Raport de Cercetare

Raport de Cercetare

Grant:6/166Autor: Ioan Coriolan BALINTONIUniversitatea: Babes-BolyaiI. Divizarea geotectonic a teritoriului Romniei pentru orogeneza Alpin

Prima ncercare de divizare geotectonic a teritoriului Romniei pentru orogeneza Alpin, prin prisma tectonicii plcilor, a fost realizat de Rdulescu i Sndulescu (1973). Ei au pornit de la constatarea, c n partea estic a Munilor Apuseni, precum i n lungul arcului carpatic, pot fi urmrite dou aliniamente de roci sedimentare cu caractere flioide (turbiditice), cu care se asociaz roci bazice i ultrabazice. Primul aliniament formeaz Munii Metaliferi sau zona Mureului, iar cel de al doilea aliniament este inclus n zona fliului carpatic extern. Autorii menionai au interpretat aceste aliniamente ca resturile unor bazine oceanice sau rifturi, adic suturi, una vestic i una estic. Conform schemei de mai sus, ntre cele dou rifturi a fost individualizat o fie de litosfer continental, spre vest de bazinul vestic era un alt bloc continental, iar spre est de bazinul estic se ntindea marele continent eurasiatic.

Kovacs (1982) a denumit blocul continental vestic, Tisia, iar Sndulescu (1994) a utilizat pentru el numele de Preapulia. Balintoni (1994), n conformitate cu o idee mai veche a lui Dewey et al. (1973), a considerat falia Peceneaga-Camena, cunoscut n Dobrogea de nord, ca fiind o transformant i a separat un al patrulea bloc continental, situat ntre transformanta respectiv i sutura estic. Acest autor a denumit fia continental dintre cele dou suturi Getia, iar pentru cel de-al patrulea bloc continental menionat mai sus, a propus numele de Euxinia.

Balintoni (1994) a utilizat pentru blocurile continentale separate de discontinuiti translitosferice termenul de craton. Astfel, pe teritoriul Romniei, pentru orogeneza Alpin, au fost individualizai cratonii Eurasiatic, Euxinic, Getic i Preapulian. Stampfli i Mosar (1999) au propus o schem general mai nou de evoluie a Tethysului, modificat de Balintoni (2001), pentru Europa sud-estic.

Fig.1 Separarea geotectonic a teritoriului RomnieiUniti tectonice cu cristalin n componen se gsesc n Munii Apuseni, n Carpaii Orientali i n Carpaii Meridionali. Dobrogea de nord, unde se cunoate o centur mobil Alpin diferit de cea carpatic, nu va fi discutat n acest text. Munii Apuseni provin prin forfecarea antitetic a marginii cratonului Preapulian. Carpaii Orientali provin prin forfecarea sintetic a marginii cratonului Getic. Carpaii Meridionali provin prin forfecarea sintetic a marginilor cratonilor Getic i Euxinic. Numai n Carpaii Meridionali sunt cunoscute uniti tectonice de soclu cu originea i n placa inferioar i n cea superioar. Pentru clasificarea unitiilor tectonice carpatice, Sndulescu (1984), a utilizat denumirile de Dacide i Moldavide n sens temporal i noiunile de marginal, extern, median i intern n sens spaial. Dacidele sunt uniti tectonice de vrst cretacic, iar Moldavidele de vrst teriar. Conform clasificrii lui Sndulescu, Moldavidele provin din partea estic a bazinului fliului carpatic extern, Dacidele marginale reprezint marginea forfecat a Platformei Moesice, Dacidele externe provin din zona oceanizat a bazinului fliului carpatic extern, Dacidele mediane i au originea n fia continental aflat la vest de bazinul estic, iar Dacidele interne sunt pnzele de soclu din Munii Apuseni. Pentru unitile tectonice nscute din bazinul vestic, Sndulescu (1984) uitilizeaz numele de Transilvanide. Balintoni (1994) a fcut o critic a acestei clasificri pentru c nu este corect s se utilizeze timpul ca nume principal n clasificarea unitilor tectonice, ci spaiul, adic locul de provenien, iar atunci cnd unitile tectonice i au originea n mai multe plci, acestea nu pot fi clasificate ca externe, mediane i interne unele n raport cu altele. n consecin i innd cont de prioriti, Balintoni (1994) a propus urmtoarea schem de clasificare a unitilor tectonice Alpine carpatice.

Euxinide: uniti tectonice de soclu, provenite din marginea cratonului Euxinic. Numele de prag Euxinic a fost utilizat de Stille (1953) pentru marginea dobrogean a Mrii Negre. Euxinidele pot fi denumite i Euxinide danubiene, pentru c de mult vreme aceast parte a Carpailor Meridionali a fost denumit domeniul danubian.

Perimoldavide: uniti tectonice de cuvertur provenite din marginea estic a bazinului fliului carpatic extern, care au avut un fundament de crust continental subiat, aflat n prelungirea vestic a platformei moldoveneti (partea cratonului Eurasiatic aflat pe teritoriul Romniei).

Severinide: uniti tectonice provenite din partea oceanizat a bazinului fliului carpatic extern. Pnza de Severin, cu ofiolite n componen a fost descris de Codarcea n 1940.

Getide: unitile tectonice provenite din marginea forfecat a cratonului Getic. Pnza Getic reprezint prima unitate tectonic major din Carpaii Meridionali, descris de Munteanu-Murgoci n 1905.

Transilvanide: uniti tectonice care i au originea n bazinul vestic. Apusenide: uniti tectonice de soclu provenite din marginea forfecat a cratonului Preapulian, termenul avnd o utilizare uzual pentru aceste uniti tectonice.

Exceptnd Perimoldavidele, care s-au amplasat n Teriar, toate celelalte uniti tectonice sunt de vrst cretacic (Austrice, mediteraneene sau Laramice).

Pentru c, ntre Carpaii Orientali i cei Meridionali exist o zon acoperit cu sedimente, Getidele pot fi divizate n Getide estice sau orientale i Getide sudice sau meridionale.

II. PRINCIPIILE SEPARRII SECVENELOR METAMORFICE CARPATICE

nainte de 1990, metamorfitele carpatice au fost separate pe baza conceptului de ciclu tectonomagmatic, mai mult sau mai puin identic cu cel de geosinclinal. Prima sintez privitoare la totalitatea metamorfitelor carpatice, care a utilizat acest concept a fost realizat de Giuc et al. (1969). Aceti autori au recunoscut trei cicluri de sedimentare i metamorfism, dup cum urmeaz: ciclul Preassintic, ciclul Assyntic trziu sau Caledonian, ciclul Varistic.

n literatura geologic romneasc, pentru ciclul Preassintic s-au mai folosit termenii de Dalslandian, Prebaikalian sau Grenvillian, iar pentru cel Assyntic trziu, termenii de Baikalian, Assyntic, Cadomian sau Caledonian timpuriu. De asemenea ciclul Varistic a mai fost denumit i Hercinic.

n 1980 Krutner a propus urmtoarea nomenclatur pentru metamorfitele carpatice generate n cele trei cicluri : Supergrupul Carpian; Supergrupul Marisian; Supergrupul Variscan.

Vrstele sedimentelor premetamorfice au fost apreciate prin intermediul palinologiei pentru primele dou cicluri, iar pentru ciclul Variscan prin intermediul palinologiei i al paleontologiei clasice.

n ce privete vrstele evenimentelor metamorfice, pentru cirscumscrierea lor s-au utilizat vrste izotopice, n general neconfirmate ulterior, cu excepia unora Varistice. Schema de clasificare a metamorfitelor carpatice propus de Krutner (1980) o redm n tabelul de mai jos.

Tabel 1.

Uniti litostratigraficeScara stratigrafic

Supergrupul Variscan (III)Paleozoic

Permian

Carbonifer

Devonian

Silurian

Ordovician

Cambrian

Supergrupul Marisian (II)Precambrian superior BVendian

Supergrupul Carpian (I)Precambrian superior ARiphean

Corelarea unitilor litostratigrafice carpatice cu scara cronostratigrafic (dup Krutner 1980)

n 1988, Krutner, Krutner et al. i Dimitrescu, au folosit aceast clasificare pentru descrierea unitilor litostratigrafice pre-Varistice din centurile cutate Varistice i Alpine.

Dimitrescu (n Rdulescu i Dimitrescu 1982) a clasificat metamorfitele carpatice conform urmtoarei scheme:

1. Formaiuni mezo-katamorfice de vrst insuficient cunoscut (Cadomiene cu rezerve). Aici sub numele de grup, serie sau formaiune, Dimitrescu a descris 16 entiti litostratigrafice cu nume proprii.

2. Metamorfite Caledoniene de vrst rifeo-cambrian. La acest ciclu au fost incluse alte 16 entiti litostratigrafice.

3. Metamorfice Hercinice de vrst paleozoic medie i superioar. Acestui ciclu i-au fost repartizate 29 de entiti litostratigrafice. nsumnd unitile litostratigrafice generate n cele trei cicluri ajungem la un numr de 61. Cauza principal pentru separarea unui numr att de mare de uniti este legat de discontinuitatea lor spaial, cristalinul carpatic aflornd n trei ramuri diferite ale centurii mobile, precum i n faptul c Carpaii sunt alctuii din pnze de ariaj Varistice i Alpine (e.g. Balintoni 1981, Sndulescu et al. 1981, Balintoni et al. 1983, Sndulescu 1984, Iancu ez al. 1988).

Dup 1990 s-a ncercat interpretarea genezei i evoluiei secvenelor metamorfice carpatice prin prisma tectonicii plcilor. Krutner (1996), n locul supergrupurilor Carpian, Marisian i Variscan, a separat terene precambriene, terene Caledoniene timpurii i terene Varistice. n cadrul acestor terene a descris aproximativ aceleai uniti metamorfice pe care le-a menionat Dimitrescu (n Rdulescu i Dimitrescu 1982), ns a legat naterea lor de noiunea de setting tectonic de genez. Spre exemplu, pentru terenele precambriene a propus asociaii de arc insular i de crust oceanic, n afara unora sedimentare i vulcano-sedimentare pe subasment continental, pentru cele Caledoniene timpurii s-a referit la arc vulcanic, back-arc i fund oceanic, iar n cazul celor Varistice a menionat bazine de rift ca posibile locuri de formare.

Balintoni i Pan (1993) au respins clasificarea formal a metamorfitelor carpatice, aducnd n discuie faptul c metamorfitele pot ndeplini cu mare greutate sau deloc condiiile cerute de codul Hedberg (1976) n acest sens. Aceti autori au propus o clasificare informal a metamorfitelor carpatice n care noiunile fundamentale s fie cele de liton, litozon i litogrup. Conform codului Hedberg (1976), litozona ar corespunde aproximativ, ca termen informal, noiunii formale de formaiune, iar litogrupul ar reuni totalitatea metamorfitelor cu o origine comun i o istorie metamorfic comun.

n 1997 Balintoni a regrupat toate metamorfitelor carpatice n litogrupuri, utiliznd litologiile secvenelor metamorfice pentru precizarea settingurilor tectonice premetamorfice.

Pe baza acestui concept, pentru Carpaii Orientali spre exemplu autorul citat a separat cinci litogrupuri, denumite Bretila, Rebra, Negrioara, Tulghe i Rodna.

Litogrupul Bretila a fost considerat ca provenind dintr-o prism de acreie, Rodna i Negrioara c reprezint secvene sedimentate iniial pe o margine continental pasiv, Tulghe c a fost generat ntr-o ambian de arc insular, iar Rodna evideniaz un setting tectonic de rifting continental. Lucrarea lui Krutner (1996), precum i cele ale lui Balintoni i Pan (1993) i Balintoni (1997), indic trecerea definitiv a descrierii i clasificrii metamorfitelor carpatice de la conceptul de ciclu tectono-magmatic geosinclinal, la cel de setting tectonic ncadrat paradigmei tectonicii plcilor. Un mare impediment n descrierea i clasificarea metamorfitelor carpatice a constat n absena datelor geochimice de calitate i a vrstelor izotopice moderne. Datele palinologice pentru secvenele intens metamorfozate s-au dovedit ulterior a fi lipsite de valoare, iar vrstele K/Ar i cele Rb/Sr nu au putut furniza vrste de protolii credibile i nici pentru evenimentele termo-tectonice pre-Varistice. Cu toate c att Krutner (1996), ct i Balintoni (1997), au acceptat o vrst proterozoic superioar pentru multe din metamorfitele carpatice, aceast vrst a fost confirmat pn n prezent doar pentru dou secvene din constituia Euxinidelor danubiene, litogrupurile Drgan i Lainici-Piu (e.g. Liegeois et al., 1996).

