Capitolul 1

CADRUL GEOLOGIC - STRUCTURAL REGIONAL

1. DELIMITARE

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali formeaza structura de rezistenta a

Carpatilor Orientali, cu o arie de aflorare aproape continua, din Muntii Maramuresului si

pana in Muntii Persani.

Spre nord se continua direct in Masivul Rahov din Ucraina.

La sud de Muntii Persani, culoarul Vladeni, Falia Sud-Transilvana, separa Zona

Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali de Cristalinul Fagarasului de Nord-Est, care

apartin de Carpatii Meridionali. Corelarile geologice de o parte si de alta a Culoarului

Vladeni se realizeaza cu dificultate pentru unitatile structurale cu soclu cristalin.

Spre est Zona Cristalino-Mezozoica este sariata peste Dacidele Externe, Zona

Flisului Intern. Linia de demarcare, fruntea Panzelor Central-Est-Carpatice, schi\eaza un

arc de cerc cu raza de curbura de circa 100 km.

Spre vest Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali este acoperita de Zona

Flisului Transcarpatic, ce formeaza autohtonul Panzelor Pienidice in Muntii

Maramuresului. Spre sud se continua, pe sub edificiul vulcanic Calimani – Gurghiu –

Harghita, pana in Muntii Persani si Culoarul Vladeni.

Zona Vulcanitelor Neogene intersecteaza Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor

Orientali si intrerupe aria de aflorare a acesteia intre Muntii Ciucului si Muntii Persani.

Continuarea in vest a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali, pe sub

depozitele Depresiunii Transilvaniei este argumentata de forajele adanci care au

interceptat fundamentul cristalin in partea de est a bazinului.

2. CADRUL GEOLOGIC – STRUCTURAL REGIONAL

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali este expresia cea mai clara a

prinderii in Sutura Majora Tethysiana a unei portiuni de soclu care apartinuse, inainte de

deschiderea tethysiana, Placii Eurasiatice. Carpati Orientali formeaza cea mai avansata

parte din arcul carpatic, depasind aproape toate structurile mai vechi atasate Platformei

Europei Centrale (ca parte a Placii Eurasiatice).

Zona Cristalino-Mezozoica este un edificiu de panze de sariaj grupate in doua

sisteme:

- Sistemul Panzelor Transilvane, la partea superioara, sub forma de petece de

acoperire, uneori de mari dimensiuni, peste

- Sistemul Panzelor Central-Est-Carpatice.

Panzele Transilvane au fost distinse in Muntii Rarau, la inceputul secolului XX

de catre Uhlig (1907), conturate mai tarziu si in Muntii Persani de Ilie (1953;1954). Sub

forma in care sunt cunoscute in prezent Panzele Transilvane au fost delimitate cartografic,

analizate din punct de vedere al constitutiei si modului de formare de catre Sandulescu

(1967, 1973, 1975) pentru Muntii Haghimas si Rarau, Mutuhac (1968) si Patrulius et al.

(1969, 1971, 1979) pentru Muntii Rarau. Sandulescu stabileste varsta, ariile de

provenienta si succesiunea sariajelor Panzelor Transilvane, ca panze de obductie, cu

deplasare exagerata prin alunecare gravitationala, puse in loc in miscarile timpurii

mezocretacice, peste ultimii termeni ai succesiunii sedimentare mezozoice (Wildflysch)

din Seria Bucovinica.

Panzele Central-Est-Carpatice au fost observate pentru prima data, ca panze de

soclu, asa cum le interpretam astazi, in regiunea Valea Putnei–Iacobeni (Cober,1931)

unde au fost recunoscute formatiuni sedimentare mezozoice incalecate de formatiuni

cristaline. Superpozitiile anormale ale formatiunilor metamorfice peste cele sedimentare

au fost considerate incalecari cu vergenta vestica (Dimitriu, 1964; Bercia et al., 1967) si

doar din 1966 Joja (in Joja et al.,1968) le considera ca argumente pentru panze de sariaj

alcatuite din soclu cristalin si formatiuni sedimentare mezozoice, puse in loc prin

deplasare de la vest spre est, coerente cu panzele din Zona Flisului. Sandulescu in

interpretari succesive (1967, 1975, 1981, 1984) ajunge la urmatoarea sistematica

structurala a acestor panze (de sus in jos):

- Panza Bucovinica, alcatuita din formatiunile metamorfice ale grupurilor

Rebra, Negrisoara, Tulghes si Rarau, formand unitati structurale (panze)

prealpine si formatiunile sedimentare din Seria Bucovinica din Sinclinalul

Marginal Rarau, Haghimas si Muntii Persani;

- Panza Subbucovinica, alcatuita din soclul cristalin de acelasi tip si Seria

Sedimentara Subbucovinica de pa valea Putnei (de Pojorata), de la Tomesti si

din mai multe lame de sariaj;

- Panzele Infrabucovinice, caracterizate de soclu cristalin alcatuit din

metamorfite ale Grupului Bretila, si succesiuni mezozoice destul de

diversificate. Panzele infrabucovinice apar in ferestre tectonice de sub Panza

Subbucovinica, pe arii restranse si numai in partea nordica a Zonei Cristalino-

Mezozoice, in Muntii Bistritei (Iacobeni, Borcut-Ulm, Arsita Barnar, Rusaia),

in Muntii Maramuresului (Vaser, Pentaia, Stevioara, Petriceaua,Poleanca etc)

si in Muntii Rodnei.

In Panza Bucovinica au fost delimitate Digitatii frontale (Sadova, Tarnita, Grebin,

Chicera, Garbova) iar in Panza Subbucovinica digitatii superioare (Sveiteria, Dadu-Oita,

Tonca-Litu).

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali este compartimentata de falii

transversale, cu decrosari importante, pe care miscarea a avut evolutii complexe chiar si

inaintea tectogenezei mezocretacice. Cu importanta evidenta pot fi numite, de la nord la

sud: falia Vaserului, falia Dragos-Voda, falia Somesului, falia Crucea-Zugreni, falia

Darmoxa-Grinties si Falia Nord Persani.

3. CORELARI

Unitati litostratigrafice caracteristice Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor

Orientali se regasesc, in conditii structurale diferite, in Carpatii Meridionali si in Muntii

Apuseni.

In Carpatii Meridionali pot fi luate in considerare urmatoarele corelari:

- Grupul Sebes-Lotru, cu Grupul Bretila;

- Grupul Fagaras, cu Grupul Rebra;

- Grupul Pades, cu Grupul Tulghes.

Grupului Fagaras ii este caracteristica o metalogeneza asemanatoare celei din

Grupul Rebra din Muntii Rodnei (de tip Valea Blaznei), iar in Grupul Pades sunt

cunoscute mineralizatii de sulfuri de tip Lesul Ursului, intr-un cotext litostratigrafic

asemanator celui din Formatiunea metavulcanitelor acide din Grupul Tulghes (zacamantul

Muncelul Mic).

In Muntii Poiana Rusca, daca am accepta relatia structurala de sariaj prealpin intre

Panza de Gladna (alcatuita din Grupul Pades) si Panza de Hunedoara (cu formatiuni ale

Grupului Fagaras), considerata posibila de Balintoni si Iancu (1986), am recunoaste usor

asemanarea cu relatiile dintre Panzele (prealpine) de Putna si de Rodna din Carpatii

Orientali.

Muntii Apuseni contin atat in Unitatea de Bihor cat si in Sistemul Panzelor de

Biharia metamorfite cu litologii si evolutii metamorfice posibil de corelat cu cele din

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali. Astfel Grupul de Somes are

caracteristici asemanatoare cu Grupul Bretila, iar Grupul Baia de Aries, uneori cu

granitoide in baza si gnaise de tipul celor de Pietrosu, spre partea superioara a succesiunii,

poate reprezenta un echivalent al Grupului Rebra.

Eventuale corelari ale unor structuri prealpine din Zona Cristalino-Mezozoica a

Carpatilor Orientali cu Gemeridele Slovaciei sunt posibile dar (inca) greu de sustinut,

fiind in pozitii structurale diferite, de o parte si de alta a Suturii Majore Tethysiene,

reprezentata la Nord de Falia Dragos-Voda de Zona Klippelor Piennine. Mineralizatiile

de sulfuri, in context litostratigrafic predominat de metavulcanite riolitice, la Smolnik si

Mnisek nad Nilcom (Ilavsky et al,.19556), avand o dispozitie a faciesurilor mineralizatiei

– central (compact); tranzitie (precompact); marginal (diseminat) – ca la Lesu Ursului si

Baia Borsa, ca si mineralizatiile de mangan (oxizi superiori secundari si minereu primar,

format din carbonati si silicati), cum se cunosc in zacamintele de la Cucma-Ciernabana,

Bystry Potok si Betliar, ne obliga la incercari de corelare.

Pentru gasirea unor corelatii intre zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali

(Dacide Mediane), Muntii Apuseni ( ex.: panzele de Biharia) si Carpatii Occidentali (ex.:

Gemeridele) trebuie subliniata observatia ca inaintea deschiderii Oceanului Transilvan

acestea formau o zona unitara; intre axul zonei de expansiune (spreading) si

protodomeniul bucovinic putea fi o distanta destul de mare, iar sutura majora tethysiana

nu a adus in contact zonele de margine continentala corespondente deschiderii. De aceea

incercarea de a schita alura structurilor prealpine in aria carpatica este dificila.

Capitolul 2

EVOLUTIA CONCEPTIILOR GEOLOGICE

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali cuprindea in sensul dat de

Uhlig (1907) doua panze suprapuse: (1) Panza Bucovinica, in pozitie inferioara, sariata

peste Zona Flisului, constituita din sisturi cristaline si formatiuni sedimentare tipice prin

Triasicul dolomitic si Jurasicul superior de tip Flis cu Aptychus si (2) Panza Transilvana,

formata numai din depozite mezozoice, asemanatoare Panzelor Subtatrice, cu Triasicul

reprezentat de Stratele de Werfen si Calcarele de Hallstatt si Jurasicul superior recifal.

In Zona Flisului, Uhlig (1907) separa doua panze: Beskidica si Subbeskidica.

Athanasiu (1899) remarcase contactul anormal dintre Zona Cristalino-Mezozoica si Zona

Flisului.

In Carpatii Meridionali, la debutul secolului XX, Mrazec (1903) separase

cristalinul in doua grupe, dupa gradul de metamorfism, iar Murgoci (1905) realizase

magistral conturarea Panzei Getice.

Mrazec si Popescu-Voitesti (1914) au separat cinci panze in Zona Flisului

Carpatilor Orientali, la interior, o “Panza a Conglomeratelor de Bucegi fiind corelata cu

Panza Bucovinica in sensul dat de Uhlig (1907).

O interpretare fara sariaje este exprimata de Macovei (1927) si Atanasiu (1927),

prin considerarea succesiunii stratigrafice din Sinclinalul Marginal ca fiind normala si

contactul dintre Zona Cristalino-Mezozoica si Zona Flisului ezitant. Prezenta sisturilor

mezometamorfice peste cele epimetamorfice – in zona Tulghesului – era datorata genezei

celor mezometamorfice in aureola unor corpuri de granitoide, in mase revarsate, la partea

superioara. La scurt timp, Popescu-Voitesti (1929) reafirma prezenta panzelor de sariaj in

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, le cosidera mezocretacice, ca si Uhlig

(1907) si le include in “Catenele Dacice”. Este schimbat insa continutul Panzei

Transilvane. Aceasta este interpretata ca fiind formata din Sisturile Cristaline ale grupului

I, ce suporta normal depozitele mezozoice din Sinclinalul Marginal. Grupul II, epizonal,

forma in aceasta schema structurala Panza Bucovinica.

Streickeisen (1932) a dat o interpretare asemanatoare in zona Gheorgheni luand in

considerare o varsta pretriasica pentru incalecarea cristalinului din grupul I peste

cristalinul epizonal al grupului II.

Kober (1931), intr-o sinteza asupra Europei Alpine, interpreteaza aparitia

succesiunilor mezozoice de la Valea Putnei si Iacobeni ca fiind cuverturi sedimentare ale

unor panze de soclu: Panza Bucovinica I si Panza Bucovinica II. Este prima argumentare a

unor panze alpine in cadrul Cristalinului Carpatilor Orientali, inclus de Kober in

“Centralidele” orogenului Alpino-Carpatic.

Primele interpretari regionale moderne sunt datorate studiilor din Muntilor Rodnei,

unde Kräutner (1938) reda conturul Panzei de Rodna si din Muntii Bistritei, in care Savul

(1939) prezinta o Panza de Barnar, corespunzatoare in cea mai mare parte ariei de aparitie

a bazei soclului Panzei Bucovinice (Grupul Rebra), in pozitie superioara unei epizone ce

corespunde in interpretarile actuale Grupului Tulghes din soclul Panzei Subbucovinice.

Preda (1940) distinge in Sinclinalul Marginal din Muntii Rarau, Haghimas si

Persani panze de sariaj alcatuite din formatiuni sedimentare mezozoice, roci bazice si

ultrabazice, corespunzatoare Panzei Transilvane in schema data de Uhlig (1907),

Formatiunii de Wildflysch si Panzelor Transilvane in conceptiile actuale.

Imediat dupa cel de al II-lea Razboi Mondial, cu putine exceptii, preocuparile

principale sunt pentru prospectarea, explorarea si exploatarea intensiva a substantelor

minerale utile.

Aparitia lucrarii “Geologia Carpatilor Orientali” de Bancila (1958) a fost o

binevenita sinteza, mai ales pentru Zona Flisului in care sunt corelate faciesurile flisurilor

cretacice si paleogene pe intreaga arie de aparitie a acestora. Sunt utilizate rezultatele

primelor foraje de referinta executate, argumentandu-se unitatile structurale ca panze de

sariaj. Sunt considerate insa ca panze de forfecare, cu soclul cristalin de tip carpatic, pentru

panzele interne si mediane si de tip moesic pentru Panza Externa si Panza Pericarpatica.

Zona Cristalino-Mezozoica este privita unitar, cu tectonica interna mai veche, hercinica,

formatiunile metamorfice apartinand la o serie mezozonala si o seria epizonala. Nu sunt

remarcate Panzele Transilvane din Muntii Persani, Haghimas si Rarau, iar relatiile de

incalecare peste Zona Flisului sunt recunoscute doar in Nord, in Rarau, marcate de o

solzificare frontala a Unitatii Centrale. Cristalinul mezozonal cuprinde o serie de

Haghimas, corelabila cu seria de Bretila din nord-estul Muntilor Rodnei (Kräutner,

1938), iar epizona este descrisa sub denumirea de serie de Tulghes, cu caracteristicile

prezentate de Atanasiu (1929).

Pe arii mai mici (Savu, 1955) sau mai intinse (Ionescu, 1962; Radulescu et al.,

1965), se impune conceptul cu doua cicluri de sedimentare si metamorfism si incep sa

apara delimitari noi, incadrari si corelari cu sens de orizontari litostratigrafice (Desilla –

Codarcea et al., 1964; Bercia et al., 1967). Sunt reluate denumiri anterioare (serie de

Bretila, seria gnaiselor de Rarau) si se introduc termeni noi (seria de Vatra Dornei –

Iacobeni, seria de Bistrita – Barnar, seria sedimentogen vulcanogen acida). Seriile

delimitate sunt subdivizate in “complexe” cu litologii caracteristice. Interpretarea

structurii geologice ramane la nivelul unitatilor structurale marginite de ” linii”, uneori

cu incalecare: “linia vestica a gnaiselor de Rarau”; ”linia estica a gnaiselor de Rarau”;

“linia retroincalecarii Iacobeni”. Referitor la “retroincalecarea Iacobeni” este evidenta

influuenta parerilor exprimate de Dimitrescu (1960;1964), ca in Carpatii Orientali suntem

in situatia unui orogen bilateral, asimetric.

In 1966, Joja (fide Joja et al.,1968) considera ca deasupra cristalinului mezozonal

de la Iacobeni exista doua panze alcatuite din formatiuni epimetamorfice, sariate de la

vest spre est, evidente prin pozitia a metamorfitelor peste formatiunile sedimentare

mezozoice de la Iacobeni si Valea Putnei. Muresan (in Joja et al.,1968) denumeste unitatea

inferioara de Mestecanis iar cea superioara de Fundu Moldovei.

In Persani, ca si in Rarau, Preda si Ilie (1940) semnalasera structura in panza iar

Ilie (1953) a precizat pentru Muntii Persani ca unitatea alohtona este o panza de decolare

(Panza de Persani), care provine dintr-o zona situata la interiorul bazinului Transilvaniei si

a fost pusa in loc intre Aptian si Cenomanian. Patrulius et al. (1966), referindu-se tot la

Muntii Persani, exprima conceptia ca Panza Transilvana, generata prin decolare si

deplasare gravitationala, a fost desmembrata in cursul deplasarii in mari lambouri a caror

punere in loc s-a petrecut in Aptian si are aria de provenienta in partea meridionala a

santului mezozoic transcarpatic, din partea de sud-est a bazinului Transilvaniei.

Pentru sectorul Haghimas, Sandulescu (1967) prezinta doua sisteme suprapuse de

panze de sariaj: un sistem inferior, panze de forfecare – Sistemul Panzelor Centrale – si un

sistem superior, panze de decolare gravitationala – Sistemul Panzelor Transilvane. La

alcatuirea primului sistem de panze iau parte formatiuni metamorfice si depozite

sedimentare mezozoice, triasice, jurasice si eocretacice. Cel de al doilea sistem este format

din depozite sedimentare si, uneori, ofiolite.

Pentru formatiunile metamorfice ale Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor

Orientali un pas important este realizat prin lucrarea de sinteza elaborata de Bercia et al.

(1971) cand se fac noi incadrari litostratigrafice iar unitatile primesc denumiri care

reflecta corelarile luate in considerare (seria de Bretila-Rarau; seria de Rebra-Barnar) sau

se impun delimitari anterioare (seria de Tulghes; seria de Rusaia; seria de Repedea; seria

de Tibau). Imaginea structurala exprimata pe o harta la scara 1:100.000, pentru panzele de

soclu, nu tine cont de sistematica prezentata de Sandulescu (1967). In panzele de soclu

sunt separate urmatoarele grupe de panze:

- Grupa Panzelor Dorneene – la partea inferioara – alcatuita din cele mai vechi

formatiuni metamorfice, seria de Bretila-Rarau si seria de Rebra-Barnar, prima avand

transgresive formatiunile paleozoice ale seriilor de Repedea si Rusaia si o cuvertura

mezozoica (Triasic – Cretacic inferior);

- Grupa Panzelor Bistritene alcatuita din seria de Rebra-Barnar, seria de Tulghes si

seria de Tibau. Ultima era transgresiva atat pe seria de Tulghes (in Muntii Bistritei) cat si

pe seria de Rebra-Barnar (in Muntii Rodnei). Erau consemnate doua serii paleozoice in

pozitie tectonica sub seria de Tulghes (seria de Izvorul Mures si seria de Argestru) si

cuvertura sedimentara mezozoica (Triasic-Cretacic inferior);

- Panza de Rarau – la partea superioara – constituita din seria de Bretila-Rarau si

Granitoidele de Haghimas, seria de Damuc, paleozoica, transgresiva si formatiunile

sedimentare din Sinclinalul Marginal din Rarau si Haghimas.

Cu putine modificari lucrarea este publicata in 1976.

Muresan (1976), pentru partea sudica a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor

Orientali, considera in cadrul Panzelor Bucovinice, doua grupe de panze alpine:

- Grupul Panzelor Maramuresene, la partea inferioara, alcatuit din Panza de Tomesti si

- Grupul Panzelor Bistritene, la partea superioara, constituit din Panza de Rodna, Panzele

de Mestecanis si Putna (neseparate) si Panza de Rarau.

Masivul alcalin de la Ditrau (datat Jurasic mediu-superior de Streckeisen-

Hunziker, 1974) este cosiderat cantonat numai in seria de Tulghes.

In Muntii Maramuresului, Seria de Tulghes a fost recunoscuta si bine definita

(Zincenco,1972), insa celelalte delimitari si incadrari litostratigrafice au urmat un curs

diferit, cu denumiri locale si fara incercari de corelare cu succesiunile litostratigrafice din

restul Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali. Nici interpretarea structurii

geologice nu este sustinuta cu aceleasi tipuri de argumente ca in Muntii Bistritei (Zincenco

et al.,1982).

Dupa 1972, prin lucrarile publicate de Sandulescu (1972, 1975, 1976, 1981) se

impune interpretarea Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali cu doua tipuri de

panze de sariaj alpine:

- de decolare gravitationala Sistemul Panza de Haghimas

Grupul superior al Panzelor Panza de Persani

panzelor de cuvertura Transilvane Panza de Olt

- panze de forfecare Sistemul Panza Bucovinica

Grupul inferior al Panzelor Panza Subbucovinica

panzelor de soclu Central-Est- Panzele Infrabucovinice

Carpatice

Pentru unitatile structurale alcatuite numai din metamorfite, considerate de Bercia

et al. (1970, 1976), Muresan (1976) si Kräutner et al. (1976) de varsta alpina, solutia

interpretativa este obtinuta in special datorita cercetarilor efectuate in partea centrala si

sudica a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali de catre Balintoni (1981),

Voda (1982), Balintoni et al. (1983). Noul model structural prezinta Panzele Alpine

Central-Est-Carpatice (Sandulescu,1975,1976) cu soclul cristalin format din unitati

structurale prealpine (Balintoni et al., 1983; Voda, 1982, 1986), pentru Panza Bucovinica

si Panza Subbucovinica, de sus in jos:

unitati structurale prealpine: contituite din:

Panza de Rarau Seria de Bretila

Panza de Putna Seria de Tulghes

Panza de Pietrosu Bistritei Seria de Negrisoara

Unitatea de Rodna Seria de Rebra

Cercetarile geologice care au urmat, in aceeasi zona (Voda,1986; Kräutner et

al.,1987,1992), in Muntii Persani (Voda, Voda, 1985; Kräutner et al., 1992) si in Muntii

Maramuresului (Balintoni, in Sandulescu et al., 1991, 1994), au dovedit viabilitatea

acestui model pentru intreaga Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali.

Sandulescu (1984), in Geotectonica Romaniei, interpreteaza suprafetele de sariaj

prealpine (sens Balintoni et al., 1983), dintre formatiunile din baza soclului Panzei

Bucovinice si Panzei Subbucovinice – grupul Tulghes / Grupul Negrisoara / Grupul Rebra

– ca reprezentand limite ale unor panze “intracutanate”, provenite dintr-o succesiune

litostratigrafica unitara. O posibila pozitie initiala cu continuitate pentru stiva Grupului

Rebra si Grupului Negrisoara este usor de acceptat. Grupul Tulghes pare sa fie format in

alte conditii bazinale si de evolutie metamorfica. Daca imaginam distante mari pentru

deplasarea stivelor de roci, care formeaza unitatile structurale in discutie, putem lua in

considerare si conditii bazinale diferite si evolutii metamorfice diferite si, in acest fel,

punctele de vedere nu mai par mult discordante.

Balintoni (1997) publica “Geotectonica terenurilor metamorfice din Romania” in

care aduce cateva schimbari, nu atat in sistematica geotectonica a Carpatilor facuta de

Sandulescu (1984) cat, mai ales, in denumirile care nu reflecta clar apartenenta domeniilor

respective la contextul geotectonic privit prin prisma tectonicii placilor. Gasim in aceasta

lucrare o prezentare a metamorfitelor din toate unitatile alpine, si o discutie a problemelor

litostratigrafiei, metamorfismului, varstei si metalogenezei. Pentru structura alpina a Zonei

Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali exista o diferenta mare in interpretarea

Panzelor Central-Est-Carpatice care isi au radacina in sutura dintre cratonii Getic si

Eurasiatic, deci pe aceeasi sutura cu cea a Dacidelor Externe si Moldavidelor in

interpretarea data de Sandulescu (1984). Nu gasim in aceasta lucrare un model al evolutiei

varistice sau al aranjamentului dinaintea deschiderii tethysiene. Este o dovada ca mai

exista inca dificultati in aprecierea evolutiei alpine.

Din punct de vedere metalogenetic, evolutia conceptiilor geologice a urmat un curs

paralel fiind mult influentata de dezvoltarea mineritului, mai ales la inceput si de

tehnologiile de laborator, in ultima vreme.

In Muntii Rodnei inceputurile mineritului sunt atestate inca din prima jumatate a

secolului XIII, in Muntii Maramuresului pe la mijlocul secolului XV, la Balan in secolul

urmator, iar la Fundul Moldovei existau sigur exploatari de cupru la inceputul secolului

XVIII.

Studii geologice cu referire la mineralizatiile existente au aparut mai tarziu si au

fost de un real folos in extinderea capacitatilor de extractie a minelor unor regiuni din

Bucovina (Roth, 1834; von Cotta, 1855; Walter, 1876), cu minereuri de sulfuri

polimetalice (Fluturica, Fundu Moldovei, valea Colbului), mangan (Terezia, Orata,

Arsita), fier (Rusaia, Iacobeni, Delnita). In Muntii Rodnei, Richthofen (1860), Posepny

(1865) si Beust (1869), analizeaza geneza minereurilor de la Valea Vinului, iar in Muntii

Maramuresului, Gesell (1881) prezinta mineralizatiile de la Burloaia si Puiu ca fiind

alcatuite din pirita si calcopirita.

Studii metalogenetice, in intelesul apropiat de cel actual, apar in prima parte a

secolului XX si mai ales dupa 1950, inceputul sistematicii metalogenetice putand fi

considerat articolul “Provincii si epoci metalogenetice in R.P.R.” de Dimitrescu (1959).

Prima harta metalogenetica a Romaniei, la scara 1: 2.500.000, a fost editata de

Ianovici et al. (1966) si a fost baza de la care s-a inceput editarea hartii metalogenetice la

scara 1:1.000.000 (Radulescu et al.,1970). Aceasta prezinta unitati genetice in ciclurile

tectono-magmatice (alpin, hercinic, prehercinic), pe provincii grupate pe procese genetice

(sedimentare continentala, sedimentare marina, magmatism subsecvent, magmatism initial

etc). In Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, vom da exemplu minereurile

plumbo-zincifere din zacamantul Valea Blazna (Muntii Rodnei) care face parte din

Subprovincia Carpatilor Orientali a Provinciei concentratiilor asociate magmatismului

bazic din seriile mezometamorfice, din grupa Unitatilor asociate magmatismului initial.

In 1977 se intocmeste Harta metalogenetica a Romaniei, ca parte a hartii

metalogenetice a Europei si a teritoriilor limitrofe, cu o prezentare (Radulescu et al.,1984)

a principalelor unitati metalogenetice pe cicluri (prevaristic, varistic si alpin) si provincii

ale concentratiilor metalifere asociate formatiunilor in care sunt cantonate. Luand acelasi

exemplu, al mineralizatiilor de la Valea Blaznei, acestea sunt cuprinse intr-o “Provincie a

concentratiilor plumbo-zincifere asociate formatiunii carbonatice a Precambrianului

superior A” din Ciclul metalogenetic prevaristic. Pe aceleasi principii de sistematica

metalogenetica au fost editate si harti ale substantelor minerale utile (Borcos et

al.,1969;1984).

Progresele in cunoasterea substantelor minerale utile, geologiei si structurii

geologice a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali se datoreaza in buna parte

geologilor prospectori, geochimistilor si geofizicienilor care au acoperit cu lucrari de

detaliu o foarte mare suprafata si au pus in evidenta zacaminte sau extinderi ale acestora.

Merita sa amintim numele geologilor P.Ciornei, C. Ionescu, G. Pitulea, Th. Popescu, in

Muntii Maramuresului, I.Focsa, Felicia Focsa, I.Radulescu, Ludmila Radulescu, I. Teuca,

V. Ignat, F. Diaconu, in Muntii Rodnei, C. Ionescu, I. Radulescu, Ludmila Radulescu, I.

Teuca, V. Puiu, F. Tanasescu, G. Pitulea, I. Popa, S. Simescu, F. Ionescu, in Muntii

Bistritei si Giurgeului, printre cei din prima generatie. Rezultatele lucrarilor de

prospectiuni geologice, geochimice si geofizice, ca si a lucrarilor miniere si de foraj vor fi

prezentate in vulumele separate, pe fiecare zona in parte.

Capitolul 3

STRATIGRAFIA

1. FORMATIUNILE METAMORFICE DIN CARPATII ORIENTALI

Formatiuni metamorfice sunt cunoscute in Carpatii Orientali numai in Zona

Cristalino-Mezozoica, in soclul Panzelor Central-Est-Carpatice.

Panzele Central-Est-Carpatice sunt panze de soclu, alpine, mezocretacice,

provenite din aria cu soclu continental cuprinsa intre Tethysul Transilvan si Riftul Dacic

Extern, de pe bordura vest-sud-vestica a Cratonului Eurasiatic. Panzele prealpine existente

in soclul Panzelor Central-Est-Carpatice, sunt argumente ale existentei unor suturi mai

vechi (Cadomiana,Caledoniana, Varistica) pe marginea Platformei Eurasiatice, in care sunt

prinse elemente precambriene si paleozoice.Formatiunile metamorfice provin din socluri

reciclate in orogenezele mai vechi (Grenvilliane; Cadomiane) sau mai noi (Caledoniene;

Varistice). Zonele de provenienta a unitatilor structurale prealpine, alcatuite din

metamorfite sunt greu de precizat.

Procesele metamorfice decelate prin studiile petrostructurale, studiile petrochimice

si analiza succesiunilor litostratigrafice au fost cel mai mult utilizate in delimitarea,

incadrarea si corelarea formatiunilor metamorfice.

Rezultatele studiilor palinologice au fost variate si privite, de cele mai multe ori,

cu neincredere.

Studiile izotopice si de varste izotopice nu sunt in numar suficient de mare pentru a

fi convingatoare in toate cazurile.

Cu toate ca preocupari de sistematizare au existat inca de la inceputul secolului

XX, consideram primul model "modern" - pentru intreg Cristalinul Carpatic - cel propus

de Giusca et al.(1969), in care sunt luate in considerare trei cicluri de sedimentare si

metamorfism. In Carpatii Orientali fusese deja prezentata o sinteza a formatiunilor

metamorfice, cu doua cicluri succesive de sedimentare si metamorfism, de catre Radulescu

et al.(1965, 1966). Conceptul prezentat de Giusca et al.(1969) a stat la baza unor sinteze

(Bercia et al.,1971,1976) care au tinut cont de ansamblul structural exprimat de evolutia

alpina, dupa modelul propus de Joja et al.(1968), in sectorul nordic si Sandulescu (1967),

in Haghimas.

Kräutner (1978, 1980), a propus - in cadrul programului de corelare a terenurilor

precambriene din Carpati - utilizarea unei scheme cu doua unitati litostratigrafice de rang

superior: supergrupul Carpian, cuprinzand seriile polimetamorfice vechi (Bretila Rebra) si

supergrupul Marisian, in care sunt cuprinse seriile mai noi, metamorfozate in orogeneza

caledoniana veche (seria de Tulghes). Sub numele de supergrup Variscan sunt reunite

formatiunile paleozoice metamorfozate in orogeneza varistica.

Studiile petrostructurale, litostratigrafice si structurale (Balintoni si Gheuca, 1977,

1978; Kräutner et al., 1980; Voda,1980,1982; Zincenco et al.,1982; Balintoni et al.,1983;

Krautner et al.,1985; Voda, 1986) au stabilit modele diferite pentru cadrul litostratigrafic si

structural din Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, care au condus la

elaborarea unor noi scheme de incadrare stratigrafica pentru rocile metamorfice. S-au

impus, in primul rand, delimitarile facute in Muntii Rodnei si Muntii Bistritei : seria de

Bretila (Kräutner, 1938; Kräutner, 1968), seria de Tulghes (dupa Atanasiu, 1929, Kober,

1931; Streckeisen, 1934), seria de Rebra (Kräutner, 1968), seria de Negrisoara (Balintoni,

1980). Numeroase incadrari litostratigrafice si structurale au fost facute in zonele puternic

deformate din apropierea suprafetelor de sariaj ale panzelor prealpine si alpine: seria de

Argestru (Bercia si Bercia, 1970); seria de Tibau (Bercia et al., 1970) ; seria de Steghioara

(Voda, 1980); formatiunea de Chiril (Nedelcu, 1980; Kräutner et al., 1981); formatiunea

de Mandra (Balintoni et al., 1983); formatiunea de Poiana Grebin (Voda, 1982),

formatiunea de Balaj (Bindea, in Kräutner et al., 1989) etc.

Dupa 1980 devine tot mai frecventa utilizarea termenului "grup" in locul celui de

"serie".

Principalele unitati litostratigrafice luate in considerare in ultima vreme, dupa

varste, sunt urmatoarele (Voda si Balintoni, 1994; Balintoni,1997):

Grupul Bretila; Proterozoic mediu,

Grupul Rebra; Proterozoic superior,

Grupul Negrisoara; Proterozoic superior,

Grupul Tulghes; Cambrian-Ordovician inferior si

Grupul Rodna; Silurian - Devonian.

In Grupul (litogrupul) Rodna, Balintoni (1997) cuprinde seriile varistice din Muntii

Rodnei - Repedea, Rusaia si Cimpoiasa - puse in evidenta de Kräutner si Kräutner (1968),

Kräutner et al.(1975). Vom face descrierea acestora in ordine cronologica.

PROTEROZOICUL MEDIU

GRUPUL BRETILA

(1) Grupul Bretila (Kräutner, 1938; Kräutner, 1968) a fost definit initial ca

"mezozona autohtona" in cristalinul Carpatilor Orientali si redefinit in anul 1968, ca o

succesiune preponderent gnaisica, cu intercalatii de amfibolite, micasisturi cu granati,

micasisturi si paragnaise cu staurolit si disten, cuartite albe uneori feldspatice, cu biotit,

polimetamorfozate.

(2) Aria de raspandire. Grupul Bretila are o arie larga de raspandire fiind prezent

in soclurile tuturor panzelor alpine Central - Est - Carpatice. Ocupa arii extinse in Panza

alpina Bucovinica, in zonele sinclinale Rarau si Haghimas, cu gnaisele oculare descrise

sub numele de Gnaise de Rarau si, respectiv, Gnaise de Prisecani. In Panza Subbucovinica

Grupul Bretila este prezent sub sedimentarul mezozoic de la Valea Putnei (de Pojorata) si

de la Tomesti (langa Sandominic). Este bine cunoscut in Panzele Infrabucovinice din

Muntii Rodnei, unde gnaisele oculare au denumiri locale: Gnaise de Anies si Gnaise de

Rebra. In Muntii Maramuresului cea mai mare suprafata este ocupata de Grupul Bretila in

Panzele Infrabucovinice de Vaser si Belopotok (gnaisul ocular de Pop Ivan) si Panza

Infrabucovinica de Petriceaua. In Muntii Bistritei, ferestrele tectonice in care apar Panzele

Infrabucovinice au in toate cazurile (Iacobeni, Borcut - Ulm, Arsita Barnarului si

Calinesti) soclul format din diferite secvente ale Grupului Bretila.

(3) Litostratigrafie. Prezenta unor corpuri de roci granitoide (ex.: Granitoidele de

Haghimas), migmatizarea si retromorfismul varistic, aparitia succesiunilor in numeroase

unitati structurale cu faciesuri diferite si limita tectonica din baza Grupului Bretila, au

facut ca orizontarea succesiunilor litostratigrafice sa nu fie satisfacatoare.

In Panza Infrabucovinica de Anies, Kräutner et al.(1982,1983), disting in stiva cu o

grosime de circa 2000 m doua formatiuni (Fig.2) :

1-formatiunea de Mireaja, in partea inferioara a succesiunii, alcatuita din

amfibolite intercalate cu roci leptinitice;

2-formatiunea de Lespedea, in partea superioara, constituita in cea mai

mare parte din gnaise masive, cu benzi subtiri de gnaise albe leptinitice, amfibolite

si zone largi, lenticulare, de gnaise oculare, cu feldspat potasic, de tipul Gnaiselor

de Rebra.

In Panza Bucovinica, in Muntii Rarau, secventele atribuite Grupului Bretila

(incluzand si formatiunea de Chiril, conform Voda si Balintoni,1994) se coreleaza mai

greu cu succesiunea din Panza de Anies, fiind mai usor de observat o asemanare a partii

superioare in care sunt caracteristice gnaisele cu microclin, Gnaisele de Rarau. In Muntii

Haghimas Grupul Bretila este intrus - inaintea metamorfismului initial al Grupului Bretila

- de roci granitoide: Granitoidele de Haghimas (Muresan si Muresan, 1980) si Granitoidele

de Mandra. Pozitia acestora din urma, in zona puternicelor deformari pe suprafata de sariaj

a Panzei Prealpine de Rarau, a condus la interpretari diferite: (a) prinse intr-o masa de

filonite si milonite, formand o unitate litostratigrafica (Formatiunea de Mandra) si o

unitate structurala prealpina distincta (Panza de Borsec; Balintoni et al.,1983); (b)

intruziune slab discordanta in succesiunea superioara (filitoasa) a Grupului Tulghes din

Panza prealpina de Putna, subiacenta Panzei de Rarau (Kräutner et al,.1989, 1990; Bindea

1993, 1995; Ionescu,1999). Cu toate ca autorul acestui studiu de sinteza este adeptul

primei variante de interpretare, pe harta geologica la scara 1:1000.000 au fost exprimate

datele de cartare geologica dupa autorii variantei a doua.

Baza succesiunii litostratigrafice a Grupului Bretila nu se cunoaste. Limita este fie

suprafata de sariaj prealpin a Panzei de Rarau, in Panzele alpine Bucovinica si

Subbucovinica, fie suprafata de sariaj alpin in Panzele Infrabucovinice. Eroziune

diferentiata se observa sub transgresiunea succesiunilor paleozoice din Panzele

Infrabucovinice din Muntii Rodnei si sub formatiunile sedimentare mezozoice din Panzele

Bucovinica si Subbucovinica. Intre aceste limite ale succesiunilor litostratigrafice

cunoscute si cu o arie de extindere cu mult peste dimensiunile protodomeniului Central-

Est-Carpatic, Grupul Bretila suporta normal variatiile de facies litologic, precum si variatii

ale metamorfismului si procesului de migmatizare.

(4) Contextul geotectonic de depunere a Grupului Bretila, a fost luat in

considerare de Balintoni (1997) ca fiind de contact convergent - in bazin de fosa, de prearc

sau de backarc - . Argumentele principale pentru aceasta incadrare au fost: (a)

predominarea secventelor terigene cu intercalatii de metavulcanite acide si bazice, (b) lipsa

rocilor carbonatice, (c) prezenta granitoidelor premetamorfice si (d) lipsa unor indici

despre un eventual fundament sialic pe care succesiunea sa fi fost transgresiva.

Granitoidele sunt interpretate ca argument de implicare a arcului in subductie, ceea ce

indica faza finala a unei coliziuni.

Petrochimia amfibolitelor din Grupul Bretila, studiul petrografic si elementele

minore arata, dupâ Macalet (1985), provenienta din magme extrusive, curgeri de lave si

tufuri, corespunzatoare unor tipuri gabbrodioritice, gabbroide si leucogabbroide, ceea ce

este coerent cu interpretarea existentei unui context de bazin marginal..

(4) Metamorfismul Grupului Bretila, polimetamorfismul recunoscut de la

inceputurile studiilor petrostructurale este interpretat diferit: (1) metamorfism initial in

faciesul amfibolitelor cu almandin, de tip Barrovian, inclusiv migmatizarea, apoi un

retromorfism varistic si altul alpin (Bercia et al.,1971¸ 1976; Kräutner,!988) si (2)

metamorfism initial in faciesul amfibolitelor cu almandin (dalslandian), urmat de un al

doilea metamorfism, in care se produce si migmatizarea (probabil caledonian),

retromorfism varistic (Balintoni si Gheuca,1977).

Ultimul model propus de Balintoni (1997) pentru evolutia Grupului Bretila este

urmatorul:

-metamorfism initial, de grad mediu, in regim subductional, ca parte a unei prisme

de acretie si a unui arc insular antrenat in subductie;

-al doilea metamorfism regional de grad mediu spre scazut, ca parte a unei cruste

sialice subplacate, cu procese de migmatizare;

-retromorfism varistic, legat in special de sariajul prealpin al Panzei de Rarau, cu

aspectele specifice care au motivat delimitarea unor secvente puternic deformate in baza

Panzei de Rarau (Voda si Balintoni,1994).

Retromorfismul alpin este vizibil in baza Panzei Bucovinice si pe aproape intreaga

masa a Panzei Subbucovinice si a Panzelor Infrabucovinice.

(6) Varsta Grupului Bretila este greu de precizat, analiza cu argumente

convingatoare referindu-se la varstele metamorfismului retrograd, varistic si, eventual,

caledonian. Kräutner (in Sandulescu et al.,1989) citeaza varste K-Ar care ajung 738 Ma,

pentru Grupul Bretila din Panza de Rarau, circa 800 Ma, pentru Granitoidele de Haghimas,

varste izotopice Rb-Sr cuprinse intre 340 Ma, in Panza de Rarau si 529 Ma, in Panzele

Infrabucovinice. Aceste varste sunt amprenta evolutiei varistice (eventual si caledoniane) a

Grupului Bretila, metamorfismul initial nefiind reflectat. Este citata o singura datare,

obtinuta pe zicoane detritice din Grupul Bretila din Muntii Maramuresului de dincolo de

granita, o izocrona de 1660 Ma (Boiko et al.,1980), dar lipsa unor date de detaliu privind

locul de recoltare si valorile determinarilor nu fac posibila o analiza a acestor rezultate.

