), cât şi de către specialistii de la Laboratorul Ceh (Czech Survey Laboratory), în paralel. S-a observat că reflectanţa vitrinitului creşte, în general, cu adâncimea, de la 0,65% la aproximativ 2000 m la 1,4 % la aproximativ 5400 m. Tipul de Kerogen variază în unităţile stratigrafice astfel: Carboniferul este bogat în resturi de plante terestre (vitrinit, inertinit, sporinit); Devonianul conţine mai curând plante acvatice decât specii terestre; argilele siluriene şi carbonaţii contin kerogen vizual foarte diferit, originar din Spongida, Chitinozoa şi probabil Graptoliţi. Asta explică de ce macerali “asemenea vitrinitului” s-au măsurat în roci de vârstă Paleozoic inferioară.


37

Probe din câteva carote nu arată nici creşterea, nici scăderea reflectanţei vitrinitului cu adâncimea. Se atribuie aceste caracteristici schimbării originii vitrinitului sau materialului “asemenea vitrinitului” şi efectului migrării bitumenului, conducând la o reflectanţă a vitrinitului scăzută.

Anumite probe sunt interpretate ca suferind un proces de ridicare faţă de celelalte (uplift). Concluzii Cele mai bune roci sursă posibile, având predominant tipul II de kerogen sau tipul II/III, sunt din Formaţiunea de Călăraşi (Carbonifer 1, Devonian 3), din partea de Vest a Platformei Moesice.

Aproape toate probele sunt în fereastra de petrol, dar în zona de generare timpurie; ele ar putea gene-ra, dar puţine ar putea şi expulza hidrocarburi.

Unele probe de roci au anumite caracteristici ale hopanilor: hopanii C35 şi C34 mai mari decat alţii ar putea fi o caracteristică a rocii sursă carbonatice, terpanul C24 tetraciclic mai mare decat terpanii triciclici ar putea fi de asemenea caracteristica a rocii sursa carbonatice, homohopanii C31 mai mari ar putea fi asociaţi cu cărbunele sau cu materialul cărbunos, picul eluand înaintea perechii homo-hopanilor C32, numit 17baHomomoretan (T31M), este de asemenea o caracteristică a sedimentelor cărbunoase imature.

Prezenţa 29-metil-30-norhopanului este evidentă în unele probe de roci (Branişte, Făureşti, Hârleşti, Salcia şi Valuta).

În probele noastre de roci analizate am identificat Oleanan, Dinosteroizii triaromatici şi, de asemenea, sterani imaturi. Dinosteroizii triaromatici ar putea fi o caracteristică a Paleozoicului din Platforma Moesică românească, dar în acest moment nu avem o explicaţie satisfăcătoare pentru prezenţa Oleananului şi steranilor imaturi (contaminarea la forare, contaminarea cu probe imature sunt sau nu sunt argumente realiste).


38

APLICAŢII ALE GEOŞTIINŢELOR ÎN STUDIUL ARHEOCERAMICII

CORINA IONESCU1,2, VOLKER HOECK2,1

1Universitatea Babes-Bolyai, Departamentul de Geologie, Str. M. Kogălniceanu nr. 1, RO-400084 Cluj-Napoca, România [email protected]

2Universitatea Paris Lodron, Departamentul de Geografie şi Geologie, Str. Hellbrunner nr. 34, A-5020 Salzburg, Austria, [email protected]

Cuvinte cheie: Mineralogie, XRD, EMPA, ICP-MS, ceramică Ultimele decenii au fost martore ale intensificării studiului artefactelor arheologice şi în special al ceramicii, datorită potenţialului în reconstituirea nivelului tehnologic al comunităţilor umane preistorice şi istorice. Fiind obţinut din minerale şi roci (argilă şi nisip), corpul ceramic poate fi privit ca o “rocă artificială” (Maggetti, 1979). Astfel, o abordare geoştiinţifică este necesară pentru obţinerea unor informaţii privind compoziţia fazală şi fabricul. Pe baza acestora se pot deduce stilurile de modelare, condiţiile de ardere şi procesele survenite în timpul îngropării. Pe de altă parte, ceramica fiind un produs al „pirometamorfismului antropogen” (Grapes, 2011), studiul ei contribuie la înţelegerea reacţiilor minerale ce au loc în sisteme minerale complexe, la temperatură înaltă (700-1100ºC) şi presiune atmosferică.

Prin bogăţia cioburilor ceramice descoperite în situri arheologice ce se întind din Neolitic timpuriu până în vremuri medievale, România reprezintă un teren ideal de studiu. Cercetările noastre se axează pe identificarea compoziţiei, structurii, texturii şi chimismului corpului ceramic. Microscopia optică în lumină polarizată (OM), analizele de microsondă electronică (EMPA), difracţia de raze X, microscopia electronică de scanning şi spectrometria de masă cu plasmă cuplată inductiv (ICP-MS) sunt metode analitice aplicate, e.g. în studiul ceramicii eneolitice de tip Cucuteni de la Ruginoasa (Ionescu şi Hoeck, 2011, 2012), a celei de epoca bronzului de la Ilişua (Ionescu et al., 2011), Palatca, Derşida şi Copăceni (Hoeck et al., 2009), şi Lăpuş (Hoeck et al., 2012) sau de epocă romană de la Napoca (Ionescu şi Ghergari, 2007).

Interpretarea arheometrică a datelor obţinute, respectiv compoziţia fazelor minerale primare, a celor formate prin ardere, precum şi chimismul mediu, include: a) identificarea tehnicii de producere (modelare a vaselor), b) estimarea temperaturii şi atmosferei de ardere şi c) identificarea materiilor prime şi a surselor lor geologice.

Mulţumiri. Studiile sunt finanţate prin proiectul PN-II-ID-PCE-2011-3-0881 (Ministerul Educaţiei şi Cercetării).




39

Bibliografie Grapes, R., 2011. Pyrometamorphism. Springer Berlin Heidelberg, 365 p. Hoeck V., Ionescu C., Ghergari L., Precup C., 2009. Towards mineralogical and geochemical

reference groups for some Bronze Age ceramics from Transylvania (Romania). Studia Univ. Babeş-Bolyai, 54 (2): 41-51.

Hoeck, V., Ionescu, C., Metzner-Nebelsick, C., Nebelsick, L.D., 2012. Mineralogy of the ceramic slags from the Bronze Age funerary site în Lăpuş, NW Romania. Geological Quarterly, 56 (4): 631-646.

Ionescu C., Ghergari L., 2007. Caracteristici mineralogice şi petrografice ale ceramicii romane de la Napoca. În: V. Rusu-Bolindeţ, Ceramica romană din Napoca. Biblioteca Mvsei Napocensis, XXV: 434-462, Edit. Mega Cluj-Napoca.

Ionescu C., Hoeck V., 2011. Firing-induced transformations în Copper Age ceramics from NE Romania. Eur. Jour. Mineral., 23 (6): 937-958.

Ionescu, C., Hoeck, V., 2012. Mineralogia şi chimismul ceramicii fine de tip Cucuteni de la Ruginoasa. În: Lazarovici M. & Lazarovici Gh. (eds.), Ceramica de tip Cucuteni de la Ruginoasa (sub tipar). Edit. Univ. Al. I. Cuza Iaşi, 14 p.

Ionescu C., Hoeck V., Ghergari L., 2011. Electron microprobe analysis of ancient ceramics: A case study from Romania. Appl. Clay Sci., 53 (3): 466-475.

Maggetti M., 1979. Mineralogisch-petrographische Untersuchung des Scherbenmaterials der urnenfelderzeitlichen Siedlung Elchinger Kreuz, Ldkr. Neu-Ulm/Donau. Kataloge Prähistor. Staatssamml. München, 19: 141-172.


40

STUDIUL MINERALOGIC AL SEDIMENTELOR ALUVIONARE DE PE RÂUL ARIEŞ, ROMÂNIA

GEORGIAN MĂNUC, DANIEL C. POPESCU, DENISA JIANU

Universitatea București, Facultatea de Geologie și Geofizică, Bd. Nicolae Bălcescu nr. 1, București [email protected], [email protected]

[email protected]

Cuvinte cheie: cadrilaterul aurifer, histograme de frecventa, placersuri

Introducere

Din cele mai vechi timpuri, aluviunile râului Arieș au reprezentat ținte ale căutatorilor de aur, inclusiv din vremea dacilor, când paietele și granulele de aur erau extrase din aluviuni cu ajutorul lânii de oaie. Arieșul se formează pe raza localității Câmpeni din județul Alba, la confluența Arieșului Mare cu Arieșul Mic. Acesta are un bazin hidrografic foarte vast ce acoperă o mare parte din Munții Apuseni. Având în vedere bogăția Munților Apuseni în ceea ce privește zăcămintele de aur, mai ales cele din Munții Metaliferi pe care Arieșul îi delimitează la nord, este evidentă importanța pe care o are acest râu în mobilizarea aurului din aceste zăcăminte și depunerea lor în depozite aluvionare.

De-a lungul bazinului hidrografic al Arieșului întâlnim mai multe formațiuni geologice şi de aceea, pentru studiul în cauză, ne vom opri doar asupra ariilor în care se găsesc zăcăminte hidrotermale de aur asociate vulcanismului Neogen din zona Carpato – Panonică.

Cadrilaterul aurifer Roșia Montană – Bucium, Baia de Arieș, Almaș – Stănija şi Brad – Săcărâmb este asociat cu vulcanismul Miocen care a evoluat în trei cicluri. Primul ciclu este atribuit Badenianului inferior (~ 15-16.5 Ma) și conține andezite şi ignimbrite, peste care putem găsi curgeri de andezite şi riodacite. Rocile vulcanice din cel de-al doilea ciclu aflorează pe o zonă largă și sunt reprezentate prin andezite şi dacite, urmate de o secvență subțire de andezite cuarțitice şi piroxenice. Acest ciclu corespunde Badenianului superior (13.5 – 15 Ma) și Panonianului inferior (11-9 Ma) şi este perioada când s-au format zăcămintele de aur-argint care au fost exploatate în România. Cel de-al treilea ciclu corespunde ultimelor activități vulcanice ce au avut loc în Cuaternar ( 2 Ma – prezent) (Borcoş et al, 1986).