Unele dintre litogrupurile metamorfice carpatice au putut forma terene de sine stttoare, care au migrat n timpul Paleozoicului dinspre Gondwanaland spre Baltica. Altele au format cuverturi ale primelor. n fine, altele au putut evolua la marginile active ale terenelor menionate, sau provin din litosfera oceanic aflat ntre ele. Informaiile de vrste izotopice disponibile, subliniaz rolul major al orogenezei Varistice n edificarea terenurilor carpatice n timpul Paleozoicului superior (e.g. Medaris et al., 2003). Acesta nsemneaz c n Carpai exist mai multe suturi Varistice, unele dintre traseele acestora fiind discutate de Balintoni (1997). Suturile Varistice i terenele paleozoice vor constitui preocupri principale ale lucrrii. De asemenea unele secvene metamorfice carpatice considerate anterior Varistice, s-au dovedit a fi Alpine (e.g. Pan, 1998). Att n timpul orogenezei Alpine, dar mai ales n timpul celei Varistice, teritoriul carpatic a fost un domeniu al coliziunilor i subduciei continentale. Prin intermediul vrstelor izotopice obinute n majoritate de autori, lucrarea va ncerca s precizeze vrstele protoliilor metamorfitelor carpatice, vrstele principalelor evenimente metamorfice, s delimiteze terenele migrate n timpul Paleozoicului dinspre Gondwanaland spre Baltica i adocate la aceasta n timpul orogenezei Varistice i s traseze suturile de aceeai vrst.

III. Metamorfitele din Munii ApuseniIII.1. Introducere

Munii Apuseni sunt parte a cratonului Preapulian. Ei sunt alctuii din unitatea de Bihor n poziie autohton, peste care urmeaz sistemul pnzelor de Codru, sistemul pnzelor de Biharia i Transilvanidele vestice (Bleahu in Ianovici et al 1976, Sndulescu 1984, Balintonni 1994, 1997). Sistemul pnzelor de Codru se dezvolt n partea vestic a Munilor Apuseni, sistemul pnzelor de Biharia n partea lor estic i sudic, iar Transilvanidele repauzeaz pe cea mai de sus unitate tectonic din sistemul pnzelor de Biharia, pnza de Baia de Arie.

n autohtonul de Bihor, metamorfitele afloreaz pe ntinderi mari; sistemul pnzelor de Codru include o singur unitate tectonic cu soclu cristalin; sistemul pnzelor de Biharia este format aproape exclusiv din metamorfite; Transilvanidele vestice, ca i sistemul pnzelor de Codru posed o singur unitate tectonic cu soclu cristalin.

Sistemele pnzelor de Codru i de Biharia i-au finalizat amplasarea n timpul Turonianului, n tectogeneza denumit pre-Gosau sau Mediterranean. Transilvanidele vestice au nclecat peste marginea cratonului Preapulian n timpul Cretacicului inferior, punerea lor n loc terminndu-se probabil n Albian i au fost redeformate la sfritul Cretacicului. n literatura geologic romneasc, tectogeneza mezocretacic este denumit Austric, iar cea cretacic superioar, Laramic. n ce privete cristalinul din componena unitilor tectonice Alpine ale Munilor Apuseni, acesta a fost divizat de Balintoni (1997), n urmtoarele uniti metamorfice denumite litogrupuri: Some, Baia de Arie, Biharia i Piueni. De asemenea, litogrupul Biharia susine o secven carbonatic slab metamorfozat de vrst foarte probabil triasic, denumit seria de Vulturese Belioara, iar cristalinul unitii cu soclu metamorfic din interiorul Transilvanidelor vestice a fost denumit litozona Trascu.

III.2. Litogrupul Some

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Some formeaz n totalitate soclul autohtonului de Bihor, i intr n alctuirea pnzei de Grda, cea mai de jos unitate a sistemului pnzelor de Biharia, precum i a pnzei de Fini, cea de a doua unitate a sistemului pnzelor de Codru.

Litologia litogrupului Some este dominat de roci cuaro-feldspatice cu sau fr microclin i de micaisturi. La mai multe nivele apar de asemenea amfibolite n alternan cu gnaise albe, asociaie de roci denumit leptinitic. Subordonat se mai ntlnesc cuarite micacee, cuarite negre i foarte rar roci carbonatice. n rocile cuaro-feldspatice se dezvolt structuri migmatice. Soclul pnzei de Grda este constituit din metabazite, invadate de material granitic. Aspectul acestor roci este acela de migmatite arteritice. Cristalinul unitii de Bihor i cel al pnzei de Fini au fost intruse de plutoni granitici.

n absena unor determinri geochimice moderne, Balintoni (1997), a atribuit litogrupul Some unui setting tectonic de prism de acreie cu aport foarte puternic dinspre arc. Dominana rocilor cuaro-feldspatice i a micaisturilor, precum i apariia sporadic a unor mineralizaii de tip Kuroko, ar pleda mai curnd pentru o ambian de arc. Acceptm prin urmare un setting tectonic convergent pentru geneza litogrupului Some.

(2) Metamorfism. Litogrupul Some este considerat polimetamorfic (Hrtopanu in Hrtopanu et al., 1982a, 1982b, Balintoni, 1985, Dimitrescu, 1988). Pentru primul metamorfism (M1) sunt caracteristice ca minerale index distenul i staurolitul; evenimentul (M2) poate fi recunoscut prin prezena sillimanitului n unele locuri i eventual a andaluzitului n altele (Strusievicz i Strusievicz, 1985). Cel de al treilea eveniment este considerat retrograd, cu formarea de clorit + actinot + sericit pe seama granatului, biotitului i a hornblendei preexistente.

Fig.2 Distributia geografica a suitelor metamorfice din Muntii Apuseni

(3) Vrstele evenimentelor metamorfice. Pentru evenimentul (M1), nu exist vrste izotopice. Prin comparaie cu vrstele U/Pb, obinute pentru secvene asemntoare litologic din Carpaii Orientali (Pan et al., 2002) i din Carpaii Meridionali (Balintoni et al., 2004) putem presupune c metamorfismul iniial al litogrupului de Some a avut loc la sfritul Proterozoicului sau n timpul Ordovicianului, ceea ce ar corespunde cu orogeneza Cadomian sau cu cea Caledonian timpurie. Opinm c n timpul evenimentului (M1), litogrupul Some se gsea lng cratonul Nord African.

Pentru evenimentul (M2), vrstele U/Pb efectuate de Pan (1988) i cele Ar/Ar expuse de Dallmeyer et al (1999), indic intervalul 366 405 Ma, considerat drept Variscan timpuriu, de ultimii autori. Acestui eveniment i se atribuie migmatizarea arteritic a metabazitelor din soclul pnzei de Grda, vrstele U/Pb fiind efectuate pe componenta granitic a migmatitelor, iar cele Ar/Ar pe hornblende din componenta metabazitic. Relaiile de teren, sugereaz c metabazitele au fost deja metamorfozate n timpul migmatizrii, ceea ce argumenteaz vrsta mai veche a evenimentului (M1).Fr dovezi directe, evenimentului (M2) i se pot atribui i migmatizrile nebulitice cunoscute n rocile cuaro-feldspatice ale litogrupului Some din unitatea de Bihor, nsoite de pegmatite. Evenimentul (M2) poate fi considerat ca reflectnd o amalgamare de terene la marginea Laurussiei, nainte de coliziunea final dintre Gondwanaland i Laurussia. n acest timp, terenul Some a fost n poziia de plac superioar, sau cel puin una dintre marginile sale.

Evenimentul (M3) cu caracter retrograd, a fost datat de Pan (1998), care a determinat vrste U/Pb pe granitul de Muntele Mare i de Dallmeyer et al. (1999), care au publicat vrste Ar/Ar. Granitul de Muntele Mare reprezint un pluton intruziv n cristalinul unitii de Bihor, sistemul U/Pb indicnd 295 Ma drept vrsta de inchidere a zirconului. Vrstele de nchidere a hornblendelor i muscovitelor pentru sistemul Ar/Ar se situeaz n intervalul 303 la 317 Ma. Dallmeyer et al (1999) interpreteaz vrstele respective drept vrste Variscane trzii, cnd s-a produs un colaps al orogenului Varistic i o deshumare generalizat a metamorfitelor aflate la adncimi crustale medii. Intruziuni granitice nedatate se cunosc de asemenea n soclul cristalin al pnzei de Fini din sistemul pnzelor de Codru.

Pentru plutonul aflat n Munii Codru-Moma, Stan et al. (1989), vorbesc de o vrst Permian, pe baza relaiilor cu formaiuni permiene. Aceast ipotez ateapt confirmarea.

(4) Vrsta protoliilor. Pentru litogrupul Some nu exist deocamdat vrste ale protoliilor. Sunt ns importante vrstele Sm/Nd model TDM efectuate de Pan (1998). Pentru metamorfite ele se niruie n intervalul 1,61 1,90 Ga iar pentru granite ntre 0,96 i 1,62 Ga. Dup cum vom vedea i n cazul altor secvene carpatice, vrstele Sm/Nd model TDM se niruie n general ntre 1,5 2,1 Ga, granitele fiind ceva mai tinere. Aceste date sugereaz dou lucruri: (a) metamorfitele carpatice sunt cel mult de vrst proterozoic, cele de vrst arhaic absentnd; (b) granitele au fost generate predominant prin retopire crustal, ceea ce a determinat o uoar difereniere a sistemului Sm/Nd.

n concluzie, opinm c litogrupul Some a fost parte a crustei unui teren care a migrat dinspre Africa de nord spre Baltica n timpul Paleozoicului, istoria sa Varistic ncepnd n jurul vrstei de 400 Ma.

III.3. Litogrupul Baia de Arie

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Baia de Arie formeaz soclul pnzei de Baia de Arie care este cea mai de sus unitate tectonic din sistemul pnzelor de Biharia. Cristalinul pnzei de Baia de Arie a reprezentat parautohtonul Transilvanidelor, marginea cratonului Preapulian pe care au nclecat acestea n tectogeneza mezocretacic. Litologia litogrupului Baia de Arie difer esenial de a litogrupului Some, fiind caracterizat prin prezena unor mari mase de roci carbonatice i prin larga rspndire a unor cuarite negre i isturi grafitoase. Sunt frecvente deasemenea micaisturile i paragnaisele, dar lipsesc gnaisele cu feldspat potasic. Subordonat apar cuarite albe, amfibolite, iar la partea inferioar cunoscut a secvenei se ntlnesc metagranite i metaporfiroide. Cu rocile grafitoase se asociaz mineralizaii manganifere, n masivul Preluca aflat n prelungirea nord - estic a Munilor Apuseni exploatndu-se un mare zcmnt de mangan.

Bazat pe aceast litologie, Balintoni (1997), a propus pentru litogrupul Baia de Arie un setting tectonic premetamorfic de margine continental pasiv.

(2) Metamorfism. Iancu i Balintoni (1986) au discutat aceast chestiune, deosebind trei paragenze succesive:

I, staurolit, biotit (1), granat (1), disten, plagioclaz, muscovit (1)

II, granat (2), biotit (2), muscovit (2), sillimanit, plagioclaz.

III, phengit, clorit, albit, epidot, clinozoisit.

ntre paragenezele I i II se interpune o foliaie intens penetrativ i de transpoziie (S2), care deformeaz cataclastic parageneza I. Mineralele paragenezei II cresc ulterior foliaiei (S2). Parageneza III nsoete o foliaie (S3), limitat la poriunile retrogradate ale secvenei.

Aceste minerale au fost studiate numai microscopic i variaiile chimice de la o generaie la alta sunt dificil de evideniat.

Radu (2003), cu referire la Masivul Preluca confirm succesiunea a cel puin trei parageneze n unele roci i chiar patru n altele. Acest autor deosebete dou generaii de disten (n M1 i M2) i plaseaz sillimanitul n (M3), mpreun cu clorit. n alte situaii, autorul citat atribuie cloritul unui eveniment separat notat (M4). Sincronismul sillimanit + clorit este greu de susinut, iar pe criterii regionale, caracterul general retromorf al evenimentului (M3) i nu (M4) este evident.

n ce privete condiiile termodinamice, calculele termobarometrice prezentate de Radu (2003), conduc spre constatarea c temperaturile maxime atinse de rocile litogrupului Baia de Arie n Masivul Preluca au trecut de 7000C iar presiunile au ajuns pn la 13 Kbari, ceea ce nsemneaz tranziia spre faciesul eclogitic de temperatur ridicat.