Studiile palinologice intreprinse de Olaru et al.(1974), Olaru si Oniceanu (1985), Olaru

(1991) si Horaicu (1999), au pus in evidenta prezenta unor asociatii de acritarche in

Grupul Bretila din Panzele Infrabucovinice de Rusaia si de Vaser. Pe baza acestora se ia in

considerare o varsta Proterozoic superioara (Riphean - Vendian) pentru Grupul Bretila.

Analiza succesiunii proceselor metamorfice facuta de Kräutner (1989) si de

Balintoni (1997) sunt in acord in ceea ce priveste o varsta predalslandiana pentru

metamorfismul initial al Grupului Bretila. Daca acceptam acest punct de vedere trebuie sa

gasim contextul in care succesiunea Grupului Bretila a fost inundata de acritarche ripheene

si vendiene.

(7) Metalogeneza Grupului Bretila este redusa la cateva zone cu mineralizatii de

fier, intr-un context in care este evidenta legatura cu un vulcanism bazic, asa cum se

cunosc la Iacobeni (paraul Haju) si cel putin in parte cele din fereastra tectonica Vaser .

PROTEROZOICUL SUPERIOR

GRUPUL REBRA

(1) Grupul Rebra a fost definit in 1968 de catre Kräutner pentru mezozona din

Muntii Rodnei, din Panza de Rodna, alcatuita din micasisturi, roci carbonatice (calcare si

dolomite) cristaline, amfibolite, cartite si gnaise. Bercia et al.(1971) introduc denumirea de

"serie de Rebra - Barnar" pentru succesiunile litostratigrafice asemanatoare celor din

Muntii Rodnei, in Muntii Bistritei, "seria mezozonala" (Savul,1938) , "seria de Bistrita -

Barnar" (Joja et al.,1968) si "seria de Vatra Dornei - Iacobeni" (Bercia et al.,1967) si in

Muntii Giurgeului "seria de Mogos"(Streckeisen,1931) .

(2) Aria de raspandire. Grupul Rebra ocupa suprafete mari in Muntii Rodnei si

Muntii Bistritei si, de asemenea, in Muntii Giurgeului si Ciucului. Formatiunea

carbonatica se urmareste cu usurinta, sub forma unei benzi aproape continui, in baza

Panzei Bucovinice, din estul Muntilor Maramuresului si pana la Tomesti (Ciuc), pe

conturul intern al Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali. In Muntii

Maramuresului si partea centrala a Muntilor Bistritei , bordeaza ferestrele tectonice in care

apar Panzele Infrabucovinice. In partea de Est, in contact cu Zona Flisului apare doar in

Semifereastra Borca - Grintiesul Mare.

(3) Litostratigrafie. Succesiunea litostratigrafica a Grupului Rebra are caractere

specifice care face sa fie usor de recunoscut in cele mai multe situatii. Doar retromorfismul

a facut ca uneori succesiunile sa fie considerate a fi "serii paleozoice" (Seria de Bistra,

Seria de Tibau). Fata de o formatiune carbonatica, bine individualizata in partea mediana a

succesiunii, au fost separate alte doua formatiuni, sub si deasupra acesteia. Problemele

care apar, referitoare la stabilirea incadrarii unor succesiuni la Grupul Rebra sunt din cauza

ca acele succesiunil sunt incomplete sau au suporta deformari puternice.

Grupul Rebra este limitat in baza - in toate cazurile - de o suprafata de sariaj alpin,

mezocretacic. Succesiunea cea mai cuprinzatoare se gaseste in Muntii Rodnei, in partea

centrala si in Muntii Bistritei, in regiunea Darmoxa. In aceste regiuni a fost delimitata

formatiunea inferioara.

La partea superioara succesiunea Grupului Rebra este limitata de sariajul Panzei

prealpine de Pietrosu Bistritei, alcatuita din Grupul Negrisoara. Cand acesta lipseste,

Grupul Rebra vine in contact - tot printr-o discordanta tectonica, data de un sariaj prealpin

- cu Grupul Tulghes. Intre aceste limite litostratigrafia Grupului Rebra (Kräutner, 1968;

Bercia et al.,1971;1976) este urmarita cu usurinta pe intreaga arie de aparitie, din Muntii

Maramuresului pana in Muntii Ciucului, repartizarea succesiunilor la cele trei formatiuni

fiind, in prezent, rezolvata:

- formatiunea inferioara, gnaisica, cu micasisturi, de Izvorul Rosu (Rb-1);

- formatiunea mediana, carbonatica, de Voslabeni (Rb-2);

- formatiunea superioara, a micasisturilor cuartitice, de Ineu (Rb-3).

1-Formatiunea inferioara, gnaisica cu micasisturi, de Izvorul Rosu

(Rb-1) este cunoscuta in Muntii Rodnei, in constitutia Panzei Subbucovinice si in

Muntii Bistritei, unde formeaza baza Panzei Bucovinice. Este alcatuita dintr-o

alternanta de gnaise micacee, cuartite cenusii albicioase, micasisturi cu granati si

staurolit, rare intercalatii de amfibolite si dolomite in lentile cu extindere redusa.

Cu aceste caracteristici se dezvolta, pe o grosime de circa 1 km, la vest de

Darmoxa, in ambii versanti ai paraului Negrisoara.

2-Formatiunea mediana, carbonatica, de Voslabeni (Rb-2), cu grosime

maxima de 1000m, este formatiunea caracteristica pentru Grupul Rebra.

Denumirea provine de la localitatea Voslabeni, la sud de Gheorgheni, unde rocile

carbonatice - in special dolomitele - sunt exploatate in cariera. Succesiunea

litostratigrafica a acestei formatiuni este in detaliu cunoscuta tot in Muntii Rodnei,

unde lucrari miniere si foraje au traversat secvente groase in cadrul programelor de

cercetare pentru mineralizatii polimetalice. Rocile carbonatice, dolomitele si

calcarele cristaline, masive, albe, cenusii sau roscate, cu sau fara tremolit, rubanate,

contin la cateva nivele litostratigrafice minereuri stratiforme de sulfuri

polimetalice, singenetice. Rocile carbonatice au grosimi variabile, sunt sub forma

de lentile alungite, uneori observandu-se indintari laterale de facies cu cuartite albe

si cenusii, micasis turi si pasragnaise. In partea bazala a formatiunii, in Muntii

Rodnei, apar pachete groase de amfibolite care contin, la Bazdaga, mineralizatii de

fier si cupru.

Vom mentiona ca in partea de nord a Muntilor Bistritei (Bercia et al.,1971) si in

Muntii Maramuresului (Pitulea,1972) formatiunile carbonatice, retromorfe, considerate in

prezenta lucrare ca apartinand Grupului Rebra, au fost delimitate ca formatiuni paleozoice,

seria de Tibau si, respectiv, seria de Bistra. Apartenenta "seriei de Tibau" la Grupul Rebra

a fost stabilita de Balintoni (1984), in versantul drept al Bistritei aval de Carlibaba. In

Muntii Maramuresului, Zincenco(1993;1999) sustine in continuare varsta hercinica a

formatiunilor metamorfice carbonatice.

3-Formatiunea superioara, a micasisturilor si amfibolitelor, de Ineu

(Rb-3), apare cu o dezvoltare mai larga (grosime de peste 2000m) in partea de est a

Muntilor Rodnei si in zona centrala a Muntilor Bistritei, intre Zugreni si Darmoxa.

In Muntii Rodnei si mai ales in Muntii Bistritei, in baza formatiunii superioare a

Grupului Rebra din Panza Subbucovinica apar secvente groase de amfibolite si

paragnaise cuartitice cu magnetit (Sunatori, paraul Bradu-Darmoxa) care au fost

separate in unele lucrari (Balintoni,Gheuca;1978; Voda, 1982,19886)), ca o

formatiune distincta, "Formatiunea de Toplicioara". Peste aceasta secventa, in

Muntii Rodnei, apare o succesiune groasa de peste 1 km de micasisturi cuartitice,

cuartite cenusii si negre, strate si lentile mici de calcare si dolomite si unul sau mai

multe nivele de gnaise albe (Gnaisul de Nichitas). In putinele zone de aparitie a

Formatiunii de Ineu in Panza Bucovinica succesiunile sunt cu grosime mica si nu

au in baza nivele semnificative de roci amfibolice.

,

(4) Contextul geotectonic, pentru Grupul Rebra, rezultat in urma analizei

succesiunilor litostratigrafice cunoscute, care in majoritatea lor provin din metamorfozarea

unor roci sedimentare in care predomina cele carbonatice. Acestea au, in mod evident,

caracterul unor depuneri pe domeniul de platforma carbonatica, de bazin de sedimentare

pe margine continentala pasiva. Studiile petrochimice care sunt in curs de finalizare

(Voda, Munteanu), dar si cele executate anterior arata indubitabil provenienta

amfibolitelor din roci magmatice, din magme de tip hornblenditic si gabbroid, asa cum

sunt, de exemplu, cele din Muntii Giumalau (Erhan et al.,1966). Amfibolitele reprezinta,

in acest caz, produsele unor rifturi secundare paralele cu zona principala de spreading.

(5) Metamorfismul Grupului Rebra este privit diferit, dar in aproape toate

cazurile este recunoscut suprapunerea a cel putin doua procese de metamorfism regional.

Krautner (1968;1989 in Sandulescu et al.,1989) ia in considerare un metamorfism regional

initial, in faciesul amfibolitelor cu almandin, de tip Barrovian, prezentand parageneze cu

disten,staurolit, almandin, biotit, in rocile terigene si cu hornblenda si diopsid in rocile

bazice si in cele carbonatice. Un metamorfism varistic (sudet) , retrograd afecteaza - in

conceptia lui Kräutner - aria in care "Grupul Tibau acopera transgresiv formatiunile

superioare ale Grupului Rebra. Este recunoscut si un metamorfism varistic sub suprafata

de sariaj a unitatilor structurale varistice (de Pietrosu Bistritei; de Putna), care acopera

unitatea prealpina de Rodna, alcatuita din Grupul Rebra.

Balintoni, Gheuca (1977) au pus in evidenta, in regiunea Zugreni - Barnar , doua

evenimente metamorfice mezozonale: primul caracterizat de prezenta staurolitului si

distenului in micasaisturi si paragnaise si al doilea, de presiune mai scazuta, remarcat prin

formarea andaluzitului si cordieritului pe seama staurolitului si distenului. Ambele

evenimente metamorfice sunt cosiderate de Balintoni (1997) ca produse in situatia de

placa inferioara, deosebire esentiala fata de istoria metamorfica a Grupu lui Bretila.

Prin considerarea "Grupului Tibau" ca parte a Grupului Rebra (puternic deformat

in baza Panzei Bucovinice) Voda si Balintoni(1994) pun la indoiala in mod indirect

afectarea Grupului Rebra de un metamorfism regional (retrograd) varistic. In schimb este

subliniat efectul puternic al metamorfismului ce insoteste sariajele varistice si alpine.

Mentionam ca in interpretarea actuala succesiunea litostratigrafica "epimetamorfica" ,

separata de Pitulea (1972) in Muntii Maramuresului sub denumirea de "Seria de Bistra"

este considerata ca apartinand Grupului Rebra, puternic deformat , in baza panzei

Subbucovinice.

(6) Varsta Grupului Rebra este considerata a fi Proterozoic superior mai ales

datorita polimetamorfismului evident, o evolutie metamorfica a carei extindere trebuie sa

cuprinda cel putin trei cicluri incheiate cu coliziune.

Datarile radiometrice K - Ar indica prin valoarea lor ce se inscrie imediat sub cifra

100 Ma procese termice asociate forfecarilor mezocretacice. Pe minereurile polimetalice

de la Valea Blaznei si de la Guset, izotopii plumbului au prezentat raporturi diferite pentru

cele doua sectoare, 800 Ma pentru Valea Blaznei si numai 400 Ma pentru mineralizatia

echivalenta de la Guset.

In ultima vreme datele palinologice (Olaru,1991; Horaicu,1999) tind sa ateste o

varsta vendiana, depunerea Grupului Rebra fiind mult apropiata de limita superioara a

Proterozoicului . Ramane de vazut daca aceasta varsta se poate inscrie coerent inaintea

succesiunii de evenimente metamorfice care se pot evidentia prin noile practici in

determinarile izotopice.

(7) Metalogeneza este bine exprimata prin extinderea regionala a unei

mineralizatii singenetice, stratiforme, piritoase si plumbo - zincifere, cantonate in

formatiunea carbonatica, in versantul sudic al Muntilor Rodnei, exploatate din timpuri

vechi la Valea Vinului si recent la Valea Blaznei. Indici ai acestui tip de mineralizatii mai

apar si in alte regiuni, dar niciunde cu importanta celor din Muntii Rodnei. Studii

specifice, mineralogice si geochimice, efectuate de Udubasa et al.(1983) au definit cadrul

litostratigrafic, mineralogia si geochimia care definesc mineralizatia ca fiind de tipul

Mississippi Valley.

Slabe procese metalogene sunt prezente in baza formatiunii carbonatice,

mineralizatii ferifere si cuprifere in relatii cu roci amfibolice (la Bazdaga,in Muntii

Rodnei) si ferifere, in succesiunea cu amfibolite din partea bazala a Formatiunii superioare

de Ineu, a Grupului Rebra (la Sunatori, in Muntii Bistritei).

GRUPUL NEGRISOARA

(1) Grupul Negrisoara a fost definit cu denumirea de "Formatiunea de Pietrosu

Bistritei" de Balintoni si Gheuca in 1978, in regiunea dintre paraele Barnar si Neagra

Brostenilor si extins apoi in aproape toti Muntii Bistritei (Balintoni,1980). Cuprinde o

succesiune litostratigrafica in general cu grosime mica, alcatuita din micasisturi,

paragnaise cuartitice de cele mai multe ori puternic deformate si gnaise porfiroide cu

aspect specific.

(2) Aria de raspandire a Grupului Negrisoara este mare, fiind recunoscut in

prezent aproape pe toate zonele in care apar Panzele Bucovinica si Subbucovinica. Se

cunoaste in Muntii Maramuresului, foarte putin in estul Muntilor Rodnei, in partea

centrala si vestica a Muntilor Bistritei si apoi pe o zona continua la sud de Valea

Bistricioarei, pana la Sandominic si Tomesti.

(3) Litostratigrafie. Grupul Negrisoara cuprinde doi termeni litostratigrafici:

1. Formatiunea de Pinu, acatuita din micasisturi si paragnaise cuartitice cu biotit,

gnaise albe slab feldspatice, cuartite negre si lentile subtiri de roci carbonatice,

la partea inferioara si

2. Gnaisele Porfiroide de Pietrosu, la partea superioara a succesiunii.

Grupul Negrisoara cuprinde secvente asemanatoare partii superioare a Grupului

Rebra (Formatiunea de Ineu), exceptie facand Gnaisele de Pietrosu considerate anterior ca

dyke-uri, in "seria epimetamorfica" sau in baza acesteia (Athanasiu,1899; Savul,

Mastacan, 1952; Cocarta,1974).

1-Formatiunea de Pinu (litozona Pinu, in sens Balintoni,1997) cuprinde, in

bazinele vailor Negrisoara, Neagra Brostenilor si Borca, din Muntii Bistritei, o succesiune

cu grosime ce poate depasi 1000 m, de paragnaise cuartitice cu biotit, cu intercalatii de

gnaise albe, mai ales in baza, cuartite negre si roci carbonatice in strate subtiri , bine

deschise in zona muntelui Budacu si pe paraul Pinu, afluent stang al paraului Negrisoara.

Spre partea superioara a formatiunii apar gnaise fine cu biotit marunt, cu microclin si mici

granule de cuart violaceu asemanatoare celor din gnaisele porfiroide de Pietrosu.

2-Gnaisele Porfiroide de Pietrosu sunt o entitate litologica inconfundabila,

remarcata cu usurinta de catre geologii care au executat diferite lucrari in Muntii Bistritei,

datorita fenocristalelor de cuart violaceu si a oculilor de albit cu dezvoltari tipice.

Extinderea mare si pozitia, mereu aceeasi, la partea superioara a Grupului Negrisoara, cu

zone de deformare (milonitizare) la partea superioara si concordanta (aparenta ?) cu

substratul au facut ca provenienta acestor roci sa fie mult discutata. In ultima interpretare

(Balintoni,Neacsu,1980) bazata pe studii petrostructurale, chimice si geochimice, ca si pe

forma de zacamant, au fost considerate ca provenind din curgeri de lave si tufuri. Studii

detaliate a Porfiroidelor de Pietrosu in aria dintre Zugreni si Valea Seaca a relevat o

diversitate compozitionala (Tatu, in Voda et al.,1999): monzogranite, microgranite

porfirice, leucogabbrouri si microdiorite, tufuri si tufite si roci de natura terigena.

(4) Contextul geotectonic in care s-au format secventele litologice ale Grupului

Negrisoara este considerat de Balintoni (1997) ca fiind acelasi cu a Grupului Rebra, ca

parte finala a acumularilor pe o margina continentala pasiva, inaintea fazei colizionale.

Deoarece este recunoscuta o discordanta tectonica importanta in baza succesiunii

litostratigrafice a Grupului Negrisoara, aria de provenienta a Grupului Negrisoara,

raportata la Grupul Rebra din unitatea subiacenta, este considerata a fi fost la est si nu in

continuitatea directa a succesiunii cunoscute a Grupului Rebra. Evident aceasta remarca nu

exclude un substrat de acest tip pentru Grupul Negrisoara.

Petrochimia Gnaiselor Porfiroide de Pietrosu a fost interpretata diferit, formarea

unui corp tabular cu extinderea de multe sute de kmp fiind greu de imaginat. Cocarta

(1974), le-a considerat ca si Athanasiu (1899), Savul (1938), Savul , Mastacan (1952),

dyke-uri de roci eruptive de compozitie granodioritica. Balintoni, Neacsu (1980) sustin

provenienta gnaiselor dintr-o formatiune de origine magmatica, extrusiva, de tipul celor

care formeaza platourile ignimbritice actuale, putand explica astfel extinderea mare in

suprafata si relativa uniformitate petrochimica si geochimica. Problema este anuntata ca

fiind mai complexa (Tatu, in Voda et al.,1999) si continuarea studiului acestui “complex”

al Porfiroidelor de Pietrosu este bine venita.

(5) Metamorfismul Grupului Negrisoara este - in linii mari - asemanator celui

recunoscut in Grupul Rebra, partii superioare a acestuia, avand suprapus un puternic

retromorfism, efect al forfecarilor (sariajelor) prealpine si alpine

(6) Varsta Grupului Negrisoara comporta aceleasi discutii ca si in cazul anterior,

al Grupului Rebra. Varstele radiometrice, Rb-Sr, pe Gnaisele Porfiroide de Pietrosu

(Zincenco et al.,1996), indica varsta 675 Ma pentru metamorfismul initial al Grupului

Negrisoara, in acord relativ (de asta data) cu date palinologice (Horaicu,1999) care

prezinta palinomorfe (acritarche) predominant vendiene.

(7) Metalogeneza nu se cunoaste in Grupul Negrisoara.

CAMBRIAN - ORDOVICIANUL INFERIOR

GRUPUL TULGHES

(1) Grupul Tulghes, seria de Tulghes, sunt termeni folositi pentru prima data de

Kober (1931) si Streckeisen (1934) pentru a defini succesiuni de roci epimetamorfice din

Cristalinul Carpatilor Orientali asemanatoare cu cele descrise de Atanasiu (1929) in

imprejurimile Tulghesului. Metalogeneza bogata in sulfuri polimetalice, mangan si

baritina a motivat executarea unor ample programe de lucrari de cercetare geologica:

prospectiuni geologice, geochimice si geofizice, studii, lucrari de explorare etc. Aceste

lucrari au condus la un grad de cunoastere mai bun pentru ariile de dezvoltare a Grupului

Tulghes, fata de celelalte unitati litostratigrafice din Carpatii.

Grupul Tulghes este alcatuit in mare parte din formatiunile cuprinse in "seria

epizonala" de catre Savul (1938), Cosma, Pelz (1962), "seria epimetamorfica" dupa

Ianovici, Ionescu (1966), Pitulea (1967), Radulescu (1967,1969) sau “serie sedimentogen-

vulcanogena acida” de catre Bercia et al. (1967). Din 1970 (Bercia,Bercia; 1970, Bercia et

al.,1971; Zincenco, 1971) s-a utilizat cu consecventa denumirea de serie pana in anul 1980

cand, urmare a programelor internationale de delimitare si divizare a terenurilor

metamorfice (Zoubek, 1977; Kräutner, 1978, 1980) si a codului de nomenclatura,

delimitare si subdivizare a unitatilor litostratigrafice (Hedberg,1976), se introduce

denumirea de Grup. Grupul Tulghes cuprinde o succesiune de roci terigene, cuartite albe si

negre, filite, sisturi cuartitice sericitoase, cloritoase si grafitoase cu secvente groase de roci

acide (riolitice) si numeroase intercalatii, subtiri de roci bazice.

(2) Raspandirea Grupului Tulghes este bine cunoscuta din Muntii

Maramuresului, in nord si pana in Muntii Persani, in sud. Apare sub forma de benzi cu

latimi de cativa km si lungimi de zeci de km, in partea mediana a soclului Panzelor

Central-Est-Carpatice superioare, Panza Bucovinica si Panza Subbucovinica.

In Muntii Maramuresului ocupa zone din ce in ce mai mari, de la nord - vest spre

sud - est, de la Pentaia, langa Poienile de sub Munte, in muntele Pietrosu Bardaului, intre

paraul Bardi si paraul Bardau si pana in bazinul superior al vaii Vaser.

In Muntii Rodnei, din cauza ridicarii puternice a structurii geologice, Grupul

Tulghes lipseste.

In Muntii Bistritei formeaza o banda continua in partea de est a Zonei Cristalino-

Mezozoice a Carpatilor Orientali, intre Lucina, Fundu Moldovei, Brosteni, Borca si

Grintiesul Mare, pe circa 50 km lungime, cu latimi variabile, depasind 10 km in zona

dintre muntii Giumalau si Rarau. Spre vest o alta zona de aparitie urmareste valea Bistrita

Aurie intre Carlibaba si Vatra Dornei si se continua spre sud pana la valea Bistricioarei, la

Tulghes.

In Muntii Giurgeului si Ciucului, se dezvolta pe arii cu forme diferite, din

versantul drept al vaii Bistricioara, ocolind zonele de aparitie a Grupului Bretila si a

Granitoidelor de Haghimas, apoi pe la est de Masivul Ditrau, ca o banda continua pana la

Mihaileni, la nord de Miercurea Ciuc.

In Muntii Persani este cea mai sudica zona de aparitie a Grupului Tulghes din

Carpatii Orientali, intre valea Comana si valea Venetia, in masivul Garbovei.

(3) Litostratigrafie. Grupul Tulghes este alcatuit din succesiuni litostratigrafice

corelabile pe intreaga arie de raspandire, probleme mai complicate fiind date de relatiile

existente in partea bazala si partea terminala a succesiunii datorita faptului ca limitele

grupului sunt tectonice.

Aspectul de succesiune litostratigrafica, pentru ceea ce numim astazi Grupul

Tulghes, a fost redat de Savul (1938) pentru regiunea Dorna - Brosteni, prin cartarea

nivelelor de cuartite negre, concordante in succesiunea seriei epizonale. Tot Savul, in

1952, observa interstratificarea sulfurilor in succesiunea cu metavulcanite acide, la Fundu

Moldovei, Crucea si Lesu Ursului, in pozitie superioara cuatitelor negre.

Subdivizarea in formatiuni (denumite anterior complexe) a fost facuta pentru prima

data de Dessila Codarcea et al. (1964) in regiunea Barnarel - Holdita: (1) un complex

inferior de sisturi blastopsefitice, urmat de (2) complexul cuartitelor negre si al sisturilor

grafitoase, (3) un complex superior al porfiroidelor si tufoidelor acide, si (4) un complex al

sisturilor sericito-cloritoase superioare.

Radulescu et al. (1966) stabileste pentru intreaga arie a Muntilor Bistritei o

succesiune epimetamorfica (= Grupul Tulghes), termenul inferior fiind cel al cuartitelor

negre, transgresive pe seria mezometamorfica, avand in baza, uneori, conglomerate

metamorfozate, denumite “sernifite” . Complexul median, vulcanogen acid, este urmat de

o succesiune cu sisturi tufogene bazice.

Pitulea (1967) prezinta, intr-o lucrare ce cuprinde profile geologice din Maramures

si din Muntii Bistritei, aspecte stratigrafice pentru succesiunile epi si mezometamorfice.

In Muntii Maramuresului, Zincenco (1971,1973), prezinta pentru regiunea Baia

Borsa diverse incadrari ale succesiunilor cu metavulcanite acide si minereuri de sulfuri

polimetalice, cu zonalitati si faciesuri distincte.

In 1973, Radulescu et al. (1974) separa in regiunea Brosteni - Madei patru

complexe litostratigrafice: (1) complexul inferior de Caboaia, cuartitic-muscovitic, (2)

complexul de Holdita Brosteni, al cuartitelor negre, (3) complexul de Lesu Ursului-

Vacaria, al metavulcanitelor acide si (4) complexul de Arsita Rea, filitoasa cuartitica.

Aceasta ultima orizontare a fost pastrata si completata pentru regiunea Lesu Ursului-

Tulghes-Damuc de Voda et al. (1974-1976) si Voda (1980;1982). Kräutner si Kräutner

(1974) elaborasera o schema litostratigrafica in regiunea Fundu Moldovei in care se lua in

considerare o structura anticlinala, in axul careia aparea complexul cu metavulcanite acide

si minereurile piritoase si cuprifere. Flancurile erau formate de complexul cuartitelor

negre, cel din est fiind in realitate format de succesiunea de Arsita Rea din regiunea Lesu

Ursului- Brosteni. Aceasta schema a fost abandonata dupa incercari de utilizare in

regiunea Crucea-Lesu Ursului (Kräutner et al.,1974,1975), preluandu-se orizontarea

prezentata anterior. Coloana litostratigrafica a Grupului Tulghes a fost completata cu

numeroase detalii pe aria dintre Lesu Ursului si Fundu Moldovei (Kräutner et al. 1976-

1988).

In ultima perioada numeroase contributii privind litostratigrafia Grupului Tulghes

au fost aduse de Kräutner et al. (1990,1991), Gheuca et al.(1992), Bindea et al.

(1993,1994), Moga si Podasca (1989,1990), Podasca et al. (1993,1994,1998), Ionescu

(1995,1998,1999), Zincenco et al.(1995,1999).

Cea mai completa succesiune atribuita Grupului Tulghes este cunoscuta in

regiunea Brosteni, din Muntii Bistritei. Delimitarea formatiunilor facuta in aceasta regiune

este considerata si in prezent ca baza de corelare pentru secventele din alte regiuni. In

jargonul obisnuit, al geologilor care lucreaza in zona, se foloseste o prescurtare a numelui

formatiunilor cu indice si numar: Tg-1; Tg-2 etc. Le vom mentiona la denumirea

formatiunilor:

(1) formatiunea blastodetritica, de Caboaia – Tg-1;

(2) formatiunea cuartitelor negre, de Holdita – Tg-2;

(3) formatiunea metavulcanitelor acide, de Lesu Ursului – Tg-3;

(4) formatiunea filitoasa – cuartitica, de Arsita Rea – Tg-4.

Vom utiliza aceasta orizontare mentionand diferentele existente in alte regiuni. In

fig. nr. este redata schema generala a formatiunilor care alcatuiesc Grupul Tulghes.

1-Formatiunea blastodetritica, de Caboaia (Tg-1) are stratotipul pe paraul

Caboaia, afluent drept al raului Bistrita amonte de Brosteni, unde succesiunea are o

grosime de circa 1200 m, constituind termenul inferior al Grupului Tulghes. Baza

formatiunii nu se cunoaste, fiind limitata in baza de o suprafata de sariaj prealpin, care o

separa de Panza prealpina de Pietrosu Bistritei. Acest contact este bine deschis in versantul

drept al raului Bistrita, amonte de Gura Barnarului si, de asemenea in bazinele paraelor

Borca, Stejaru si Dreptu, la sud de Brosteni.

Limita superioara a formatiunii de Caboia se traseaza cu usurinta fiind marcata clar

de trecerea la un facies predominant grafitos, caracteristic formatiunii cuartitelor negre.

Succesiunea litostratigrafica (Radulescu et al.,1973; Voda et al.,1974,1975) este

formata din cuartite muscovitice, cuartite feldspatice, sisturi clorito-sericitoase cu biotit.

Sisturi cu grafit apar cu totul sporadic. In partea mediana a formatiunii apar cateva nivele

groase, de 10 – 30 m, de cuartite verzui feldspatice, cu intercalatii de sisturi clorito-

sericitoase, uneori cu porfiroblaste de albit si siosturi cuartitice sericito-grafitoase de 1-2

m, in apropierea unui nivel cu mineralizatie slaba piritoasa si plumbo-zincifera.

Cuartitele din orizontul median continua la nord de paraul Caboaia si formeaza

renumitele – pe vremuri – involburari de ape, “Toance”, greu de strabatut cu plutele.

Kräutner et al.(1978) descrie aceste cuartite cu numele de “cuartitele de Toance”.

Pe paraul Caboaia succesiunea descrisa apartine Panzei Bucovinice si este

interesant ca aceasta formatiune apare, cu caracteristici foarte apropiate, si in succesiunea

Grupului Tulghes din Panza Subbucovinica din compartimentul tectonic Zugreni - Valea

Seaca, fapt ce demonstreaza continuitatea Panzei prealpine de Putna inaintea sariajelor

mezocretacice. Formatiunea de Caboaia nu apare in Muntii Giurgeului si Ciucului, nici in

Muntii Persani. La nord de Falia Crucea – Zugreni si prelungirea acesteia spre nord-vest

nu se cunoaste in Panza Bucovinica ci doar in Panza Subbucovinica, unde are grosime

foarte mica.

In bazinul Vaserului din Muntii Maramuresului, cuartitele de Gliganu pot fi

corelate cu cele de Toancele.

2-Formatiunea cuartitelor negre, de Holdita (Tg-2), are grosime variabila, in

general de circa 500m si este cel mai bine cunoscuta pe paraul Holdita, afluent stang al

raului Bistrita amonte de Brosteni, unde exista numeroase lucrari de cercetare geologica

efectuate pentru mineralizatiile singenetice de baritina. Are o dezvoltare mare in Muntii

Bistritei, de la Carlibaba si Cosna pana la Vatra Dornei-Saru Dornei, si apoi spre sud, pe

rama vestica a Zonei Cristalino-Mezozoice, pana la Darmoxa si muntele Racila (obarsia

vaii Bistricioara). O alta zona de aparitie, mai spre est, incepe din valea Putnei (de

Pojorata) si este aproape continua pana spre obarsia paraului Borca si Valea Seaca. De la

Brosteni, din Valea Holditei, spre sud, urmareste contactul Zonei Cristalino-Mezozoice cu

Zona Flisului Intern, pana la Borca, de unde, in continuare formeaza zonele inalte ale

muntilor Busmei si Grintiesul Mare

In Muntii Maramuresului formatiunea cuartitelor negre este cunoscuta in versantul

drept al vaii Vaserului si in regiunea Poienile de sub Munte.

Formatiunea cuartitelor negre se individualizeaza prin prezenta dominanta a

tipurilor litologice caracteristice, rocile cu grafit: cuartite negre grafitoase si sisturile cu

grafit. Limita inferioara a formatiunii corespunde unui regim de sedimentare schimbat, cu

toate ca rare secvente cu facies grafitos apar si in formatiunea blastodetritica.

. Pe fondul succesiunii monotone a elementelor litologice care constituie

formatiunea, se observa aparitii sporadice de roci carbonatice, calcare cenusii rubanate,

sisturi carbonatice si roci cuarto-feldspatice, mai ales in partea mediana a succesiunii.

Minereuri de mangan insotite de sisturi carbonatice manganifere, apar la diferite nivele in

cadrul formatiunii. Cu importanta economica sunt minereurile de mangan dintre Carlibaba

si Saru Dornei. In regiunea Brosteni-Borca minereurile de mangan sunt in general la partea

inferioara a formatiunii, sub nivele mai groase sau mai subtiri de calcare, iar la partea

superioara, intre Holdita si paraul Casei ca si pe paraul Steghioara (Borca) , se cunosc

minereuri stratiforme de baritina.

Cuartitele negre grafitoase masive au forme lenticulare si se indinteaza cu sisturile

cuartitice grafitoase, in care cantitatea de cuart este mai mica. Pe arii restranse pot fi gasite

strate reper, asa cum este cazul zonei dintre localitatile Crucea si Brosteni unde, in

succesiunea cuartitelor negre, apare un banc de metagraywacke, cu aspect caracteristic,

numit nivelul de Paraul Ursului (Kräutner et al.,1978).

Limita superioara a formatiunii a fost trasata deasupra ultimului nivel de cuartite

negre masive si sub un nivel de sisturi verzi cu carbonati, vizibil in versantul drept al

raului Bistrita de la confluenta cu paraul Capra, spre sud, pe paraul Caboaia, paraul Neagra

Brostenilor si in continuare pana la Valea Seaca, afluent al vaii Bistricioara. La acest nivel

litostratigrafic exista sisturi verzi si in Muntii Maramuresului, in Panza Subbucovinica, pe

valea Cvasnita si valea Bardi.

3-Formatiunea metavulcanitelor acide, de Lesu Ursului (Tg-3), cu o grosime de

peste 2500m, este caracterizata de predominarea tipului litologic denumit de Atanasiu

(1929), in imprejurimile Tulghesului, “roci porfirogene” termen care s-a generalizat si

cuprinde in prezent si alte tipuri de roci din cadrul metavulcanitelor riolitice.

Formatiunea metavulcanitelor acide este bine cunoscuta pe ariile de aflorare, din

Muntii Maramuresului si pana in Muntii Persani, precum si datorita numeroaselor lucrari

miniere si de foraj care au cercetat mineralizatiile de sulfuri interstratificate in aceasta

formatiune. In Muntii Bistritei o buna cunoastere a formatiunii a fost realizata prin

lucrarile miniere magistrale de la Lesu Ursului care traverseaza formatiunea

metavulcanitelor acide pe o grosime de circa 2000 m.

Kräutner et al.(1978 - 1989) considera ca pot fi recunoscute prin cartarea de

suprafata detaliile din lucrarile miniere, extinde prezenta celor cinci secvente de

metavulcanite riolitice de la Lesu Ursului in toata aria ocupata de Grupul Tulghes in

Muntii Bistritei si propune o orizontare a Formatiunii metavulcanitelor acide pe baza

perioadelor de activitate vulcanica riolitica intermitenta (fig. nr. ). Completata cu datele

obtinute in intreaga arie Fundu Moldovei - Lesu Ursului, si cu numeroase detalii pentru

formatiunea superioara, aceasta coloana litostratigrafica sintetica este prezentata ca

stratotip al succesiunii litostratigrafice a Grupului Tulghes in Panza Bucovinica din

regiunea Lucina – Pojorata - Brosteni.

Succesiunea litostratigrafica cuprinde, in regiunea Brosteni, deasupra rocilor verzi

cu carbonati de la limita cu formatiunea cuartitelor negre, nivele subtiri de cuartite cu

pirita, sisturi sericitoase si cloritoase, minereuri polimetalice (zona III Lesu Ursului –

nivelul cu mineralizatii Isipoaia) sau diseminari piritoase cuprifere (Isipoaia; Crucea),

sisturi grafitoase si cuartite negre in strate submetrice si sisturi cloritoase cu porfiroblaste

de albit. Dupa aceasta secventa care nu depaseste 150 m incep bancurile groase de zeci si

chiar sute de metri de metavulcanite acide, cu intercalatii sistoase, caracteristice fiind cele

cu porfiroblaste de albit din partea superioara a succesiunii carora li se asociaza nivele cu

grafit (sisturi grafitoase si cuartite negre), in membrul Morosan. Doua mineralizatii

stratiforme, exploatate in mare parte, se gasesc in intercalatiile terigene din partea mediana

a formatiunii: zonele I si II (nivelul Lesu Ursului). Dupa ultimul nivel de metavulcanite

acide a fost pusa limita superioara a formatiunii.

La nord de Brosteni, pana la Fundu Moldovei, succesiunea formatiunii

metavulcanitelor acide are putine variatii de facies. Cantitatea de produse vulcanice este

variabila. Marea majoritate a masei de produse vulcanice (tufuri, tufite si, rar, lave) este

amestecata si interstratificata cu material detritic. Diminuarea grosimii formatiunii luata in

considerare dupa numarul intercalatiilor cartate nu reprezinta totdeauna o cantitate mai

mica de produse ale vulcanismului riolitic ci poate avea ori cauze tectonice. La nord vest

de Fundu Moldovei, in Panza Bucovinica, sariajul din baza Panzei prealpine de Putna se

afla in partea mediana a acestei formatiuni. Situatia se continua spre nord-vest pana la

Lucina.

In Panza Subbucovinica formatiunea metavulcanitelor acide nu apare decat partial,

in versantul drept al Bistritei, deasupra cuartitelor negre cu mangan din regiunile

Carlibaba-Ciocanesti, Iacobeni, Dealul Rusului si Cosna. In versantul stang al Bistritei

aval de Carlibaba se cunoaste o secventa de sisturi cuartitice sericito-cloritoase uneori cu

porfiroblaste de albit cu intercalatii de cuartite albe in placi si rare sisturi grafitoase si

cuartite negre, denumita Formatiunea de Valea Stanei si a carei apartenenta la formatiunea

metavulcanitelor acide este sustinuta de Podasca si Moga (1993).

In Muntii Maramuresului, in Panza Bucovinica, baza formatiunii se cunoaste

numai in partea sudica a iar in Panza Subbucovinica formatiunea lipseste.

Mentionam ca, in concordanta cu ultimile interpretari(Voda, Munteanu; 1999), in

partea sudica a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali, de la Tulghes si pana la

Sandominic, in Panza prealpina de Putna exista doua digitatii care sunt alcatuite numai din

formatiunile superioare ale Grupului Tulghes. In regiunea dintre Sandominic si

Gheorgheni, digitatia inferioara (de Sandominic) este alcatuita dintr-o succesiune de

cuartite negre sisturi cuartitice clorito-sericitoase cu porfiriblaste de albit, calcare cristaline

in strate subtiri si discontinui si unul sau doua nivele groase de metavulcanite acide.

Aceasta succesiune este in prezent cunsiderata ca parte superioara a formatiunii

metavulcanitelor acide (Tg-3) de catre Krautner et al.(1992). In continuare succesiunea

apartine, in mod evident, formatiunii superioare filitoasa-cuartitica (Tg-4). Digitatia

superioara (de Balan) este alcatuita dintr-o succesiune ce contine metavulcanite acide,

sisturi terigene si minereuri de sulfuri iar incadrarea la formatiunea metavulcanitelor acide

este normala. La nord de Belcina, spre Tulghes si Harlagia, complicatiile structurale sunt

de acelasi tip. Succesiunile sunt dublate iar prezenta metavulcanitelor si a minereurilor de

sulfuri atesta prezenta formatiunii metavulcanitelor acide.

4-Formatiunea filitoasa cuartitica, de Arsita Rea (Tg-4), are o grosime maxima

de 2000m. Apare pe suprafete mai restranse, numai in Panza Bucovinica si in digitatiile

frontale ale acesteia. In regiunea Brosteni este bine deschisa in versantul drept al paraului

Neagra Brostenilor (Arsita Rea) si mai la nord in versantul stang al paraului Puzdra. Se

gaseste in pozitie normala peste formatiunea metavulcanitelor acide si debuteaza cu o

secventa terigena, un strat subtire de cuartite negre grafutoase, urmat de sisturi negriciase

si cuartite in placi, granoclasate, cu microconglomerate in baza bancurilor. In continuare

apar nivele subtiri de sisturi verzi tufogene bazice, filite, uneori calcare cristaline si

bancuri grose de roci grauntoase, cuarto-feldspatice, cu clorit si uneori cuart violaceu, de

tip metagraywacke. Nivele mai groase de calcare apar intre valea Bistricioarei si Bicaz,

precum si la nord, in regiunea Fundu Moldovei- Lucina.

La Bicaz-Damuc si in zona Bilbor - Secu, in nivelele de sisturi verzi tufogene

bazice au fost puse in evidenta mineralizatii de fier si mangan.