Studiul acestor sedimente aluvionare are ca scop identificarea asociațiilor minerale specifice placersurilor aurifere. Metode de lucru Într-un astfel de studiu, foarte importantă este zona de colectare a probelor. Zone favorabile pentru a găsi minerale grele sunt acelea unde curentul râului este suficient de mic pentru a putea depune





41

particulele cu densități mari. De aceea, pentru recoltarea probelor s-au urmarit zonele meandrate ale râului.

Mineralele grele găsite în probele studiate au fost separate prin metode magnetice (extragerea mineralelor cu proprietăți magnetice; exemplu: magnetitul) şi prin metode gravitaţionale (separare cu lichide grele – LST).

Probele au fost studiate la lupa binoculară şi la microscopul petrografic în lumină transmisă și reflec-tată. De asemenea, s-au făcut analize de difractometrie cu raze X (“PANalytical X-PERT (Cu)”) și fluorescență cu raze X cu aparatul “Horiba X-ray analytical”. Analizele sedimentologice, în principal studii granulometrice şi morfometrice, au evidențiat caracteristicile texturale ale sedimentelor.

Figura 1. Histograma frecventelor cumulate.

Rezultate și interpretare În aluviunile studiate a fost găsită următoarea asociație de minerale grele: almandin, hedenbergit, rutil, actinolit, magnetit, hematit, turmalină, staurolit, zircon, flogopit.

În ariile studiate, aurul se găsește sub formă de paiete și granule de diferite forme şi mărimi. Paietele prezintă margini rotunjite, zgârieturi şi urme datorate transportului. Mărimile paietelor variază de la 0.1 mm în diametru până la aproximativ 3.5 mm. Aluviunile în care a fost găsit aurul erau foarte bogate în magnetit și granați.

Au fost identificate două zone ce pot fi potențiale placersuri: una în care granulele de aur sunt mai mari, pana la 5 mm, asociat cu minerale grele de dimensiuni mari, și una în care aurul are dimensiuni submilimetrice. Granulele mari sunt rotunjite şi sunt alcătuite aproape în întregime din aur pur, cu puține impurități ce apar doar pe suprafața lor (Fig.3.). Paietele mai mici au o puritate mai scăzută, iar urmele de pe surafața lor indică o distanță mică de transport ( Fig.2.).

Din cauza caracteristicilor texturale diferite ale paietelor, dar și diferenței de puritate dintre acestea, putem spune că aurul găsit în aceste aluviuni provine din mai multe arii sursă. Paietele mari şi rotunjite arată o perioadă mai mare de transport şi posibil chiar mai multe cicluri de transport, pe când granulele mici indică o arie sursă mai apropiată zonei studiate.


42

Figura 2. Paiete de aur mici în asociere cu minerale grele. Figura 3. Paiete de aur mari în asociatie cu magnetit şi granat.

Concluzii: În funcție de geneza mineralelor grele existente și pe baza histogramei frecvențelor cumulate realizate prin intermediul analizelor sedimentologice (Fig.1.), aluviunile de pe rîul Arieș au o maturitate scăzută şi provin din cel puțin trei arii sursă:

- Metamorfism regional (almandin, staurolit, zircon); - Metamorfism de contact (skarne – hedenbergit); - Roci magmatice (turmalină şi magnesioferit, magnetit, hematit).

Prezența unor sulfuri, cum ar fi pirita sau sfaleritul, în asociație cu magnesioferitul (mineral greu întâlnit în rocile vulcanice acide), ne arată că o parte din aur provine din zăcămintele hidrotermale polimetalice asociate vulcanismului Neogen.

Din punct de vedere al conținutului ridicat de minerale grele din asociația aluvionară, dar şi din cauza prezenței aurului din aluviunile studiate, putem spune că aceste zone ar putea fi potențiale placersuri.

Bibliografie Borcoş, M., Popescu, G., Roşu, E., 1986. New data on the stratigraphy and evolution of the Tertiary volcanism în Metaliferi Mts., D. S. Inst. Geol. Geofiz., 70-71/4, 245-259.


43

DINAMICA VERSANŢILOR DIN SPAŢIUL BAZINULUI HIDROGRAFIC PUTNA

LUCICA NICULAE

Institutul de Geodinamică Sabba S. Ştefănescu al Academiei Române, str. Jean-Louis Calderon nr.19-21, sector 2, Bucureşti, [email protected]

Cuvinte cheie: lungimea scurgerii de pantă, model matematic, densitate de drenaj, regresie multiplă nelineară

Introducere Versantul este o suprafaţă cu o anumită înclinare şi care face legătura dinamică dintre interfluviu şi talvegul văii. De asemenea, fiecare versant este alcătuit din suprafeţe cu aceeaşi înclinare numite faţete. După poziţie, în spaţiul bazinului hidrografic se disting: versanţi de obârşie,versanţi de pinten sau de terminare a unui interfluviu şi versanţi de vale.

Condiţiile morfoclimatice şi litologice contribuie la evoluţia versanţilor, dar analiza formei acestora se face, în primul rând, în funcţie de pantă; de asemenea, panta poate influenţa şi scurgerea de pantă. Lungimea scurgerii de pantă reprezintă distanţa pe care o parcurge apa pe un versant înainte de a se concentra în albii, sau scurgerea în suprafaţă care se defăşoară pe linia de cea mai mare pantă în funcţie de condiţiile fizico-geografice locale. Subcarpaţii Curburii reprezintă una din unităţile cele mai complexe din punct de vedere fizico-geografic, dezvoltată pe un subasment tectonic extrem de dinamic de-a lungul evoluţiei geologice regionale. Consecinţele mişcărilor tectonice sunt diverse, în lucrarea de faţă analizându-se doar efectele ce reflectă cel mai bine dinamica versanţilor din spaţiul Curburii Carpatice, mai precis spaţiul bazinul hidrografic al Putnei şi regiunile învecinate. Metodologie Dinamica versanţilor poate fi privită din mai multe puncte de vedere dar, cel mai adesea, ea poate fi interpretată prin realizarea unor modele matematice definite prin legi distincte de progresie geometrică crescătoare sau descrescătoare (legea numărului de râuri, legea suprafeţelor, legea lungimilor, legea perimetrelor, legea pantelor etc.).

Fenomenele de modelare subaeriană ale versanţilor sunt generate de multitudinea factorilor modelatori externi: precipitaţiile, vegetaţia, temperaturile extreme. Precipitaţiile joacă un rol foarte important în formarea scurgerii de versant; de cele mai multe ori, aceasta se produce în timpul căderii averselor, ulterior apa fiind absorbită de către sol, infiltrată, evaporată sau scursă. Studiul acestui factor este foarte important, deoarece el afectează nu numai regimul hidrologic al reţelei de râuri, dar şi evoluţia în timp a bazinelor de drenaj. Lungimea scurgerii de pantă depinde de o serie de factori,



44

dintre care cei mai importanţi sunt: gradul de fragmentare a reliefului şi, implicit, densitatea de drenaj. În studiile iniţiale, Horton a construit o relaţie între diverşi parametrii morfometrici implicaţi

l0=dD*2

1 , Dd= F

L de unde se poate obţine: l0=L

F

*2, unde l0 – lungimea scurgerii de pantă, Dd –

densitatea de drenaj, L – suma lungimilor cursurilor din bazinul respectiv, F – suprafaţa bazinului.

Lungimea scurgerii de pantă fiind invers proporţională cu dublul densităţii de drenaj, înseamnă că va depinde atât de aceasta, cât şi de unghiul de pantă al versanţilor, fapt ce l-a determinat pe Horton să propună următoarea formulă: l0=

21*2

1

gScS

dD

, unde Sc reprezintă panta albiilor, iar Sg este panta

medie a terenului.

Studiile privind dinamica versanţilor din spaţiul unui bazin hidrografic au devenit mult mai complexe pe măsură ce tehnologia s-a dezvoltat şi gradul de interdisciplinaritate a crescut. Astfel, utilizarea modelelor morfometrice ale bazinelor a devenit o practică obişnuită în explicarea cauzală a fenomenelor geomorfologice, odată cu aplicarea teoriei sistemelor în ştiinţele naturii.

Dintre caracteristicile dimensionale importante ale unui bazin hidrografic, suprafaţa de drenaj este una dintre cele mai utilizate, datorită dependenţei evolutive a acesteia faţă de principalii săi parametri interni: diferenţa de nivel medie a cursurilor de diferite ordine, panta medie a bazinului, lungimea totală a cursurilor de apă, precum şi de numărul de segmente de râu. Intercondiţionările factorilor mediului înconjurător au condus la ideea punerii acestor parametri (consideraţi ca variabile independente) într-o funcţie cu mai multe variabile, rezolvată prin metoda regresiei multiple nelineare; în această relaţie, suprafaţa bazinelor este considerată variabilă dependentă, pe când principalii parametri interni sunt considerate variabile independente, pornind de la sistemul de ierarhizare Horton-Strahler.

Variabilele independente care s-au avut în vedere sunt diferenţa de nivel medie a cursurilor de diferite ordine (x1), numărul segmentelor de râu (x2) şi panta medie a bazinului hidrografic (x3). Suprafaţa bazinului reprezintă funcţia căutată, notată prin y,

y=f(x1,x2,x3).

Exprimarea sub această formă a legăturii dintre fenomene a fost definită în literatură sub numele de regresie multiplă. În construcţia acestei regresii s-a pornit de la legăturile parţiale existente între suprafeţele bazinelor de diferite ordine şi variabilele independente luate în considerare.

