Geologie, Geologia Muntilor Apuseni -V.ivanovici [1976]

Coperta de: Th. Popa EDITURA ACADEMIEI REPUBLICII SOCIALISTE ROMÂNIA Calea Victoriei nr. 125, tel. 50.76.80 Sectorul I, 71021, Bucureşti

CUPRINS Prefaţă I. PREZENTARE GENERALĂ 1. Introducere 2. Cadrul morfologic 3. Cadrul geologic 4. Istoricul cercetărilor II. FORMAŢIUNI CRISTALINE PRECAMBRIENE ŞI PALEOZOICE 1. Formaţiuni cristalofiliene precambriene şi paleozoic inferioare Seria de Someş Seria de Arada Seria de Biharia Seria de Muncel Seria de Baia de Arieş Seria de Mădrizeşti Seria de Vidolm—Lunca Seria de Trascău 2. Granitoide prehercinice Granitele de Muntele Mare Migmatitele de Codru Granitoidele de Siria Granitoidele de Mădrizeşti Granitele de Vinţa 3. Metalogeneza prehercinică 4. Formaţiunile cristalofiliene paleozoice medii şi superioare Seria de Păiuşeni Seria de Arieşeni Seria marmurelor de Sohodol Seria de Vulturese — Belioara Cristalinul Rapoltului 5. Granitoide hercinice Granitoidele sinorogene de Highiş Granitoidele şi rocile alcaline tardeorogene de la Bârzava 6. Metamorfismul de contact al intruziunilor hercinice 7. Metalogeneza asociată magmatismului iniţial şi sinorogen hercinic 8. Concluzii asupra evoluţiei fundamentului cristalin III. FORMAŢIUNI PERMIENE 1. Date stratigrafice Autohtonul de Bihor 99 + Pânza de Finiş — Gârda 101 + Pânza de Dieva 104 + Pânza de Moma 106 + Pânza de Arieşeni 108 + Sistemul pânzelor de Biharia 109 + Munţii Metaliferi 110 2. Evoluţia paleogeografică, sedimentară şi magmatică 3. Metalogeneza permiană IV. FORMAŢIUNI TRIASICE 1. Date stratigrafice a. Triasic inferior Autohtonul de Bihor 124 + Unitatea de Vălani 124 + Pânza de Finiş 124 + Pânza de Dieva 125 + Pânza de Moma 125 + Pânza de Arieşeni 125 b. Triasic mediu Autohtonul de Bihor 127 + Unitatea de Vălani 130 + Pânza de Finiş 130 + Pânza de Dieva 131 + Pânza de Moma 131 + Pânza de Arieşeni 131 + Profilul de la Hidişelu de Jos 131 + Pânza de Vaşcău 132 c. Triasic superior

Autohtonul de Bihor 133 + Unitatea de Vălani 134 + Pânza de Finiş 134 + Pânza de Dieva 137 + Pânza de Moma 138 + Pânza de Arieşeni 138 + Profilul de la Hidişelu de Jos 139 + Pânza de Vaşcău 139 2. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară Seisian-campilian inferior 141 + Campilian superior-anisian 141 + Ladinian-carnian 144 + Norianrhaetian 144 3. Resurse minerale utile V. FORMAŢIUNI JURASICE A. Munţii Apuseni de nord 1. Date stratigrafice a. Hettangian-toarcian Autohtonul de Bihor 151 + Unitatea de Vălani 156 + Pânza de Finiş 157 + Unitatea de urmat 158 + Pânza de Vaşcău 158 b. Aalenian-callovian Autohtonul de Bihor 159 + Pânza de Vaşcău 163 c. Oxfordian-tithonic Autohtonul de Bihor 163 + Unitatea de Vălani 166 + Pânza de Finiş 166 + Pânza de Vaşcău 167 2. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară Hettangian-bajocian inferior 168 + Bajocian mediu-callovian inferior 171 + Callovian mediu-tithonicneocomian 171 3. Resurse minerale utile B. Munţii Apuseni de sud (Munţii Metaliferi) 1. Date stratigrafice Unitatea de Bucium 175 + Unitatea de Trascău 177 + Unitatea de Drocea —Criş 178 + Unitatea de Căpâlnaş — Techereu şi klippele de decolare asociate 179 + Pânza de Bedeleu 180 2. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară 3. Resurse minerale utile VI. MAGMATISMUL OFIOLITIC ALPIN (JURASIC - CRETACIC INFERIOR) 1. Etapele de evoluţie ale magmatismului ofiolitic alpin Etapa întâi de evoluţie a magmatismului iniţial 184 + Etapa a doua de evoluţie a magmatismului iniţial 186 + Etapa a treia de evoluţie a magmatismului iniţial 188 2. Petrochimia rocilor ofiolitice 3. Geochimia rocilor ofiolitice 4. Petrogeneza rocilor ofiolitice 5. Metalogeneza asociată magmatismului ofiolitic Metalogeneza lichid-magmatică 198 + Metalogeneza hidrotermală 200 + Metalogeneza vulcanogensedimentară 202 6. Concluzii privind magmatismul iniţial VII. FORMAŢIUNI CRETACICE ŞI PALEOGENE A. Munţii Apuseni de nord 1. Date stratigrafice a. Neocomian-turonian (formaţiuni pre-Gosau) Autohtonul de Bihor 207 + Unitatea de Vălani 212 + Pânza de Finiş 213 b. Senonian-paleocen (formaţiuni cretacice şi paleocene postpânză) Grabenul Sânnicolau 215 + Depresiunea Borod 215 + Depresiunea Roşia şi partea centrală a Pădurii Craiului 217 + Grabenul Remeţi 221 + Sectorul Răchiţele 222 + împrejurimile Zalăului 2. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară 3. Resurse minerale utile B. Munţii Apuseni de sud 1. Date stratigrafice a. Eocretacic (neocomian-albian) Unitatea de Bucium 230 + Unitatea de Trascău 233 + Unitatea de Drocea — Criş 235 + Unitatea de Feneş 237 + Unitatea de Căpâlnaş — Techereu 240 + Pânza de Bedeleu 241 b. Neocretacic (vraconian-senonian) Conglomeratele de Negrileasa 243 + Stratele de Valea lui Paul 243 + Stratele de Râmeţi 244 + Neocretacicul din regiunea Devei 246 + Turonian-senonianul din partea de sud-est a Munţilor Metaliferi 248 + Senonianul din partea de nord a Munţilor Metaliferi 251 2. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară 3. Resurse minerale utile V III. MAGMATISMUL SUBSECVENT ALPIN (CRETACIC SUPERIOR-PALEOGEN) 1. Vulcanismul subhercinic

2. Magmatismul subsecvent laramic (banatitic) 3. Particularităţi ale diferenţierii magmelor banatitice 4. Petrochimia şi geochimia rocilor banatitice 5. Metamorfismul de contact 6. Fenomene de metamorfism hidrotermal 7. Metalogeneza asociată magmatismului laramic 8. Concluzii asupra magmatismului subsecvent laramic IX. FORMAŢIUNI EOCEN-OLIGOCENE 1. Date stratigrafice X. FORMAŢIUNI NEOGENE 1. Date stratigrafice Depresiunea Sălajului 282 + Sectorul Oradea — Carei al Depresiunii Pannonice 284 + Depresiunea Borodului 285 + Depresiunea Beiuşului 286 + Depresiunea Zarandului 287 + Depresiunea Hălmagiului 288 + Depresiunea Brad — Săcărâmb 289 + Depresiunea Zlatna — Stănija 290 + Depresiunea Roşia Montană 292 + Culoarul văii Mureşului 293 2. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară 3. Resurse minerale utile XI. FORMAŢIUNI CUATERNARE 1. Formaţiunile din cadrul munţilor 2. Formaţiunile din depresiunile mărginaşe 3. Resurse minerale utile XII. VULCANISMUL NEOGEN A. Procesele magmatice, pedogenetice şi metalogenetice şi evoluţia lor 1. Cadrul geologic 2. Desfăşurarea activităţii şi sistematizarea produselor vulcanice Activitatea vulcanică din ciclul I de erupţie 316 + Activitatea vulcanică din ciclul II de erupţie 318 + Activitatea vulcanică din ciclul III de erupţie 323 3. Principalele forme de manifestare a activităţii vulcanice şi de acumulare a produselor vulcanice Corpurile înrădăcinate 325 + Produsele efuzive şi explozive 329 + Produsele vulcano-sedimentare 330 4. Caracterele petrochimice şi geochimice ale vulcanitelor. Comportarea elementelor majore 331 + Caractere petrochimice 337 + Comportarea elementelor minore 342 5. Procesele de alteraţie hidrotermală Propilitizarea 352 + Hidrometasomatoza potasică 353 6. Procesele metalogenetice Evoluţia activităţii metalogenetice 384 + Unităţile metalogenetice 387 + Clasificarea acumulărilor de substanţe minerale utile vulcanice neogene 392 B. Descrierea principalelor aspecte geologice şi metalogenetice ale unităţilor vulcanice din Munţii Apuseni 1. Zona Brad-Săcărâmb Depozitele vulcanice din bazinul văii Băiţa 395 + Edificiul vulcanic Barza 400 4- Edificiul vulcanic Bucuresci — Rovina 408 + Strato-vulcanul Caraci 411 + Edificiul vulcanic Trestia — Măgura-Hondol 413 + Edificiul vulcanic Săcărâmb 419 + Vulcanii Măcriş şi Vîrful Ancii 423 + Edificiul vulcanic Cetraş 425 + Structura vulcanică Vălişoara (Porcurea) 427 + Structura vulcanică Cordurea—Cerburea 429 2. Zona Almaş-Stănija Aliniamentul vulcano-tectonic Haneş-Breaza-Măgura 433 + Aliniamentul vulcano-tectonic Prepestenia-Trâmpoiele 439 + Aliniamentul vulcano-tectonic Runc - Frăsinata 441 + Aliniamentul vulcano-tectonic Ţuţumanu — Baba — Almaş 442 + Aliniamentul vulcano-tectonic Neagra —Dealul Ungurului (Stănija) 444 + Aparatele vulcanice din bazinul văii Techereu 448 + Edificiul vulcanic Mormântul — Vârful Ciungilor 449 + Structurile vulcanice din bazinul văii Tisa şi dealul Runculeţ 451 3. Zona vulcanică Roşia Montană—Bucium — Baia de Arieş Edificiul vulcanic Roşia Montană 457 + Aparatul vulcanic Rotunda 461 + Structura vulcanică Roşia — Poieni 461 + Aparatul vulcanic Frasin 463 + Edificiul vulcanic Conţu —Arama —Corabia 464 + Aparatele vulcanice din cele două Detunate 468 + Corpurile andezitice din bazinul Văii Lacului 468 4. Zona vulcanică din culoarul văii Mureşului Aliniamentul tectono-vulcanic Bulza —Gurasada — Sârbi 474 + Aliniamentul tectono-vulcanic Deva —Uroi 478 XIII. TECTONICA MUNŢILOR APUSENI A. Tectonica alpină mezozoică a Apusenilor nordici.

1. Tectonica autohtonului de Bihor Tectonica fundamentului cristalin 486 + Tectonica învelişului sedimentar 488 2. Sistemul pânzelor de Codru Pânza de Vălani 498 + Pânza de Finiş-Ferice- Gârda 498 + Pânza de Dieva 506 + Pânza de Moma 509 + Pânza de urmat 510 + Pânza de Vetre 512 + Pânza de Vaşcău 512 + Pânza de Arieşeni 514 3. Sistemul pânzelor de Biharia Pânza de Highiş—Poiana 520 + Pânza de Biharia 523 + Pânza de Muncel — Lupşa 524 + Pânza de Baia de Arieş 527 B. Tectonica alpină mezozoică a Apusenilor sudici Unitatea de Bucium 530 + Unitatea de Trascău 531 + Unitatea de Drocea — — Criş 531 + Unitatea de Feneş 533 + Unitatea de Căpâlnaş —Techereu 534 + Pânza de Bedeleu 535 C. Tectonica neozoică A.1 V. POZIŢIA STRUCTURALĂ A MUNŢILOR APUSENI ÎN CADRUL SISTEMULUI ALPINOCARPATO-DINARIC A. Evoluţia ideilor privind poziţia structurala Munţilor Apuseni B. Corelarea Munţilor Apuseni cu unităţile învecinate 1. Corelarea Apusenilor nordici cu Carpaţii Orientali 2. Corelarea Apusenilor nordici cu Carpaţii Occidentali 3. Corelarea Apusenilor sudici cu dinaridele l. Corelarea generală a unităţilor structurale din spaţiul alpino-carpato-dinaro-balcanic C. Evoluţia .Munţilor Apuseni in lumina teoriilor tectonicii globale La geologie des Alonls Apuseni (resume) Bibliografie PREFAŢĂ Lucrarea Geologia Munţilor Apuseni reuneşte sinteza cunoştinţelor acumulate în decursul timpului prin studierea acestei unităţi geologice, care are o poziţie aparte faţă de catena alpină, rămânând în afara arcului alpino-carpatic, ca o unitate internă a acestuia. Cercetările efectuate în ultimii ani au adus noi argumente pentru diferenţierea Munţilor Apuseni în două sectoare: Apuseni de nord şi Apusenii de sud, idee în care sunt tratate poziţia structurală a Munţilor Apuseni, structura geologică a acestora şi stratigrafia formaţiunilor mezozoice din cele două subunităţi. Formaţiunile cristaline din Munţii Apuseni sunt prezentate în două grupe: preherciniene şi herciniene, asociindu-li-se fiecăreia dintre acestea formaţiunile intruzive a căror apartenenţă a fost determinată pe baza de vârste absolute. Relaţiile dintre diferitele serii cristaline determinate de tectonica alpină şi relaţiile dintre cristalinul autohton şi sistemul de pânze de şariaj sunt redate în lumina ultimelor cercetări făcute în această regiune. Cu privire la poziţia structurală a Munţilor Apuseni în catena alpină, împărţirea acestora în Apusenii de nord si Apusenii de sud este justificată atât pe baza faciesului rocilor sedimentare, flişoide şi magmatice, asemănătoare celora din Alpii calcaroşi orientali, respectiv Dinaricilor, cât şi pe baza vergenţelor spre interior în Apusenii nordici şi bilaterale în Apusenii sudici, spre deosebire de vergenţele spre exterior a pânzelor în raport cu autohtonul în diferitele segmente ale catenei alpine. Formaţiunile geologice sedimentare sunt prezentate atât pentru Apusenii nordici, cât şi pentru cei sudici luând în considerare unităţile structurale şi formaţiunile geologice care participă la alcătuirea lor, faciesurile acestor formaţiuni, raporturile dintre aceste unităţi şi vârsta punerii lor în loc, diferenţierea unităţilor structurale fiind realizată ţinând cont de comportarea tectonică în raport cu fundamentul. Toate aceste date au condus la stabilirea unor scheme tectonice ale evoluţiei unităţii geologice a Munţilor Apuseni. Formaţiunile mezozoice din Apusenii de nord cât şi din Apusenii de sud sunt prezentate atât din punct de vedere cronostratigrafic cât şi facial, analizându-se condiţiile de sedimentare şi caracterele petrografice ale rocilor. În domeniul proceselor magmatice sunt expuse trei etape rezultate din cercetările efectuate în Apusenii de sud şi în cei de nord: — magmatismul ofiolitic, cu stabilirea factorilor geologici care au generat şi au controlat evoluţia acestuia; — magmatismul laramic, prezentat ca rezultat al unei activităţi preponderent intruzive, la sfârşitul primei etape a magmatismului subsecvent alpin; — vulcanismul neogen, de vârstă badenian şi sarmaţian-pliocenă, reprezentând un ultim

stadiu de desfăşurare a magmatogenezei alpine din Munţii Apuseni; corpurile eruptive neogene se situează în majoritate pe aliniamente NV-SE la nord de fractura majora a văii Mureşului, În spaţiul Munţilor Metaliferi şi în aria depresionară a Zarandului, doar în parte şi în vecinătatea văii Mureşului şi la sud de aceasta. Grefate pe un fundament cristalin, prezent în zona Apusenilor de nord până la rama sudică a Apusenilor de sud, cristalin străbătut succesiv de produsele magmatismului ofiolitic şi banatitic, pe sisteme de fracturi fi—V şi, respectiv, NE-SV, erupţiunile neogene traversează elemente tectonomagmatice precedente, pe traseul a două direcţii, prima orientată NV-SE cu o ramificaţie spre NV pe o parte şi pe alta a Munţilor Codru — Moma, în spaţiul bazinelor şi al depresiunilor Brad — Săcărâmb, Beiuş şi Zarand, şi a doua direcţie orientată E — V în aria învecinată văii Mureşului, între Marginea şi Căpâlnaş spre vest şi Orăştie spre est. Datele petrochimice şi geochimice scot în evidenţă asemănările existente între magmele andezitice din Munţii Apuseni şi cele din ansamblul arcului carpatic, cu o slabă tendinţă de diferenţiere pe o linie calco-alcalină. Filiaţia simatică este justificată prin caracterele geochimice asemănătoare rocilor ofiolitice rezultate în etapa iniţială a magmatismului alpin. Din punct de vedere metalogenetic, în majoritatea cazurilor cunoscute se constată că zăcămintele se asociază structurilor vulcanice înrădăcinate şi sistemelor de fractură situate pe aliniamente tectono-magmatice orientate predominant NV—SE; mineralizaţia de diseminare cupriferă este prezentă în corpurile subvulcanice andezitice localizate în zonele de intersecţie a celor două sisteme de fracturi. Lucrarea face posibilă o apreciere fundamentală a potenţialului economic al acestei unităţi, putând servi la dirijarea lucrărilor economice de valorificare a substanţelor minerale utile pe care le cuprinde, în conformitate cu sarcinile de partid şi de stat, cu sarcinile cincinalului 1976—1980, care acordă o deosebită atenţie lărgirii bazei de materii prime minerale şi resurse energetice şi folosirii raţionale a acestora. Dorim ca prezentarea geologică multilaterală a Munţilor Apuseni, prezentare prin care s-a urmărit să se valorifice un bogat inventar de cercetări geologice complexe într-o formă cât mai unitară şi mai completă, să fie un îndemn pentru alte colective de geologi care, cercetând numeroşi ani diverse unităţi geologice ale ţârii noastre, să-şi aducă contribuţia la valorificarea unui vast material care s-a acumulat în ultimele două decenii de cercetare intensivă şi complexă a geologiei pământului românesc. Profesor VIRGIL IANOVICI, membru corespondent al Academiei Republicii Socialiste România

PREZENTARE GENERALĂ 1. INTRODUCERE După Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali, Munţii Apuseni constituie a treia unitate a Carpaţilor româneşti, formând parcă o punte între primele două. În desfăşurarea arcului alpin, în care Carpaţii se încadrează armonios făcând trecerea de la Alpi la Balcani şi Pontide, Munţii Apuseni ocupă o poziţie singulară, fiind o punte aşezată transversal pe fasciculul de cute al Carpaţilor. Prin această poziţie ei se încadrează cu dificultate în ansamblul lanţului carpatic, constituind o enigmă de ordin structural, la care se adaugă enigme de ordin stratigrafie, căci ei prezintă faciesuri alpine şi de fliş ce nu-şi găsesc nici ele corespondenţe în restul Carpaţilor româneşti. În ciuda interesului ştiinţific considerabil pe care îl prezintă astfel geologia Munţilor Apuseni, în general ei s-au bucurat în trecut de o mai mică atenţie din partea geologilor decât celelalte două unităţi carpatice, devenite, prin strădania a două generaţii de cercetători, terenurile clasice ale geologiei româneşti. Această atenţie, mai redusă pe plan strict ştiinţific, a fost larg compensată de interesul maxim economic pe care l-au suscitat aceşti munţi, încă din antichitate Munţii Apuseni şi-au statornicit faima de munţi metaliferi, de aici extrăgându-se aurul dacic care a atras legiunile romane şi ocuparea Daciei. Faima aceasta s-a perpetuat apoi de-a lungul veacurilor fără ca exploatările de minereuri să se întrerupă nici o clipă, la aur adăugându-se noi şi noi minereuri pe măsură ce dezvoltarea industrială cerea noi substanţe : minereuri feroase, neferoase, aluminiu şi metale rare. Valorificarea tuturor acestor bogăţii a cerut un efort de cunoaştere considerabil, atât de geologie economică, cât şi de ordin minier, ceea ce a dus în final la dezvoltarea unei industrii miniere foarte variate. Dar, pe măsură ce interesul economic a crescut, zăcămintele cu apariţii la zi s-au împuţinat, iar cercetarea empirică s-a dovedit tot mai ineficientă. Astfel s-a ivit o discrepanţă între necesităţile de cunoaştere economică şi insuficienta cunoaştere ştiinţifică a acestor munţi. Ajunge să amintim că până în 1950, în ciuda extinselor lucrări miniere, nu a existat nici o tentativă de elaborare a unei hărţi geologice de ansamblu a Munţilor Apuseni şi nici o tentativă de sinteză, lucrări de care au avut parte din plin Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali, cu mai reduse interese miniere la vremea aceea. Nu este deci de mirare că, odată cu trecerea la înfăptuirea sarcinilor revoluţiei socialiste în România , când, pentru crearea unei puternice industrii erau necesare inventarierea tuturor bogăţiilor naturale ale ţării şi stabilirea potenţialului ei economic, au fost puse premisele cunoaşterii ştiinţifice a subsolului. Începând cu anul 1950, Munţii Apuseni au intrat în sfera de interes a geologilor pe planuri multiple. În afara cercetărilor clasice — petrologice, stratigrafie, tectonice şi cartografice — au fost folosite noile metode de investigaţie : micropaleontologia, sedimentologia, microtectonica, geochimia, geotermometria, geofizica. Cercetările au cuprins toate tipurile de terenuri şi, cu ajutorul lucrărilor de investigaţie de profunzime (foraje, puţuri, galerii), au pătruns tot mai adânc în scoarţă. Aşa se face că în decursul ultimelor două decenii a fost acumulat un material enorm, extrem de variat, ca problematică şi ca extindere teritorială, de valoare inegală, dar care în ansamblu a făcut să crească considerabil cunoştinţele asupra acestor munţi. Dar, pentru valorificarea integrală a acestui material era necesară o prelucrare şi o sistematizare, o privire de ansamblu care să evidenţieze stadiul actual de cunoaştere geologică, pe plan teoretic ştiinţific şi pe plan economic, şi care să permită ducerea mai departe a cercetărilor. Pentru partea sudică a Munţilor Apuseni, pentru Munţii Metaliferi, acest lucru a fost făcut printr-o amplă monografie (V. Ianovici şi colab., 1969). Pentru Apusenii nordici lipsea încă o privire de ansamblu, şi cu atât mai mult pentru Munţii Apuseni în totalitatea lor. Lucrarea de faţă încearcă să umple acest gol. Ea este prima tentativă de sintetizare a cunoştinţelor geologice acumulate asupra Munţilor Apuseni. Ea are menirea pe plan practic să facă posibilă o apreciere fundamentată a potenţialului economic al acestei unităţi, pentru a servi la dirijarea lucrărilor geologice de valorificare a substanţelor minerale utile pe care le cuprinde. Pe plan teoretic, acum când geologia este în preajma unor mari prefaceri prin revoluţia introdusă de concepţia tectonicii globale, un bilanţ este necesar, pentru a se putea plasa teritoriul Munţilor Apuseni în ansamblul paleogeografic alpin şi a se urmări mai bine vicisitudinile tectonice pe care le-a străbătut. Prin natura sa, de lucrare de sinteză, cartea de faţă nu încearcă să ofere soluţii noi sau să avanseze ipoteze. Ea este în primul rând o oglindă a, tot ce s-a acumulat până acum, ordonat, analizat critic şi corelat, pentru a oferi sugestii de gândire celor care îşi vor lua osteneala s-o parcurgă. 2. CADRUL MORFOLOGIC Munţii Apuseni formează în partea de vest a ţării un bastion compact ce închide spre vest