(4) Contextul geotectonic in care s-au format depozitele Grupului Tulghes poate

fi luat in discutie dupa succesiunea depozitelor normale, dupa caracteristicile produselor

vulcanice, acide si bazice si a metalogenezei asociate. Excluzand produsele vulcanismului

acid si bazic, coloana litostratigrafica a Grupului Tulghes ramane cu o succesiune

monotona de roci terigene, sisturi cuartitice sericito-cloritoase, deseori cu grafit, cuartite

negre si albe, metagraywacke, in care se intercaleaza cu totul nesemnificativ roci

carbonatice. Analiza bazinala se face cu dificultate, eforturile in acet sens sunt abia la

inceput. Subsidenta a fost mare si cantitatiea enorma de material piroclastic venit in

bazinul de sedimentare, mai ales in timpul depunerii formatiunii metavulcanitelor acide, a

influentat atat compozitia secventelor cu litologii diferite cat si conditiile bazinale. Dupa

incheierea proceselor vulcanice sedimentarea capata aspect asemanator celui dinainte,

predominand sedimentele terigene, negre, grafitoase, se pare ca bazinul avea adancime

mai mica si mobilitate mai mare, daca tinem cont de cuartitele in care se observa

granoclasarea, trecerea la sisturi fine si secventele mai subtiri sau mai groase de

metagraywacke. Succesiunea din baza formatiunii filitoase cuartitice, de Arsita Rea, se

preteaza la analiza secventiala, mai ales in zona Brosteni- Crucea- Chiril unde cicluri de

tip asimetric: meta rudit (metamicroconglomerat) – metaarinit (metagresie=cuartit) –

metasiltit (sisturi terigene) pot fi masurate si analizate in detaliu. Metavulcanitele acide

cuprinse in succesiunea litostratigrafica a Grupului Tulghes au fost analizate petrochimic

si interpretate in aceeasi masura cu Gnaisele Porfiroide de Pietrosu de care se deosebesc

net. Interpretarile diferite se datoreaza in majoritatea cazurilor modelului geotectonic luat

in considerare in perioada respectiva, de la metatufuri si metatufite interstratificate (Savul,

Mastacan,1952; Cocarta, 1973,1974; Krautner et al.,1973,1974), la structura de

stratovulcan pentru regiunea Lesu Ursului (Krautner et al.,1976,1978), la vulcanite

riolitice (Kräutner et al.,1989) si mai recent – in Muntii Maramuresului si Muntii Bistritei

ca alternante de graywacke, arcoze si vulcanoclastite (Zincenco et al.,1996). Un ultim

studiu efectuat in cadrul acestei sinteze arata, pentru probele studiate, din Muntii Bistritei

faptul ca metavulcanitele acide in faciesul “clasic” de “roci porfirogene”

(Atanasiu,1929) sunt metariolite si au luat nastere intr-o ambianta tectonica de arc vulcanic

(Munteanu in Voda et al.,1999).

Rocile bazice analizate, cuprinzand nivelele din baza succesiunii litostratigrafice a

formatiunii metavulcanitelor acide (Tg-3) din regiunea Crucea (Isipoaia) - Brosteni –

Borca si din formatiunea filitoasa cuartitica (Tg-4) din regiunile Fundu Moldovei,

Brosteni, Balan si Sandominic, au caractere intermediare intre bazalte de fund oceanic si

bazalte de arc insular. Acest context este compatibil cu o interpretare a depunerii Grupului

Tulghes intr-un bazin back – arc cu crusta oceanica.

(5) Metamorfismul Grupului Tulghes, este mult discutat datorita prezentei unor

minerale care sunt “anormale” in contextul de sisturi verzi in care este exprimat

evenimentul initial de tip barrovian, care doar in baza stivei cuprinde roci care sa poata fi

atribuite unui metamorfism mai intens decat cel din zona cloritului. Istoria mineralelor de

Ti, dovada a polimetamorfismului (Balintoni, Chitimus,1973; Nedelcu, 1986; Kräutner et

al.,1990) este complicata in primul rand datorita existentei unui ilmenit care in conditiile

metamorfismului cunoscut, care nu a depasit zona biotitului, in baza succesiunii, nu ar fi

putut cristaliza si urma transformarea in rutil I si apoi in rutil II. Si studiile mineralogice

speciale efectuate asupra mineralizatiei de mangan din bazinul Dornelor indica succesiuni

paragenetice ale mineralelor de mangan considerate de Hartopanu (in Nedelcu et al.,1997)

ca fiind caracteristice faciesului amfibolitelor cu almandin. Pe baza istoriei transformarilor

mineralelor de titan exista trei etape de metamorfism (Balintoni ,1997): cristalizarea

ilmenitului; transformarea ilmenitului in rutil I; transpozitia rutilului I ca rutil II. Primul

metamorfism a fost atribuit Caledonianului timpuriu si este argumentat si de cele mai

vechi varste K-Ar determinate (470 Ma, Kräutner et al.,1976). Un metamorfism regional

varistic este evidentiat de varste K-Ar intinerite, 360 si 310 Ma (Kräutner, in Sandulesc

et al.,1989), printr-un gradient termic ridicat si presiune joasa. Izocronele cu varste diferite

360 Ma, pentru Grupul Tulghes din Panza Bucovinica si 310 Ma, pentru Grupul Tulghes

din Panza Subbucovinica, fiind pe un numar foarte mic de probe, a condus la speculatia ca

au existat evenimente metamorfice varistice coerente cu evolutiile alpine ale domeniilor

bucovinic si subbucovinic (Krautner, in Sandulescu et al.,1989).

(6) Varsta Grupului Tulghes este stabilita pe criterii palinologice si pe baza unor

determinari de varste radiometrice prin metoda Pb-Pb, ca fiind Cambrian – Ordovician

inferior. Primele date palinologice (Iliescu, Muresan, 1972;Iliescu Kräutner,1975)

cuprinde forme care caracterizeaza intervalul Vendian – Cambrian. Probate sistematic, pe

formatiuni si din nivele caracteristice, succesiunile Grupului Tulghes din Muntii Bistritei,

regiunea Brosteni – Borca (Voda et al.,1975,1976), au avut forme determinate (Fomov R.,

in Voda 1982) ca apartinand Vendian – Cambrianului, pentru formatiunea de Caboaia (Tg-

1), palinomorfe apartinand Cambrianului, in formatiunea cuartitelor negre, de Holdita (Tg-

2) si in formatiunea metavulcanitelor acide (Tg-3) si cateva forme specifice

Ordovicianului recoltate din nivele de calcare si sisturi grafitoase de pe paraul Lupchies

(Bicaz) apartinand formatiunii filitoase – cuartitice (Tg-3). A fost prima data cand s-a

consemnat o posibila urcare a varstei Grupului Tulghes, pana in Ordovicianul inferior.

Studii mai noi (Olaru, Gunia,1988; Olaru,Apostoae,1995; Horaicu,1999) au adus

argumente palinologice indiscutabile pentru prezenta Cambrianului iar o recenta lucrare

bazata pe probe recoltate in zona Sandominic-Balan (Vaida,1999) a pus in evidenta si

chitinozoare ce caracterizeaza Ordovicianul inferior. Probele cu chitinozoare apartin unui

interval care cuprine partea superioara a formatiunii metavulcanitelor acide (ultimul nivel

de metavulcanite) si formatiunea filitoasa cuartitica.

Varstele radiometrice obtinute prin metoda Pb – Pb, obtinute pe galene din

minereurile singenetice de sulfuri polimetalice de la Lesu Ursului, Fundu Moldovei si

Balan, din formatiunea metavulcanitelor acide (Vajdea, Serban, 1975; Popescu Gh.,1977)

cuprind intervalul 550 – 580 Ma. ceea ce corespunde Cambrianului. Zincenco et al. (1996)

a recalculat varstele Pb – Pb anterioare si a obtinut pentru zonele mineralizate de la

Burloaia si Lesu Ursului (zonele I si II) un interval mai strans, 545 – 550 Ma. Prin metoda

Rb- Sr pe roca globala din probe recoltate din Muntii Maramuresului si nordul Muntilor

Bistritei, Zincenco et al.(1997) a obtinut varste de 420 – 442 Ma care indica, foarte

probabil metamorfismul grupului.

(7) Metalogeneza Grupului Tulghes este bogata reprezentata prin minereuri de

sulfuri polimetalice, minereuri de mangan si minereuri de baritina, singenetice, intercalate

ca strate sau lentile in succesiunea litostratigrafica a grupului. Metalogeneza avand o

importanta economica deosebita este bine conturata, fiind executate numeroase lucrari

geologice de prospectiuni, studii, lucrari de exploatare si numeroase exploatari.

Metalogeneza din Grupul Tulghes va fi in mod sistematic analizata intr-un capitol separat

(a se vedea capitolul 5) iar date de detaliu, obtinute din lucrarile geologice, geochimice si

geofizice, din lucrari miniere si foraje sunt prezentate in partea a II-a a lucrarii.

4. SILURIAN - DEVONIANUL

SERIILE VARISTICE DIN MUNTII RODNEI

In Muntii Rodnei si aproape de limita lor estica, in Muntii Bistritei, in ferestre

tectonice bine conturate, apar de sub Panza Subbucovinica succesiuni de roci cu

metamorfism slab, in faciesul cu cloritoid, clorit si actinot.

In 1968, Kräutner a descris seria de Repedea, ”paleozoica, constituita din roci

epimetamorfice, reprezentate prin sisturi sericito-cloritoase, sisturi verzi tufogene,

metaconglomerate, cuartite, grauwacke metamorfozate, sisturi grafitoase, sisturi cu

cloritoid, calcare si dolomite”. Aceasta succesiune a fost atribuita “etajului structural

superior al autohtonului din Rodna. Atribuirea varstei paleozoice a fost facuta pe baza

asemanarii constitutiei petrografice cu seria de Tulisa din Carpatii Meridionali si pe

identificarea, de catre Elena Mirauta, a unor resturi de crinoide.

Studiile pentru minereuri de fier, in bazinul vaii Rusaia au adus clarificari asupra

relatiilor stratigrafice si structurale in ceea ce se numea “anticlinalul Bretila” observandu-

se existenta unor formatiuni paleozoice in faciesuri diferite (Kräutner,1970) fata de cele

din Muntii Rodnei (Krautner, Krautner,1870). Palinologia (Iliescu,Krautner,1875) si

corelari litostratigrafice de detaliu au condus la incadrarea secventelor paleozoice din

“panzele Maramuresene”, specifice Muntilor Rodnei, in doua grupuri litostratigrafice

Siluriene (Repedea si Rusaia) si un grup Devonian-Carbonifer inferior (Cimpoiasa),

ultimul transgresiv pe primele doua.

Cu toate ca in principiu suntem de parere ca aceste formatiuni ar fi binevenit sa fie

luate in considerare impreuna, prin cuprinderea lor intr-un singur grup (litogrup) – asa cum

sugereaza Balintoni (1997) – nu suntem de acord cu utilizarea denumirii de grup (litogrup)

de Rodna, aceasta denumire fiind utilizata cu sens de unitate structurala inca de multa

vreme. Din acest motiv vom prezenta modelul litostratigrafic exprimat de Krautner in

ultima lucrare de sinteza (Sandulesu et al., 1989).

SILURIANUL

Depozitele siluriene prezinta doua aspecte faciale in Muntii Rodnei si imediat mai

la est in fereastra tectonica Rusaia, succesiunile litostratigrafice fiind atribuite Grupului

Repedea si Grupului Rusaia.

GRUPUL REPEDEA

(1) Grupul Repedea cuprinde baza succesiunii litostratigrafice pusa in evidenta de

Krautner (1968), alcatuita din roci cu metamorfism slab, predominand rocile bazice in

baza si raci carbonatice si terigene la partea superioara.

(2) Raspandire. Grupul Repedea este cunoscut in Panza de Stiol si Panza de Anies

din partea centrala si nordica a masivului Rodna.

(3) Litostratigrafia Grupului Repedea este bine cunoscuta, delimitarea fiind

clara: succesiunea este transgresiva pe formatiunile retromorfe ale Grupului Bretila si este

acoperita transgresiv de cuartitele si metaconglomeratele de Gura Fantanii, cu care incepe

formatiunea de Cimpoiasa. In cadrul grupului au fost delimitate doua formatiuni:

formatiunea de Stiol si formatiunea de Fantana, ultima cu facies diferit in panza de Anies

unde este denumita formatiunea de Izvorul Cepii.

1- Formatiunea de Stiol (50-100m), este alcatuita dintr-o succesiune de sisturi

verzi cu intercalatii de sisturi sericito-cloritoase, uneori slab grafitoase si un nivel subtire

de calcare, cu grosime totala de circa 100 m.

2- Formatiunile de Fantana si de Izvorul Cepii (300-600m), cuprind succesiuni

diferite prin raportul dintre volumul de roci carbonatice si roci terigene, sisturi sericito

cloritoase, sisturi sericito-grafitoase si ,mai rar, cuartite negre. In formatiunea de Fantana

dezvoltarea rocilor carbonatice este mult mai mare.

(4) Contextul geotectonic intrezarit pentru aceasta succesiune preponderent

carbonatica, transgresiva pe unsoclu vechi metamorfozat (Grupul Bretila) este de margine

dontinentala pasiva, rocile verzi fiin datorate manifestarilor de riftogneza pe aceasta

margine de placa (Balintoni,1997).

(5) Metamorfismul este de grad scazut, la nivelul cloritoidului, cloritului si

actinotului.

(6) Varsta Grupului Repedea este argumentata palinologic Silurian

(7) Metalogeneza Grupului Repedea se reduce la cateva aparitii de sulfuri, pirita,

calcopirita si blenda, in legatura cu rocile bazice de Stiol.

GRUPUL RUSAIA

(1) Grupul Rusaia este considerat echivalentul Grupului Repedea pentru un

domeniu cu sedimentare predominant detritogena.

(2) Raspandire.Grupul Rusaia are aparitii pe suprafete extinse in Muntii Bistritei,

la limita estica a Muntilor Rodnei, pe paraul Rusaia si pe valea Vinului, in partea sudica a

Muntilor Rodnei.

(3) Litostratigrafia. Grupul Rusaia este transgresiv pe formatiunile metamorfice

ale Grupului Bretila, situatie bine cunoscuta din zona lucrarilor miniere si forajelor

efectuate pentru fier pe paraul Rusaia. Limita superioara este data de transgresiunea

formatiunii de Gura Fantanii ce formeaza baza Grupului de Cimpoiasa. Au fost delimitate,

in cadrul Grupului Rusaia, doua formatiuni: formatiunea de paraul Omului si formatiuznea

de Rotunda.

1-Formatiunea de Paraul Omului (100-250m), este alcatuita din cuartite

feldspatice (metaarcoze), cuartite albe si negricioase, metaconglomerate cu ciment

carbonatic, sisturisericito-cloritoase, sericito-grafitoase, cuartite albe si negre si rare

intercalatii de calcare si dolomite.

2-Formatiunea de Rotunda (300-400m), alcatuita dintr-o stiva monotona de

sisturi sericito-cloritoase, sisturi cuartoase sericitoase cu albit si cu carbonati feriferi, foarte

rar sisturi verzi si metaconglomerate

(4) Contextul geotectonic de depunere nu poate fi diferit de cel al Grupului

Repedea.

(5) Metamorfismul Grupului Rusaia este slab, la nivelul cloritoidului, cloritului si actinotului.

(6) Varsta Grupului Rusaia este stabilita pe baza determinarilor palinologice

(Krautner, Vaida, 1993), Silurian.

(7) Metalogeneza Grupului Rusaia este exprimata doar de aparitia unor minereuri

singenetice de fier pe paraul Rusaia.

DEVONIANUL – CARBONIFERUL INFERIOR (?)

GRUPUL CIMPOIASA

(1) Grupul Cimpoiasa a fost separat din succesiunea de la partea superioara a

seriei paleozoice de Repedea in forma definita initial (Kräutner,1968), subliniind

extinderea acestui termen atat peste succesiunea de Repedea cat si peste cea de Rusaia

printr-o transgresiune care marca baza Devonianului (Kräutner, 1972).

(2) Raspandire. Grupul Cimpoiasa are cea mai mare arie de raspandire in partea

de nord a masivului Rodnei, pe valea Cimpoiasa, deasupra succesiunii de Rusaia din Panza

de Stiol. Cu extindere mai mica se cunoaste in partea centrala si de sud a Muntilor Rodnei

in Panza de Anies si

de Valea Vinului.

(3) Litostratigrafia de detaliu a Grupului Cimpoiasa are la baza succesiunea din

versantul nordic al Muntilor Rodnei. Au fost delimitate cinci formatiuni:

1-Formatiunea de Gura Fantanii (50-100m), este reprezentata prin

metaconglomerate cuartoase si cuartite sisturi sericito-grafitoase si nivele subtiri de roci

carbonatice.

2-Formatiunea de Negoiescu (400-500m), cuprinde roci bazice, uneori cu

intercalatii de metatufuri acide si sisturi sericito-cloritoase. La partea superioara a

formatiunii se dezvolta pachete cu grosimi metrice de calcare.

3-Formatiunea de Prislopas (600m), are in baza roci detritogene, cuartite albe si

negre, sisturi cuartitice sericitoase si grafitoase, metaconglomerate si putine strate de

calcare si sisturi verzi. Partea superioara a formatiunii are caracteristice alternantele de

calcare, dolomite si sisturi sericito-grafitoase cu cloritoid.

4-Formatiunea de Fata Muntelui) (550m cuprinde o stiva de roci cuarto-

feldspatice sericitoase albe si cenusii.

5-Formatiunea de Buhaescu (150m), este ultima secventa cunoscuta a Grupului

Cimpoiasa si este alcvatuita dintr-o succesiune sistoasa, sericito-cloritoasa in care se

intercaleaza calcare si roci verzi . La partea superioara apar sisturi cuarto-feldspatice cu

structuri porfirice relicte.

(4) Contextul geotectonic de depunere este dat de continuitatea succesiunii cu cea

a Grupului Repedea, ceea ce ar semnifica depozite de pe o margine continentala pasiva.

(5) Metamorfismul Grupului Cimpoiasa este considerat de catre Krautner (in

Sandulescu et al.,1989) intr-un regim cu gradient geotermic ridicat –presiune joasa-

comparabil cu cel din Alpi si din alte zone ale Europei.

(6) Varsta Grupului Cimpoiasa este considerata Devonian cu posibila trecere in

Carboniferul inferior (Iliescu,Kräutner,1975).

(7) Metalogeneza Grupului Cimpoiasa este manifestare slaba a unor procese

legate de un vulcanism bazic in interiorul placii, reprezentat de minereuriferifere de tip

Lahn Dill (Kräutner,1989).

2. FORMATIUNILE SEDIMENTARE DIN ZONA CRISTALINO- MEZOZOICA

A CARPATILOR ORIENTALI

Analiza succesiunilor litostratigrafice din Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor

Orientali si din zonele invecinate ne poate conduce la descifrarea istoriei alpine a acestui

sector al Carpatilor cu o constitutie foarte complexa si o structura geologica foarte

complicata. Scurta prezentare pe care o facem se bazeaza pe foarte putine date proprii.

Lucrarile de sinteza elaborate de Patrulius et al. (1969; 1977; 1977; 1980; 1981),

Sandulescu (1973; 1975; 1980, 1984) si Sandulescu et al. (1989) sunt lucrarile din care au

fost extrase majoritatea informatiilor pe care le prezentam.

CARBONIFERUL SUPERIOR - PERMIANUL

Dupa Tectogeneza Sudeta, in care se plaseaza ultimul metamorfism prealpin, in

Carpatii Orientali nu se cunosc molase permiene. Sunt prezente doar depozite continentale

si epicontinentale subtiri,care arata exondari si eroziuni pe arii extinse.

In Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali cele mai vechi formatiuni

sedimentare au fost atribuite Carboniferului superior (?) - Permianului. Cu denumirea de

Brecii de Haghimas au fost descrise de Muresan (1970), in baza formatiunilor sedimentare

din Sinclinalul Haghimas, brecii cu elemente de sisturi cristaline asemanatoare substratului

format, de cele mai multe ori, din formatiunile metamorfice ale seriei de Bretila. Brecii si

conglomerate polimictice, gresii si argile de culoare rosie - visinie se intalnesc in Panza

Subbucovinica si in unele Panze Infrabucovinice.

In Panza Bucovinica, Brecia de Haghimas a fost cartata pe arii extinse in partea

de sud a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali de Muresan (1970). Acestea

sunt formate din blocuri de gnaise, paragnaise si amfibolite precum si, mai rar, din

Granitoide de Haghimas. In Rarau apar sporadic zone mici de brecii polimictice sub

conglome-ratele si gresiile cuartitice ale Triasicului inferior.

In Panza Subbucovinica, sunt citate brecii polimictice, roscate, marunte, in baza

succesiunii triasice, la Tomesti si Valea Putnei (Sandulescu, in Sandulescu et al.,1989) si

intr-o lama de sariaj pe paraul Dragoi, afluent al Vaii Borca (Voda,1982).

In Panzele infrabucovinice Carboniferul superior - Permianul apare cu acelasi

aspect cunoscut in Panza Subbucovinica, in fereastra tectonica Arsita Barnarului. O

succesiune care incepe cu conglomerate polimictice, urmate de o succesiune de gresii si

argile visinii este descrisa in fereastra tectonica Borcut-Ulm. Conglomeratele si breciile

rosii, polimictice, apar si in unitatile infrabucovinice de Poleanca si Petriceaua, in prima cu

intercalatii de bazalte si riolite. In petecul de sariaj Stanisoara apare o succesiune de sisturi

rosii si vezui, asemanatoare celei din baza Seriei de Rozis din Masivul Rahov unde este

considerata ca apartinand Permianului (fide Sandulescu,1985).

TRIASICUL

Triasicul debuteaza in aria Carpatilor Orientali pe fondul linistit al sfarsitului

epocii tectonice hercinice, cu depozite detritogene, conglomerate si gresii cuartitice,

epicontinentale, cu extindere apreciabila. Exondarile si eroziunea au fost probabil

provocate de miscarile de la inceputul perioadei de distensie, marcata in Triasicul mediu

de deschiderea Oceanului Tethysian Transilvan, cand apar primele ofilite.

Regimul de sedimentare se diferentiaza functie de apropierea de zona de spreading

si adancimea bazinului de sedimentare, peste sau sub limita de compensare a carbonatilor.

Formatiunile carbonatice, predominant dolomitice, caracterizeaza Triasicul mediu din

Panzele Central - Est - Carpatice.

Domeniul transilvan, locul de provenienta a Panzelor Transilvane, a avut o evolutie

care se reconstituie dificil, dupa succesiunile recunoscute in panze si in klippele

sedimentare prinse in Formatiunea de Wildflysch si de relatiile cu ofiolitele a caror varste

sunt diferite, intre Anisian si Jurasic mediu-superior. Sandulescu (in Sandulescu et

al.,1989) stabileste 4 serii cu succesiuni triasice, corespunzatoare conditiilor de depunere,

de la margine cu crusta continentala (subtiata), la domenii cu crusta oceanica: seria

peritransilvana; seria de Persani; seria de Piatra Zimbrului; seria de Olt.

TRIASICUL IN PANZELE TRANSILVANE

1. Seria peritransilvana, apropiata de domeniul bucovinic, are succesiunea

stratigrafica stabilita in cea mai mare parte pe baza klippelor sedimentare din Muntii

Rarau.

Succesiunea de tip Strate de Werfen, suportata uneori de gresii cuartitice albe si

sisturi roscate, este urmata de dolomite si calcare, anisiene, si de jaspuri care pot fi

ladiniene sau callovian-oxfordiene.

Triasicul superior lipseste ca si in domeniul bucovinic.

2. Seria de Persani caracterizeaza Panza Transilvana de Persani, in Muntii Persani

(Comana,Lupsa si Varghis) si este prezenta in Muntii Rarau si Muntii Haghimas ca petece

de acoperire si klippe sedimentare.

Succesiunea triasica incepe cu calcare stratificate in placi, cenusii negricioase, de

tip Guttenstein, in pachete groase, uneori cu intercalatii de calcare dolomitice, calcare rosii

si calcare masive albe. Cele mai noi formatiuni triasice pot fi considerate, in Muntii

Persani, calcarele cu accidente silicioase, probabil ladiniene.

In Rarau, la Botus, klippe sedimentare cu calcare litate negre si rosii, fosilifere,

sunt datate Carnian. Ladinianul este alcatuit din calcare masive, cenusii si este traversat de

filoane de roci bazice.

3. Seria de Piatra Zimbrului, in partea sudica a Muntilor Rarau, este constituita

din calcare in placi si jaspuri, Ladinian inferior, calcare cenusii stratificate, cu noduli de

silex, cu calcare rosii intercalate in partea bazala si calcare masive roscate, de tip Hallstatt,

Carnian inferior. Acestei serii ii sunt atasate: succesiunile de la Popii Raraului formate din

calcare stratificate, cenusii, cu accidente silicioase, datate paleontologic Norian,

succesiunea din creasta Haghinisului (tot in Rarau), cu calcare negricioase, marne si

marnocalcare si succesiunea din Muntele Ocsem (Haghimas) unde apar calcare grezoase

rosii de tip Hallstatt.

Sub radiolaritele ladiniene de pe paraul Izvorul Alb din Muntii Rarau au fost

descrise bazalte ce ar motiva o varsta mai veche decat Ladinianul inferior pentru prima

aparitie de crusta oceanica din domeniul transilvan.

4. Seria de Olt, este cunoscuta in Muntii Persani si se caracterizeaza printr-o

succesiune sedimentara suportata de ofiolite. Ofiolitele sunt uneori strabatute de roci

alcaline si au varsta ladiniana, deoarece formatiunile sedimentare care le acopera sunt

alcatuite din calcare de tip Hallstatt cu interval de varsta Carnian-Norian.

Succesiuni de acelasi tip se cunosc in Muntii Haghimas si Muntii Rarau, sub forma

de klippe sedimentare.

Seriile de Olt si de Piatra Zimbrului sunt argumentate ca depuse pe crusta oceanica.

TRIASICUL IN PANZELE CENTRAL-EST-CARPATICE

Formatiunile triasice, in domeniul Panzelor Central-Est-Carpatice, debuteaza cu

depozite detritogene, in continuarea celor din Carboniferul superior - Permian sau

transgresive pe cristalin. Depozitele din baza Triasicului au caracter oligomictic ceea ce

arata sedimentari si resedimentari, exondari repetate a unei arii peneplenizate.

Diversificarea sedimentarii incepe insa spre sfarsitul Triasicului inferior, mai ales

pentru domeniul estic, al Panzelor Infrabucovinice.

In Panza bucovinica si in digitatiile frontale ale acesteia, formatiunile triasice

incep cu conglomerate si gresii cuartitice peste care, uneori, apar siltite rosii si cenusii,

jaspuri si pachete mai groase de calcare marnoase, cenusii, in placi (Werfenian-

Campilianul). Urmeaza dolomite masive (Anisian), uneori jaspuri si calcare si calcare

dolomitice (Ladinian).

In Panza Subbucovinica, formatiuni triasice sunt cunoscute in urmatoarele zone:

Fereastra Tectonica Tomesti; Petecele de Sariaj de la Gura Damucului, Batca Rotunda,

Parul Dragoi (Borca), paraul Holdita si paraul Pietrele (Ostra), valea Putnei amonte de

Pojorata, Delnita, bazinul vaii Vaserului si alte puncte in Muntii Maramuresului.

De obicei Triasicul incepe cu conglomerate si gresii cuartitice urmate de siltite

rosii si cenusii sau marne siltice galbui reprezentand Triasicul inferior.

Triasicul mediu este reprezentat de dolomite masive fine sau brecioase, in baza

bine stratificate, asemanatoare celor anisiene din Panza Bucovinica.

Triasicul superior lipseste.

In Panzele Infrabucovinice Triasicul are succesiuni mai complete in unitatile mai

apropiate de domeniul subbucovinic si lipseste in unele zone. Triasicul superior ca si in

domeniile bucovinic si subbucovinic, lipseste in toate unitatile infrabucovinice.

In Panza infrabucovinica de Iacobeni, Triasicul inferior este reprezentat de

conglomerate si gresii cuartitice, urmate de silturi vargate rosii si verzi. Triasicul mediu

are caracter carbonatic, cu dolomite bituminoase cenusii (tip Guttenstein), urmate de

dolomite cu intercalatii de dolomite albe galbui, lentiliforme, calcare in placi, roz, rosii si

vezui, cu intercalatii de sisturi visinii cloritice si calcare albe marmoreene, la partea

superioara cu intercalatii si lentile de dolomite galbui.

Sedimente Triasic superioare nu se cunosc.

In Petecul de rabotaj Magurele,pe contactul dintre zona Cristalino-Mezozoica si

Panza de Ceahlau, in versantul drept al paraului Sadova, apar dolomite masive cenusii

(anisiene) si calcare bituminoase cenusii si negricioase (ladiniene) intr-o secventa care este

echivalata de Sandulescu (in Sandulescu et al.,1989) cu succesiunea din Seria de Iacobeni.

In ferestra tectonica Arsita Barnarului si in Forajul 111 Barnar formatiunile

triasice sunt cunoscute la suprafata (Balintoni si Gheuca,1977) pe o arie restransa, alcatuite

din conglomerate marunte oligomictice, gresii cuartitice si dolomite stratificate cenusii. In

foraj,succesiunea cuprinde elemente litologice variate prinse intre sisturi filitoase cenusii

negricioase, uneori cu noduli carbonatici, laminate, aratand clar ca ne aflam in fata unui

lambou tectonic la baza Panzei Subbucovinice, cu secvente superioare succesiunii

cunoscute la suprafata, rupte si ingramadite tectonic. Au fost cartate calcare negricioase

masive cu intercalatii sistoase (filite ?), calcare cenusii si calcare rosii fin grezoase, brecii

calcaroase polimictice, cu elemente de calcare cenusii si rosii, cuart si gnaise.

In Petecul de Acoperire Stanisoara Triasicul se dispune peste Permianul slab

metamorfozat, sistos vargat de tip Rozis, cu conglomerate si gresii urmate de dolomite si

calcare masive cenusii si albicioase, foarte probabil reprezentand Anisianul.

O succesiune asemanatoare se gaseste si pe paraul Suligu.

In Lama de Sariaj Poleanca, Triasicul inferior cu conglomerate si gresii

oligomictice, urmate de silturi vargate ,rosii si verzi este suportat de Permianul Cu bazalte

si riolite si se continua cu un pachet gros de dolomite si calcare bituminoase stratificate si

dolomite masive apartinand Triasicului mediu.

Triasicul superior lipseste.

In Muntele Petriceaua, peste breciile permiene si Triasicul inferior asemanator

celui din unitatea de Poleanca, apare o stiva groasa care incepe cu dolomite masive, litate

in baza, urmate de calcare masive bituminoase negricioase, fin stratificate la partea

superioara, calcare rosii in placi, si calcare masive marmoreene albe si roscate.

Succesiunea seamana cu cea de tip Marghitul din Masivul Rahov (fide Sandulescu,1985)

si apartine Triasicului mediu.

Triasicul superior lipseste.

In Fereastra tectonica Pentaia, Triasicul inferior este detritic, cu conglomerate si

gresii cuartitice, iar Triasicul mediu cuprinde o succesiune de dolomite si calcare

bituminoase bine stratificate, traversate andezite si bazalte afanitice (Sandulescu et

al,1979).

Triasicul superior lipseste.

Pe paraul Stevioara apare o succesiune de dolomite bituminoase litate foarte

asemanatoare celor de la Pentaia, atribuite Triasicului mediu.

JURASICUL

Jurasicul inferior mosteneste din Triasicul superior arii ridicate si coborate in care

faciesurile pelagice si neritice se intrepatrund. Domeniile cu scoarta continentala,

marginite la vest de Oceanul Transilvan si la est de Riftul Dacidelor Externe, sunt uneori

exondate sau au depozite de mica adancime in Jurasicul inferior. Pe domeniul Transilvan

se dezvolta faciesuri pelagice. Diversificarea sedimentarii in Jurasic se realizeaza

corespunzator acestor conditii, pe arii delimitate, cu faciesuri distincte.La inceputul

Jurasicului trei litofaciesuri pot fi observate, de la vest spre est:

- Domeniul Transilvan cu crusta oceanica, zona interna – facies de Adneth;

- Domeniile Peritransilvan, Bucovinic si Subbucovinic, zona mediana – facies

predominant detritic;

- Domeniul Infrabucovinic, zona externa – facies de Gresten.

In Jurasicul mediu au dezvoltare maxima procesele magmatice in Domeniul Transilvan

- cu crusta oceanica – si in Domeniul Dacidelor Externe. Jurasicul superior se diversifica

mult, incepandu-se prefigurarea domeniilor cu flisuri, pe unele arii inca din Tithonic, ceea

ce ne face sa prezentam acest ultim episod al sedimentarii din Jurasic impreuna cu

depozitele Cretacicului inferior.

JURASICUL IN PANZELE TRANSILVANE

In Panzele Transilvane, Jurasicul din domeniul cu crusta oceanica incepe cu

calcare noduloase, calcare marnoase sau marnocalcare de culoare rosie, cunoscute in

loc doar in Dealul Meghiesului (Varghis, Muntii Persani) dar frecvent in klippele din

Muntii Persani, Muntii Haghimas si Muntii Rarau. Jurasicul mediu este cunoscut

numai din klippe, format calcare grezoase cu Entolium, in defileul Oltului,

calcareoolitice feruginoase, in Muntii Haghimas si Muntii Rarau sidin diferite tipuri

petrografice ale complexelor ofiolitice. Jurasicul superior este bine cunoscut in seia de

Haghimas, care incepe cu Kimmeridgian reprezentat de “Stratele cu Aspidoceras

acanthicum”, depozite pelagice de tip “ammonitico rosso” care stau pe bazalte, pillow-

lava sau serpentinite de fund oceanic, la Bicaz si in Rarau, pe paraul Deremoxa, ceea

ce acorda o varsta pre-kimmeridgiana coplexelor ofiolitice respective.

JURASICUL IN PANZELE CENTRAL-EST-CARPATICE

In Panzele Central-Est-Carpatice, Jurasicul incepe cu un facies de “haut fond” in

domeniile vestice (bucovinic si subbucovinic) si in facies de Gresten in Panzele

Infrabucovinice.

In Panza Bucovinica, depozitele Jurasice sunt discordante pe rocile carbonatice

ale Triasicului cu diferiti termeni. Este cunoscut in Muntii Persani, In Sinclinalul

Haghimas si Sinclinalul Rarau.

In Muntii Persani Jurasicul incepe cu argile plastice, Liasic inferior, calcare rosii

si galbui, domeriene, marne siltice micacee, marne si calcare marnoase Toarciene, calcare

oolitice aaleniene, gresii cuartitice si calcare reprezentand Callovianul

In estul Masivului cristalin al Garbovei, peste Triasicul fara conglomeratele si

gresiile cuartitice din baza, apar calcare si calcare marnoase cu Charmasseiceras,

discordante pe Anisianul carbonatic, dolomitic, urmate de calcare cu varsta Bajocian-

Bathonian. Aceasta succesiune, ca si soclul cristalin din Masivul Garbovei apartin – in

interpretarea data de noi - digitatiei frontale a Panzei Bucovinice, Digitatia Garbova.

In Muntii Haghimas, in Panza Bucovinica, Jurasicul inferior este cunoscut pe

flancul intern al sinclinalului, in imprejurimile Lacului Rosu si este reprezentat prin

calcare oolitice, hematitice, rosii si foarte rar calcare rosii in placi (Sinemurian-Carixian),

urmate de calcare, conglomerate si gresii cenusii (Domerian).

Doggerul apare si pe flancul extern, in creasta Damucului, la Criminis si Muntele

Chicera, format din calcare grezoase cenusii-albastrui, gresii muscovitice, calcare cenusii

si marne nisipoase (Aalenian-Bathonian). Radiolarite rosii si verzi sunt atribuite Callovian-

Oxfordianului. Malmul este cunoscut cu calcare fin grezoase rosii, asociate cu brecii, cu o

bogata fauna de ammoniti, in muntele Chicera. Zona a fost interpretata ca apartinand unei

digitatii frontale a Panzei Bucovinice, Digitatia Chicera.

In Muntii Raraului, bauxitele oolitice de pe paraul Fantana Talharului au fost

comparate cu calcarele hematitice din Sinclinalul Haghimas unde succesiunea Jurasicului

inferior este considerata de referinta. In sinclinalul Tarnita, Digitatia frontala a Panzei

Bucovinice, Jurasicul mediu este reprezentat prin calcare oolitice si calcarenite, care pot fi

foarte groase sau pot lipsi, urmate de radiolarite rosii, verzi sau negricioase, cunoscute ca

“jaspurile callovian – oxfordiene”.

In Panza Subbucovinica Jurasicul este cunoscut in fereastra tectonica de pe valea

Putna (de Pojorata) unde, peste depozitele Triasicului mediu, apar argile si silturi

negricioase cu intercalatii de calcare limonitice avand in baza gresii cuartitice albe.

Jurasicul mediu nu apare pe valea Putnei. Este cunoscut la Tomesti unde este calcaros, fara

aport detritic, cu calcare fine, compacte, negricioase urmate de o secventa subtire de gresii

si siltite negricioase. In numeroase lame de sariaj, la Gura Damucului, pe paraul Borca,

precum cele de pe paraul Holdita, de la Muncelu-Botusana si de la Lefele (nord de

Campulung Moldovenesc) apar secvente subtiri de gresii cuartitice albe (Liasic) si roci

jaspoide (Callovian-Oxfordian ?).

In Panzele Infrabucovinice depozite ale Jurasicului se cunosc in unitatile cele mai

externe (Vaser si Belopotoc) si cele mai interne (Iacobeni, in forajul nr.111 Barnar).

In Panza infrabucovinica de Vaser – Belopotoc, succesiunea, in facies de

Gresten, numita “seria de Dovgorun”, incepe cu gresii cuartitice negricioase care

repauzeaza direct pe soclul cristalin format de formatiunile Grupului Bretila. In Ucraina

gresiile cuartitice sunt urmate de sisturi argiloase sau siltice, grafitoase, negre, cu cloritoid,

slab metamorfozate. Si in bazinul vaii Vaserului, la Gura Bardaului si pe Botizu, sunt

deschise succesiunile argiloase-calcaroase ale Jurasicului superior.

In Panza Infrabucovinica de Iacobeni apar transgresive pe succesiunea

calcaroasa a Triasicului mediu, calcare grezoase cenusii, stratificate atribuite Jurasicului

mediu si calcare cenusii verzui, in placi ca resturi ale unor depozite de self, Jurasic

superior.

In forajul nr. 111, care a interceptat Panza Infrabucovinica de Arsita

Barnarului, o parte a succesiunii poate reprezenta Jurasicul mediu. Este cazul calcarelor

masive, negricioase prinse intre filite negricioase cu lentile mici de calcare negre, litate.

In Panza Infrabucovinica de Pentaia secventa de la partea superioara a

succesiunii, formata din sisturi argiloase sau siltice, negre, cu cloritoid, care stau

transgresive pe calcarele si dolomitele bituminoase ale Triasicului mediu, sunt

considerate ca apartinand Jurasicului inferior.

In panza Flisului negru, din cadrul Dacidelor Externe vom remarca prezenta

unei succesiuni asemanatoare Jurasicului in facies extern, de Gresten, in formatiunea de

Obnuj si in complexul bazic. Baza succesiunii este formata de gresii grosiere negricioase,

urmate de sisturi negre grafitoase (Jurasic inferior). De fapt in formatiunea de Obnuj si in

Flisul Negru, apar klippe sedimentare inglobate, formate atat din roci metamorfice cat si

din roci sedimentare. Acestea din urma ar putea fi atribuite unei succesiuni care sa

cuprinda Permianul (gresii), Triasicul inferior (gresii cuartitice) si Triasic mediu (dolomite

slab bituminoase, calcare marmoreene si calcare bituminoase cu noduli siliciosi). Locul de

provenienta a acestor secvente nu trebuie cautat departe de aria de depunere a Dacidelor

Externe.

SFARSITUL JURASICULUI SI CRETACICUL INFERIOR

Cretacicul inferior cuprinde o mare varietate de aspecte ale faciesurilor

sedimentare. In sinteza Carpatilor Orientali elaborata de Sandulescu et al. (1989) s-a

preferat analizarea Tithonicului si Neocomianului in continuarea Jurasicului superior,

separat de cele ale Barremianului, Aptianului si Albianului. Aceasta optiune este motivata

de diversificarea sedimentarii produsa incepand cu Barremianul, pe domenii cu

specificitate recunoscuta o perioada mai lunga, mai ales in domeniile Flisului. Deoarece nu

ne ocupam de domeniile flisurilor cretacice din cadrul Dacidelor Externe si Moldavidelor,

vom incerca prezentarea tithonice si cretacice inferioare pe unitatile structurale ale Zonei

Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali.

In Panzele Transilvane, deasupra Kimmeridgianului cu depozite pelagice de tip

“ammonitico rosso” apar, in “Seria de Haghimas”, care formeaza Panza Transilvana de

Haghimas, succesiuni groase de sedimente in faciesuri neritice, alcatuite din calcare

masive oolitice si calcare fine (Tithonic), marnocalcare si marne (Berriasian), calcare

masive asemanatoare celor tithonice (atribuite Neocomianului) si un facies urgonian,

reprezentat de calcare masive arenitice sau ruditice, calcare masive cu orbitoline si

pachiodonte (Barremian). Succesiuni incomplete se cunosc si in Rarau si in numeroase

klippe sedimentare in formatiunea de Wildflysch.