Deoarece variabilele independente au naturi foarte diverse şi se exprimă în unităţi de măsură diferite, coeficienţii de regresie „b”, „c” şi „d” nu se pot compara între ei. Pentru a putea compara şi estima factorii ce determină mărimea suprafeţei bazinului în funcţie de importanţa lor, variabilele din expresia de mai sus au fost aduse la o formă adimensională. Astfel, (x1) este diferenţa de nivel medie de nivel a segmentelor de un anumit ordin raportată la diferenţa totală de nivel; variabila x2 reprezintă fi numărul de segmente de râu din fiecare ordin raportat la numărul total de segmente râu; variabila x3 va reprezenta panta medie a fiecărui ordin de bazin raportată la panta medie a bazinului de ordin maxim. Mărimea „y” este, de asemenea, adimensională şi reprezintă raportul dintre suprafaţa fiecărui ordin şi suprafaţa totală a bazinului.

În concluzie, forma generală a legii regresiei multiple nelineare a bazinelor hidrografice de diferite ordine va fi următoarea:


45

f(x1,x2,x3)=a+b*x1+c*2

1x

+d*3

1x

unde a,b,c şi d reprezintă coeficienţii de regresie.

Legile astfel stabilite pentru fiecare bazin hidrografic în parte constituie modele matematice aproximative ale mediului geografic real. Legea regresiei multiple arată că suprafaţa unui bazin de un ordin oarecare este proporţională cu diferenţa medie de nivel a segmentelor de râu şi este invers proporţională cu numărul segmentelor drenaj şi cu panta medie a bazinului respectiv.

Coeficientul de corelaţie multiplă R reprezintă o măsură a gradului de explicare a veariabilei dependente, adică suprafaţa bazinului, în raport de variabilele independente utilizate în analiză. Acest parametru s-a evaluat prin relaţia:

R=

nyy

nyx

dx

ycyxbya

/22

/23

1**2

1**1**

Coeficientul de corelaţie multiplă arată existenţa unei legături puternice între variabilele modelului matematic atunci când se apropie de valoarea +1. Rezultate În studiul de faţă, pe lângă bazinele componente bazinului hidrografic Putna, s-au luat în considerare şi suprafeţele bazinale componente ale bazinului hidrografic Bălăneasa (afluent al Buzăului). Aceste suprafeţe hidrografice se dezvoltă pe formaţiuni geologice de vârstă oligocenă, predominant flişoide: fliş grezos cu intercalaţii şistoase (Faciesul de Fusaru- Krasno) şi flişul bituminos (Facies bituminos cu gresie de Kliwa); conglomerate.

De exemplu, pentru un bazin de ordinul 4 - Pârâul Pleşei s-a obţinut următoarea funcţie: f(x1,x2,x3)=-3,14+10,25*x1+0,07*

2

1x

-0,02*3

1x

,

Tabel nr.1. Coeficienţii calculaţi pentru bazinul Pârâul Pleşei.

Bazinul hidrografic

Coeficienţii regresiei multiple nelineare Coeficientul de corelaţie multiplă R a b c d

Pârâul Pleşei -3,1429 10,247 0,06615 -0,02 1,000131

Viteza de variaţiea suprafeţelor în raport cu variaţia numărului de segmente de râu este un coeficient ce se defineşte drept raportul dintre diferenţa de suprafaţă a două bazine de ordine consecutive şi diferenţa numărului de segmente de râu din două ordine succesive. De asemenea, scăderea ordinului de mărime este însoţită de creşterea pantei medii a bazinelor, ca urmare a deplasării către domeniul de versant (slope-basins), în regresie fiind exprimat prin coeficientul d. Interpretarea celorlalţi coeficienţi se face asemănător, în sensul că, la valori ridicate ale coeficienţilor gradul de dependenţă creşte, şi invers, la valori coborâte, gradul de dependenţă scade.


46

Tabelul 2. Viteza de variaţie a suprafeţei bazinelor de ordine succesiv crescânde în raport cu numărul de râuri.

Bazinul hidrografic

ORDINUL

1-2 2-3 3-4

Pârâul Pleşei 0,0156 0,256 0,1849

Concluzii În urma analizei efectuate asupra bazinelor hidrografice ce au în comun cel puţin un element fizico-geografic (în cazul nostru formaţiunile geologice), modelul matematic al regresiei multiple este foarte general, el putându-se aplica pentru orice bazin morfohidrografic. De asemenea, coeficientul de corelaţie situat în jurul valorii +1 indică o corelaţie foarte bună a fiecărui parametru în parte cu suprafaţa ordinului respectiv. În analiza coeficienţilor de regresie s-a luat în considerare ierarhizarea pe ordine de mărime a suprafeţelor bazinelor morfohidrografice. O altă concluzie constă în faptul că suprafaţa totală a bazinelor de ordine inferioare este caracterizată printr-un număr crescut de segmente de râu, care drenează areale din ce în ce mai restrânse. Bibliografie Armaş, I., 1999. Bazinul hidrografic Doftana. Studiu de Geomorfologie. Editura Enciclopedică,

Bucureşti. Grecu, F., 2003. Geomorfologie dinamică, Editura Tehnică, Bucureşti. Zăvoianu, I., 1978. Morfometria bazinelor hidrografice. Editura Academiei R.S.R., Bucureşti. Anastasiu,N., 1998. Dicţionar de geologie. Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.


47

MICROBIALITE ÎN DEPOZITELE CARBONATICE ALE JURASICULUI SUPERIOR DIN MASIVELE BUILA-VȂNTURARIŢA ŞI PIATRA-CRAIULUI

GEORGE PLEŞ, CRISTIAN V. MIRCESCU, IOAN I. BUCUR & EMANOIL SĂSĂRAN

Universitatea Babes-Bolyai, Facultatea de Biologie şi Geologie, Cluj-Napoca, [email protected], [email protected], [email protected],

[email protected]

Cuvinte cheie: microbialite, cruste, microfacies, Buila-Vânturarița, Piatra-Craiului

Depozitele Jurasicului superior din masivele Buila-Vânturarița şi Piatra Craiului sunt alcătuite predominant din calcare masive recifale în facies de tip Stramberg, conținând o mare varietate de cruste microbiale asociate cu numeroase tipuri de organisme incrustante. Aceste microorganisme joacă un rol deosebit în evoluția și consolidarea armăturii recifale şi totodată sunt considerate a fi elemente importante în descifrarea şi interpretarea mediilor depoziționale pentru Jurasicul superior. Principalele dovezi ale activității microbiene și ale contribuției acesteia în geneza bioconstrucțiilor recifale din ambele masive sunt matricea micritică densă, structurile laminate sau non-laminate, incrustațiile biogene, crustele de ciment, fabricurile grumeloase, thrombolitice sau peloidale, cortexurile micritice constructive, structurile şi crustele specifice. Crescentiella morronensis, Koskinobullina socialis, Lithocodium aggregatum, structuri de tip Bacinella, Radiomura cautica, Perturbatacrusta leini, Coscinophragma sp., sau unele specii de spongieri precum Calcistella, reprezintă cele mai importante micro-organisme incrustante. Majoritatea depozitelor carbonatice analizate pot fi clasificate drept „coral-microbial-microencruster boundstones”. Aceste faciesuri sunt caracteristice arealului Tethysian, şi au, prin aceasta, o importanță paleogeografică semnificativa.

Asociațiile de alge calcaroase și foraminifere bentonice identificate în cele două regiuni indică o vârstă Kimmeridgian-Tithonian pentru calcarele din masivul Buila-Vânturarița şi Kimmeridgian-Berriasian-?Valanginian inferior pentru calcarele din masivul Piatra Craiului.

Analiza de microfacies şi asociațiile microfosilifere indică medii depoziționale similare pentru depozitele Jurasicului superior din cele două masive.

Distribuţia faciesurilor şi a asociaţiilor de facies în cadrul secvenţelor carbonatice din Buila-Vânturarița pune în evidenţă un mediu de pantă şi de margine de şelf extern. Faciesurile predominante sunt date de breciile şi microbreciile recifale. Bioconstrucţiile apar intercalate în partea mediană și superioară a succesiunii şi sunt instalate şi dezvoltate pe breciile carbonatice. Bioconstrucţiile nu au ajuns să realizeze prin sudare o armătură verticală serioasă care să explice paleopanta recifală. Paleopanta este pusă pe seama geometriei subasmentului moştenit pe care s-a format platforma

mailto:%[email protected],%[email protected],%[email protected],%[email protected]





48

carbonatică. În cazul nostru, crustele microbiale şi uneori cimenturile sindepoziţionale, au avut rolul de stabilizare şi legare a faciesurilor de pantă. Ulterior, substratul a devenit stabil şi favorabil instalării nivelurilor cu bioconstrucţii coraligen-microbiale. Faciesurile grosiere recifale (brecii/microbrecii) pun în evidenţă instabilitatea pantei crestei şelfului.

În partea bazală şi superioară a succesiunii din Piatra Craiului, asocierea bioconstrucţiilor cu depozitele formate prin curgeri gravitaţionale pune în evidenţă un mediu de pantă de şelf din lungul flancurilor externe ale platformei carbonatice. Spre partea superioară a succesiunii, bioconstrucţiile sunt dominante şi conţin un sediment intern de tip grainstone bioclastic intraclastic, ceea ce subliniază un mediu cu o hidrodinamică ridicată, probabil deasupra bazei valurilor. Structurile de tip Bacinella, asociate bioconstrucţiilor din partea superioară a succesiunii, evidenţiază adâncimi din ce în ce mai mici ale mediului depoziţional. Pe baza datelor prezentate, se poate concluziona că există o trecere gradată de la faciesuri de pantă de şelf la faciesuri de margine de şelf ale platformei carbonatice.