Depresiunea Transilvaniei. Cu o suprafaţă de circa 5 200 km 2, o înălţime medie de 700 m şi înălţimea maximă de l 849 m, ei reprezintă unitatea cea mai mică a Carpaţilor româneşti din toate punctele de vedere. Limitele Munţilor Apuseni nu sunt totdeauna pregnante nici din punct de vedere morfologic, nici geologic. O limită tranşată este cea sudică, unde defileul Mureşului separă aproape pe întreaga lui lungime elemente diferite : la nord formaţiunile alpine ale Munţilor Apuseni, cu relief de culmi domoale străpunse de aparate vulcanice şi mase de calcare, ceea ce introduce în relief o anumită dinamică; la sud, formaţiunile prealpine ale Munţilor Poiana Ruscă, cu relief monoton de platforme de eroziune şi culmi omogene. Doar în locul în care elementele Munţilor Metaliferi depăşesc valea Mureşului (de exemplu aparatele vulcanice de la Deva sau calcarele de la Căprioara), relieful de la sudul Mureşului se mai diversifică şi el puţin. La vest, limita Munţilor Apuseni este discutabilă. Dacă se ia ca criteriu curba de nivel de 250 m, care coincide, în mare măsură, cu limita bazinelor terţiare ce se insinuează printre ramurile de culmi constituite din formaţiuni paleozoice şi mezozoice, se obţine o limită foarte festonată, care pătrunde adânc în inima munţilor. Aplicând strict acest principiu, Bradul nu mai face parte din Munţii Apuseni, iar blocurile munţilor Highiş — Drocea şi Codru — Moma rămân ca insule izolate, nelegate de restul munţilor. A doua soluţie este trasarea limitei Munţilor Apuseni pe la capetele extreme ale lanţurilor de munţi, respectiv din Zărand pe la capătul Munţilor Codru, la capătul Munţilor Pădurea Craiului şi la capătul Munţilor Plopiş, înglobând astfel în cadrul munţilor depresiunile Zarandului, Beiuşului şi Borodului, ceea ce creează o mare neomogenitate de relief, în cadrul munţilor fiind incluse şesuri foarte coborâte. Latura nordică, deşi pune probleme similare cu cea vestică, este mai uşor de trasat, deoarece Depresiunea Şimleu nu pătrunde adânc în interiorul munţilor, iar munţii Plopiş şi Meseş se termină spre ea destul de brusc. Structural rămâne desigur incertitudinea limitei, deoarece formaţiunile terţiare ale depresiunii maschează în bună măsură formaţiunile metamorfice ale munţilor ce se continuă spre nordest, ieşind din loc în loc la zi în ceea ce s-a numit “Munţii ascunşi ai Transilvaniei”. Latura estică este şi ea uşor de trasat, căci munţii se termină abrupt spre depresiunile periferice — Huedin , Turda şi câmpia Mureşului. O singură dificultate o creează aici golful adânc al Depresiunii Iară, care însă poate fi înglobată în cadrul zonei muntoase. Astfel delimitaţi, Munţii Apuseni se prezintă ca o masă muntoasă compactă, lobată de golfuri periferice şi care cuprind, în interior, un relief extrem de variat. Poate că în nici o altă parte a Carpaţilor româneşti relieful nu este atât de dependent de structură, fapt pentru care unităţile de relief se suprapun peste cele structurale. Delimitarea acestora este uşurată şi de câteva râuri mari sau de depresiuni, care urmează şi ele contacte tectonice (fig. 1). Unitatea de relief dominantă a Munţilor Apuseni o constituie Munţii Gilău, masă compactă, de altitudine relativ mare în raport cu celelalte unităţi de relief ale ansamblului. Munţii Gilău sunt constituiţi exclusiv din formaţiuni cristaline vechi, respectiv din şisturi cristaline antehercinice şi din granite, fapt care determină o anumită monotonie a reliefului dar îi conferă şi masivitate, într-adevăr, ei sunt constituiţi din culmi puternice, picioare prelungi de munte, late şi uniforme, fără rupturi de pantă şi abrupturi. Doar acolo unde între şisturile cristaline se interpun şi calcare metamorfice relieful devine abrupt şi spectaculos, ca în Masivul Belioara. Ceea ce uimeşte la aceşti munţi este perfecta netezime a culmilor somitale, unde se desfăşoară, la altitudinea de l 700 m, o mare platformă de eroziune atribuită nivelului superior denumit Cârligaţi. Creasta principală a masivului, orientată est-vest, paralelă cu valea Arieşului, este astfel un mare platou de altitudine în care adesea este greu de precizat cumpăna de ape spre bazinul nordic, al văii Someşului Rece. Fig. 1. — Diviziunile morfologice ale Munţilor Apuseni. Faţă de acest pivot puternic, celelalte unităţi de relief ale Apusenilor se rânduiesc ca o treaptă mai joasă şi cu aspecte diferite, fapt care face delimitarea Munţilor Gilău destul de uşoară. Spre est ei se termină destul de brusc spre Depresiunea Iară, spre sud sunt limitaţi de valea Arieşului care îi separă de Munţii Trascău şi Munţii Auriferi, iar spre vest de văile divergente Arada şi Apa Caldă—Beliş care îi separă de Munţii Bihor. Spre nord delimitarea este mai dificilă, deoarece caracterul morfologic se schimbă, fără să se modifice şi structura geologică. Astfel, pe aceleaşi şisturi cristaline şi granite se dezvoltă o treaptă de relief mai coborâtă, la altitudinea de l 200 m, platforma Mărişel, care se continuă şi la nord de valea Someşului Rece, ajungând până în marginea munţilor, la nord de valea Someşului Cald. Pentru sectorul dintre valea Someşului Rece şi valea Căpuşului, respectiv Depresiunea Călăţele, V. Mihăilescu (1963) a propus numele de Munceii Dealului, iar P. Coteţ (1973) pe cel de Munţii Mărişel; considerăm însă că este mult mai simplu a aplica denumirea de Munţii Gilău întregului sector dintre valea Arieşului şi culoarul văii Căpuş—Depresiunea Huedin. În ce priveşte denumirea generală a acestei unităţi de relief, există păreri împărţite. Numele de Gilău se pare că vine de la transformarea cuvântului Deal, Gheal în pronunţie locală. Comuna Gilău

este departe de munţi, tocmai la periferia lor, la confluenţa Someşului Cald cu cel Rece. S-ar putea de aceea adopta numele vârfului dominant, vârful Muntele Mare, care atinge l 827 m, ceea ce ne-ar obliga însă să vorbim despre Masivul Muntele Mare, formula Munţii Muntele Mare fiind imposibilă. De aceea, mai mult din cauza tradiţiei decât dintr-o convingere etimologico-topo-nimică, în lucrarea de faţă se va utiliza numele de Munţii Gilău. La vest de Munţii Gilău se află Munţii Bihor, nume care se aplică în sens general de locuitorii judeţului Bihor întregului front înalt care domină Depresiunea Beiuş şi care privit din Depresiunea Beiuş pare un zid neîntrerupt. În acest sens general, Munţii Bihor se întind longitudinal între Munţii Gilău şi Depresiunea Beiuş, în sens transversal între valea Arieşului Mic în sud şi valea Crişului Repede în nord. În realitate ei sunt constituiţi din trei compartimente transversale, diferite structural şi morfologic. Compartimentul sudic îl constituie Masivul Biharia (denumit de V. Mihăilescu Muntele Curcubeta), constituit din şisturi cristaline ce îi conferă, ca şi Munţilor Gilău, masivitate şi înălţime. Aici întâlnim altitudinea maximă din Munţii Apuseni, în vârful Curcubeta, de l 849 m, forme masive cu creste puternice, platforma de altitudine (nivelul Cârligaţi), În care se află scobite rudimente de aparate glaciare pleistocene, singurele din Munţii Apuseni. Masivul Biharia este cuprins între izvoarele Arieşului Mic şi ale Arieşului Mare. La nord de ultimul se află al doilea compartiment, care se întinde până la şaua din care pornesc divergent Someşul Cald spre est şi Crişul Pietros spre vest. Pentru acest al doilea compartiment trebuie păstrată denumirea de Munţii Bihor, deoarece aici se întâlneşte, dezvoltat din plin, relieful care defineşte aceşti munţi — relieful carstic. În ansamblu, Munţii Bihor formează o platformă dezvoltată la altitudinea de 1100 m, cu relief dezorganizat, bazine închise, doline, avene şi peşteri, spintecate de canioane adânci. Menţionăm între formaţiunile carstice majore ale regiunii peştera Gheţarul Scărişoara, complexul carstic de la Cetăţile Ponorului, platoul carstic Padiş, cheile Galbenii şi ale Someşului. La nord de Munţii Bihor, în sensul restrâns pe care îl acordăm termenului, se află al treilea compartiment, care ajunge până la valea Crişului Repede. Sunt Munţii Vlădeasa, ansamblu muntos de altitudine (atinge l 837 m), cu platforma superioară larg dezvoltată (numele de nivelul Cârligaţi provine de aici), cu culmi puternice şi masive. În ansamblu seamănă bine cu relieful Munţilor Gilău dar structural este constituit din formaţiuni vulcanice banatitice care acţionează însă morfologic la fel cu şisturile cristaline. La nord de valea Crişului Repede, Munţii Vlădeasa se continuă cu două masive divergente : Munţii Plopiş (denumiţi şi Munţii Rez sau Muntele Şes} spre nord-vest şi Munţii Meseş spre nord-est, constituiţi din şisturi cristaline, la care se adaugă, pentru ultimul, apariţii reduse de formaţiuni mezozoice calcaroase. Ambele lanţuri formează o treaptă coborâtă de relief, înălţimea rămânând sub l 000 m. Crestele sunt teşite şi pe ele se dezvoltă, la altitudinea de 700 m, întinse suprafeţe de nivelare, care au conferit dealtfel numele de Muntele Şes. Relieful este extrem de monoton şi puţin marcant şi doar abrupturile cu care se termină aceşti munţi, atât spre depresiunile exterioare — Agrişului şi Borod — cât şi spre cea dintre ei — Depresiunea Şimleului — , indică faptul că este vorba de “munţi” în sens geologic, adică de culmi ce aparţin sistemului de cutare alpin. La vest. Munţii Apuseni se termină cu trei unităţi paralele cu Munţii Plopiş: Munţii Pădurea Craiului, Munţii Codru-Moma şi Munţii Highiş, orientaţi aproximativ de la est spre vest şi separaţi de depresiuni ce pătrund adânc în munte. La nord, între Depresiunea Borodului şi Depresiunea Beiuşului se află Munţii Pădurea Craiului, iar mai la sud, între Depresiunea Beiuşului şi cea a Zarandului, Munţii Codru-Moma, îi tratăm împreună căci se caracterizează atât structural cât şi morfologic prin aceleaşi elemente. Sunt munţi joşi, sub l 000 m altitudine, cu platforme de eroziune dezvoltate la altitudinea de 700 m pe formaţiuni detritice permiene şi mai ales pe calcare mezozoice. Cele din urmă determină o tipică morfologie carstică, cu tot cortegiul de forme ele detaliu şi reţele hidrografice dezorganizate. Între elementele carstice importante menţionăm pentru Munţii Pădurea Craiului Peştera Vântului, cea mai mare peşteră de la noi din ţară, cunoscuta Peştera Meziad, cheile Crişului Repede şi ale Roşiei şi platourile carstice de la Zece Hotare, Damiş şi Vârciorog. Munţii Codru-Moma se subîmpart în două unităţi destul de diferite ca relief: Munţii Codru în nord, constituiţi din două creste paralele orientate nord-sud, şi Munţii Moma în sud, cu creasta principală orientată est-vest şi în care elementul de relief major este vastul platou carstic Vaşcău. A treia unitate, cea mai sudică. Munţii Highiş, sunt foarte asemănători cu Munţii Meseş, cu care au comună constituţia din şisturi cristaline, de fapt de altă vârstă şi cu altă funcţie geologică, dar cu comportament asemănător din punct de vedere morfologic, înălţimea redusă (înălţimea maximă este 837 m în vârful Drocea), monotonia crestelor şi regularitatea versanţilor sunt asemănătoare, doar suprafaţa netezită de eroziune lipseşte aici. crestele intersectându-se sub nivelul acesteia. Delimitarea Munţilor Highiş este clară spre nord, unde se termină în Depresiunea Zarand, spre vest, unde se termină

în Câmpia Crişurilor, şi spre sud, unde limita o face valea Mureşului. Mai dificilă este fixarea limitei spre est, deoarece aceşti munţi trec pe nesimţite într-o unitate care treptat îşi câştigă individualitatea morfologică, odată cu schimbarea structurii. Este vorba de Munţii Metaliferi în sens larg care ne-au mai rămas de prezentat. Prin Munţii Metaliferi s-a înţeles în ultimul timp unitatea structurală a Apusenilor sudici care se întinde între valea Arieşului şi valea Mureşului (M. Bleahu, M. Lupu, 1963 ; V. Ianovici şi colab., 1969). Din punct de vedere geologic, ea se caracterizează prin prezenţa a patru complexe care au şi rol morfologic diferit: ofiolite mezozoice, calcare jurasico-cretacice, fliş cretacic şi eruptiv neogen. În ansamblu, primele două sunt netezite de o importantă suprafaţă de eroziune care coboară de la altitudinea de l 000 m în marginea de nord a unităţii, deci pe linia văii Arieşului , până la altitudinea de 700 m în sud, în zona văii Mureşului. Această suprafaţă este dominată de două complexe litologice: de calcare, care constituie martori de eroziune, şi de aparatele vulcanice, edificate pe platformă. Din asocierea diferită a acestor complexe litologico-morfologice au fost distinse următoarele subunităţi de relief (V. Ianovici şi colab., 1969) : — Munţii Trascău, situaţi în est, în care elementul caracteristic îl dau calcarele, ce apar fie ca creste continui, fie ca masive izolate (olistolite). — Munţii Auriferi, situaţi mai la interior, despărţiţi de primii printr-un culoar depresionar bine marcat, în care elementul caracteristic îl dau formele vulcanice şi depresiunile intramontane. În linii mari ei corespund la ceea ce s-a denumit „patrulaterul aurifer". — Munţii Vinţului, situaţi în colţul de sud-est, separaţi de precedenţii prin valea Ampoiului şi culoarul depresionar Balşa (văile Geoagiului şi Băcîia) în care predomină formele determinate de depozitele de fliş cretacic. — Munţii Drocea, în care predomină formele regulate şi puţin proeminente date de ofiolite, separaţi de Munţii Auriferi prin culoarul depresionar Brad—Deva şi de Munţii Highiş tot printr-un culoar depresionar pe linia Bârzava — Slatina de Mureş—Mădrizeşti. Trebuie subliniat că vârful Drocea, de la care provine numele, este situat de fapt mai la vest, în ceea ce am denumit Munţii Highiş, fiind constituit din şisturile cristaline tipice pentru aceşti munţi. S-a încetăţenit însă în limbajul geologic denumirea de Munţii Highiş—Drocea, echivalentă cu Munţii Zarandului, în care se diferenţiază Munţii Drocea de Highiş prin structură: primii sunt constituiţi predominant din ofiolite, ceilalţi din formaţiuni cristaline. Pentru a nu contraveni acestei uzanţe adoptăm numele de Munţii Drocea pentru unitatea delimitată mai sus, fără a ţine seamă de amplasamentul vârfului propriu-zis. Numirea corectă geografică pentru această unitate ar fi Masivul Măgureaua, aşa cum a fost menţionat şi în lucrări anterioare (V. Ianovici şi colab., 1969). — Masivul Găina, separat de Munţii Auriferi şi Munţii Drocea prin văile divergente a Abrudului şi a Crişului Alb şi de Masivul Biharia prin văile divergente Arieşul Mic şi Valea de Lazuri. Această unitate se caracterizează prin îmbinarea caracterelor celorlalte unităţi, aici fiind prezente toate cele patru complexe litologice. 3. CADRUL GEOLOGIC Munţii Apuseni aparţin, ca şi Carpaţii Meridionali, integral internidelor, tectogeneza lor fiind desăvârşită în mezozoic, mai precis în cretacic. Ei constituie un arc intern în raport cu Carpaţii Orientali şi Meridionali, închinzând spre vest Depresiunea Transilvaniei. Munţii Apuseni sunt rezultatul a mai multor cicluri tectonice din care ultimul, ciclul alpin, este bine conturat şi definit. Formaţiunile ciclurilor anterioare sunt metamorfozate, fapt pentru care separarea lor este mai dificilă, cu atât mai mult cu cât ele au fost reluate în fazele tectonice alpine. Soclul cristalin cuprinde formaţiuni aparţinând la trei cicluri distincte : 1) ciclul prebaikalian, reprezentat prin serii mezometamorfice; 2) ciclul baikalian, reprezentat prin serii epimetamorfice; 3) ciclul hercinic, reprezentat prin serii epi- şi anchimetamorfice generate de faza sudetă a orogenezei hercinice. Aceasta este o schemă cu totul generală, roci mezometamorfice apărând sporadic şi în ciclul al doilea, după cum roci epimetamorfice apar şi în primul ciclu. Dealtfel, însăşi delimitarea ciclurilor este discutabilă, deoarece, după cum se va vedea în cursul prezentării de detaliu a fundamentului prealpin, există păreri după care diatrofismul principal nu ar fi baikalian ci caledonic. Dacă rocile primului ciclu au o repartiţie uniformă în cadrul geosinclinalului care a existat pe amplasamentul actual al Munţilor Apuseni, rocile celui de-al doilea ciclu variază atât pe verticală, constituind serii distincte ca valoare stratigrafică, dar şi pe orizontală, formând serii sincrone heteropice. Această variaţie impune corelări detaliate între serii, cu atât mai mult cu cât legăturile dintre ele au fost întrerupte de accidentele tectonice alpine. Cel de-al treilea ciclu, cel paleozoic, este incomplet cunoscut, dar pentru ceea ce se cunoaşte se constată o alcătuire şi o repartiţie relativ uniformă a elementelor componente pentru o aceeaşi vârstă.

Cuvertura sedimentară alpină a Munţilor Apuseni a luat naştere în două bazine de sedimentare bine distincte ca funcţie tectono-magmatică, care astăzi constituie două unităţi geologice net diferite: Apusenii nordici şi Apusenii sudici, pentru ultimii fiind utilizat şi termenul de Munţii Metaliferi în sens larg (M. Bleahu, M. Lupu, 1963). Cele două domenii diferă ca procese de sedimentare, ca timp de formare, ca procese tecto-genetice şi prin rolul pe care l-au jucat în evoluţia de ansamblu a Carpaţilor. Alăturarea lor sub numele de Munţii Apuseni este pur geografică şi exprimă o realitate morfologică , nicidecum geologică. Cele două unităţi pot fi caracterizate succint după cum urmează : Apusenii nordici au caracter de aristogeosinclinal, cuprind o suită permo-mezozoică aproape completă în care permianul este detritic şi are caracter de molasă, triasicul şi jurasicul îmbracă, cu mici excepţii, faciesuri calcaroase, iar cretacicul, alternativ, faciesuri calcaroase şi detritice. Eruptivul este reprezentat prin riolite şi diabaze permiene. Faciesurile pe care le îmbracă aceste formaţiuni sunt nordalpine, ceea ce permit bune corelări cu Alpii calcaroşi de nord şi cu Carpaţii nordici. Fig. 2. — Schema structurală generală a Munţilor Apuseni (după M. Bleahu). Apusenii nordici: 1. autohtonul de Bihor; 2. sistemul pânzelor de Codru; 3. sistemul pânzelor de Biharia; 4. Apusenii sudici; Formaţiuni post tectonice; 5. formaţiuni sedimentare; 6. eruptiv banatitic; 7. eruptiv neogen. Apusenii nordici prezintă o structură complexă de pânze de şariaj în care unităţile structurale sunt definite de serii sedimentare proprii. În această tectonică de şariaj este antrenat parţial şi fundamentul cristalin împreună cu cuvertura, astfel că unele unităţi posedă serii proprii prealpine, fără ca aceasta să poată constitui un argument de separare a unităţilor alpine. În decursul timpului, ideile asupra unităţilor care constituie edificiul Apusenilor nordici s-au precizat, ceea ce ne permite să propunem o clasificare şi nomenclatură mai raţională a acestor unităţi. În acest sens distingem un autohton de Bihor—Pădurea Craiului, sistemul pânzelor de Codru şi sistemul pânzelor de Biharia (fig. 2). Deoarece unităţile şariate apar în diverse unităţi morfologice, separate de depresiuni cu formaţiuni neogene, continuitatea lor este întreruptă, legăturile trebuind să fie reconstituite pe baza corelărilor stratigrafice şi faciale. Cum acest lucru nu a fost totdeauna posibil, au fost utilizate pentru unităţile şariate nume locale, urmând ca cercetările viitoare să precizeze corelările. În momentul de faţă distingem în sistemul de Codru următoarele subunităţi: 1) unitatea de Vălani, 2) pânza de Finiş — Gârda, 3) pânza de Dieva, 4) pânza de Moma, 5) pânza de Următ, 6) pânza de Vetre, 7) pânza de Arieşeni şi 8) pânza de Vaşcău. În sistemul de Biharia sunt prezente următoarele subunităţi: 1) pânza de Highiş—Poiana, 2) pânza de Biharia, 3) pânza de Muncel—Lupşa şi 4) pânza de Baia de Arieş. După punerea în loc a pânzelor. Apusenii nordici au fost afectaţi de o tectonică rupturală care a dus la formarea unor bazine restrânse de sedimentare, „bazine posttectonice", în care s-au acumulat depozite neocretacice şi care au funcţionat apoi şi în timpul neozoicului, ca golfuri ale Depresiunii Pannonice. Tot posttectonic s-a manifestat şi magmatismul subsecvent banatitic, laramic, cu faciesuri intruzive şi efuzive, ultimele legate de umplerea unui graben complex (tafrolitul Vlădeasa). Acest magmatism este dealtfel prezent pe întreaga margine sudică a Carpaţilor, din Carpaţii Meridionali (Banat), până în Munţii Apuseni (Munţii Vlădeasa). Apusenii sudici au caracter de eugeosinclinal. Ei cuprind o masă mare de magmatite bazice cu rol de iniţialite şi o suită sedimentară în care se poate recunoaşte o evoluţie geosinclinală cu formaţiuni calcaroase în bază (neojurasic-neocomian), formaţiuni de fliş (barremian-apţian), o formaţiune de Wildflysch (albian) şi formaţiuni de molasă (neocretacic). Această schemă generală prezintă multe variante şi multe abateri, ceea ce face necesară separarea unor subunităţi care au avut o evoluţie diferită şi care au poziţii structurale diferite. Aceste unităţi sunt următoarele : 1) unitatea de Bucium, 2) unitatea de Trascău, 3) unitatea de Drocea — Criş, 4) unitatea de Feneş, 5) unitatea de Căpâlnaş —Techereu şi 6) unitatea de Bedeleu. Unităţile s-au diferenţiat încă de la începutul sedimentării în geosinclinal, prezentând succesiuni şi faciesuri diferite şi au avut evoluţii diferite în cursul numeroaselor faze de diastrofism care au afectat întreaga unitate. Aceste faze de diastrofism, care se plasează toate în neojurasic şi în decursul întregului cretacic, s-au impus prin modificări paleogeografice (lacune la diverse momente în locuri diferite), prin instabilitatea tectonică (la numeroase nivele apar olistolite, însoţind sau nu formaţiuni de Wildflysch), prin cute cu vergenţe diferite, uneori pânze de cuvertură, şi printr-o tectonică rupturală, tot mai accentuată cu cât este mai tânără. Ca şi Apusenii septentrionali, această tectonică rupturală a dus la formarea unor bazine posttectonice care au funcţionat în neogen. Vulcanismul subsecvent al Apusenilor sudici este foarte caracteristic. Nu atât cel subsecvent subhercinic şi laramic (banatitic), care este comun cu al Apusenilor nordici şi al Carpaţilor Meridionali, cât cel subsecvent tardiv, care pune în evidenţă condiţii particulare tectonice ce au dus în neogen la formarea magmelor şi la erupţiuni până în cuaternar. 4. ISTORICUL CERCETĂRILOR Prima unitate structurală a teritoriului României care apare în istoria geologică şi minieră sunt

Munţii Apuseni deoarece primele exploatări miniere au fost făcute aici. Dovadă sunt obiectele de aur aramă, argint şi cupru aparţinând perioadei bronzului şi fierului descoperite în Transilvania şi care datează de acum 3 000 de ani. Confirmarea vechimii exploatărilor metalifere în Munţii Apuseni este adusă şi de documentele scrise, între care o preţioasă mărturie o aduce Herodot în Istoriile sale în care, vorbind despre expediţia lui Darius Hystaspes contra sciţilor din 513 î.e.n., menţionează că agatârşii, populaţie tracă din valea Mureşului, erau mari producători de aur. Aurul Daciei, provenind în exclusivitate din Munţii Apuseni, a fost unul din mobilele cuceririi Daciei de către romani, care au pus la punct un sistem perfect de exploatare şi administrare a acestei mari bogăţii. Exploatarea aurului a continuat apoi şi după retragerea romanilor, fiind efectuată de localnici, în sisteme tradiţionale ce s-au conservat până în secolul nostru. În evul mediu, din Munţii Apuseni se extrage fier de la Trascău, mercur de la Valea Dosului, azi Izvoru Ampoiului, cupru de la Baia de Arieş, dar mai ales aur şi argint, toate exploatări preţioase şi în jurul cărora s-au dat multe lupte de acaparare şi stăpânire. Cu astfel de bogăţii, nu este de mirare că încă de timpuriu Munţii Apuseni au fost cercetaţi ştiinţific, aici apărând primii geologi care au studiat zăcămintele, mineralogia şi tectonica acestora, cele descrise fiind luate apoi adesea ca exemple în tratate şi manuale. Este cazul celebrului tratat De re metallica a lui Agricola din 1556, în care zăcămintele din Munţii Apuseni sunt adesea citate, sau al primei cărţi tehnice apărute pe teritoriul ţării noastre Auraria Romano-Dacica scrisă de mineralogul ardelean Samuel Koleseri, apărută în 1717 la Sibiu şi care s-a bucurat de un mare prestigiu în Europa. Munţii Apuseni apar astfel în literatura geologică în primul rând datorită bogăţiilor lor minerale, începând din 1774, când Ignatz Edlen von Born face primele consemnări mineralogice, şi până spre mijlocul secolului al XIX-lea, ei sunt vizitaţi de numeroşi cercetători de la universităţile din Viena şi Budapesta şi de la academiile miniere din Freiberg, Przibram, Leoben şi Graz, care notează în special aspecte mineralogice şi petrografice ale unor zăcăminte examinate ocazional. Numele unor cunoscuţi cercetători ai epocii se leagă de această activitate : I. E. Fichtel, I. Ruprecht, P. Partsch, F r. Hingenau, L. Neugeboren etc., fără însă ca lucrările lor să depăşească valoarea unor simple semnalări sau consemnări. În paralel cu activitatea de examinare a zăcămintelor încep să apară şi note stratigrafice, paleontologice, iar în 1822 apare prima hartă geologică a teritoriului Munţilor Apuseni, realizată, dealtfel la un nivel cu totul general, de către S. F. Beudant. De cercetare geologică aprofundată, cu cartări detaliate, se poate vorbi de abia după 1850, când Munţii Apuseni intră în preocuparea constantă a mai multor institute geologice. O primă realizare o constituie valoroasa monografie asupra geologiei Transilvaniei, datorită lui F. Hauer şi G. Stache din 1863, în care se fac ample descrieri ale părţii transilvane ale Munţilor Apuseni. Este singura lucrare de ansamblu, cercetătorii restrângându-şi treptat domeniile de activitate. Numărul acestora este foarte mare şi o enumerare exhaustivă ar fi inutilă. Merită a fi menţionate totuşi unele nume pentru aportul considerabil adus la cunoaşterea diferitelor unităţi ale Munţilor Apuseni. Cercetările de detaliu în Munţii Metaliferi debutează cu lucrarea lui F r. Hingenau din 1856 şi a lui J. Grimm din 1857, ambele dedicate zăcămintelor de la Săcărâmb. Urmează lucrările lui B. Coll a asupra Săcărâmbului, Roşiei Montane şi Băii de Arieş din anul 1861, apoi cele ale lui Fr. Posepny din 1868, 1869, şi 1870 dedicate Roşiei Montane. Semnalăm apoi lucrarea lui B. Inkey (1879) privind sectorul Băiţa-Crăciuneşti, cea a lui G. Primics (1888) privind lanţul Munţilor Cetraş şi pe cele ale lui A L Gesell (1895,1897) privind sectorul Zlatna. Pe lângă monografiile miniere, progrese s-au realizat şi în domeniul cunoaşterii petrografiei rocilor eruptive, ajungându-se să se separe rocile mezozoice de cele neozoice. Primele au fost cercetate de G. Tschermak, iar după 1900 de S. Szentpetery, care are meritul de a defini complexul melafiric şi a-l delimita de complexul banatitic neocretacic. Rocile eruptive terţiare au făcut obiectul studiilor lui F. Richthofen (1860), C. Doelter (1873-1879), J. Szadeczky (1892) şi K. Papp (1910—1917), iar o sinteză petrografică şi asupra zăcămintelor a fost realizată de M. Palfy în 1912. În ce priveşte formaţiunile sedimentare, dacă încă în 1863 Hauer şi Stach vorbeau în general de “gresie carpatică”, în 1910 erau separate majoritatea diviziunilor cretacicului şi ale neogenului, rezultat al muncii a două generaţii de geologi, dintre care menţionăm pe F r. Herbich, A. Koch, I. Halavats, F r. Nopcsa, L. Loczy, K. Papp, Roth-Telegd. Pe baza cercetărilor întreprinse până la primul război mondial în Munţii Metaliferi a fost elaborată sinteza lui L. Loczy, apărută în 1918, şi în care este conturată pentru prima dată o arie geosinclinală de sine stătătoare, denumită “geosinclinalul Munţilor Metaliferi”. În Munţii Apuseni de nord cercetările geologice încep cam tot pe la jumătatea secolului trecut, legate şi aici la început de zăcămintele de substanţe minerale utile. Astfel, zona Băiţa Bihor intră prima în atenţia geologilor, prin cercetările lui K. Peters din 1861—1862 şi ale lui F r. Posepny din 1873. Din anul 1880 încep cartările. În Munţii Bihor acestea sunt întreprinse de G. Primics (1889—1890) care cartează zona centrală, de M. Palfy (1897—1899) care cartează zona estică şi de J. Szadeczky (1904—