In Muntii Persani Jurasicul este cunoscut in facies de Adneth, cu calcare rosii,

noduloase, bogate in cefalopode (Hettangian – Sinemurian), gresii cuartitice si gresii

calcaroase, calcare si marne – facies de Gresten (Sinemurian – Toarcian), gresii cuartitice

cu Entolium (Jurasic mediu), marne, calcare marnoase si siltite cu Bositra (Bathonian –

Callovian) si calcare masive de Stramberg (Jurasic superior). Cretacicul inferior,

Berriasianul, este prezent sub forma unor klippe in masa wildflyschului. Tipul flisoid al

acestuia pune probleme dificile prin faptul ca aceste “Strate de Carhaga” nu sunt coerente

cu sedimentarea din domeniile transilvan sau peritransilvan (Sandulescu, in Sandulescu et

a.,1989). Poate o analiza mai atenta a contextului, cu wildflyschul alohton, ar explica o

eventuala provenienta a succesiunii flisoide din partea interna a domeniului bucovinic.

In Panzele Central-Est-Carpatice depozite tithonice si neocomiene se cunosc in

toate domeniile pe cand cele mai noi decat Neocomianul nu apar decat in Panza

Bucovinica.

In Panza Bucovinica intervalul Tithonic – Berriasian (poate si Valanginian) este

reprezentat de

-“Stratele cu Aptychus” in Rarau si mai putin in Haghimas, o succesiune de

calcare marnoase, marne calcaroase si gresii calcaroase (Tithonic -

Berriasian);

-“Stratele de Lunca” in Haghimas, flis calcaros cu calcare marnoase,

marnocalcare si gresii calcaroase (Tithonic – Valanginian);

-“Strate de Pojorata” , in Rarau, flis grezos – sistos (Tithonic – Berriasian);

-“Flisul verde” de Comana, in Muntii Persani, cu gresii cuartoase si argile

sau marne intr-o serie detritica binara (Tithonic – Berriasian);

-“Stratele de Clifele” in sudul Raraului, serie flisoida cu gresii grosiere

calcaroase, brecii si marne (Tithonic – Neocomian),

-“Flisul de Stejaru” , in nordul Muntilor Persani, flis calcaros cu gresii

calcaroase, marne, marnocalcare cu microconglomerate si gresii in

intercalatii frecvente la partea superioara (Tithonic – Neocomian).

Vom observa pozitia acestor formatiuni de flis, uneori doar flisoide, pe marginea

externa a ariilor de aflorare a succesiunilor sedimentare bucovinice, in multe cazuri cu

evolutii individualizate, ce marcheaza prezenta unor digitatii frontale ale Panzei

Bucovinice (Tarnita, Sadova, Chicera, Varghis, Garbova), corespunzatoare ariei celei mai

mobile a domeniului bucovinic in acest interval de timp.

Un caz aparte este cel al Stratelor de Carhaga, berriasian-hauteriviene care apar

sub forma unor klippe imense in masa Wildflyschului din Muntii Persani. Acestea sunt

alcatuite (dupa Patrulius et al 1976,1980) din:

- marne si marnocalcare, cenusii sau roscate, cu intercalatii de spongolite, calcarenite

cu amoniti si aptichi care atesta o varsta intre Tithonic si baza Berriasianului;

- calcare stratificate, cu intercalatii de silicolite cu tintinide berriasian inferioare;

- marne cenusii si calcare marnoase cu amoniti si aptichi cu varsta beriasian inferior,

mediu si superior;

- marne cenusii, moi, cu amoniti de varsta valanginiana si hauteriviana.

Pozitia lor in masa wildflyschului ar semnifica un loc de provenienta mai intern, o

panza formata dintr-o secventa de flis mai interna decat cele cunoscute in domeniul

bucovinic (Patrulius et al., 1976; 1980; Sandulescu, 1984). Prezenta a numeroase blocuri

alcatuite din secvente ale succesiunii stratelor de Carhaga in masa wildflischuluio,

deasupra corpului principal format din strate de Carhaga (la Panzele Transilvane blocuri

din panze se gasesc in wildflisch numai sub panze si in general "in trena " acestora) ar

putea indica “ruperea” acestora din subasmentul formatiunii de wildflisch, din chiar

domeniul bucovinic.

Tithonic – Neocomianul este urmat in partea estica a Sinclinalului Rarau de

secvente detritice, ” Conglomeratele si gresiile de Muncel” si in estul Haghimasului de

“Conglomeratele de Chicera” cu varsta care cuprinde Hauterivianul, posibil si baza

Barremianului.

Discordant pe diferiti termeni dintre cei descrisi mai sus – sau chiar direct pe

cristalin – se gaseste Formatiunea de Wildflysch, care formeaza umplutura Sinclinalului

Marginal Extern din Rarau, Haghimas si Persani. Caracteristica principala a acestei

formatiuni este prezenta in masa de baza argilo-marnoasa a unor klippe sedimentare

provenite din inaintarea panzelor de decolare gravitationala, Panzele Transilvane.

Discordanta tectonica in baza Wildflyschului a fost sustinuta pentru Muntii Persani inca

din 1970 (Ileana Popescu), aducandu-se noi argumente de Voda, Voda (1985) care observa

existenta in baza formatiunii a unor blocuri (de cristalin si de sedimentar de tip bucovinic)

rupte din substratul bucovinic. Balintoni (1997) prezinta o lista mai mare de argumente in

favoarea alohtoniei wildflyschului.

Varsta formatiunii de wildflysch este, pe baza microfaunistica, stabilita la

intervalul Barremian superior – Albian. Doar in Muntii Persani, existand o cuvertura

posttectonica cu datare paleontologica, Aptian superior, problema varstei comporta

discutii. In afara solutiilor interpretative analizate de Sandulescu (1984) noi gasim mai

simpla interpretarea acestei situatii prin blocarea avansarii Panzelor Transilvane in sectorul

Muntilor Persani, unitari cu Fagarasul de nord – est prin oprirea miscarii pe Falia Dealul

Mare, deplasarea principala de pe Falia Sud- Transilvana fiind mutata pe falia de la nord

de Muntii Persani. Asupra acestei probleme vom reveni.

In Panza Subbucovinica Tithonicul si Neocomianul este cunoscut in lamele de

sariaj din fruntea panzelor Central-Est-Carpatice, de la Gura Damucului, Batca Rotunda,

paraul Borca, paraul Holdita , paraul Ostra si paraele Muncelu si Botusana. La alcatuirea

acestor lame de sariaj iau parte secvente flisoide, marne marnocalcare si brecii cu elemente

de cristalin si roci carbonatice (dolomite si calcare), foarte probabil triasice. In versantul

drept al paraului Holdita sub o astfel de succesiune apar, peste dolomite anisiene, jaspuri

rosii si verzi atribuite Callovian – Oxfordianului.

In Panzele Infrabucovinice, depozite tithonice se gasesc doar in cele interne,

Iacobeni si Petecele de rabotaj Magurele; in rest fie ca nu s-au depus , fie ca au fost

erodate.

In Panza de Iacobeni cateva secvente de calcare in placi, cenusii – verzui,, litate,

cunoscute in succesiunea de pe paraul Suharzel pot fi atribuite Tithonicului.

In petecele de rabotaj Magurele, peste calcarele bituminoase ladiniene sunt

semalate calcare in placi, cenusii-verzui, tithonice.

In Panza Flisului Negru, Panza de Baraolt si in Digitatiile interne ale Panzei

de Ceahlau, intervalul Tithonic – Neocomian este reprezentat de formatiuni de flis grezos

– calcaros cu intercalatii de brecii si / sau conglomerate polimictice, marcand mobilitatea

specifica sfarsitului riftogenezei (distensiilor) din Domeniul Dacidelor Externe. Mai apoi,

in Barremian – Albian aria principala de sedimentare, in conditii de subsidenta puternica,

se deplaseaza spre est, pana pe domeniul intern al Moldavidelor. Tectogeneza

mezocretacica incepe in Barremian si se incheie la sfarsitul Albianului prin acoperirea

structurilor formate de o cuvertura posttectonica, in general cu varsta vraconiana sau mai

noua. In Muntii Persani, conditiile geotectonice care guvernau depunerea formatiunii de

wildflysch si avansarea Panzelor Transilvane se schimba la sfarsitul Aptianului inferior. O

cuvertura posttectonica, cu varsta argumentata paleontologic Aptian superior, incepe cu

calcare recifale, brecii calcaroase, marne si gresii, care acopera Domeniul Bucovinic si

Panzele Transilvane. Pe bordura estica (Masivul Garbovei) este instalat un facies

conglomeratic in care apar frecvent calcare recifale. Albianul este reprezentat de secvente

groase de conglomerate si gresii masive.

CRETACICUL SUPERIOR, PALEOGENUL SI NEOGENUL

CUVERTURILE POSTTECTONICE

La sfarsitul Cretacicului inferior unitatile structurale alpine care formeaza Zona

Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali erau deja conturate, cutate si partial erodate.

Se finalizasera structurile din una din cele mai importante faze tectogenetice – cea

mezocretacica – cu doua sisteme de panze de sariaj: (a) Sistemul Panzelor Transilvane, la

partea superioara, panze de obductie, alcatuite din formatiuni sedimentare mezozoice si

ofiolite mezozoice si (b) Sistemul Panzelor Central-Est-Carpatice, la partea inferioara,

panze de soclu, de forfecare, constituite din formatiuni metamorfice (de soclu) si

formatiuni sedimentare permiene si mezozoice (premezocretacice). Subsidenta si

deformarile importante se instaleaza pe domeniul extern, domeniul Flisului, in timp ce

peste structurile mezocretacice se depune o cuvertura sedimentara, post-tectogenetica.

Deformata de miscarile tectonice care au urmat depunerii, cuvertura posttectonica apare

din Muntii Maramuresului si pana in Muntii Persani pe suprafete mai mari sau mai mici,

pe zone sinclinale, in succesiuni transgresive pe formatiunile cristaline si sedimentare ale

Panzelor Central-Est-Carpatice. Cuvertura posttectonica are in baza o succesiune cretacic

superioara urmata, in Zona Flisului Transcarpatic si pe tot conturul estic al Depresiunii

Transilvaniei de depozite paleogene si neogene.

In Muntii Persani, asa cum s-a aratat mai inainte, Aptianul superior, cu calcare

recifale, brecii calcaroase, marne si gresii sau conglomerate cu calcare recifale peste care

urmeaza Albianul cu conglomerate si gresii masive.

Vraconianul si Turonianul inferior este reprezentat de grezocalcare si calcarenite

(calcarenite de Bogata), ineori si conglomerate.

Turonianul superior-Coniacianul incheie succesiunea Cretacicului superior din

Muntii Persani.

Pe rama vestica a Muntilor Persani sunt bine reprezentate formatiuni sedimentare

care incep cu Miocenul inferior. Ele sunt considerate ca apartinand formatiunilor

Depresiunii Transilvaniei. Incep cu conglomerate polimictice, gresii si marne miocen

inferioare, urmate de cinerrite (Tuful de Persani), brecii, conglomerate, marne, gipsuri si

argile cu intercalatii de gresii moi, atribuite badenianului. Nisipuri si pietrisuri incheie

succesiunea in care, uneori apar si strate subtiri de lignit (Sarmatian-Pannonian)

In Muntii Haghimas, cuvertura posttectonica este reprezentata prin

conglomeratele de Barnadu, de varsta Vraconian – Cenomanian.

In bazinul Glodu, succesiunea din cuvertura posttectonica incepe cu conglomerate

polimictice si cuartitice, gresii si siltite glauconitice cenomaniene, urmate de marnocalcare

si marne rosii si cenusii cu inocerami, Turonian mediu-Coniacian si la partea superioara

argile rosii si gresii cu hieroglife, Maastrichtian superior-Paleocen.

In partea de vest a Muntilor Bistritei, in Muntii Bargaului si in partea interna

a Muntilor Maramuresului, se gaseste cea mai groasa succesiune a cuverturii

posttectonice care incepe cu conglomerate poligene si gresii cu siltite verzi si cenusii-

verzui la partea superioara (Cenomanian-Turonian inferior). O noua transgresiune incepe

in Ypresian, cu conglomerate si gresii (de Prislop), care trec lateral intr-un facies flisoid.

Urmeaza conglomerate polimictice, conglomerate calcaroase si calcare cu numuliti, gresii

si conglomerate si, la partea superioara, calcare si marnocalcare ce incheie un ciclu de

sedimentare lutetian – priabonian. O alta secventa caracteristica este reprezentata de argile

negricioase, bituminoase si argile cu blocuri de argile rosii (de tip Valea Carelor) ce au la

partea superioara gresii cuartitice micacee (Priabonian – Oligocen) si se termina cu

formatiunea de flis grezos al Gresiei de Borsa, Oligocen – Miocen inferior.

La Lucina si spre nord-vest, in Muntii Maramuresului, cuvertura posttectonica

este reprezentata de conglomerate, microconglomerate si gresii grosiere, polimictice

(Cenomanian-Turonian inferior). Acestea sunt urmate in vest-sud-vestul Maramuresului

de marne si marnocalcare cenusii, verzui si rosii (Turonian-Senonian), suita

conglomeratelor de Prislop (Lutetian) si marne, silturi marnoase si gresii calcaroase,

cunoscute sub numele de formatiunea de Vaser (Priabonian).

Capitolul 4

STRUCTURA GEOLOGICA

A ZONEI CRISTALINO-MEZOZOICE A CARPATILOR ORIENTALI

Carpatii Orientali fac parte din Catena Alpina, Alpino – Carpato - Balcanica,

care este caracterizata printr-o structura geologica foarte complicata, formata mai ales

in decursul istoriei geologice din ultimii 100 M.a. Unitatile structurale cu soclu cristalin

din cadrul structurilor geologice alpine a Dacidelor Mediane, din care fac parte si

Panzele Central-Est-Carpatice, includ si soclurile – fundamentul cristalin al acestora –

cu istorie geologica uneori mai veche de 1000 M.a. Pentru istoria alpina soclurile pot fi

luate in considerare global, ca etaj structural inferior al unitatilor structurale alpine cu

toate ca detaliul geologic-structural al soclului, cunoscut prin studiile specifice si

lucrarile de prospectiuni si explorare pentru diverse minereuri (prealpine) are, in mod

evident, o puternica amprenta a evolutiei alpine.

Interpretarea structurilor alpine si analiza retrotectonica, pana la aspectul de la

sfarsitul Paleozoicului si inceputul Mezozoicului, formeaza baza de plecare pentru

cunoasterea evolutiei prealpine.

Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, cu cele doua sisteme de

panze de sariaj – Panzele Transilvane si Panzele Central-Est-Carpatice (Dacidele

Mediane) - este considerata de Sandulescu (in Sandulescu et al.,1989) ca provenite din

Sutura Tethysiana.

Schema cu sistematica structurilor geologice din Zona Cristalino-Mezozoica a

Carpatilor Orientali este redata mai jos:

1. Structuri geologice alpine 1). Panzele Transilvane

(Unitati structurale alpine) 2). Panzele Central-Est-Carpatice:

(1).Panza Bucovinica

(2).Panza Subbucovinica

(3).Panzele Infrabucovinice

2. Structuri geologice prealpine 1). Panza prealpina de Rarau

(Unitati structurale prealpine) 2). Panza prealpina de Putna

3). Panza prealpina de Pietrosu Bistritei

4). Unitatea prealpina de Rodna*

*”Unitatea prealpina de Rodna” este paraautohtonul panzelor prealpine, este o unitate

structurala prealpina dar, in soclurile Panzelor Central-Est-Carpatice, este limitata in

baza de suprafata de sariaj alpin, mezocretacic.

1. STRUCTURI GEOLOGICE ALPINE

1.1. PANZELE TRANSILVANE

In Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, Sistemul Panzelor

Transilvane formeaza un sistem superior de panze de sariaj, in pozitie superioara Panzei

Bucovinice, din topul Panzelor Central-Est-Carpatice.

Panzele Transilvane sunt panze de obductie, provenite din sutura Tethysului

Transilvan, formate din ofiolite si roci sedimentare mezozoice, care au ajuns pana in

partea frontala a Panzei Bucovinice pe un substrat preexistent si in curs de formare –

este cazul formatiunii de Wildflych - in continua deplasare spre exterior. Varsta

Complexelor Ofiolitice, succesiunile formatiunilor sedimentare si faciesurile acestora,

diferite in functie de aria de provenienta in cadrul domeniului transilvan si

peritransilvan, au argumentat stabilirea mai multor zone de facies si delimitarea a trei

panze:

- Panza de Persani,

- Panza de Olt si

- Panza de Haghimas.

Panzele Transilvane formeaza mari petece de acoperire pe crestele Muntilor

Persani, Muntii Haghimas si Muntii Rarau, plutind pe Formatiunea de Wildflysch din

Panza Bucovinica in care se gasesc blocuri de diferite marimi, uneori imense, klippe

sedimentare alcatuite din ofiolite de diferite varste siformatiuni sedimentare

recunoscute si in Panzele Transilvane sau cu faciesuri intermediare.

PANZA DE PERSANI

Panzele Transilvane in Muntii Persani au fost conturate pentru prima data de

catre Ilie (1953, 1954) si aveau in constitutie numai rocile sedimentare, ofiolitele fiind

considerate ca apartinand “autohtonului”. Patrulius et al. (1966) argumenteaza pozitia

in panza a ofiolitelor si varsta triasica a acestora. Succesiunea cu ofiolite din Persani va

fi separata ca unitate structurala distincta, cu denumirea de Panza de Olt (Patrulius et

al.,1979) iar unitatea de deasupra, alcatuita numai din succesiuni de roci sedimentare –

fara ofiolite - a ramas cu denumirea veche de Panza de Persani (sens restrans).

Constitutia Panzei de Persani este bine definita in Muntii Persani unde

succesiunea litostratigrafica cuprinde calcare stratificate, in placi, cenusii si negricioase

de tip Guttenstein, cu intercalatii de dolomite , calcare rosii si calcare masive albe. La

partea superioara apar uneori calcare cu accidente silicioase, posibil ladiniene. Cu

aceasta alcatuire Seria de Persani apare pe valea Comanei, valea Lupsei si la Varghis, in

Panza de Persani si inklippe sedimentare prinse in Wildflysch, in Muntii Haghimas si

Muntii Rarau.

Locul de provenienta a succesiunilor sedimentare triasice care alcatuiesc Panza

de Persani este considerat de Sandulescu (in Sandulescu et al., 1989) ca fiind zona de

scoarta subtiata ce marginea spre est zona cu crusta oceanica a Tethysului Transilvan.

Varsta Panzei de Persani, in Muntii Persani si la nord de defileul Oltului, este

stabilita de cuvertura posttectonica cu varsta aptian superiora. Aceasta varsta arata ca

inaintarea Panzei de Persani a fost blocata inaintea Aptianului superior. Am prezentat

parerea ca blocarea s-a realizat prin oprirea miscarii (transcurente) pe Falia Sud-

Transilvana si avansarea ansamblului Muntii Persani-Muntii Fagarasul de est impreuna

peste flisul de Baraolt. Aptianul superior, cu acelas facies, se gaseste de o parte si alta a

culoarului Vladeni. Miscarea principala a Panzelor Transilvane peste Panza Bucovinica

si impreuna cu aceasta peste Stratele de Sinaia s-a continuat la nord de o importanta

falie (transcurenta) la nord de Muntii Persani.

PANZA DE OLT

Panza de Olt este caracterizata – asa cum s-a aratat mai sus – prin prezenta

masiva a complexelor ofiolitice, care in Muntii Persani sunt probabil de varsta triasica

medie, ladiniana, fiind acoperite normal de formatiuni sedimentare carnian-noriene.

Ofiolitele sunt reprezentate prin roci ultrabazice si pillow-lave, in Muntii Persani

fiind strabatute de filoane de roci alcaline.

Rocile sedimentare atribuite Seriei de Olt sunt cele care sunt in continuitate peste

rocile ofiolitice, in Muntii Persani, unde formeaza succesiunea de referinta. Sunt

reprezentate de calcare tip Hallstatt urmate de o secventa de calcare masive de tip

Dachstein (Patrulius et al., 1977). In continuare apar formatiuni care apartin Jurasicului

inferior in facies de Adneth si Jurasicului superior in facies calcaros.

Panza de Olt apare cu dezvoltare foarte redusa in Muntii Haghimas, sub forma

unui mic lambou de rabotaj, in baza Panzei de Haghimas, in Cheile Bicazuluii,

constituit din calcare de Adneth. Sunt frecvente klippele cu ofiolite si formatiuni

sedimentare ce pot fi atribuite Seriei de Olt.

In Rarau, la nord de Pojorata, apar petece de acoperire formate din ofiolite,prinse

in formatiunea de wildflysch. La Breaza se contureaza cu claritate un mare petec de

acoperire, format din roci ultrabazice, fragmente de crusta oceanica (Sandulescu,

Russo-Sandulescu, 1981) care apartin Panzei de Olt. Varsta acestora nu poate fi

precizata deoarece lipsesc formatiunile sedimentare in contact normal cu ofiolitele.

Legat de complexele ofiolitice, in Muntii Persani, la Varghis si in Muntii Rarau,

la Breaza, apar mineralizari slabe de crom.

PANZA DE HAGHIMAS

Sub forma actuala Panza de Haghimas a fost conturata pentru prima data de

Sandulescu (1967, 1975), ca panza de sariaj de cuvertura – formata din formatiuni

sedimentare, fara soclu cristalin – care este sariata deasupra panzei bucovinice, in toate

cazurile peste formatiunea de wildflysch (Barremian superior – Albian. Este tot panza

de obductie, cu deplasare in partea finala a sariajului prin alunecarte gravitationala.

In baza succesiunii sedimentare, reprezentate prin depozite kimmeridgiene de tip

“ammonitica rosso”, la Lacu Rosu in Muntii Haghimas, apar pillow-lave iar pe paraul

Deremoxa, la nord de Rarau, apar serpentinite de tipul celor de la Breaza.

Succesiunea sedimentara incepe cu Kimmeridgianul de care am pomenit mai sus

si se continua cu Tithonicul si Neocomianul reprezentat prin calcare de Stramberg,

avand o intercalatie de marnocalcare si marne, care reprezinta Berriasianul, ca o invazie

de apa dulce intre Tithonic si Neocomian. Urmeaza tot formatiuni neritice calcaroase,

in facies urgonian, singurele reprezentante ale Barremianului in Panzele Transilvane.

Succesiunea stratigrafica descrisa formeaza corpul celui mai mare petec de Panza

Transilvana cunoscut in Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, in Muntii

Haghimas, din versantul drept al vaii Bistricioara si pana in versantul stang al vaii

Trotusului pe circa 20 km lungime.

Analiza succesiunii stratigrafice si a ofiolitelor din Panza de Haghimas, precum si

pozitia superioara fata de Panza de Olt, prezenta intr-o lama de sariaj in baza Panzei de

Haghimas, au condus la considerarea locului de provenienta a panzei mai interna ca

celelalte doua (Olt si Persani).

Varsta Panzei de Haghimas este stabilita prin luarea in considerare a Cuverturii

posttectonice, Conglomeratele de Barnadu, vraconian-cenomaniene (Sandulescu,1967,

1975) si a celor mai noi depozite ale substratului panzei, formatiunea de Wildflysch, de

varsta albiana. Varsta intraalbiana – spre sfarsitul Albianului – este in acest fel

argumentata (Sandulescu, 1975). Blocurile si klippele formate din roci de acelasi tip cu

cele din corpul principal al Panzei de Haghimas, prinse in masa Wildflyschului,

motiveaza inceperea deplasarii panzei de Haghimas inca din Barremian.

Sunt atribuite Panzei Transilvane de Haghimas aparitiile de calcare masive de tip

Stramberg de la Meresti, din Muntii Persani si, de asemenea, calcarele urgoniene din

Pietrele Doamnei si Muntele Rarau.

Prezentarea Panzelor Transilvane, asa cum s-a reusit a fi facuta, nu reda si nu

rezolva toate problemele care exista in analiza formatiunilor ce s-au format in

domeniile transilvane, cu crusta oceanica si crusta subtiata. Crusta oceanica are varste

diferite functie de distanta care era pana in axul zonei de spreading (cu atat mai veche

cu cat ne situam mai departe) motiv pentru care criteriile pentru incadrarea la panza de

Olt a unor delimitari de petece de acoperire cu ofiolite nu au totdeauna valabilitate. Pe

de alta parte exista numeroase faciesuri ale succesiunilor din blocurile si klippele prinse

in formatiunea de wildflysch care nu se incadreaza in coloanele tip stabilite cu multa

dificultate, reprezentan zone de tranzitie intre tipurile faciesurilor principale.Problema

stratelor de Carhaga, a locului de provenienta a acestei formatiuni, ramane in continuare

deschisa.

Detaliile realizate de noi (Voda, Voda,1985), in masivul cristalin al Garbovei si

pe rama nordica si vestica a acestuia, ne-au convins ca wildflyschul este alohton si ca in

baza lui se gasesc prinse elemente provenite din subasmentul bucovinic, usor de

recunoscut fiind blocurile de cristalin si de triasic dolomitic.

1.2. PANZELE CENTRAL – EST - CARPATICE

(DACIDELE MEDIANE)

Panzele Central-Est-Carpatice corespund in Carpatii Orientali Dacidelor Mediane,

panzelor de soclu considerate de Sandulescu (1984) ca apartinand suturii majore

tethysiene.

Intr-o sinteza privind structura adanca a zonei Voda et al. (1992) caracterizeaza

Panzele Central-Est-Carpatice astfel:

a- sunt panze de forfecare atasate direct suturii majore tethysiene;

b- suporta Panzele Transilvane in vest (in partea orientala a bazinului

Transilvaniei) si au resturi de eroziune a Panzelor Transilvane in Muntii Rarau,

Muntii Haghimas si Muntii Persani;

c- cutarea post-sariaj a condus la formarea de zone anticlinale si sinclinale de

panze (antiforme si sinforme). Pe zonele ridicate apar, in ferestre tectonice,

unitatile inferioare Panzei Bucovinice;

d- din analiza, in ferestrele tectonice, a unitatilor inferioare Panzei Bucovinice se

constata ca acestea sunt din ce in ce mai putin extinse; Panza Subbucovinica

ajunge uneori la grosime de cateva sute de meri (conturul vestic al ferestrelor

tectonice Rusaia si Iacobeni); Panzele Infrabucovinice au aspect de solzi, de

mari lambouri, prinse la baza Panzelor Central-Est-Carpatice;

e- panzele superioare (Panza Bucovinica, Panza Subbucovinica si, probabil, si

Panza infrabucovinica de Iacobeni) au soclul alcatuit din panze prealpine,

constituite din doua grupari de metamorfite ce au istorii prealpine coerente: (i)

Grupul Bretila si (ii) grupurile Rebra, Negrisoara si Tulghes. Fiecare grup de

formatiuni metamorfice formeaza o unitate structurala prealpina distincta:

- Grupul Bretila – Panza prealpina de Rarau;

- Grupul Tulghes – Panza prealpina de Putna;

- - Grupul Negrisoara – Panza prealpina de Pietrosu Bistritei;

- Grupul Rebra – unitatea prealpina de Rodna;

f- intregul edificiu de format de Panzele Central-Est-Carpatice are o grosime ce

nu depaseste 5 - 5,5 km (cel putin pe aria de aflorare a Zonei Cristalino-

Mezozoice);

g- autohtonul (paraautohtonul ?) Panzelor Central-Est-Carpatice nu se cunoaste;

poate fi alcatuit, in vest, de soclul ramas sub planul forfecarilor mezocretacice,

subsariat, iar in est de soclul ramas (scoarta subtiata) intre domeniile

infrabucovinice si Riftul Dacic Extern. Evident, in zona de bordura, Dacidele

Mediane acopera unitati ale Dacidelor Externe.

In studiul amintit (Voda et al., 1992) este data o interpretare diferita de Sandulescu

(1984) pentru modul de punere in loc a Panzelor Central-Est-Carpatice.In interpretarea

data de Sandulescu (1984) punerea in loc a panzelor s-a realizat in ordine inversa vergentei

panzelor, adica de la est-primele fiind cele infrabucovinice – spre vest, ultima fiind Panza

Bucovinica (Fig. nr. . ). Incluzand in discutie si Panzele Transilvane s-a realizat o schema

de punere in loc a Panzelor Central-Est-Carpatice, coerenta cu vegenta panzelor (Fig.

Nr. .Modelul exprimat de Voda et al. (1992) se considera argumentat in primul rand de

forma discontinua, de mari lambouri, a Panzelor Infrabucovinice care ar reprezenta

solzificari in baza stivei formata de Panzele Transilvane, Panza Bucovinica si Panza

Subbucovinica si nu forfecari “ratate”. Lipsa succesiunilor aptiene si albiene din panzele

inferioare celei bucovinice este explicabila prin considerarea acestora ca epigliptice. Prin

aceasta reconsiderare se formeaza o legatura directa intre obductie si panzele de soclu

subiacente si, astfel, Panzele Central-Est-Carpatice sunt atasate direct Suturii Majore

Tethysiene.

Inainte de prezentarea Panzelor Central-Est-Carpatice, a unitatilor structurale de

rang superior, dorim sa anuntam compartimentarea tectonica produsa de falii cu

importanta deosebita in evolutia alpina a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor

Orientali. De la nord spre sud, acestea sunt (a se vedea harta anexata):

(a) Falia Vaserului, cu directie nord-est – sud-vest, se observa cu claritate prin

efectul de ridicare al compartimentului nord – vestic, pare sa se racordeze la

Falia Bogdan Voda, avand decrosare tot senestra. Efectele principale ale faliei

sunt limitarea spre nord a retroincalecarilor miocene cunoscute in Muntii

Maramuresului si limitarea spre sud a zonei de dezvoltare a Panzei Flisului

Negru (in Dacidele Externe);

(b) Falia Dragos Voda, cu directie vest – est, evidenta mai ales prin limitarea

spre nord a Masivului Rodnei, continuare efectiva – la nivel crustal – a Faliei

Bogdan Voda, avand componenta deplasarilor orizontale dextra, are la est de

Carlibaba efecte (dextre) vizibile, dar nu majore, pare insa sa se continue spre

sud – est pe traseul considerat de Voda (2000) ca pobabila prelungire a Faliei

Crucea – Zugreni. Aceasta eventuala ramificatie a Faliei Dragos Voda

comporta insa multe discutii;

(c) Falia Crucea-Zugreni, cu directie nord-vest – sud-est, are pe traseul

Zugreni-Crucea-Holdita efecte indiscutabile de decrosare dextra, limiteaza spre

sud aria de aparitie a formatiunilor sedimentare care caracterizeaza Digitatia

Tarnita (digitatie frontala a Panzei Bucovinice), limiteaza spre nord aparitia a

mineralizatiilor din Campul Metalogenetic Lesu Ursului si, in zona de bordura,

aria de aflorare a Panzei Subbucovinica pe ridicarea data de retroincalecarea

Holdita – Haleasa. Limiteaza spre spre sud Campul Metalogenetic Rarau cu

mineralizatii uranifere. Continuarea faliei de la Zugreni spre nord-nord-vest

este probabila pe la obarsia paraului Putna Mare, intersectand valea Bistritei

Aurii amonte de Tolovan si – asa cum am mentionat mai sus ar putea fi o

ramificatie a Faliei Dragos Voda,

(d) Falia Darmoxa-Grinties, cu un traseu sinuos, general sud estic, a reesit

prin observarea caracterului de decrosare al faliilor Dragoiasa-Darmoxa si

Grintiesul Mare-Valea Seaca (Voda, 2000).Schimbarile produse in Zona

Cristalino-Mezozoica sunt multiple: limiteaza spre sud o zona in care aria de

aparitie a Panzei Subbucovinice este foarte larga, de aria de extindere maxima a

Panzei Bucovinice cu Seria sedimentara din Sinclinalul Haghimas. Diferente

mari sunt observate in cadrul detaliului litostratigrafic si structural al soclului

Panzei Bucovinice. Mentionam si observatia ca limiteaza la nord tronsonul in

care se dezvolta edificiile vulcanice neogene din lantul Calimani – Gurghiu –

Harghita;

(e) Falia Nord Persani. A fost introdusa in interpretare existenta unei falii care

sa limiteze spre nord aria in care cuvertura posttectogenetica este de varta

aptian superioara, marcand blocarea miscarii pe Falia Sud Transilvana si

depunerea unei cuverturi aptian superioara de acelas tip, in Muntii Persani si in

Muntii Fagarasului de nord-est. Pe acest traseu, cu orientare vest-est, a fost

luata in considerare o falie profunda ca fiind prelungirea in domeniul Bazinului

Transilvaniei a Faliei Trotusului (Soroiu et al.,1985). Trebuie discutata si

posibila traversare a Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali de catre

Falia Nord Transilvana in aceasta zona. Problemele sunt complicate caci

despartirea Tethysului Transivan (si a Suturii Majore Tethysiene) de domeniile

bucovinice si de Panzele Transilvane din Zona Cristalino-Mezozoica a

Carpatilor Orientali nu poate fi facuta cu asa mare usurinta. Continuarea Faliei

Nord Transilvane la est de Preluca este o tema care depaseste cadrul acestei

lucrari.

(f) Falia Sud-Transilvana (Falia Dealu Mare), limiteaza spre sud Zona

Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, cu evolutie distincta pana la

mijlocul Aptianului, cand miscarea de decrosare a fost blocata si evolutia celor

doua segmente ale Dacidelor mediane a devenit – mai ales in zonele de bordura

– coerenta.

Dupa prezentarea acestor falii transversale, care compartimenteaza Zona

Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, consideram necesara sublinierea efectelor de

cutare precum si a incalecarilor si retroincalecarilor in formarea aspectului structural

actual. Astfel, in cadrul structurii regionale, se observa o zona sinclinala – sinforma – in

zona de bordura, incepand de la granita cu Ucraina si pana in versantul stang al Trotusului,

cunoscuta cu numele de Sinclinalul Marginal Extern. Axul zonei sinclinale este ocupat

de Seria sedimentara bucovinica cu petice ale Panzelor Transilvane in Muntii Rarau si

Haghimas. Pe flancul vestic al ridicarii care urmeaza, apare soclul Panzei Bucovinice si –

intr-o zona axiala de antiforma, unitati inferioare Panzei Bucovinice, Panza Subbucovinica

si Panzele Infrabucovinice din frestrele tectonice Rusaia, Iacobeni si Tomesti.

O mentiune speciala pentru cutarea mai stransa din unele regiuni, cum ar fi

structura anticlinala din zona Holdita – Brosteni cunoscuta prin lucrarile miniere si forajele

executate pentru minereuri de baritina singenetica, in formatiunea cuartitelor negre din

Panza Subbucovinica. Anticlinalul mentionat este marginit de o falie inversa si este ridicat

cu cateva sute de metri de o retroincalecare ce a fost urmarita directional pe o lungime de

peste 25 km.

Prezentarea Unitatilor structurale care alcatuiesc Panzele Central-Est-Carpatice o

vom face de de sus in jos, incepand cu Panza Bucovinica si Digitatiile ei , apoi Panza

Subbucovinica si Panzele Infrabucovinice.

PANZA BUCOVINICA

Panza Bucovinica, cea mai extinsa unitate structurala din cadrul Panzelor Central-

Est-Carpatice, in pozitie superioara, are caracteristica succesiunea sedimentara – Seria

Bucovinica – depusa pe domeniul cu crusta continentala cel mai apropiat de deschiderea

tethysiana. Panza Bucovinica formeaza paraautohtonul Panzelor Transilvane.

Aria de raspandire a Panzei Bucovinice este controlata de pozitia sa superioara

in cadrul edificiului de panze alpine din Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali.

Formeaza mari petece de acoperire in Muntii Maramuresului, la Poienile de sub Munte,

Pietrosul Bardaului si versantul stang al vaii Vaserului. O larga arie de aparitie are in

Muntii Bistritei, pe bordura Zonei Cristalino-Mezozoice, de la granita si pana in bazinul

paraului Borca, schitandu-se o arie sinclinala care in ax cuprinde formatiunile sedimentare

din seria bucovinica, acoperite uneori de petece ale Panzelor Transilvane.Pe o zona mai

interna Panza Bucovinica formeaza mari petece de acoperire, peste Panza Subbucovinica,

in versantii vaii Bistrita Aurie dintre Carlibaba si Ciocanesti, pe creasta din dreapta vaii

Bistritei aval de Vatra Dornei, pana la Damoxa si spre sud pana in valea Bistricioarei. La

sud de valea Bistricioarei, Panza Bucovinica acopera aproape in totalitate unitatile

structurale inferioare din cadrul Panzelor Central-Est-Carpatice, exceptie facand doua

mici suprafate: (1) in zona paraului Ciutac, afluent pe dreapta paraului Neagra Brostenilor

pana la muntele Racila, la izvoarele vaii Bistricioara, unde apare Panza prealpina de Putna

din soclul Panzei subbucovinice si (2) la Tomesti, unde exista o succesiune sedimentara

caracteristica Panzei Subbucovinice, transgresiva pe formatiuni mezozonale atribuite

Grupului Bretila.

Cea mai sudica aparitie a Panzei Bucovinice este in Muntii Persani unde, in afara

de Seria Sedimentara Bucovinica, apare si soclul cristalin, in Masivul cristalin al Garbovei.

Panza Bucovinica este constituita din formatiuni metamorfice care alcatuiesc soclul

cristalin si formatiuni sedimentare, mezozoice, preaustrice.

Soclul Panzei Bucovinice, este alcatuit din formatiuni metamorfice apatinand la

patru grupuri litostratigrafice, corespunzatoare la patru unitati structurale prealpine:

- Grupul Bretila = Panza prealpina de Rarau ;

- Grupul Tulghes = Panza prealpina de Putna;

- Grupul Negrisoara = Panza prealpina de Pietrosu Bistritei;

- Grupul Rebra = Unitatea prealpina de Rodna.

Grupul Rebra este limitat in baza de suprafata de sariaj alpin a Panzei Bucovinice,

formeaza autohtonul (paraautohtonul) panzelor prealpine si, din acest motiv, i s-a dat

numele de “unitate” prealpina.

Cuvertura sedimentara mezozoica a Panzei Bucovinice este bine cunoscuta in

zonele sinclinale (Sinclinalul Marginal Extern) din Muntii Rarau, Muntii Haghimas si

Muntii Persani, unde succesiunile stratigrafice sunt bine deschise si mult studiate

(Patrulius et al.,1966, 1969, 1980, 1981; Mutihac, 1968; Turculet, 1971; Grasu, 1972;

Sandulescu, 1975, 1976; Popescu, 1978).

Succesiunea incepe cu conglomerate si gresii cuartitice, werfwniene si se continua

cu depozite de self, dolomitice si calcaroase, uneori intrerupte de intercalatii discontinui de

jaspuri (in Ladinian). O discordanta importanta se recunoaste la sfarsitul Jurasicului

inferior (posibil corespunzatoare miscarilor care au insotit formarea Riftului Dacidelor

Externe, Sandulescu,1984). Doggerul are depozite detritice si calcaroase urmate de nivele

groase de jaspuri, callovian-oxfordiene.

La sfarsitul Jurasicului si inceputul Cretacicului, cu discordanta unghiulara peste

formatiunile mai vechi, apar in partea externa – spre limita cu domeniul subbucovinic –

primele depozite de flis: flisurile de Pojorata, de Comana, de Stejaru, de Clifele. Spre

interior sunt depozite in faciesuri pelagice (Stratele de Lunca), facies marnocalcaros

(Stratele cu Aptychus),cum arata Sandulescu (1984) si posibil mai la interior, Stratele de

Carhagac, in facies pelagic, in continuarea spre vest a zonei trasate pentru Stratele cu

Aptychus pe schema cu pozitia retrotectonica a litofaciesurilor tithonic-neocomiene in

Panza Bucovinica (Sandulescu,1984, Fig.78), asa cum este prezentata si in studiul recent

publicat despre Muntii Persani de Patrulius et al. (1996), redat in fig. Nr. ).

Asupra problemelor date de varsta Wildflyschului in Muntii Persani si in celelalte

zone s-au facut discutii in subcapitolul anterior.

DIGITATIILE FRONTALE ALE PANZEI BUCOVINICE

Faciesurile de flis tithonic-neocomiene, de pe marginea (mai mobila) domeniului

bucovinic sunt caracteristice digitatiilor frontale ale Panzei Bucovinice. Acestea au fost

cunoscute datorita analizei in detaliu a faciesurilor formatiunilor sedimentare din Muntii

Rarau si Muntii Persani (Sandulescu, 1973, 1981; Stefanescu, Stefanescu, 1981) si mult

mai tarziu prin analiza structurilor soclului cristalin (Krautner,Krautner, 1988; Voda,

Voda, 1989; Voda, Munteanu, 1995, 1997).