Un eveniment termic la limita superioar a faciesului amfibolitelor cu almandin sugereaz i Udubaa et al (1996), pe baza asociaiei Mn-fayalit + ortopiroxen + spessartin calderitic existente n mineralizaia manganifer. n fine, n partea estic a Munilor Apuseni, Mruniu et al (2004) menioneaz ncapsulate n roci carbonatice, corpuri de metabazite cu minerale de tip eclogitic. Ca minerale eclogitice aceti autori semnaleaz granat cu coninut n pirop n cretere de la centru spre margini i clinopiroxen cu 15-27% jadeit. Pentru parageneza eclogitic autorii de mai sus au calculat presiuni de 16-18 Kbari i temperaturi de 6800C. n prima faz de exhumare temperatura a crescut pn la 7400C iar presiunile au sczut la 13 Kbari.

Parageneza retromorf este deosebit de larg rspndit att n partea estic a Munilor Apuseni, ct i n zona sud-vestic de aflorare a litogrupului Baia de Arie.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. Vrstele izotopice existente pn n prezent nu permit datarea direct a vreuneia dintre paragenezele enumerate mai sus. Dallmeyer et al (1999), au obinut vrste Ar/Ar pe hornblend, muscovit i roc total ntre 186 i 111Ma. Aceste vrste se apropie pe de o parte de vrstele U/Pb determinate pe ofiolitele din Transilvanide (Pan et al, 2002), iar pe de alta de vrstele metamorfismului Alpin din Munii Apuseni (zona de forfecare regional Highi-Biharia, la Dallmeyer et al., 1999).

Din granitele de Vina, singurul corp intruziv de mici dimensiuni ce strbate rocile litogrupului Baia de Arie, Pan (1998), comunic o intercepie inferioar concordia-discordia la 211 Ma, ntr-o colectivitate de zircoane coninnd sisteme izotopice U-Pb deosebit de complexe.

Vrstele citate ne spun c litogrupul Baia de Arie s-a ridicat la nivele crustale superioare abia n timpul Mezozoicului, iniial ca urmare a extensiei care a dat natere riftului Transilvan i ulterior datorit scurtrilor crustale care au pus n loc sistemele de pnze ale Munilor Apuseni. n absena datelor, urmtoarele speculaii pot fi fcute cu privire la vrstele evenimentelor termo-tectonice. Prin comparaie cu Carpaii Meridionali (Drguanu i Tanaka 1999, Medaris et al. 2003), care n cazul litogrupului Sebe-Lotru au artat c metamorfismul eclogitic este Varistic, putem presupune aceeai vrst i pentru evenimentul (M2) din cadrul litogrupului Baia de Arie, cruia i atribuim ptrunderea sa n condiiile P T de intrare n faciesul eclogitic (Radu 2003, Mruniu et al. 2004). Acest eveniment reflect coliziunea n care au fost implicate terenul Some n poziie de plac superioar i terenul Baia de Arie n poziie de plac inferioar, ncepnd de la circa 400 Ma, dup cum sugereaz migmatizrile arteritice din marginea sudic a litogrupului Some (Pan 1998, Dallmeyer et al. 1999). Spre partea sa final, cnd s-a produs o uoar descrcare de presiune i o cretere de temperatur (Mruniu et al. 2004), evenimentul (M2) a favorizat generarea de pegmatite, care au constituit obiectul unor exploatri pentru mice i feldspai n Masivul Preluca. Pegmatitele s-au pus n loc ntr-un cmp de strain uor extensional, unele avnd aspecte de filoane discordante localizate n fisuri ce traverseaz istozitatea (S2). istozitatea (S2) care dup cum s-a spus afecteaz parageneza I i este anterioar paragenezei II, cea care conine sillimanit, reprezint reperul structural care departeajeaz temporal evenimenele (M1) i (M2). Mineralele paragenezei II au crescut parial peste istozitatea S2, reducnd foarte mult fisilitatea rocilor. Vrstele Ar/Ar determinate de Dallmeyer et al. (1999), ne spun c litogrupul Baia de Arie, la nivelele expuse astzi, a rmas la temperaturi de peste 5000C cel puin pn n Jurasic. Evenimentul (M3), cel care retrogradeaz rocile Bii de Arie n domeniul zonei cloritului a faciesului isturilor verzi, trebuie s fie contemporan cu deformrile contracionale care au amplasat n final pnza de Baia de Arie n topul sistemului pnzelor de Biharia. Cele mai multe dintre vrstele Ar/Ar datorate lui Dallmeyer et al (1999), sugereaz pentru aceste procese Cretcicul inferior. De altfel, n bazinul de forland de aceast vrst, creat n faa frontului Transilvanidelor, se cunosc conglomerate albiene cu galei de dimensiuni metrice provenii din cristalinul Bii de Arie.

Evenimentul Alpin (M3) este nsoit n zonele retromorfe de o foliaie penetrativ (S3), observabil cu precdere la partea bazal a pnzei de Baia de Arie.

Prin comparaie cu datele comunicate de Balintoni et al (2004) pentru litogrupul Sebe-Lotru din Carpaii Meridionali i de Pan et al (2002), pentru Carpaii Orientali, evenimentul (M1) poate fi acceptat ca i Caledonic sau posibil Cadomian. Vom reveni la aceast presupunere cnd vom discuta litogrupul Biharia. Menionm c din parageneza caracteristic pentru (M1), care conine staurolit i disten, distenul este stabil i n condiiile evenimentului (M2), ceea ce explic probabil citarea distenului de ctre Radu (2003), n ambele parageneze.

(4) Vrsta protoliilor. Vrste de protolii nu avem nici pentru litogrupul Baia de Arie. ns Pan (1998), furnizeaz vrste Sm/Nd model TDM ntre 1,69 i 1,82 Ga pentru gnaise plagioclazice i o vrst de 1,65 Ga pentru granitoidele de Vina. Aceste vrste acoper acelai interval ca i n cazul litogrupului Some.

Apreciem c asemenea litogrupului Some, litogrupul Baia de Arie a fost parte a unui teren cu evoluie iniial n apropierea cratonului Nord African. n timpul Paleozoicului el a migrat dinspre Gondwanaland spre Baltica, probabil n urma terenului Some, amalgamndu-se cu acesta n jurul vrstei de 400 Ma i colidnd mpreun cu Laurussia, n intervalul 400-300Ma.

III.4. Litogrupul Biharia

(1) Localizare i litologie. litogrupul Biharia intr n componena unora dintre unitile tectonice ale sistemului pnzelor de Biharia situate ntre pnza de Grda n poziie inferioar i pnza de Baia de Arie n poziie superioar. De jos n sus acestea sunt: solzul de Piatra Gritoare, pnza de Biharia i pnza de Highi-Muncel (Balintoni i Pute 2002). n pnza de Highi-Muncel i n solzul de Piatra Gritoare, rocile litogrupului Biharia afloreaz ca dou lame foarte subiri. O succesiune de roci mai variat se ntlnete n pnza de Biharia, care se poate urmri din estul Munilor Apuseni i pn n partea sudic a culmii Bihariei. Ca litologie, litogrupul Biharia se deosebete net de litogrupurile Some i Baia de Arie, fiind format predominant din metamagmatite: metagranitoide i metabazite. Sunt de asemenea rspndite isturile verzi cu porfiroblaste de albit, posibil metatufuri bazice i cu totul subordonat apar nivele subiri de dolomite nsoite de cuarite albe i negre. n ceea ce se numesc isturi verzi cu porfiroblaste de albit se observ variaii compoziionale uneori mergndu-se pn la isturi bogat sericitoase. Tentele verzui ale rocilor litogrupului Biharia sunt cu totul particulare i permit individualizarea lor imediat pe teren. Relaiile de succesiune dintre metagranitoide i metabazite nu sunt clarificate. Dup Mrza (1969), care ofer o foarte bun descriere a rocilor litogrupului Biharia, ar exista plagiometavulcanite care alterneaz cu roci verzi ca erupii succesive i metagranite trondhjemitice care le strbat pe primele. Totui pe unele profile, cum ar fi cel de la Valea Larg spre exemplu, n lungul prului Runc, se poate argumenta c metagranitele sunt invadate de metabazite. Chestiunea ar fi probabil rezolvabil prin intermediul vrstelor izotopice determinate i pe componentele bazice i pe cele acide, ns deocamdat exist vrste U/Pb doar pe componenta acid (Pan i Balintoni, 2000).

n ce privete settingul tectonic al asociaiei litologice a litogrupului Biharia, Balintoni (1997), a opinat pentru un arc vulcanic aflat n apropierea unei cruste continentale. Datele geochimice expuse de Pan i Balintoni (2000), par ntructva ambigui. Prima observaie care reiese din aceste date este, c rocile bazice i cele acide se proiecteaz n cmpuri diferite, fiind vorba de un magmatism bimodal i nu de o serie de difereniere. Pe de alt parte, metagranitoidele sunt subalcaline, pe cnd metabazitele au tendine alcaline.

n diagrama Shervais (1982), metabazitele se proiecteaz parial n cmpul magmatitelor de arc i parial n cel al bazaltelor de fund oceanic. n diagrama Pearce (1975), o parte din metabazite se proiecteaz de asemenea n cmpul bazaltelor de fund oceanic iar o alt parte n cel al tholeiitelor srace n potasiu. Vznd variabilitatea proieciilor n diagrame, Pan i Balintoni (2000), propun dou ipoteze pentru settingul tectonic al litogrupului Biharia: fie un magmatism bimodal de rift, fie un magmatism de arc insular. Nu avem date noi care s ne scoat din aceast dilem. Dar n ambele situaii, relaia actual dintre litogrupurile Some i Baia de Arie trebuie interpretat ca o sutur intermediat de litogrupul Biharia. Am vzut la descrierea litogrupurilor Some i Baia de Arie c ele aparin unor settinguri tectonice diferite i au istorii geologice diferite. Din acest motiv, alturarea lor prin intermediul unei suturi pare fireasc.

(2) Metamorfism. n metabazitele litogrupului Biharia, pot fi descrise dou parageneze metamorfice: una mai veche, incluznd hornblend, biotit, plagioclaz, ilmenit i alta mai nou, format pe seama precedentei cuprinznd actinolit, clinoclor, pennin, phengit, Fe-oxizi, albit, minerale din grupa epidotului i leucoxen. Prima paragenez s-ar situa la intrarea n faciesul amfibolitelor cu almandin, iar cea de a doua ar corespunde zonei cloritului a faciesului isturilor verzi. Trebuie sublinit c metagranitoidele posed structuri gnaisice pregnante. Acestea sunt mult mai slab pronunate n metabazite, dar mineralogic nu s-a pus n eviden o diferen de grad metamorfic iniial sau de istorie metamorfic ntre cele dou tipuri de roci.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. Vrsta evenimentelor metamorfice poate fi apreciat indirect. O ipotez ar fi, c migmatizarea marginii terenului Some, la contactul cu terenul Biharia, s-ar putea asocia cu convergena dintre ele, n jurul vrstei de 400 Ma (Dallmeyer et al. 1999). Acesta ar putea fi acceptat drept metamorfismul iniial al litogrupului Biharia, poziia sa fiind de plac inferioar.

Asociaia mineralogic retrograd poate avea un carcater complex, deoarece n Permian, litogrupul Biharia a fost deshumat, pe el depunndu-se o formaiune vulcanogen-sedimentar ntr-un bazin de rift, care la rndul ei a fost metamorfozat n orogeneza Alpin, dup cum vom vedea la prezentarea litogrupului Piueni.

Vrstele Ar/Ar obinute de Dallmeyer et al. (1999) se niruie de la 106 Ma pn la 321 Ma, susinnd acest punct de vedere.