Depozitele microbiale au jucat un rol important în modelarea morfologiei recifelor şi stabilizarea pantelor platformelor carbonatice furnizând astfel suport pentru dezvoltarea bioconstrucţiilor. Tot ele, alături de o serie de microorganisme incrustante, au fortificat armătura recifală. Ocurența în cantitate relativ mare a acestor tipuri de organisme şi structuri poate fi explicată prin rate de sedimentare scăzute. Prin trăsăturile lor, aceste structuri sugerează că s-au dezvoltat, cel mai probabil, sub diferite condiții de bathimetrie, energie a apei, salinitate şi cantitate de nutrienți. Mulţumiri Lucrarea reprezinta o contribuţie la proiectul de cercetare finanţat prin grantul PN-II-ID-PCE-2011-3-0025. Realizarea lucrarii a fost de asemenea posibilă datorită sprijinului oferit prin Programul Operaţional Sectorial Dezvoltarea Resurselor Umane 2007-2013, cofinanţat prin Fondul Social European, în cadrul proiectului POSDRU/107/1.5/S/76841, cu titlul „Studii doctorale moderne: internaţionalizare şi interdisciplinaritate”.


49

ASOCIAŢIILE DE MINERALE GRELE DIN FORMAŢIUNEA DE BOZEŞ (MUNŢII APUSENI, ROMÂNIA) – DATE PRELIMINARE

PRIVIND ROCILE-SURSĂ, SORTAREA ŞI DIRECŢIILE DE CURGERE A APORTULUI SEDIMENTAR

IULIAN POJAR1, LUMINITA ZAHARIA2

1Institutul Naţional de Geologie şi Geoecologie Marină – GeoEcoMar, str. Dimitrie Onciul 23-25, sector 2, Bucuresti, [email protected]

2Universitatea Babes-Bolyai, Departamentul de Geologie, str. Mihail Kogălniceanu 1, Cluj-Napoca, [email protected]

Cuvinte cheie: mineralogie, chimism, detritic, paleodinamică, Apusenii de Sud Introducere În majoritatea rocilor sedimentare, mineralele grele reprezintă o parte din faza accesorie, principala lor caracteristică fiind dată de greutatea specifică mai mare de 2,9 g/cm3 (greutatea specifică a lichidului greu bromoform) (Anastasiu, 1977). Cantitatea totală a acestor minerale rar depăşeşte un procent din totalul rocii.

Aceste minerale grele formează asociaţii caracteristice unor roci detritice (gresii, nisipuri, conglomerate, etc) care permit stabilirea rocilor sursă şi determinarea sensului şi direcţiei de curgere a sedimentelor, putând fii considerate ca minerale de corelaţie (Anastasiu, 1977).

Formaţiunea de Bozeş este localizată în partea de SE a Munţilor Metaliferi (Munţii Apuseni), reprezentând la origine un bazin sedimentar Cretacic, mai exact de vârstă Santonian-Campanian-Maastrichtian (Bălc et al., 2012), în care materialul siliciclastic a fost depus în facies turbiditic, actualmente fiind reprezentat printr-o prin alternanţă de argile şi gresii, cu o grosime estimată de cca. 3000m (Ghiţulescu & Socolescu, 1941).

Metodologie Douăzeci şi două de probe de gresii au fost prelevate din arealul studiat, din aflorimente în general de mari dimensiuni, deschise de-a lungul văilor cu orientare NV-SE: Stăuinii, Vinţei, Blandiana (Răcăştiei) şi Băcăinţi. Probele au fost investigate preliminar din punct de vedere petrografic şi min-eralogic, folosindu-se secţiuni subţiri la microscopul optic cu lumină polarizată. Astfel s-a putut de-termina gradul de rotunjire a granulelor, studiu necesar pentru interpretările ulterioare legate de sortarea hidraulică a sedimentelor. Pentru separarea mineralelor grele din fiecare proba, materialul colectat a fost sfărâmat prin folosirea repetată a unui concasor. După selectarea prin sfertuire a cantităţii necesare analizelor geochimice pe




50

rocă totală, s-a separat prin sitare fracţia de 0 – 250 µm, care a fost spălată pentru înlăturarea miner-alelor argiloase, şi supusă unui tratament cu acid acetic (9%) pentru dizolvarea carbonaţilor. Materi- alul rezultat a fost trecut printr-o pâlnie de separare, unde s-a folosit ca lichid greu diiodometanul (CH2I2), cu o densitate de 3,325 g/cm3, obţinându-se un concentrat de minerale grele. Aceste concentrate de minerale grele au fost prinse prin presărare în răşină sintetică (epoxy), realizăn-du-se aşa numitele secţiuni presărare, care au fost ulterior studiate la microscopul optic cu lumină po-larizată. Pentru fiecare probă s-a efectuat o descriere mineralogică a asociației de minerale grele, cu menționări privind morfologia, gradul de rotunjire sau aspectul granulelor, dar şi cantitatea numerică şi procentuală a mineralelor grele identificate. Întrucât probarea sedimentelor Formațiunii de Bozeș a fost efectuată de-a lungul văilor principale, probele au fi grupate în acord cu valea de origine, fiind intocmite diagrame de variaţie a conţinutului de minerale grele specifice fiecărei văi, realizându-se observaţii comparative atât între probele ce aparţin unei singure văi, cât şi între diferite văi.

Tabel 1. Numărul de granule numărate pentru fiecare mineral greu, per probă

granat zircon epidot rutil sfen turmalin staurolit altele Valea Stăuinii 3 STA 75 25 3 10 - - 3 1 19A STA 70 20 10 - - - 2 3 60 STA 37 8 - 2 - - 1 - 97A STA 100 65 7 34 - - - 5 134A STA 115 135 10 55 - - 2 3 Valea Vinţei 2 INI 64 6 - 10 - - - 2 1 VIN 30 46 4 10 - 1 - 5 2 VIN 63 21 - 14 2 10 - - Valea Răcăştiei 3 RAC 31 5 6 25 - 2 1 1 4 RAC 8 - 3 2 - - - 4 7 RAC 75 35 4 15 - - - - 9 RAC 232 10 50 15 - - - 7 Valea Băcăinţi 11 BAC 60 15 11 5 2 - 2 3 12-13 BAC 160 35 15 25 - - - 5 14 BAC 75 65 10 46 6 - 13 10 15 BAC 200 19 5 7 2 - - 3 C BAC 75 155 16 100 5 - 7 10

Rezultate Asociaţiile mineralogice identificate pe fiecare vale prezintă asemănări, dar şi deosebiri semnificative de la o probă la alta. Luate per ansamblu, pentru fiecare vale au putut fi evidenţiate anumite tendinţe în ceea ce priveşte procentajul de minerale grele. Astfel, mineralul dominant ca număr de granule este granatul, în general cu un procentaj mare în partea mediană şi inferioară a văilor, scăzând spre amonte, unde este înlocuit cu zircon, al doilea mineral ca dominanţă în asociaţii. Rutilul are o contribuţie importantă în asociaţia mineralogică, atingând şi cca. 30% în unele probe, precum şi epidotul sau staurolitul (Tabel 1).


51

Sortarea hidraulică este un factor important care poate influenţa acumularea sedimentelor în timpul transportării şi depunerii acestora (Nesbitt & Young, 1996) Pe baza formei cristalelor şi urmărind gradul de rotunjire al acestora, atât în secţiunile subţiri, cât şi în secţiunile presărate, s-a observat o tendinţă de creştere a gradului de rotunjire de la sud spre nord, cu câteva excepţii în cazul unor probe. În general, granulele minerale prezintă în avalul văilor o formă subangulară spre subrotunjită, iar în partea superioară aceasta se schimbă spre una subrotunjită sau rotunjită.

În urma studiului microscopic al rocilor investigate, s-a arătat că probele prezintă fragmente litice şi granule de cuarţ angulare spre subangulare, ce denotă o distanţa scurtă de transport a unui procent ridicat de material detritic. Puţinele excepţii, cu granule mai rotunjite, nu au fost depuse preferenţial în anumite părţi ale bazinului. Prin urmare, transportul sedimentelor în bazinul Bozeş a fost caracterizat de o sortare slabă a materialui. Acest fapt este în concordanţă cu investigarea sortării utilizând compoziţia geochimică totală a rocilor (La Flèche & Camiré, 1996). Astfel, prin examinarea abundenţelor şi covariaţiilor anumitor elemente, s-a stabilit că acumularea preferenţială de minerale grele nu a fost foarte semnificativă în cazul Formaţiunii de Bozeş, doar zirconul şi titanitul înregistrând o anumita distribuţie în bazin (Pojar & Zaharia, 2012).

Din punct de vedere al rocilor sursă, concentraţiile mari de granat, împreună cu cele de epidot, indică un aport substanţial al unor metamorfite de grad redus spre mediu (faciesul şisturilor verzi spre faciesul amfibolitelor). La aceasta se adaugă şi alte minerale index pentru acelaşi tip de roci, precum staurolitul. Prezenţa de material adus prin erodarea rocilor granitice este susţinută de concentraţiile, uneori semnificative, ale unor mineralelor precum zircon, titanit sau turmalin, iar cantitatea de rutil susţine posibilitatea aportului de metamorfite de grad înalt (Schuller & Frisch, 2006).

Direcţia de curgere în bazin a materialului sedimentar a fost stabilită pe baza investigaţiilor prezentate, adică a variaţiei concentraţiilor diverselor specii minerale grele de-a lungul văilor investigate, precum şi a gradului de rotunjire sau a sortării hidraulice a sedimentelor. Astfel s-a presupus că direcţia aportului sedimentar major a fost una de la S spre N pentru Valea Băcăinţi şi SE spre NV pentru văile Stăuinii, Vinţei şi Răcăştiei (Blandiana).