In partea nordica, in estul Muntilor Rarau, au fost delimitate doua digitatii cu

extindere mare, cu succesiuni sedimentare bine individualizate (Sandulescu, 1981).

Digitatia Sadova in partea nordica si Digitatia Tarnita mai la sud. Dintre acestea, Digitatia

Tarnita cuprinde si soclu cristalin in care exista importante mineralizatii de baritina

(Ostra, Gemenea, Slatioara) si mineralizatii uranifere (Crucea, Botusana). Numeroase

lucrari miniere si foraje au condus la delimitarea acestei digitatii, atat spre nord, pana la

paraul Izvorul Alb, cat si la sud, pana la falia de decrosare Darmoxa - Grinties.

Delimitarea unei digitatii frontale a Panzei Bucovinice la sud de Grintiesul Mare

s-a realizat prin luarea in considerare a formatiunilor Cretacicului inferior din zona

muntelui Chicera si a numeroaselor dublari ale formatiunilor metamorfice si sedimentare

in fruntea Panzei Bucovinice dintre valea Bistricioarei si obarsia paraului Damuc.

In Muntii Persani, Masivul cristalin al Garbovei, alcatuit din formatiuni

metamorfice apartinand Grupului Tulghes si Grupului Bretila, formeaza Digitatia

Garbova, digitatie frontala a Panzei Bucovinice, care este greu de corelat cu celelalte

digitatii din cauza lipsei formatiunilr sedimentare tithonic-neocomiene care sa le

caracterizeze evolutia alpina. Deoarece in Muntii Baraoltului Flisul de Stejaru

(Stefanescu, Stefanescu, 1981) are asemanare cu Stratele de Clifele (Sandulescu, 1981) se

poate face o corelare a digitatiilor de Tarnita si de Varghis, ultima posibil sa se continue

spre sud, pana in masivul Garbovei. Sandulescu face si corelarea flisului de Comana cu cel

de Pojorata ceea ce ar conduce la un model structural pentru Muntii Persani, echivalent

celui din Muntii Rarau.

PANZA SUBBUCOVINICA

Panza Subbucovinica este unitatea structurala imediat inferioara Panzei

Bucovinice, caracterizata de o succesiune sedimentara cu grosime mica, cu secvente

incomplete, reprezentand o serie tipica pentru sedimentarea dintr-o zona de rid

(Sandulescu, 1975, 1984). Soclul cristalin este asemanator celui din Panza Bucovinica.

Aria de raspandire a Panzei Subbucovinice este legata de zonele ridicate ale

Panzelor Central-Est-Carpatice, in care Panza Bucovinica este erodata.

In Muntii Marasmuresului Panza Subbucovinica bordeaza petecele de la Pentaia si

Pitrosu Bardaului, in care apare Panza Bucovinica, si pe o zona mai larga, in versantul

drept al vaii Vaserului, si spre sud-est pana in zona de obarsie a paraului Tibau.

In Muntii Rodnei ocupa o arie intinsa, reprezentata de Grupul Rebra ce formeaza

unitatea de Rodna, baza a soclului Panzei Subbucovinice.

In Muntii Bistritei Panza Subbucovinica apare in partea centrala, ca o banda cu

latime de circa 10 – 15 km, avand in partea estica limita cu Panza Bucovinica bine marcata

de prezenta formatiunii carbonatice a Grupului Rebra, din baza Panzei Bucovinice, si

uneori (Delnita, gara Valea Putnei) seria sedimentara subbucovinica. In partea vestica a

Muntilor Bistritei, pe o zona ridicata, apar in ferestrele tectonice Rusaia si Iacobeni, panze

Infrabucovinice de sub Panza Subbucovinica. In partea de sud-est, de la Brosteni si pana la

paraul Grintiesul Mare, pe bordura Zonei Cristalino-Mezozoice, Panza Subbucovinica are

o arie de aparitie din ce in ce mai mare, formand o semifereastra cu un intrand de peste 10

km., la obarsia paraului Borca. Spre sud de paraul Grintiesul Mare, falia de decrosare

dextra Damoxa-Grinties reduce aproape total zona de aparitie a Panzei Subbucovinice.

Apare pe o mica fasie in vestul regiunii, in versantul drept al paraului Neagra Brostenilor,

pana la obarsia paraului Ciutac si la sud de creasta muntelui Racila.

In Muntii Ciucului, la Tomesti, este cea mai sudica aparitie a Panzei

Subbucovinice, intr-o fereastra tectonica cu conturul vestic acoperit de vulcanitele

neogene din Muntii Harghita.

Soclul Panzei Subbucovinice este alcatuit, la fel ca si cel al Panzei Bucovinice din

formatiunile metamorfice ale Grupului Bretila, Grupului Tulghes, Grupului Negrisoara si

Grupului Rebra, in Unitatile structurale prealpine corespunzatoare – in aceeasi ordine –

Panza de Rarau, Panza de Putna, Panza de Pietrosu Bistritei si unitatea prealpina de

Rodna. Succesiunile litostratigrrafice sunt asemanatoare celor din Panza Bucovinica.

Grupul Bretila apare pe arii reduse, sub formatiunile sedimentare subbucovinice de

la gara Valea Putnei si de la Tomesti.

Grupul Tulghes are specifica pentru Panza Subbucovinica aparitia minereurilor de

mangan (si baritina) ceea ce a facut sa poarte denumirea de “Tulghesul cu mangan” (in

Muntii Maramuresului – Zincenco, 1972; 1993) spre deosebire de “Tulghesul cu sulfuri”

care este caracteristic pentru Panza Bucovinica. Vom mentiona si faptul ca in Panza

Subbucovinica, Grupul Tulghes nu are la partea superioara a coloanei litostratigrafice

termenii cei mai noi (formatiunea de Arsita Rea) ci doar o succesine litostratigrafica –

formatiunea de Valea Stanei – a carei incadrare, in formatiunea de Arsita Rea este incerta.

Pentru succesiunea de Valea Stanei au fost luate in considerare si modele structurale in

care aceasta formeaza o unitate structurala de sine statatoare, “digitatia de Valea Stanei”

(Krautner H. – date inedite).

Grupul Negrisoara este prezent in toate zonele de aflorare a Panzei Subbucovinice

insa cu grosimi mai mici si cu multe discontinuitati.

Grupul Rebra are dezvoltare caracteristica in Muntii Rodnei unde Panza

Subbucovinica este reprezentata numai de Grupul Rebra, in care sunt cantonate

mineralizatiile de sulfuri polimetalice de la Valea Blaznei si Guset.

In Muntii Rodnei, Grupul Negrisoara are o aparitie de foarte mica intindere pe

paraul Maria Mare iar Grupul Tulghes si Grupul Bretila lipsesc, foarte probabil fiind

erodate. Eroziunea, pe unele arii ale protodomeniului subbucovinic, este posibil sa fi fost

inaintea debutului Mezozoicului, dovada fiind prezenta depozitelor triasice, depuse direct

pe formatiunea carbonatica a Grupului Rebra din Panza Subbucovinica in Muntii

Maramuresului, in versantul drept al vaii Vaserului.

Cuvertura sedimentara a Panzei Subbucovinice este putin expusa in cateva

ferestre tectonice – Valea Putnei (Pojorata) si Tomesti- si in lame de rabotaj, in fruntea

Panzei Bucovinice.

Are in constitutie formatiuni sedimentare mezozoice, triasice, jurasice si cretacice,

cu grosime mica si multe lacune stratigrafice, caracteristice pentru depunerile din zonele

de rid (“haut-fond”). Se deosebeste de succesiunea cunoscuta in Seria Bucovinica nu

numai prin grosimile mai mici ale secventelor ci si prin diferente de facies in depozitele

jurasice si neocomiene.

Triasicul este asemanator cu cel din Panza Bucovinica, in baza cu conglomerate si

gresii cuartitice apoi ci sisturi marnoase, calcare si dolomite incheindu-se cu jaspuri, foarte

probabil ladiniene. Triasicul superior lipseste.

Jurasicul este reprezentat de gresii limonitice, sisturi argiloase si marnoase

negricioase si microconglomerate oligomictice (Liasic), calcare noduloase si calcare in

placi negricioase si roscate (la Tomesti cu Bositra buchi- Grasu,1976), silturi si argile

negricioase, gresii calcaroase si marnocalcare, uneori si jaspuri (Dogger).

Neocomianul, cu brecii polimictice, marnocalcare si calcare cenusii in strate

subtiri, incheie succesiunea sedimentara mezozoica din Panza Subbucovinica.

DIGITATIILE PANZEI SUBBUCOVINICE

In partea de nord a Muntilor Bistritei au fost delimitate secvente de formatini

metamorfice asemanatoare celor din soclul Panzei Subbucovinice (Krautner et al.,1992;

Podasca, Moga, 1992,1993; Voda et al.,1994; 1997) sub forma unor imense lambouri intre

baza Panzei Bucovinice si partea superioara a Panzei Subbucovinice. De jos in sus acestea

sunt:

(a) - digitatia Tonca – Litu, alcatuita dintr-o secventa de roci metamorfice din

formatiunea metavulcanitelor acide a Grupului Tulghes (Tg-3);

(b) – digitatia Dadu – Orata – Oita, alcatuita din formatiunea cuartitelor negre

Tg-2) a Grupului Tulghes, cu lentile de minereuri de mangan, in cea mai mare

parte exploatate, avand, la partea superioara, secventele bazale ale formatiunii

metavulcanitelor acide (Tg-3);

(c) – digitatia Sveitaria, alcatuita dintr-o succesiune groasa de gnaise porfiroide

de Pietrosu, in baza cu micasisturi, paragnaise si gnaise fine, apartinand

Grupului Negrisoara.

Extinderea acestor digitatii in versantul drept al vaii Bistrita Aurie si in bazinul

vaii Carlibaba, pe o arie ce depaseste cu putin o suta de kmp, pare sa fie controlata de

evolutia compartimentului tectonic delimitat de faliile de decrosare, Dragos Voda, in nord

si falia Somesului, in sud, in prelungirea spre est a Muntilor Rodnei.

Varsta digitatiilor este considerata de Voda (1998) alpina, iar modul de punere in

loc este conceput prin forfecari succesive, in partea interna a ridului subbucovinic si

sarierea pe domeniul subbucovinic in ordine inversata (cea mai de sus subunitate

devenind suportul celor din pozitie inferioara in cadrul soclului Panzei Subbucovinice). In

acest concept digitatiile reprezinta digitatii superioare care, impreuna cu digitatiile frontale

ale Panzei Bucovinice, provin din zona mobila interna (vestica) a ridului subbucovinic.

Lamele de rabotaj provenite din domeniul subbucovinic. Sunt cunoscute in

fruntea Panzei Bucovinice, pe o arie larga de la nord de Campulung Moldovenesc si pana

la Gura Damucului, in versantul drept al vaii Bicazului. Cu o succesiune stratigrafica

deosebit de importanta pentru caracterizarea domeniului subbucovinic sunt peticele de

rabotaj de la Gura Damucului si Batca Rotunda (Sandulescu, 1975, 1984) ca si cele de pe

paraul Holdita (Brosteni) si paraul Dragoi (Borca), ultimele descrise de Voda (1982).

PANZELE INFRABUCOVINICE

Panzele infrabucovinice sunt cunoscute in Muntii Maramuresului, Muntii Rodnei si

Muntii Bistritei si au fost delimitate pe baza a doua criterii. (a) au cuvertura sedimentara

specifica, in facies caracteristic domeniului infrabucovinic si (b) sunt unitati structurale

inferioare Panzei Subbucovinice. Utilizarea celui de al doilea criteriu a condus la

considerarea panzelor inferioare Panzei de Rodna din Muntii Rodnei (Krautner, 1968;

Krautner et al., 1978, 1983, 1989) ca fiind Panze Infrabucovinice, deci panze alpine,

mezocretacice. Suprafata de sariaj din baza Panzei Subbucovinice este demonstrata ca

fiind alpina (mezocretacica) in Muntii Bistritei si in Muntii Maramuresului. Unitatile

structurale delimitate in Muntii Rodnei, alcatuite dintr-un etaj structural inferior format din

metamorfite polimetamorfice, proterozoic medii, ale Grupului Bretila si un etaj structural

superior format din metamorfite varistice cuprinse in Grupurile paleozoice de Repedea,

Rusaia si Cimpoiasa, nu pot fi argumentate ca avand varsta alpina. Sandulescu (1984)

crediteaza o interpretare a acestora ca fiind prealpine. Voda et al. (1999) fac o analiza a

situatiei acestor unitati structurale, in Muntii Rodnei si Muntii Bistritei, pornind de la

delimitarea unei formatiuni litostratigrafice varistice sub baza Panzei Infrabucovinice de

Borcut-Ulm, in doua foraje executate de “Geomold” SA Campulung Moldovenesc, pe

paraul Sarul Dornei. Formatiunea considerata varistica, interceptata in forajele de la Sarul

Dornei este asemanatoare cu partea superioara a Grupului Rusaia..Unitatea structurala care

contine aceasta formatiune varistica, a fost denumita de Voda et al. (1999) Panza de Sar.

Vom observa ca uniatile cu succesiuni varistice din Muntii Rodnei, care formeaza

panzele de Anies, Stiol si Valea Vinului, cat si cele din Muntii Bistritei, ce formeaza Panza

de Rusaia si Panza de Sar (in foraje), nu au cuverturi sedimentare mezozoice.

In Muntii Maramuresului (Zincenco, 1978, 1993; Horaicu; 1999) delimitarea unei

formatiuni varistice, in fereastra tectonica Vaser; nu are argumente convingatoare.

Relatiile dintre grupul de unitati care contin formatiuni varistice si sunt posibil a fi de

varsta varistica si unitatile structurale argumentate – prin depozite sedimentare mezozoice

– ca fiind alpine nu erau cunoscute. Prin delimitarea Unitatii de Sar se obtine un suport de

argumente dat de aranjamentul geometric cunoscut in regiunea Sarul Dornei, sub Panza

Subbucovinica, in ordine, de sus in jos:

- Panza Infrabucovinica de Iacobeni – sigur alpina;

- Panza de Borcut – Ulm , de asemenea, alpina;

- Unitatea structurala de Sar – posibil prealpina.

In Muntii Rodnei, sub Panza Subbucovinica, reprezentata de Unitatea Prealpina de

Rodna, apar direct unitatile cu succesiuni varistice (de Anies, Stiol si Valea Vinului), ceea

ce arata “dezradacinarea “ (efilarea tectonica) a celor alpine cunoscute la Sarul Dornei.

Asupra acestei probleme vom reveni in subcapitolul referitor la structurile

prealpine din Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, iar ca Panze

Infrabucovinice vor fi descrise doar cele care au, cunoscuta cuvertura sedimentara

mezozoica. Ordinea prezentarii unitatilor infrabucovinice se va face de la interior (cea a

carui domeniu de provenienta este cel mai apropiat de domeniul subbucovinic) spre

exterior.

Panza Infrabucovinica de Iacobeni a fost luata in considerare ca unitate

structurala alpina inca din 1931 cand Kober interpreteaza profilul de la Iacobeni si gara

Valea Putnei ca fiind format din doua unitati structurale separate de succesiuni

sedimentare mezozoice. Bercia, Bercia (1970) considera Unitatea de Iacobeni ca unitate

autohtona (de Bretila – Iacobeni), unitara, peste care, din spre est era sariata unitatea de

Bistrita, alcatuita din formatiunile epimetamorfice ale seriei de Tulghes. In sens apropiat

de cel actual Unitatea de Iacobeni este inclusa de Sandulescu (1975), la Unitatea de

Bretila, cu o pozitie initiala externa zonelor de facies ale Panzei Bucovinice si Panzei

Subbucovinice, panze ale unui sistem central, de varsta mezocretacica, cu vergenta estica.

In aceeasi schema structurala, Panza de Iacobeni este considerata de Bercia et al. (1976) ca

fiind alcatuita din formatiunile mezometamorfice al grupului Rebra.

Panza Infrabucovinica de Iacobeni era considerata unitara, cu intindere mare, de la

nord de Iacobeni pana aproape de Dragoiasa. In 1978 Voda si Voda (1981) pun in evidenta

unitatea de Borcut-Ulm, unitate structurala inferioara Panzei de Iacobeni, cu o zona de

aflorare in bazinul paraului Neagra Sarului.

Balintoni et al. (1982) contureaza sub Panza de Iacobeni, alcatuita din formatiunile

metamorfice ale Grupului Bretila, doua lame de sariaj, in zona Panaci, alcatuite din

formatiuni ale Grupului Tulghes, la sud de paraul Rus si din formatiuni ale Grupului

Negrisoara, mai la sud.

In ultimii ani Voda et al. (1999) prin revizii in zona Frestrei tectonice Iacobeni au

reinterpretat datele existente si au prezentat un model structural nou, in care Panzei

Infrabucovinice de Iacobeni ii sunt atasate, in baza mari lambouri alcatuite din formatiuni

metamorfice apartinand la urmatoarele formatiuni:

- Grupului Tulghes – la Panaci (Balintoni et al.,1982), dar si la Terezia si Vatra Dornei-

Bai,

- Grupului Negrisoara – la sud de Panaci (Balintoni et al., 1982) si la Runc, in versantul

stang al paraului Dorna,

- Grupului Rebra – la Runc, in versantul stang al paraului Dorna.

Soclul Panzei de Iacobeni, in aceasta ultima interpretare, are o constitutie

asemanatoare cu cel din Panza Bucovinica si din Panza Subbucovinica, la care participa cu

ponderea cea mai mare Grupul de Bretila in care predomina amfibolitele, de care sant

legate minereurile de fier de la Haj si Ciotina. Grupul Tulghes este reprezentat de

formatiunea cuartitelor negre, cu inportante zacaminte de mangan la Panaci si Terezia.

Grupul Negrisoara este reprezentat prin gnaisele porfiroide de Pietrosu si de o succesiune

terigena, paragnaise si micasisturi puternic deformate (Formatiunea de Pinu). Grupului

Rebra i s-a atribuit secventele de roci carbonatice de la Runc, din versantul stang al

paraului Dorna vis a vis de Baile Vatra Dornei. Aceasta constitutie a soclului ne face sa

consideram domeniul Panzei Infrabucovinice de Iacobeni apropiat de cel subbucovinic.

Seria sedimentara de Iacobeni, bine deschisa pe conturul nordic si estic al ferestrei

tectonice, este alcatuita dintr-o succesiune transgresiva pe formatiunile metamorfice ale

Grupului Bretila, care incepe cu conglomerate si gresii cuartitice, silturi vargate rosii si

verzi reprezentand Triasicul inferior. Urmeaza o succesiune de roci carbonatice, specifice

fiind dolomitele bituminoase cenusii si negricioase (tip Guttenstein) la partea inferioara si

calcarele roz, rosii si verzui cu intercalatii de sisturi visinii urmate de calcare marmoreene

albe, la partea superioara a Triasicului mediu.

Triasicul superior si Jurasicul inferior lipsesc..

Jurasicul mediu si cel superior sunt tot carbonatice, grezocalcaroase si cu

marnocalcare in strate subtiri in, cele mai noi depozite cunoscute, neocomiene.

In Peticul de rabotaj Magurele, pe contactul Zonei Cristalino-Mezozoice cu

Panza de Ceahlau, are o succesiune asemanatoare cu Seria sedimentara infrabucovinica de

Iacobeni, ceea ce l-a determinat pe Sandulescu (1973, 1984) sa o considere cu zona de

depunere in apropierea domeniului Panzei Infrabucovinice de Iacobeni.

Panza Infrabucovinica de Arsita Barnarului apare de sub succesiunea de roci

carbonatice care formeaza Cheile Barnarului si sunt alcatuite din formatiunea carbonatica

a Grupului Rebra din baza Panzei Subbucovinice. Pe paraul Arsita Barnarului Balintoni si

Gheuca (1978) au pus in evidenta o succesiune sedimentara alcatuita din gresii rosii,

probabil permiene, gresii cuartitice albe, triasice inferioare; calcare dolomitice stratificate

cenusii, triasice medii. Soclul Panzei Infrabucovinice de Arsita Barnarului este format din

gnaise fine albe, micasisturi si paragnaise retromorfe (la suprafata), paragnaise cuartitice,

sisturi micacee si roci verzi (considerate ca probabile secvente ale unei serii varistice de

catre Krautner - discutie, 1991), paragnaise, amfibolite gnaise fine albe, in mod evident

apartinand Grupului Bretila.

Un foraj structural (F – 111), executat pe paraul Barnar, aval de Chei, a strabatut

sub calcarele din baza Panzei Subbucovinice, o succesiune de roci sedimentare mezozoice

mult mai complexa decat ivirea descrisa la suprafata. Predomina calcarele negricioase

masive, calcarele cenusii si calcare rosii fin grezoase si brecii calcaroase polimictice

grosiere, prinse in sisturi negricioase si verzui (par metamorfozate slab). Sandulescu (in

Sandulescu et al.,1989) considera suprapuse, tectonic, cel putin doua secvente mezozoice

infrabucovinice.

Pozitia domeniului de provenienta a zonei cu o succesiune sedimentara de tipul

celei cunoscute la suprafata, a fost considerata de Sandulescu (1984) ca imediat la

exteriorul domeniului Iacobeni.

Panza Infrabucovinica de Borcul-Ulm, a fost prezentata in unele lucrari cu alte

denumiri (Panza de Sar – Balintoni et al.,1982; Panza de Panaci – Sandulescu, 1984), dar

cum nu este argumentata in vreun fel schimbarea denumirii initiale data de Voda, Voda

(1981), noi o vom folosi pe cea dintai. Aceasta unitate structurala alpina a fost delimitata

sub Panza Infrabucovinica de Iacobeni prin punerea in evidenta a unei succesiuni

sedimentare, bine deschise de un drum forestier, la Gura paraului Borcut, afluent pa stanga

paraului Neagra Sarului, la circa 3 km de confluenta cu raul Bistrita. Succesiunea cuprinde

in afara de conglomerate, gresii cenusii si verzi si argile visinii, cu varsta, stabilita pe baza

de palinomorfe, Permian superior (Voda, Voda;1978). Conglomeratele erau cunoscute de

la Savul (1927), cosiderate metamorfozate, formand un orizont “sernifitic” in baza seriei

epizonale (Cosma, Stefan; 1962). Succesiunea sedimentara a mai fost intalnita in

versantul drept al paraului Neagra Sarului (paraul Ulm) si mai la sud in versantul drept al

paraului Calimanel.

Soclul Panzei Infrabucovinice de Borcut – Ulm este alcatuit dintr-o succesiune de

micasisturi, paragnaise, amfibolite si gnaise albe, cunoscute pe o grosime de peste 350 m

in forajele executate pentru cercetarea unor mineralizatii de sulfuri polimetalice.

Peticul de acoperire Stanisoara, din Muntii Maramuresului, la nord de Poienile

de sub Munte, pe muntele Stanisoara, in versantul drept al paraului Socalau, este constituit

din formatiuni mezozoice in faciesul cunoscut pe teritoriul de la nord de granita sub

numele de Roziss si fiind imediat sub formatiunile metamorfice ale Panzei Subbucovinice

este considerat in pozitia cea mai interna (Sandulescu, 1985).

Succesiunea are in baza filite rosii si verzi-galbui, slab metamorfozate (seria de

Roziss), considerate in Masivul Rahov ca apartinand Permianului. Triasicul inferior este

reprezentat prin conglomerate si gresii cuartitice iar Triasicul mediu are dolomite si

calcare masive. Sandulescu citeaza o ivire de mici dimensiuni de roci metamorfice

puternic deformate, in baza peticului de acoperire, cese afla in muntele Stanisoara peste

rocile bazice din Panza Flisului Negru.

Roci cu aspectul de Permian sistos-vargat se mai recunoaste in partea nord-estica a

frestrei tectonice a Vaserului (paraul Botizu, paraul Suligu), in pozitie superioara

formatiunilor sedimentare jurasice din cuvertura Panzei infrabucovinice de Vaser, ceea ce

ar arata pozitia mai interna a domeniului Roziss.

Panza Infrabucovinica de Poleanca, este cunoscuta in versantii paraului

Chiroaia, in nord-vestul Muntilor Maramuresului. Are pozitia ariei de facies luata in

considerare dupa situatia cunoscuta in Masivul Rahov, unde apare sub forma unui solz

intre Panza de Delovetzk (= Panza Subbucovinica) si Panza de Belopotok (Sandulescu,

1985). Succesiunea este caracterizata de un Permian gros, format din gresii si sisturi

argiloase cenusii si negricioase, urmate de sisturi argiloase rosii si verzi si brecii

polimictice asociate cu bazalte si riolite; Triasic inferior cu gresii cuartitice oligomictice,

silturi vargate, rosii si verzi; Triasic mediu cu dolomite si calcare bituminoase stratificate,

si dolomite masive la partea superioara.

Panza Infrabucovinica de Petriceaua, apare in creasta Petriceaua si in bazinul

paraului Repedea, la nord de Poienile de sub Munte.

In bazinul paraului Repedea peste formatiuni metamorfice atribuite Grupului

Bretila se dispun brecii cu caracter polimictic rosii, atribuite Permianului. Urmeaza

Triasicul inferior cu conglomerate si gresii cuartitice, silturi vargate rosii si verzi si o

succesiune carbonatica, a Triasicului mediu, cu dolomite masive, calcare bituminoase,

calcare rosii in placi si calcare albe marmoreene. Succesiunea descrisa asemanatoare celei

de tip Marghitul din Masivul Rahov are treceri, caractere de tranzitie spre faciesul unitatii

de Poleanca (Sandulescu, 1985).

Panza Infrabucovinica de Pentaia, este cunoscuta in versantul drept al paraului

Pentaia, la nord de Poienile de sub Munte si prin faciesul formatiunilor mezozoice care

apar de sub Panza Subbucovinica, poate fi considerata ca avand un facies intermediar, de

trecere spre cel cunoscut in panza de Vaser (si Belopotok). Peste gnaisele retromorfe ale

Grupului Bretila se dispun depozite triasice inferioare si medii, reprezentate prin gresii

cuartitice, urmate de calcare si dolomite bituminoase, traversate de silluri de roci bazice si

de un Liasic alcatuit dintr-o serie sistoasa negricioasa, asemanatoare celei din Panza de

Vaser- Belopotok.

Panza Infrabucovinica de Vaser – Belopotok, ocupa o suprafata mare in bazinul

paraului Vaser – Fereastra tectonica Vaser – si in nord-vestul Muntilor Maramuresului, in

bazinul paraului Frumusaua si Muntele Pop Ivan. In fereastra tectonica Vaser, grupul

Bretila ocupa o suprafata mare, in ambii versanti ai vaii, pana in amonte de confluentele cu

paraele Botizu si Suligu. Dupa cartarile existente Grupul Bretila este unitar, iar ivirile de

roci ultrabazice citate de Ciornei (1971) in fereastra Vaserului nu au fost regasite.

Succesiunea sedimentara incepe cu Jurasicul inferior in facies de Gresten, cu intercalatii de

roci bazice asemanatoare celor din Panza Flisului Negru si se termina cu Jurasicul

superior, reprezentat prin Seria de Dovgorun, cunosczta in Masivul Rahov unde pare sa

cuprinda si depozite neocomiene. Este puternic deformata si metamorfozata la nivelul

cloritoidului.

Unitatea structurala de Vaser-Belopotok este considerata cea mai externa,

adiacenta zonei de depunere a Flisului Negru, pe flancul vestic al Riftului Dacic Extern

(Sandulescu, 1985, Balintoni,1997).

2. STRUCTURI GEOLOGICE PREALPINE

(UNITATI STRUCTURALE PREALPINE)

La inceputului subcapitolului referitor la Panzele Infrabucovinice, discutand despre

indoiala ce exista in atribuirea denumirii de “infrabucovinice” panzelor care au in

constitutie formatiuni varistice si le lipsesc – in toate cazurile – cuvertura mezozoica, am

considerat necesar sa avem in vedere pozitia acestora in cazul in care ar fi unitati

structurale prealpine. Vom incepe cu aceasta discutie pentru a reusi sa evidentiem cate

tipuri (grupe) de structuri prealpine pot fi luate in considerare si ce semnificatii au pentru

istoria mai veche a regiunii. Fata de cele prezentate anterior putem, aici, sa mai adaugam:

1 – daca “Panzele cu serii Varistice” stau imediat sub Panza Alpina Subbucovinica

in Muntii Rodnei si in Fereastra Tectonica Rusaia, putin mai la est de Muntii Rodnei si sub

Panza Infrabucovinica de Iacobeni si Panza Infrabucovinica de Borcut-Ulm, in Muntii

Bistritei, intr-o zona sud – estica (fata de Muntii Rodnei), am putea considera ca Panzele

Infrabucovinice ocupa numai o zona externa din paraautohtonul Panzei Subbucovinice,

aceasta din urma efilandu-se tectonic, la randul ei, ceva mai la vest;

2 – “Panzele cu serii Varistice” ar forma paraautohtonul Panzelor Infrabucovinice;

ar fi niste panze de sariaj varistice in care structurile minore specifice din seriile varistice

arata o vergenta vestica, asa cum au fost recunoscute in Muntii Rodnei (Krautner, 1968);

3 - pozitia “Panzelor cu serii varistice” in desfasurarea structurilor alpine ar putea

fi la est de aria protodomeniilor infrabucovinice. Acest “la est de” nu spune decat putin din

ceea ce ar determina plasarea in spatiul cunoscut al acestui domeniu, caci ar putea fi doar

pana in zona Riftului Dacidelor Externe. Domeniul “Panzelor cu serii varistice” ar

corespunde in acest caz zonei subsariate, partii estice a domeniului peste care au fost

sariate Panzele Central-Est-Carpatice.

4 - am fi putut ajunge, prin deductii de tipul celor facute mai sus si la un model in

care devine acceptabila plasarea “Panzelor cu serii varistice” in interiorul domeniului

infrabucovinic. Acest spatiu nu ar putea fi decat intre domeniul Panzelor Infrabucovince

(cu serii sedimentare mezozoice) din Muntii Bistritei care sunt in pozitie interna si

domeniul Panzelor Infrabucovinice din Muntii Maramuresului, in pozitie externa,

apropiata de Riftul Dacic Extern. In acest caz “Panzele cu serii varistice” ar fi plasate intre

panze alpine si ar reprezinta structuri prealpine in cadrul Panzelor alpine infrabucovinice,

model prin care ajungem din nou la nedeterminarea de la care am pleca in aceasta analiza

structuri alpine, ceea ce nu ne satisface.

Consideram mai logica alegerea interpretarii de la paragraful nr. 3: “Panzele cu

serii varistice” formeaza o parte a soclului prealpin subsariat care apare intr-o mare

fereastra tectonica in Muntii Rodnei, de sub Panzele Central-Est-Carpatice, reprezentate

de Panza Subbucovinica. Panzele Infrabucovinice se gasesc numai spre est de aceasta arie,

in partea externa a Panzelor Central-Est-Carpatice.

2.1. PANZELE PREALPINE DIN SOCLUL PANZELOR ALPINE

Panza Bucovinica, Panza Subbucovinica si Panza de Iacobeni au soclul format din

unitati prealpine constituite din metamorfite de varste diferite si cu evolutii diferite.

In Panza Bucovinica si Panza Subbucovinica formatiunile metamorfice ale soclului

sunt cu usurinta corelate, de sus in jos acestea fiind:

- Panza prealpina de Rarau, alcatuita din metamorfitele Grupului Bretila;

- Panza prealpina de Putna, alcatuita din metamorfitele Grupului Tulghes;

- Panza prealpina de Pietrosu Bistritei, alcatuita din metamorfitele Grupului Negrisoara;

- Unitatea prealpina de Rodna, alcatuita din metamorfitele Grupului Rebra.

In Panza Infrabucovinica de Iacobeni, asa cum am aratat in prezentarea facuta,

participarea unitatilor prealpine de Putna, Pietrosu Bistritei si Rodna este slab reprezentata

si a fost remarcata mai ales pentru a sublinia ca forfecarile (si sariajele) mezocretacice au

afectat un soclu cu structura veche de care nu au tinut cont decat in linii cu totul si cu totul

generale.

Alura structurilor prealpine dedusa din analiza retrotectonica pentru structurile

alpine, dupa Voda et al.,(1994) este redata in Fig.nr.

PANZA PREALPINA DE RARAU

Panza prealpina de Rarau este o unitate structurala prealpina delimitata de multa

vreme (Popescu-Voitesti, 1929; Streckeisen, 1934; Krautner, 1938) cu denumirea de

“Panza gnaiselor de Rarau” argumentul de baza fiind metamorfismul de grad superior al

secventei cunoscute in prezent ca Grupul Bretila, fata de succesiunea in pozitie inferioara,

cu grad de metamorfism mai slab, Grupul Tulghes in acceptiunea actuala.

Aria de aparitie a Panzei Prealpine de Rarau coincide cu aria de raspandire a

Grupului Bretila din Panzele Bucovinica si Subbucovinica, in Muntii Rarau, Muntii

Haghimas si in Muntii Persani (in Panza Bucovinica) si la Delnita, gara Valea Putnei si

Tomesti (in Panza Subbucovinica).

Varsta prealpina a sariajului Panzei de Rarau este argumentata de depunerea

cuverturii sedimentare bucovinice, a depozitelor triasice din baza Seriei Bucovinice,

transgresiva pe Grupul Bretila, ce reprezinta Panza de Rarau, pe Grupul Tulghes, care

formeaza Panza de Putna si pe contactul tectonic dintre cele doua unitati structurale

(Sandulescu, 1975).

Vergenta vestica a Panzei prealpine de Rarau a fost argumentata de Sandulescu

(1984). Se pot aduce ca argumente si prezenta pe conturul vestic de aflorare a a unor

lambouri mari, ca petice de antrenare in baza panzei, delimitate ca unitati structurale de

sine statatoare: Panza de Chiril (Krautner et al.,1981), Lama de rabotaj Poiana Grebin

(Voda, 1982), Panza de Borsec (Balintoni et al., 1983), Panza de Balaj (Bindea et al.,

1992). O analiza a acestor incadrari (Voda, Balintoni, 1994) arata ca toate aceste secvente

sunt zone care au apartinut Grupului Bretila (uneori, inclusiv roci granitice), puternic

deformate in baza Panzei prealpine de Rarau.

Sariajul Panzei prealpine de Rarau este, in toate cazurile cunoscute - in soclul

Panzei Bucovinice si soclul Panzei Subbucovinice - peste Panza prealpina de Putna,

alcatuita din formatiunile metamorfice ale Grupului Tulghes.

PANZA PREALPINA DE PUTNA

Panza prealpina de Putna, in acceptiunea actuala, de panza prealpina, in cadrul

Panzei alpine Bucovinice, se gaseste la Bercia et al. (1976). Istoricul denumirilor, al

delimitarilor si incadrarilor litostratigrafice si structurale pentru Grupul Tulghes, care

constituie Panza de Putna, a fost prezentat in capitolele anterioare.

Delimitarea Panzei prealpine de Putna este urmatoarea:

- la parte superioara, suprafata de sariaj – prealpin- al Panzei de Rarau;

- la partea inferioara, de suprafata de sariaj din baza panzei, care corespunde cu

baza formatiunilor metamorfice ale Grupului Tulghes, in contact tectonic peste

gnaisele porfiroide de Pietrosu sau formatiunea de Pinu, componente ale

Grupului Negrisoara, sau pe formatiuni ale Grupului Rebra.

Uneori, in baza Panzei prealpine de Putna apar complicatii tectonice, asa cum au

fost descrise pe paraul Borca, unde sub succesiunea Grupului Tulghes, care incepe cu

formatiunea blastodetritica de Caboaia, in Cheile Borcii si in aval circa 1,5 km, apare o

lama de sariaj, alcatuita din cuartite negre cu mangan, in baza fiind gnaise porfiroide de

Aria de aparitie a Panzei prealpine de Putna este foarte extinsa ocupand aproape

jumatate din suprafata pe care afloreaza formatiunile metamorfice in Carpatii Orientali. In

Panza alpina Bucovinica si Panza alpina Subbucovinica, aria de aparitie a Panzei prealpine

de Putna corespunde ariei de raspandire a Grupului Tulghes in cele doua unitati structurale

(inclusiv in Panza infrabucovinica de Iacobeni) si este reprezentata distinct pe hartile la

scara 1: 100.000 si scara 1: 200.000 care sunt anexa la aceasta lucrare.

Constitutia Panzei prealpine de Putna este putin diferita de la o zona la alta,

putand participa secvente diferte ale formatiunilor din Grupul Tulghes. Astfel, in Panza

Bucovinica succesiunea cea mai cuprinzatoare se gaseste in compartimentul tectonic

Zugreni-Valea Seaca, cu toate formatiunile. Spre nord de Fundu Moldovei baza panzei

prealpine este la nivelul ultimelor nivele de metavulcanite acide, lipsind in intregime

formatiunile inferioare. Aceasta situatie este cunoscuta si in regiunea Sandominic Belcina-

Tulghes. In aceleasi compartimente tectonice Panza prealpina de Putna din Panza

Subbucovinica are succesiunea litostratigrafica a Grupului Tulghes diferita, cuprinzand,

cu dezvoltare mai larga, formatiunea cuartitelor ngre (cu mangan). Notam si aici lipsa unei

legaturi de evolutie a contextului geotectonic, prealpin si alpin, intre “faciesul cu mangan”

al Grupului Tulghes din Panza Subbucovinica si respectiv “faciesul cu sulfuri”, in Panza

Bucovinica.

Varsta sariajului Panzei de Putna poate fi dedusa ca mai veche decat a Masivului

alcalin Ditrau – Triasic mediu- Jurasic mediu–superior (Krautner et al.,1998), varsta

valabila si pentru celelalte discordantele tectonice din cadrul soclului panzei Bucovinice

(sariajele panzelor de Rarau, de Pietrosu Bistritei si unitatea de Rodna), toate fiind

strapunse de intruziune.

Digitatii prealpine ale Panzei de Putna. In cadrul Panzei Bucovinice din

compartimentul tectonic de la sud de falia de decrosare Darmoxa-Grinties, au fost separate

de Krautner et al. (1988), doua panze alcatuite din formatiuni metamorfice apartinand

Grupului Tulghes: Panza de Sandominic, in pozitie inferioara si Panza de Balan, in pozitie

superioara. Acelasi model structural a fost utilizat de Bindea et al. (1993, 1993) pentru

regiunea dintre valea Belcinei si valea Bistricioarei, Ionescu (1999) in imprejurimile

Tulghesului si de Muresan (1993, 1995, 1997), care delimiteaza mai multe unitati

structurale alcatuite din secvente ale Grupului Tulghes din forajele efectuate in regiunea

Tulghes-Hagota. Revizii le executate de Voda si Munteanu (1998) in regiunea dintre valea

Bistricioarei si valea Negrisoara au condus la delimitarea a doua unitati structurale

structurale prealpine, alcatuite din formatiunile superioare ale Grupului Tulghes

interpretate ca digitatii prealpine ale Panzei prealpine de Putna din soclul Panzei

Bucovinice, denumite digitatia superioara si digitatia superioara, corespondente ale Panzei

de Sandominic (cea inferioara) si celei de Balan..

Vergenta digitatiilor prealpine este discutata de Voda si Munteanu (1998),

considerandu-se constitutia acestora – din formatiunile superioare ale Grupului Tulghes,

cu grosime din ce in ce mai redusa spre vest - ca argument pentru vergenta vestica, in

acord cu modelul structural propus anterior (Fig. nr. ).

PANZA PREALPINA DE PIETROSU BISTRITEI

Panza prealpina de Pietrosu Bistritei, a fost delimitata pentru prima data de

Balintoni si Gheuca (1977) in regiunea dintre Zugreni si Barnar si este constituita din

formatiunile metamorfice ale Grupului Negrisoara (Balintoni, 1981).

Aria de aparitie corespunde zonei de raspandire a Grupului Negrisoara, prezent

in soclul Panzei Bucovinice si a celei Subbucovinice in special in Muntii Bistritei. In

Muntii Maramuresului apare pe arii restranse in soclul Panzei Subbucovinice, iar in

Muntii Giurgeului si Ciucului formeaza o banda continua in baza digitatiei de Sandominic.

Nentionam si lambourile alcatuite din formatiuni ale Grupului Negrisoara pe

conturul Panzei Infrabucovinice de Iacobeni, de la Panaci si Runc.

Constitutia Panzei prealpine de Pietrosu Bistritei este dominata de prezenta

gnaiselor porfiroide de Pietrosu, termen superior al Grupului Negrisoara, usor de

recunoscut.

Suprafata de sariaj din baza Panzei prealpine de Pietrosu Bistritei separa aceasta

unitate tectonica formata din Grupul Negrisoara de Unitatea prealpina de Rodna alcatuita

din Grupul Rebra care se deosebesc putin daca ne referim in special la istoria metamorfica

si tipurile litologice care vin de cele mai multe ori in contact direct. Discordanta tectonica

este clara; Panza de Pietrosu Bistritei se aseaza pe diferiti termeni ai Grupului Rebra iar

gradul de deformare al Panzei este mult mai mare.In modelul exprimat anterior locul de

provenienta al Grupului Negrisoara era de la margina indepartata (estica) a domeniului de

formare a Grupului Rebra.