(4) Vrsta protoliilor. Pentru litogrupul Biharia exist vrste de protolii publicate de Pan i Balintoni (2000). Vrstele respective, de 502 Ma i 489 Ma, sunt vrste U/Pb obinute pe zircoane separate din metagranitoide. Eantioanele care au furnizat prima vrst au fost prelevate din extremitatea vestic de aflorare a litogrupului Biharia, iar cele care au furnizat-o pe a doua, provin din estul Munilor Apuseni. Vrstele se situeaz n partea inferioar a Ordovicianului, n apropierea limitei cu Cambrainul. Aceste vrste, confirm magmatismul paleozoic inferior deosebit de activ n ntregul crsitalin carpatic, cu excepia cristalinului danubian, dup cum se va vedea cnd se vor discuta litogrupurile din Carpaii Orientali i din domeniul getic al Carpailor Meridionali.

n ce privete vrstele Sm/Nd model TDM, Pan (1998), menioneaz vrste de 1,56, 2,26 i 3,40 Ga obinute pe metagranitoide i o vrst de 1,77 Ga furnizat de un metadiorit. Aceste date indic faptul c metamagmatitele litogrupului Biharia nu sunt magme juvenile, ci crust i/sau manta litosferic reprocesate.

III.5 Litogrupul Piueni

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Piueni afloreaz n partea vestic a Munilor Apuseni stnd transgresiv pe rocile litogrupului Biharia. ns dac n pnza de Biharia, domin rocile litogrupului Biharia, n pnza de Poiana, aflat dedesubtul celei de Biharia i n pnza de Highi-Muncel, aflat deasupra ei, predomin de departe rocile litogrupului Piueni. Relaiile de transgresivitate dintre rocile litogrupului Piueni i cele ale litogrupului Biharia sunt vizibile n valea Arieului Mic. Ca litologie litogrupul Piueni ntruchipeaz o secven tipic de rift, dominat de metaconglomerate i metagresii n alternan cu vulcanite acide i intermediare i strbtute de o suit magmatic bimodal. Dimitrescu (n Ianovici et al., 1976) i Tatu (1998) dau descrieri generale ale rocilor litogrupului Piueni i ale magmatitelor care le strbat. Caracterul alcalin de afiliaie mantelic continental al magmatismului bimodal, carcateristic settingurilor tectonice extensionale este demonstrat de Tatu (1998).

(2) Metamorfism. Rocile litogrupului Piueni sunt slab metamorfozate, asociaia mineralogic nscriindu-se n zona cloritului a faciesului isturilor verzi. Mineralele metamorfice sunt reprezentate prin albit, epidot, actinolit, clorit, sfen i Fe-oxizi n metabazite i prin sericit i clorit n rocile metaterigene. O trstur important a metamorfismului rocilor litogrupului Piueni este neomogenitatea sa. Astfel, dac rocile de origine sedimentar sunt deformate penetrativ aproape n totalitate i recristalizate metamorfic, rocile de origine magmatic pstreaz nuclei nedeformai i slab transformai mineralogic, predominnd caracterele eruptive iniiale. Aceste roci expun la scar mezoscopic i microscopic structuri n nucleu i manta, aspect subliniat ndeosebi de Pan i Ricman (1998). Metamorfismul litogrupului Piueni poate fi descris ca esenialmente dinamic, transformrile mineralogice fiind condiionate de accesul apei pe foliaiile deformaionale i de prezena unei surse de cldur suplimentare, adugat celei deformaionale.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. n trecut litogrupul Piueni a fost considerat o secven vulcano-sedimentar de vrst paleozoic, metamorfozat regional n orogenza Varistic (e.g. Ianovici et al. 1976), nainte de Carboniferul superior. Pan i Ricman (1998) i mai ales Pan (1998), au schimbat total aceast viziune. Primii doi autori au ajuns la concluzia c litologiile slab metamorfozate existente n masivul Highi-Drocea, aflat n partea sud-vestic a Munilor Apuseni reprezint o zon de forfecare Alpin, iar Pan (1998), deteminnd vrste U/Pb pe zircoane extrase din diorite alcaline i din microgranite porfirice, a obinut 267 Ma i 264 Ma, respectiv, adic vrste permiene. Or, Permianul n Europa este post-Varistic. Vrstele comunicate de Pan (1998), sunt ns vrste de protolii i nu de metamorfism regional, intruziunile permiene posednd n jurul lor aureole de contact termic nedeformate.

Timpul metamorfozrii litogrupului Piueni poate fi apreciat pe dou ci. Mai nti, n Munii Apuseni i n Crapai n general nu se cunosc deformri contracionale importante post-carbonifere dect ncepnd cu Cretacicul inferior. Secundo, o serie ntreag de vrste K/Ar (Soroiu et al. 1969, Pavelescu et al 1975) i Ar/Ar (Dallmeyer et al. 1999) se niruie ntre 106 i 123 Ma, adic n Cretacicul inferior. Datele de mai sus ne permit s afirmm c metamorfismul litogrupului Piueni a fost cauzat de punerea n loc a sistemelor de pnze din Munii Apuseni. Descrierea de ctre Pan (1998), a prii mediane a sistemului pnzelor Biharia drept zon de forfercare regional Alpin este corect, aici existnd un spaiu de concentrare a strainului i metamorfism dinamic Alpin. Msura n care micarea a fost paralel i cu frontul sistemului pnzelor de Biharia rmne discutabil n lipsa unor repere i tiind c resturi ale pnzelor de ariaj se gsesc de asemenea n partea nord-vestic a unitii de Bihor, pe un aliniament NE-SV ce merge din culmea Meseului n Valea Drganului.

Revenind la cldura necesar metamorfozrii litogrupului Piueni, reamintim c cea mai de sus dintre unitile tectonice cu Permian metamorfozat, care este pnza de Highi-Muncel n partea sud-vestic a Munilor Apuseni este situat imediat dedesubtul pnzei de Baia de Arie. Prin urmare, aceasta este unitatea tectonic care a prins sub talpa ei litogrupul Biharia i cuvertura lui vulcano-sedimentar permian, jucnd rolul de element superior al unui fel de prese mobile, datorit ncrcrii reprezentate de masa sa.

Dar, ne reamintim de asemenea, c abia n timpul punerii n loc a pnzei de Baia de Arie, litogrupul Baia de Arie s-a ridicat de la nivele crustale medii la nivele crustale superioare, talpa ei rmnnd la temperaturi de peste 5000C la 118,119 i 155 Ma, adic n timpul Jurasicului superior i al Cretacicului inferior. Opinm c n afara cldurii deformaionale, cldura eliberat de corpul pnzei de Baia de Arie a contribuit substanial la transformarea mineralogic a rocilor litogrupului Piueni. Temperaturile de cristalizare ale mineralelor metamorfice au fost sub 4000C, cea mai nalt temperatur n acest sens, obinut de Pan (1998), prin utilizarea termometrului de solvus calcit-dolomit fiind de 3820C.

(4) Vrsta protoliilor. Datrile U/Pb realizate de Pan (1998), stabilesc vrsta permian a intruziunilor bimodale. Evident formaiunile intruse puteau fi ceva mai vechi. Olaru i Dimitrescu (1994), au raportat polen de vrst carbonifer superioar din metapelite. Admitem c sedimentarea litogrupului Piueni a putut ncepe n Carboniferul superior, continund n Permian. Este demn de notat c riftul care a gzduit formaiunile litogrupului Piueni a fost ncastrat n rocile litogrupului Biharia. Extensia post-Varistic a afectat de asemenea litogrupul Some, fr a se ajunge ns pn la un rift, n timp ce litogrupul Baia de Arie a rmas la nivele crustale adnci. Deshumarea litogrupului Some poate fi privit i ca o reechilibrare izostatic, el fiind n poziia de plac superioar n orogeneza Varistic. Instalarea riftului n aria ocupat de litogrupul Biharia sugereaz discontinuiti translitosferice n zona sa de dezvoltare, el reprezentnd elementul de sutur ntre litogrupurile Some i Baia de Arie. Pan (1998), a efectuat i cteva determinri Sm/Nd model TDM pe magmatite i pe un metaconglomerat din litogrupul Piueni, care au dat vrste ntre 1,35 i 2,12 Ga. Aceste cifre sunt asemntoare cu cele furnizate de litogrupurile Some i Baia de Arie, confirmnd originea litosferic a materialului din componena litogrupului Piueni.

III.6. Seria de Vulturese-Belioara

Ca i litogrupul Piueni, seria de Vulturese-Belioara st transgresiv peste litogrupul Biharia, n partea estic a Munilor Apuseni, acolo unde cel dinti lipsete. Secvena ncepe cu metaconglomerate cuaritice i cuarite sericitoase, urmate de dolomite grafitoase negre i de marmure albe. Ca minerale recristalizate au fost citate sericit, grafit, calcit, dolomit, ankerit, goethit. Metamorfismul este de grad foarte cobort, asemntor cu cel al rocilor litogrupului Piueni. Vrsta seriei a fost apreciat prin comparaie cu succesiunile traisice nemetamorfozate din alte pri ale Munilor Apuseni, cu care se aseamn pn la identitate (e.g. Dimitrescu in Ianovici et al 1976).

Cauzele metamorfismului sunt aceleai ca i pentru rocile litogrupului Piueni, n zona n care afloreaz seria de Vulturese-Belioara superpoziia cristalinului Bii de Arie fiind vizibil n aflorimente.

La contactul cu rocile carbonatice ale seriei de Vulturese-Belioara, rocile litogrupului Baia de Arie sunt puternic retrogradate. Constatarea c i Triasicul care st pe litogrupul Biharia este metamorfozat, reprezint un argument n plus pentru metamorfismul Alpin al litogrupului Piueni.

III.7. Litozona Trascu.

Faptul c n interiorul Transilvanidelor, uniti tectonice care i au originea n riftul transilvan, exist o unitate tectonic cu cristalin aparinnd acestora, a fost pus n eviden de Balintoni i Iancu (1986). Litozona Trascu este constituit predominant din roci carbonatice uneori groase de mai multe sute de metri i cu totul subordonat se ntlnesc roci filitoase, probabil de natur retrograd. Marmurele au uneori un aspect translucid, cu nuane roze,iar pe suprafeele alterate arat un litaj fin, pus n eviden de eroziunea diferenial. Acest cristalin a fost foarte puin studiat aa c despre istoria lui metamorfic se pot spune foarte puine lucruri. Exist un loc n masivul Trascu unde litozona cu acelai nume suport conglomerate cuaritice roii foarte dure, identice cu cuaritele roii permiene cunoscute peste tot n Munii Apuseni. Acesat relaie ne spune c vrsta litozonei Trascu este pre-permian. Prin poziia sa, litozona Trascu sugereaz c ar putea reprezenta soclul unui fragement continental, deci al unei insule, aflat n interiorul riftului transilvan. Deaorece marginea Cratonului Preapulian spre riftul transilvan era format din litogrupul Baia de Arie, abundena rocilor carbonatice n cadrul litozonei Trascu poate fi un semn c ea constituie o parte a acestui litogrup.

III.8. Sintez.

Cristalinul Munilor Apuseni este compus din litogrupurile Some, Baia de Arie, Biharia i Piueni, precum i din seria de Vulturese-Belioara i litozona Trascu. Este posibil ca protoliii litogrupurilor Some i Baia de Arie s fie de vrst proterozoic superioar. Litogrupul Biharia cu protolii de vrst ordovician inferioar probabil c reprezint resturile unui arc insular, marcnd o sutur ntre litogrupurile Some i Baia de Arie cu vrsta de aproximativ 400 Ma. Litogrupul Piueni de vrst permian i seria de Vulturese-Belioara de vrst triasic, sunt cuverturi ale litogrupului Biharia. Litogrupul Piueni s-a depus ntr-un rift, a crui deschidere posibil s fi nceput n Carboniferul superior, iar seria de Vulturese-Belioara indic trecerea la o sedimentare de platform carbonatic. Aceste ultime entiti au suferit un metamorfism Alpin n timpul Cretacicului inferior, cd a nceput deformarea contracional a cratonului Preapulian i amplasarea sistemelor de pnze de ariaj din componena Munilor Apuseni. O parte a cldurii de recristalizare a fost furnizat de corpul fierbinte al litogrupului Baia de Arie care a fost deshumat de la adncimi crustale medii abia n Jurasicul superior-Cretacicul inferior. Prin contrast, litogrupurile Some i Biharia au fost deshumate la sfritul Carboniferului.