Concluzii Rocile sedimentare ale Formaţiunii de Bozeş, ce aflorează în Munţii Apuseni, au fost investigate din punct de vedere al asociatiilor de minerale grele specifice, acestea fiind identificate mineralogic şi descrise morfologic. Asociaţiile sunt dominate de granat şi zircon, cu importantă contribuţie a epidotului, turmalinei sau rutilului. Aportul de material sedimentar a intrat în bazin dominant dinspre S şi SE spre N şi NV, fără a se observa o sortare puternică a lui. Rocile sursă posibile sunt metamorfite de grad redus spre mediu, şi granitoidele, dar şi metamorfite de grad înalt în cantitate mai redusă. Acest studiu a fost sprijinit financiar prin proiectul PN II RU_TE_313/2010 (CNCSIS-UEFISCSU). Bibliografie BĂLC R., SILYE L.& ZAHARIA L., 2012. Calcareus nannofossils and sedimentarz facies in the Upper

Cretaceous Bozeş Formation (Southern Apuseni Mountains, Romania), Studia UBB Geologia p. 23-32, Cluj-Napoca.

GHIŢULESCU, T.P., SOCOLESCU, M., 1941. Etude geologiques et miniere des Monts Metalliferes, An. Inst. Geol., XXI, 181-463, Bucureşti.

La Flèche, M.R. & Camiré, G.E.,1996. Geochemistry and provenance of metasedimentary rocks from the Archean Golden Pond sequence (Case Berardi mining district, Abitibi subprovince), Canadian Journal of Earth Sciences, 33: 676–690.

Li, Q., Liu, S., Wang, Z., Chu, Z., Song, B., Wang, Y. & Wang, T., 2008. Contrasting provenance of Late Archean metasedimentary rocks from the Wutai Complex, North China Craton: detrital


52

zircon U–Pb, whole-rock Sm–Nd isotopic, and geochemical data, International Journal of Earth

Sciences (Geologische Rundschau), 97: 443–458. Nesbitt, H.W. & Young, G.M., 1996. Petrogenesis of sediments in the absence of chemical

weathering: effects of abrasion and sorting on bulk composition and mineralogy, Sedimentology, 43: 341–358.

Pojar, I., Zaharia, L., 2012. Testing the heavy mineral accumulation in Bozeș sedimentary rocks (South Apuseni Mts., Romania). Acta Mineralogica Petrografica – Abstract Series, 7: 109.

SCHULLER, V., FRISCH. W., 2006. Heavy mineral provenance and paleocurrent data of the Upper Cretaceous Gosau succesion of the Apuseni Mountains (Romania). Geologica Carpathica, 57, 29-39.


53

STAŢIA DE METROU POLITEHNICA, UN UNICAT EUROPEAN

MIHAI E. POPA

Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geologie şi Geofizică, Laboratorul de Paleontologie,

Bd. N. Bălcescu 1, Bucureşti, [email protected] Cuvinte cheie: rudişti, bioconstrucţii recifale, Maastrichtian, Săvădisla Pentru construcţia statiei de metrou Politehnica au fost aduse, în 1984, plăci de calcar nodular roşu cu un bogat conţinut fosilifer, din localitatea Săvădisla, Judeţul Cluj (Fig. 1). Fosilele de la Politehnica au vârsta maastrichtiană şi sunt reprezentate în special prin rudişti (lamellibranchiate) ce aparţin genurilor Vaccinites şi Hippurites, alături de gastropode, corali, rodofite (rodolite) şi stromatolite (Popa, 1999).

Figura 1. Placajul cu calcare cu rudişti de la Săvădisla în staţia de metrou Politehnica.



54

Figura. 2. Detalii ale plăcilor cu rudişti din staţia de metrou. Populaţiile de rudişti erau dominante în paleoecosistemul marin, contribuind la formarea unei bioconstrucţii de tip recifal, bioconstrucţie ce poate fi reconstituită prin analiza plăcilor de calcar şlefuit ce pavează staţia. Gradul de conservare, densitatea fosilelor şi modul de “aflorare” este exceptională, astfel încât staţia este un unicat european din punct de vedere paleontologic şi are o triplă importanţă: ştiinţifică, educativă şi estetică. Bibliografie Popa, M.E., 1999. The Polytechnics subway station: rudists în the heart of Bucharest. Acta

Palaeontologica Romaniae 2, 391-396.

http://mepopa.com/Pdfs/Pdf%20Mihai/popa_1999c.pdf


55

TEXTURILE DE DEZECHILIBRU ALE PLAGIOCLAZILOR ŞI HORNBLENDELOR CA INDICATORI AI PROCESELOR

MAGMATICE. STUDIU DE CAZ: VULCANUL CARACI, APUSENII DE SUD

RĂZVAN-GABRIEL POPA, IOAN SEGHEDI

Institutul de Geodinamică “Sabba S.Ştefănescu” al Academiei Române, str. Jean-Louis Calderon 19-21, sector 2, Bucureşti, [email protected]; [email protected]

Cuvinte cheie: Anatexie, depresurizare, subrăcire, opacitizare, amestec, erupţie Introducere Texturile de dezechilibru, specifice mineralelor cristalizate în sisteme magmatice deschise, au po-tenţialul de a furniza informaţii legate de procesele dominante ce au avut loc în camera magmatică. În cazul plagioclazilor, se acceptă 3 fenomene ca fiind responsabile pentru generarea de texturi de dezechilibru, şi anume: supraîncălzirea topiturii (e.g. Tsuchiyama, 1985; Dahren et al., 2011), depre-surizarea adiabatică (e.g. Nelson & Montana, 1992; Browne et al., 2006) şi cristalizarea rapidă prin subrăcire (e.g. Kirkpatrick et al., 1979; Gill, 2010). În toate aceste cazuri se generează aspectele de tip sită („sieve”) ale feldspaţilor, iar dificultatea constă în interpretarea corectă a acestora, în funcţie de particularităţile texturale. În cazul hornblendelor, reacţiile de dezechilibru nu sunt încă complet înţelese, însă s-a dovedit că sunt induse de modificările unor parametri fizico-chimici în mare măsură interdependenţi: temperatură, presiune, fO2, vâscozitate, conţinut în H2O (e.g. Rutherford & Devine, 2003; Browne & Gardner, 2006; Plechov et al., 2008). În lucrarea de faţă propunem o interpretare petrologică a texturilor de tip „sieve” dezvoltate pe plagioclazi, ca studiu de caz pe succesiunea de curgeri de lavă a Vulcanului Caraci. Discutăm, de asemenea, din punct de vedere petrografic şi geo-chimic texturile de dezechilibru ale hornblendelor, în vederea unei mai bune înţelegeri a formării acestora şi în scopul corelării lor cu procesele magmatice ce au afectat plagioclazii. Localizare şi context vulcanologic Vulcanul Caraci (Jude et al., 1973) este localizat în Munţii Metaliferi, în bazinul Brad şi se înscrie în cadrul magmatismului extensional Neogen din Apusenii de Sud (Seghedi & Downes, 2011). Vulcanul a fost activ acum circa 12.5 Ma (Pécskay et al., 1995), debutând cu un episod exploziv freatomagmat-ic, ce a generat un depozit de tufuri vulcanice de ca. 5m grosime, urmat de o efuziune de andezite pla-gioclaz-hornblendfirice (EF1). Următoarea erupţie are loc pe flancul sudic sub forma unei explozii laterale freatomagmatice, ce umple o paleovale cu o brecie piroclastică heterolitică. Urmează o a doua


56

etapă efuzivă, ce are ca efect expulzarea unui volum important de lave andezitice plagioclaz-hornblendfirice (EF2), ce constituie practic cea mai mare parte a vulcanului. Ulterior au mai fost recunoscute curgeri de lave atribuite celei de-a treia etape efuzive (EF3), ce se concentrează în special pe flancul nord-vestic al vulcanului şi lave atribuite celei de-a patra etape efuzive (EF4), situate în zona craterială. Activitatea se încheie cu umplerea craterului şi creşterea endogenă a unui dom (în prezent având 120 m înălţime) format din andezite plagioclaz-piroxenfirice (EF5). Dezvoltarea domu-lui a fost însoţită de colapsuri locale, care au generat curgeri piroclastice de tip blocuri-şi-cenuşă, ce formează depozite extinse pe versantul sud-vestic şi pe cel nordic. Metode analitice Distribuţia elementelor chimice în hornblendă a fost analizată cu un Microscop Analitic RX XGT-7000 produs de Horiba (Departamentul de Mineralogie, Universitatea Bucureşti). Metoda este nedis-tructivă, iar probele nu necesită tratamente speciale, fiind necesară doar şlefuirea suprafeţei de anali-zat. Tensiunea din tubul RX a fost setată la 30kV, diametrul fascicolului RX primar la 100μm, iar datele s-au înregistrat din 10μm în 10μm, cu un timp de staţionare de 100s pe cadru. Texturile de dezechilibru ale plagioclazilor Pentru fiecare etapă efuzivă se pot identifica mai multe tipuri de plagioclazi, separaţi în funcţie de ge-ometria şi complexitatea texturilor de dezechilibru. Vom prezenta doar feldspaţii cu cele mai com-plexe combinaţii de texturi de tip „sieve”, despre care se poate considera că au înregistrat cele mai multe episoade de dezechilibru.

Pentru EF1 texturile sunt relativ simple, cel mai complicat caz fiind acela al cristalelor de labradorit (Fig.1, a) cu nucleu rotunjit şi acoperit de o textură grosieră de tip „sieve”, care intersectează macle şi zonări. Aceasta este urmată de o supracreştere zonată, a cărei margine exterioară are conturul difuz. Se remarcă un caz special: nuclee din cristale de andezin, cu marginile corodate (Fig.1, b), ce sunt incluse şi mulate de cristale de labradorit (Fig.1, c). Acestea din urmă sunt acoperite de o textură gro-sieră de tip „sieve”, ce nu intersectează macle, incluziunile de sticlă fiind orientate după axa lungă a cristalului. Urmează o supracreştere zonată, cu conturul exterior uşor difuz.