UNITATEA PREALPINA DE RODNA

Panza de Rodna a fost luata in considerare de catre Reinhard si Atanasiu (1927)

in versantul drept al vaii Vinului si putin mai tarziu de Popescu-Voitesti (1929) care o

numeste panza transilvana. Krautner (1938) prezinta o imagine a conturului Panzei de

Rodna apropiat de cel considerat in prezent ca baza Panzei alpine Subbucovinice

(Krautner et al.,1978, 1983, 1988).

Aria de aparitie a Unitatii prealpine de Rodna este cea exprimata la aria de

raspandire a Grupului de Rebra, in baza Panzei Bucovinice si baza Panzei Subbucovinice,

precum si un mic lambou, considerat ca apartinand Panzei Infrabucovinice de Iacobeni, pe

creasta din stanga vaii Dornei, la Runc.

Baza Unitatii prealpine de Rodna nu se cunoaste, in toate cazurile limita de la

partea inferioara a succesiunii Grupului Rebra fiind o suprafata de sariaj mezocretacic, al

Panzei Bucovinice sau Panzei Subbucovinice. Unitatea prealpina de Rodna este

considerata (para)autohtonul panzelor prealpine de Pietrosu Bistritei si de Putna

Interpretarea structurilor prealpine din cadrul formatiunilor care formeaza soclul

Panzelor Central-Est-Carpatice superioare (Bucovinica si Subbucovinica) are si o

interpretare diferita de cea exprimata (Balintoni et al., 1983; Voda, Balintoni, 1994) mai

sus, fiind introdus un concept nou, de “panze intracutanate” (Sandulescu, 1984) pentru

ansamblul format de Unitatea prealpina de Rodna, Panza prealpina de Pietrosu Bistritei si

Panza prealpina de Putna. Panza de Rarau este singura panza prealpina (in sens clasic),

panza de soclu care nu a avut sau nu a pastrat o cuvertura varistica.

Gruparea celor trei succesiuni litostratigrafice intr-un ansamblu prealpin este intr-o

mare masura acceptabila datorita coerentei evolutiilor acestora, cu toate ca o superpozitie

nomala a acestora nu poate fi intrevazuta.

In analiza structurilolor prealpine, care pare sa delimiteze prin aspecte diferite

Panza de Rarau de ansamblul Putna-Pietrosu Bistritei-Rodna nu credem ca este fara

semnificatie observatia ca Panza de Rarau vine in mod consecvent in contact cu unitatea

de Putna, niciodata direct pe formatiuni ale Grupului Negrisoara sau Rebra. Si chiar mai

mult, daca in baza Panzei de Putna pot lipsi secvente foarte mari ale formatiunilor

inferioare din Grupul Tulghes, sub suprafata de sariaj a Panzei de Rarau apar pe tot

conturul numai succesiuni ale formatiunii filitoase cuartitice, de Arsita Rea, ultimul termen

al succesiunii din Grupul Tulghes. Din acest punct de vedere suprafata de sariaj din baza

Panzei de Rarau nu se deosebeste de cele din baza unitatilor de Putna si Pietrosu Bistritei

Sandulescu (1984) defineste panzele intracutanate ca provenind prin formarea unor

plane de forfecare in cuprinsul unei succesiuni litostratigrafice normale. Presupunand

succesiuni litostratigrafice normale intre metamorfitele Grupurilor Rebra si Negrisoara

este usor de imaginat formarea Panzei de Pietrosul Bistritei. Pentru succesiunea Grupului

Tulghes sunt necesare conditii cu mult diferite, din cauza contextului geotectonic in care s-

a depus Grupul Tulghes, conditii posibil de indeplinit la o distanta mai mare de domeniul

de evolutie al Grupului Rebra (Negrisoara inclusa) sau pe marginea de placa ce exista in

Caledonianul timpuriu.

2.2. ALTE UNITATI PREALPINE

Luand in discutie, la inceputul subcapitolului anterior, pozitia “Panzelor cu serii

varistice” din Muntii Rodnei si Muntii Bistritei am expus motivele care ne fac sa acceptam

un model structural in care acestea sa fie considerate ca apartinand subasementului

subsariat al Panzelor Central-Est-Carpatice, in Muntii Rodnei fiind o fereastra tectonica in

care acesta apare.

Unitatile structurale delimitate de Krautner et al. (1978, 1982; 1983; 1989) in

Muntii Rodnei, la care se adauga Unitatea de Sar (Voda et al., 1999) din Muntii Bistritei

au in comun: (1) prezenta unui etaj structural inferior Proterozoic mediu, alcatuit din

formatiunile metamorfice ale Grupului Bretila si un etaj structural superior Paleozoic

mediu, format din succesiuni de metamorfite varistice. Dupa pozitia geometrica cunoscuta

in fereastra tectonica din Muntii Rodne si fereastra tectonica Rusaia, ordinea acestor

unitati, de sus in jos, este urmatoarea:

- Panza de Anies;

- Panza de Stiol;

- Panza de Valea Vinului;

- Panza de Rusaia

La acestea se adauga o unitate structurala in pozitie superioara, alcatuita numai din

formatiuni metamorfice ale Grupului Bretila (Panza de Negoescu) si Unitatea de Sar

prinsa in foraje pe paraul Neagra Sarului, la sud de Vatra Dorne.

Panza de Anies, este alcatuita dintr-o stiva groasa de peste 1500 m din

metamorfite ale Grupului Bretila, peste care transgresiv se aseaza formatiunile varistice ale

Grupului Repedea si ale Grupului Cimpoiasa.

In Grupul Bretila din aceasta unitate structurala Krautner a reusit sa distinga doua

formatiuni: (a) formatiunea de Mireaja in partea inferioara, in care predomina amfibolitele

si gnaisele albe leptinitice si (b) formatiunea de Lespedea, la partea superioara, in care

predomina gnaisele masive

Grupul Repedea este reprezentat de o succesiune predominata de prezenta

vulcanitelor bazice si a rocilor carbonatice cu varsta siluriana, stabilita pe baza de

chitinozoare.

Grupul Cimpoiasa are o grosime de peste 1000 m si este constituita din sedimente

detritogene, depozite carbonatice si roci metavulcanice bazice care au varsta devoniana,

posibil carbonifer inferioara.

Panza de Stiol, in pozitie inferioara Panzei de Anies, are in baza Grupul Bretila cu

o grosime maxima de 250 m peste care, transgresive sunt formatiunile metamorfice ale

Grupului Repedea si Grupului Cimpoiasa in facies asemanator celui din Panza de Anies.

Grupul Cimpoiasa este reprezentat numai prin partea sa inferioara- Formatiunea de

Negoiescu.

Panza de Valea Vinului este caracterizata de o succesiune de roci de origine

detritogena, cu grosime de circa 600 m care este transgresiva pe formatiuni ale Grupului

Bretila, avand in baza intercalatii de conglomerate si arcoze slab metamorfozate,

delimitata in fereastra tectonica din valea Vinului, in sudul Muntilor Rodnei si in fereastra

tectonica Rusaia de unde are si denumirea acest Grup. Varsta Grupului Rusaia a fost

stabilita pe baza de chitinozoare (Krautner si Vaida (1993).

Panza de Rusaia apare in partea de nord vest a Muntilor Bistritei la contactul cu

Muntii Rodnei, intr-o fereastra tectonica deschisa pe afluentii de dreapta ai vaii Bistrita

Aurie, la vest de localitatea Carlibaba.

Cele mai vechi formatiuni sunt ale Grupului Bretila, peste carese dispun

transgresive formatiunile mai slab metamorfozate ale Grupului Rusaia, avand in baza

formatiunea de Paraul Omului in care predomina metaconglomeratele.

Analiza pozitiei unitatilor structurale prealpine din soclurile Panzelor Central-Est-

Carpatice, cu vergenta vestica a sariajelor prealpine, discutate anterior pentru panza de

Rarau – care este in pozitie superioara - si panzele din fereastra tectonica a Muntilor

Rodnei arata ca domeniul prealpin format dupa punerea in loc a sariajelor varistice,

cuprindea Grupul Bretila in Pozitie tectonica, sariata peste unitatile prealpine de Putna,

Pietrosu Bistritei si Unitatea de Rodna, in partea vest-sud-vestica si o cuvertura varistica,

cu metamorfism slab, in facies de sisturi verzi, posibil rezultat al prinderii acestor

succesiuni in structuri de sariaj de tipul celor din Muntii Rodnei. Considerand aceste

structuri prealpine si tinand cont de abundenta rocilor bazice in secventele paleozoice, se

poate concepe zona de sutura varistica in apropiere.

Coerenta observata intre unitatile alcatuite din metamorfitele Grupurilor Rebra,

Negrisoara si Tulghes pe de o parte si cele ale Grupului Bretila (cu seriile varistice), pe de

alta parte, sugereaza domenii diferite de formare si evolutie geotectonica pana la

evenimentul varistic (sudet).

Capitolul 5

METALOGENEZA

Problemele metalogenetice ale Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali

sunt complexe. Tipurile de Mineralizatii cunoscute sunt numeroase iar structura geologica

foarte compicata de sariaje prealpine si alpine, incalecari si numeroase falii, produce

uneori nesiguranta in corelarile metalogenetice. Metamorfismul, polimetamorfismul si

metamorfismul de forfecare, uneori genereaza, alteori disperseaza acumularile de

substante minerale utile.

Procesele geologice foarte variate la care mineralizatiile primare au fost supuse

dupa formarea lor, le-au schimbat aspectul initial, compozitia, structura, textura etc.

Dificultatile de incadrare metalogenetica si caracterizare a mineralizatiilor, la

nivelul pretentiilor actuale pe plan mondial, sunt date in primul rand de numarul extrem de

mic de determinari de geochimia izotopilor, cauzat de lipsa tehnologiilor de determinare.

Avem insa avantajul unei cunoasteri destul de bune a contextului geologic si structural, a

formei de zacamant si a mineralogiei pentru multe zacaminte, cu cercetare geologica

avansata, explorare preliminara si detaliata, in cadrul unor programe prin care s-au

executat numeroase lucrari miniere si foraje.

Studii metalogenetice au inceput sa apara mai ales dupa anul 1950 si se refereau

numai la unele tipuri de mineralizatii, precum cele de mangan (Ianovici, 1956; Savul si

Ianovici, 1957; sulfuri polimetalice (Krautner, 1965), fier (Savul si Mastacan,1951;

Krautner, 1966), baritina (Tanasescu si Pitulea, 1962; Ianovici et al., 1966).

Incepand din 1966, cand apare prima harta metalogenetica a Romaniei (Radulescu

et al., 1966), la scara 1: 2.500.000, se stabilesc criteriile care stau la baza intocmirii hartilor

metalogenetice si a hartilor cu substantele minerale utile. Provincia metalogenetica este

unitatea genetica fundamentala , definita prin comunitatea de origine a materialului, iar

campul metalogenetic este unitatea spatiala, genetica, conditionata de un aport legat de

un anumit element geologic cu caracter local. Zacamantul este definit in sensul de spatiul

ocupat (delimitat) de substanta minerala utila, generata printr-un proces metalogenetic.

In cadrul acestui studiu vom folosi, in cea mai mare parte, terminologia

metalogenetica dupa Popescu si Lupulescu (1983):

- unitatea metalogenetica de baza – cea mai mica- este corpul mineralizat; uneori

vom utiliza termenul zacamant, cu acelasi sens;

- campul metalogenetic reprezinta aria in care apar mai multe corpuri mineralizate

formate in aceleasi conditii geologice in special tipul mineralizatiei, locul si modul

depunerii si timpul in care au avut loc procesele metalogenetice,

- provincia metalogenetica – unitatea metalogenetica regionala care impune corelarea

proceselor metalogenetice cu evolutia contextului geotectonic al unitatii structuralea

majore in care se gasesc mineralizatiile;

In ceea ce priveste timpul in care s-au format mineralizatiile, sincronismul si

durata proceselor metalogenetice s-a utilizat unitatea de timp cu denumirea de epoca

metalogenetica, in sensul dat de Launay (1913), care a introdus si pentru provincia

metalogenetica sens de spatiu si timp. Deoarece epocile metalogenetice distinse de

Launay (1913) sunt la scara planetara, se refera la centuri metalogenetice, in studiul de

fata noi am utilizat termenul de etapa metalogenetica, incadrare mai stricta, in timp a

proceselor metalogenetice.

Notiunea de camp minier ramane numai cu sens administrativ si nu va fi utilizata

Aprecierile cantitative asupra tipurilor de mineralizatii cercetata indelung si din

care au fost valorificate cantitati impresionante – fara sa cunoastem date referitoare la

eficienta exploatarii – au fost exprimate numai global, bazati pe modul de calcul al

rezervelor din perioada cand au fost cercetate si/sau exploatate.

O incercare de sistematica metalogenetica pentru Zona Cristalino-Mezozoica a

Carpatilor Orientali a fost prezentata de Voda si Voda (1988, 1989). Etapele

metalogenetice sunt caracterizate de procese metalogenetice, cu evolutie intr-un cadru

geotectonic definit, prezentarea paragenezelor, zona tip, forma de zacamant si corelarile

posibile intre campurile metalogenetice, zacaminte si iviri. Aceasta sistematica a stat la

baza actualei pretentari,.care figureaza pe harta geologica structurala si metalogenetica a

Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali, scara 1 : 100.000 si scara 1: 200.000

(a se vedea anexa grafica nr 1), reprodusa si in tabelul nr.

Metalogeneza Zonei Cristalino-Mezozoice a Carpatilor Orientali este redata

schemaic astfel:

Perioade Etape Tipul Mineralizatie

metalogenetice metalogenetice mineralizatiei tip

1. Metalogeneza 1.1. Proterozoic mediu 1) Fier tip Haju-Iacobeni

prealpina

1.2. Proterozoic superior 1) Cu – Fe tip Bazdaga-Rodna

2) Pirita, Zn-Pb tip Valea Blaznei

3) Fier tip Sunatori

4) Pegmatite tip Rebra

5) Cu,As ~Au tip Sarul Dornei

1.3. Cambrian 1) Mangan tip Iacobeni

2) Baritina tip Holdita-Brosteni

3) Pirita,Cu,Pb,Zn tip Lesu Ursului

4) Fier tip Gherman

1.4. Silurian 1) Fier tip Rusaia

2) Pirita,Cu,Pb,Zn tip Izvoarele Cepii

2. Metalogeneza 2.1. Triasic mediu-superior 1) Crom tip Breaza

alpina

2.2. Jurasic mediu 1) Uraniu tip Crucea

2) TR, Mo, Ne tip Aurora-Ditrau

3) Mo, TR, Cu tip Jolotca-Ditrau

4) Pb,Zn,Cu,Ba tip Paltin

5) Fe +Ba tip Delnita

6) Baritina tip Ostra

2.3. Cretacic mediu 1) Talc-roci cu talc tip Dragoiasa

Vom face prezentarea tipurilor de mineralizatie in ordinea exprimata mai sus.

1. METALOGENEZA PREALPINA

In metalogeneza prealpina au fost cuprinse mineralizatiile si procesle

metalogenetice din Proterozoic si pana la sfarsitul Paleozoicului, cu toate ca procese

metalogenetice de anvergura nu se cunosc decat in Proterozoicul superior si in Cambrian.

Bineinteles ca asupra acestora le vom acorda o atentie deosebita.

1.1. METALOGENEZA DIN PROTEROZOICUL MEDIU

Proterozoicul mediu este reprezentat in Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor

Orientali prin formatiunile metamorfice ale Grupului Bretila, interpretat ca fiind format

intr-un context geotectonic de contact convergent, cu evolutie complexa care cuprinde

metamorfism initial de grad mediu, cu intruderea granitoidelor si migmatizare, un al doilea

metamorfism regional de grad mai scazut si un retromorfism varistic cauzat – in special –

de deformarile ce au insotit sariajele din tectogeneza varistica (sarda). Procese

metalogenetice legate de aceasta evolutie nu se cunosc decat intr-o foarte mica masura. Ne

referim la mineralizatiile de fier de la Haju – Iacobeni. si, cel putin in parte, cele de pe

valea Vaserului.

1) Mineralizati de fier de la Haju – Iacobeni

Mineralizatiile de fier de la Haju - Iacobeni se gasesc pe o arie putin extinsa, in

versantul drept al raului Bistrita, la Iacobeni, pe paraele Haju si Ciotina .

Sunt cunoscute de multa vreme si studiate geologic dupa 1950 (Savul si

Mastacan,1959; Krautner, 1967), inclusiv cu lucrari miniere.

Mineralizatiile sunt de tip magnetitic si sunt metamorfozate

Cadrul geologic - structural, in care apar mineralizatiile de pe paraul Haju, este

dat de aparitia in fereastra tectonica Iacobeni a Panzei Infrabucovinice de Iacobeni, cu

soclul format din metamorfitele Grupului Bretila. Mineralizatia se gaseste la partea

superioara a unor nivele de roci amfibolice, care schiteaza o zona anticlinala cu afundare

spre nordul regiunii..

Forma de zacamant este de lentila alungita, concordanta in succesiunea

litostratigrafica a metamorfitelor Grupului Bretila. La haju se gasesc mai multe lentile de

minereu, cu dimensiuni reduse, grosimi metrice si extinderi pe directie de civa zeci de

metri. Mai la nord, pe paraul Ciotina, aparitiile de minereu sunt de dimensiuni mai mici.

Compozitia mineralogica este simpla: magnetit, cuart, albit, granat, muscovit.

Krautner (1967) citeaza trei parageneze:

(a) magnetit + albit + cuart + muscovit, uneori si spessartin;

(b) magnetit + granat (spessartinitic), uneori si cuart+ albit + muscovit;

(c) magnetit + granat (spessartinitic) + cummingtonit.

Minereul poate fi masiv, cu structuri granoblastice, rubanat sau sistos.

Compozitia chimica este variabila. Fierul este in medie 25 %, iar silicea mare,

SiO2 = 30 - 55%, avand o corelatie negativa Fe – SiO2 (Krautner, 1967)

Geneza minereului de fier de la Haju – Iacobeni a fost luata in considerare dupa

forma de zacamant si pozitia concordant in succesiunea formatiunilor metamorfice, care

indica un caracter singenetic, contextul cu rocile amfibolice si compozitia mineralogica

(silice multa) indicand un tip Lahn-Dill metamorfozat.

Mineralizatiile de fier din valea Vaserului, in Muntii Maramuresului, sunt

cunoscute in versantul drept al vaii Vaserului, intre paraul Glimboaca Mare (in amonte) si

paraul Valea Rea (aval), precum si in versantul stang al vaii Vaserului pe paraul valea

Cotului (Vaileanu, 1977).

O parte din mineralizatia cercetata este cu caracter compact si este cantonata in

formatiunile metamorfice ale Grupului Bretila, ceea ce ne face sa-i facem o mica

prezentare la aceasta pozitie.

Cadrul geologic-structural este dat de prezenta formatiunilor metamorfice ale

Grupului Bretilade sub Panza Subbucovinica intr-o fereastra tectonica –fereastra

tectonica a Vaserului -, reprezentand soclul Panzei Infrabucovinice de Vaser.

Mineralizatia, sub forma de blocuri, apare intr-un context dominat de blocuri formate din

roci amfibolice, considerate ca apartinand Grupului Bretila, si sub forma de slabe

impregnatii (diseminari, ? ) cuiburi si benzi foarte fine in calcare dolomitice , probabil din

succesiunea sedimentara, jurasic superioara, din seria de Dovgorun..

Forma de zacamant nu se cunoaste prea bine. Pare – dupa cum a fost observat in

blocurile analizate – a fi sub forma de benzi si lentile concordante in rocile puternic

deformate (gnaise ?, amfibolite ? ) ale Grupului Bretila. Deformarile puternice pe

contactul cu Panza Subbucovinica, usor vizibile pe valea Cotului, au condus la delimitarea

unei “formatiunea fierului” (Zincenco et al.,1978), considerata varistica.

Compozitia mineralogica este simpla: magnetit (30 – 45 %), oligist (15 – 20 %),

limonit, cuart, feldspat (albit). Magnetitul este deformat, cu martitizari pe contur si pe

fisuri; ilmenitul apare ca agregate solzoase si fibroase, in general paralele cu sistozitatea.

Totul este prins intr-o masa silicioasa de culoare roscata.

1.2. METALOGENEZA DIN PROTEROZOICUL SUPERIOR

Formatiunile geologice care apartin Proterozoicului superior sunt reprezentate de

formatiunile metamorfice ale Grupului Rebra, cu o succesiune litostratigrafica in care

predomina rocile carbonatice, avand in baza roci terigene si rare amfibolite iar deasupra o

secventa terigene cu putine calcare, roci amfibolice si gnaise albe Acestea s-au depus in

conditiile unui context geotectonic de margine continentala pasiva. Evolutia arealului

respectiv in tectogenezele care au urmat, au cuprins polimetamorfism si deformari

puternice prin sariaje prealpine si alpine.

Din punct de vedere metalogenetic sunt remarcate procese depozitionale tipice

pentru platformele carbonatice (mineralizatiile de sulfuri, Pb-Zn, de tip Valea Blaznei)

mineralizatii formate in timpul metamorfismului (pegmatitele de la Rebra) si mineralizatii

tectogene (de tip Sarul Dornei), legate de puternice deformari cum se cunosc in

Proterozoicul superior, in alte zone ale lumii.

Vom face descrierea acestora in ordinea formatii:

1) mineralizatii de Cu - tip Bazdaga;

2) mineralizatii de pirita+ Pb+ Zn – tip Valea Blaznei;

3) mineralizatii de fier – tip Sunatori;

4) pegmatite – tip Rebra;

5) mineralizatii de Cu + As +~Au - tip Sarul Dornei.

1) Mineralizatia cuprifera de la Bazdaga

Mineralizatia cuprifera de la Bazdaga se gaseste in Muntii Rodnei, in zona

culmii Coronghis, pe cursul superior al vaii Agres, afluent al vaii Aniesul Mare, in Poiana

Bazdaga si zona de creasta a Tetei Sacii.

Cadrul geologic-structural in care apar mineralizatiile este dat de Panza

Subbucovinica, reprezentata de Panza prealpina de Rodna, alcatuita din formatiunile

metamorfice ale Grupului Rebra. Mineralizatia apare in baza Formatiunii carbonatice, de

Voslabeni, a Grupului Rebra, la contactul dintre un orizont de amfibolite (de Bazdaga) si

primele nivele carbonatice

Forma de zacamant este de lentile, benzi subtiri si diseminari difuze, cu grosimi

de la cativa cm pana la 1 m si lungimi care nu depasesc 10 – 20 m, concornante in

succesiunea litostratigrafica din cadrul Grupului Rebra.

Compozitia mineralogica este in general cuprifera si polimetalica, data de

prezenta sulfurilor: pirita, calcopirita, pirotina, blenda si galena. Un caracter ferifer este

evident prin proportii semnificative de magnetit si carbonati de fier.

Geneza mineralizatiei, dupa Krautner (in Sandulescu et al., 1989) este legata de

depuneri din izvoare termale submarine

2) Mineralizatiile piritoase si plumbo-zincifere de tip Valea Blaznei

Mineralizatiile piritoase si plumbo-zincifere de tip Valea Blaznei, se gasesc in

partea sudica a Muntilor Rodnei, pe o arie intinsa, de peste 25 km, intre valea Rebrei

(Guset) si paraul Faget (zacamantul Valea Blaznei). Mineritul la Rodna veche este

practicat, rudimentar, inca din secolul XII, pentru minereurile de tip Valea Vinului, legate

de vulcanismul neogen. Minereurile singenetice din rocile carbonatice metamorfozate au

fost cercetate dupa 1950 iar in 1973 au inceput sa fie exploatate. Sectoare cercetate in care

s-au conturat corpuri de minereu de tipul celui de la Valea Blaznei suntla Rebra – Guset

Rebra - Cormaia si Rodna – Curatel. Iviri, cu importanta redusa, se cunosc in zona de

obarsie a paraului Bila (pe versantul dinspre valea Bistritei Aurii) si in partea nord-vestica

a Muntilor Rodnei, in muntele Pietrosu. In Muntii Bistritei, pe valea Barnarului (paraul

Sec) si in bazinul paraului Neagra Brostenilor (paraul Cristisor) sunt cunoscute slabe

mineralizari piritoase si/sau plumbo-zincifere.Si in partea sudica a Zonei Cristalino-

Mezozoice a Carpatilor Orientali exista mineralizatii in formatiunile metamorfice ale

Grupului Rebra, in regiunea dintre Gheorgheni si Sandominic, la Borzoca, Voslabeni si

Sandominic Vest.

Cadrul geologic-structural in care apar mineralizatiile de tip Valea Blaznei este

dat de prezenta formatiunii carbonatice, de Voslabeni, a Grupului Rebra, din Panza

Subbucovinica. Grupul Rebra acopera aproape continu partea de sud si est a Muntilor

Rodnei si sectorul nord-vestic, in muntele Pietrosu. Zona centrala si nordica prezinta o

ridicare accentuata a structurii geologice, de peste 1000 m, marcand o antiforma cu

ridicarea maxima intre varful Piciorul Tapului si Izvoarele Bistritei. Pe zona axiala a

ridicarii mentionate apar unitati structurale inferioare, panzele de Anies, Stiol si Valea

Vinului, interpretate ca Panze Infrabucovinice (Krautner et al.,1978,1982,1983).

Aspectele caracteristice ale mineralizatiilor de sulfuri cunoscute in succesiunea

litostratigrafica a Grupului Rebra din Muntii Rodnei, arata o metalogeneza complexa care

incepe inca de la inceputul instalarii tipului de sedimentare in facies carbonatic (Udubasa,

1974; Udubasa et al., 1975). Astfel, in lucrarile miniere de la Valea Vinului, primul nivel

cu mineralizatie (pirotina si pirita) apare sub nivelul mineralizatiilor de la Bazdaga,

descxrise anterior (Fig. nr. ). Deasupra se cunoaste, la Valea Vinului, un nivel cu

mineralizatie masiva, in corpuri tabulare, formata din pirotina, calcopirita, arsenopirita si

pirita, intr-un pachet de calcare dolomitice cenusii, aproape de mijlocul formatiunii

carbonatice. In partea superioara a formatiunii sunt prezente doua pachete de calcare

purtatoare de minereuri corelabile cu cele de la Valea Blaznei, alcatuite din pirita, pirotina,

blenda si galena.

Pentru zacamantul Valea Blaznei, datele de cunoastere obtinute printr-un volum

mare de lucrari miniere si foraje a fost sintetizat de Clichici si Cobarza (1986), care

considera ca exista o interdependenta stransa intre diversi parametri ai zacamantului

(forma, grosime, extindere, intensitatea mineralizarii) si procesele tectonice:

- mineralizatia este localizata in calcarele cristaline ale formatiunii mediane a Grupului

Rebra, la Trei nivele litostratigrafice;

- fiecare nivel cuprinde mai multe corpuri lenticulare suprapuse, cu lungimi de 200-2500

m, latimi de 100-400 m si grosimi de 2-22 m;

- exista un factor structural care controleaza acumularile – o cutare intraformationala din

care rezulta cute dizarmonice, care ingroasa lentilele de minereu

- nivelul de calcare dolomitice cenusii din baza mineralizatiei prezinta ingrosari spre

axul cutelor in timp ce mineralizatiile au ingrosari pe flancurile structurii;

- microcutarea are orientare paralela cu axul cutei anticlinale principale din zona

zacamantului.

Forma de zacamant a mineralizatiilor de tip Valea Blaznei este de strate si lentile,

cu ingrosari in unele zone sau subtieri, pana la disparitie, cu grosimi care pot depasi 20 m,

cu cutari la scara mezoscopica. In cadrul lentilelor de minereu sulfurile formeaza strate,

benzi si lentile, cu grosimi de ordinul milimetrilor pana la zeci de centimetri, iar in zonele

deformate capata aspect de corpuri neregulate. Aspectul obisnuit al mineralizatiei

nedeformate este de benzi centimetrice si subcentimetrice, intercalate in benzi de calcare.

Stratele benzile si lentilele au compozitie predominant piritoasa. Intre acestea apar,

subordonat, benzi bogate in blenda si galena

Compozitia mineralogica este variabila. In zacamantul de la Valea Blaznei

mineralele principale sunt reprezentate prin pirita, blenda si galena, minerale subordonate

sunt pirotina, calcopirita si magnetitul iar rare sunt arsenopirita, bournonitul, pearceit-

polibazitul (Udubasa et al., 1983).

Stratele, benzile si lentilele de minereu au compozitie predominant piritoasa. Intre

benzile piritoase apar, subordonat, benzi bogate in blenda si galena. S-a observat

(Socolescu, 1958; Diaconu et al.,1965; Udubasa, 1968,1974) legaturi preferentiala intre

minerale si roci:

(a) pirita masiva cu cuartite calcaroase, cuartite sau cuartite cu muscovit si

(b) blenda si galena asociate cu baritina in calcare “pure” (fara dolomit) cu procente de

grafit si cuart;

(c) baritina si cymritul apar cu frecventa mai mare in zonele bogate in blenda

Interesante sunt si observatiile obtinute in sectorul Rebra Guset unde Ureche

(1988) a stabilit urmatoarele pargeneze in calcare:

- pirita, blenda, galena,~ calcopirita;

- pirita, blenda, pirotina,~galena;

- blenda, galena, pirita, tetraedrit

si in paragnaise si micasisturi:

- pirotina, pirita, ~calcopirita;

- pirotina, pirita, blenda;

- pirotina, marcasita,~pirita;

- mispichel, pirita, calcopirita.

Compozitia chimica si date geochimice.Asa cum s-a aratat la prezentarea

mineralogiei zacamantului Valea Blaznei, variatia mare a procentelor in care se gasesc

mineralele metalice, acestaspect se observa si la compozitia chimica. Vom lface insa

prezentarea continuturilor medii de la calculul rezervelor din zacamantul Valea Blaznei.

la exploatare Pb – 0,62 – 1,57 %;

Zn – 2,04 – 3,93 %

S - 7,67 – 9,47 %

la explorare Pb - 0,47 – 0,93 %

Zn - 1,36 – 3,05 %

S - 3,59 – 7,93 %

Studiile geochimice efectuate de Udubasa et al.(1983), scot in evidenta caracterul

predominant piritos al mineralizatiei, avand raporturi diferite intre continuturile in Pb si

Zn, pe tipuri de minere:

Tip de minereu Frecventa Valea Blaznei Guset

% Zn:Pb Zn:Pb

- piritos - 88 4 : 1 2 : 1

- Zn-Pb piritos - 11 5 : 1 2 : 1

- Pb-Zn piritos - 1 0,6 : 1 0,6 : 1

Bariul sub forma de baritina si uneori cymrit, este un element minor caracteristic

pentru mineralizatiile de tip Valea Blaznei, alaturi de Ti si Mn. Pentru acestea Udubasa et

al. (1983) prezinta urmatoarele valori medii:

zona nr. probe continut mediu in ppm

Ba Ti Mn

Valea Blaznei 30 10.000 432 85

Guset 30 6.000 237 22

Inca de la inceputul cercetarilor (Diaconu et al.,1965), s-a observat continutul

ridicat in Ge, care se suprapune de obicei zonelor cu concentratii mai mari de Zn, Pb, As.

Germaniul (5 – 6 g/t) are o origine sedimentogena, ca substituent izomorf al Si in cuart, cat

si ca element minor in blenda (Udubasa, 1968,1969).

Geneza mineralizatiilor de tip Valea Blazei este in prezent bine argumentata

datorita studiilor geologice efectuate de Udubasa (1968, 1969, 1970, 1972), Krautner et al.

(1980, 1982) si Udubasa et al. (1983) si pe numeroase date din lucrarile miniere si forajele

excutate in Muntii Rodnei care au stabilit urmatoarele aspecte generale definitorii:

1. mineralizatiile au un control stratigrafic evident: sunt cantonate la doua (uneori

trei) nivele litostratigrafice distincte, sub forma de lentile strat;

2. mineralizatiile sunt intercalate concordant in stiva de roci carbonatice,

paragnaise, micasisturi, cuartite si amfibolite din formatiunea de Voslabeni a

Grupului Rebra;

3. mineralizatia prezinta stratificatie relicta, primara;

4. in cadrul lentilelor de minereu, sulfurile formeaza strate, benzi si lentile

stratiforme, cu grosimi de ordinul milimetrilor pana la zeci de centimetri;

5. stratele, benzile si lentilele de sulfuri au compozitie predominant piritoasa, intre

acestea apar, subordonat, benzi – concordante – bogate in blenda si galena;

6. lentilele de minereu se suprapun partial, au lungimi de 200 – 2500 m, latimi de

100 – 400 m si grosimi de 2 – 20 m;

7. zonele mineralizate prezinta imbogatiri semnificative de bariu titan si manga.

Ambianta litologica data de rocile carbonatice, in asociatie cu cuartite, cu

imbogatiri in bariu si titan, cu grafit mai frecvent in zonele mineralizate, contextul

geotectonic de platforma carbonatica ca margine de placa pasiva, cu arie de raspandire

foarte mare si cu frecvente sectoare cu mineralizatii, condc la stabilirea multor asemanari

cu tipul genetic Mississippi Valley.

3) Mineralizatiile de fier de tip Sunatori

Mineralizatiile de fier de la Sunatori reprezinta o singura ivire cu grosime mica de

minereu de fier, in versantul drept al vaii Bistritei, amonte de Zugreni, la gura paraului

Sunatori (Bara et al., 1962), intr-un context geologic asemanator cu cel in care apar

mineralizatiile de fier de la Haju – Iacobeni. Numai ca la Iacobeni roca gazda face parte

din succesiunea litostratigrafica a Grupului Bretila, iar fierul de la Sunatori se gaseste in

succesiunea superioara a Grupului Rebra. Asemanarea a fost sustinuta cand in fereastra

tectonica Iacobeni se considera ca succesiunea de roci mezometamorfice reprezinta Grupul

Rebra. Prezenta rocilor amfibolice in ambele zone au condus la corelarea celor doua

mineralizatii.

Mineralizatia de la Sunatori se extinde pe o arie foarte mare pana la Darmoxa, insa

cu unprocent foarte mic de minerale de fier.

Cadrul geologic-structural in care apar mineralizatiile de fier de tip Sunatori este

dat de prezenta formatiunii superioare, de Ineu, a Grupului Rebra din Panza

Subbucovinica, in care susccesiunea litostratigrafica este dominata de prezenta unor nivele

groase de roci amfibolice si paragnaise cuartitice cu magnetit.

Forma de zacamant este de lentila de mici dimensiuni. In aflorimentul din

apropierea conflentei paraului Sunatori cu raul Bistrita, minereul are cu putin peste 1 m

grosime, iar lucrarile miniere de suprafata facute pe directiae nu au interceptat

mineralizatia. Sub forma de diseminari, slabe, magnetitul se intalneste in mai multe nivele

de amfibolite si in tr-un nivel de paragnaise cuartitice.

Compozitia mineralogica este simpla . Magnetitul insotit de pirita si uneori si de

calcopirita apare sub forma de diseminari in rocile amfibolice; hematitul si granati

(spessartin), de dimensiuni mici, cu pirita si rare cristale de magnetit se intalnesc in

paragnaisele cuartitice.

Compozitia chimica arata o mineralizati cu continuturi slabe – sub 10 % Fe.

Geneza diseminarilor de minerale de fier in succesiunea terigena intercalata de

roci amfibolice, poate fi conceputa ca fiind din surse termale feruginoase in aria cu

vulcanisn bazic de la schimbarea regimului geotectonic al marginei pasive de placa, care a

functionat inainte ca o platforma carbonatica.

4) Pegmatitele de tip Rebra.

Pe o suprafata relativ restransa, in partea sud vestica a Masivului Rodnei, pe aria de

raspandire a formatiunii terigene, superioare, de Ineu, a Grupului Rebra, uneori si in

formatiunea carbonatica, apar corpuri mici de pegmatite

Cadrul geologic structural in care apar corpurile de pegmatite din Muntii Rodnei

este format de succesiunea metamorfica a Grupului Rebra, din Panza Subbucovinica.

Forma de zacamant este de corpuri lenticulare alungite, dispuse concordant intre

rocile Grupului Rebra, in paragnaise biotitice si micasisturi cu biotit.

Compozitia mineralogica a pegmatitelor este a unor pegmatite foarte bogate in

cuart, cu mice- muscovit – in cuiburi care rareori depasesc dimensiunea de 10 cm,

microclin si albit-oligoclaz. Mai rar apare biotitul, apatita si turmalina.

Geneza pegmatitelor de acest gen este considerata metamorfica,iar dupa evolutia

metamorfica a Grupului Rebra se poate considera ca s-au format in cel de al doilea

eveniment metamorfic, de presiune joasa.

5) Mineralizatiile cuprifere, cu arsenopirita si aur, tip Saru Dornei

Mineralizatii de sulfuri, considerate initial singenetice, au fost cercetate cu lucrari

miniere de suprafata si foraje in ambii versanti ai paraului Neagra Sarului, in apropierea

confluentelor cu paraele Sarisor (pe stanga) si Calimanel (pe dreapta).Acelasi tip de

mineralizatii sunt cunoscute in bazinul superior al paraului Haj (Iacobeni) si sunt in curs

de cercetare la Cosnita de catre “Geomold” SA.

Cadrul geologic si structural in care apar mineralizatiile de tip Sarul Dornei este

diferit pentru cele trei zone de aparitie, Sarul Dornei, Cosnita si paraul Haj.

La Sarul Dornei mineralizatia este cunoscuta in Panza Infrabucovinica de Borcut-

Ulm, la Cosnita in Panza Infrabucovinica de Rusaia, iar pe paraul Haj mineralizatiile de

sulfuri se afla in Panza Infrabucovinica de Iacobeni.

Vom constata ca acest cadru structural este in domeniul Panzelor Infrabucovinice

din Muntii Bistritei, in unitati structurale alcatuite din formatiuni metamorfice ale

Grupului Bretila. Corelari structurale intre domeniile initiale ale celor trei unitati

infrabucovinice sunt dificile, in primul rand din cauza aparitiei acestora pe arii restranse,

in ferestre tectonice. Mineralizatiile de pe paraul Cosnita sunt considerate ca fiind

cantonate in Panza Infrabucovinica de Rusaia, dar este posibil ca in fereastra tectonica de

pe paraul Cosnita, la sud vest de fereastra tectonica Rusaia, sa apara o alta unitate

structurala infrabucovinica. Am subliniat aceste probleme ale cadrului geologic si

structural in care apar mineralizatiile de tip Sarul Dornei, deoarece analiza retrotectonica,

pozitia palinspastica a zonelor forfecate cu mineralizatiile de acest tip, trebuie sa devina

coerenta in domeniul (protodomeniul) infrabucovinic intr-o faza tectonica paleozoica sau

mai veche.

Forma de zacamant a acestor mineralizatii este capricioasa. Mineralizatiile sunt in

general dispersate pe o foliatie transpusa, mai clar exprimata in cazurile in care apar

corpuri de minereu in cuarturi, cenusii sau albicioase, de dimensiuni metrice, asa cum se

observa in versantul stang si albia paraului Neagra Sarului amonte de confluenta cu paraul

Calimanel. In acest loc mineralizatia de sulfuri polimetalice este discordanta (pozitie

aproape de verticala), in succesiunea de paragnaise, micasisturi si amfibolite din Grupul

Bretila (in pozitie suborizontala).

Compozitia mineralogica variaza mult, fiind in majoritatea cazurilor formata din

pirita, arsenopirita si calcopirita, cuart si clorit, pe langa mineralele rocii metamorfice

gazda. Apar cu frecventa redusa galena, blenda si tedraedritul. Aurul liber nua fost citat;

prezenta aurului este insa tradata de continuturi care depasesc uneori 3-4 g/t.

Geneza mineralizatiilor de tip Sarul Dornei este discutabila. Incadrarea

preliminara in tipul de mineralizatii legate de zone de forfecare din Panzele

Infrabucovinice s-a facut (Voda et al., 1999) pe baza unui numar redus de probe, studii

microscopice si studii geochimice.

1. 3. METALOGENEZA DIN CAMBRIANA

Metalogeneza cambriana este extinsa in toata aria de aparitie a Grupului Tulghes

in Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali, din Muntii Maramuresului si pana in

Muntii Persani. Depaseste cu mult aceasta arie daca tinem cont de corelarile posibile cu

unele terenuri metamorfice din Carpatii Meridionali - Grupul Pades, cu mineralizatiile de

sulfuri polimetalice de la Muncelu Mic - sau cu Carpatii Occidentali, cu mineralizatii de

mangan (in Slovacia la Cucma- Ciernabana, Bystry Potoc si Betliar) si sulfuri polimetalice

(la Smolnic si Mnisek nad Nilcon) in panzele de soclu ale Gemeridelor. Aceasta corelare

ar releva conditiii bazinale ale Cambrianului din Carpati relativ uniforme pe distanta de

peste 500 km. Dar cadrul litostratigrafi, structural si metalogenetic nu este in nici o alta

zona mai bine reprezentat ca in Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali.