Istoria paleozoic a cristalinului Munilor Apuseni a fost condiionat de migrarea unor terene dinspre Gonwanaland spre Laurussia, de amalgamri ntre ele i de adocarea finala la Laurussia. n relaiile reciproce, terenul Some s-a aflat n poziie de plac superioar, iar terenul Baia de Arie n poziie de plac inferioar dup cum mrturisesc paragenezele sale parial eclogitice n unele locuri. Avansarea n cunoaterea evoluiei cristalinului Munilor Apuseni i a originii sale, cere cu ntietate vrste U/Pb pe metaroci din litogrupurile Some i Baia de Arie.IV. Metamorfitele din Carpaii OrientaliIV.1. Introducere

Partea median a Carpailor Orientali, cunoscut sub numele de zona cristalino-mezozoic, provine din marginea forfecat a cratonului Getic, aflat n fundamentul depresiunii Transilvaniei. Ea este format din mai multe uniti tectonice Alpine, cu vergena estic, ariate n tectogeneza Austric. De jos n sus, acestea sunt: pnzele infrabucovinice, pnza subbucovinic i pnza bucovinic (Sndulescu, 1984).

Balintoni (1997), a denumit aceste uniti tectonice Getide estice, dup numele cratonului din care provin. n nomenclatura lui Sndulescu (1984), ele se numesc Dacide mediane. Getidele estice au n componen un soclu cristalin i o cuvertur de vrst permo-mezozoic, n general nemetamorfozat sau foarte slab metamorfozat, dei intens deformat. Aceast observaie ne arat, c energia termic eliberat prin deformare n timpul arierilor, la nivele superficiale, nu este suficient pentru a produce metamorfism.

Deasupra pnzei bucovinice stau Transilvanidele estice, pnze lipsite de soclu dar cu material ofiolitic n componena lor, considerate n mod tradiional a proveni din riftul transilvan, ca i Transilvanidele vestice (Sndulescu, 1984).

Soclul Getidelor estice este alctuit la rndul su din uniti tectonice Varistice (Balintoni 1981, Balintoni n Sndulescu et al 1981, Balintoni et al 1983). Acestea au fost recunoscute n soclurile pnzelor bucovinic i subbucovinic, lipsind din soclurile pnzelor infrabucovinice i sunt de sus n jos urmtoarele: pnza de Raru, pnza de Putna, pnza de Pietrosu Bistriei i pnza de Rodna (e.g. Balintoni et al. 1983). Krutner i Bindea (2002) au complicat schema de mai sus, interpunnd ntre pnzele de Raru i Putna din soclul pnzei bucovinice, o unitate tectonic denumit pnza de Chiril i diviznd pnza de Raru n doua uniti, pnza de Putna n trei uniti i pnza de Pietrosu Bistriei n alte dou uniti tectonice. Pentru c, cu excepia pnzei de Chiril, aceast divizare suplimentar nu are consecine n ce privete clasificarea cristalinului Carpailor Orientali, nu o vom discuta mai departe.

n ce privete clasificarea cristalinului Carpailor Orientali, n sintezele publicate de Vod i Balintoni (1994) i Balintoni (1997) sunt individualizate litogrupurile Bretila, Tulghe, Negrioara, Rebra i Rodna. Se consider c vergena unitilor tectonice Varistice a fost de la est spre vest, adic invers celei Alpine. Cu excepia pnzei de Raru, care n unitile tectonice Alpine infrabucovinice are n componen dou litogrupuri, celelalte uniti tectonice Varistice sunt formate din cte un singur litogrup.

Fig.3 Distributia suitelor metamorfice in Carpatii Orientali

IV.2. Litogrupul Bretila

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Bretila intr n componena pnzei Varistice de Raru din soclurile pnzelor Alpine bucovinic, subbucovinic i infrabucovinice. Pe cele mai reduse suprafee afloreaz n soclul pnzei subbucovinice. Ocup suprafee mari n partea sudic a pnzei bucovinice, iar n poziie infrabucovinic este bine deschis n ferestrele Iacobeni, Vatra Dornei, Bretila, Vaser i n masivul Rodna.

Ca litologie, litogrupul Bretila este alctuit predominant din roci cuaro-feldspatice, cu sau fr microclin, asociaii leptinitice (amfibolite i gnaise albe fin granulare), micaisturi, cuarite micacee, metaporfiroide, foarte rare lentile carbonatice, i din metagranitoide, denumite granitoidele de Hghima i de Mndra. Acestea afloreaz n partea sudic a Carpailor Orientali, n soclul pnzei bucovinice. Deosebit de caracteristice sunt structurile migmatice oculare generate pe rocile cuaro-feldspatice, inclusiv pe unele metagranitoide. Dintre acestea sunt bine cunoscute gnaisele oculare de Raru, descrise iniial n muntele cu acelai nume. Granitoidele de Hghima prezint ca varieti petrografice diorite, cura-diorite, granite si aplite. Granitoidele de Mndra conin granule mari de cuar cataclazat i sunt bogate n potasiu. Secvena denumit de Krutner i Bindea (2002) formaiunea de Chiril i separat de aceti autori ca o pnz de sine stttoare dedesubtul pnzei de Raru din pnza bucovinic, este format preponderent din metabazite puternic milonitizate i retrogradate.

Bazat pe litologia de mai sus, Balintoni (1997) a considerat c litogrupul Bretila s-a format ntr-un setting teconic convergent, secvena vizibil actualmente conservnd pri ale prismei de acreie i ale arcului, eventual i ale unui bazin pre-arc. Posibil s domine ambiana de arc. Observm asemnarea litologic dintre litogrupul Bretila i litogrupul Some din Munii Apuseni. Comparativ, n litogrupul Bretila sunt mult mai bine dezvoltate structurile migmatice i de asemenea se ntlnesc volume mult mai nsemnate de metagranitoide. n schimb, n litogrupul Bretila absenteaz migmatitele arteritice, precum i granitele intruzive trzii Varistice, ca i pegmatitele.

(2) Metamorfism. Krutner (1988) menioneaz o prim asociaie mineral cu disten + almandin + biotit + muscovit + plagioclaz. Ea ar corespunde unui metamorfism de tip Barrovian de intensitate medie. Balintoni (1969) a argumentat n cazul migmatitelor oculare de Raru, c acestea s-au format ulterior metamorfismului iniial al secvenei, deorece ele conin anclave de micaisturi i paragnaise. Ar fi vorba prin urmare de meragranitoide deformate, intruse ntr-o ambian de metamorfite preexistente. n fine, la partea inferioar a pnzei de Raru bucovinice, rocile litogrupului Bretila sunt foarte puternic milonitizate i retorgradate pn la zona cloritului a faciesului isturilor verzi. Acelai tip de transformri se observ i la partea superioar a litogrupului Bretila din pnzele infrabucovinice ce afloreaz n fereastra Rodna, dedesuptul secvenei cu acelai nume. Conform schemei de mai sus, litogrupul Bretila ar nregistra cel puin trei evenimente termotectonice care au produs transformri mineralogice.

(3) Vrstele evenimentelor metamorfice. Un mare numr de vrste K/Ar sunt redate i comentate de Krutner et al. (1976) i de Krutner (1988). Histogramele care nsumeaz aceste vrste etaleaz cteva caracteristici interesante: (a) datele pentru rocile litogrupului Bretila aflate n soclul pnzei bucovinice, care nu au suferit ngropare Alpin, se grupeaz n jurul vrstei de 300 Ma; (b) datele pentru pnzele infrabucovinice aflate spre fruntea nclecrilor Alpine, se grupeaz majoritar n jurul vrstei de 300 Ma, dar arat o extensie semnificativ spre vrstele Alpine, pn la circa 130 Ma; (c) datele pentru pnzele infrabucovinice care afloreaz n fereastra Rodna, adic spre rdcinile nclecrilor Alpine, se grupeaz majoritar ntre 100 i 200 Ma, doar cteva mai rmnnd n jurul a 300 Ma.

Concluziile pe care le putem extrage din aceste date sunt urmtoarele: (a) litogrupul Bretila a fost deshumat n jurul vstei de 300 Ma, adic la finele orogenezei Varistice; (b) cu ct rocile litogrupului Bretila au fost ngropate mai adnc n timpul tectogenezei Alpine, cu att vrstele K/Ar ntineresc, reflectnd creterea gradientului geotermic cu adncimea de ngropare.

Deshumarea litogrupului Bretila poate fi corelat cu timpul amplasrii pnzelor de ariaj Varistice. Totodat, retrogradarea mineralelor preexistente nspre zona cloritului a faciesului isturilor verzi este parial Varistic i parial Alpin. Din punctul de vedere al timpului deshumrii, litogrupul Bretila se aseamn cu litogrupul Some.

Pan et al. (2002) au publicat vrste U/Pb determinate prin metoda clasic , pe zircoane extrase din granitoidele de Hghima i de Mndra. Pentru granitoidele de Hghima s-au obinut intercepii inferioare concordia-discordia la 433-435 Ma, iar pentru granitoidele de Mndra la 468 Ma. Intercepiile superioare sunt variate i indic zircoane cu o istorie complex, cu poriuni mult mai vechi dect vrstele de cristalizare ale granitoidelor citate. Prima paragenez metamorfic a litogrupului Bretila poate avea vrsta comparabil cu ale granitoidelor, sau poate fi mai veche. Este puin probabil ca granitoidele s se fi intrus ntr-o ambiana sedimentar, cu att mai mult cu ct ntre ele exist o diferen de vrst de peste 30 Ma. n ce privete vrsta migmatizrilor, ea se plaseaz ntre vrstele granitoidelor i 300 Ma, fr s putem aprecia cnd. Evident este nevoie de noi date spre a construi un model mai corect al evoluiei metamorfice a litogrupului Bretila.

(4) Vrsta protoliilor. Vrstele citate mai sus sunt vrstele unora din protoliii litogrupului Bretila. Dar aceti protolii pot fi doar intruziuni ntr-un arc mai vechi sau ntr-o margine continental mai veche, amplasarea lor fcndu-se la adncimi la care ei au cristalizat n echilibru termic cu ambiana. Prin urmare este necesar s fie testate i roci de alt natur dect metagranitoidele spre a putea aprecia istoria ntregului spectru de roci care alctuiesc litogrupul Bretila. Vrstele Sm/Nd model TDM executate de Pan et al. (2002) pentru roci din litogrupul Bretila arat astfel: micaist 1.62 Ga; gnais 1.65 Ga; granitoid Hghima 1.56 Ga; granit Mndra 1.57 Ga.

Observm asemnarea acestor cifre cu cele obinute pe diverse roci din Munii Apuseni i credem c putem trage concluzii asemntoare. Materialul din care provin protoliii litogrupului Bretila nu s-a separat de manta mai devreme de Proterozoic i posibil ca litogrupul Bretila sa-i aibe originea n aceeai regiune de genez crustal n care au luat natere i secvenele din Munii Apuseni.

IV.2. Litogrupul Rebra

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Rebra formeaz corpul pnzei de Rodna din soclul pnzelor Alpine bucovinic i subbucovinic. Ocup suprafee nsemnate n partea central i sudic a Carpailor Orientali precum i n masivul Rodna. n ce privete vrsta pnzei de Rodna trebuie s semnalm o anumit ambiguitate n precizarea ei. Pentru pnzele Varistice superioare, adic pnzele de Pietrosu Bistriei, de Putna i de Raru, litogrupul Rebra a jucat rolul de autohton, fiind acoperit de ele n timpul ariajelor Varistice. Pe de alt parte, planul tectonic din baza pnzei de Rebra este ntotdeauna Alpin.

Noi am clasificat-o ntre unitile tectonice Varistice n virtutea faptului c atunci cnd ne referim la unitile tectonice Alpine nglobm totalitatea elementelor lito-tectonice care stau ntre dou plane tectonice Alpine. Ca litologie, n litogrupul Rebra domin micaisturile i rocile carbonatice, urmate de paragnaise, amfibolite, cuarite albe, cuarite negre i isturi negre grafitoase, iar spre partea superioar cunoscut se ntlnete un orizont caracteristic de gnaise cu feldspat potasic, denumit gnaisele de Nichita.

n masivul Rodna, n rocile carbonatice au fost exploatate dou mineralizaii singenetice de sulfuri cu Pb-Zn de tip Mississippi Valley, la Valea Blaznei i la Rebra Guet. Litologia de mai sus este asemntoare pn la identitate cu cea a litogrupului Baia de Arie din Munii Apuseni, ceea ce nsemneaz c propunem acelai tip de setting tectonic premetamorfic: sedimentare pe o margine continental pasiv care s-a aflat uneori n postura de platform carbonatic.(2) Metamorfism. Balintoni i Gheuca (1977) i Balintoni (1997), au analizat asociaiile minerale ale litogrupului Rebra. Conform acestor autori, n litogrupul Rebra se pot separa trei parageneze succesive cu minerale indicatoare de facies metamorfic, dei nu peste tot.