1907) care se ocupă cu zona nordică şi cu Masivul Vlădeasa, începând din 1905, P. Rozlozsnik descifrează structura Masivului Biharia, iar Munţii Gilău sunt cercetaţi de A. Koch (1894), de M. Palfy (1899-1901 şi 1907) şi de J. Szadeczky (1908). În Munţii Pădurea Craiului, după date sporadice culese de diferiţi autori în perioada 18601880 (printre care H. Wolff, L. Martonfy, O. Matyasovszky), cartarea detaliată este preluată de T. Szontagh (1889—1904) care lucrează în partea centrală şi cea vestică şi de K. Hofmann (1887) în partea estică. În 1905, J. Szadeczky face cunoscute zăcămintele de bauxită care atrag apoi pe numeroşi cercetători printre care se numără R. Lachmann, O. Pauis şi F. Beyschlag. În Munţii Pădurea Craiului primele notaţii geologice le face K. Petera în 1861, urmate de observaţiile lui G. Hauer, ale lui J. Bockh, cartările sistematice fiind executate de J. Petho în 1889— 1898, căruia îi datorăm cele mai interesante contribuţii stratigrafice. Cercetările ulterioare ale lui H. Bockh, K. Papp şi O. Kadic (1905—1907) nu se mai ridică la aceeaşi valoare. Din cauza cartărilor fragmentare şi a imposibilităţilor corelării datelor obţinute până atunci, în primul deceniu al secolului nostru sunt întreprinse reambulări în toate unităţile Apusenilor nordici, lucrare la care participă M. Palfy, P. Rozlozsnik şi T. Szontagh. Deşi rapoartele anuale furnizate de această echipă nu reuşesc să ofere o privire unitară asupra stratigrafiei, ei în revine meritul de a fi recunoscut pentru prima dată existenţa în Apusenii nordici a unei structuri în pânze de şariaj, cu mai multe unităţi suprapuse, atât din sistemul pânzelor de Codru, cât şi din cel al pânzelor de Biharia. Prima perioadă de cercetare geologică a Munţilor Apuseni, care se încheie odată cu primul război mondial, poate fi caracterizată ca fructuoasă pentru descifrarea în linii mari a succesiunii stratigrafice a formaţiunilor, pentru stabilirea caracterelor petrografice şi mai ales pentru cunoaşterea zăcămintelor. Dar, imaginea structurală era departe de a se fi închegat şi, cu excepţia identificării structurii în pânze de şariaj a Apusenilor nordici, sunt puţine date în ce priveşte tectonica care să fi rămas valabile. Dealtfel, rămăseseră mari porţiuni din teritoriu necartate, iar, cum avea să se dovedească ulterior, multe din datările stratigrafice erau eronate. După primul război mondial cercetările geologice în Munţii Apuseni cunosc un oarecare regres ca număr al cercetătorilor şi al publicaţiilor, dar ceea ce se realizează este de un înalt nivel ştiinţific. Pentru Munţii Metaliferi sunt de subliniat cercetările ample întreprinse de M. Ilie de-a lungul a mai bine de două decenii şi fundamentalul studiu asupra zăcămintelor datorat lui T. P. Ghiţulescu şi M. Socolescu, în care se fac preţioase precizări în ce priveşte stratigrafia formaţiunilor cretacice şi miocene, vârsta şi succesiunea erupţiunilor neogene şi relaţiile structurale generale. La acestea se adaugă cercetările lui I. Gherman şi ale lui D. Iacob pentru partea estică a unităţii. Munţii Pădurea Craiului sunt studiaţi de T h. Krautner, iar Munţii Codru-Moma de M. Paucă, ambii realizând sinteze stratigrafice valoroase. Munţii Bihor sunt mai puţin studiaţi acum, moartea prematură a lui Th. Krautner impiedicându-l să realizeze o sinteză, rezultatele obţinute de el rezumându-se la trei note preliminare. Pentru partea de sud a acestor munţi sunt însă de semnalat cercetările lui K. Arabu pentru regiunea Băiţa şi mai ales cele ale lui D. Giuşcă pentru Masivul Biharia, unde este recunoscută parţial structura în pânze de şariaj descrisă de Rozlozsnik. Tot lui D. Giuşcă îi datorăm din această perioadă fundamentalul studiu asupra Masivului Vlădeasa. După cum se poate observa, la sfârşitul perioadei dintre cele două războaie mondiale Munţii Apuseni nu erau încă acoperiţi cu studii geologice de detaliu şi cu cartări adecvate. Astfel, Munţii Gilău, Munţii Highiş, Munţii Plopiş şi o bună parte a Munţilor Bihor erau încă practic necunoscuţi, situaţie paradoxală având în vedere că pentru alte unităţi se dispune de cunoştinţe aprofundate şi de hărţi de detaliu (de exemplu Munţii Trascău, Codru-Moma, Munţii Metaliferi). În ciuda lacunelor de cunoaştere, nu au lipsit din această perioadă lucrările de sinteză în care se încearcă încadrarea acestor munţi în ansamblul carpatic şi alpin. Aşa au fost schemele structurale ale lui I. P. Voiteşti din 1931 , 1935 şi 1942, cea a lui L. Kober din 1931, a lui L. Mrazec din 1932 şi a lui G. Macovei şi I. Atanasiu din 1934, care toate păcătuiesc tocmai din cauza lipsei de informare pentru o parte a teritoriului. Tot acestei perioade poate fi atribuită şi sinteza lui H. Stille privind întregul arc carpatic şi care, deşi este apărută în 1953, are la bază nivelul de cunoaştere din 1944. Profundele transformări revoluţionare intervenite în ţara noastră după cel de-al doilea război mondial au cerut inventarierea tuturor resurselor naturale şi valorificarea lor complexă. Aceasta a necesitat cercetarea geologică detaliată a tuturor unităţilor structurale ale ţării şi cartări de mare detaliu, precum şi utilizarea metodelor cele mai moderne de investigare. Sfertul de secol scurs de la începerea acestui amplu program de cercetare (1948—1973) a avut ca rezultat pentru Munţii Apuseni cunoaşterea lor integrală, fixarea unei imagini cartografice de mare detaliu şi inventarierea tuturor resurselor naturale, din care cea mai mare parte sunt în curs de valorificare. În cercetarea complexă a Munţilor Apuseni au fost angrenaţi zeci de geologi şi cercetători, rezultatele au fost cuprinse în sute de rapoarte şi lucrări ştiinţifice şi ele au fost utilizate în numeroase lucrări de sinteză. Enumerarea tuturor acestora este o imposibilitate şi ar fi inutilă căci majoritatea lor stau la baza cărţii de faţă , cele mai importante

fiind citate şi comentate în diversele capitole. Consemnăm de aceea numai câteva fapte şi nume. Munţii Drocea au înregistrat primele studii postbelice prin lucrarea lui V. Corvin - Papiu în care , pe lângă separaţiile stratigrafice şi identificarea elementelor tectonice, se face un amplu studiu petrografic, relevându-se mai ales raporturilor dintre eruptivul bazic şi procesele de sedimentare. Cercetarea formaţiunilor bazice a fost apoi preluată de G. Cioflică şi H. Savu, care disting fazele evolutive, studiază procesele petrogenetice, geochimice şi structura maselor intruzive. H. Savu continuă apoi seria studiilor petrografice din Munţii Drocea abordând masivele banatitice. Munţii Metaliferi au fost cei mai frecventaţi de cercetători, atât pentru rezolvarea chestiunilor nelămurite de stratigrafie şi tectonică, cât mai ales pentru descoperirea de noi zăcăminte. Stratigrafia formaţiunilor eocretacice a făcut obiectul cercetărilor lui S. Bordea, M. Lupu şi M. Bleahu; formaţiunile neocretacice au fost studiate de M. Lupu şi Denisa Lupu, iar cele neogene de Gh. Mantea. Aceste studii, susţinute de cercetări micropaleontologice, iar în ultimul timp şi palinologice efectuate de Em. Antonescu, au dus la delimitarea precisă a tuturor etajelor, la stabilirea condiţiilor de sedimentare şi de transport a materialului sedimentar, la fixarea momentelor de diastrofism. Formaţiunile eruptive neozoice au fost amplu şi detaliat studiate de numeroase echipe de geologi care au pus în evidenţă noi corpuri, au precizat extinderea şi structura în adâncime şi vârsta erupţiilor. Atrag îndeosebi atenţia lucrările lui M. Borcoş, care, pe lângă studii detaliate pe diferitele zone, a întreprins studii petrochimice, geochimice şi metalogenetice, stabilind fazele evolutive şi condiţiile genetice. În ce priveşte tectonica Munţilor Metaliferi, pentru explicarea klippelor de calcare a fost emisă o nouă ipoteză în cadrul căreia ele au fost interpretate ca olistolite în cadrul unor formaţiuni de Wildflysch, elaborându-se scheme în care se neagă existenta pânzelor de şariaj în Munţii Metaliferi şi în special în Munţii Trascău (M. Bleahu), în timp ce în alte scheme se susţine şi se argumentează existenţa pânzelor (M. Lupu). După ce M. Bleahu şi M. Lupu au precizat funcţia eugeosinclinală a şanţului Munţilor Metaliferi, au fost propuse diferite scheme generale structurale şi de evoluţie (M. Bleahu şi colab.; M. Lupu; T. P. Ghiţulescu, M. Borcoş). Apusenii nordici, în general mai puţin cunoscuţi până în 1950, au făcut obiectul unor cartări şi cercetări de detaliu. Astfel, pentru cunoaşterea fundamentului cristalin au efectuat cartări în Munţii Gilău R. Dimitrescu, M. Borcoş, I. Hanomolo, E. Stoicovici, Aurica Trif şi I. Mârza ; în Munţii Bihor, R. Dimitrescu şi C. Ionescu; în Munţii Highiş, D. Giuşcă, R. Dimitrescu şi H. Savu; în Munţii Meseş, V. Ignat, iar în Munţii Plopiş, P. Ciornei şi St. Câmpeanu. Rezultatul acestor cercetări a fost orizontarea stratigrafică a seriilor cristaline şi corelarea lor pe întreaga suprafaţă a Munţilor Apuseni, precum şi fixarea etapelor de evoluţie a ansamblului. Formaţiunile sedimentare au fost clar definite pe baza studiilor petrografice şi pe baza datelor macropaleontologice, micropaleontologice şi microfaciale. Permianul a fost orizontat şi corelat de M. Bleahu, formaţiunile triasice au făcut obiectul studiilor lui D. Patrulius, M. Bleahu, S. Bordea, Josefina Bordea, Ştefana Panin, Camelia Tomescu, D. Istocescu, formaţiunile jurasice au fost studiate de D. Patrulius şi E. Popa, iar cele eocretacice de D. Patrulius, S. Bordea şi D. Istocescu. Formaţiunile neocretacice din bazinele posttectonice au făcut obiectul studiilor lui Victoria Todiriţă-Mihăilescu şi Denisa Lupu, iar cele neozoice au fost cercetate mai ales de D. Istocescu. Progrese deosebite au fost realizate mai ales în stabilirea structurii Apusenilor nordici. Au fost astfel delimitate două sisteme de pânze de şariaj, fiecare cuprinzând mai multe unităţi. În Munţii Bihor, sistemul pânzelor de Codru a fost precizat de M. Bleahu, iar sistemul pânzelor de Biharia de R. Dimitrescu şi M. Bleahu. Structura Munţilor Codru-Moma a fost precizată de M. Bleahu, Ştefana Panin, D. Patrulius, Camelia Tomescu, iar cea a Munţilor Highiş de R. Dimitrescu şi D. Istocescu. În sfârşit, D. Patrulius a evidenţiat structura autohtonului din Munţii Pădurea Craiului şi a pus în evidenţă unităţile sistemului de Codru de aici. Rocile eruptive banatitice din Apusenii nordici au fost cartate în detaliu în Munţii Vlădeasa de A. Ştefan şi Gh. Istrate, în partea de sud a Masivului Biharia de R. Jude, iar fenomenele de metamorfism şi mineralizaţiile au făcut obiectul cercetărilor lui G. Cioflică, V. Şerban, S. Stoici, C. Lazăr, M. Borcoş etc. Activitatea de cercetare menţionată mai sus, la care se adaugă multe alte contribuţii a numeroşi geologi, au permis elaborarea unor sinteze şi reprezentări cartografice ce dau o bună vedere de ansamblu asupra alcătuirii şi structurii Munţilor Apuseni. Cartografic, după reprezentarea generală realizată pe foaia l b a hărţii geologice se. l : 500 000 (1958), a urmat editarea a două foi din harta geologică scara l: 100 000, foaia Arieşeni (1964) şi foaia Moneasa (1965), apoi editarea hărţii geologice a României scara l: 200 000, În care Munţii Apuseni figurează pe 5 foi, tipărite în anii 1967 — 1969, şi ale căror texte explicative constituie până la ora actuală cele mai complete sinteze privind stratigrafia, petrografia şi tectonica teritoriilor respective. În momentul de faţă, lucrările de ridicare de detaliu continuă pentru harta geologică la scara l: 50 000, din care au fost editate până acum (iunie 1976) cinci foi (Brad, Ciucea, Câmpeni, Blăjeni şi Remeţi) şi sunt în curs de editare alte patru foi.

Pe linia lucrărilor de sinteză sunt de semnalat trei ghiduri de excursii privind Munţii Apuseni, două dedicate vulcanismului neogen (1968, cu ocazia celui de-al XXIII-lea Congres geologic internaţional, şi 1973, cu ocazia Simpozionului de vulcanologie) şi unul formaţiunilor triasice (1971, cu ocazia celui de al-doilea colocviu privind triasicul teritoriului carpato-balcanic). În sfârşit, volumul privind evoluţia geologică a Munţilor Metaliferi, editat în 1969 de Editura Academiei, reprezintă prima prezentare exhaustivă şi complexă (petrografie, stratigrafie, tectonică, metalogeneză) a unei unităţi structurală bine conturate de pe teritoriul ţării. Pentru Munţii Apuseni în ansamblu o ultimă lucrare o constituie textul explicativ al Hărţii tectonice a spaţiului carpato-balcanic, editat în 1974 la Bratislava. Astăzi, după mai bine de un secol de cercetări geologice, Munţii Apuseni mai ascund puţine mistere. Ei sunt cunoscuţi în mare detaliu, dispunem de imagini cartografice amănunţite, există inventare de substanţe minerale utile. Şi totuşi, geologia nu este o disciplină închisă. Lucrând cu o mare necunoscută, Pământul, ea poate oferi oricând surprize, ivite din noi metode de investigare sau din fapte inedite. De aceea, cartea de faţă este un bilanţ al acestui secol de cercetări, dar este de dorit ca ea să reprezinte mai ales temeiul unor reflecţii care să ducă la noi fapte de cunoaştere.

II. FORMAŢIUNI CRISTALINE PRECAMBRIENE ŞI PALEOZOICE Fundamentul cristalin al Munţilor Apuseni aflorează pe suprafeţe întinse mai ales în partea lor nordică, în sectorul cuprins Între Arieş şi Crişul Repede, constituind în întregime masivul muntos Gilău — Muntele Mare, precum şi partea sudică a Munţilor Bihor, partea nord-vestică a Munţilor Vlădesei şi partea sud-estică a Pădurii Craiului. Dar şi la nord de Crişul Repede, munţii Plopiş şi Meseşului sunt formaţi tot din şisturi cristaline, iar în sudul şi sud-vestul Munţilor Apuseni fundamentul metamorfic iese la zi în insulele sau masivele cristaline Trascău, Rapolt, Cărmăzăneşti—Vălişoara, Highiş— Drocea şi Codru. Subdivizarea fundamentului cristalin al Munţilor Apuseni a făcut progrese continui în ultimii douăzeci de ani, ea urmărind îndeobşte aceleaşi căi ca şi în alte terenuri metamorfice din ţară sau din străinătate. Primele împărţiri au fost făcute pe baza gradului de metamorfism; ulterior s-a ajuns a se pune accentul pe complexele litologice, combinîndu-se însă acest criteriu cu cel dintâi. Astăzi se recunosc un număr de serii cristaline reprezentând entităţi stratigrafie şi faciale destul de bine definite, a căror vârstă este pe cale să fie precizată prin utilizarea metodelor de determinare geocronologică (în special vârstele absolute K—Ar) şi sporo-pali-nologică. Ansamblul particularităţilor metamorfice, microtectonice şi geo-termometrice caracterizează destul de bine fiecare serie în parte. O complicaţie în cercetarea relaţiilor dintre diferitele serii cristaline este introdusă de către tectonica alpină. Şariajele cu vergenţă nordică au dus la formarea mai multor unităţi: autohtonul de Bihor, sistemul pânzelor de Codru (unitatea de Finiş—Gârda şi cea de Arieşeni), sistemul pânzelor de Biharia (unitatea de Highiş — Poiana, cea de Biharia, cea de Muncel — Lupşa şi cea de Baia de Arieş), fiecare dintre ele fiind caracterizată prin anumite faciesuri ale formaţiunilor metamorfice şi sedimentare, precum şi prin prezenţa sau absenţa anumitor termeni ai acestora. Unele serii cristaline definite de noi se găsesc în mai multe unităţi tectonice, altele nu, ceea ce îngreuiază studiul relaţiilor primordiale dintre ele, aşa cum au rezultat din orogenezele prealpine. O valoare deosebită o au raporturile diferitelor serii în partea nord-estică a Masivului Gilău, probabil neafectată de şariajele alpine. După cum vom argumenta mai jos, în stadiul actual de cunoaştere se poate face o distincţie unanim admisă între cristalinul prehercinic şi cel hercinic. Din punct de vedere geografic, cel de-al doilea apare numai în zonele sud-vestice (Highiş — Drocea, Moma), sudice (Biharia) şi sud-estice (Rapolt, probabil şi Trascău) ale Munţilor Apuseni. Pentru formaţiunile prehercinice, în baza criteriilor expuse mai sus, am adoptat o descriere pe unităţi bine individualizate. În ordinea succesiunii lor de la nord către sud vor fi expuse caracterele seriilor de Someş, de Arad a, de Biharia, de Muncel, de Mădrizeşti — Baia de Arieş — Vidolm — Lunca şi de Trascău, iar separat cele ale intruziunilor prehercinice. Complexele efuzive vor fi tratate în cadrul fiecărei serii cristaline, fiind inseparabile de complexele sedimentogene respective care le cuprind. Acolo unde este cazul vor fi expuse şi caracterele metalogenetice ale seriilor. I. FORMAŢIUNI CRISTALOFILIENE PRECAMBRIENE ŞI PALEOZOIC INFERIOARE SERIA DE SOMEŞ Seria de Someş ocupă poziţia geometrică cea mai profundă din întreg masivul cristalin al Gilăului, reprezentând unul din termenii stratigrafici cei mai vechi ai acestuia şi constituind fundamentul unităţii alpine a autohtonului de Bihor. Seria aflorează pe o suprafaţă foarte întinsă (mai mare decât toate celelalte serii cristaline împreună) : în afara Masivului Gilău (bazinele Ierii, Someşului Cald şi Someşului Rece), crestele cristaline ale Plopişului, Meseşului şi dintre Vlădeasa şi Pădurea Craiului sunt formate în mare parte sau chiar în întregime din seria de Someş. Delimitarea ei a fost făcută în 1957, de M. Bleahu şi R. Dimitrescu, care au introdus şi termenul respectiv în literatura de specialitate, termen acceptat de atunci şi în lucrările ulterioare privind Munţii Apuseni. Dezvoltarea cea mai tipică a seriei de Someş (fig. 3) este cunoscută datorită lucrărilor lui M. Borcoş şi Elena Borcoş (1964) în bazinul superior al Ierii. După versiunea revizuită de către M. Borcoş (în V. Ianovici şi colab., 1969), seria a fost împărţită în trei complexe. 1) Complexul inferior, paragnaisic (denumit anterior complexul şisturilor cuarţo-feldspatice) este format din paragnaise cu două mice, frecvent granatifere, cu rare intercalaţii de paragnaise amfibolice (şi biotit), de micaşisturi şi de şisturi cuarţitice.