În EF2 aspectul cristalelor se complică, astfel încât se întâlnesc plagioclazi (Fig.1, d) cu nucleul aco-perit de o textură grosieră de tip „sieve” şi înconjurat de o supracreştere fin zonată. Aceasta este mărginită de o nouă textură de dezechilibru, de această dată cu aspectul unui canal continuu izotrop, ce mulează forma cristalului. Urmează o a doua supracreştere fin zonată, cu marginile exterioare uşor difuze. De remarcat faptul că între marginea ultimei supracreşteri şi zonele afectate de dezechilibre anterioare se formează o reţea de canale subţiri.

În EF3, cele mai complexe cristale (Fig.1, e) au nucleul acoperit de o textură grosieră de tip „sieve” ce intersectează maclele, urmată de un număr total de 3 supracreşteri fin zonate, mărginite de două benzi cu texturi fine de tip „sieve”. Conturul exterior al cristalelor este uneori uşor difuz, alteori intact.

În EF4 se observă plagioclazi (Fig.1, f) cu nucleul acoperit de o textură grosieră de tip „sieve” care intersectează macle, urmat de 4 supracreşteri fin zonate, mărginite de 3 benzi cu texturi fine de acelaşi tip. Uneori aceste benzi sunt înlocuite de canale cvasicontinue, izotrope. Marginea exterioară a ultimei supracreşteri este uneori rotunjită, alteori perfect euhedrală.


57

În EF5, aspectul feldspaţilor se simplifică (Fig.1, g), cea mai complicată geometrie fiind cea descrisă de un nucleu fin zonat, mărginit de o bandă cu textură fină de tip „sieve”, urmată de 3 supracreşteri fin zonate, separate de alte 2 benzi asemănătoare. Conturul este difuz şi uşor rugos.

Figura 1. Feldspaţi plagioclazi cu texturi de dezechilibru. Detalii în text. Descrierea petrografică a cristalelor de hornblendă Hornblendele din EF1 sunt dificil de analizat, fiind afectate de activitatea hidrotermală.

Hornblendele din baza EF2 sunt caracterizate de prezenţa coroanei de reacţie de opacit (< 25μm gro-sime), cu textură granulară, dezvoltată exclusiv la contactul dintre cristale şi sticlă. Culoarea horn-blendelor variază de la verde-brun la brun închis, nuanţele putând să fie diferite chiar în interiorul ace-luiaşi cristal: în centrul acestuia, în apropierea marginilor sau pe direcţiile de clivaj se observă frecvent zone neregulate, cu o tentă mai închisă şi cu pleocroism intens. Pe unii amfiboli se poate ob-serva efectul decompoziţiei volumetrice, golurile de resorbţie intersectând atât zonele opacitizate, cât şi pe cele proaspete, în acest caz fiind însoţite de apariţia unor noi margini de reacţie. În eşantionele prelevate din curgerile superioare ale EF2, hornblendele sunt din ce în ce mai închise la culoare şi zonele brune sunt înlocuite de granule grosiere de opacit. Acesta se dezvoltă, de asemenea, şi pe di-recţiile de clivaj şi umple microfisurile. Grosimea coroanelor de reacţie ajunge până la 50μm, iar de-compoziţia volumetrică devine un aspect comun. Granule fine de opacit apar diseminate în sticla ce umple golurile de resorbţie.

În EF3 hornblendele sunt în întregime opacitizate, iar decompoziţia volumetrică este frecventă.

În EF4 amfibolii dispar complet, fiind înlocuiţi de o masă de feldspaţi, clino/ortopiroxeni şi oxizi. Descrierea geochimică a cristalelor de hornblendă În Fig. 2 sunt reprezentate 2 exemple de analize de distribuţie chimică: pe rândul 1 pentru un cristal cu margini de reacţie din opacit şi pe rândul 2 pentru un cristal complet opacitizat. În primul caz, se ob-servă o creştere constantă a Ca dinspre marginea exterioară a coroanei de reacţie înspre interiorul


58

hornblendei, unde concentraţia se uniformizează. Concentraţia Fe creşte brusc în coroana de reacţie şi scade treptat înspre interiorul cristalului, unde se uniformizează la rândul său. Dacă distribuţia acestor 2 elemente se raportează la centrul amfibolului, atunci banda opacitizată este caracterizată de relaţia de inversă corelare între Ca şi Fe. Ti, V şi Mn sunt concentrate în hornblendă, cu maxime în zonele bogate în Fe (în coroana de reacţie).

În al doilea caz, Ca este distribuit aproape uniform pe întreaga suprafaţă analizată, cu excepţia unei concentraţii uşor mai ridicate în porţiunea centrală a hornblendei. Fe este puternic concentrat în cris-tal, având o variaţie bruscă, cu valori maxime în centrul amfibolului. De remarcat aspectul difuz al acestui element, la marginea cristalului. Ti, V şi Mn variază în mare măsură asemeni Fe.

Figura 2. Exemplu de distribuţie chimică a elementelor în cristale de hornblendă. Detalii în text. Discuţii şi concluzii În ceea ce priveşte plagioclazii, benzile concentrice cu texturi fine de tip „sieve” sunt interpretate ca fiind rezultatul creşterii temperaturii. Acelaşi factor este corelat şi cu apariţia canalelor izotrope cva-sicontinue (topirea sticlei incluse anterior), dar şi cu conturul difuz, rotunjit sau rugos al cristalelor. Textura „sieve” grosieră, ce acoperă uniform feldspaţii şi taie macle şi zonări, este considerată ca fi-ind rezultatul depresurizării rapide, adiabatice. Textura „sieve” orientată, care nu intersectează macle, este rezultatul creşterii scheletale prin subrăcire. EF1 sugerează ascensiunea rapidă, adiabatică a unei magme ce provine de la mare adâncime şi este afectată de depresurizare. Pătrunde într-o cameră magmatică situată la o adâncime mică, unde din cauza diferenţei de temperatură provoacă într-o primă fază topirea parţială a cristalelor din magma întâlnită, iar apoi, cedând căldură, conduce la creşterea prin subrăcire a cristalelor scheletale. Echilibrul se restabileşte în sistem şi este marcat de supra-creşteri, dar un nou amestec produce topirea parţială a acestora şi generează erupţia. EF2, EF3 şi EF4 surprind evenimente de depresurizare, urmate de amestecuri de magme ce induc creşterea tempera-turii, întrerupând perioadele de echilibru și generând topiri parțiale. Erupţiile survin în urma unui astfel de amestec. EF5 înregistrează 4 amestecuri cu magme de temperaturi ridicate, ultimul fiind re-sponsabil pentru conturul difuz şi pentru provocarea ultimei erupţii.


59

În privinţa hornblendelor, reacţia de opacitizare presupune schimb de elemente cu topitura, astfel Ca este extras din cristal, iar Fe, Ti, V şi Mn sunt introduse. Opacitizările din interiorul cristalelor pre-supun existenţa unor canale care să permită difuzia (plane de clivaj, microfisuri). Resorbţia, pe de altă parte, duce la difuzia tuturor elementelor din cristal înspre topitură. Rata de difuzie este maximă la contacul cu topitura şi scade treptat înspre centru. Aceste 2 reacţii ne sugerează, la rândul lor, amestecul unor magme ce provin din alte condiţii T-P şi au concentraţii diferite de H2O (aspect in-dicat de cristalizarea piroxenilor, ca urmare a amestecului).

Bibliografie Browne, B.L., Eichelberger, J.C., Patino, L.C., Vogel, T.A., Uto, K. & Hoshizumi, H., 2006. Magma

mingling as indicated by texture and Sr/Ba ratios of plagioclase phenocrysts from Unzen volcano, SW Japan. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 154, 103-116.

Browne, B.L. & Gardner, J.E., 2006. The influence of magma ascent path on the texture, mineralogy and formation of hornblende reaction rims. Earth and Planetary Science Letters, 246, 161-176.

Dahren, B., Troll, V.R., Andersson, U.B., Chadwick, J.P., Gardner, M.F., Jaxybulatov, K. & Kou-lakov, I., 2011. Magma plumbing beneath Anak Krakatau volcano, Indonesia: evidence for multi-ple magma storage regions. Contributions to Mineralogy and Petrology, 163, 631-651.

Gill, R., 2010. Ingeous Rocks and Processes: A practical guide. Willey-Blackwell, 428 pp. Jude, R., Tabacu-Borcea, M. & Ionescu, O., 1973. Studiul Geologic și Petrografic al Rocilor Eruptive

din zona Vulcanului Caraciu (Munții Metaliferi). Anuarul Institutului Geologic, XL, 7-77. Kirkpatrick, R.J., Klein, L., Uhlmann, D.R. & Hays, J.F., 1979. Rates and Processes of Crystal

Growth în the System Anorthite-Albite. Journal of Geophysical Research, 84, 3671-3676. Nelson, S.T. & Montana, A., 1992. Sieve-textured plagioclase în volcanic rocks produced by rapid

decompression. American Mineralogist, 77, 1242-1249. Pécskay, Z., Edelstein, O., Seghedi, I., Szakács, A., Kovacs, M., Crihan, M. & Bernad, A., 1995. K-

Ar datings of Neogene-Quaternary calc-alcaline volcanic rocks în Romania. Acta Vulcanologica, 7, 53-61.

Plechov, P. Yu., Tsai, A.E., Shcherbakov, V.D. & Dirksen, O.V., 2008. Opacitization Conditions of Hornblende în Bezymyannyi Volcano Andesites (March 30, 1956 Eruption). Petrologiya, 16, 21-37.

Rutherford, M.J. & Devine, J.D., 2003. Magmatic Conditions and Magma Ascent as Indicated by Hornblende Phase Equilibria and Reactions în the 1995-2002 Soufrière Hills Magma. Journal of Petrology, 44, 1433-1454.

Seghedi, I. & Downes, H., 2011. Geochemistry and tectonic development of Cenozoic magmatism în the Carpathian-Pannonian region. Gondwana Research, 20, 655-672.

Tsuchiyama, A., 1985. Dissolution kinetics of plagioclase în the melt of the system diopside-albite-anorthite, and origin of dusty plagioclase în andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 89, 1-16.