Contextul geotectonic de formare a Grupului Tulghes, in regim subductional, in

apropierea unui arc insular, ca bazin marginal de backarc, explica metalogeneza dominata

de procesele de depunere a mineralizatiilor de mangan, de baritina si de sulfuri

polimetalice, primele in regimul distensional premergator magmatismului riolitic. In

conceptul metalogenetic reesit din analiza legaturilor dintre mineralizatiile si rocile gazda,

din culcusul si acoperisul imediat al mineralizatiilor de sulfuri, nu exita legatura directa

intre vulcanismul riolitic si mineralizatii, ci exista acelasi context geotectonic care a

facilitat declansarea extruziunilor acide – in zona de arc – si depunerea sulfurilor in

bazinul alaturat arcului.

Metalogeneza Cambriana este reprezentata de urmatoarele tipuri de mineralizatii:

1) mineralizatii de mangan – de tip Iacobeni;

2) mineralizatii de baritina – de tip Holdita – Brosteni;

3) mineralizatii de sulfuri – de tip Lesu Ursului;

4) mineralizatii de fier – de tip Gherman.

Denumirea tipurilor caracteristice au fost facute astfel: (a) Iacobeni este localitate

cu denumire consacrata pentru tipul mineralizatiilor de mangan din Zona Cristalino-

Mezozoica a Carpatilor Orientali; (b) Holdita – Brosteni este denumirea singurului camp

metalogenetic cunoscut cu mineralizatii singenetice de baritina; (c) Lesu Ursului, este un

campul metalogenetic in care se cunosc mineralizatii de sulfuri la mai multe nivele

litostratigrafice, distincte, bine precizate in coloana litostratigrafica a Grupului Tulghes;

(d) la muntele Gherman a fost pusa in evidenta peprima ivire cu mineralizatie ferifera in

Grupul Tulghes.

1) Mineralizatiile de mangan – tip Iacobeni.

Atestarea documentara a unor exploatari de mangan la Iacobeni in 1770, arata ca

minereurile de mangan si fier aveau – in zona de imbogatire de la suprafata - continuturi

care faceau posibila introducerea lor direct in procesele metalurgice. Urmele furnalelor

arhaice de la Iacobeni demonstreaza acest lucru. Exploatarea zonelor cu continuturi mari

s-a extins foarte mult, urme ale vechilor exploatari sau cautari fiind foarte frecvente in

bazinul Dornelor.

Raspandire si context geologic - structural. Mineralizatii de mangan se cunosc

pe toata aria de raspandire a Grupului Tulghes, din Muntii Maramuresului si pana in

Muntii Persani. Inmortanta economica nu au decat cele din Muntii Bistritei, din campurile

miniere Dadu-Orata-Oita , Iacobeni si Dealul Rusului-Sarisor, unde mineralizatiile sunt

cantonate in formatiunea cuartitelor negre a Grupului Tulghes. In Muntii Maramuresului,

iviri de mineralizatii de mangan sunt cunoscute in acelasi context ca si in regiunea

Iacobeni, insa corpurile de minereu sunt mici si nu prezinta interes economic. Cu

caracteristici cantitative si calitative mai slabe ca in campurile miniere amintite, cantonate

in formatiunea cuartitelor negre a Grupului Tulghes sunt cunoscute numeroase alte zone

cu mineralizatii de mangan: Diaca, Gandacu, Scorus, Humor, Hauslick, Puiu, Cosna

Ciutac-Racila, Holdita, Brosteni, Borca si Valea Seaca, toate in Muntii Bistritei si in cadrul

Panzei Subbucovinice.

In cadrul Panzei Bucovinice se cunosc mineralizatii de mangan cu continuturi

slabe, la Valea Putnei (Pojorata) paraul Malini (la Capra, nord de Brosteni), versantul

stang al vaii Bistricioara, in zona Valea Seaca Muncel ca si in Muntii Prsani (pe paraul

Calugarului afluent al vaii Comana), mineralizatiile de mangan sunt in formatiuni atribuite

formatiunii metavulcanitelor acide a Grupului Tulghes, pozitie mult superioara, in scara

litostratigrafica, nivelului cu mangan de la Iacobeni.

Pozitia litostratigrafica a minereurilor de mangan in coloana stratigrafica a

formatiunii cuartitelor negre de Holdita-Brosteni (Tg2) a fost analizata intr-un studiu

(Voda si Voda, 1992) referitor la Muntii Bistritei, luandu-se in discutie pozitia

mineralizatiilor de mangan si a celor de baritina (de tip Holdita-Brosteni) in zonele: (a)

versantul drept al vaii Bistrita intre Carlibaba si Suharzel; (b) versantul stang al Bistritei

intre Iacobeni si Drancani; (c) Cosna; (d) Holdita-Brosteni; (e) bazinul paraului Borca.

In primele trei zone citate pozitia mineralizatiilor de mangan poate fi raportata la

limita superioara a formatiunii cuartitelor negre, existenta formatiunii metavulcanitelor

acide fiind bine conturata. Nu se cunoaste insa baza formatiunii cuatitelor negre, suprafata

de sariaj a Panzei prealpine de Putna sectionand Grupul Tulghes deasupra limitei dintre

primele doua formatiuni. In acest fel s-a stabilit pozitia minereurilor de mangan la partea

superioara a formatiunii cuartitelor negre in sectoarele Gandacu, Hauslick, Humor, Puiu,

Silvestru, Runc si Diaca.

In zona Iacobeni (Tolovan, Puciosu, Argestrut, Drancani) existenta formatiunii

metavulcanitelor acide, peste formatiunea cuartitelor negre si a unui nivel de cuartite negre

steril in pozitie superioara nivelului cu minereuri de mangan, a condus la considerarea

mineralizatiilor de mangan din acest sector in pozitie inferioara, in baza formatiunii a

minereurilor cuartitelor negre.

La Holdita-Brosteni, (paraul lui Balaban, versantul stang al paraului Holdita,

Dealul Fierului) mineralizatia de mangan se gaseste sub un nivel gros de calcare

cristaline, sisturi carbonatice si metatufite acide cu piritizari peste care urmeaza cuartitele

negre superioare cu strate de baritina.

La Borca prezenta aproape intoate cazurile (paraul Cheii, paraul cel Mare, Creasta

Busmei) a formatiunii blastodetritice (Tg-1) a condus la stabilirea pozitiei mineralizatiei de

mangan ca fiind in baza formatiunii cuartitelor negre. Dupa contextul din zona

zacamantului de baritina Holdita – paraul Casei si a ivirii de baritina din versantul drept al

paraului Steghioara, s-a argumentat, pentru regiunea Brosteni-Borca, prezenta minereurilor

de mangan in baza si a minereurilor de baritina la partea superioara a formatiunii

cuartitelor negre. Aceste situatii, referitoare la pozitia in coloana litostratigrafica de

mangan si a celor de baritina, sunt reproduse in Fig. nr. si nr. .

Forma de zacamant a acumularilor de minereu de mangan este de lentila. O

clasificare relativa, dupa marime, acestea pot fi:

- lentile mici, cu dimensiuni modeste, grosime – catiuva metri; lungimi – cativa zeci de

metri, rezerve – de ordinul catorva zeci de mii tone;

- lentile de dimensiuni medii, cu grosime maxima de circa 10 m, lungimi in jur de 100m,

cu rezerve de circa 100.000 tone;

- lentile mari, cu grosimi care depasesc 10 m; lungimi de peste 100 m si rezerve de

cateva sute de mii tone.

S-a observat ca lentilele mici si medii apar cu frecventa mai mare in succesiunea

mediana a formatiunii cuartitelor negre, asa cum s-a constatat in sectorul Sarisor, unde

acestea apar intr-un nivel gros (40 – 50 m) de sisturi carbonatice, manganifere si cu

intercalatii decimetrice, discontinui, de cuartite negre. Situatia de la Sarisor, data mereu

exemplu de geologii care lucreaza la explorare si exploatare, nu poate fi considerata

reprezentativa. Chiar in imediata apropiere a sectorului Sarisor au fost exploatate doua

lentile de dimensiuni mari, in cariera ( Mares si Filimon Sarbu). Sunt exprimate si pareri

ca lentilele mari au lentile “satelit” de dimensiuni mai mici, asa cum este cazul la Iacobeni

sau lentilele au aspect de roi, cu frecventa mai mare intr-o zona centrala si din ce in ce

mai rare lateral (exemplu Dealul Rusului). O linie care sa delimiteze zonele cu lentile de

minereu de dimensiuni mari de cele cu dimensiuni mici, sau ariile de frecventa etc., nu s-a

reusit sa fie trasata in nici un sector. Este evident insa ca distributia lentilelor dupa marime

si frecventa este foarte diferita in planul nivelului de minereu si datele de cunoastere se

inscriu pe o banda ingusta, de la suprafata pana la adancimea practicata in cercetare,

functie de relief si nu permit stabilirea (cu usurinta) a legilor de distributie a corpurilor de

minereu.

Structura interna a acumularilor. In carierele deschise pentru exploatarea

minereului de mangan si in lucrarile miniere executate se pot observa, uneori cu dificultate

anumite aspecte semnificative pentru structura interna a mineralizatiilor. Astfel se constata

urmatoarele aspecte:

- corpurile de minereu au delimitare transanta fata de rocile inconjuratoare, uneori cu

foliatia de stratificatie oprita in limita minereului;

- exista neuniformitati incadrul lentilelor de minereu de mangan, date de prezenta unor

zone carbonatice si zone mai bogate in silicati de mangan, dar mai ales de strate, benzi

si lentilecentimetrice sau decimetrice de cuartite negre, cuartite albe, sisturi

carbonatice, sisturi sericito-cloritoase patate etc.,

- intercalatiile de steril in minereu pot avea o pozitie nesemnificativa in cadrul lentilei,

in general cand sunt in zona centrala a lentilei; pot insa diviza lentila in zona

terminatiei in doua sau mai multe ramificatii; pot forma benzi care se opresc oblic pe

limita inferioara sau superioara a lentilei de minereu;

- uneori se observa, mai ales in culcusul lentilei zone centimetrice sau decimetrice cu

sulfuri – ingeneral pirita – compacta sau diseminata intr-un cuartit verzui, caracteristic;

- partile terminale ale lentilelor sunt mult mai neomogene decat partea centrala a lentile.

Referitor la structura interna a acumularilor de minereu de mangan, din punct de

vedere al tipului primar si al celui secundar (oxidic), se pot face urmatoarele constatari:

- minereul oxidic, secundar, predomina in apropierea suprafetei;

- in zonele puternic tectonizate;

- in zonele in care in minereul primar predomina carbonatii;

- in cazul minereurilor cuprinse in succesiuni preponderent formate din sisturi

carbonatice;

- in pozitia mediana a reliefului sau in partea inalta si mai putin sub nivelul

hidrostatic actual.

Compozitia mineralogica a minereurilor de mangan este foarte complexa.

Walter (1876), Quiring (1922, pentru zona Iacobeni, Poni (1882) Butureanu (1908; 1916)

pentru zona Brosteni, sunt primii care descriu mineralele principale din minereurile de

mangan. Urmeaza numeroase studii mineralogice, dar pasul decisiv este realizat prin

utilizarea curbelor termice diferentiate si roengenografice de catre Balan (1976) caruia i se

datoreaza primul studiu modern, referitor la mineralogia zacamintelor manganifere de la

Iacobeni. In acest stadiu mineralele componente ale minereurilor primare si secundare din

Muntii Bistritei, recunoscute in aproape toate zonele sunt redate mai jos:

Minerale primare Minerale secundare

1 Rodpcrozit AAAA 1 Nsutit AAAA

2 Fe-rodocrozit (ponit) AAAA 2 Piroluzit AAAA

3 Mg-rodocrozit AA 3 Manganit AAA

4 Ca-rodocrozit AAA 4 Criptomelan AAA

5 Tefroit AAA 5 Birnesit AA

6 Kutnahorit AA 6 Lepidocroit A

7 Spessartin AA 7 Wad AA

8 Dannemorit prismatic A 8 Hausmanit AA

9 Dannemorit asbestiform A 9 Hollandit AA

10 Jacobsit A 10 Goethit AA

11 Magnetit A 11 Gips A

12 Clorit manganifer A 12 Malachit A

13 Amfiboli manganiferi A

14 Piroxeni manganiferi A

15 Cuart AAAA

16 Albit AA

17 Microclin A

18 Apatit AA

19 Baritina AA

20 Sericit A

21 Grafit A

22 Pirita A

23 Calcopirita A

24 Galena A

25 Alabondina A

26 Cobaltit A

27 Alloclastit A

.....................................................................................................................................

AAAA abundent

AAA frecvent

AA rar

A intamplator

In ultimul deceniu s-au facut multe studii mineralogice (Perseil et al., 1193, 1996;

Hartopanu, in Nedelcu et al., 1997; Munteanu, 1998; Munteanu et al.,1999, 2000). Cu totul

deosebite sunt studiile efectuate de Hartopanu (in Nedelcu et al, 1997) care, doar de la

zacamantul Tolovanu, descrie peste 150 minerale. Sunt redate mai multe succesiuni

paragenetice primare ( considerate in faciesul metamorfic al amfibolitelor cu almandin) si

substitutii paragenetice printr-un metamorfism retrograd, in conditiile unui facies de sisturi

verzi.

Chimismul si geochimia mineralizatiilor de mangan din Zona Cristalino-

Mezozoica a Carpatilor Orientali este reflectarea compozitiei mineralogice, care am aratat

cat de diversa poate fi. Componentii chimici medii, obtinuti pe mii de probe – baza

calcului rezervelor din zacamintele explorate sau in exploatera – se inscriu in intervale ce

variaza putin la componentii de baza:

in minereurile primare in minereurile secundare

- Mn de la 19 % la 24 % de la 20 % la 36 %

- Fe de la 8 % la 12 % de la 10 % la 16 %

- SiO2 de la 22 % la 42 % de la 20 % la 39 %

Incadrarea chimico-mineralogica a minereurilor de mangan din Muntii Bistritei a

fost realizata inca din 1957 de Savul si Ianovici prin folosirea diagramei SiO2 – Fe O –

Mn O, care situeaza minereurile de tip Iacobeni intr-un camp intermediar, intre cuartitele

ferifere si un termen manganifer, de natura “ponitului” (25%Fe si 75%Mn).

Din punct de vedere geochimic (Voda, in Voda et al., 1993) se remarca prezenta

aurului (intre 0,o5 si 0,15 g/t) si a argintului, in jur de 5 g/t, care se mentine, la cote mai

mici, in culcusul si acoperisul mineralizatiei. Interesanta este prezenta La (40-250 ppm), Y

(100-200 ppm), Yb (1-4 ppm), care pentru restul succesiunii are valori de aproape zece ori

mai mici. Bariul si strontiul sunt variabile in limite foarte largi (20-2000 ppm). Bariul

depaseste chiar 1 % in minereurile de mangan situate la partea superioara a formatiunii

cuartitelor negre, constatare pusa in legatura cu existenta unei metalogeneze cu bariu la

acest nivel litostratigrafic (Voda, in Voda et al., 1993). Pentru celelalte elemente

determinate in vederea studiului amintit se confirma o distributie a elementelor minore (Ti,

V, Zr, Ba, Cu, Pb) mult diminuata in minereu fata de culcusul si acoperisul minereului

(Voda, 1982), explicata atunci prin depunerea brusca a manganului, la o schimbare a

conditiilor de mediu (pH, Eh) in bazinul de sedimentare, cu toate ca dupa diagrama

Bonatti et al. (1972) minereurile se inscriu in campul depunerilor hidrotermale.

Geneza minereurilor de mangan nu poate fi discutata inafara contextului

metalogenetic din Cambrian, tinand cont de faptul ca :

- minereul este singenetic (Quiring, 1922; Savul, 1927, 1938; Pascu, 1925;

Ianovici,1956), (a) cu control stratigrafic la scara regionala, legat de formatiunea

cuartitelor negre din Grupul Tulghes si (b) iar la nivel local legat de un singur nivel de

cuartite negre, fie in partea inferioara, la mijlocul sau la partea superioara a formatiunii

cuartitelor negre; (c) minereul este concordant cu rocile din culcus si acoperis, ceea ce

se observa bine cand minereul se gaseste in secvente groase de sisturi carbonatice

(manganifere), in sectorul Rosu Sarisor sau cand minereul este in lentile subtiri, intre

cuartite negre, asa cum se observa in lucrarile geologice de la Borca (Paraul cel Mare);

(d) are structuri (microstructuri) primare, cel mai clar vizibile in cadrul benzilor

subcentimetrice de minereu, cuartite negre cu pirita, sisturi carbonatice, in baza

lentilelor stratiforme, cu grosime mica. Budinari, transpozitii si cutari dizarmonice au

dus la aparente de discordanta;

- contextul geotectonic al acumularilor de mangan si a succesiunii

litostratigrafice in care se afla minereurile, este patrea de inceput a depunerilor intr-un

bazin, din apropierea unui arc insular, foarte probabil bazin backarc;

- contextul detaliului litologic cu minereul intre sisturile carbonatice-

manganifere este edificator pentru mediul de depunere;

- compozitia mineralogica, chimica si geochimica este compatibila cu

depunerile hidrotermal-sedimentare (ceea ce se concepea anterior ca fiind vulcanogen-

sedimentare); complexitatea si marea diversitate a mineralogiei este data de formarea

paragenezelor metamorfice, transformarilor retromorfe si transformarilor in zona de

oxidatie;

- in diagrama Bonatti et al.(1972), utilizata de Perseil et al. (1995, 1996),

probele recoltate din zacamantul Oita se incadreaza consecvent in campul

mineralizatiilor asociate proceselor hidrotermale;

In concluzie mineralizatiile de mangan au geneza hidrotermal-sedimentara, insemnand ca

depunerile nu au sursa extrabazinala cum se considera uneori. Vom prezenta si datele asupra

mineralizatiilor de baritina care sunt in acelasi context de detaliu si general, cosiderate ca depuneri

hidrotermal-sedimentare pe arii adiacente celor in care se depune manganul

2) Mineralizatiile de baritina - tip Holdita – Brosteni

Mineralizatiile de baritina de la Holdita-Brosteni, in apropierea zacamantului

hidrotermal de la Ostra, de varsta alpina, avand forma de strate concordante intre cuartite negre in

cadrul formatiunii cuartitelor negre, pe bordura estica a Zonei Cristalino-Mezozoica a Carpatilor

Orientali, cu o structura geologica foarte complicata a intampinat multe dificultati in timpul

cercetarii, dar s-a reusit terminarea explorarii si intrarea in exploatare.

Mineralizatiile de baritina de tip Holdita Brosteni au fost puse in evidenta de Voda si Popa

in 1965, in versantul drept al paraului Holdita, amonte de confluenta cu paraul lui Balaban,

prospectate si explorate de Voda si Voda (1966 – 19882) in versantul stang al paraului Holdita si

spre sud pe o distanta de peste 2 km., pana la paraul Casei, afluent pe stanga raului Bistrita la

Lungeni – Brosteni. O ocurenta de minereu de baritina in context geologic asemanator a fost

evidentiata de Lese (1971) pe paraul Steghioara afluent stang al paraului Borca.

Aria de raspandire a mineralizatiilor de baritina de tip Holdita-Brosteni este redusa, la o

zona ingusta de 2-3 km., pe bordura estica a Zonei Cristalino-Mezozoice, pe o distanta de circa

15 km, din versantul drept al paraului Holdita, la nord de Brosteni si pana in versantul drept al

paraului Steghioara, pe paraul Borca, la sud.

Contextul litostratigrafic si structural. Mineralizatiile de baritina de la Holdita-Brosteni

sunt interstratificate intr-o succesiune litostratigrafica la partea superioara a formatiunii cuartitelor

negre, de Holdita (Tg2) din Grupul Tulghes, in partea marginala (sud-estica) a ariei cu minereuri

de mangan cunoscute in Panza Subbucovinica.

Ambianta litologica, cu cuartite negre, sisturi grafitoase, minereuri de mangann, roci

carbonatice si roci barice si acide (Fig. nr. ) exprima o zona de facies asemanatoare ariilor

eugeosinclinale, oceanice sau de scoarta subtiata a bazinelor marginale. Pozitia suprapusa si/sau

marginala a ariei cu depuneri de baritina fata de aria cunoscuta cu minereuri de mangan,

corespunde modelului geosinclinal de depunere a manganului si baritinei (Borchet,1970).

Faciesul cu mineralizatii de mangan al formatiunii cuartitelor negre din Grupul Tulghes

si partial (marginal) cel cu baritina este cunoscut in Panza Subbucovinica si consideram ca a avut

o arie de raspandire mult mai mare, depasind cu mult ceea ce este delimitat spre exterior de

frontul Panzei Subbucovinice.

Cadrul structural regional, este dat de prezenta Panzei prealpine de Putna in Panza

alpina Subbucovinica. Structura este insa mult mai complicata datorita existentei unor cutari,

incalecari, retroincalecari, in zona de aparitie a mineralizatiilor de baritina, pe bordura Zonei

Cristalino-Mezozoice, intre paraul Holdita si paraul Steghioara (Borca). Structura geologica are o

continua ridicare spre sud, pe paraul Steghioara situandu-ne sub nivelul structurii cunoscute la

Holdita-Brosteni (Fig. nr. ).

Structura de detaliu a zacamantului Holdita-paraul Casei este caracterizata de prezenta

unei cute anticlinale – anticlinalul Holdita-paraul Casei – marginit la est de contactul dintre Zona

Cristalino-Mezozoica si Zona Flisului. La vest anticlinalul este limitat de o falie directionala

inversa – falia directionala paraul Casei, care imprima structurii alura de vergenta vestica. O falie

cu saritura mult mai mare, a fost descrisa de Voda (1982) ca retroincalecarea Holdita-Haleasa si

urmarita pe o distanta de peste 20 km. Retroincalecarea Holdita-Haleasa ridica cu el putin 1 km

compartimentul estic al structurii, care are in ax Panza Subbucovinica si pe flancuri Digitatia

Tarnita – digitatie frontala a Panzei Bucovinice.

O caracteristica structurala importanta este alura sariajului Panzelor Central-Est-Carpatice

peste Panzele Dacidelor Externe (Panza de Ceahlau), care este posterior retroincalecarii Holdita-

Haleasa, faliei directionale Paraul Casei si cutarii structurii geologice, formata din Panza

Bucovinica si Digitatia Tarnita (Fig. nr. ).

Forma de zacamant a minereurilor de baritina de tip Holdita-Brosteni este de strat

(strate), cu grosime variabila, de la 0,2 m la 5 m. Se intalnesc unul doua sau chiar trei strate de

baritina, intr-o succesiune litostratigrafica care cuprinde cuartite negre grafitoase cu diseminari de

pirita, sisturi carbonatice cu slabe mineralizari de mangan si calcare cristaline in strate si lentile

foarte subtiri (Fig. nr. ).

In planul desfasurat al secventei cu mineralizatii de baritina, se observa arealul de peste 30

kmp, intre paraul Holdita si paraul Steghioara (Borca), dar este evident ca spre est, suprafata de

sariaj a Panzei Subbucovinice a sectionat aceasta zona, o buna parte ramanand sub planul

forfecarii (Fig. nr. ).

Stratele de baritina, cercetate in pe flancurile structurii dintre paraul Holdita si paraul

Casei, formeaza un zacamant stratiform, pe flancurile unui anticlinal, cu alura de cuta solz, slab

deversata spre vest si pe o zona sinclinala la vest, pana in planul retroincalecarii Holdita-Haleasa.

Pe paraul Steghioara, la Borca, stratul de baritina se gaseste in subunitatea structurala de la vest de

retroincalecare.

Compozitia mineralogica, chimica si geochimica. Compozitia mineralogica a

minereurilor de baritina este in general simpla, tipica depunerilor sedimentare.

Mineralele principale, in ordinea frecventei, sunt: baritina, cuartul, pirita si carbonatii.

Abundenta apatitului in baza stratelor de baritina face sa il consideram legat de depunerea

mineralizatiei. O parte din cuart, ca si feldspatul, sericitul, cloritul, epidotul, grafitul si rutilul,

prezente in mineralizatie, reprezinta aportul de material terigen din timpul depunerii

mineralizatiei. In sfarsit, limonitul, cupritul, celestina si gipsul sunt produsele proceselor de

alterare, dizolvare, concentrare si depunere in apropiere de suprafata.

In tabelul de mai jos este redata compozitia mineralogica a minereurilor de baritina de la

Holdita-Brosteni, dupa, Voda si Voda (1982) si voda et al. (1985)

Mineral Frecventa Asociatia mineralogica Observatii

A Minereuri – aport metalogenetic

1 Baritina AAAA Ba; Ba + Q; Ba+Q + P minereu sort baritos

Ba+ Q+ P+ C sort piritos-baritos

2 Cuart AAAA Q+ Ba cuartul partial din aport

Q+ Ba+ P detritic

3 Pirita AAA P+ C; P+ C+ Ba; P+Q+ Ba

4 Carbonati AA C+ P; C+ P+ Q; C+ P+ Q + Ba. calcit, dolomit, siderit,

rodocrozit si alti

carbonati complecsi

5 Apatit AA C+ P+ Q+ Ap+ F in baza stratelor de

baritina

B Minerale din aportul de material detritic-terigen

6 Feldspat AA legate mai ales de baza

7 Sericit A stratelor, de intercalatiile

8 Clorit A sterile si de partea superioara

9 Epidot A a stratelor de minereu

10 Rutil A

11 Grafit A

C Minerale secundare

12 Celestina A pe fisuri in culcusul minereului

13 Cuprit A pe fisuri in acoperisul imediat al

14 Cupru nativ A minereurilor piritoase

15 Limonit A pe fisuri in minereul piritos

16 Gips A pe fisuri; pe fete de strat

AAAA – abundent; AAA – frecvent; AA – rar; A – intamplator

Ba-baritina; Q-cuart; P-pirita; C-carbonati; Ap-apatit; F-feldspat

Compozitia chimica este in corelatie normala cu mineralogia zacamantului. Continuturile

in BaSO4 si SiO2 variaza foarte mult, intre 10 si 90 %, cresterea continutului de silice facandu-se

in detrimentul celui de baritina. Pirita nu depaseste 15 % si aparitia ei se face in detrimentul

continutului de Ba SO4, iar carbonatii, intre care predomina calcitul sunt mai frecventi in faciesul

piritos al minereului. Prezenta apatitului, observata deseori in baza stratelor de baritina, produce

un continut de fosfor care nu depaseste 1 %.

Elementele minore au in general valori mai scazute in minereu fata de rocile adiacente.

Doar strontiu si manganul au valori mai mari ca cele din cuartitele negre ale succesiunii

litostratigrafice din culcusul si acoperisul stratelor de baritina. Fata de elementele minore intalnite

in minereurile de mangan se observa o diminuare atat a numarului acestora cat si a cantitatilor

determinate. Astfel Cu, Pb, Cr, Ni, Co si Mo sunt la valori sub 50 ppm, iar Sn, Zn si Ag sunt

aproape inexistente (citarea unor continuturi de Zn, care sa poata caracteriza tipul de zacamant,

asa cum face Krautner in Borcos et al, 1983; Krautner, in Sandulescu et al, 1989, este facuta dintr-

o eroare regretabila).

La, Y si Yb apar in proportii comparabile cu cele din minereurile de mangan.

Raportul Co/Ni cu valoare subunitara poate fi considerat ca o caracteristica generala a

mediului de sedimentare, in concordanta cu valorile mici, nesemnificative ale Cu, Pb si Zn in

pirita.

Geneza minereului de baritina este considerata la fel ca cea a zacamintelor de mangan, ca

depuneri sedimentare cu sursa a componentilor din procese hidrotermale din cadrul bazinului care

avea regim distensiv, propice formarii unor circuite (celule) convective, cu aportul elementelor

din substrat.

3) Mineralizatiile de pirita Zn-Pb-Cu de tip Lesu Ursului

Depozitele de pirita Zn-Pb-Cu din Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali,

cantonate in formatiunile metamorfice ale Grupului Tulghes, se cunosc in campuri metalogenetice

cu rezonanta in metalogeneza din Romania.

- campul metalogenetic Baia Borsa, in Muntii Maramuresului;

- campul metalogenetic Fundul Moldovei, in nord – estul Muntilor Bistritei;

- campul metalogenetic Lesu Ursului, in partea central-estica a Muntilor Bistritei;

- campul metalogenetic Puiu – Suharzel, in partea nord-vestica a Muntilor Bistritei;

- campul metalogenetic Putna – Hagota, in partea nordica a Muntilor Giurgeului;

- campul metalogenetic Balan,in Muntii Giurgeului, pe versantul vestic a masivului

Haghimas.

Se mai cunosc zone cu mineralizatii bine definite ca apartinand aceluiasi tip genetic, care

nu au fost introduse in aceasta sistematica, nefiind clara apartenenta zonei respective la o

extindere a structurii geologice intr-un camp metalogenetic conturat:

- mineralizatiile de la Harlagia, in zona sud-vestica a Muntilor Bistritei,

- mineralizatiile de la paraul Argintariei si paraul Popii, din partea de sud-est a Muntilor

Bistritei, in versantul stang al vaii Bistricioara, aval de Gura paraului Prisecani;

- mineralizatiile din versantul drept al paraului Bicaz, aval de Chei si

- mineralizatiile din masivul cristalin al Garbovei, in Muntii Persani.

In unele din aceste campuri metalogenetice au existat exploatari in urma cu 5-6 secole

(Fundu Moldovei, Balan), altele mai tarziu (Baia Borsa), iar unele in ultimii 50 ani (Lesu Ursului,

Putna-Hagota, Puiu-Suharzel)

Raspandire. Mineralizatiile de sulfuri acopera un areal incomparabil mai mare decat cel al

mineralizatiilor de mangan sau baritina. Ele se gasesc raspandite pe toata aria de aflorare a

Grupului Tulghes din Muntii Maramuresului in nord si pana in Muntii Persani in extremitatea

szúdica a Zonei Cristalino-Mezozoica a Carpatilor Orientali. Mineralizatiile se gasesc atat in

Grupul Tulghes din soclul Panzei Bucovinice cat si in cel al Panzei Subbucovinice, legate de zona

de aflorare a formatiunii metavulcanitelor acide, de Lesu Ursului Tg3).Am mai mentionat ca aria

de extindere a acestor mineralizatii depaseste limitele Carpatilor Orientali, fiind cunoscute in

Carpatii Meridionali, in Muntii Poiana Rusca, la Muncelu Mic si in Carpatii Occidentali, in

Gemeridele Slovaciei , zacamintele de la Smolnic si Mnisek.

Mineralizatiile apar pe zonele in care relieful a intersectat structura geologica in care este

prezenta succesiunea litostratigrafica a formatiunii metavulcanitelor acide, in care sunt cantonate

zacamintele de sulfuri. Inscrierea aparitiilor de mineralizatie pe zone lineare a condus la utilizarea

unor termeni improprii precum cel de “aliniament metalogenetice” chiar in cazul unor

mineralizatii cu pozitie aproape orizontala ca la Baia Borsa, considerat de Krautner (in Sandulescu

et al.,1989) ca fiind pe acelasi aliniament cu mineralizatiile de la Fundu Moldovei si Lesu

Ursului. Modelul cu aliniamente este preluat de la zacamintele asociate unor corpuri vulcanice cu

aliniamente petrogenetice fiind citate cele din provincia miocena nipona , provincia devoniana

Iberica si cea precambriana canadiana care au generat acumulari “masive” sidiseminate de natura

vulcano-sedimentara, pentru care se utilizeaza frecvent notiunea de tip Kuroko.

Contextul litostratigrafic si structural in care apar mineralizatiile de sulfuri este dat de

succesiunea litostratigrafica a Grupului Tulghes, deasupra formatiunii cuartitelor negre, inainte de

debutul vulcanismului riolitic, in toata formatiunea metavulcanitelor acide, de Lesu Ursului.

Exceptii exista, prin aparitia unei mineralizaii slabe de pirita, pirotina, calcopirita, galena si blenda

in succesiunea cuartitelor verzui feldspatice, pe paraul Caboaia, in pozitie litostratigrafica sub

formatiunea cuartitelor negre (formatiunea blastodetritica de Caboaia). Sulfurile metalice care

insotesc minereurile de mangan si minereurile de baritina, din formatiunea cuartitelor negre, ca si

mineralizatiile de sulfuri cantonate in formatiunea filitoasa cuartitica, de Arsita Rea , de pe paraul

Colbu Zugrenilor (paraul Basca) si paraul Colbu Giumalaului, arata ca procesul metalogenetic a

avut o extindere mai mare, fiind recunoscut in toata succesiunea litostratigrafica a Grupului

Tulghes. Conceptul corelarilor nivelelor de mineralizatii pe arii foarte extinse este utilizat in

prezent de numerosi geologi, fiind pus la punct de Krautner (1965) intr-o formula foarte simpla,

acum fiind luate in considerare trei nivele cu sulfuri (Krautner et al.,1988):

a. nivelul Fundu Moldovei (la partea superioara);

b. nivelul Lesu Ursului;

c. nivelul Isipoaia (in pozitie inferioara).

Nivelul Isipoaia este cunoscut in baza succesiunii formatiunii metavulcanitelor acide, de

Lesu Ursului, din versantul stang al raului Bistrita intre localitatile Crucea si Brosteni, deasupra

unei secvente de cuartute piritoase, sisturi clorito-sericitoase cu albit si uneori magnetit, sisturi

verzi tufogene si roci amfibolice (metabazitul de Isipoaia) sub primul nivel de metariolite. Pe

paraul Isipoaia mineralizatia este masiva si are caracter polimetalic, cu minereu diseminat in

culcusul stratului. Spre nord (Crucea) si spre sud (paraul Ciresului , paraul Vacaria, paraul

Cerbului) minereul este reprezentat de o diseminare de pirita si calcopirita, rareori cu prezente de

sulfuri de Pb si Zn. Fara argumente litostratigrafice Krautner considera mineralizatia din

zacamantul Balan ca reprentand echivalentul nivelului Isipoaia de la Lesu Ursului. In Panza

Subbucovinica,deasupra cuartitelor negre superioare cu baritina, apare un nivel cu sulfuri – in

general diseminari cuprifere – pe paraul Holdita si pe paraul Steghioara (Borca). Acest nivel de

mineralizatie este in pozitie litostratigrafica diferita de cel de la Isipoaia, din Panza Bucovinica,

imediat deasupra cuartitelor negre si sub nivelul sisturilor verzi cu carbonati, care la Isipoaia si

Vacaria se gasesc in culcusul mineralizatiei. Se pare ca la baza formatiunii metavulcanitelor acide

se gasesc mineralizatiile cunoscute in zona Sesuri din nord-vestul Muntilor Bistritei, amonte de

Calibababa.

Nivelul Lesu Ursului este cunoscut in campul metalogenetic Lesu Ursului, in partea

mediana a formatiunii si corespund zonelor I si II, primele cercetate la Lesul Ursului, intre doua

secvente groase de metavulcanite riolitice, intr-o secventa terigena gu grosime de circa 150 m.

Zona I are minereu masiv, polimetalic si diseminari slabe in culcus si in extinderea nordica, iar

zona II a este caracterizata de un minereu masiv, piritos-cuprifer, uneori cu benzi centimetrice de

minereu polimetalic, rubanare care facetrecerea probabila la un facies central polimetalic. Avand

in culcus, ca si la Lesu Ursului pachete, groase de metavulcanite acide, mineralizatiile din campul

metalogenetic Puiu Suharzel si cele de la Burloaia si Gura Baii din Muntii Maramuresului, sunt

considerrate corelabile si la acelasi nivel litostratigrafic.

Nivelul Fundu Moldovei are o pozitie litostratigrafica bine precizata la partea superioara

a ultimului nivel de metavulcanite acide din Grupul Tulghes. Are caracteristice faciesurile

mineralizatiilor de diseminare si precompact, se cunoaste in trei zone distincte discontinui, in

cadrul nivelului cu ultimile metavulcanice acide, pe o lungime de peste 10 km., de la Botus si

Manaila, in nord pana la paraul Carstii si Izvoarele Giumalaului, in sud. Se mai cunosc aparitii in

pozitii litostratigrafice comparabile, la Lesu Ursului (tunel, Puzdra, Gura Negrei Brostenilor,

poiana Ciocarliei).si posibil in Panza Subbucovinica, la nord-vest de Fundu Moldovei,

mineralizatia de la Botosel-Arsita.

La un nivel litostratigrafic diferit, sub nivelul gros (uneori peste 250 m) de metavulcanite

acide, de Fundu Moldovei, se gaseste o mineralizatie de sulfuri polimetalice masive, care trece la

un facies piritos-cuprifer,tot masiv, si la diseminari, cunoscut sub numele de mineralizatia de la

Manaila, cercetata recent cu lucrari miniere si foraje pe circa 4 km lungime. Existenta de

netagaduit a acestui nivel de mineralizatii si in aceasta pozitie litostratigrafica, arata fie un alt

nivel in conceptul prezentat, fie lipsa unor corelatii lineare pe arii foarte mari a evenimentelor

metalogenetice. In aceeasi pozitie litostratigrafica par sa fie mineralizatiile de sulfuri de la paraul

Izvorul Ursului, in estul Maramuresului, mineralizatiile de la Harlagia si cele din Muntii Persani..

Contextul structural general este cel al existentei Panzei prealpine de Putna din Panzele

Central-Est-Carpatice, a partii mediane a acesteia.

Detaliul Structural este foarte diferit de la o zona la alta, succesiunea cu minereuri de

sulfuri fiind prinsa in cutari, sariaje, falii directionale, incalecari si retroincalecari, prealpine si

alpine. Datele obtinute prin forajele structurale au demonstrat limitarea in adancime – de catre

suprafata de sariaj care delimiteaza unitatea structurala respectiva – a stratelor de minereu. La

Balan, suprafata din baza digitatiei de Balan (digitatie superioara a Panzei prealpine de Putna)

limiteaza pespectiva in adancime a zacamantului Balan. Un alt exepmlu poate fi luat la Lesu

Ursului unde succesiunea litostratigrafica a Grupului Tulghes care contine minereul este retezata

de suprafata de sariaj a Panzei Bucovinice, forajele interceptand digitatia frontala a Panzei

Bucovinice si apoi Panza Subbucovinica.

Forma de zacamant este de strat. Limitele stratului de minereu este transanta, neta, in

cazul minereurilor masive.Minereul de diseminare poate uneori sa aiba treceri gradate, prin

diminuarea procentelor de sulfuri, la rocile din culcus sau acoperis care nu contin minerale

metalice. La Baia Borsa au fost pentru prima datastabilite cele trei tipuri de minereu cu zonalitati,

denumite faciesuri (Zincenco, 1971, Zincenco et al., 1973): minereu masiv, minereu premasiv si

minereu diseminat. Pe baza geochimiei elementelor principale, Cu, Pb, Zn, Ag si S, au fost

recunoscute si in zacamintele de la Lesu Ursului zonalitatea pe grosime si in planul zacamintelor

(Balintoni et al., 1976):

pentru zona III:

- minereu compact piritos, Zn, Pb, Cu, cu minereu diseminat in culcus;

- minereu precompact sau sistos pe conturul lentilei de minereu compact; indintare de

facies cu diseminaride pirita, Zn, Pb, Cu si pirita, Cu;

- minereu de diseminare piritos-cuprifer,

pentru zona II:

- minereu compact piritos-cuprifer, cu treceri la minereu diseminat in culcus;

- minereu precompact sau sistos pe contur, dar si in interiorul lentilei (local);

- minereu de diseminare piritos cuprifer foarte redus cantitativ in extiderea lentilei;

pentru zona I

- minereu compact piritos, Zn, Pb, Cu cu diseminari reduse, in culcusul si acoperisul

lentilei;

- minereu precompact, de asemenea putin extins, si

- minereu de diseminare care imbraca un contur neregulat al minereului precompact sau

in contact cu minereul masiv, compact.

Krautner et al.(1978, 1991) prezinta pentru zacamintele de pirita Zn-Pb-Cu din Grupul

Tulghes modele depozitionale pe tipuri in care se incadreaza majoritatea zacamintelor cercetate

(Fig. nr. ).

Compozitia mineralogica a minereului este simpla.

Minereurile masive polimetalice (de tip zona III Lesu Ursului) au, in ordinea frecventei,

urmatoarea compozitie: pirita, blenda, galena, calcopirita, pirotina, mispichel, galeno-bismutina,

tetraedrit, magnetit, casiterit si aur nativ.

Minereurile diseminate (de tip zona III Lesu Ursului): pirita, pirotina, calcopirita,

blenda, mispichel tetraedrit, bismutina, galeno-bismutina, molibdenit, marcasita, magnetit casiterit

si aur nativ

Minereurile masive piritos cuprifere (de tip Lesu Ursului zona II): pirita, calcopirita,

blenda galena, pirotina, mispichel, tetraedrit, bismutina, galeno-bismutina, casiterit si aur nativ;

Minereurile precompacte si diseminarile (de tip zona II Lesu Ursului): ca la minereul

masiv, doar ca raportul pirita/calcopirita scade iar cel dintre calcopirita si celelalte sulfuri (blenda,

galena, pirotina etc) creste.