2) Complexul mediu, cuarţitic, de grosime mai redusă, se compune din şisturi cuarţitice micacee, uneori granatifere, cu rare intercalaţii de şisturi cuarţo-amfibolice (± epidot). 3) Al treilea complex, cel al micaşisturilor, este constituit în principal din micaşisturi cu muscovit şi biotit, deseori granatifere, cu intercalaţii de micaşisturi cu turmalină şi granat şi de micaşisturi cu staurolit şi granat. O lentilă de amfibolite este cunoscută în valea Bondureasa Mare şi o alta, la confluenţa văii Şoimului cu pârâul Lindrului. În lucrările preliminare (M. Borcoş, Elena Borcoş, 1962, 1964), complexul micaşisturilor era considerat ca având o poziţie inferioară faţă de celelalte două, admiţîndu-se în acelaşi timp o înaintare parţială între toate trei complexele. Fig. 3. - Distribuţia seriei de Someş (1) : a, calcare cristaline; b, amfibolite. Gradul de metamorfism al seriei de Someş în această regiune corespunde zonelor cu almandin şi cu staurolit. Aurica Trif (1952) a semnalat pentru prima dată prezenţa sillimanitului În micaşisturile aflorând pe valea Ierii, între confluenţa cu Şoimul şi localitatea Hăjdate—Valea Ierii. O a treia izogradă ar putea fi deci trasată; pe de altă parte, sillimanitul identificat de D. Giuşcă 1 la izvoarele Ierii şi Şoimului ar părea să aibă originea în contactul termic al granitului de Muntele Mare (M. Bleahu, R. Dimitrescu, 1957 ; M. Borcoş, 1964 ;R. Dimitrescu, 1962, 1966 a). În bazinul Ierii, în urma lucrărilor lui M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962), D. Giuşcă şi colab. (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969) atribuie seriei de Someş corpurile de ortoamfibolite migmatizate de către intruziunile de Codru (Aurica Trif, 1968). Fără a nega în mod categoric această legătură, R. Dimitrescu (1966 a) susţine identitatea între aceste ortoamfibolite şi metagabbrourile descrise de el însuşi (1958) între Gârda şi Lupşa, în aceeaşi serie migmatică. Spre nord, în bazinele Someşului Rece şi Someşului Cald, I. Hanomolo şi Antoaneta Hanomolo (1962) descriu în seria de Someş micaşisturi şi paragnaise micacee cu granat, uneori cu staurolit (± disten), cu intercalaţii subordonate de cuarţite (micacee, feldspatice sau grafitoase) şi de gnaise. În teza sa de doctorat, Aurica Trif (1968 a) aduce detalii suplimentare privind dezvoltarea aceleiaşi serii între Someşul Rece şi Valea Ierii. Alături de micaşisturi cu granat, uneori cu staurolit (± disten), de paragnaise micacee, de gnaise (oculare, aplitice sau granitice), ea semnalează câteva intercalaţii de amfibolite (pârâul Lăii, Pârâul Negru, Bodeşti — Pietrari), de cuarţite grafitoase (Plopi, Valea Ierii, Ghergheleu) şi un singur calcar cristalin, la nord de confluenţa Someşului Rece cu Râşca Mică. Sunt prezentate patru analize chimice de amfibolite (Aurica Trif, 1968, 1969) : grupul magmatic, după Niggli, este gabbroid. Coloane stratigrafice în seria de Someş au fost studiate în mare amănunt de Aurica Trif şi E. Stoicovici (1963) într-o carieră din valea Râşca Mică. De jos în sus, se poate observa următoarea succesiune: paragnaise cu biotit şi muscovit; alternanţă de amfibolite şi de micaşisturi; amfibolite; alternanţă de micaşisturi-paragnaise. Materialele sedimentare primordiale ar fi gresii feldspatice (pentru paragnaise ) şi marne sau marnocalcare dolomitice (pentru amfibolite). Autorii citaţi au reconstituit trei ritmuri sedimentare psamito-pelitice. O altă coloană (Corabia), cu două ritmuri, cuprinde paragnaise cu biotit, micaşisturi cu granat şi disten şi o alternanţă de paragnaise şi micaşisturi cu granaţi mărunţi. Cele două coloane studiate au grosimi de câteva zeci de metri. Ele reprezintă produsul metamorfismului şi repauzează, după Aurica Trif şi E. Stoicovici (1963) şi Aurica Trif (1968,1969) peste un grup de migmatite anatectice, produse prin ultrametamorfism. Aceste migmatite, cu textură ptigmatică, ocupă o zonă de peste 6 km în lungul văilor Râşca Mică şi Someşul Rece; o altă zonă, mai restrânsă, aflorează pe cursul superior al Râştei Mari. Aurica Trif (1968, 1969) prezintă analize chimice separate pentru trei paleosomuri şi trei neosomuri din aceste migmatite. O altă zonă de anatexie a fost delimitată de Aurica Trif şi E. Stoicovici (1966) la izvoarele Ierii (confluenţa cu pârâul Lăii). O alternanţă de micaşisturi (± granat) şi de paragnaise, de 140 m grosime, cu două intercalaţii de amfibolite, acoperă anatectite şi migmatite nebulitice. Opt analize chimice de anatectite, cu compoziţiile modale respective, sunt reproduse în această lucrare. Un caracter general al regiunii ocupate de seria de Someş la est de granitul de Muntele Mare este prezenţa a numeroase corpuri de pegmatite. Ele au fost descrise de E. Stoicovici şi Aurica Trif (1963). Forma lor poate fi lenticulară sau filoniană, concordantă sau discordantă ; dimensiunile nu întrec câteva sute de metri în lungime şi câteva zeci de metri în grosime. Principala exploatare se găseşte la Crişeni—Muntele Rece, unde s-a reuşit a se stabili următoarea zonalitate: nucleu bogat în feldspat alcalin ; zonă internă cu structură grafică (eutectic cuarţ-feldspat); zonă marginală cu cristale mari de muscovit, turmalină şi spessartin. Obiectul exploatării este feldspatul (raportul K 2O/Na2O este 1

Comunicare verbală.

cuprins între 0,89 şi 1,5); 50 de analize chimice au fost reproduse de autori (E. Stoicovici, Aurica Trif, 1963). Pegmatitele cantonate în seria de Someş au fost clasificate în : normale, feldspatice, cu muscovit şi cu turmalină. Singurele minerale mai puţin răspândite, identificate în câteva ocurenţe de pegmatite, sunt, după aceiaşi autori: granatul spessartin, spinelul, ilmenitul, berilul şi molibdenitul. O altă categorie de filoane ce străbat seria de Someş atât la vestul cât şi la estul granitului de Muntele Mare este formată din cuarţ (“pegmatite cuarţifere” după E. Stoicovici şi Aurica Trif , 1963). Exploatarea cea mai importantă se găseşte la Mânăstireni; filoanele au grosimi de 3 la 8 m şi conţinuturi de 95-99,3% SiO2 (V. Brana, 1967). Filoanele de pegmatite, de aplite (5 analize chimice. Aurica Trif, 1968) şi poate şi de cuarţ sunt probabil în legătură genetică cu granitul de Muntele Mare; prezenţa lor în număr mai mare la est de acesta constituie un argument pentru a postula înrădăcinarea spre nord-est a masivului. La vest de masivul granitic, seria de Someş îşi păstrează monotonia; R. Dimitrescu (1966 a) descrie, la vest de Arada, micaşisturi cu granat, rare amfibolite şi un gnais lenticular. Partea superioară a seriei anunţă caracterele celei următoare, seria de Arada: micaşisturile, frecvent diaftoritice, admit intercalaţii de şisturi granatifere cu porfiroblaste de albit şi un singur banc de calcar cristalin, având aceeaşi poziţie cu cel menţionat mai sus la confluenţa Someşului cu Râşca (Aurica Trif, 1968) care stă şi el puţin sub limita seriei de Arada. În regiunea Ciucea (la contactul între cei trei masivi muntoşi: Vlădeasa, Plopiş şi Meseş), R. Dimitrescu (1959) menţionează micaşisturi şi paragnaise cu granat, cu rare intercalaţii de cuarţite şi de amfibolite, aparţinând tot seriei de Someş. Mai târziu, într-un studiu mai detaliat, Şt. Câmpeanu şi Nadia Câmpeanu (1968) disting în aceeaşi regiune, cuprinsă între văile Iada şi Drăganu, un complex inferior cu predominanţă feldspatică (paragnaise), un complex mediu cuarţitic şi un complex superior (micaşisturi), paralelizabile cu complexele stabilite spre SE de către M. Borcoş. Ca intercalaţii apar şisturi amfibolice şi ortoamfibolite. Partea superioară a complexului de micaşisturi este afectată de retromorfism. Gradul de metamorfism corespunde zonei cu almandin; izograda staurolitului nu este atinsă decât la nord de Crişul Repede, în Munţii Plopiş (valea Pestişului — Aleşd, valea Bistrei — Pădurea Neagră), unde apar şi gnaise oculare sau “Feldspatknotengneise” (Th. Krăutner, 1938). În creasta Meseşului, V. Ignat (1974) descrie un complex inferior de cel puţin 800 m grosime (micaşisturi cu granat ± staurolit, cu intercalaţii subţiri de amfibolite ± granat, paragnaise şi cuarţite) şi un complex superior (400—650 m) format dintr-o alternanţă continuă de şisturi cuarţitice micacee, paragnaise micacee, gnaise leucocrate, micaşisturi cu granat şi şisturi amfibolice. Între cele două complexe există o tranziţie gradată. Diaftoreza este foarte larg răspîndită, aşa cum arătaseră E. Szadeczky (1930) şi Th. Krautner (1938). Vârsta exactă a sedimentelor seriei de Someş nu a putut fi precizată. Este de notat totuşi că mai la sud, precambrianul superior (rifeanul) este reprezentat într-un termen stratigrafie superior, şi anume în seria de Arada. Deci seria de Someş constituie un termen relativ profund al precambrianului. Vârsta metamorfismului este cert prehercinică; o determinare de rocă globală prin metoda K—Ar a dat o vârstă de 381 milioane ani (M. Soroiu şi colab., 1969). Pentru două probe de muscovit din pegmatit sa obţinut o vârstă de 488 milioane ani2 (V. Ianovici şi colab., 1969). Caracterele litologice şi metamorfice ale seriei de Someş prezintă unele asemănări cu seria de Sebeş — Lotru a cristalinului getic din Carpaţii Meridionali. În Carpaţii Occidentali, doar în zona de Lubietova (J. Losert, 1963) se găseşte o grupă de roci întrucâtva analoagă. SERIA DE ARADA Fig. 4. — Distribuţia seriei de Arada (inclusiv cristalinul epimetamorfic septentrional) (l) a, calcare cristaline; b, amfibolite; c, porfiroide. În împrejurimile localităţilor Arada şi Albac, seria de Someş este acoperită de o serie cu caracter epimetamorfic, groasă de circa 4 500 m, pe care M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1957) şi R. Dimitrescu (1966 a) au denumit-o seria de Arada. Ea se prelungeşte spre est până la nord de Lupşa (fig. 4). În constituţia ei intră, în cea mai mare parte, şisturi sericito-cloritoase şi sericito-cuarţitice. Acestea cuprind, ca intercalaţii frecvente, putând fi urmărite pe mai mulţi kilometri, şisturi sericito-cloritoase cu albit şi şisturi amfibolice (metatufuri bazice). Ca produse metamorfozate ale unui vulcanism acid sunt de citat intercalaţiile de porfiroide (metariolite ignimbritice) şi şisturi albe cuaiţe-feldspatice său halleflinta (metatufuri acide). Chimismul acestora le încadrează în grupul de magme granitice (tabelul nr. 1).

2

467 milioane ani (recalculat 1975; M Lemne, comunicare verbală).

Tabelul nr.1 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din metatufurile acide ale seriei de Arad (6 analize după, R. Dimitrescu, 1966 a; Aurica Trif, 1969; I. Mureşan, 1971) Oxizi % SiO2 A1203 Fe203 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

74,3-79,0 11,1-13,5 0,6-2,2 0,0-1,3 0,0-2,0 0,4-1,8 0,4-4,3 2,7-8,6 0,3-1,6

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 440-606 40-54 8-34 2-11 19-40 0,34-0,93 0,00-0,55

Câteva bancuri subţiri de cuarţite grafitoase şi un singur banc discontinuu de calcar dolomitic cristalin (dealul Băleştilor — valea Jgheburoasă) completează imaginea acestei serii; analizele chimice ale rocilor ei tip sunt redate de R. Dimitrescu (1966 a). Partea bazală a seriei de Arada, în vecinătatea imediată a localităţii tip, este formată din şisturi sericito-cuarţitice şi cloritoase cu biotit; între zona cu almandin, reprezentată de seria de Someş, şi zona cu clorit, cuprinzând restul seriei de Arada, se intercalează deci o zonă cu biotit, care poate fi urmărită de la nord de Scărişoara până pe versantul sudic al Muntelui Mare (R. Dimitrescu, G. Ioachim, 1972). Partea terminală (sudică) a seriei de Arada este de asemenea marcată prin vestigiile unui metamorfism mai intens: la est de Albac se poate delimita un banc continuu de micaşisturi cu muscovit şi cu porfiroblaste de granaţi cloritizaţi. Diaftoreza este prezentă, la acest nivel, ca şi în zona bazală cu biotit. D. Giuşcă şi colab. (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969) au descris zona cu dorit a seriei de Arada sub numele de “seria de Bistra”; aceşti autori nu păstrează numele de “seria de Arada” decât pentru zona cu biotit. Determinările sporo-protistologice au demonstrat vârsta precambriană terminală până la cambriană inferioară a seriei de Arada în sensul originar al acestei denumiri (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971). Formele identificate sunt următoarele: Laminarites, Leiosphaeridium sp., Protosphaeridium sp., Pr. flexuosum, Pr. acis, Pr. cf. densum, Favosphaeridium sp., Stictosphaeridium cf. sinapticuliferum, Asperatopsophosphaera sp., Protomycterosphaeridium marmoratum. Aşa cum se va vedea mai departe, seria de Arada pare a reprezenta deci un echivalent al seriilor de Biharia şi de Muncel situate mai la sud, luate împreună (R. Dimitrescu, 1966). Problema prezenţei seriei de Arada în partea estică a masivului cristalin al Gilăului a fost pusă recent de Aurica Trif (1968, 1969). Intre văile Râşca Mică şi Râşca Mare, ca şi în împrejurimile localităţii Valea Ierii (între valea Finişelului şi muntele Agriş), seria de Someş este acoperită de şisturi cuarţitice-sericitice şi sericito-cloritoase, cu intercalaţii de şisturi cuarţitice cu dorit şi biotit, de şisturi clorit-epidotice, uneori cu albit, de şisturi amfibolice, de porfiroide, halleflinta şi de cuarţite grafitoase. Cristalinul epimetamorfic septentrional. Cuvertura normală a seriei de Someş în partea nordică a Masivului Gilău, ca şi în ramificaţiile acestuia — Vlădeasa, Plopiş şi Meseş — este constituită dintrun cristalul epimetamorfic, figurat de M. Borcoş, pe foile Cluj şi Şimleu Silvaniei ale hărţii geologice 1 : 200 000 a României (1968) ca reprezentând prelungirea spre nord a seriei de Arada. Într-adevăr, după I. Hanomolo şi Antoaneta Hanomolo (1962), bordura de nord-est a Masivului Gilău, precum şi câteva fâşii în interiorul acestuia (printre care şi aceea situată între văile Râşca Mare şi Râşca Mică, descrisă mai târziu de către Aurica Trif) sunt formate dintr-un complex sericito-cloritos, cu intercalaţii de şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit, şisturi actinolitice, cuarţite grafitoase sau cloritoase, calcare cristaline şi porfiroide. La baza acestui complex s-ar găsi un complex de tranziţie, format din paragnaise micacee cu dorit şi din şisturi micacee cu dorit şi biotit. În aceeaşi regiune, I. Mureşan (1971) a realizat o subdiviziune a cristalinului epimetamorfic în trei complexe. Complexul sedimentogen-magmatogen inferior este format din şisturi cuarţitice cu sericit şi sericito-cloritoase, următoarele roci apărând ca intercalaţii: micaşisturi cu granaţi cloritizaţi, şisturi clorito-biotitice, cuarţite sericitoase sau grafitoase, şisturi calcaroase şi calcare cristaline, şisturi albe cuarţo-feldspatice (halleflinta, metatufuri acide), porfiroide, şisturi amfibolice cu dorit, şisturi cloritoase cu albit şi epidot. Un complex de roci bazice, cu poziţie geometrică intermediară, se compune din metagabbrouri, din ortoamfibolite, din şisturi cloritoase cu epidot şi albit, din şisturi amfibolice (± dorit), din şisturi amfibolice sau sericito-cloritoase cu porfiroblaste de albit şi din metabazalte; rocile cu

compoziţie chimică de tip gabbroid predomină. Complexul sedimentogen superior este format din şisturi cuarţitice cu sericit, cu intercalaţii de şisturi grafitoase, de calcare şi dolomite cristaline şi cu rare lentile de roci amfibolice. Apar ca intercalaţii şi rare bancuri de metaconglomerate. I. Mureşan (1971) sugerează pentru complexul mediu echivalenţa cu seria de Biharia, iar pentru complexul superior, echivalenţa cu seria de Muncel. Ortoamfibolitele sunt într-adevăr identice celor care caracterizează seria de Biharia şi analizele lor chimice au fost înglobate în acelaşi tabel (nr. 2), după cum se va vedea mai departe. Spre vest, în regiunea Ciucea, R. Dimitrescu (1959 a) semnalează pentru prima dată prezenţa unor şisturi cuarţitice şi unor şisturi verzi clorit-albitice formând o serie epizonală care acoperă seria mezozonală (de Someş). Ulterior, St. Câmpeanu şi Nadia Câmpeanu (1968) separă între văile Drăganului şi Iadei o zonă mai întinsă formată din şisturi cuarţitice cu muscovit şi dorit, cuprinzând ca intercalaţii şisturi cuarţitice cu biotit sau cu grafit, micaşisturi cloritoase, şisturi cloritoase tufogene cu albit şi epidot şi şisturi actinolitice. Aceeaşi serie se regăseşte spre nord-est, în creasta cristalină a Meseşului, unde ea constituie patru zone situate în cele două extremităţi ale crestei (în împrejurimile Ciucei şi Zalăului), şi în partea sa mediană (la nord-est şi la sud de Stârci). În acest masiv cristalin al Meseşului , Th. Krautner (1938) este acela care semnalase pentru prima dată roci epizonale care ar putea să nu rezulte din retromorfismul rocilor mezozonale. V. Ignat (1974) distinge în aceste formaţiuni epimetamorfice un complex inferior şi un complex superior, paralelizabile primelor două complexe separate de I. Mureşan. Complexul inferior terigen (şisturi cuarţitice, şisturi sericito-cloritoase) de 300 — 400 m grosime pare transgresiv peste seria mezometamorfică. Complexul superior, de şisturi verzi tufogene, are o grosime de 200—300 m. Este format dintr-un nivel bazal de şisturi clorito-amfibolice şi clorito-epidotice, cu rare intercalaţii cloritosericitoase, acoperit de şisturi muscovito-cloritoase cu porfiroblaste de albit. Având în vedere asemănările litologice şi echivalările făcute din aproape în aproape, suntem de părere că atribuirea la seria de Arada a tuturor - formaţiunilor cristalinului epimetamorfic septentrional, constituind cuvertura normală a seriei de Someş, poate fi luată în consideraţie. În regiunea situată la nord-vest şi nord-est de Albac, seria de Arada, prin intermediul zonei sale cu biotit, ia contact după cum am văzut cu seria de Someş. Limita Între cele două serii a fost trasată în lungul izogradei granatului almandin (R. Dimitrescu, 1966); în consecinţă, nu este sigur că această limită are o valoare stratigrafică de prim rang, superpoziţia normală a seriei de Arada peste cea de Someş nefiind totuşi de contestat. Aşa cum am mai arătat, partea terminală a seriei de Someş prezintă la nord de Arada o compoziţie litologică particulară, anunţând, într-un fel, pe cea a seriei de Arada (intercalaţii de şisturi cu porfiroblaste de albit şi cu granat). Retromorfisrnul micaşisturilor face această tranziţie încă şi mai treptată. R. Dimitrescu (1966) n-a putut surprinde între cele două serii discordanţa stratigrafică sau de metamorfism a cărei existenţă a fost susţinută de D. Giuşcă şi colab. (1967). În interpretarea acestora din urmi, diaftoreza seriei de Someş ar fi de pus în legătură cu metamorfismul progresiv primordial al seriei de Arada (“seria de Bistra” a autorilor citaţi). Este interesant de constatat că trecerea de la cristalinul epimetamorfic septentrional la seria de Someş se face brusc (R. Dimitrescu, 1959; St. Câmpeanu, Nadia Câmpeanu, 1968 ; V. Ignat, 1974) sau prin intermediul unei zone de tranziţie slab dezvoltate (I. Hanomolo, Antoaneta Hanomolo, 1962; I. Mureşan, 1971). SERIA DE BIHARIA Această serie a fost individualizată ca atare de P. Rozlozsnik (1909, 1935) şi de M. Palfy şi P. Rozlozsnik (1939) în regiunea vârfului Biharia (Curcubăta Mare); autorii menţionaţi descriu (redând şi 6 analize chimice), gnaise albitice cu dorit sau cu amfibol, şisturi amfibolice, ortoamfibolite, epidotite şi dolomite cristaline. D. Giuşcă (1937 b) publică o hartă geologică mai detaliată a aceleiaşi regiuni; el precizează poziţia în pânză a seriei de Biharia, în compoziţia căreia intră gnaise şi şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit, ortoamfibolite şi rare dolomite. Th. Krăutner (1944) atrage pentru prima dată atenţia asupra diferenţelor existente între faciesurile şisturilor cristaline ale diferitelor unităţi tectonice alpine din regiunea Albac; întemeiat pe lucrările lui D. Giuşcă, el întrevede raporturile tectonice ale seriei de Biharia cu seria de Codru. Fig. 5. — Distribuţia seriilor de Biharia şi Muncel. 1. Seria de Muncel; 2. seria de Biharia: a. calcare cristaline ; b. amfibolite ; c. porfiroide. Importanţa stratigrafică a seriei de Biharia, putând constitui un nivel reper cu caractere

petrografice distincte în masa şisturilor cristaline ale masivului Gilău — Muntele Mare (fig. 5), încă nestudiate în detaliu la acel timp, a fost relevată de M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1957) şi de R. Dimitrescu (1958). Acesta, reluând delimitarea pachetului de “roci verzi”, l-a urmărit pe mai mult de 30 km spre est; el a putut astfel constata că în afara zonelor cunoscute anterior în Biharia şi în Muntele Drăghiţa, seria de Biharia constituie o zonă continuă orientată în general est—vest, care trece prin dealul Belescilor, comuna Vadu Moţilor (Săcătura), satul Boţeşti, se efilează aproape cu totul la nord de Bistra şi se regăseşte apoi între Bistra şi Lupşa, la nord de Arieş, urmărindu-se cu direcţia nord-est la nord de Valea Lupşii. Dedublarea fâşiei de teren ocupate de seria de Biharia între Certeje şi Bistra este aceea care l-a condus pe R. Dimitrescu (1958) a imagina existenţa unei noi unităţi tectonice, solzul de Lupşa, racordată mai târziu solzului de Drăghiţa (R. Dimitrescu. 1966 a) şi, în final, pânzei de Muncel. Spre nord-est, în partea orientală a masivului cristalin al Gilăului, M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962) şi I. Mârza (1969) delimitează aceeaşi serie în împrejurimile localităţilor Corţeşti, Inceşti, Pleşeşti, Poşaga de Sus, Lunca Largă şi pe valea Ierţii, până la nord de Băişoara. Aurica Trif (1968, 1970) o regăseşte în vecinătatea Muntelui Săcelului; spre nord, ea n-a mai fost separată, I. Mureşan (1971) presupunând însă, aşa cum am mai văzut, echivalenţa orizontului median al cristalinului epimetamorfic septentrional cu seria de Biharia. Între Avram Iancu şi Bulzeşti, Angela Rafalet (1962 b) dă de asemenea o descriere sumară a aceleiaşi unităţi litostratigrafice. Trăsăturile esenţiale ale seriei de Biharia pot fi prinse într-o caracterizare de ansamblu întemeiată pe tezele de doctorat ale lui C. Ionescu (1962, 1970, 1971) pentru regiunea clasică (Masivul Biharia), R. Dimitrescu (1958) pentru regiunea situată între Gârda de Sus şi Lupşa şi I. Mârza (1969) pentru partea sud-estică a Muntelui Mare; ea va fi completată prin menţionarea particularităţilor locale. Fondul principal al seriei de Biharia, de minimum 1 200 m grosime stratigrafică , este constituit de şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit care alternează cu alte şisturi verzi, cu dorit, epidot şi calcit, cu actinot, epidot şi albit şi cu gnaise (şisturi) albitice cu muscovit şi dorit. Foarte caracteristică pentru jumătatea superioară a seriei, deşi discontinuă, este o intercalaţie de calcare dolomitice cristaline, de grosime variabilă, uneori dedublată, care se regăseşte de sub vârful Bihariei până în partea estică a Masivului Gilău. Un alt element caracteristic este reprezentat prin mici masive de ortoamfibolite (metagabbrouri şi metadiorite) regăsite şi de I. Mureşan (1971). Pentru întreaga asociaţie de roci verzi, nouă analize chimice sunt reproduse de I. Mârza (1969), tipurile lor magmatice, după Niggli, fiind piroxenitice, gabbroide, gabbrodioritice sau melacuarţdioritice. Analize chimice de ortoamfibolite se mai găsesc şi în alte lucrări citate (tabelul nr. 2). În regiunea Inceşti, I. Mârza a identificat, în aceleaşi roci verzi, metadolerite şi metabazalte. Ca şi R. Dimitrescu, acest autor a semnalat foarte rare bancuri de porfiroide intercalate în rocile verzi. În plus, în toată partea sud-estică a Muntelui Mare, I. M â r z a (1969) descrie un complex de roci acide, identificat anterior de M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962) şi situat de aceştia între gnaise albitice şi porfiroide. I. Mârza le denumeşte “plagiometavulcanite” şi “meta-granite trondhjemitice albitizate”, analizele lor chimice situându-se în tipurile magmatice adamellitic, granodioritic, natroengadinitic şi apliti-granitic din clasificarea lui Niggli (tabelul nr. 3). Tabelul nr. 2 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din ortoamfibolitele seriei de Biharia (8 analize după M. PaIfy. P. Rolozsnik, 1939: E. Dimitrescu, 1959; I. Mârza. 1969; I. Mureşan. 1971) Oxizi % SiO2 A1203 Fe203 FeO MgO CaO Na2O K2O Ti02 H20+

46,8-51,9 8,0-17,7 1,4-10,4 1,1- 9,7 5,2-16,2 9,1-15,2 1,2- 3,6 0,1- 1,5 0,3- 2,0 1,3- 5,4

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 98-135 9-25 41-61 16-35 3-12 0,01-0,21 0,42-0,88

Tabelul nr. 3 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din magmatitele acide ale seriei de Biharia (9 analize după I. Mârza. 1969). Oxizi %