60

FAUNA DE OSTRACODE DIN INTERVALUL LIMITEI TRIASIC INFERIOR-MEDIU: STUDIU DE CAZ AL SECTIUNII DEŞLI CAIRA,

DOBROGEA DE NORD

OANA-GABRIELA SEBE1, 2, SYLVIE CRASQUIN2, EUGEN GRĂDINARU1

1Universitatea din București, Facultatea de Geologie și Geofizică, Bd. Nicolae Bălcescu nr. 1, București, [email protected], [email protected]

2CNRS, CR2P, UPMC-Paris 6, Laboratoire de Micropaléontologie, T.46-56, E.5, case 104, 75252 Paris cedex 05, France, [email protected]

Cuvinte cheie: limita Olenekian-Anisian, ostracode, sistematica, biostratigrafie

După cea mai drastică criză biologică a timpurilor Fanerozoice, care a avut loc acum 252 Ma, Tri-asicul este marcat de o perioadă importantă de revenire a faunei. Daca ostracodele triasic superioare sunt destul de bine cunoscute, în special in domeniul Tethysului, faunele de ostracode ale intervalului Triasic inferior şi mediu au rămas puţin studiate.

În orogenul nord-dobrogean, depozitele triasice aflorează pe suprafeţe întinse şi sunt prezente în toate unităţile lui tectonostratigrafice: unitatea de Măcin, unitatea de Consul, unitatea de Niculițel şi unita-tea de Tulcea. Depozitele triasice au cea mai importantă dezvoltare în unitatea de Tulcea, unde multe dintre secţiuni sunt calibrate pe baza biostratigrafiei conodontelor şi ammonoideelor (Grădinaru, 2000).

Secţiunea Deșli Caira (Dealurile Agighiolului, unitatea de Tulcea) este unul dintre candidaţii pentru secţiunea stratotip la nivel global (Global Stratotype Section and Point) (GSSP) a limitei Olenekian-Anisian, precum şi a limitei seriilor Triasicului inferior-mediu. Litofaciesul clasic (calcare fosilifere în facies de tip Hallstatt) aflorează în secţiunea Deșli Caira. Ocurenţa macrofaunelor (ammonoidee) şi microfaunelor (ostracode şi conodonte) este impesionantă în intervalul limitei Olenekian-Anisian.

Figura 1. Ostracode din Deșli Caira. 1, Bairdiacypris anisica Kozur, 1971;

2, Discoidella cf. suprapermiana Kozur, 1985.

2 1





61

Lucrarea reprezintă o încercare de realizare a unui studiu systematic asupra ostracodelor din depozite-le triasic inferioare şi medii din sectiunea Deșli Caira, precum şi stabilirea limitei Olenekian-Anisian (Triasic inferior-mediu) utilizând biostratigrafia ostracodelor.

Majoritatea asociaţiilor de ostracode prezintă un grad ridicat de conservare. Ostracodele au fost ex-trase prin metoda acetolizei fierbinţi. Au fost identificate peste 25 de specii, aparţinând ordinului Po-docopida order (Familia Bairdiidae): Bairdia sp. 2, sp. 3, sp. 4, sp. 5, sp. 6, sp. 7, sp. 9, sp. 10, sp. 24, Bairdiacypris anisica Kozur, 1971, Ptychobairdia sp., Lobobairdia salinaria Kollmann, 1963, pre-cum şi ordinului Myodocopida (Familia Polycopidae): Polycope sp. 1, sp. 3, Discoidella cf. su-prapermiana, Kozur, 1985. Asociaţiile sunt in general dominate de Bairdiidae. Biostratigrafia ostra-codelor în sectiunea Deșli Caira este suporta tă de ocurentele faunelor de ammonoidee, nautiloidee şi conodonte (Grădinaru et al., 2006, Grădinaru & Sobolev, 2006 şi Orchard et al., 2007).

Bibliografie Grădinaru E., 2000. Introduction to the Triassic geology of North Dobrogea Orogene – An overview

of the Triassic System în the Tulcea Unit and the ammonoid biostratigraphy. În: Grădinaru E. (Ed.), Workshop on the Lower-Middle Triassic (Olenekian-Anisian) boundary, 7-10 June 2000, Tulcea, Romania, Field Trip Section, p. 5-18, București.

Grădinaru E., Kozur H. W., Nicora A. & Orchard M. J., 2006. The Chiosella timorensis lineage and correlation of the ammonoids and conodonts around the base of the Anisian în the GSSP candi-dates at Deșli Caira (North Dobrogea, Romania). Albertiana, v. 34, p. 34-38, Utrecht.

Grădinaru E. & Sobolev E. S., 2006. Ammonoid and nautiloid biostratigraphy around the Olenekian-Anisian boundary în the Tethyan Triassic of North Dobrogea (Romania): correlation with the Bo-real Triassic. În: Nakrem H. A. and Mork A. (Eds), Boreal Triassic 2006, Longyearbyen, Sval-bard, 16-19 August 2006, NGF Abstracts and Proceedings of the Geological Society of Norway, v. 3, p. 56-58, Trondheim.

Orchard M. J., Grădinaru E. & Nicora A., 2007. A summary of the conodont succession around the Olenekian-Anisian boundary at Deșli Caira, North Dobrogea, Romania. În: Lucas S.G. and Spielmann J. A. (Eds), The Global Triassic, New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin, v. 41, p. 341-346, Albuquerque.


62

STUDIUL SEDIMENTOLOGIC ȘI MINERALOGIC AL ALUVIUNILOR DE PE VALEA AMPOIULUI

ADRIANA STOICA1 , ALEXANDRA OȚELEANU2

1,2Universitatea din București, Facultatea de Geologie și Geofizică, secția Geologie, anul II, [email protected], [email protected]

Cuvinte cheie: placers, minerale grele, granulometrie, morfometrie, arii sursă Introducere Studiul de față este o analiză descriptivă a sedimentelor de placers de pe valea Ampoiului, în scopul determinării calitative şi cantitative a fracției de minerale grele. Prin acumulare în depozite aluvionare, mineralele grele formează asociații specifice relevante în studii stratigrafice, petrografice şi sedimentologice. De asemenea, aceste acumulări pot avea o valoare economică semnificativă.

Aceste asociații mineralogice pot fi relevante şi cu privire la mediul înconjurător, râul Ampoi şi o parte din afluenții săi curgând în aproprierea unor iazuri de decantare. Acestea sunt legate de fosta activitate de exploatare a cuprului, aurului şi argintului din zonă. În funcție de tipul și cantitatea de minerale asociate acestei exploatări găsite în aval, se pot face observații asupra influenței iazurilor asupra bazinului hidrografic local.

Localizare Valea Ampoiului este situată în sectorul de S-E al munților Apuseni. Râul își are izvorul în formațiunea de Feneș de vârstă Cretacică şi traversează depozite predominant sedimentare Cretacice inferioare şi depozitele vulcanitelor Neogene (Mutihac et.al., 2004). Magmatismul Neogen este reprezentat de ocurențe ritmice de riolite şi andezite cu amfiboli. Cuvertura sedimentară este reprezentată de conglomerate, gresii şi argile acumulate în intervalul Neocomian-Apțian şi șisturi argiloase cu intruziuni de bazalte mezozoice. Metode de investigare şi rezultate obținute Au fost efectuate analize sedimentologice şi mineralogice pe o probă de sediment, recoltată din baza unei bare longitudinale, situate în cursul inferior al văii râului Ampoi.

Analiza sedimentologică a urmărit caracterul textural al probei analizate (granulometria și morfometria). În acest scop, s-a utilizat o baterie de 6 site cu dimensiuni cuprinse între 630 – 125 µm,




63

Figura 1. Zircon din fracţia grea

1mm

Figura 2. Magnetit din fracţia grea

1mm

după îndepărtarea materiei organice din sediment. Au fost identificate mai multe clase granulometrice de la arenit grosier la arenit foarte fin, silt şi lutit, clasa granulometrică dominantă fiind cea siltică grosieră.

Analiza morfometrică a fost aplicată pe fiecare clasă granulometrică. Conturul predominant angular şi subangular al granoclastelor analizate sugerează un grad de prelucrare scăzut, datorat, cel mai probabil, unei arii sursă apropiate. Categoriile morfometrice, în speță sferică şi cilindrică, respectă habitusul primar al cristalelor (Anastasiu și Jipa, 2000).

Analiza mineralogică a vizat identificarea și descrierea mineralelor componente, în special a mineralelor grele cu ajutorul lupei binoculare, secțiunilor subțiri şi a difracției de raze X în pulbere. Aceste analize ne-au permis estimarea fazelor minerale prezente în fiecare clasă granulometrică. În clasele grosiere, litoclastele sunt dominante față de granoclaste cu un raport de 1:8, în timp ce în clasele mai fine predomină granoclastele.

Ca ansamblu mineralogic, în fracția ușoară predomină feldspatul potasic, cuarțul, filosilicații (de tipul biotitului, cloritului şi muscovitului). Fracția grea este compusă predominant din: zircon (Fig. 1), magnetit (Fig. 2), levendulan, amfiboli, litargă și pirită.

Concluzii Prin proiectarea datelor obținute din analizele granulometrice în diagrama Passega (C/Md) pentru evidențierea ambianțelor depoziționale ale sedimentelor, a rezultat un mediu fluvial, cu transport predominant prin suspensie. Distribuția bimodală, evidențiată cu ajutorul graficului frecvențelor simple, indică existența a două arii sursă sau procese sedimentare pentru materialul clastic. Din analiza graficului frecvențelor cumulate au fost deduse o sortare slabă şi un exces de material fin.