Prima paragenez conine staurolit i disten sugernd un metamorfism de presiune i temperatur medie pentru evenimentul (M1).

Cea de a doua paragenez, dezvoltat n partea central a Munilor Bistriei, arat reacii de transformare n care sunt implicate staurolitul i distenul, n urma crora rezult andaluzit i cordierit. De asemenea, nu prea frecvent se observ i formarea de sillimanit fibrolitic pe biotit. Andaluzitul i cordieritul indic o scdere de presiune i o uoar cretere de temperatur, pentru evenimentul (M2).

Paragenezele (M1) i (M2) sunt separate de o foliaie penetrativ (S2), care deformeaz paragenza mai veche, parageneza mai nou crescnd n condiii statice, post (S2). Ar fi de reinut, c foliaia (S2) penetreaz rocile litogrupului Rebra pe ntreaga lor suprafa de apariie i grosime, chiar dac nu peste tot se formeaz parageneza cu andaluzit i cordierit.

Litogrupul Rebra este puternic afectat i de transformri mineralogice retrograde, fie spre contactele tectonice superior i inferior, fie n totalitate atunci cnd este mai subire. Retrogradarea se face nspre cloritizarea mineralelor femice (granat + biotit n primul rnd), atunci cnd exist ap, sau spre phengit Fe-oxizi atunci cnd apa necesar reaciilor lipsete din sistem. Retrogradarea nsoete geneza unei foliaii parial penetrative (S3) i conduce la apariia unor roci cu aspect filitic aparent slab metamorfozate. i rocile carbonatice i reduc mult granulaia datorit deformrilor, fiind adesea confundate n trecut cu secvene progresive de grad metamorfic cobort. Evenimentul metamorfic (M3) este mult mai pronunat n cazul litogrupului Rebra dect n cel al litogrupului Bretila.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. Krautner et al (1976), au publicat vrste K/Ar pentru roci ale litogrupului Rebra din pnza subbucovinic. Caracteristica acestor vrste este, c practic nu trec de 200 Ma, adic sunt Alpine. Situaia de mai sus poate fi interpretat n trei feluri:

a. avnd ntotdeauna un plan de ariaj Alpin n baz, deformrile legate de ariere au resetat sistemul K-Ar;

b. n cteva locuri se afl spre rdcinile pnzelor de ariaj Alpine (situaia din masivul Rodna) i a fost ngropat adnc, spre nivele cu temperaturi suficient de ridicate pentru resetarea sistemului K-Ar, la fel ca i litogrupul Bretila;

c. litogrupul Rebra se afl n poziia cea mai de jos n unitile tectonice Alpine i a fost de asemenea n poziie inferioar, jucnd rolul de autohton, pentru pnzele de ariaj Varistice.

Desigur n multe locuri toi aceti trei factori lucreaz mpreun. Este demn de remarcat, c i din punct de vedere al deshumrii finale, litogrupul Rebra se aseamn cu litogrupul Baia de Arie din Munii Apuseni, cel puin pentru datele existente. Unele amendamente n acest sens ar putea fi aduse prin intermediul unor determinri de vrste Ar/Ar pe roci ale sale din soclul pnzei bucovinice. O consecin a datelor prezentate ar fi, c parial parageneza (M3) are vrst Alpin, mai ales cea din baza pnzei de Rodna. Probabil c ar fi mai corect s notm cu (M4) parageneza respectiv i s numim (M3) parageneza regresiv de la partea superioar a pnzei de Rodna, acolo unde planul de ariaj din baza pnzei superioare este Varistic.

Pentru datarea vrstelor evenimentelor (M1) i (M2) ne lipsesc informaii directe.

Pan et al (2002), au obinut vrste U/Pb pe zircoane extrase din gnaisele de Nichita, foarte greu de interpretat. Nu s-au putut trage drepte discordia dect prin cte dou perechi de dou datri, una din datri fiind comun ambelor perechi. Interseciile inferioare discordia-concordia cad la cca. 406 Ma i 376 Ma. Dac se ncearc o interpretare a acestor date, prin analogie cu relaia dintre litogrupurile Some i Baia de Arie din Munii Apuseni, atunci s-ar putea accepta c n intervalul de mai sus a nceput convergena dintre terenele Rebra i Bretila, cu terenul Rebra n poziie de plac inferioar. Convergena ar putea fi fcut responsabil pentru generarea foliaiei (S2) i n acest context, parageneza (M2), cea cu andaluzit, cordierit i sillimanit, ar semnala deshumare rapid post-coliziune, undeva spre 300 Ma, dup cum atest vrstele K/Ar pentru deshumarea litogrupului Bretila.

Este posibil ca deshumarea rapid a unei poriuni relativ mici din litogrupul Rebra s indice un recul al plcii inferioare dup blocarea coliziunii, cu inversarea sensului deplasrii pe planele de ariaj Varistice i prin urmare o descrcare de presiune n timp relativ scurt. Evident aceasta este o speculaie. n ipoteza de mai sus, diferena de vrst ntre parageneza (M2) i parageneza (M3) de lng contactul pnzei de Rodna cu pnza Varistic superioar ei ar fi practic nedecelabil. Modelul discutat pn acum plaseaz geneza paragenezei (M1) anterior vrstei de 406 Ma, ntr-un eveniment termotectonic pre-Varistic.

(4) Vrsta protoliilor. Nu putem afirma c avem vreo vrst de protolit. Cifra obinut pentru gnaisele de Nichita, considerate metevulcanite acide, ar putea fi cel mult o vrst de eveniment metamorfic. Pan et al (2002) au determinat i pe roci ale litogrupului Rebra vrste Sm/Nd. Pentru patru eantioane de micaisturi au obinut 1.71, 2.01, 2.04 i 2.07 Ga, pentru paragnaisele cu andaluzit i cordierit 1.85 Ga, iar pentru gnaisele de Nichita 1.83 Ga. Semnificaia acestor vrste trebuie acceptat ca fiind identic cu semnificaiile propuse pentru litogrupul Bretila i pentru litogrupurile din Munii Apuseni, adic separarea materialului crustal de manta post-Arhaic i constituirea unei cruste primare comune pentru toate aceste litogrupuri.

IV.4. Litogrupul Negrioara

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Negrioara formeaz corpul pnzei Varistice de Pietrosu Bistriei, care st peste pnza de Rodna i intr n componena soclurilor pnzelor Alpine bucovinic i subbucovinic. Att pnza de Pietrosu Bistriei ct i litogrupul Negrioara au fost separate pentru prima data de Balintoni i Gheuc ntr-o lucrare publicat n 1977, cu referire la partea central a Carpailor Orientali. Punerea n eviden a litogrupului Negrioara a ridicat mari dificulti, din cauza aflorrii lui discontinui, a variaiilor foarte mari de grosime i a retrogradrii accentuate a rocilor componente. Este posibil ca rocile acestui litogrup s fi stat iniial la partea superioar a litogrupului Rebra, aa cum au postulat autorii citai nc din 1977. Totui acest lucru nu este nc dovedit i relaiile actuale dintre cele dou litogrupuri sunt peste tot tectonice. Litologia litogrupului Negrioara este relativ simpl i deosebit de caracteristic atunci cnd afloreaz litonul superior constituit din metavulcanite dacitice, cunoscut sub numele de gnaise porfiroide de Pietrosu, dup numele vrfului Pietrosu din partea central a Munilor Bistriei. Gnaisele de Pietrosu se dezvolt sub forma unui corp tabular la scara ntregii zone cristalino-mezozoice a Carpailor Orientali, cu toate c este discontinuu, dar discontinuitile sunt de natur tectonic, la fel cu ale litogrupului Negrioara n ansamblu. Gnaisele de Pietrosu sunt omogene chimic pe ntreaga arie de aflorare i n general sunt uor de recunoscut pentru c conin porfiroclaste de cuar albstrui cu dimensiuni transversale de civa mm n majoritatea aflorimentelor. n deschideri, aspectul este acela de gnaise granitice dac nu sunt foarte retromorfe, cu fisilitate slab i desprindere n blocuri. Mineralogia lor este simpl, n prile neretrogradate fiind compuse din cuar, plagioclaz, biotit, puin muscovit i ceva minerale din grupa epidotului. Cnd sunt retrogradate, biotitul se cloritizeaz iar plagioclazul se transform n albit i epidot, participarea acestuia la asociaia mineralogic crescnd foarte mult. Imediat sub pnzele superioare albitul recristalizeaz n porfiroblaste de form ocular cu axa lung de 1 cm sau chiar mai mult, ceea ce indic o curgere general necoaxial remarcabil, ce a nregistrat translaia unitilor tectonice superioare.

Gnaisele porfiroide de Pietrosu stau pe o formaiune de asemenea omogen, reprezentat de paragnaise cuaroase cu biotit, care doar pe alocuri admit intercalaii subiri de amfibolite, gnaise albe i roci carbonatice. Paragnaisele sunt i ele strns cutate n cute centimetrice la decimetrice, ceea ce ar putea sugera o desprindere de pe substrat i o alunecare a gnaiselor porfiroide de Pietrosu, care au fost microcutate doar n cazul corpurilor subiri i retromorfe.

Suprafaa total pe care sunt rspndite fragmente i corpuri ale gnaiselor porfiroide de Pietrosu poate fi apreciat la circa 3000 km2. Un corp tabular cu asemenea extindere, omogen chimic i de compoziie dacitic ar fi putut constitui iniial un depozit ignimbritic, rezultat n urma uneia sau mai multor explozii ale unor vulcani de tip calder, care au eliberat magme de origine crustal din rezervoare intracrustale superficiale. Substratul pe care s-a aezat materialul vulcanic l-au reprezentat paragnaisele cuaroase cu biotit. A fost aceast secven deja metamorfozat cnd a erupt materialul gnaiselor porfiroide de Pietrosu? Dac rspunsul ar fi da, metamorfismul lor s-ar fi produs anterior erupiei respective. Dac nu, paragnaisele cuaroase cu biotit au fost metamorfozate mpreun cu gnaisele porfiroide de Pietrosu, ulterior depunerii materialului din care provin acestea din urm. Rspunsul la aceast ntrebare ar rezolva i chestiunea metamorfismului iniial al litogrupului Rebra, admind ca litogrupul Negrioara reprezint partea sa superioar smuls n timpul amplasrii pnzelor de ariaj Varistice. Se poate specula c vulcanismul care a furnizat materialul gnaiselor porfiroide de Pietrosu semnaleaz o tectonic regional extensional, premergatoare formrii unui rift.

(2) Metamorfism. Rocile litogrupului Negrioara conin n asociaiile lor minerale dou parageneze de grad diferit. Prima este reprezentat de granat, biotit, muscovit, plagioclaz i uneori staurolit, n absena cloritului, iar cea de a doua de clorit format pe seama biotitului i albit + epidot pe seama plagioclazului. Competena i masivitatea gnaiselor porfiroide de Pietrosu delimiteaz foarte clar trecerea de la poriunile neretromorfe ale corpurilor la cele retromorfe, aceasta fcndu-se pe distane de ordinul metrilor. Corpurile groase de gnaise porfiroide de Pietrosu sunt retrogradate la parile superioare, spre contactul cu pnzele superioare. Corpurile subiri sunt retrogradate n ntregime, inclusiv paragnaisele cuaroase cu biotit pe alocuri. Nu se observ ns retrogradri la contactul corpurilor groase cu paragnaisele de dedesubtul lor, chiar dac se presupun decolri ale primelor peste celelalte. Aceast observaie este mpotriva prerilor care susin c gnaisele porfiroide de Pietrosu Bistriei formeaz o unitate tectonic Varistic de sine stttoare. Retrogradarea rocilor litogrupului Negrioara spre coperi i culcu, nendoielnic este n relaie cu ariajele Varistice, ca i foliaia care nsotete poriunile retromorfe.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. Dac litogrupul Negrioara reprezint partea superioar a litogrupului Rebra, aceleai speculaii se pot face cu privire la vrstele evenimentelor metamorfice. Cu nalt grad de probabilitate putem spune c retrogradrile sunt Varistice favorizate de ariajele de aceeai vrst. Paragenezele de grad mediu sunt n consecin pre-Varistice, vrsta lor putnd fi apreciat n funcie de vrsta protoliilor.