Parametri Niggli

SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 H2O +

75,0-80,1 10,8-12.4 0,2- 1,8 0,6- 1,8 0,1- 1,1 0,4- 3,8 3,7- 6,7 0,3— 3,9 0,1- 0,3 0,4- 0,8

si al fm c alk k mg

401-574 37- 46 7- 23 3- 22 22- 45 0,02-0,36 0,04-0,42

La izvoarele Arieşului Mic, D. Giuşcă (1960) a identificat un corp de ultrabazite metamorfozate în şisturi magneziene (serpentinite, şisturi talcoase sau actinolitice), cu impregnaţii (neeconomice) de magnetit. Ultrabazitele sunt intruse la nivelul calcarelor dolomitice; la contact cu acestea s-au dezvoltat skarne cu diopsid, granat (granditic), epidot şi actinot. În Masivul Biharia, C. Ionescu (1970, 1971) a realizat următoarea subdivizare stratigrafică locală: în cadrul unui complex inferior a fost separat un prim orizont alcătuit din şisturi albitice cu dorit şi muscovit, în care, cu totul subordonat, se întâlnesc intercalaţii de şisturi cloritoase cu albit şi de şisturi muscovitice, precum şi un al doilea orizont constituit din şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit. În cadrul unui complex superior au fost distinse un al treilea orizont, constituit din şisturi albitice în care se găsesc intercalate nivele subţiri de cuarţite feldspatice şi de şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit şi un al patrulea orizont alcătuit preponderent din şisturi cloritoase cu albit în care se intercalează gnaise albitice, calcare dolomitice şi şisturi cloritoase cu calcit. În complexul inferior apar biotitul şi granatul cloritizat. În şisturile cloritoase cu albit din complexul superior, porfiroblastele au în general dimensiuni mai mici, iar muscovitul se mai întâlneşte rar. Aceleaşi roci alcătuiesc microritmuri cu grosimi mai mici în complexul superior faţă de complexul inferior. Caracterul geosinclinal “ofiolitic” al seriei de Biharia a fost unanim admis de toţi autorii care au studiat-o în ultima vreme. În ceea ce priveşte şisturile cu porfiroblaste de albit , subscriem la concluzia la care a ajuns O. Maier (1974) pentru o altă regiune, şi anume că s-au format probabil din grauwacke feldspatice, sodiul necesar cristalizării albitului provenind din aceste roci sedimentare. Gradul de metamorfism al seriei de Biharia nu depăşeşte în general zona cu dorit, cu excepţia Masivului Biharia, unde granatul şi biotitul (ambele cloritizate) îşi fac apariţia în ceea ce C. Ionescu a separat ca un complex inferior. D. Giuşcă (1966) făcuse de asemenea observaţia că, parţial cel puţin, faciesul metamorfic al seriei corespundea celui al amfibolitelor cu epidot şi albit. Vârsta seriei de Biharia a fost stabilită recent de Adina Visarion şi R. Dimitrescu (1971). Din determinările sporo-protistologice a rezultat prezenţa următoarelor forme: Protosphaeridium sp., Pr. flexuosum, Pr. asaphum, Pr. cf. demum, Kildinella sp., Pseudo-zonosphaerites sp., Ps. cf. populosum, Orygmatosphaeridium cf. semireticulatum, Turuchanica sp., Leiosphaeridia bituminosa şi Laminarites. Ele indică vârsta precambriană superioară, inclusiv precambrianul terminal. Baza seriei de Biharia este străbătută de intruziuni de granitoide aparţinând seriei migmatice de Codru. În ceea ce priveşte intruziunile bazice din seria de Biharia, după R. Dimitrescu (1958, 1959 c, 1966 a) ele ar fi contemporane sau mai vechi decât intruziunile de meta-gabbrouri ale seriei migmatice de Codru (inclusiv cele din bazinul Ierii), granitoidele cauzând recristalizarea faneromeră a acestora din urmă. În raport cu Carpaţii Meridionali, R. Dimitrescu (1964, 1966 a), M. Soroiu şi colab. (1969), Adina Visarion şi R. Dimitrescu (1971) au susţinut echivalenţa seriei de Biharia cu cea de Leaota. Determinările palinologice (Marcela Dessila-Codarcea şi Violeta Iliescu, 1967) permit paralelizarea complexului de Lereşti—Tămaş cu seria de Biharia (rifean). Mai la sud, seria de Biharia se regăseşte în masivul sârbo-macedonean, sub numele de complexul de Vlasina (M. Dimitrijevic, 1967, 1967 a, 1967 6; M. Dimitrijevic şi colab., 1967). Echivalenţa lor este demonstrată de conţinutul palinologic (M. Soroiu şi colab., 1969; Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971), pentru a nu mai vorbi de identitatea lor litologică (“serii metaofiolitice”) recunoscută de M. Dimitrijevic în cursul unei excursii făcute pe valea Arieşului. SERIA DE MUNCEL Seria de Muncel a fost separată pentru prima oară de P. Rozlozsnik (1935) (a se vedea şi M. Palfy, P. Rozlozsnik, 1939). Au fost incluse în aceasta filite sericitoase, cuarţitice şi grafitoase, ca termeni sedimentogenă precum şi porfiroide şi gnaise oculare, ca ortoroci Acestea din urmă sunt

considerate ca produs metamorfic al unor granite său porfire granitice. Cristalinul seriei amintite este şariat peste carbonifer, la izvoarele Arieşului Mic. După D. Giuşcă (1937 b) care publică prima hartă geologică detaliată a aceleiaşi regiuni, filitele cu intercalaţii de porfiroide şi de epigranite, acoperă un nivel de şisturi cu porfiroblaste de albit. Ansamblul încalecă peste carbonifer în regiunea vârfurilor Muncel, Româna, Balea, Runc şi Plaiul. Termenul de “seria de Muncel” a fost introdus de M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1957) pentru ansamblul de roci descris mai sus după localitatea tip menţionată de D. Giuşcă. B. Dimitrescu (1958) urmăreşte spre est dezvoltarea acestei serii, care merge în lungul Arieşului Mic până la Câmpeni, şi în lungul Arieşului între Bistra şi Lupşa; o a doua fâşie continuă aflorează mai la nord, între Certeje şi Valea Lupşii (fig. o). Pretutindeni, atât în pânza inferioară a sistemului de Codru, cât şi în pânza de Muncel—Lupşa, seria de Muncel acoperă normal seria de Biharia. R. Dimitrescu (1958) descrie aceleaşi roci, şisturi cuarţito-sericitice şi muscovit-cloritice, care alternează uneori cu şisturi cu albit, dorit şi epidot. Ca intercalaţii se găsesc cuarţite grafitoase, porfiroide şi un gnais ocular la Mihoeşti (confluenţa celor două Arieşuri). Termenul superior al seriei este constituit din şisturi cloritosericitoase cu biotit. Şi mai spre est, după M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962), I. Mârza (1969) regăseşte seria de Muncel în împrejurimile localităţilor Săgagea şi Lunca Largă. În ceea ce denumeşte “complexul filitic”, I. Mârza descrie şisturi sericito-cloritoase şi cuarţite, cu intercalaţii de şisturi cu dorit, albit, epidot sau actinot, cuarţite grafitoase, porfiroide şi rare calcare cristaline. Spre nord, în bazinul mijlociu al Ierii şi al Someşului, separaţia între seria de Muncel şi seria de Biharia n-a mai fost realizată, ambele fiind incluse în “cristalinul epimetamorfic septentrional”, echivalent probabil al seriei de Arada. I. Mureşan (1971) sugerează însă echivalenţa complexului superior al “cristalinului epimetamorfic septentrional” cu seria de Muncel. Revizuirea regiunii tip a seriei de Muncel a făcut obiectul unei părţi a tezei de doctorat a lui C. Ionescu ( 1962, 1970, 1971). Şisturile cloritoase cu albit, epidot şi actinot menţionate încă de D. Giuşcă (1937) ca formând baza unităţii şariate, sunt atribuite seriei de Muncel ca prim termen stratigrafie; ca intercalaţii apar în acest termen gnaise albitice, şisturi cu porfiroblaste de albit, cloritoşisturi cu calcit şi calcare dolomitice cristaline. Al doilea termen stratigrafie este format din filite sericito-cloritoase, filite sericito-grafitoase, cuarţite cenuşii, (meta) granite gnaisice cu microclin şi porfiroide (metariolite şi meta-dacite). O analiză chimică a unei porfiroide este reprodusă în monografia lui M. Palfy şi P. Rozlozsnik (1939) (tabelul nr. 4). Tabelul nr. 4 Analiza chimică şi parametri Niggli ai unei porfiroide din seria de Muncel (după M. Palfy, P. Rozloznik, 1939). Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO CaO Na2O K2O H2O +

77,6 13,3 0,4 0,7 0,2 2,6 4,6 0,9

si al fm alk k

Parametri Niggli 35 54 7 38 0,53

În regiunea Avram Iancu—Bulzeşti, Angela Rafalet (1962) a regăsit în seria de Muncel aceleaşi roci, în special şisturi sericitoase şi porfiroide. O subdivizare stratigrafică a seriei de Muncel mai amănunţită a fost realizată de R. Dimitrescu cu ocazia revizuirilor întreprinse pentru redactarea foilor geologice 1 : 500 000 Avram Iancu şi Câmpeni (R. Dimitrescu, G. Ioachim, 1972). 1) În acord cu C. Ionescu (1970, 1971), a fost separat un termen inferior, acoperind normal seria de Biharia între Avram Iancu şi Lupşa; el este constituit din şisturi sericito-cloritoase alternând cu şisturi sericitoase cu albit, precum şi din şisturi cloritoase (± albit) şi conţine rare intercalaţii de gnaise albitice şi de porfiroide metakeratofirice. Vârsta acestui orizont este cambriană inferioară, după cum rezultă din inventarul sporo-protistologic (Adina Visarion, 1970; Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971), formele identificate fiind următoarele: Protosphaeridium sp., Pr. acis, Pr. tuberculiferum, Pr. cf. patelliforme, Kildinella cf. hyperboreica, Zonosphaeridium disterminum, Favosphaeridiicm sp., Protomycterosphaeridium marmoratum, Asperatopsophosphaera sp., ArchaeopsopJiospliaera cf. asperata.

2) Al doilea termen al seriei de Muncel este reprezentat prin şisturi sericitoase, cu intercalaţii de porfiroide metariolitice şi de gnaise oculare, urmărind Arieşul Mic între Avram Iancu şi Câmpeni şi regăsindu-se spre est între Bistra şi Lupşa. Gnaisele oculare care formează un nivel discontinuu între Avram Iancu şi Mihoeşti constituie o problemă aparte. După D. Giuşcă şi colab. (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969) ele ar reprezenta metaporfire granitice. Asociaţia cu metariolite, constatată în teren, ar fi logică în această interpretare. Examenul microscopic trădând unele caractere blastodetritice, modul lor de apariţie stratiform şi o analiză chimică care le plasează în câmpul sedimentogen (conţinut extrem de ridicat în silice şi alumină) au condus pe R. Dimitrescu la întrebarea dacă n-ar fi vorba în realitate de metaconglomerate arcoziene intercalate într-o serie vulcanogen-sedimentară. În acest orizont mediu al seriei de Muncel nu s-a putut identifica un conţinut sporoprotistologic. Este probabil ca el să revină cambrianului mediu (Adina Visarion, R. Dimitrescu. 1971). 3) Al treilea orizont al seriei de Muncel începe printr-un nivel foarte constant de cuarţite grafitoase, care se poate urmări pe versantul sudic al Arieşului Mic, între Avram Iancu şi Gura Sohodolului şi se regăseşte între Bistra şi Valea Lupşii, precum şi pe Valea Lungă, la nord de Baia de Arieş. La vest de Câmpeni şi la nord de Baia de Arieş, nivelul de cuarţite negre este acoperit de seria transgresivă a marmurelor, între Bistra şi Valea Lupşii însă, deasupra cuarţitelor negre mai apar şisturi sericitoase cu biotit, cu intercalaţii de paragnaise fin biotitice, de şisturi amfibolice şi de porfiroide metariolitice cu biotit, toate atribuite anterior (R. Dimitrescu, 1966 a; D. Giuşcă şi colab., 1967; V. Ianovici şi colab., 1969) seriei de Baia de Arieş. Din valea Arieşului (Gura Sohodolului) şi din valea Caselor (Lupşa) a fost determinat următorul conţinut microfloristic, provenit din cuarţitele negre şi din şisturile biotitice care le acoperă (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971): Leiosphaeridium sp., Synsphaeridium sp., Syns. conglutinatum, Tasmanites sp., T. cf. mangaseus, Protoleiosphaeridium cf. flavum, Favosphaeridium sp., Archaeohystrictosphaeridium sp. Asociaţia microfloristică este cu siguranţă cambriană, putând trece şi în ordovician. Aceeaşi asociaţie a fost determinată şi în marmurele trans-gresive de la Gura Sohodolului. Întemeiaţi pe aceste date, putem face presupunerea că al treilea orizont al seriei de Muncel ar aparţine cambrianului mediu sau celui superior, marmurele urmând a reveni cambrianului superior sau ordovicianului. Grosimea totală a seriei de Muncel este cuprinsă între l 000 şi 1500 m (R. Dimitrescu, 1958). Orizontul inferior al seriei de Muncel este metamorfozat în zona cu dorit. Izograda biotitului poate fi trasată sub nivelul cuarţitelor negre. În regiunea Ponorel (R. Dimitrescu, G. Ioachim, 1972) şi la nord de Lupşa ea coboară mai mult, cuarţitele negre trecând chiar în zona cu almandin. În Carpaţii Meridionali, determinările palinologice (Marcela Dessila-Codarcea. Violeta Iliescu, 1967) permit paralelizarea orizontului inferior al seriei de Muncel cu complexul de Căluşu — Tămăşel al seriei de Leaota (Cambrian inferior). Vârsta cambriană certă apropie seria de Muncel şi de seria de Tulgheş a Carpaţilor Orientali (Violeta Iliescu, I. Mureşan, 1970). O altă paralelizare s-ar putea face cu seria de Gelnica din gemeridele Slovaciei (O. Fusan şi colab., 1953; O. Fusan 1963; M. Mahel, T. Buday, 1967). Vulcanismul acid este caracteristica comună principală a acestor trei serii, a căror vârstă a fost stabilită pe baze palinologice. Acest vulcanism acid Cambrian, comparabil poate cu cel cunoscut la KrivoklatRokicany şi Strasice în Barrandianul Boemiei, a avut probabil un caracter ignimbritic. După cum am văzut mai sus, el se regăseşte în seria de Arada. în care produsele sale alternează cu produsele erupţiunilor bazice. SERIA DE BAIA DE ARIEŞ Extremitatea sud-estică a masivului cristalin Gilău—Muntele Mare este constituită dintr-o serie mezometamorfică cu caractere particulare, pe care R. Dimitrescu (1958) a denumit-o “seria de Baia de Arieş”, după localitatea tip (fig. 6). Această serie formează în întregime pintenul cristalin al Băii de Arieş, care separă bazinul neocretacic al Abrudului de culoarul neocretacic Sălciua; la nord de Arieş, aceeaşi serie se extinde până la o linie tectonică urmărindu-se din Dealul Cărbunarilor (nord-est de Lupşa) spre est şi apoi nord-est, dispărând sub senonian la vest de satul Runc Între Oraşti şi Poşaga de Sus, linia tectonică este decroşată spre nord de doua falii orientate nord-sud. La nord de Runc seria de Baia de Arieş reapare la Băişoara, limita ei vestică (tot cu caracter anormal) având direcţia nord — sud. Fig. 6. — Distribuţia seriilor de Baia de Arieş, Mădrizeşti şi Vidolm — Lunca (1): a, calcare cristaline; b, amfibolite. Seria de Baia de Arieş face astfel parte dintr-o pânză superioară, fundamentul ei normal nefiind nicăieri dezvelit de eroziune; în lungul liniei de încălecare care constituie limita sa nord-vestică,

ea stă anormal peste diferiţi termeni stratigrafie! mai tineri — seriile de Biharia, de Muncel şi chiar, aşa cum se va vedea mai departe, peste o serie reprezentând fie cristalin hercinic, fie mezozoic metamorfozat (seria de Vulturese — Belioara). R. Dimitrescu (1958) a schiţat principalele caractere petrografice ale seriei de Baia de Arieş pentru teritoriul situat la nord-est de Lupşa : predominarea “filitelor cu granaţi” şi a şisturilor cuarţitice micacee cu granaţi, cu intercalaţii de paragnaise biotitice cu granaţi, de amfibolite plagioclazice şi de calcare cristaline. Rocile metapelitice au în comun dezvoltarea microblastică a mineralelor micacee. Acelaşi autor afirmă identitatea acestei serii cu seriile de Mădrizeşti (din masivul cristalin Highiş — Drocea) şi de Vidolm — Lunca (din insula cristalină a Trascăului). Mai la nord, M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962) regăsesc aceleaşi “filite” şi şisturi micacee cu granaţi. Anterior, E. Stoicovici şi Aurica Trif (1955) descriseseră o serie de cuarţite destul de pure intercalate în rocile aceleiaşi serii (neseparată ca atare), la Baia de Arieş (Piatra Băii, Preluci, Rancea—Pleş, Harlost), la Brăzeşti (valea Brăzeşti-lor, dealul Aluniş) şi la Valea Lupşii (Halci, Crucea Toloşoaiei). Studii de amănunt au fost întreprinse de R. Ştefan, A. Ştefan şi T. Urcau (1967) în pintenul Băii de Arieş. Aceşti autori regăsesc acelaşi “aspect epimetamorfic” al şisturilor cuarţitice-micacee cu granaţi, în care ei semnalează şi prezenţa staurolitului; autorii descriu de asemenea intercalaţii de amfibolite şi de calcare cu silicaţi. În plus, pe alocuri, ei separă şisturi cuarţitice cu dorit sau cu grafit, pe care le consideră ca epimetamorfice. R. Ştefan şi colab. (1967) susţin că şisturile mezometamorfice s-au format pe seama celor epimetamorfice printr-un metamorfism progresiv, datorat intruziunii graniţelor de Vinţa (care vor fi descrise mai departe). Succesiunea fenomenelor ar fi analoagă cu cea invocată de B. Gambei pentru cristalinul Carpaţilor Mici, cu care seria de Baia de Arieş prezintă efectiv asemănări. Un punct de vedere opus a fost emis de D. Giuşcă şi colab. (1967): şisturile epimetamorfice ar fi acelea care s-ar fi format prin diaftoreză din rocile normale ale seriei de Baia de Arieş. Spre nord, în regiunea Oraşti—Poşaga—Runc, seria de Baia de Arieş a făcut obiectul studiilor lui I. Marza (1969). În masa micaşisturilor microblastice şi a şisturilor sericitoase cu granat almandin, autorul separă intercalaţii de paragnaise, de cuarţite sericitice său grafitoase, de calcare cristaline, de şisturi amfibolice şi de ortoamfibolite (metagabbrouri, metadiorite şi metabazalte). Din şase analize chimice prezentate se desprinde tipul magmatic gabbroid sau gabbrodioritic, după Niggli. La contactul unui metagabbro din valea Poşăgii, acelaşi autor a identificat o rocă de tip skarn. Între Poşaga, Sălciua (dealul Doboş) şi Brăzeşti se poate trasă izograda staurolitului la est de această linie, dezvoltarea lepidoblastică a micelor este mai accentuată, granaţii pot atinge 5 — 6 cm în diametru, iar staurolitul este vizibil uneori cu ochiul liber. Sporadic, acestui mineral i se asociază distenul, iar la Poşaga, sillimanitul. I. Mârza (1969) atribuie tot seriei de Baia de Arieş câteva lentile de porfiroide. Vârsta formaţiunilor constituind seria de Baia de Arieş este proterozoică inferioară (precambrian mediu), după studii sporo-protistologice (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971), efectuate pe şisturi micacee cu granat din valea Arieşului. Formele identificate sunt: Fibularix sp., F. cf. porulosa, Scintilla sp.. Se. cf. perforata, Millaria implexa, Catinella polymorpha, Leiosphaeridium sp. Identitatea formaţiunilor descrise cu zona de Tisovec din Slovacia (D. Andrusov, 1965), denumită şi zona de Kohut (M. Mahel, 1964), seria de Hladomorna dolina, seria de Kokava (M. Mahel, T. Buday, 1967; J. Kamenicky, E. Krist, 1969) a fost constatată de R. Dimitrescu în 1971. Ca zăcăminte metalifere cantonate în această serie trebuie menţionate formaţiunile cu silicaţi şi carbonaţi de mangan din dealul Doboş, de la Ţicu Avramului (Sălciua) şi de la Cioara (Baia de Arieş). Zonele lor de oxidaţie, cu piroluzit, braunit, hausmannit şi limonit, au făcut în trecut obiectul unor mici exploatări (T. P. Ghiţulescu, I. Gavăt, 1931; M. Socolescu, 1941). SERIA DE MĂDRIZEŞTI Această serie, separată de V. Corvin Papiu în 1953 şi descrisă în detaliu de H. Savu (1962 a) şi H. Savu şi colab. (1967), apare în zona situată între localităţile Mădrizeşti şi Slatina de Mureş, în extremitatea de sud-est a masivului cristalin Highiş—Drocea; ea reprezintă fundamentul formaţiunilor paleozoice metamorfozate ale seriei de Păiuşeni şi al depozitelor cretacice superioare (fig. 6). Seria de Mădrizeşti este constituită în primul rând din paragnaise cu biotit şi din paragnaise cu muscovit, în care se intercalează cuarţite cu muscovit, cu biotit sau cu epidot, calcare dolomitice marmoreene (uneori cu tremolit) asociate cu cipoline, ortoamfibolite (cu magnetit martitizat) şi serpentinite. Mineralele-index ale rocilor menţionate indică gradul înaintat de metamorfism al seriei (zona cu almandin). O analiză chimică a unui ortoamfibolit (H. Savu şi colab., 1967) încadrează roca, în clasificarea lui Niggli, în timpul magmatic leucogabbroid. împreună cu serpentinitele, aceste roci reprezintă vestigiile unui magmatism ofiolitic. Partea superioară a seriei de Mădrizeşti este afectată de

procese de retrometamorfism : granatul şi biotitul paragnaiselor sunt transformate în dorit. Această diaftoreză este contemporană cu metamorfismul progresiv hercinic al seriei de Păiuşeni. Echivalenţa seriei de Mădrizeşti cu seria de Baia de Arieş a fost admisă de toţi autorii recenţi, la fel ca şi vârsta ei precambriană (H. Savu, 1962 a ; H. Savu şi colab., 1967; M. Bleahu, R. Dimitrescu, 1957; M. Bleahu, M. Borcoş, H. Savu, 1968). Continuitatea dintre ele este mascată de bazinul neocretacic Abrud şi de bazinul neogen al Crişului Alb. SERIA DE VIDOLM-LUNCA Trascăului, şi anume întreg la sud de acest sector situat la nord de Arieş şi jumătatea vestică a sectorului situat la sud de acest râu, împreună cu insulele mai mici de la Valea Ascunsă şi Onceşti sunt constituite dintr-o serie mezometamorfică, pentru care păstrăm denumirea de “seria de Vidolm – Lunca”, introdus de M. Ilie (1936), lărgindu-I întrucâtva conţinutul (fig. 6). În teza sa de doctorat, M. Ilie (1936) descrie următoarele tipuri de roci, care constituie masa principală a seriei: şisturi sericitice cu dorit şi granat, şisturi cuarţitice cu muscovit, clorit şi granat, şisturi cuarţitice micacee (cu două mice) cu granat şi cuarţite cu biotit. La vest de Vidolm, acelaşi autor distinge o zonă de metamorfism mai accentuat, zona de Vârfuiata, în care apar micaşisturi şi paragnaise micacee, frecvent granatifere, care cuprind intercalaţii subţiri de gnaise nodulare (“de injecţie”) cu feldspat potasic şi cu granat. Această zonă se continuă spre est, la nord de Arieş, în bazinul inferior al Ierii; după J. Szadeczky (1930), în zona Buru — Ocoliş — Petreştii de Jos, gnaisele şi micaşisturile (care conţinl uneori staurolit) predomină asupra şisturilor cuarţitice, seria cristalină fiind străbătută lângă Surduc de filoane pegmatitice. Lucrările lui Aurica Trif (1952) au arătat că în vecinătatea confluenţei Arieşului cu Iară apar adevărate şisturi cu disten, în care este prezent şi sillimanitul. În seria pelito-psamitică astfel descrisă, M. Ilie (1936) a separat cartografic şi a descris destul de numeroase intercalaţii de amfibolite şi de calcare cristaline. Amfibolitele, în bancuri, lentile şi benzi groase de 1 la 20 m şi lungi până la câteva sute de metri, sunt considerate ca având o origine filoniană eruptivă, diabazică sau dioritică (dioritică sau gabbroidă în “zona de Vârfuiata”). Cele mai frecvente sunt amfibolitele cu plagioclaz; alături de acestea apar varietăţi cu granat şi cu biotit. În două puncte, J. Szadeczky (1930) semnalează corpuri de eclogite. Calcarele cristaline intercalate în seria de Vidolm — Lunca, de la valea Ierii până la valea Mogoşului, conţin uneori subţiri pelicule micacee (muscovitice sau biotitice) şi se remarcă uneori prezenţa tremolitului. În micaşisturile şi calcarele cristaline de lângă Buru se cunoaşte o lentilă de pirotină (J. Szadeczky, 1930; M. Socolescu, 1941). Din descrierile citate se poate deduce că seria de Vidolm — Lunca a fost metamorfozată în faciesul amfibolitic, putându-se distinge o zonă cu almandin şi o alta cu staurolit şi disten; o izogradă a sillimanitului n-a putut fi încă trasată cu precizie. M. Ilie (1953), M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1957) şi R. Dimitrescu (1958), întemeindu-se pe caracterele petrografice, au admis identitatea seriei de Vidolm — Lunca (Vârfuiata) cu seria de Baia de Arieş; continuitatea dintre ele nu este întreruptă la suprafaţă, decât de culoarul neocretacic Sălciua. Această concepţie a fost exprimată pe foaia geologică 1 : 200 000 Turda (M. Lupu, M. Borcoş, R. Dimitrescu , 1967), formaţiunile respective fiind atribuite anteproterozoicului superior. Vârsta lor precambriană este în general admisă azi, în urma determinărilor sporo-protistologice efectuate asupra seriei de Baia de Arieş. SERIA DE TRASCĂU Sectorul sud-estic al insulei cristaline a Trascăului, împreună cu apariţiile de mai mică întindere care jalonează spre sud zona de solzi a crestei Bedeleu — Râmeţi sunt constituite dintr-o serie cristalină cu caractere epimetamorfice pe care, împreună cu M. Ilie (1936), o denumim “seria de Trascău”. În teza sa de doctorat, acest autor descrie, ca formând masa principală a acestei serii, şisturile sericito-cloritoase. Acestea admit intercalaţii subordonate de cuarţite albe, de cuarţite negre grafitoase, ca şi de calcare cristaline (fig. 10). Gradul de metamorfism al seriei corespunde deci faciesului de şisturi verzi (zona cu dorit). Din punct de vedere economic, aceste formaţiuni au prezentat o mare importanţă din evul mediu şi până la începutul secolului al XX-lea, datorită zăcămintelor de minereuri de fier pe care le conţineau. Aceste zăcăminte au fost descrise mai recent de M. Socolescu (1941) şi de I. Mârza (1962) ele se găsesc la 2 km nord-vest de Remetea (Pârâul Fierului, dealul Băeşilor, Buha, Colţanele). Mineralizaţiile se prezintă sub formă de lentile, pungi, cuiburi sau chiar de filonaşe de sideroză, substituind (după autorii citaţi) calcare şi dolomite cristaline. I. Mârza semnalează şi prezenţa sporadică