Fracția de minerale grele reprezintă aproximativ 5% din cantitatea totală a probei analizate. Asociația de minerale grele identificată sugerează o arie sursă cu zăcăminte hidrotermale, prin prezența unor faze minerale precum lavendulanul sau litarga, minerale secundare care se formează prin alterarea depozitelor de cupru, respectiv plumb. Astfel, o parte din sedimentele aluvionare transportate de râul Ampoi şi afluenții săi își pot avea aria sursă în vulcanitele şi zăcămintele hidrotermale neogene pe care le traversează.


64

Bibliografie Anastasiu, N., Jipa, D., 2000. Texturi şi structuri sedimentare (ediţia a 3a). București, Editura

Universității din București. Mutihac, V., Stratulat, M.I., Fechet, R.M. , 2004. Geologia României. București: Editura Didactică şi

Pedagogică.


65

REZULTATE PALEOMAGNETICE PRELIMINARE ÎN PARTEA DE NORD A MUNȚILOR GURGHIU

ANDREI STRĂCHINARU1, CRISTIAN G. PANAIOTU2, ANDREI PANAIOTU3, DIANA CIOBĂNETE4

1Universitatea București, Facultatea de Geologie și Geofizică, Str. Traian Vuia, nr. 6, sector 2 [email protected]

2Universitatea București, Facultatea de Fizică, [email protected] 3Universitatea București, Facultatea de Geologie și Geofizică, [email protected] 4Universitatea București, Facultatea de Geologie și Geofizică, [email protected]

Cuvinte cheie: centre vulcanice, polaritate magnetică, minerale magnetice, magnetizare remanentă Introducere Coliziunea dintre marginea sud-estică a plăcii Europene cu blocul litosferic ce a venit din partea vestică, a produs în regiunea Carpato-Panoniană, de-a lungul perioadei Miocen-Cuaternare, un mag-matism alcalin și calc-alcalin de o importanță deosebită (Seghedi et al., 2004a; Schmid et al., 2008). În partea de est a lanțului Carpatic, datorită activității vulcanice rezultate din urma coliziunii celor doua blocuri majore, s-a format lanțul vulcanic Călimani-Gurghiu-Harghita (CGH).

Zona studiată este localizată în partea centrală a lanțului vulcanic CGH, în Munții Gurghiu. Numeroa-se centre vulcanice s-au format în timp ce lanțul vulcanic a migrat de la N spre S: Jirca (J), Fîncel-Lăpușna (FL), Bacta (B), Seaca-Tătarca (ST), Borzont (BZ), Șumuleu (S) și Ciumani-Fierăstraie (CF). Vârstele centrelor vulcanice, determinate prin metoda K-Ar, urmăresc aceeași direcție de mișcare de-a lungul arcului: J=9.2-7.0 Ma; FL=9.4-6.0 Ma; B=7.5-7.0 Ma; ST=7.3-5.4 Ma; BZ=6.8 Ma; S=6.8-6.2 Ma; CF=7.1-6.3 Ma (Seghedi et al., 2004b).

Sunt prezentate rezultate paleomagnetice noi din structurile vulcanice Jirca, Fâncel-Lăpuşna şi Seaca-Tătarca din partea de nord a Munților Gurghiu (Fig. 1). Studiul urmăreşte identificarea polarităţii magnetice a rocilor studiate şi calcularea direcţiei medii pentru a cuantifica posibile rotaţii tectonice. Metodologie Eșantioanele paleomagnetice au fost prelevate din aflorimente, prin foraje de 2.5 cm în diametru, orientate în situ cu ajutorul unei busole magnetice Brunton şi a unui busole solare (acolo unde a fost posibil). Măsurătorile magetizării remanente naturale (MRN) au fost efectuate folosind un magnetometrul de spin JR6A (AGICO), iar demagnetizările în cîmp alternativ (AF) s-au realizat utilizând un demagnetizator AF static (Magnon International), pașii de demagnetizare fiind cuprinși între 0 şi 200 mT. Analiza structurii magnetizării remanente naturale rezultată din demagnetizare a fost realizată cu programul Remasoft 3.0 (Chadima & Hrouda 2006).






66

Determinarea mineralogiei magnetice s-a realizat analizându-se magnetizarea remanentă izotermă şi dependenţa de câmpul magnetic a susceptibilităţii magnetice. Magnetizarea remananentă izotermă (MRI) a fost măsurată la două praguri de câmp magnetic, primul având o valoarea de 1000mT, iar direcția celui de-al doilea câmp a fost inversă cu o valoare de 300mT. Pe baza acestor valori, s-a calculat raportul S care indică contribuţia mineralelor magnetice cu coercivităţi scazute în raport cu cele cu coercivităţi ridicate. Dependența susceptibilităţii magnetice (k) a fost măsurată pentru două câmpuri magnetice alternative 200 A/m şi 700 A/m şi s-a calculat parametrul V ca indicator al prezenţei titanomagnetitului în rocile studiate.

Figura 2. Harta geologică a munților Gurghiu, incluzând locațiile eșantioanelor paleomagnetice prelevate (chenar roşu): 1 – Roci vulcanoclastice provenite din Munții Călimani; 2 – Roci vulcanoclastice provenite din masivele vulcanice Fâncel-Lăpușna, Seaca Tătarca, Șumuleu şi Ciumani-Fierăstraie, 3 – Lava și faciesurile specifice conurilor de erupție asociate principalelor masive centrale: (abrevieri: J – Jirca, FL – Fâncel-Lăpușna, B – Bacta, ST – Seaca Tătarca, BZ – Borzont, S - Șumuleu, CF – Ciumani-Fierăstraie); 4 – corp complex intru-siv situat în interiorul calderei Fâncel-Lăpușna; 5 – cratere de erupție și caldere; 6 – probe cu polaritate inversă; 7 – probe cu polaritate normală; 8 – orașe. Harta a fost preluată şi modificată după Seghedi et al. (2004b).


67

Rezultate

Valoarea raportului S pentru majoritatea probelor este mai mare de 0.80, ceea ce indică faptul că mineralogia este dominată de minerale magnetice cu o coercivitate scăzută, care împreună cu dependența câmpului magnetic de susceptibilitatea magnetică - V, descriu un comportament specific prezenței magnetitului şi/sau titano-magnetitului sărac în titan. Prezența hematitului a fost semnalată într-un număr mic de probe.

Figura 2. Exemple tipice de demagnetizări în câmp alternativ pentru roci cu polaritate normală (proba G42-3) şi

polaritate inversă (proba G38-1).

Figura 3. Valoarea medie paleomagnetic pentru Bazinul Transilvaniei (cerc alb, de Leeuw et al., 2012) şi valoarea medie din partea de nord a Gurghiului (cerc negru).


68

Rezultatele demagnetizărilor în câmp alternativ arată că majoritatea probelor conțin o componentă magnetică vîscoasă ce a fost ușor îndepărtată aplicând un câmp alternativ cu valori cuprinse între 10 – 20 mT, după care diagramele ortogonale arată doar prezenţa unei singure componente (Figura 2). Au fost analizate eșantioane prelevate din 25 de locații: 6 locații având o polaritate magnetică inversă, 18 o polaritate magnetică normală şi una cu o polaritate magnetică de tranziție. Concluzii Corelarea distribuţiei polarităţii magnetice observate în structurile vulcanice studiate cu vârstele K-Ar existente (Seghedi et al., 2004b) este în concordanţă cu scara de polaritate a câmpului geomagnetic pentru Miocenul Superior şi migraţia treptată a vulcanismului către sud.

Valoarea medie preliminară calculată după eliminarea direcţiilor tranzitorii are următoarele valori: declinaţia = 0.3°, inclinaţia = 61.2°, α95= 5.5°, k = 38. Vârsta structurilor vulcanice studiate este în intervalul 9 – 6 Ma. Valoarea medie calculată arată absenţa unor rotaţii semnificative după amplasarea acestor roci (Fig. 3). Un studiu paleomagnetic recent al sedimentelor Pannoniene din bazinul Transilvaniei (de Leeuw et al., 2012) arată că sedimentele cu vârstede circa 11-9 Ma au înregistrat o rotaţie de circa 6° în Pannonian sau post-Pannonian. Rezultatul preliminar din partea de nord a Munţilor Gurghiu arată ca această rotaţie era deja terminată în momentul erupţiilor vulcanice din structurile studiate şi nu se extinde în Pannonian.

Bibliografie Chadima, M. & Hrouda, F., 2006. Remasoft 3.0— a user-friendly paleomagnetic data browser and

analyzer: Travaux Geophysiques, XXVII, 20–21. De Leeuw, A., Filipescu, S., Maţenco, L., Krijgsman, W., Kuiper, K., Stoica, M., 2012. Paleomagnet-

ic and chronostratigraphic constraints on the Middle to Late Miocene evolution of the Transylva-nian Basin (Romania): Implications for Central Paratethys stratigraphy and emplacement of the Tisza-Dacia plate. Global and Planetary Change, sub tipar.

Schmid, S., Bernoulli, D., Fugenschuh, B., Matenco, L., Schefer, S., Schuster, R., Tischler, M. & Ustaszewski, K., 2008. The Alpine–Carpathian–Dinaridic orogenic system: correlation and evolution of tectonic units. Swiss J. Geosci, 101, 139–183.

Seghedi, I., Downes, H., Szakács, A., Mason, P.R.D., Thirlwall, M.F., Roşu, E., Pécskay, Z., Marton, E., Panaiotu, C., 2004a. Neogene–Quaternary magmatism and geodynamics in the Carpathian–Pannonian region: a synthesis. Lithos 72, 117–146.

Seghedi, I., Szakacs, A., Snelling, N.J., Pecskay, Z., 2004b. Evolution of the Neogene Gurghiu Moun-tains volcanic range (Eastern Carpathians, Romania), based on K-Ar geochronology. Geologica Carphatica, 55, 4, 325-332.

ABSTRACTEgeosociety.ro/wp-content/uploads2/2012/11/Volum-abstract...Romania are o pozitie geografica...

Documents

Transcript of ABSTRACTEgeosociety.ro/wp-content/uploads2/2012/11/Volum-abstract...Romania are o pozitie geografica...