(4) Vrsta protoliilor. Pan et al. (2002) au prezentat vrstele U/Pb pe zircoane extrase din gnaise prfiroide de Pietrosu, retrogradate i neretrogradate. Discordanele mari i lipsa alinierilor pe o discordia a mai mult de dou determinari fac ns dificil interpretarea acestor datri. Au fost acceptate ca semnificative geologic vrste ntre 487 i 493 Ma, evaluate ca vrste de protolit. Ele ar indica Ordovicianul inferior ca timp al erupiilor care au pus n loc materialul din care au provenit gnaisele porfiroide de Pietrosu. Dac ele au acoperit o secven nemetamorfozat, atunci metamorfismul iniial al litogrupului Negrioara i n consecin i al litogrupului Rebra sunt ulterioare intervalului menionat.

Aceiai autori au obinut vrste Sm/Nd model TDM de 1.69 i 1.72 Ga pentru doua eantioane prelevate din gnaise porfiroide de Pietrosu retrogradate i neretrogradate, precum i o varsta 2.04 Ga pentru un eantion prelevat din paragnaise cuaroase cu biotit. Sunt vrste care se iniruie ntre celelalte obinute din metamorfite ale Carpailor Orientali i se grupeaz de asemeni alturi de cele din Munii Apuseni. Gnaisele porfiroide de Pietrosu sugereaz o riftare a unei cruste preexistente, pentru a crei existen pledeaz vrstele Sm/Nd model TDM.

IV.5. Litogrupul Tulghe

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Tulghe formeaz corpul pnzei Varistice de Putna din soclul pnzelor Alpine bucovinic i subbucovinic. Litogrupul Tulghe afloreaz pe mari suprafee n Carpaii Orientali i este bine cunoscut pentru exploatrile de sulfuri metalice de tip Kuroko, pentru cele de mangan i pentru mineralizaiile stratiforme de baritin, metamorfozate i ele. Pnza de Putna st ntre pnzele Varistice de Raru i de Pietrosu Bistriei. Ca litologie, pentru litogrupul Tulghe sunt cu totul caracteristice metavulcanitele acide, partea median a secvenei reprezentnd o asociaie vulcano-sedimentar tipic. Metavulcanitele acide sunt cunoscute sub numele de roci porfirogene, ele prezentnd aspecte foarte variate la scara aflorimentului precum i o mare variabilitate mineralogic cantitativ, precum i chimic. Sunt frecvente tranziiile spre isturi cuaritice sericitoase i clorite sericitoase. Cu corpurile de sulfuri metalice se asociaz cloritite, iar mineralizaiile manganifere nsoesc cuarite negre grafitoase. Se mai ntlnesc cuarite albe, isturi grafitoase, rareori amfibolite. Litologia litogrupului Tulghe este specific unui setting tectonic de arc vulcanic, fiind prezent partea relativ superficial a acestuia. Poziia litogrupului Tulghe ntre terenele Bretila i Rebra + Negrioara este asemntoare celei a litogrupului Biharia din Munii Apuseni, ntre terenele Some i Baia de Arie, sugernd o sutur

(2) Metamorfism. Comparativ cu litogrupurile Bretila i Rebra, rocile litogrupului Tulghe par mult mai slab metamorfozate, chiar i biotitul fiind vizibil destul de rar, iar granatul excepional. Totui evoluia lor metamorfic nu este foarte simpl. Balintoni i Chiimu (1973) au artat, pe baza observaiilor fcute pe minerale de titan, c foiele de ilmenit a cror provenien pare a fi de natur sedimentar, ntlnite n unele metapelite, arat nti o transformare static n rutil ferifer cu structur sagenitic, i apoi o recristalizare dezorganizat parial a rutilului n condiii sindeformaionale, cu transpunerea lui incipient pe o noua foliaie (S2) i eliminarea fierului. Transformarea ilmenitrutil ferifer ar indica un prim episod metamorfic iar recristalizarea sindeformaional a rutilului cu eliminarea fierului un al doilea.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. Krutner et al. (1976) au prezentat vrste K/Ar pentru roci ale litogrupului Tulghe din soclurile pnzelor bucovinic i subbucovinic. n ambele cazuri, determinrile se grupeaz n jurul vrstei de 300 Ma, ns pentru pnza bucovinic exist o extensie important pn dincolo de 400 Ma, iar pentru cea subbucovinic extensia este numai spre vrste Alpine. Din aceste date putem concluziona ca deshumarea litogrupului Tulghe este Varistic, c anumite poriuni ale sale s-au aflat relativ aproape de suprafaa anterior orogenezei Varistice i c n unitile Alpine inferioare a suferit o pierdere pariala de Ar datorit ngroprii i deformrilor la care au fost supuse i unitile tectonice Varistice. Observm ca litogrupul Tulghe se comporta intermediar ntre litogrupurile Bretila i Rebra n funcie de adncimea de ngropare Alpin.

n ce privete primul episod metamorfic, nu avem date directe pentru a-l delimita n timp, dar avem o limit maxim de desfurare, impus de vrsta protoliilor. Desigur deformarea rutilului ferifer i transpunerea lui parial n noua foliaie (S2) trebuie legate de coliziunea care a condus la amplasarea pnzelor de ariaj Varistice.

(4) Vrsta protoliilor. Pan et al. (2002) au determinat pe zircoane extrase din metavulcanitele acide intercalate n partea inferioar a litogrupului Tulghe, vrste discordia de 486 Ma. Aceste vrste pot fi acceptate ca vrste de protolit, deoarece dreptele discordia au putut fi trase prin cte ase determinri, iar vrsta citat se citete la intercepia superioar concordia-discordia. Vrsta de mai sus este foarte asemntoare cu vrstele obinute pe metatrondhjemitele din litogrupul Biharia din Munii Apuseni. Ea confer credibilitate vrstelor ordoviciene obinute de aceiai autori pentru granitoidele de Hghima i de Mndra din litogrupul Bretila i pentru gnaisele porfiroide de Pietrosu din litogrupul Negrioara. De altfel, existena unui magmatism acid extrem de intens de vrst ordovician n metamorfitele carpatice este puternic susinut de datele preliminare publicate de Balintoni et al. (2004) pentru litogrupul Sebe-Lotru din Carpaii Meridionali. Pan et al. (2002) au publicat i vrste Sm/Nd model TDM pentru roci ale litogrupului Tulghe, cifrele fiind de 1.88 Ga pentru un ist sericitos-cloritos i 1.84 Ga pentru metavulcanitele acide de Brezua, aceleai care au furnizat i varsta U/Pb discutat mai sus.

Toate aceste date nu fac decat sa ntreasc ipoteza ca metamorfitele din Munii Apuseni i Carpaii Orientali au luat natere ntr-o aceiai regiune de construcie crustal.

IV.6. Litogrupul Rodna

(1) Localizare i litologie. Rocile acestei secvene stau pe roci ale litogrupului Bretila n pnzele infrabucovinice din partea nordic a Carpailor Orientali. Litologia lor este foarte variat, cunoscndu-se roci carbonatice, metaconglomerate, metagresii i metapelite, cuarite albe i negre, metabazite i metavulcanite acide. Asociaia este una tipic de rift, fiind vorba de sedimente i roci vulcanice care au acoperit o crust continental.

(2) Metamorfism. Metamorfismul acestor roci este foarte slab, la nivelul albit + clorit + epidot + actinolit + stilpnomelan. Deformarea rocilor este ns foarte intens, iar picul termic a fost atins post-deformare, pentru c stilpnomelanul crete peste foliaia metamorfic.

(3) Vrsta evenimentelor metamorfice. n masivul Rodna unde rocile acestui litogrup au fost studiate, vrstele K/Ar comunicate de Krutner et al. (1976) sunt Alpine. Stilpsomelanul este de asemenea Alpin, deoarece el crete peste foliaia generat sub plane de ariaj Alpine. Totodat reamintim ca n timpul ariajelor Varistice, litogrupul Bretila a fost n poziie de plac superioar. n situaia respectiv, partea sa superioar nu avea de ce s fie supus metamorfismului care a nsoit ariajele Varistice. n concluzie, metamorfismul litogrupului Rodna trebuie acceptat ca Alpin, chiar daca formaiunile sunt de vrst paleozoic. ns i acest lucru pare improbabil, pentru c deshumarea litogrupului Bretila nu este mai veche de 300 Ma. Ca urmare, litogrupul Rodna ar putea fi cel mult de vrst Carbonifer superioar.

(4) Vrsta protoliilor. Pan et al. (2002) au obinut o vrst Sm/Nd model TDM de 0.91 Ga, pe un metavulcanit acid din acest litogrup. Semnificaia acestei vrste rmne neclar n absena altor repere de vrst pentru rocile respective. Remarcm doar c este cea mai tnr vrst Sm/Nd model TDM din toate determinrile fcute pentru metamorfitele din Munii Apuseni i Carpaii Orientali.

IV.7. Sinteza

ntre metamorfitele din Carpaii Orientali i cele din Munii Apuseni se pot face unele paralele. Mai nti observm c litogrupul Bretila se aseamn cu litogrupul Some, iar litogrupul Rebra cu litogrupul Baia de Arie. Aceste dou litogrupuri pot fi considerate drept terene sau pri ale unor terene ntre care s-a interpus un arc vulcanic, reprezentat prin litogrupul Tulghe. Procese metamorfice importante s-au desfurat ntr-o prim etap de amalgamare a terenelor Bretila i Rebra care au prins ntre ele arcul Tulghe. Adocarea la Baltica a supraterenului format din cele trei litogrupuri a fost nsoit de coliziuni i subducie continental, cu splitarea arcului i a prilor marginale ale terenelor Bretila i Rebra. Aa au aprut pnzele de ariaj Varistice. n acest timp terenul Bretila a stat n poziie de plac superioar, iar terenul Rebra n poziie de plac inferioar. ngroarea crustal prin coliziune a provocat deshumarea ulterioar rapid a zonei de sutur. Ca i cristalinul Munilor Apuseni, cristalinul Carpailor Orientali a evoluat lng marginea cratonului Nord African. n special n timpul Ordovicianului terenele Munilor Apuseni i ale Carpailor Orientali indic edificare crustal n context geotectonic convergent. Altfel spus, evenimentele termo- tectonice atribuite orogenezei Caledoniene par a juca un rol major n istoria metamorfitelor acestor segmente carpatice.

V. METAMORFITELE CRISTALINULUI GETIC DIN CARPAII MERIDIONALIV.1. Introducere. Asemenea Carpailor Orientali i Munilor Apuseni, Carpaii Meridionali sunt formai din pnze de ariaj Alpine, care includ n soclurile lor uniti tectonice preAlpine. Suprafaa mare de aflorare, complexitatea structural, relieful dificil, au ngreunat rezolvarea problemelor geologice ale acestei ramuri carpatice, multe aspecte fiind nc neclare i n dezbatere. n mod curent Carpaii Meridionali sunt divizai ntr-un domeniu getic i ntr-un domeniu danubian alctuite preponderent din metamorfite pre-Alpine, cele dou domenii fiind desprite de uniti tectonice provenite din riftul fliului carpatic extern Severinidele. Originea unitilor tectonice danubiene Euxinidele danubiene se afl n marginea forfecat a cratonului Euxinic, iar unitile tectonice ale domeniului getic Getidele sudice reprezint marginea forfecat a cratonului Getic. Reamintim c nomenclatura de mai sus se refer n totalitate la entiti geologice Alpine, istoriile lor pre-Alpine presupunnd amalgamri de terene i coliziuni cu blocuri continentale majore. De ce un rift Alpin a desprit teritorii cu proveniene i istorii diferite, sau dac aceast concepie adnc nrdcinat n contiina geologilor romni este cu totul adevrat, nu au constituit subiecte de dezbatere.

Domeniul getic, care acoper cea mai mare parte a Carpailor Meridionali este format din uniti tectonice Austrice, pnza getic i pnzele supragetice i din dou uniti tectonice majore Laramice, pnzele de Timi-Boia i de Lotru-Bistra, care dubleaz eafodajul Austric. Corelarea pnzelor de ariaj Austrice n tot lungul Carpailor Meridionali nu pare corect. Unitile tectonice din Banat nu pot fi urmrite n cristalinul de la est de Olt, iar Masivul Sebe-Lotru este compus aproape n totalitate din pnza getic. Iancu et al. (1988) au descris n soclul pnzei getice din mprejurimile localitii Bozovici, mai multe uniti tectonice Varistice. O ultim opinie asupra acestora a fost exprimat de Krutner i Krsti (2002). Ct privete descrierea unitilor metamorfice pre-Alpine, n textul de fa vom porni de la clasificarea cristalinului getic propus de Balintoni (1997), cu unele amendamente provenite din corelrile realizate spre sud de Dunre de Krautner i Krsti (2002).