Fata de aceste enumerari, la minereurile de la Burloaia - Gura Baii, din Campul

metalogenetic Baia Borsa se citeaza in plus (Zincenco, 1999): arsenopirita, loellingit, mackinawit,

vallerit, cubanit, bornit, stannin-kösterit, cosalit, Bi nativ, iar la minereurile de la Puiu - Suharzel,

Macalet et al.(1994) citeaza bournonit si semseyit.

BIBLIOGRAFIE

Atanasiu, Ion. 1929. Études géologiques dans les environs de Tulgheş. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. XIII, p. 373 - 511. Bucureşti.

Athanasiu, S. 1899. Geologische Beobachtungen in den nordmoldauischen Ostkarpathen. Verhandlungen der kaiserlich - königlichen geologischen Reichanstalt, p. 127 - 147. Viena

Balintoni, I. 1969. Migmatitul ocular de Rarãu, consideraţii structurale, petrogenetice, petrostructurale. Buletinul Societãţii de ªtiinţe Geologice din România, vol. XI, p. 257 - 274. Bucureşti.

Balintoni, I. 1981a. Date noi asupra poziţiei structurale a metamorfitelor din bazinul vãii Putna (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVI / 5, p. 25 - 36, Bucureşti.

Balintoni, I. 1981b. The importance of the Ditrãu Alkaline Massif Emplacement Moment for the Dating of the Basement Overthrusts in the Eastern Carpathians. Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, 25, p. 89 - 94. Bucureşti

Balintoni, I. 1982. Structura pãrţii de NW a Muntelui Budac şi a versantului drept al râului Negrişoara, aval de confluenţa cu pârâul Dârmoxa. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVII / 5, p. 5 - 13. Bucureşti.

Balintoni, I. 1985. Contributions to the knowledge of the metamorphic history of the Argestru Series rocks in the Puciosu Brook (East Carpathians). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXIX/1, p. 247 - 255. Bucureşti

Balintoni, I. 1997. Geotectonica terenurilor metamorfice din România. 176 p. Ed. Carpatica, Cluj Napoca.

Balintoni, I., Bindea, G. 1994. The deformaţional history of the quartz - mylonite from the medium grade Rebra Series (East Carpathians, România). 16th General Meeting of IMA, 4 - 9 Sept. 1994. Abstracts, p. 26 - 27, Pisa.

Balintoni, I., Chitimuş,V. 1973. Prezenţa paramorfozelor de rutil dupã brookit in cristalinul seriei de Tulgheş (Carpaţii Orientali). Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 18/2, p. 329 - 334, Bucureşti.

Balintoni, I., Gheuca, I. 1977. Metamorfism progresiv, metamorfism regresiv şi tectonicã in regiunea Zugreni - Barnar (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXIII / 5, 11-38, Bucureşti.

Balintoni, I., Gheuca, I. 1978. Gnaisele porfiroide de Pietrosu Bistriţei şi unitatea tectonicã de Bãrnãrel, intre râurile Barnar şi Neagra Broştenilor (Carpaţii Orientali ). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXIV / 5, p. 5 - 16, Bucureşti.

Balintoni, I., Gheuca, I. 1981. Probleme structurale ale vãii Bistriţei intre Dorna Arini şi Zugreni (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVI/ 5, p. 37 - 49, Bucureşti.

Balintoni, I., Gheuca, I. 1982a. Structura şi litostratigrafia sectorului vestic al cristalinului Bistriţei intre Dorna Arini şi Drãgoiasa (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVII / 5, p. 15-26. Bucureşti.

Balintoni, I., Gheuca, I. 1982b.Comentariu la harta unitatilor tectonice constitutive ale zonei cristalino-mezozoice a Carpaţilor Orientali in regiunea dintre Valea Putnei şi Muntele Budac. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVII / 5, 27-35. Bucureşti. Balintoni, I., Gheuca, I., Nedelcu, L., Szasz, L., Niţoi, E., Seghedi, I. 1982. Institutul de Geologie şi Geofizicã, Harta geologicã a României, scara 1: 50 000, foaia ªaru Dornei. Bucureşti.

Balintoni, I., Neacsu, V. 1980. Studiul petrochimic al unor gnaise porfiroide de Pietrosu Bistriţei. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXV / 1, p. 79 - 100, Bucureşti.

Bãlan, M. 1976. Mineralogia zãcãmintelor manganifere de la Iacobeni. 123 p. Ed. Acad. R.S.R. Bucureşti.

Bãncilã, I. 1958. Geologia Carpaţilor Orientali. 367 p. Ed. Stiintifica, Bucureşti

Bercia, E., Kräutner, F. 1969. Date furnizate de forajul Barnar, cu privire la stratigrafia şi poziţia in pânzã a cristalinului epimetamorfic din Munţii Bistriţei. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LIV/2, p. 93 - 103. Bucureşti

Bercia, I., Bercia, E. 1970. Contribuţii la cunoaşterea geologiei regiunii Vatra Dornei - Iacobeni. Anuarul Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. XXXVIII, p. 7 - 49. Bucureşti

Bercia, I., Bercia, E., Kräutner, H. G., Kräutner, F., Mureşan, M. 1967. Unitãţile tectonice, structura şi stratigrafia formaţiunilor metamorfice din zona cristalino - mezozoicã a Munţilor Bistriţei. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LIII/1, p. 18 - 32. Bucureşti.

Bercia, I., Bercia, E., Krautner, H., Krautner, F., Mureşan, M., Mureşan, G., Iliescu, vol. 1971. Monografia formaţiunilor metamorfice din zona cristalino - mezozoica a Carpaţilor Orientali. Arh. Inst. Geol. Rom. Bucureşti

Bercia, I., Krautner, H. G., Mureşan, M. 1976. Pre-Mesozoic Metamorphites of the East Carpathians. Anuarul Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. L, p. 37 - 70. Bucureşti.

Bercia, I., Bercia, E., Sãndulescu, M., Szasz, L. 1975. Institutul de Geologie şi Geofizicã, Harta geologicã a României, scara 1: 50 000, Foaia Vatra Dornei. Bucureşti.

Buţureanu, V. 1908. Études sur la composition chimique des minerais de manganèse et de fèr qui se trouve dans le massif cristallin de Broşteni. Ann. Scien. Univ. Iassy, tome V, fasc. 2, p. 87 - 108. Iaşi

Buţureanu, V. 1909 . Études sur la composition chimique des minerais de manganèse et de fer qui se trouve dans le massif cristallin de Broşteni. Ann. Scien. Univ. Iassy, tomeVI, fasc. 1, p. 7 - 23, Iaşi

Buţureanu, V. 1912. Sur les mineraux de manganèse et de fèr de la vallée de Borca. Ann. Scient. Univ. Jassy, tome VII, fasc 3, p. 183 - 186. Iasi

Buţureanu, V. 1920. Masivul cristalin dela Broşteni. Ann. Acad. Rom., Mem. Secţ. ªt., Seria II, tom XXXVIII, p. 285 - 408, Bucureşti

Ciornei, P. 1958. Raport asupra prospectiunilor geologice in cursul inferior al bazinului Vaser. Arh. Inst. Geol. Rom. BucureştiCiornei P., Musat I.A., Ardeleanu C., Vlaicu M., Vulpescu D. (1980) Raport sinteza perimetrele Toroiaga- vf. Tiganului si valea Vaserului Arh. “Prospectiuni” SA

Ciornei, P., Vasilescu, O., Tãnãsuicã, I. 1970. Studiul petrografic şi chimic al dolomitelor de la Voşlobeni (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LV/1, p. 151 - 164. Bucureşti

Cocîrţã, C. 1973. Studiul chimic al rocilor porfiroide din bazinul inferior al vãii Neagra Broştenilor. Analele ªtiinţ. ale Univ. " Al. I. Cuza " Iaşi, vol. XIX, Secţiunea IIb, p. 39 - 57. Iaşi

Cocîrţã, C. 1974. Studiul mineralogic, petrografic şi geochimic al porfiroidelor din cristalinul Carpaţilor Orientali. Tezã de doctorat, Univ. "Al. I. Cuza" Iaşi

Codarcea Dessila, M., Bercia, I., Kräutner, H., Mureşan, M. 1964. Cercetãri structurale şi stratigrafice in cristalinul Bistriţei (Regiunea Bârnãrel - Holdiţa). Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. L/2, p. 3 - 23. Bucureşti

Codarcea Dessila, M., Borcoş, M., Drãgulescu Arghir, A. 1969. Masivul cristalofilian al Girbovei (Munţii Perşani). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LIV/3, p. 5 - 20. Bucureşti

Cosma, S. 1970. Asupra unor mineralizaţii de sulfuri polimetalice din regiunea Coverca - Drãgoiasa (cristalinul Bistriţei). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LIV/4, p. 51 - 64. Bucureşti

Cosma, S., Peltz, S. 1962. Cercetãri geologice in regiunea Pãltiniş - Drãgoeasa (Munţii Bistriţei). Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. XLVII, p. 33 - 44. Bucureşti

Dimitrescu, R. 1960. Observaţii privind depozitele mezozoice şi tectonica regiunii Iacobeni. Comunic. Soc. ªtiinţ. Nat. Geogr. (Geol. - Geogr.), 1957 - 1959, p. 25 - 38, Ed. ªtiinţ. Bucureşti

Dimitrescu, R. 1964. Asupra existenţei unor vergenţe indreptate spre interiorul arcului Carpaţilor Orientali. Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. L/1, p. 197 - 200. Bucureşti

Dimitrescu, R. 1965. Notã asupra structurii cristalinului din regiunea Iacobeni. Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. LI/1, p. 15 - 29, Bucureşti

Dimofte, C., Mareş, I. 1962. Contribuţii la studiul petrografic al cristalinului de la Pojorâta (Câmpulung Moldovenesc). Analele Univ. C. I. Parhon, ser. Geologie - Geografie, vol. 31, p. 21 - 37. Bucureşti

Erhan, V. 1974. Studiul geologic al regiunii Valea Putnei - Giumalãu. Studii tehnice şi economice, I, 10, 166p. Bucureşti.

Frâncu - Avramescu, D. 1982. Contribuţii la cunoaşterea geologiei şi a acumulãrilor de talc din regiunea Drãgoiasa (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVII/2, p. 5 - 27. Bucureşti

Hârtopanu, P., Hârtopanu, I., Mosonyi, E., Cristea, C., Stelea, G., Udrescu, C. , Gaftoi , F. 1993. Mineralogia acumulãrilor manganifere metamorfozate din Munţii Bistriţei. Caracterizare parageneticã . I. Zãcãmântul Dealul Rusului. Arhiva Institutului Geologic al României, Bucureşti.

Hârtopanu, P., Hârtopanu, I., Cristea, C., Udrescu, C. 1994. Studiul mineralogic al acumulãrilor manganifere metamorfozate din Munţii Bistriţei, zãcãmantul Dadu. Arhiva Institutului Geologic al României, Bucureşti

Hârtopanu, P., Hârtopanu, I., Stelea, G., Cristea C., Udrescu, C., Rãuţiu, A. 1996. Mineralogia şi analiza petrogeneticã a minereului metamorfic de mangan din Carpaţii Orientali - zãcãmantul Tolovanu. Arhiva Institutului Geologic al României. BucureştiIanovici V. (1956) Sur les gisements de minerai de manganese de la RoumanieXX-eme Congr. Int. Geol. Mexico

Ianovici, V., Ionescu, C. 1966. Structura şi stratigrafia şisturilor cristaline din regiunea izvoarelor Ţibãului - Valea Coşna (Carpaţii Orientali). Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 11/1, p. 77 - 90. Bucureşti

Iliescu, V., Kräutner, H. G. 1975. Contributions á la connaissance du contenu en microflore et de l ' âge des formaţions métamophiques des Monts Rodnei et des Monts Bistriţei. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXI / 4, p. 11 - 25, Bucureşti

Iliescu, V., Mureşan, M. 1970. Contribuţii de ordin palinologic la cunoaşterea stratigrafiei şi vârstei seriilor metamorfice din partea sudicã a compartimentului Tisa - Ciuc (zona cristalino - mezozoicã a Carpaţilor Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LVI/3, p. 97 - 110. Bucureşti

Iliescu, V., Mureşan, M. 1972. Asupra prezenţei Cambrianului inferior în Carpaţii Orientali - Seria epimetamorficã de Tulgheş. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LVIII / 4, p. 23 - 38, Bucureşti.

Ionescu, C. 1969. Cercetãri petrografice, stratonomice şi structurale în cristalinul Munţilor Bistriţei (regiunea izvoarele Ţibãului - Coşna). Anuarul Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. XXXVII, p. 265 - 313. Bucureşti

Joja, T., Mutihac, V., Mureşan, M, 1968. Crystalline - Mesozoic and Flysch Complexes of the East Carpathians (Northern Sector). Intern. Geol. Congr. Sess. XXIII, Prague, Guide to Excursion 46 AC, 63 p., Bucureşti

Kasper, U. H. 1975. Beziehung zwischen Metamorphose - Grad und Granat - Chemismus in den Süd und Ostkarpathen. Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Série Géologie, vol. 19, p. 79 - 83. Bucureşti.

Kober, L. 1931. Das Alpine Europa und sein Rahmen, ein geologisches Gestaltungsbild. 320 p. Berlin.

Kräutner, F. 1970. Relaţiile stratigrafice şi tectonice din anticlinalul Bretila pe baza datelor de foraj din valea Rusaia (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LVI/5, p. 105 - 113. Bucureşti

Kräutner, H. G. 1968.Vederi noi asupra masivului cristalin al Rodnei. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 13/2, p. 335 - 357. Bucureşti. Kräutner, H. G. 1972a. Voralpidische Entwicklung und alpidischer Deckenbau in der Kristallinen Zone der nordlichen Ostkarpathen (Maramureş). Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Série Géologie, vol. 16 / 2, p.81 - 90, Bucureşti.

Kräutner, H. G. 1972b. Hercynische Regionalretromorphose im präkambrischen Kristallin der Ostkarpathen. Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Série Géologie, vol. 16 / 2, p. 121 - 129, Bucureşti.

Kräutner, H. G. 1980a. Problémes de la recherche du Precambrien des zones plissées jeunes. Un exemple: les Carpathes. Anuarul Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVII, p. 27 - 48, Bucureşti.

Kräutner, H. G. 1980b. Lithostratigraphic Correlation of Precambrian in the Romanian Carpathians. Anuarul Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVII, p. 229 - 296. Bucureşti.

Kräutner, H. G., Rãdulescu, I., Mureşan, M., Kräutner, F., Gheuca, I., Bindea, G. 1986. Studii de sintezã asupra formaţiunilor purtãtoare de minereuri singenetice ale grupului Tulgheş, pe tronsonul dintre Leşu Ursului şi Bãlan. Raport, Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti.

Kräutner, H. G. 1988. East Carpathians, in Zoubek (ed.): Precambrian in younger Fold Belts, p. 625 - 638, J. Viley, London

Kräutner, H. G., Bindea, G., Kräutner, F., Udrescu, C., Vaida, M. 1990. Studiul litostratigrafic şi metalogenetic al formaţiunilor metamorfice din zona ªipoş - Belcina (Bãlan Nord). Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Kräutner, H. G., Bindea, G., Udrescu, C., Vaida, M., Colios, E. 1986. Corelarea formaţiunilor interceptate de forajele executate în perimetrul valea Oltului - pârâul Sedloca, în vederea conturãrii extinderii spre sud a structurilor cu minereuri de sulfuri polimetalice de la Bãlan - Fagu Cetãţii. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti.

Kräutner, H. G., Bindea, G., Voicu, G., Runceanu, M., Munteanu, M., Lupulescu, M., Lupulescu, A., Vaida, M. 1992. Formaţiunile metamorfice din Masivul Gârbova (Munţii Perşani). Romanian Journal of Petrology, vol. 75, p. 161 - 181. Bucureşti

Kräutner, H. G., Kräutner, F., Mãrunţiu, M., Andãr, P., Andãr, A., Colios, E., Udrescu, C., Volanschi, E., Nacu, D. 1976. Studiul geochimic al zãcãmântului Leşu Ursului. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Kräutner, H. G., Kräutner, F., Mãrunţiu, M., Vâjdea E., Colios, E., ªerban, A. 1975. Studii asupra poziţiei litostratigrafice şi asupra tectonicii formaţiunilor purtãtoare de sulfuri polimetalice din zona Isipoaia - Crucea, cu aprecierea perspectivei. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Kräutner, H. G., Kräutner, F., Szasz, L. 1982. Harta geologicã a României, scara 1: 50000, foaia Pietrosu Rodnei, I. G. G. Bucureşti

Kräutner, H. G., Kräutner, F., Tãnãsescu, A., Neacşu V. 1976. Interprétation des âges radiométriques K / Ar pour les roches métamorphiques régénérées. Un exemple - les Carpathes Orientales. Anuarul Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. L, p. 167 - 229, Bucureşti.

Kräutner, H. G., Kräutner, F., Udrescu, C., Colios, E. 1987a. Studiul complex geologic al formaţiunilor metamorfice din regiunea Moroşan - Valea Caselor - Ciocârlan, în vederea corelãrii regionale şi structurale a minereurilor de sulfuri polimetalice şi baritinã. Partea I. Litostratigrafia şi metalogeneza formaţiunilor metamorfice din regiunea Valea Caselor - Ciocârlan. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Kräutner, H. G., Kräutner, F., Volanschi, E., Iank R. 1974. Sinteza geologicã a regiunii miniere Fundul Moldovei. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Kräutner, H. G., Nãstãseanu, S., Berza, T., Stãnoiu, I., Iancu, V. 1981. Metamorphosed Paleozoic in the South Carpathians and its Relations with the Pre - Paleozoic Basement. Guide Book, Exc. A1, Carp. - Balk. Assoc. Geol. XII Congr., 116 p., Bucureşti.

Kräutner, H. G., Popa, N. G. 1973. Succesiunea litostratigraficã şi tectonica Cambrianului inferior - epimetamorfic (seria de Tulgheş ) din regiunea Bãlan. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LIX / 1, p. 252 - 278, Bucureşti.

Kräutner, H. G., Rãdulescu, I.,Mureşan, M., Kräutner, F., Mureşan, G., Bindea, G., Runceanu, M., Voicu, G., Lorincz, E., Vaida, M., Tiepac, I., Andãr, P., Andãr, A., Udrescu, C., Gaftoi, F., Grabari, G. 1987b. Studiul de sintezã asupra formaţiunilor purtãtoare de minereuri singenetice ale grupului Tulgheş, pe tronsonul dintre Leşu Ursului şi Bãlan. Arhiva Institutului Geologic al României, Bucureşti

Kräutner, H. G., Sassi, F. P., Zirpoli, G., Zulian, T. 1975. The pressure characters of the pre - Alpine metamorphisms in the East Carpathians (România ). Neues Jahrbuch Mineral. Abhandl., 125 / 3, p. 278 - 296, Stuttgart.

Kräutner, H. G., Savu, H. 1978. Precambrian of România, in: Zoubek, V. (ed.) Materials to the IGCP Project no. 22, "Precambrian in Younger Fold Belts", p. 5 - 38. Praga

Kräutner, Th. 1930. Observaţiuni geologice în Munţii Bistriţei şi Bârgãului. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului Geologic al României, vol. XIV, p. 98 - 120. Bucureşti

Kräutner,Th. 1938. Das Kristalline Massiv von Rodna. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. XIX, p.164-292, Bucureşti.

Kusko M., Savu M. (1970) Prezenta unor depozite jurasice in Muntii BaraoltD.S. Inst.Geol.,, LV/4, p.65-68, BucurestiKusko M., Savu M. (1970) Barremianul inferior din Muntii Baraoltului.D.S. Inst. Geol., LV/4, p.69-78, Bucuresti

Mânzatu, S., Lemne, M., Vâjdea, E., Tãnãsescu, A., Ioncicã, M., Tiepac, I. 1975. Date geocronologice obţinute pentru formaţiuni cristalofiliene şi masive eruptive din România. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXI/5, 85 - 111. Bucureşti

Mogilnicki, R. 1917. Manganerzlagerstätten der südlichen Bukowina. Berg und hüttenmännisches Jahrbuch der kaiserl. und königl. Bergakademie zu Leoben und Pribram. Viena

Munteanu, M. 1993. A new occurrence of helvite in România - Oiţa, Bistriţei Mountains. Romanian Journal of Mineralogy, vol. 76, 1, p. 127 - 128. Bucureşti

Munteanu, M., Ciupercã, C., Stafie, T., Trandafir, V., Abãcioaie, C. 1997a - The geology of the metamorphic formations around Panaci and Dealul Rusului - Implication for the eastern border of Iacobeni - Vatra Dornei Nappe Window, Bistriţei Mountains, East Carpathians. Analele Univ. “Al. I. Cuza” Iasi, vol. 42 - 43 (sub tipar)

Munteanu, M., Simionescu, C., Stafie, T., Ciupercã, C., Cârciumaru, E., Trandafir, V., Airinei, D., Cristea, C., Iordãchiţã, R. I., ªaptefraţi, G. 1997b - New data about the Dealul Rusului manganese deposit. Analele Univ. “Al. I. Cuza” Iasi, vol. 42 - 43 (sub tipar)

Munteanu, M., Vodã, A. 1997. Consideraţii de ordin structural şi metalogenetic cu privire la zona Dorna - Dârmoxa - Bilbor. Anuarul Inst. Geol. Rom., vol.70 (sub tipar).

Mureşan, G. 1968. Studiul petrografic şi chimic al produselor magmatismului premetamorfic din formaţiunile cristalofiliene de pe cursul superior al vãii Oltului. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Mureşan, G., Mureşan, M. 1972. Asupra prezenţei conglomeratelor metamorfozate în seria de Tulgheş (zona cristalino - mezozoicã a Carpaţilor Orientali ). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LVIII / 1, p. 243 - 256, Bucureşti.

Mureşan, M. 1967. Structura tectonicã a pãrţii de sud a zonei cristalino - mezozoice din Carpaţii Orientali. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 12 / 1, p. 243 - 247, Bucureşti.

Mureşan, M. 1970. Asupra prezenţei Paleozoicului superior nemetamorfozat, în facies continental, în zona cristalino - mezozoicã a Carpaţilor Orientali. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LVI / 4, p. 6 - 17, Bucureşti.

Mureşan, M. 1976. O nouã ipotezã privind pânzele bucovinice din partea sudicã a zonei cristalino - mezozoice a Carpaţilor Orientali. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXII/5, p. 77 - 94. Bucureşti.

Mureşan, M., Tãnãsescu, L. 1976. Asupra prezenţei unor roci paleozoice pelito - psamitice slab metamorfozate în fundamentul cristalofilian al regiunii Mãdãraş - Ciuc (Carpaţii Orientali ). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXII / 5, p. 95 - 104, Bucureşti.

Nedelcu, L. 1982. Unitatea tectonicã de Chiril, o nouã unitate bucovinicã a Carpaţilor Orientali în regiunea dintre muntele Giumalãu şi valea Puzdra. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 27, p. 69 - 81. Bucureşti

Nedelcu, L. 1986a. On the presence of garnet in the metamophics of the Ţibãu Series in the Carlibaba Area, East Carpathians. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. 70 - 71/1, p. 315 - 324, Bucureşti.

Nedelcu, L. 1986b. The significance of titanium minerals in some crystalline schists in Romania, in Mineral Parageneses, p. 623 - 646, Theophrastus Publications, Atena.

Nicolau, T. 1910. Asupra minereurilor de mangan de la ªarul Dornei. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. III /1, p. 36-39. Bucureşti.

Nicolau, T. 1920. La manganite d’Arshitza. Ann. Scient.Univ. Jassy, tome X, fasc.3 - 4, p. 293 - 295. Iaşi

Niţoi, E. 1982. Notã asupra depozitelor vulcano - sedimentare din nordul munţilor Cãlimani, zona Neagra ªarului - Gura Haitii, jud. Suceava. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, LXVII/1, p. 35 - 40. Bucureşti

Niţoi, E., Constantinescu, R. 1984. New data on the volcano - sedimentary formation from the northern Cãlimani Mountains - Gura Haitii Zone (East Carpathians). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVIII/1, p. 95 - 126. Bucureşti

Oniceanu, M., Covali, G. 1970. Contribuţii la studiul petrochimic al unor roci cristalofiliene din regiunea Iacobeni - Ciocãneşti (Carpaţii Orientali). Analele ştiintifice ale Universitãţii Al. I. Cuza Iaşi, ser. II, Geologie, vol. XVI, p. 29 - 46. Iaşi

Patrulius D. (1966) Dorsala dolomitica rudiment al Carpatilor Orientali in timpul TriasiculuiD.S. Inst. Geol., LII/2, p.135-156, Bucuresti

Patrulius D., Sandulescu M., Popescu il., Bleahu M., Sandulescu J., Stanoiu I., Popa El. (1969) Monografia seriilor sedimentare din Zona Cristalino-Mezozoica a Carpatilor OrientaliArh. Inst. Geol.

Paul, C. M. 1876. Grundzüge der Geologie der Bukowina. Jahrbuch der kaiserlich - königlichen geologischen Reichenstalt, vol. XXVI, Heft 3. Viena

Pavelescu, L., Pop, G., Ailenei, G., Cristea, I., Soroiu, M. 1976. Evoluţia nucleului cristalin al Carpaţilor Orientali în lumina datelor radiometrice. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, vol. 14, 1, p. 39 - 47. Bucureşti.

Perseil, E. A. 1973. Precisions mineralogiques sur la nature des "Broştenites". Comptes Rendus Acad. Sci. Paris, Ser. D, vol. 277, p. 2113. Paris

Petrulian, N., Steclaci, L., Oroveanu, I. 1971. Studiul mineralogic al minereului de la Bãlan. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 16/2, p. 343 -352. Bucureşti.

Petrulian, N., Steclaci, L., Sandu, D., Oroveanu, I. 1966. Studiul mineralogic al zãcãmantului polimetalic de la Leşu Ursului. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie,vol. 11/1, p. 91 - 104, Bucureşti

Pitulea, G. 1967. Recherches géologiques dans la zone cristalline des Carpathes Orientales (Région Pop Ivan - Tulgheş). Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Série Géologie, vol. 11/2, p. 109 - 141. Bucureşti

Pitulea G., Nedelcu V., Andrei Al., Nedelea N., Matsch E., Mihailescu L. (1969) Raport geologic de prospectiuni, perimetrul bazinelor Ruscova si vaii RepedeaArh. “Prospectiuni” SA

Pitulea G., Iancu V., Andrei Al. (1970) Raport geologic prospectiuni perimetrul Bistra-Pop Ivan Frumusava (Maramures)Arh. “Prospectiuni” SA

Pitulea G., Iancu V., Mihailescu L. (1971) Rapüort sinteze in bazinele vailor Bardi si Cvasnita (Maramures.Arh, “Prospectiuni” SA

Poni, P. 1884. Cercetãri asupra mineralelor din masivul cristalin dela Brosceni. An. Acad. Rom. II Memorii, Ser. II, Tom IV, p. 73 - 105, Bucureşti

Poni, P. 1900. Fapte pentru a servi la descrierea mineralogicã a României. An. Acad. Rom. Mem. Sect. Stiint. Ser.II, Tom XXII, p. 1 - 140, Bucureşti

Pop, G., Ailenei, G., Cristea, I., Soroiu, M., Popescu, G. 1974. Evolution of the metamorphic belt in the Romanian East Carpathians as revealed by the K - Ar dating. Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Série Géophysique, v.18, p. 141 - 148. Bucureşti Popa, Gh. 1974. Studiul mineralogic, petrografic şi geochimic al zãcãmântului de minereu de mangan din regiunea ªarul Dornei - Dealul Rusului. Studii Tehnice şi Economice, seria I, Mineral. Petrogr., nr.8, 114 p. Bucureşti.

Popa, N. G., Cãruntu, C. 1977. Asupra prezenţei în zona vãii Putna a unor formaţiuni detritice nemetamorfozate transgresive peste seria de Tulgheş (Carpaţii Orientali ). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXIII / 5, p. 95 - 99. Bucureşti

Popescu Voiteşti, I. 1929. Aperçu synthetique sur la structure des régions carpathiques. Revista Museului de Geologie - Mineralogie al Universitãţii din Cluj, vol. III, p. 199 - 230. Bucureşti

Popescu - Voiteşti, I. 1931. Încãlecãrile din regiunea Vãii Vinului - Ineul (Rodna Veche). Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie al României, vol. XVIII, p. 273 - 274, Bucureşti

Popp, R. K., Gilbert, M. C., Craig, J. R. 1977. Stability of Fe - Mg amphibole with respect to sulfur fugacity. American Mineralogist, vol. 62, p. 13 - 30.

Primics, G. 1885. Aradnai havasok geologiai visyonzai, külõnös tekintetiel a kristályos palákra. Mathematikai és Természettudomány értesitö, vol. XXII, p. 137 - 173. Budapesta.

Puhan, D. 1995. Metamorphic evolution of the assemblage tremolite + talc + calcite + dolomite + quartz within a sample of siliceous dolomite from the southern Damara Orogen (Namibia). Contributions to Mineralogy and Petrology, vol. 120, p. 180 - 185.

Rãdulescu, D. 1962. Contribuţii la cunoaşterea mineralelor din zãcãmintele de mangan din Moldova de Nord. Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. XLIII, p. 11 - 16. Bucureşti

Radulescu D., Borcos M.,Krautner H., Savu H., Vasilescu al. (1979) Harta metalogenetica a Romaniei,scara 1:1.000.000. Atlasul Geologic .Ed. Inst.Geol. Bucuresti

Rãdulescu, I. 1967. Conglomeratele metamorfozate de la baza seriei epimetamorfice din Carpaţii Orientali. Poziţia şi semnificaţia lor geologicã. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, vol. 12/2, p. 321 - 335. Bucureşti

Rãdulescu, I., Rãdulescu, L. 1967. Zona anticlinalã Rusaia - Bretila; structurã şi metamorfism (Cristalinul Carpaţilor Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie,vol. LIII/1, p. 143 - 159. Bucureşti

Rãdulescu, I., Rãdulescu, L., Teucã, I. 1967. Structura geologicã şi stratigrafia şisturilor cristaline din regiunea Pojorâta - Fundul Moldovei - Lucina (Carpaţii Orientali). Dãri de seamã ale şedinţelor Comitetului de Stat pentru Geologie, vol. LIII/3, p. 161 - 185. Bucureşti

Rãdulescu, L., Teucã, I., Popa, G., Vodã, A., Vodã, D., Popa, F., Popescu, I., Cerneavschi, C. 1973. Lucrãri geologice complexe în regiunea Leşu Ursului sud (Pârâul Holda - Tulgheş). Zona Holda - Mãdei. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Reinhard, M. 1911. Cercetãri în şisturile cristaline ale Carpaţilor Meridionali şi Orientali. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. IV/1, p. 108 - 117. Bucureşti.

Reinhard, M., Atanasiu, I. 1927. Geologische Beobachtungen über die kristallinen Schiefer der Ost - Karpathen. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. XII, p. 391 - 413. Bucureşti

Roşu, E., Vodã, A., Costea C. 1997. Condiţiile P - T ale metamorfismului sulfurilor cantonate în seria de Tulgheş. În: Vodã A., Munteanu, M., Roşu E., Costea C. Studiul structural şi metalogenetic al metamorfitelor de grad mediu şi scãzut din Carpaţii Orientali, regiunea Vatra Dornei - Dârmoxa - Bilbor. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti.

Sandu, R. D. 1960. Contribuţii la studiul oxizilor de mangan. Concentraţiile din regiunea Suceava. Buletinul Institutului de Petrol - Gaze - Geologie, vol. VI, p. 39 - 64. Bucureşti

Savu M.(1971) Argumente paleontologice in favoarea sustinerii existentei panzei de Baraolt.D.S. Inst. Geol.,LVII/4, p.35-42, Bucuresti

Savu M., Kusko M. (1970) Precizarea Aptianului superior in Muntii BaraoltuluiD.S. Inst. Geol., LV/4, p. 79-88, BucurestiSavul, M. 1923. Les gisements de minerais de manganèse du basin de Neagra ªarului (I-er esquisse). Extras din Ann. Scient. Univ. Iassy, vol. XII (apãrut în 1924), fasc. 3-4, p. 136 - 154. Imprimeria H. Goldner, Iaşi.

Savul, M. 1927. Les schistes cristallins et les gisements de manganèse de la region ªarul Dornei, District de Câmpulung. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. XII, p. 473-498. Bucureşti.

Savul, M. 1934. Observations sur la géologie aux environs du gisement de fèr de Dârmoxa (Jud. Câmpulung, Bucovina). Buletinul Laboratorului de Mineralogie al Universitãţii din Bucureşti, vol. 1, p. 3 - 6. Bucureşti

Savul, M. 1938. Le cristallin de Bistriţa. La région Dorna - Broşteni. Ann. Scient. Univ. Iassy, XXIV, fasc. 2, 206 - 285, Iaşi.

Savul, M. , Ianovici, V. 1957. Chimismul şi originea rocilor cu mangan din cristalinul Bistriţei. Buletinul ştiinţific al Academiei R.P.R. Secţ. geol. geogr. II, p. 119 - 169. Bucureşti.

Savul, M., Ianovici, V. 1958. Chimismul rocilor cu mangan din Carpaţii Orientali şi Meridionali din R.P.R. Studii şi cercetãri de geologie, vol. 3, p. 7 - 59. Bucureşti.

Sãndulescu, M. 1967. La nappe de Haghimas, une nouvelle nappe de décollement dans les Carpathes Orientales. Assoc. Géol. Carp. - Balk. VIII-emme Congrés, Belgrad, sept.1967, Rapports Géotectoniques, p.179 - 185.

Sãndulescu, M. 1972. Consideraţii asupra posibilitãţilor de corelare a structurii Carpaţilor Orientali şi Occidentali. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LVIII / 5, p. 125 - 150, Bucureşti.

Sãndulescu, M. 1975a. Essai de synthèse structurale des Carpathes. Bulletin de la Societé Géologique de France (7 ), XVII / 3, p. 299 - 358, Paris.

Sãndulescu, M. 1975b. Studiul geologic al pãrţii centrale şi nordice a sinclinalului Hãghimaş (Carpaţii Orientali). Anuarul Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. XLV, p. 5 - 200. Bucureşti

Sãndulescu, M. 1976. La corrélation structurale du tronçon Oriental avec celui Meridional des Carpathes Roumaines. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXIII / 5, p. 177 - 194, Bucureşti.

Sãndulescu, M. 1980a. Analyse géotectonique des chaines alpines situées autour de la Mèr Noire occidentale. An. IGG, LVI, p. 5 - 54, Bucureşti.

Sãndulescu, M. 1980b. Sur certains problèmes de la corrélation des Carpathes Orientales roumaines avec les Carpathes ucrainiennes. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXV / 5, p. 163 - 180, Bucureşti.

Sãndulescu, M. 1984. Geotectonica României. 336 p. Edit. ªtiinţificã, Bucureşti.

Sandulescu M. (1985) Contributions a la cooaissance des nappes cretacees des monts du Maramures (Carpathes Orientales)D.S. Inst.Geol. Geofiz., LXIX/5, p.83-96, BucurestiSãndulescu, M., Kräutner, H., Balintoni, I., Russo-Sãndulescu, D., Micu, M. 1981. The Structure of the East Carpathians (Moldavia - Maramureş Area). Carp. - Balk. Geol. Assoc. XII Congr. Guide to Excursion. 92 p. Bucureşti.

Sandulescu M., Radulescu D., Krautner H., Borcos M., Stanciu C., Stefanescu M., Micu M. (1989) Sinteza geologica a Carpatilor Orientali.Arhiva Inst. Geol.

Stefan, R., Cosma, S., Vasilescu, L. 1956. (1955 pe copertã) Raport geologic asupra cercetãrilor în regiunea Pãltiniş - ªarul Dornei - Argestru. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Stefan, R., Costache P., ªtefan, A., Ionescu, D. 1961. Raport geologic privind regiunea Corbu - Sângeroasa, la sud de valea Bistricioara. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Stefanescu M. (1970) La nappe de Baraolt.D.S. Inst.Geol., LV/5,p.107-122, Bucuresti

Streckeisen, A. 1931. Über das Nephelinsyenitmassiv von Ditro (Rumänien). Neues Jahrbuch für Mineralogie, Geologie und Paleontologie, vol. 64/A, p. 615 - 628. Stuttgart

Streckeisen, A. 1932. Sur la téctonique des Carpathes Meridionales. Extras din Anuarul Institutului Geologic al României, vol. XVI, p. 327 - 418. M. O. Imprimeria Nationala. Bucureşti.

Streckeisen, A. 1968. Stilpnomelan im Kristallin der Ostkarpathen. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, vol. 48, p. 751 - 780. Zürich

Streckeisen, A., Hunziker, C. J. 1974. On the Origin and Age of the Nepheline Syenite Massiff of Ditro. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, vol. 54 / 1, p. 59 - 77. Zürich

Uhlig, V. 1907. Über die Tektonik der Karpathen. Sitzungberichte der kaiserlichen Akademie der Wissenschaften, Mathematisch - naturwissenschaftliche Klasse, CXVI, Vienna

Vodã, A. 1982. Probleme tectonice şi metalogenetice ale regiunii Broşteni - Borca (Carpaţii Orientali). Lucrãrile Sesiunii Gr. Cobãlcescu (1981). Univ. " Al. I. Cuza " Iaşi, p. 133 - 144. Iaşi

Vodã, A. 1986. Central East Carpathian Nappes in the Broşteni - Borca Region. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. 70 - 71/5, p. 269 - 275. Bucureşti

Vodã, A., Balintoni, I. 1996. Corelãri litostratigrafice în cristalinul Carpaţilor Orientali, Studia Univ. "Babes - Bolyai", Geologia, vol. XXXIX/1-2, p. 61 - 66. Cluj Napoca

Vodã, A., Munteanu, M. 1996. Lithostratigraphic, structural and metallogenetic correlations in the East Carpathians Crystalline - Mesozoic Zone. Anuarul Institutului Geologic al României, vol. 69 / 1 (1994-1995), p. 265 - 267. Bucureşti

Vodã, A., Munteanu, M., Roşu E., Costea, C. 1997. Studiul structural şi metalogenetic al metamorfitelor de grad mediu şi scãzut din Carpaţii Orientali, regiunea Vatra Dornei - Dârmoxa - Bilbor. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Vodã, A., Vodã, D. 1981. Date noi asupra litostratigrafiei şi structurii geologice a regiunii dintre pârâul Dorna şi Neagra ªarului. Dãri de seamã ale şedinţelor Institutului de Geologie şi Geofizicã, vol. LXVI / 5, p. 147 - 155, Bucureşti.

Vodã, A., Vodã, D. 1985. Masivul cristalin al Gîrbovei (Munţii Perşani) - noi date stratigrafice şi structurale. Studii şi cercetãri de geologie, geofizicã şi geografie, seria Geologie, v. 30, p. 70 - 76. Bucureşti

Vodã A., Vodã D. 1991 - Mineralizaţiile de talc şi tectonica regiunii Barnar - Dârmoxa (Carpaţii Orientali), Analele Universitãţii “Al. I. Cuza” Iaşi, vol. III, p. 221 - 228, Iaşi

Vodã, D., Vodã, A. 1992. Sinteza lucrãrilor de prospecţiuni şi exploatare efectuate pentru minereuri de mangan şi polimetalice în formaţiunile cristalofiliene ale seriei de Tulgheş din pânza sub - bucovinicã, Munţii Bistriţei, judeţele Suceava şi Neamţ. Raport. Arhiva societãţii "Prospecţiuni S. A." Bucureşti

Vodã, A., Vodã, D., Popescu, N., Velio, C. 1975. Sinteza lucrãrilor geologice complexe în regiunea Leşu Ursului - sud (pârâul Holda) - Tulgheş. Arhiva Institutului Geologic al României. Bucureşti

Voicu, G., Voicu, C., Runceanu, M. 1992. Asupra prezenţei pseudorutilului în cristalinul grupului Tulgheş (Munţii Perşani). Romanian Journal of Mineralogy. vol. 75. p. 101-106. Bucureşti.

Walter, B. 1876. Die Erzlagerstätten der Südlichen Bukovina. Jahrbuch der kaiserlich - königlichen geologischen Reichenstalt, vol. 26, p. 344. Viena

Wilson, M. 1989. Igneous Petrogenesis, 466 p. Unwin Hyman, Londra.

Zincenco, D. 1994. Chronostratigraphic scale of the pre - Permian metamorphites and granitoids from Romanian Carpathians. Carp. - Balk. Geol. Assoc. XV-th Congress, vol. 4, 2, p. 647 - 652. Atena

Zincenco D., Prodãnescu, I., Petrescu, M., Popescu, C., Zincenco, K. 1996. Studii geocronologice şi petrologice prin metoda Rb - Sr: Cronostratigrafia Grupului Tulgheş - Munţii Bistriţei. Arhiva societãţii “Prospecţiuni SA”, Bucureşti.

Zincenco, D., Soroiu, M., Rãduţ, M., Vãileanu, I. 1982. Metamorphic rocks and metamorphic events in the Maramureş Mountains. Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Série Géophysique, vol. 26, p. 11 - 27. Bucureşti