a unor sulfuri comune asociate siderozei. Obiectul vechilor exploatări a fost constituit de limonitul pălăriei de fier formate pe corpurile sideritice. M. Socolescu (1941) şi I. Mârza (1962) consideră că zăcămintele s-au format prin metasomatoză hidrotermală. Poziţia stratigrafică a seriei de Trascău nu este încă elucidată. După M. Ilie (1936), formaţiunile în mod normal subiacente sunt constituite din seria de Vidolm —Lunca, spre care ar exista o tranziţie gradată după acelaşi autor, pe de altă parte, seria mai intens metamorfică ocupa totuşi o poziţie geometrică superioară, fiind deversată spre est peste seria de Trascău. M. B l e a h u şi R. Dimitrescu (1959) reprezintă seria de Trascău , pe schiţa terenurilor metamorfice din Munţii Apuseni, ca fiind prelungirea nordică, prin intermediul insulei cristaline a Rapoltului, a formaţiunilor cristaline din Poiana Ruscă de nord. Ideea a fost reluată pe foaia geologică 1 : 200 000 Turda (M. Lupu, M. Borcoş, R. Dimitrescu, 1967), pe care seria este atribuită proterozoicului superior-paleozoicului. După ultimele date ale lui H. Krautner şi M. Mureşan, cristalinul epimetamorfic al Poienii Ruscă, de vârstă devoniană-carboniferă inferioară, a fost metamorfozat în cursul orogenezei hercinice ; aceeaşi ar fi deci vârsta şisturilor cristaline ale seriei de Trascău, admiţând ipoteza noastră. Într-o altă ipoteză, tot atât de plauzibilă în stadiul de faţă al cunoştinţelor noastre, o parte cel puţin a seriei de Trascău ar putea aparţine cristalinului prehercinic. Aceasta este părerea lui D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967), care atribuie numai partea sudică a seriei de Trascău cristalinului hercinic. La limita dintre seria de Vidolm — Lunca şi seria de Trascău, autorii citaţi identifică o zonă de diaftoreză orientată SV — NE, care trece pe la nord de Arieş. * În partea sudică a Munţilor Metaliferi, între localităţile Cărmăzăneşti şi Valişoara, ridicările geologice efectuate de G. Cioflică (1961) şi I. Teodoru 3 au pus în evidenţă o fâşie de terenuri cristalofiliene epimetamorfice, apărând în lungul unei linii de fractură longitudinale, între ofiolitele mezozoice şi formaţiuni cretacice. Lungimea acestei benzi discontinue este de circa 15 km; lărgimea ei nu depăşeşte 300 m. Rocile cristaline sunt reprezentate prin şisturi cuarţitice, şisturi sericito-cloritoase şi şisturi clorito-sericitoase cu albit. Este încă greu a ne pronunţa asupra apartenenţei acestor şisturi cristaline la una din seriile descrise în prezenta lucrare. După D. Giuşcă şi colab. (1967), ele par a se găsi în aceeaşi poziţie ca seria de Trascău. 2. GRANITOIDE PREHERCINICE GRANITELE DE MUNTELE MARE Masivul granitic al Muntelui Mare reprezintă cea mai mare intruziune magmatică din cristalinul Munţilor Apuseni. Forma sa de ansamblu prezintă asemănare cu litera L: partea occidentală, orientată nord — sud este lungă de circa 35 km; partea sudică, orientată est-vest, nu depăşeşte 34 km. Lăţimea maximă a masivului este de 10 km (fig. 7). Fig. 7. — Distribuţia intruziunilor prehercinice în munţii Gilău şi Bihor. 1. Granite de Muntele Mare; 2. intruziuni de Codru: 3. granitoide de Vinţa: b. amfibolite. Limita exterioară a masivului cu şisturile cristaline pe care le traversează este pretutindeni tranşantă. Pe de altă parte, în interiorul său şi mai ales în partea sa sudică, se găsesc destul de numeroase intercalaţii de şisturi; direcţia lor principală este VSV-ENE. Masivul a fost considerat ca un batholit (E. Dimitrescu. 1958), ceea ce ar corespunde extensiunii sale; forma sa ar fi poate mai bine caracterizată prin denumirea de phacolit (R. Daly, 1933; E. Raguin, 1957) care subliniază caracterul de intruziune concordantă în şarniera unei cute, formă de trecere între un batholit şi un masiv stratoid. înrădăcinarea masivului Muntele Mare se face spre nord-est, paralel cu afundarea axială a cutei largi din bazinul superior al Ierii. Compoziţia mineralogică a masivului este destul de uniformă: cuarţ, microclin-micropertit, albiclaz (10 — 20 % An), myrmekit, biotit şi muscovit. Analizele chimice interpretate prin metoda Niggli dau valori corespunzând grupelor magmatice granitice şi leucogranitice (tabelul nr. 5). Din punct de vedere textural, principala varietate a granitului este cea porfiroidă, cu megacristale de feldspat potasic (1 — 2 X 4 — 5 cm). Din acest caracter, ca şi din studiile microscopice, R. Dimitrescu (1966) a dedus că masa fundamentală a rocii reprezintă produsul de consolidare a unei magme granodioritice şi că mega-cristalele de microclin s-au format prin “endoblasteză” metasomatică ulterioară (“autometasomatoză”). I. Mârza (1969) ajunge la aceeaşi concluzie. Celelalte varietăţi separate în Masivul Muntele Mare sunt granitul microgranular (destul de 3

Rapoarte manuscrise.

rar), granitul pegmatoid (mai frecvent în partea nordică) şi, suprapunându-se pe alocuri peste toate varietăţile menţionate mai sus, granitul gnaisic, reprezentând deseori un facies marginal. Din punct de vedere mineralogic se poate menţiona prezenţa accidentală în granit a turmalinei şi a granatului (E. Stoicovici, Aurica Trif, 1961; Aurica Trif, 1961; R. Dimitrescu, 1966; M. Borcoş şi colab., 1968). Aceiaşi autori semnalează xenolite ovoide, cu compoziţie cuarţdioritică. Granitul de Muntele Mare traversează, în cea mai mare parte a sa, seria de Someş; extremitatea sa sudică este în contact cu seria de Arada. În interiorul masivului, intercalaţiile din regiunea Vârful Muntelui sunt constituite din corneene micacee cu sillimanit, uneori cu cordierit (R. Dimitrescu, 1966). Tabelul nr. 5 Limitele de variaţie ale oxizilor şi Parametrilor Niggli din granitele de Muntele Mare (11 analize după J. Szadecky, 1908; E. Stoicovici. Aurica Trif, 1961; M. Borcoş şi colab., 1968; Aurica Trif. 1968) Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

65,8 - 72,5 13,5 - 19,3 0,1 - 1,6 1,0 - 3,9 0,5 — 4,1 1,0 - 3,3 3,0 - 4,8 1,8 - 5,5 0,1- 1,3

si al fm c alk k Mg

Parametri Niggli 221-383 32-51 13-35 5-14 21-32 0,17-0,51 0,13-0,80

În seria de Someş, M. Borcoş şi Elena Borcoş (1964) au distins zone succesive de contact termic: cu sillimanit (mice şi granaţi), cu staurolit (+ mice şi granaţi) şi cu mice şi granaţi. La est, I. Mârza (1969) identifică în aceeaşi serie corneene cu sillimanit, cu cordierit (uneori piritizat) şi cu biotit şi granat, ca şi calcare cu tremolit şi diopsid (între Inceşti şi Pleşeşti). În seria de Arada, corneenele micacee, cu structură “decussată”, conţin andaluzit (R. Dimitrescu, 1966 a). Lăţimea zonei de contact termic nu depăşeşte în general 1 km. Fenomene de feldspatizare metasomatică nu sunt observabile decât la scară foarte redusă, la limita sud-estică a masivului, unde au fost regăsite şi de I. Mârza (1969). Rare filoane de pegmatite traversează granitele. Geneza magmatică a plutonului granitic de Muntele Mare, complicată prin fenomene de microclinizare metasomatică ulterioare consolidării sale, este în general acceptată în prezent (R. Dimitrescu, 1958; E. Stoicovici, Aurica Trif, 1961; R. Dimitrescu, 1966 a; M. Borcoş şi colab., 1968; I. Mârza, 1969). O primă serie de determinări de vârste izotopice prin metoda K — Ar a dat pentru granitul de Muntele Mare, în afara unor vârste mai tinere, o singură valoare de 522 milioane ani pe rocă totală 4 (V. Ianovici şi colab., 1969). O altă serie de determinări efectuate pe muscovite, biotite şi feldspaţi potasic! n-a mai regăsit această valoare ridicată (M. Soroiu şi colab., 1969), obţinând vârste Între 232 şi 89 milioane ani. “Întinerirea” alpină, datorată şariajelor cretacice şi intruziunilor banatitice, este evidentă. Dat fiind că granitul străbate seria de Arada, a cărei vârstă urcă cel puţin până în cambrianul inferior, valorile cele mai înalte obţinute se pot considera ca indicând vârsta maximă admisibilă a intruziunii (deci baikaliană târzie). Caracterul ei tardiorogenic este admis de toţi cercetătorii (R. Dimitrescu, 1958, 1966 a; D. Giuşcă şi colab., 1967). MIGMATITELE DE CODRU M. Palfy şi P. Rozlozsnik (1939) sunt aceia care au dat prima descriere petrografică şi petrochimică detaliată a unei serii rezultând dintr-o interperetrare intimă a unor intruziuni magmatice şi a unor roci metamorfice, serie formând aproape în întregime fundamentul cristalin al Munţilor Codru (fig. 7). Şisturile cristaline ale acestei serii provin, după aceşti autori, din şisturi argiloase, din “grauwacke” şi din roci cuarţoase. Ele se prezintă sub forma de cuarţite feldspatice micacee, de cuarţite micacee cu granat, de cuarţite feldspatice cu hornblendă şi granat, de micaşisturi şi de gnaise cuarţoase. O parte a varietăţilor descrise de M. Palfy şi P. Rozlozsnik (1939) poartă clar pecetea metamorfismului 4

530 milioane ani (recalculat 1975 ; M. Lemne, comunicare verbală).

de contact: micaşisturi şi cuarţite micacee cu andaluzit, corneene şistoase cu biotit, în sfârşit roci “de injecţie”, formate prin refuziune locală. Intruziunile (ale căror minerale constitutive sunt minuţios descrise de autori) sunt reprezentate prin varietăţile următoare: granite cu muscovit, granite trondhjemitice, granodiorite, diorite cuarţifere micacee sau amfibolice, tonalite şi gabbrouri amfibolice. În Munţii Bihorului, T h. Krautner (1944) sesizează pentru prima dată afinitatea existentă între seria descrisă mai sus şi ceea ce el numeşte “seria granitică-dioritică”, delimitată anterior de M. Palfy (1907) între Gârda şi versantul sudic al Muntelui Mare. R. Dimitrescu (1958) face observaţia că seria intruziunilor de Codru, urmărită cartografic între Gârda şi Lupşa, are un caracter migmatic evident. El distinge două faze de intruziuni: prima este bazică (metagabbrouri şi metadiorite melanocrate — ortoamfibolite), a doua este acidă şi intermediară (granite, granite plagioclazice — trondhjemite, granodiorite şi diorite cuarţifere). Rocile cristaline străbătute sunt împărţite în corneene termice (şisturi micacee) şi migmatite eterogene, de origine metasomatică. Structurile acestora din urmă corespund diadisitelor, agmatitelor şi nebulitelor. Intruziunile afectează baza seriei de Biharia; ca minerale de metamorfism mai ridicat apar granatul şi sillimanitul. În estul Masivului Gilău, M.Borcoş şi Elena Borcoş (1962) separă o masă de ortoamfibolite cu caracter gabbroid între valea Sălăşelelor şi valea Ierii, străbătută de corpuri şi de filoane de granite sărace în feldspat potasic. Terminaţia nordică a ortoamfibolitelor şi intruziunilor acide şi intermediare de Codru, în ideea lui R. Dimitrescu, a fost prinsă de I. Hanomolo şi Antoaneta Hanomolo (1962) în Pârâul Ars (Someşul Rece) şi în valea Feneşul Mare. Toate aceste amfibolite fuseseră sumar descrise de J. Szadeczky (1930). Recent, cele mai nordice metagabbrouri şi granitoide de Codru de la confluenţa Someşului Rece cu Someşul Cald şi din valea Fenişelul Mare au mai făcut obiectul cercetărilor foarte atente ale lui I. Mureşan (1971). D. Giuşcă şi colab. (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969) disting ortoamfibolitele bazinului Ierii, migmatizate de către granitoidele de Codru, de ortoamfibolitele citate mai sus dintre Gârda şi Lupşa; în baza datelor petrografice şi a observaţiilor stratonomice şi tectonice sintetizate de M. Borcoş pe foaia geologică 1 :200 000 — Cluj (1968), ei leagă pe cele dintâi exclusiv cu seria de Someş, punct de vedere cu care R. Dimitrescu nu este de acord. Tabelul nr. 6 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din metagabbrourile şi hornblenditele intruziunilor de Codru (25 de analize după M. Palfy, P. Rozlozsnik, 1939; R. Dimitrescu, 1959; Aurica Trif, 1958; M. Borcoş în V. Ianovici şi colab., 1969; I. Mureşan. 1971) Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 H2O+

44,3-56,3 9,5-20,3 1,2 — 11.2 2,0-13,5 0,7-15,2 6,2—15,0 0,1- 4,4 0,1- 2,3 0,1- 3,1 0,5- 3,1

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 73-164 12-38 26-62 13-47 1-14 0,02-0,70 0,10-0,80

Tabelul nr. 7 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din granitele trondhjemitice şi dioritele cuarţifere ale intruziunilor de Codru (20 de analize după M. Palfy, P. Rozlozsnik. 1939; Aurica Trif. 1968; V. lanovici şi colab., 1969) Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K20 H2O +

54,4 — 74,0 13,9-19,9 0,2- 4,5 0,2- 6,7 0,2- 7,0 0,7-11,1 1,9— 5,8 0,3- 3,5 0,1- 3,4

Parametri Niggli si 150-420 al 11- 56 fm 4- 47 c 4— 28 alk 10- 35 k 0,02-0,50 mg 0,20-0,66

Studiul cel mai complet al fenomenelor de migmatizare legate de intruziunile de Codru este

realizat în teza de doctorat a lui Aurica Trif (1961, 1967, 1968 a, 1968 b). Ea aduce preciziuni interesante asupra diferitelor aspecte ale acestei serii în regiunea cuprinsă între văile Sălaşele şi Iară. — Şisturile cristaline preexistente, supuse ultrametamorfismului, sunt reprezentate prin gnaise, alternând cu micaşisturi şi cu amfibolite. Local, pe valea Huzii, Aurica Trif şi E. Stoicovici (1964) au reuşit a separa un complex amfibolitic inferior, un complex gnaisic inferior, un complex amfibolitic superior şi un complex gnaisic superior. Aceste formaţiuni mezometamorfice ar aparţine seriei de Someş. Aurica Trif (1968) prezintă analizele a trei gnaise granitice. — Intruziunile bazice care, cele dintâi, străbat rocile menţionate mai sus, sunt reprezentate prin metagabbrouri şi hornblendite. Tipurile magmatice ale acestor roci, după Niggli, sunt gabbroide şi hornblenditice (tabelul nr. 6). — Şisturile preexistente, împreună cu intruziunile bazice constituie paleosomul migmatitelor, al căror neosom este reprezentat prin granitoide. Migmatitele pot fi formate, după Aurica Trif (1961, 1968 a), prin mai multe procese: injecţie, metasomatoză şi “ultrametageneză” (ultrametamorfism). Din punct de vedere structural, autoarea distinge migmatite stratificate, ramificate, reticulare, porfiroblastice, oculare, brecioase (agmatite), ptigmatice şi nebulitice. Budinajul este răspândit în întreaga serie, în special în rocile bazice. Şase analize chimice de roci budinate sunt redate de Aurica Trif (1968 a). — Granitoidele care intrud în şisturile cristaline preexistente şi în rocile bazice , migmatizându-le în acelaşi timp, sunt repartizate la trei grupe: 1) trondhjemite-diorite cuarţifere; 2) granite cu ortoclaz (tasna-granite), care ar reprezenta (aşa cum afirmaseră şi M. Borcoş şi Elena Borcoş, 1962) apofize ale masivului granitic de Muntele Mare; 3) granite cu microclin roz şi granite muscovitice, care ar fi rocile cele mai tinere, migmatizând la rândul lor trondhjemitele şi granitele cu ortoclaz (polimigmatizare. Aurica Trif 1968 a, 1968 b). Tabelul nr. 8 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din granitele cu ortoclaz ale intruziunilor de Codru (3 analize după Aurica Trif, 1968). Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

62,8-72,5 14,9-16,3 0,8- 2,7 0,9- 4,8 0,8- 2,0 0,6- 2,0 1,9- 4,8 2,6- 4,2 0,3- 1.9

si al fm c alk K mg

Parametri Niggli 225-422 34-52 15-32 4-8 20-29 0,36-0,64 0,33-0,46

Tabelul nr. 9 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din granitele cu microclin ale intruziunilor de Codru (7 analize după M. Pălfy. P. Bozlozsnik, 1939; Aurica Trif, 1988; V. lanovici şi colab., 1969) Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

70,4-81,5 11,5-15,2 0,2- 1,1 0,0- 1,0 0,1- 0,9 0,5- 2,8 1,3- 3,2 1,4- 7,1 0,5- 4,7

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 354-693 44-60 3-18 3-18 16-39 0,40-0,63 0,01-0,55

Compoziţia chimică a acestor trei grupe de intruziuni este redată în tabelele nr. 7, 8 şi 9. La toate cele spuse se poate adăuga, odată cu R. Dimitrescu (1966 a), că intruziunile bazice ele înseşi au recristalizat probabil sub influenţa migmatizării legate de granitoidele de Codru. Amfibolii meta-gabbrourilor şi hornblenditelor ating frecvent 1 cm în diametru. Acelaşi autor (R. Dimitrescu, 1958, 1959,1966 a) ia în considerare ipoteza că aceste intruziuni bazice ar fi contemporane cu ortoamfibolitele seriei de Biharia, în caz contrar ele putând fi doar mai tinere decât cele din urmă. Seria

migmatică de Codru este pe alocuri străbătută de mici filoane pegmatitice (granitice, mai rar dioritice). R. Dimitrescu (1958, 1966), D. G i u ş c ă şi colab. (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969) consideră intruziunile granitoidelor de Codru ca tipic sinorogene. O primă serie de determinări de vârste izotopice prin metoda K —Ar a dat o valoare de 547 milioane ani 5 (media a trei determinări) pentru muscovite din pegmatite (V. Ianovici şi colab., 1969), precum şi o valoare de 344 milioane ani. O altă serie de 14 determinări, efectuate pe muscovite, biotite şi hornblende din diverse roci ale seriei de Codru n-au mai obţinut decât valori cuprinse între 343 şi 158 milioane ani. Se poate conchide deci fie la vârsta cambriană inferioară (baikaliană) fie la vârsta devoniană superioară (bretonă), în orice caz cu o “reîntinerire” alpină (şi una hercinică, în prima ipoteză). Dat fiind că vârsta şisturilor cristaline prehercinice şi a metamorfismului lor pare a se ridica până în cambrianul superior, dar nu mai departe (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971), apreciem că apartenenţa intruziunilor granitoide de Codru la faza orogenică sardă sau salairică (considerată fie baikaliană târzie, fie caledoniană precoce) poate avea mari şanse a se confirma în urma lucrărilor viitoare. Ca poziţie structurală, seria migmatică de Codru se găseşte în munţii Codru, Bihor şi Muntele Mare, în baza sistemului pânzelor alpine de Codru (unitatea de Finiş — Gârda). În partea orientală a Munţilor Gilău ea are poate o poziţie autohtonă, în legătură cu seria de Someş, dar posibilitatea unei poziţii tectonice faţă de aceasta nu este exclusă, după R. Dimitrescu, dacă se va putea dovedi prelungirea până în acel sector a şariajelor alpine. La Gârda — Ocol, pe Arieşul Mare, R. Dimitrescu (1958) şi R. Dimitrescu şi colab. (1965) au semnalat în baza pânzei de Arieşeni intruziuni granitoide de Codru străbătând şisturi sericitoase atribuite seriei de Muncel, acoperite de şisturile verzi (carbonifer inferior) ale seriei de Arieşeni. Reambulările recente ale lui R. Dimitrescu au arătat că şisturile sericitoase aparţin în realitate seriei devoniene de Păiuşeni. Ne găsim deci în faţa următoarelor alternative : a) granitoidele de Codru sunt hercinice; b) ele sunt prehercinice şi apar ca un petic rabotat în baza pânzei de Arieşeni; c) granitoidele de la Gârda — Ocol, hercinice, nu trebuie paralelizate cu intruziunile de Codru. GRANITOIDELE DE ŞIRIA Extremitatea nord-vestică a masivului cristalin Highiş este constituită dintr-un corp de granitoide care aflorează în împrejurimile localităţilor Siria şi Pâncota. Roca cea mai răspândită în acest masiv este un adamellit cu biotit (R. Dimitrescu, 1967). Granite pegmatoide muscovitice, pegmatite şi aplite formează un sistem paralel de filoane, cu grosimi cuprinse între câţiva centimetri şi câţiva decimetri (fig. 8). Fig. 8. — Distribuţia intruziunilor prehercinice în munţii Codru şi Highiş. 1. Intruziuni de Codru; 2. granitoide de Gârda; 3. granitoide de Mădrizeşti; b. amfibolite. Spre partea sa superioară, masivul se ramifică în mai multe apofize care străbat acoperişul său, format din paragnaise cu biotit şi muscovit şi din corneene (R. Dimitrescu, 1962 a). Două alte mici aflorimente de granitoide se găsesc la est de Tăuţ. Granitoidele de Siria au fost considerate ca făcând parte din seria intruziunilor de Codru (R. Dimitrescu, 1962, 1967; D. Istocescu, R. Dimitrescu, 1967). Continuitatea între ele este destul de bine demonstrată de forajele efectuate în bazinul Crişului Alb (M. Bleahu, D. Istocescu, M. Diaconu, 1971). Fundamentul formaţiunilor neogene este constituit, după aceşti autori, de către granite cu două mice, uneori gnaisice, ce străbat micaşisturi cu granaţi şi gnaise cu biotit şi muscovit. Acest tip de fundament granitic se continuă spre nord până în împrejurimile Oradiei. Determinări de vârste izotopice prin metoda K — Ar (M. Soroiu şi colab., 1969) au dat valori de 172 — 203 milioane ani pentru biotitul din adamellite şi de 221 — 266 milioane ani pentru muscovitul din pegmatitele care le străbat pe primele, ceea ce pune în evidenţă “rejuvenarea” alpină (vârsta izotopică a feldspatului potasic din pegmatite este de 121 — 126 milioane ani). Nu se poate totuşi exclude total ipoteza unei vârste hercinice a granitoidelor de Siria, ca şi a celor de Codru dealtfel. Tabelul nr. 10 Analiza chimică şi parametrii Niggli ai unui granitoid de Siria (E. Dimitrescu, 1967) Oxizi % SiO2 AI2O3 5

65,8 15,4

524 milioane ani (recalculat 1975; M. Lemne, comunicare verbală).

si al

Parametri Niggli 274 38

Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O +

0,9 1,9 1,3 2,8 4,3 5,6 1,2

fm c alk k mg

18 13 31 0,46 0,43

GRANITOIDELE DE MĂDRIZEŞTI Rocile granitoide, cu caracter sinorogen, care străbat seria de Mădrizeşti, sunt reprezentate prin mici intruziuni concordante cu şisturile cristaline (fig. 8); ele sunt constituite din granite cu biotit şi muscovit, străbătute ele însele de granite pegmatoide şi de pegmatite cu microclin roz sau cu turmalină. Analizele chimice ale graniţelor (H. Savu şi colab., 1967; V. Ianovici şi colab., 1969) indică tipuri magmatice leucogranitice, puternic diferenţiate (tabelul nr. 11). Tabelul nr. 11 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din granitele seriei de Mădrizeşti (două analize chimice după H. savu şi colab., 1967 şi V. Ianovici şi colab., 1969) Oxizi SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

71,6-73,0 13,0-18,6 0,1-3,4 0,1-0,6 0,2-0,4 1,2-1,3 2,6-3,9 2,7-5,2 0,1-0,9

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 388-401 42-59 2-20 7-8 30-32 0,31-0,56 0,15-0,57

În jurul intruziunilor granitice se dezvoltă migmatite arteritice lenticulare sau lit-par-lit. Aceste corpuri granitoide, cu migmatitele lor asociate, reprezintă probabil apofizele acoperişului unui pluton sinorogen, situat în profunzime. Ultimele diferenţiate se prezintă sub forma de filoane de cuarţ hidrotermal (silexite). GRANITELE DE VINŢA Şisturile cristaline ale seriei de Baia de Arieş sunt străbătute, la sud de localitatea-tip, de un masiv de granite de circa 3 km diametru, purtând numele de granite de Vinţa, după numele unui sat în jurul căruia aflorează (fig. 7). Forma acestui masiv este destul de neregulată; limitele sale sunt însoţite de o zonă, în general destul de subţire, de injecţie şi de migmatizare. După R. Ştefan şi colab. (1967), alături de rocile granulare (masive), destul de rare, se pot distinge varietăţi şistoase (gnaisice), care reprezintă rocile cele mai răspândite, varietăţi cu porfiroblaste de microclin şi varietăţi pegmatoide; filoane de pegmatite străbat atât masivul, cât şi şisturile cristaline înconjurătoare. Autorii citaţi atribuie o origine migmatică întregului masiv, ipoteză considerată cu rezervă de alţi geologi (V. Ianovici şi colab., 1969). Două analize chimice situează rocile în tipul leucogranitic, după Niggli (tabelul nr. 12). Determinările de vârstă absolută prin metoda K — Ar au dat o valoare de 508 milioane ani6 (media a două determinări) pentru muscovit dintr-un pegmatit al masivului de Vinţa şi o altă valoare rejuvenată de 172 milioane ani 7 (V. Ianovici şi colab., 1969), tot media a două determinări, pe un gnais muscovitic (rocă totală). Tabelul nr. 12 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din granitele de Vinţa (două analize chimice după V. Ianovici şi colab.,1969) 6 7

486 milioane ani (recalculat 1975; M. Lemne, comunicare verbală). 163 milioane ani (recalculat 1975; M. Lemne, comunicare verbală).

Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

68,2-68,6 13,0-15,4 1,5-2,3 1,8-2,1 0,3-0,6 2,4-3,6 4,0-5,3 4,4-4,5 0,8-1,3

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 274-314 38-42 16-18 12 — 13 30-31 0,41-0,46 0,25-0,43

3. METALOGENEZA PREHERCINICĂ O expunere sintetică a metalogenezei prehercinice este destul de greu de făcut şi are relativ puţine şanse de a reda cu fidelitate o realitate geologică, motivele principale pentru aceasta fiind trei: a) ivirile mineralizate localizate în formaţiunile sedimentogene sau magmatogene prehercinice sunt de o mare sărăcie, între ele nenumărându-se nici un singur obiectiv economic actual pentru minereuri, ci doar exploatări de substanţe nemetalifere; b) între multe din ivirile mineralizate cunoscute nu se poate pune în evidenţă vreo trăsătură de unire; c) nu este sigur dacă formaţiunile prehercinice aparţin unui singur sau mai multor cicluri orogenice, seria de Trascău putând fi, dimpotrivă, eventual atribuită în totalitate sau în parte ciclului hercinic. Singura provincie metalogenetică prehercinică cu adevărat conturată pe teritoriul Munţilor Apuseni este cea a concentraţiilor asociate magmatismului bazic din seriile mezometamorfice. În cadrul acesteia se poate distinge districtul cu acumulări vulcanogen-sedimentare metamorfozate de carbonaţi şi silicaţi de mangan Sălciua, localizat în seria de Baia de Arieş (M. Borcoş, 1968). Mineralizaţiile se situează la un anumit nivel stratigrafie, marcat de cele mai multe ori prin prezenţa intercalaţiilor de amfibolite şi de calcare cristaline; mulţi autori au presupus intervenţia unor procese de substituţie metasomatică în geneza lentilelor sau stratelor de minereuri manganifere. W. Scheppe a făcut pentru prima dată observaţia că acumulările au un caracter sedimentogen, presupunând şi un aport de substanţă legat de metamorfismul ulterior. V. Ianovici şi colab. (1966) încadrează pentru prima dată acest district în provincia concentraţiilor manganifere de geneză sedimentară-vulcanogenă din formaţiunile metamorfice, din care fac parte şi zăcămintele de la Iacobeni — Şaru Dornei, Răzoare, Delineşti şi cele din Munţii Sebeş. Concentraţiile manganifere se înşiră în lungul unui aliniament orientat NNE-SSV, care se extinde din bazinul văii Sălciuţii la nord (culmea Doboş, Ţicu Avramului) până în zona Cioara, la sud. Lentilele, concordante cu şisturile mezometamorfice, ating grosimi maxime de 255 m şi sunt formate din piroluzit, psilomelan, braunit, hausmannit, jakobsit, magnetit şi limonit, pe lângă acestea mai fiind citate alte minerale insuficient de bine determinate, ca rodonitul (probabil şi alţi piroxeni manganiferi), amfiboli (probabil manganiferi), granaţi (probabil spessartin), carbonaţi (probabil manganiferi), vezuvian, wollastonit, pirită şi marcasită (M. Socolescu, 1941; D. Rădulescu, R. Dimitrescu, 1966). Zonele de oxidaţie ale acestor concentraţii manganifere au format în trecut obiectul unor mici exploatări. Carbonaţi şi silicaţi manganiferi cu aceeaşi geneză au mai fost semnalaţi şi de C. Ionescu (1971) în seria de Muncel, la Dolea (partea sudică a masivului Biharia). Aceeaşi provincie metalogenetică mai cuprinde corpurile lenticulare (filoniene ?) de pirotină, urmărite discontinuu pe circa 2 km în seria de Vidolm — Lunca, la nord-vest de localitatea Buru, pe valea Ierii. În imediata apropiere a districtului manganifer Sălciua, la Cioara (Lăcuţ) au fost de asemenea semnalate recent şi prospectate (I. Mârza, 1972) minereuri piritoase-cuprifere, interpretate tot ca vulcanogen-sedimentare sau hidrotermale premetamorfic, intercalate în micaşisturi, paragnaise şi migmatite ale seriei de Baia de Arieş. Corpurile lenticulare concordante de minereu sunt formate din calcopirită, pirotină, pirită şi subordonat blendă, galena, arsenopirită şi magnetit, sporadic apărând lollingitul, tennantitul şi semseyitul. O a doua subunitate metalogenetică din cadrul aceleiaşi provincii este constituită din câmpul cu acumulări de fier Dealul Băieşilor (M. Borcoş, 1968). Situat în seria de Trascău, în apropierea limitei cu seria de Vidolm — Lunca, într-o zonă care a fost considerată ca provenind din retromorfoza acesteia din urmă (D. Giuşcă, H. Savu, M. Borcoş, 1967), zăcământul intens exploatat în trecut s-a prezentat sub forma unui strat, intercalat în calcare şi dolomite cristaline, cu o lungime de circa 1 200 m şi cu o grosime de până la 150 m, fiind constituit din sideroză şi limonit. În culcuş şi în acoperiş se

cunosc de asemenea lentile mici, cuiburi şi filonaşe cu o compoziţie similară (M. Socolescu, 1941; I. Mârza, 1962). Dacă aceşti autori au considerat că zăcământul s-a format prin metasomatoză hidrotermale, nu este de trecut cu vederea nici ipoteza unei origini sedimentar-vulcanogene de tipul Teliuc — Ghelar care ar deveni cu atât mai probabil în măsura în care s-ar verifica echivalenţa seriei de Trascău cu cristalinul Munţilor Poiana Ruscă. Alte iviri izolate de minereuri feroase localizate în serii cristaline epimetamorfice mai sunt semnalate în diverse puncte ale Munţilor Apuseni: acumulări de magnetit în rocile bazice ale seriei de Biharia, la izvorul Arieşului Mic (D. Giuşcă, 1960) şi în bazinul văii Leuca (C. Ionescu, 1971); diseminări de magnetit în şisturile cloritoase ale seriei de Biharia, la Lupşa şi ale seriei de Arada, la Bistra, precum şi limonit în şisturile cuarţitice-sericitoase ale seriei de Arada la Albac şi la Bistra (R. Dimitrescu, 1966 a). Ele nu au fost încă reunite în cadrul unui district metalogenetic, importanţa lor economică neavând decât valoarea unui indiciu, ghid pentru prospecţiuni viitoare. Ceea ce se poate afirma astfel, din punct de vedere geochimic, este că pretutindeni cristalinul prehercinic prezintă o serie de slabe concentraţii de Fe în facies oxidic sau sulfidic (sub forma de magnetit, pirită sau pirotină); cele de Mn (în facies oxidic, carbonatic sau silicatic) sunt cantonate într-o zonă mai restrânsă, corespunzând anumitor nivele ale precambrianului superior. O a doua unitate mineralogenetică prehercinică bine conturată pe teritoriul Munţilor Apuseni este provincia concentraţiilor nemetalifere asociate diferenţiatelor metamorfice, cuprinzând acumulările de feldspat în pegmatitele de la Muntele Rece — Valea Ierii (M. Borcoş, 1968 b). Ivirile de pegmatite din bazinele văilor Ierii şi Şoimului (câmpurile Muntele Rece, văile Calului, Lindrului şi Fundamentul văii Iară) delimitează un district cu contur neregulat, localizat în special în complexul paragnaiselor seriei de Someş, la nord şi est de granitul de Muntele Mare. Filoanele şi lentilele discordante predomină asupra celor concordante; ele sunt mărginite de aureole relativ largi de feldspatizare şi turmalinizare. Conţinutul de turmalină este relativ ridicat şi în pegmatite; sub aspect practic, interes prezintă în special feldspatul, obiect al exploatării de la Muntele Rece. Ulterioare ca moment de formare faţă de pegmatite, par a fi o serie de filoane de cuarţ, dispuse în general discordant pe structurile anterioare (M. Borcoş, 1968). Dintre aceste filoane, se exploatează cel de la Mânăstireni (jud. Cluj). Această provincie a diferenţiatelor metamorfice, descrisă şi mai sus cu ocazia seriei de Someş, prezintă o perspectivă favorabilă prospecţiunilor viitoare, în vederea identificării unor noi concentraţii de substanţe nemetalifere. Slaba mineralizare a vechiului fundament prehercinic arată că perspectivele unor metalizări endogene de amploare s-au deschis pe teritoriul Munţilor Apuseni abia în legătură cu procesele petrometalogenetice legate de orogeneza hercinică, culminând însă abia în cea alpină, după cum se va vedea mai departe. 4. FORMAŢIUNILE CRISTALOFILIENE PALEOZOICE MEDII ŞI SUPERIOARE Formaţiunile cristaline hercinice sunt reprezentate prin şisturi cristaline slab metamorfozate străbătute de roci granitoide, care în lucrările cercetătorilor anteriori erau incluse împreună cu celelalte formaţiuni metamorfice la fundamentul cristalin al Munţilor Apuseni, căruia i se acordau diferite vârste. Cercetările mai noi (H. Savu, 1962) au stabilit clar prezenţa unor formaţiuni cristaline paleozoice (seria de Păiuşeni), stabilind faptul că acestea s-au format în ciclul hercinic, stau transgresiv peste fundamentul metamorfic mai vechi şi au fost metamorfozate într-o fază de orogeneză hercinică, probabil cea bretonă. Şisturile cristaline hercinice sunt separate în mai multe serii cunoscute în literatură, dar care sunt echivalente între ele, cum sunt: seria de Păiuşeni din Munţii Drocea (H. Savu, 1962), cristalinul blastodetritic din Munţii Highiş (D. Giuşcă, 1962), seriile paleozoice de Arieşeni (R. Dimitrescu, 1958), Avram Iancu şi de Poiana Crişului (C. Ionescu, 1962), seria de Vărmaga situată în partea de nord a insulei cristaline de la Rapolt (I. Berbeleac, 1964), precum şi unele şisturi cristaline care apar în partea de nord a Munţilor Trascău (V. Ianovici şi colab., 1969). Aceste serii aparţin în cea mai mare parte devonianului, iar în partea superioară unele din ele trec la carboniferul inferior. În ultimul timp se tinde ca şi formaţiunile epimetamorfice din insula cristalină de la Rapolt, din partea de sud a Munţilor Metaliferi, să fie atribuite ciclului hercinic. Dintre toate seriile de şisturi cristaline menţionate, seria de Păiuşeni şi seria de Arieşeni prezintă succesiunea stratigrafică cea mai completă şi au o importanţă deosebită în descifrarea evoluţiei geosinclinalului paleozoic din Munţii Apuseni.

SERIA DE PĂIUŞENI Seria de Păiuşeni se dezvoltă caracteristic în Munţii Highiş — Drocea, unde a fost descrisă pentru prima dată de H. Savu (1962), incluzând şi cristalinul blastodetritic descris de D. Giuşcă (1962) în Munţii Highiş. Această serie este alcătuită din trei complexe de şisturi cristaline caracteristice, care se disting între ele prin natura diferită a rocilor constituente. Deoarece stadiul de metamorfism al seriei de Păiuşeni este în general slab, rocile din aceste complexe păstrează particularităţile structurale şi texturale primare. Se deosebesc astfel structuri blastopsefitice, blastopsamitice, blastoporfirice etc. (fig. 9). a) Complexul grezos-conglomeratic metamorfozat. În acest complex, care are o grosime ce variază între 2 000 şi 2 500 m, predomină cuarţitele (cuarţite sericitoase, cuarţite carbonatice, cuarţite feldspatice) şi metaconglomeratele cu mai multe varietăţi, care formează alternanţe dese şi ritmice, foarte variate sub aspect litologic. În acestea se încadrează adesea filite, în mod subordonat calcare cristaline şi roci ofiolitice metamorfozate. Variaţiile de facies ale depozitelor iniţiale au fost foarte frecvente în acest complex. Rezultatele cercetătorilor efectuate de M. Paucă (1941) şi de R. Dimitrescu (1962 a) arată că acest complex inferior poate fi recunoscut şi în partea de nord a Munţilor Highiş, unde se menţionează că între cuarţite şi metaconglomerate se dezvoltă o intercalaţie importantă de roci filitice. În Munţii Bihor, C. Ionescu (1962) descrie un complex de roci asemănătoare sub aspect petrografic, pe care îl încadrează la seria de Poiana Crişului, echivalată cu seria de Păiuşeni. Cele mai estice iviri ale acestui complex blastodetritic inferior din Munţii Apuseni au fost semnalate de M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962) în bazinul văilor Runcu şi Poşaga, pe care aceşti cercetători le-au interpretat ca aparţinînd permianului metamorfozat. Mai târziu, I. Mârza (1969) atribuie formaţiunile din aceste iviri seriei de Păiuşeni. În lucrarea de faţă R. Dimitrescu le atribuie seriei de Vulturese—Belioara. La nord de insula cristalină de la Rapolt, I. Berbeleac (1964) descrie un complex de roci conglomeratice metamorfozate, asociate cu calcare cristaline şi şisturi grafitoase, pe care le include în seria de Vărmaga, pe care o paralelizează cu seria de Păiuşeni. Între acest complex, a cărui particularitate este dată de prezenţa conglomeratelor metamorfozate semnalate anterior de Fr. Nopcsa (1905) şi T. P. Ghiţulescu şi M. Socolescu (1941), şi şisturile cristaline din insula cristalină de la Rapolt nu apar relaţii directe, întrucât acestea sunt mascate de depozite sedimentare mai noi. Oricare ar fi situaţia, o problemă importantă rămâne deschisă, şi anume dacă formaţiunile cristaline din Poiana Ruscă aparţin de asemenea devonianului şi carboniferului inferior, aşa cum au fost atribuite de H. Krautner şi colab. (1973), vârstă care ar urma săi revină şi insulei cristaline de la Rapolt. De ce primele nu conţin conglomerate metamorfozate? Se ştie că aceste roci sunt foarte frecvente atât în formaţiunile metamorfozate hercinice din Munţii Apuseni, cât şi în cele din seria de Tulişa de aceeaşi vârstă din Carpaţii Meridionali. Desigur că problema faciesurilor paleozoicului metamorfic din ansamblul teritoriului României depăşeşte cadrul lucrării de faţă. Fig. 9. Distribuţia seriilor cristaline paleozoice Complexul grezos-conglomeratic metamorfozat al seriei de Păiuşeni se admite că aparţine în cea mai mare parte devonianului inferior, dar, după ultimele determinări de spori efectuate de Violeta Iliescu8, nu este exclus ca în baza sa să includă şi o parte din silurian. În acest caz, s-ar putea ca aşa-zisă “serie a marmurelor”, care constă din numeroase iviri de calcare cristaline ce stau transgresiv peste diferiţi termeni ai cristalinului prehercinic în regiunile Sohodol — Câmpeni, Baia de Arieş şi în Munţii Trascău, să reprezinte un echivalent al complexului inferior al seriei de Păiuşeni. Aceasta cu atât mai mult, cu cât acest complex conţine, după cum s-a arătat, intercalaţii de calcare cristaline. Formarea în aceste regiuni a unor depozite în facies calcaros într-o anumită etapă de la începutul ciclului hercinic nu ar putea fi completamente exclusă. În aceste calcare cristaline, după cum s-a văzut mai sus, Adina Visarion şi R. Dimitrescu (1971) au determinat elemente de spori-polen, pe baza cărora presupun că ele ar aparţine cambrianului superior sau ar avea o vârstă mai nouă. b) Complexul ofiolitic metamorfozat. Acest complex de roci bazice metamorfozate se pare că aparţine devonianului mediu. El se dezvoltă caracteristic în Munţii Highiş (D. Giuşcă , 1962) şi în Munţii Drocea (H. Savu, 1962 a), fiind constituit preponderent din şisturi tufogene, metabazalte şi metadolerite, în care se intercalează mici corpuri de meta-gabbrouri, metagabbrodiorite şi metadiorite; cu aceste roci se asociază, metatufuri acide şi porfiroide. Uneori apar intercalaţii de cuarţite, jaspilite şi filite. În Munţii Drocea grosimea acestui complex depăşeşte 700 m. Rocile bazice metamorfozate din acest complex reprezintă magmatismul iniţial al ciclului 8

Comunicare verbală.

hercinic, a cărui evoluţie de la magme bazice spre roci cu compoziţie de keratofire cuarţifere (porfiroide) indică o serie spilit-keratofirică (H. Savu, 1965 a). Limitele de variaţie ale oxizilor din 5 analize de roci bazice, precum şi ale parametrilor Niggli sunt redate în tabelul nr. 13. Rocile porfiroide formate prin metamorfismul keratofirelor cuarţifere, cu care se încheie magmatismul iniţial al acestui ciclu, sunt roci acide bogate în SiO 2 (76,72%) şi În Na2O (7,00%) şi sărace în Al2O3 (11,25%). Tabelul nr. 13 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din rocile bazice din Munţii Highiş – Drocea SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO Mn O MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 H2O+

Oxizi (%) 44,84-52,48 14,69-16,85 2,08-8,16 2,36-9,74 0,16-0,40 2,30-7,65 3,50-11,66 2,24-6,69 0,84-2,29 0,20-3,43 0,12-0,51 1,08-1,30

Media 50,15 16,61 4,47 4,33 0,25 5,19 7,26 4,12 2,42 0,87 0,41 1,09

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 97-164 20-30,8 39,7-47,0 16,0-27,0 6,0-21,0 0,6-0,35 0,27-0,66

Media 131,1 25,8 42,0 19,6 12,7 .18 .50

Valorile parametrilor Niggli arată că rocile bazice corespund magmelor calcigabbroice, normal-gabbroice, gabbrodioritice şi normal-dioritice, care caracterizează magmele tholeiitice de geosinclinal, cu caractere specifice de magme ofiolitice. Diferenţierea acestor produse a pornit de la o magmă subbazaltică, din care s-au separat magme mai bazice, cum sunt cele calcigabbroice şi normalgabbroice care prezintă uneori tendinţa de a se îmbogăţi în fier. Prin chimismul lor aparte, keratofirele cuarţifere (porfiroidele) ridică o problemă importantă, şi anume dacă ele constituie diferenţiatele hiperacide ale magmei subbazaltice sau dacă nu reprezintă — ceea ce ar fi mai plauzibil — topituri de origine sialică formate în condiţiile unui fenomen de subducţie ce s-a manifestat în ciclul hercinic. c) Complexul superior — filitos. Complexul superior al serei de Păiuşeni, care ar cuprinde devonianul superior şi carboniferul inferior, se dezvoltă mai caracteristic în partea de sud a Munţilor Highiş — Drocea. Această vârstă este atestată de formele palinologice determinate de Adina Visarion (în D. Istocescu, 1972) în şisturile cristaline de la Dealul Cetăţii la Siria, printre care cităm: Stenozonotriletes simpli-cissimus Naum., Trachitriletes sp., Punctatisporites globatus (Luber.) Luber, Leiotriletes microrugosus (Ibr.) Naum. şi Zonotriletes cf. auritus Waltz. Forme asemănătoare au fost determinate şi în formaţiunile seriei de Păiuşeni din partea de sud a Munţilor Bihor (AdinaVisarion, 1970 a): Leiotriletes sp., Calamospora microrugosa Ibr., Verrucosisporites sp., Granulatisporites microgranifer Ibr., Reticulatisporites sp., Triquitrites sp., Triquitrites cf. trivalvis Waltz, Desmosporites sp., Euryzonotriletes sp., Tetraporina sp. Aceste asociaţii palinologice arată că complexul superior al seriei de Păiuşeni cuprinde devonianul superior şi carboniferul inferior. Acest complex este constituit în cea mai mare parte din roci filitice, între care se remarcă filite cu sericit (muscovit) şi dorit, filite cloritoase, uneori filite carbonatice, şisturi cu cloritoid şi şisturi sericitoase, între acestea se intercalează numeroase nivele de cuarţite şi mai rar metaconglomerate asemănătoare cu cele descrise în complexul inferior. Apar de asemenea intercalaţii de roci bazice metamoifozate şi de metakeratofire. Printre rocile constituente remarcăm şisturile cu cloritoid din Munţii Drocea (H. Savu, 1962 a ; H. Savu şi colab., 1967) la care, în cazurile în care prezintă un conţinut mai ridicat de Al2O3 (31,29%), în compoziţia lor apar alături de porfiroblastele de cloritoid şi mici cristale de disten. Acest complex a fost recunoscut de asemenea (D. Giuşcă şi colab., 1967) în Munţii Trascău, unde apare într-un facies pelitic, fiind constituit preponderent din filite cu intercalaţii de calcare cristaline. Gradul de metamorfism al seriei de Păiuşeni este în general scăzut şi se menţine aproximativ la nivelul faciesului şisturilor verzi, izogradul doritului. Prezenţa cloritoidului şi a distenului indică o provincie metamorfică de presiune medie şi înaltă de tip barrovian (H. Savu şi colab., 1967). Distenul, considerăm că nu apare în acest caz ca un mineral indicator de izograd, ci s-a format datorită

compoziţiei chimice speciale a rocilor bogate în Al 2O3, ştiut fiind că acest mineral are limite de stabilitate foarte largi. Numai în jurul intruziunilor sinorogene gradul de metamorfism al şisturilor cristaline creşte până la nivelul izogradului biotitului. SERIA DE ARIEŞENI Cea mai mare parte a paleozoicului metamorfozat constituind baza pânzei de Arieşeni, care apare între localităţile Gârda, Arieşeni şi Avram Iancu (fig. 9), este formată dintr-o serie cunoscută anterior sub numele de seria şisturilor verzi (D. Giuşcă, 1937; M. Palfy, P. Rozlosznik, 1939; M. Bleahu, 1956; M. Bleahu, R. Dimitrescu, 1957; B. Dimitrescu, 1958). Numele de seria de Arieşeni i-a fost dat de către C. Ionescu (1962) şi a fost preluat şi în lucrările ulterioare (V. Ianovici şi colab., 1969; C. Ionescu, 1971). Este vorba de o succesiune de roci metapelitice, cu destul de rare intercalaţii metapsamitice, culoarea lor predominantă fiind cea verde-cenuşie. Planele de şistozitate S 2 (mai frecvent oblică decât paralelă faţă de stratificaţia SS 2) au un luciu satinat, datorită prezenţei sericitului alături de clorit; gradul de recristalizare metamorfică a rocilor (“phyllade”) este foarte slab, situându-se la nivelele de temperatură scăzută a izogradei cloritului. Şisturile verzi se debitează în bancuri de 10 — 50 cm grosime, după aceste plane de clivaj şistos. Singurul orizont-reper în această serie foarte monotonă este reprezentat, după R. Dimitrescu şi colab. (1965), de către un banc de conglomerate cu ciment verde şistos şi cu galeţi de cuarţ de 2—30 cm diametru. Acest banc, cu grosimea de câteva zeci de metri, se intercalează în partea mediană a seriei de Arieşeni; gresiile cuarţitice verzi (metapsamite) sunt mai frecvente în apropierea sa. Granulele detritice relicte ale acestei serii se compun din cuarţ şi, în mai mică măsură, din albit; peliculele cloritoase indică probabil un aport tufogen bazic. Câteva intercalaţii de şisturi amfibolice (± epidot) provin din tufuri bazaltice, erupţiuni bazice de geosinclinal. În partea meridională (bazinul Arieşului Mic) a zonei lor de apariţie, şisturile verzi ale seriei de Arieşeni sunt străbătute de un număr destul de mare de metadiabaze. Caracterul de corpuri eruptive discordante metamorfozate (atribuite dioritelor) a fost recunoscut pentru prima dată de C. Ionescu (1962). R. Dimitrescu a stabilit în 1969 că este vorba de dyke-uri şi de sill-uri de diabaze porfirice, de mai mulţi kilometri lungime. Fenocristalele lor de plagioclaz sunt uneori vizibile în pasta ofitică; ele sunt total saussuritizate, pe când piroxenul este în întregime uralitizat. Părţile centrale ale filoanelor sunt mult mai puţin afectate de şistozitate decât părţile lor marginale. Fundamentul seriei de Arieşeni este format din şisturi sericitoase cu câteva intercalaţii de metaconglomerate tipice ale seriei de Păiuşeni apărând într-o fâşie subţire în baza pânzei de Arieşeni la sud de localitatea Gârda. Acest lucru, ca şi determinările palinologice, nu lasă nici un dubiu asupra vârstei carbonifere inferioare a seriei de Arieşeni. V. I. Slavin (1963) citează din şisturile verzi formele Zonotriletes anomalus, Z. pseudo-hirsutus şi Z. incisotrilobus, care indică o vârstă viseană. Adina Visarion (1970 a) a determinat în seria de Arieşeni următoarele forme: Leiotriletes sp., L. ornatus, Calamospora sp., Verrucosisporites rariverrucosus n. sp., Microreticulatisporites sp., JReticulatisporites planus, Densosporites cf. variomarginaia, Triquitrites sp., Tripartites sp., Simozonotriletes sp., Knoxisporites sp. (?). Această asociaţie sporo-polinică situează şisturile cristaline ale seriei de Arieşeni la partea inferioară a carboniferului. În concluzie, aşa cum admit şi V. Ianovici şi colab. (1969), seria de Arieşeni reprezintă un termen superior al cristalinului hercinic, dezvoltat într-un facies caracteristic septentrional, fiind echivalentă cu formaţiunile cele mai tinere ale complexului superior al seriei de Păiuşeni. În Carpaţii Meridionali, seria de Tulişa (L.Pavelescu, Maria Pavelescu, 1963, 1964) este cea care prezintă cele mai multe afinităţi cu cristalinul hercinic din Munţii Apuseni. În special conglomeratele metamorfozate se regăsesc în ambele serii, deşi nu cu caractere identice. Orizontul superior al şisturilor verzi din Parâng ar putea corespunde cu seria de Arieşeni. O unitate stratigrafică care combină trăsături aparţinând seriilor de Păiuşeni şi de Arieşeni se întâlneşte în pânza gemeridelor din Slovacia: este seria filit-diabazică de Rakovec, atribuită devoniancarboniferului inferior (O. Fusan şi colab., 1953 ; D. Andrusov, 1965 ; M. Mahel, T. Buday, 1967). Aşa cum au recunoscut R. Dimitrescu şi H. Savu în 1971 în cursul unei excursii în Slovacia , principalele trăsături comune sunt: abundenţa erupţiilor bazice, gradul redus de metamorfism intercalaţiile de metapelite verzi şi culoarea violacee a anumitor intercalaţii argiloase-filitoase. SERIA MARMURELOR DE SOHODOL Seria marmurelor a fost individualizată pentru prima dată de către M. Ilie (1936) în insula cristalină a Trascăului. Sub numele de “seria superioară”, acest autor descrie calcare cristaline care