Ne vom referi n continuare la litogrupurile Sebe-Lotru, Fgra, Pade, Bocia-Drimocsa, Cara, Buceava i Leaota, precum i la complexul Bughea. Vom da atenie la dou entiti minore dar care pot avea semnificaii speciale, litozonele Crie i Ielova. Cuverturile sedimentare ale cristalinului getic ncep cu carboniferul superior, fiind bine reprezentate depozitele permiene i cele mezozoice. Este remarcabil abundena depozitelor sedimentare n Banat i la extremitatea estic a Carpailor Meridionali la vest i sud-vest de Braov.

V.2. Litogrupul Sebe-Lotru

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Sebe-Lotru este constituentul principal al soclului pnzei getice, dar apare i n unele pnze supragetice, cum ar fi pnza de Arge n Fgra i pnza de Tlva Drenii n Banat. Ca arie geografic, el formeaz Munii Iezer i versantul sudic al Munilor Fgra la est de rul Olt, acoper aproape n totalitate masivul Sebe i Munii Lotrului afloreaz n partea sudic a masivului Poiana Rusc, n Godeanu, n Munii Mehedini i n Semenic. Cu toat suprafaa mare de aflorare, litologia sa este peste tot relativ constant. Urmnd sinteza lui Balintoni (1997) i lucrrile citate n aceasta, principalele tipuri de roci descrise n cadrul litogrupului Sebe-Lotru sunt urmtoarele: gnaise plagioclazice i microclinice, mai ales ultimele artnd structuri migmatice pregnante; amfibolite, deseori n alternan cu gnaise albe n asociaia numit leptinitic; micaisturi; cuarite micacee; foarte rar roci carbonatice; pegmatite; litoni manganiferi; eclogite i metaultrabazite; intruziuni bazice stratificate metamorfozate; granulite.

Tipurile cuaro-feldspatice cu structuri migmatice, fie ele oculare, liniare sau nebulitice domin de departe stiva de roci, unele dintre ele fiind metagranite. Urmeaz ca pondere amfibolitele. Micaisturile i fac apariia mai ales la partea superioar a secvenei. Eclogitele i metaultrabazitele sunt localizate n corpuri de volume relativ mici, dar mprtiate att n interiorul micaisturilor i a rocilor cuaro-feldspatice ct i asociate cu amfibolite spre care pot arta tranziii. Intruziunile bazice stratificate i metamorfozate sunt rare. Este greu de spus dac gnaisele plagioclazice pot fi denumite paragnaise. n cteva locuri, n legtur cu metabazitele se cunosc mineralizaii nichelifere. Pegmatitele stau n apropierea migmatitelor, dar nu n interiorul acestora. Balintoni (1997), pe baza acestor litologii a opinat c litogrupul Sebe-Lotru reprezint o prism de acreie metamorfozat, cu puternic aport material dinspre arc i purtnd eventual la partea superioar resturile unui bazin pre-arc. Studiile geochimice efectuate de Drguanu et al. (1997), au conchis c ar fi vorba mai curnd de un arc vulcanic incipient aflat n proximitatea unei cruste continentale. n realitate, n ambianele convergente metamorfozate este dificil de fcut distincie ntre metarialul unei prisme de acreie pe care se i poate instala un arc vulcanic, cel al arcului i eventualele resturi ale unui bazin pre-arc. Din punct de vedere al settingului tectonic premetamorfic, observm asemnarea cu litogrupurile Bretila din Carpaii Orientali i Some din Munii Apuseni.

(2) Metamorfism. Dintre toate unitile tectono-stratigrafice carpatice, litogrupul Sebe-Lotru a fost considerat c posed cea mai complex evoluie metamorfic, pentru c n cuprinsul su au fost descrise parageneze succesive de grad mediu, parageneze de presiune cobort, parageneze retromorfe, parageneze granulitice, parageneze eclogitice, migmatizri metasomatice i metatectice. ncercrile de explicare a succesiunii evenimentelor termo-tectonice difer de la autor la autor, vrste izotopice de ncredere pentru protolii i pentru evenimentele metamorfice prin care au trecut ncepnd s fie publicate abia n ultimii ani. ntr-o schem foarte general, succesiunea paragenezelor metamorfice n cadrul rocilor acestei secvene ar fi urmtoarea:

(a). staurolit1 + disten1 + (sillimanit1)

Aceast paragenez este anterioar unei deformri penetrative extrem de puternice, care a afectat-o mecanic (S2).

(b). staurolit2 + disten2 + (sillimanit2).

(c). andaluzit + cordierit + sillimanit.

Ambele parageneze cresc ulterior foliaiei (S2) parageneza (c) nlocuind parageneza (b). Parageneza (b) n raport cu parageneza (a) reprezint o recristalizare n condiii termodinamice comparabile. Parageneza (c) indic o descrcare de presiune la temperaturi asemntoare cu cele n care paragenzele anterioare sunt stabile.

(d). Paragenez eclogitic.

(e). Paragenz granulitic.

(f). Paragenez retrograd n faciesul amfibolitelor.

(g). Paragenez retrograd n zona cloritului a faciesului isturilor verzi.Fig.4 Distributia suitelor metamorfice in domeniul getic si structura alpina a domeniului danubian.Paragenezele eclogitic i granulitic avnd raspndire punctual, raporturile lor cu paragenezele (a), (b) i (c) au fost foarte greu de stabilit. Lucrrile lui Iancu et al. (1988), Drguanu i Tanaka (1999), Sabu (2000), Medaris et al. (2003) i Sbu i Massonne (2003), cu referire special la eclogite, granulite i vrste de evenimente, au adus mult lumin n aceast problematic, dar au mai rmas i umbre; Balintoni et al. (2004) care au datat prin U/Pb pe zircoane roci cuaro-feldspatice din diverse locuri, au mprtiat parial ceaa privind vrstele protoliilor, ns i n aceast direcie sunt necesare noi informaii, pentru a se ajunge la un model geologic general acceptat al geologiei litogrupului Sebe-Lotru. n toate lucrrile citate s-a argumentat c eclogitele indic un ciclu de coliziune continental cu subducie i deshumare care din punct de vedere mineralogic nsemneaz metamorfism prograd pn la nivelul eclogitelor, urmat de metamorfism retrograd spre faciesul granulitelor i cel al amfibolitelor. Parageneza (g), acolo unde apare, ncheie acest ciclu.

Ecartul mare de condiii termodinamice nregistrat de eclogitele din diverse locuri, sau chiar de unele foarte apropiate, a fost explicat prin tectonica specific coliziunilor continentale care poate provoca alunecri intra- i interformaionale n placa subdus, antrenri ale bazei plcii superioare, iar n final reculuri difereniale ale plcii inferioare.

(3). Vrsta evenimentelor metamorfice. Vrstele Rb/Sr i Sm/Nd determinate pe eclogite i alte tipuri de roci de Drguanu i Tanaka (1999) i Medaris et al. (2003), stabilesc n mod limpede c eclogitizarea i deshumarea sunt Varistice i s-au desfurat ntr-un interval post 400 Ma i ante 300 Ma. Pentru c de obicei, picul termic este ulterior deformrii n coliziunea continental putem presupune c eclogitizarea este ulterioar generrii foliaiei (S2), care sugereaz perioada de subducie continental activ pentru litogrupul Sebe-Lotru. Conform acestei ipoteze, parageneza (d) este sincron cu parageneza (b), iar paragenezele (e) i (f) sunt sincrone cu parageneza (c). Dup datele lui Dallmeyer et al. (1994), deshumarea definitiv a litogrupului Sebe-Lotru s-a produs n jur de 300 Ma i puin dup, adic n Carboniferul superior, situaie complicat de prezena sedimentelor de aceast vrst pe spatele su. Ct privete parageneza (a), anterioar foliaiei (S2), ea trebuie s fie anterioar i orogenezei Varistice. Vom face unele supoziii cnd ne vom referi la vrstele protoliilor.

O alt chestiune este cea interesnd vrsta migmatizrilor, n mod special a formrii structurilor oculare i liniare. Pare logic ca aceste structuri, care indic curgere general necoaxial s fie sincrone cu (S2). De unde presupunerea noastr c ele au fost finalizate n jurul vrstei de 400 Ma, adic au precedat eclogitizarea.

(4). Vrsta protoliilor. Vrsta protoliilor o putem aborda prin intermediul datelor preliminare comunicate de Balintoni et al. (2004). Aceti autori au determinat vrste U/Pb pe zircoane extrase din roci cuaro-feldspatice cu i fr structuri migmatice prelevate din masivele Leaota, Fgra i Sebe. Histograma celor 285 msurtori arat o grupare important de vrste ntre 600 Ma i 500 Ma i un magmatism granitic extrem de activ ntre 500 i 400 Ma. Zircoanele studiate nu nregistreaz evenimentele orogenezei Variscane, adic vrstele ntre 400 i 300 Ma practic absenteaz.

Vrstele respective sugereaz c litogrupul Sebe-Lotru a luat natere lng o margine continental activ n orogenezele Cadomian i Caledonian, situaie comparabil cu a multor terene din Europa Varistic i Alpin. Existena unui spectru de vrste aa de larg ne sugereaz c nu putem vorbi de o vrst a protoliilor, ci de vrsta fiecruia n parte. n aceste condiii precizarea vrstei paragenezei (a) rmne n suspensie. Ea poate fi Cadomian sau Caledonian, cu menionarea c unele metagranitoide posed enclave de metamorfite preexistente.

Determinri Sm/Nd roca total model TDM efectuate de Pan, Balintoni i Creaser, pe roci din litogrupul Sebe-Lotru, dar nepublicate se niruie ntre 1,5 Ga i 1,92 Ga, ceea ce nsemneaz c se ncadreaz n acelai interval ca i determinrile pentru roci din Carpaii Orientali i Munii Apuseni. Este vorba de opt determinri, dintre care unele sunt fcute pe aceleai eantioane din care s-au extras zircoane pentru vrste U/Pb. Vrstele U/Pb din rocile litogrupului Sebe-Lotru determinate pe monocristale prin LA ICPMS, confirm vrstele ordoviciene obinute prin metoda clasic pe roci din Carpaii Orientali i Munii Apuseni. Coincidenele de vrste U/Pb i Sm/Nd nu pot fi ntmpltoare. Ele sugereaz un spaiu geografic comun de genez i un context geotectonic comun pentru istoria lor paleozoic. Totui, absena eclogitelor din litogrupul Bretila se mpotrivete unei legturi directe ntre litogrupul Sebe-Lotru i acesta. O explicaie posibil ar fi, c partea vizibil a litogrupului Sebe-Lotru reprezint partea din fa a unui teren paleozoic de origine Nord African alipit la Baltica, iar litogrupul Bretila, partea din spate. Partea din fa a fost cea subdus, iar partea din spate cea sub care s-a realizat subducia altui teren.

n sudul Banatului, Iancu et al. (1988), au descris pnze de ariaj Variscane n soclul pnzei getice. Krutner i Krsti (2002) au propus o schem modificat a relaiilor respective, n care noutatea principal const n trecerea cristalinului de Ielova, considerat partea cea mai de vest a domeniului danubian, la litogrupul Sebe-Lotru, ca una dintre unitile tectonice Variscane. Justeea acestei ipoteze urmeaz s fie verificat. Ideea a fost preluat de Medaris et al. (2003) dar fr argumentaie.

V.2. Litogrupul Fgra

(1) Localizare i litologie. Litogrupul Fgra constituie soclul unora dintre pnzele supragetice, cum ar fi pnzele de Moaa i Moldoveanu n Munii Fgra, sau pnza de Hunedoara n Masivul Poiana Rusc. Geografic, ntregul versant nordic al Munilor Fgra este format din roci ale litogrupului Fgra ca i partea nordic a Masivului Poiana Rusc. De asemenea Masivul Rapolt, aflat la nord de Mure, care din punct de vedere geografic aparine Munilor Apuseni, are n componen majoritar roci ale acestui litogrup. n cadrul cristalinului dintre Olt i Jiu, roci ale litogrupului Fgra afloreaz pe suprafee cu totul restrnse, n soclul pnzei supragetice de Uria. Ele se pot urmri ca o fie ngust n versantul drept al Oltului i n partea nordic a Sebeului n compartimentul nordic, cobort, al unei falii inverse. Ca li