ocupă axele a trei sinclinale: dealul Băieşilor — vârful Cosaşului, Colţul Trascăului — Fundoaia şi larul — vârful Cornu (fig. 10). Ultimele două converg către sud, calcarele cristaline prelungindu-se într-o fîşie unică până la vest de Vălişoara. Fig. 10. — Distribuţia seriei marmurelor de Sohodol, a cristalinului de Rapolt şi a seriei de Trascău. 1. Seria marmurelor de Sohodol; 2. cristalinul de Rapolt — Poiana Ruscă; 3. seria de Trascău: a. calcare cristaline; b. porfiroide. Fundamentul acestor calcare cristaline este format atât din seria de Vidolm — Lunca, cât şi din seria de Trascău. M. Ilie subliniază poziţia stratigrafică superioară a calcarelor în raport cu celelalte şisturi cristaline. În realitate, doar masa principală de calcare, ocupînd cele trei sinclinale menţionate, este transgresivă peste şisturile cristaline mai vechi; acestea admit, aşa cum am văzut mai sus, intercalaţii normale, de dimensiuni mai reduse, de calcare, metamorfozate mezo- sau epizonal, în concordanţă cu seriile respective (de Vidolm — Lunca sau de Trascău). În pintenul cristalin al Băii de Arieş, prezenţa unor puternice mase de calcare cristaline era de asemenea cunoscută. T. Ghiţulescu, M. Socolescu (1941) şi R. Ştefan şi colab. (1967) remarcă pentru prima oară poziţia discordantă a acestor marmure, de 200 — 300 m grosime, peste şisturile cristaline ale seriei de Baia de Arieş şi peste granitoidele de Vinţa. Observaţiile făcute în 1971 de R. Dimitrescu confirmă acest punct de vedere. Granitele nu exercită nici un efect termic asupra calcarelor cu care vin în contact direct, iar filoanele de aplite şi de pegmatite care străbat granitele se opresc la limita calcarelor9. Marmurele reprezintă, după R. Ştefan şi colab. (1967), recifi mai tineri decât şisturile cristaline prehercinice; ele apar în dealurile Runcu, Piatra Arsă, Lupenilor, Baia Roşie şi Colţul Caprei. Şi mai spre vest, o a treia masă impunătoare de marmure trebuie să fie atribuită aceleiaşi serii (R. Dimitrescu, G. Ioachim, 1972): sunt calcarele cristaline macrogranulare care acoperă seria cambriană de Muncel de la Sohodol şi Câmpeni până la Avram Iancu, înainte, această formaţiune fusese atribuită seriei de Baia de Arieş (R. Dimitrescu, 1966). Dominând versantul sudic al Arieşului Mic, marmurele acoperă în mod constant o fâşie de cuarţite negre şi şisturi grafitoase constituind orizontul superior al seriei de Muncel. Din analize palinologice efectuate asupra unor probe din ambele formaţiuni, în profilul Arieşului la Câmpeni, rezultă vârsta cambriană superioară până la ordoviciană (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971). Micul număr de eşantioane analizate, prezenţa aceloraşi forme în rocile grafitoase şi în marmure, precum şi posibilitatea remanierii formelor determinate conduc la concluzia că vârsta menţionată este un “terminus post quem”. Şi într-adevăr recent M. Lupu (1972) a putut recunoaşte în seria marmurelor din insula cristalină a Trascăului prezenţa unei entroce de crinoid, ceea ce i-a permis a argumenta vârsta post ordoviciană a acestei formaţiuni. La nord de Baia de Arieş, între vârful Cărbunarilor şi Valea Lungă, se regăsesc aceleaşi marmure acoperind cuarţitele grafitoase ale seriei de Muncel şi suportând pânza superioară a Băii de Arieş. Poziţia transgresivă a marmurelor peste şisturile cristaline prehercinice ale pânzei de Muncel —Lupşa poate fi dedusă din situaţia dintre Bistra şi Lupşa, unde, peste cuarţitele negre cu microspori indicând vârsta cambriană superioară (profilul Valea Caselor — Lupşa) se mai dezvoltă mea alţi termeni ai orizontului superior al seriei de Muncel (şisturi sericitoase, uneori cu biotit, porfiroide, amfibolite). În concluzie, marmurele, de vârstă paleozoică medie, repauzează în transgresiune peste seriile de Baia de Arieş — Vidolm — Lunca, Muncel şi Trascău şi peste granitele de Vinţa. Ele au suferit un metamorfism destul de intens, probabil mezozonal, spre est intensitatea acestuia scăzând; nicăieri nu este cunoscut acoperişul lor normal imediat (cele mai vechi formaţiuni care le acoperă sunt de vârstă jurasică). Ele aparţin unităţilor tectonice superioare (pânza de Muncel — Lupşa, pânza de Baia de Arieş). Uneori, marmurele prezintă o şistozitate care, ca şi metamorfismul lor, se datorează foarte probabil orogenezei hercinice. Raporturile lor exacte cu cristalinul hercinic rămân încă de stabilit, poziţia lor fiind legată, între altele, şi de vârsta atribuită seriei de Trascău. Unii autori au paralelizat aceste marmure cu rocile carbonatice ale seriei de Vulturese — Belioara, descrise mai jos (D. Giuşcă şi colab., 1967 ; V. Ianovici şi colab., 1969), paralelizare care nu poate fi exclusă “a priori”, dar pentru acceptarea căreia mai trebuie aduse argumente suplimentare. SERIA DE VULTURESE-BELIOARA Seria pe care o vom descrie în cele ce urmează ridică probleme în ceea ce priveşte vârsta ei, cu implicaţii indirecte asupra tectonicii formaţiunilor înconjurătoare. Trebuie să precizăm că este pentru 9

I. Mârza şi V. Vlad (1974) au semnalat totuşi în ultima vreme fenomene clare din contact în enclave de calcare prinse în granitoide de Vinţa. Credem că aceste enclave provin din calcarele cristaline ale seriei de Baia de Arieş.

prima dată când se tratează ca o unitate ansamblul căruia îi atribuim numele de “seria de Vulturese — Belioara”, lărgind conţinutul unei denumiri introduse cu rang de complex de către I. Mârza (1969), în urma lucrărilor sale de mare detaliu în sud-estul Muntelui Mare (fig. 9). Începem prin descrierea diferiţilor termeni ai acestei serii, indicând apoi interpretările date de diverşi autori şi concluziile la care credem că ne putem în prezent opri în mod provizoriu. Şisturile cristaline ale seriei de Biharia sunt acoperite pe valea Runcului (în aval de Lunca Largă), pe cei doi versanţi ai văii Poşaga (în aval de Belioara), în dealul Bujoi, în valea Sălciuţii, sub masivul calcaros al Scărişoarei — Belioara şi în dealul Leurda — Misărniţa, de un orizont de circa 50 m grosime, constituit din conglomerate metamorfozate şi din cuarţite sericitice, cu rare intercalaţii de şisturi sericitoase (I. Mârza, 1969). Culoarea rocilor blastopsefitice şi blastopsamitice este în general albă, aspectul celor din urmă fiind zaharoid. Cuarţitele cu sericit provin din ortocuarţite sedimentare de tipul cunoscut în triasicul inferior. Uneori (Lunca Largă, Scărişoara — Belioara), cimentul metaconglomeratelor ia o nuanţă roză sau violacee. Al doilea termen al seriei de Vulturese — Belioara este constituit dintr-un orizont, uneori discontinuu, de dolomite, studiate în detaliu de E. Stoicovici, L. Ghergariu şi I. Mârza (1959) şi de I. M â r z a (1969). Ele apar în cheile Runcului, în lungul crestei Vulturese-Bujor, în creasta Scărişoara — Belioara şi în creasta Leurda — Leaşu. Există două varietăţi: dolomite grafitoase, negricioase, fetide, stratificate în bancuri de 0,5—2 m, şi dolomite ankeritice (parankerite) roze-gălbui sau chiar violacee, lipsite de stratificaţie. Rocile sunt microgrăunţoase (< 0,15 mm). Cel de-al treilea termen al aceleiaşi serii este format din marmure albe sau mai rar roz, cu granulaţia mai mare decât cea a dolomitelor (0,2 — 5 mm) şi stratificate în plăci sau în bancuri până la 2 — 3 m grosime. Aceste marmure constituie masivele calcaroase Vulturese (Cheile Runcului — valea Sălciuţii) şi Scărişoara — Belioara; ele lipsesc în masivul Leaşu — Leurda. Cele trei masive calcaro-dolomitice — Vulturese, Scărişoara — Belioara şi Leaşu — Leurda — nu reprezintă decât trei compartimente ale unui aceluiaşi aliniament, decroşate prin două falii orientate nord — sud, fapt demonstrat de I. Mârza (1969), după o ipoteză emisă anterior (R. Dimitrescu, 1966 a). În partea sudică a crestei Vulturese, deasupra orizontului de marmure reapar dolomitele grafitoase, acoperite la rândul lor de cuarţitele blastodetritice (I. Mârza, 1969), fapt care sugerează prezenţa unui flanc invers. Cu această singură excepţie, marmurele sunt acoperite direct de şisturi sericitoase cu intercalaţii de cuarţite negre şi de porfiroide, sau de şisturi sericitoase cu granaţi. În conformitate cu faptele de observaţie relatate, iată acum ipotezele emise de diferiţii autori care s-au ocupat cu această problemă: — Pe hărţile geologice puţin detaliate ale vechilor autori, dolomitele şi marmurele, neseparate între ele, figurau ca intercalaţii carbonatice normale în masa şisturilor cristaline (ultim exemplu, harta geologică sc. 1 : 500 000). — M. Borcoş şi Elena Borcoş (1962) atribuie orizontului bazal vârsta permo-triasică inferioară, iar dolomitelor, vârsta triasică (medie). Orizontul de marmure este considerat ca făcând parte din seria mezometamorfică care îl acoperă, între dolomite şi marmure, aceşti autori trasează o linie tectonică, cu valoare de solz. — Pe foaia Turda a hărţii geologice sc. 1 : 200 000 a României (M. Lupu, M. Borcoş, R. Dimitrescu, 1967), dolomitele, împreună cu marmurele, sunt atribuite seriei mezometamorfice de Baia de Arieş; o linie de şariaj este trasată la baza lor. — I. Mârza (1969) atribuie de asemenea cele două orizonturi carbonatice seriei de Baia de Arieş, fără a le face a veni însă nicăieri în contact cu aceasta şi reprezentându-le pe harta sa ca apărând în axul unui anticlinal deversat spre vest, acoperite fiind pe ambele flancuri de orizontul blastodetritic, atribuit cristalinului hercinic (seria de Păiuşeni). — D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969) adoptă soluţia lui I. Mârza; pe harta lor de ansamblu, rocile carbonatate sunt paralelizate cu marmurele de la Sohodol — Câmpeni. — D. Patrulius, M. Bleahu, I. Popescu şi S. Bordea (1971) revin la ideea unor calcare triasice metamorfozate. Singurul fapt pe care suntem în prezent în măsură de a-l adăuga celor deja cunoscute este că, în urma unei excursii geologice efectuate în Slovacia (1971), R. Dimitrescu a recunoscut identitatea seriei de Vulturese — Belioara cu seria de Foederata — Struzenik (D. Andrusov, 1968; M. Mahel, T. Buday, 1967 ; J. Kamenicky, 1967), care în toate lucrările citate este considerată (fără dovezi paleontologice) ca reprezentând cuvertura triasică metamorfozată a veporidelor, acoperită de pânza gemeridelor. Cu aceasta, problema vârstei seriei de Vulturese nu este totuşi rezolvată; ceea ce trebuie însă reţinut este unitatea stratigrafică a seriei cuarţitelor, dolomitelor şi marmurelor, care, la Belioara ca şi la Dobăina, nu pot fi tratate separat. Conglomeratele şi cuarţitele marchează în orice caz baza unei

transgresiuni peste un cristalin mai vechi. Acestor consideraţii trebuie să le mai adăugăm identificarea formaţiunilor triasice metamorfozate alpin din dinaridele şi helenidele interne (J. Mercier, 1966), ca şi a celor din Munţii Ştrandja (Rodopi), formaţiuni dezvoltate în faciesuri perfect analoge seriei de Vulturese — Belioara. Ce alternative ne rămân a fi luate în considerare pentru seria de Vulturese — Belioara? — O vârstă triasică, în favoarea căreia pledează o asemănare litologică cu adevărat izbitoare cu cuarţitele werfeniene, dolomitele anisiene şi calcarele masive triasice medii sau superioare. Acest triasic metamorfozat ar face parte din sistemul pânzelor de Biharia; el ar fi încălecat de pânza Băii de Arieş. — O vârstă paleozoică medie (devoniană), seria fiind în întregime atribuită cristalinului hercinic. Poziţia ei tectonică ar rămâne aceeaşi ca în ipoteza precedentă. — M. Mahel (comunicare orală, septembrie 1971) ia în considerare pentru seria de Foederata — Struzenik şi posibilitatea intermediară, a unei vârste permiene, prin comparaţie cu seria de Meliata din gemeridele sudice (M. Mahel, T. Buday, 1967). Orizontul detritic bazal ar reprezenta permianul inferior, iar rocile carbonatice ale seriei de Vulturese — Belioara ar putea reprezenta un permian superior marin, necunoscut dealtfel în restul Munţilor Apuseni şi în Carpaţii româneşti în general. Ca zăcăminte metalifere cantonate în seria de Vulturese — Belioara putem cita pe cel de la Bujor. Minereul de fier se prezintă sub forma unui filon de 0,3 — 1,5 m grosime, cu hematit şi sideroză, parţial limonitizate în zona de oxidaţie. M. Socolescu (1941) şi I. Mârza (1969) emit, pentru acest filon, ca şi pentru câteva altele de extindere mult mai redusă, situate mai la nord, ipoteza unei geneze hidrotermale-metasomatice, care ar putea explica şi ankeritizarea dolomitelor din orizontul mediu. Remarcăm încă un punct de asemănare cu Munţii Metaliferi ai Slovaciei, caracterizaţi prin numeroase mineralizaţii ferifere de acest tip. CRISTALINUL RAPOLTULUI Extremitatea sudică a Munţilor Apuseni este constituită, în apropierea localităţii Simeria, de către o insulă de formaţiuni metamorfice, care ar putea fi mai degrabă considerate ca un fragment al Carpaţilor Meridionali, de care nu este despărţit decât prin şesul aluvial al Mureşului. Pe de altă parte, relaţiile acestei insule cristaline cu formaţiunile prealpine ale Munţilor Apuseni sunt destul de dificil de stabilit, din cauza distanţelor considerabile care le separă (fig. 10). Lui I. Berbeleac (1964, 1970 a) i se datoresc studii recente şi destul de detaliate ale şisturilor cristaline ale insulei Rapoltului. Termenul stratigrafic cel mai profund al acestor formaţiuni metamorfice este reprezentat printr-o masă puternică de calcare şi de dolomite, uneori ankeritice, care ocupă zona axială a anticlinalului Boi—Rapolţel, orientat est—vest. Lateral, aceste roci trec la un complex carbonatic-cuarţos. Pe cele două flancuri ale anticlinalului, termenul următor este reprezentat printr-un pachet de şisturi cristaline epimetamorfice. În fiecare din cele două fâşii se poate distinge un grup filitic inferior, separat de un grup filitic superior printr-un complex median de porfiroide. Rocile sedimentogene descrise de I. Berbeleac sunt şisturi sericito-cloritoase, filite sericitoase şi filite grafitoase. Ele admit intercalaţii de roci verzi tufogene, reprezentate prin şisturi clorito-sericitoase cu porfiroblaste de albit şi prin şisturi actinolitice (± epidot). Porfiroidele se prezintă sub formă de dyke-uri de metariolite şi metadacite, asociate cu curgeri de lave şi cu tufuri acide. Se pot distinge porfiroide sericitoase şi porfiroide sericito-cloritoase. Acestor roci li se asociază uneori gnaise porfiroide oculare, cu feldspat potasic, însoţite de filoane pegmatitice. I. Berbeleac (1964, 1970 a) consideră că aceste roci s-ar fi format prin feldspatizare, în urma unei metasomatoze alcaline. H. Savu şi colab. (1968) sunt de părere că aceste gnaise ar reprezenta metaporfire granitice, ceea ce ar explica mai bine apariţia lor într-o ambianţă epimetamorfică, în care fenomene migmatice sunt mai greu de conceput. În extremitatea nordică a insulei cristaline, la Văimaga, filitele cuprind intercalaţii de microconglomerate şi de conglomerate metamorfozate. I. Berbeleac (1964, 1970 b) nu separă aceste formaţiuni de celelalte şisturi cristaline, reunindu-le chiar într-un complex “filite-conglomeratic”. Dimpotrivă, H. Savu şi colab. (1968) separă aceste roci sub numele de seria de Vărmaga, atribuindu-le o vârstă paleozoică (antecarbonifer superior) şi paralelizându-le cu seria de Păiuşeni. Aceiaşi autori, în textul explicativ al foii 1 : 200 000 Orăştie, considerau restul formaţiunilor, cuprinse sub numele de seria de Rapolt, ca reprezentând prelungirea spre nord-est a cristalinului Poienii Ruscă, opinie emisă încă din 1961 de Fl. Ionescu, H. Krautner şi M. Mureşan (1963) şi susţinută de aceştia şi astăzi. Vârsta atribuită acestor şisturi cristaline era pe atunci proterozoic superioară. Dar, între timp, după ultimele date (H. Krautner şi colab., 1973) s-a dovedit că cristalinul Poienii Ruscă nordice este el însuşi de vârstă paleozoică, seria de Padeş a acestuia fiind carboniferă inferioară, astfel că nu ar mai exista raţiunea separării unei serii de Rapolt de o serie de Vărmaga, ambele revenind tot carboniferului

inferior. Privit în amănunt, complexul carbonatic al insulei Rapoltului ar putea fi sincron cu dolomitele de Hunedoara — Luncani, iar poifiroidele s-ar regăsi în orizontul superior cu metatufuri acide şi cu dyke-uri de metariolite al seriei de Padeş (C2 — C3) din Poiana Ruscă nord-estică (H. Krautner şi colab., 1969). Problema care mai rămâne de soluţionat ar fi, în acest caz, cea a relaţiilor între seria de Păiuşeni, cristalinul epimetamorfic al Poienii Ruscă şi seria de Tulişa din autohtonul danubian; această problemă depăşeşte în orice caz cadrul prezentului studiu. 5. GRANITOIDE HERCINICE În timpul mişcărilor orogenice hercinice care au determinat metamorfismul şisturilor cristaline paleozoice din Munţii Highiş — Drocea se manifestă un magmatism sinorogen cu caracter acid, urmat de un magmatism tardeorogen cu caracter alcalin, care se încheie cu o suită de roci filoniene formate din porfire granitice şi sienitice. Este de remarcat faptul că aceste intruziuni se manifestă în aceleaşi zone în care s-a desfăşurat şi magmatismul iniţial hercinic, ceea ce imprimă o anumită caracteristică proceselor de asimilaţie (H. Savu, 1965 a). GRANITOIDELE SINOROGENE DE HIGHIŞ Intruziunile sinorogene sunt constituite din granite cu biotit, cu textură orientată sau masivă, care alcătuiesc mai multe corpuri cu forma de stock, situate în partea de sud a Munţilor Highiş (fig. 9). Aceste corpuri granitice reprezintă probabil apofizele unui pluton de dimensium mai mari, situat în adâncime. În ceea ce priveşte răspîndirea şi compoziţia intruziunilor sinorogene, se constată că în partea de sud a Munţilor Highiş, în zona Lipova, corpurile plutonice sunt alcătuite în special din granite (V. Laţiu, 1938), slab orientate, care se exploatează în numeroase cariere. O analiză chimică a granitului cu biotit de la Lipova indică un conţinut de 73,58 % SiO 2, 3,97 % Na2O şi 4,43 % K2O. Parametrii magmatici calculaţi din analiză (si — 415,0; al — 47,8; fm — 11,5; c — 4,1; alk — 37,6; k — 0,42; mg — 0,23) caracterizează o magmă leucogranitlcă din seria calcoalcalină. Cercetările geochimice asupra acestor graniţe (D. Giuşcă şi colab., 1964) au scos în evidenţă conţinuturi mai ridicate de V şi Ni decât în alte roci granitice, care trădează existenţa unor procese de contaminare a magmei granitice în timpul cât străbătea rocile bazice metamorfozate. În partea centrală a Munţilor Highiş, între Milova şi Nadăş, corpul principal de roci granitoide constă în partea sa nordică din diorite şi gabbrouri, iar în cea sudică din roci granitice. Sub acţiunea metamorfismului de contact sincinematic, rocile bazice metamorfozate trec în diferite tipuri de corneene cu amfiboli şi biotit. Transformări asemănătoare suferă şi xenoliţii de metabazite incluşi în masa corpului de roci granitice. Aceste fenomene sunt mai caracteristice la contactul corpurilor granitice din partea de sud a regiunii. GRANITOIDELE ŞI ROCILE ALCALINE TARDEOROGENE DE LA BÂRZAVA Fig. 11. — Diagrame Fe (K) - Mg (Ca) — Alk (Na) pentru rocile intruzive de la Bârzava. Intruziunile tardeorogene sunt răspândite în special în Munţii Drocea, unde plutonul principal emite numeroase apofize, dintre care cel mai important este stockul de la Bârzava. Corpurile intruzive sunt alcătuite din numeroase tipuri de roci, ale căror condiţii de punere în loc şi relaţii structurale arată că ele aparţin la două serii principale, ale căror diferenţiate prezintă tendinţa evidentă de a forma roci alcaline bogate în Na2O (5,14 —10,10%), aşa cum rezultă din diagrama din figura 11: — Seria alcalină formată din diorite, meladiorite, porfirite dioritice, micropegmatice, diorite porfirice, sienodiorite cu piroxen, sienodiorite, pegmatoide, sienite cu egirin şi arfvedsonit şi granofire cu egirin (tabelul nr. 14). Tabelul nr. 14 Compoziţia modală (%) a rocilor alcaline din Intruziunile tardeorogene ale ciclului hercinic (după H. Savu, 1965 a) Minerale

Sienodiorit cu piroxen

Sienodiorit cu hornblendă

Sienodiorit pegmatoid

Sienite cu egirin

Sienite cu amfiboli sodici

Cuarţ Feldspaţi Augit Egirin Hornblendă Minerale accesorii

1,8 78,1 7,8 — 7,0 5,3

76,6 1,3 — 15,2 6,9

7,7-10 76,8-76 — — 9,9-10,2 3,8-6,5

0-1,4 81,4-85 — 8-20 0,4-3,5 1,1-4,2

0-3,5 75,3-83,5 — 0-25 8,8-21,5 3,4-5,5

— Seria subalcalină formată din diorite cuarţifere, sienite cuarţifere, poifire sienitice, granite alcaline, micropegmatite, granofire. porfire granitice şi porfire cuarţifere. Sunt de remarcat particularităţile mineralogice ale acestor roci, ale căror minerale componente, mai ales cele din seria alcalină, suferă în condiţiile proceselor de autometasomatoză o serie de transformări (H. Savu, 1965 a, b). Feldspaţii potasici din rocile alcaline se prezintă în cristale xenomorfe, interstiţiale, sau formează o aureolă în jurul plagioclazului care aminteşte structura de tip antirapakiwi. Structura lor este pertitică, micro-pertitică şi mai rar antipertitică sau de microclin. Feldspatul potasic concreşte adesea cu cuarţul şi formează structuri micropegmatitice sau granofirice. În stadiul tîrziu — magmatic feldspatul potasic este albitizat, proces care se produce cu introducere de Na şi îndepărtarea de K şi Ca, în urma căruia se formează diferite structuri de înlocuire. În stadiul final se formează pe seama feldspatului potasic albit fin — maclat de temperatură scăzută, în a cărui structură se recunoaşte adesea planul de maclă Karlsbad. În urma proceselor de albitizare , pe seama sienitelor alcaline iau naştere uneori roci formate numai din albit şi minerale melanocrate. Plagioclazul, adesea cu structură zonară, suferă şi el fenomene de albitizare, ce se trădează atât prin compoziţia sa caracteristică (An 4—10), cât şi prin faptul ca el este de obicei împănat cu lamele fine de sericit şi un praf de hematit. Mineralele melanocrate, în special cele din rocile alcaline (augit, barkevikit, hastingsit, egirin şi aifvedsonit), suferă sub acţiunea proceselor deuterice numeroase transformări în care mineralele primare sunt înlocuite cu altele secundare; uneori apar roci care conţin aproape toată seria de minerale de mai sus. Aceste fenomene trădează un proces de autometamorfoză sodică sau de feritizare, determinat de soluţiile reziduale care au fost din ce în ce mai bogate în Na. Asociaţiile de minerale melanocrate formate şi gradul de alcalinitate al acestora depind în acelaşi timp şi de alcalinitatea primară a rocii în care s-au format. Astfel, în sienitele alcaline atât mineralele primare, cât şi cele deuterice care le-au înlocuit parţial sunt prin esenţă minerale alcaline. Mineralele secundare au luat naştere fie prin înlocuirea metasomatică a Ca cu Na, aşa cum s-a format egirin-augitul pe seama augitului, sau aifvedsonitul pe seama hornblendei albastre, fie prin dezvoltarea unor minerale secundare pe seama celor primare care sunt complet transformate, proces care este însoţit, obişnuit, de separare de oxizi de fier. Procesele de autometamorfism sunt urmate în unele zone de fenomene de alterare pneumatolitică şi hidrotermală care au loc în stadiul postmagmatic. În rocile intruzive, mai ales în cele acide şi în dioritele porfirice, ca şi în rocile de contact, au loc procese de turmalinizare, cu formare de luxullianite sau roci impregnate cu pirită, hematit sau carbonaţi. Acestea din urmă se găsesc de obicei în zonele în care apar şi mineralizaţii de sulfuri. Tendinţa de îmbogăţire a magmelor în alcalii, în special Na 2O, pe măsura diferenţierii, rezultă clar din tabelul nr. 15 în care sunt redate limitele de variaţie ale oxizilor din 12 analize chimice, precum şi limitele de variaţie ale parametrilor Niggli. Distribuţia elementelor minore şi relaţiile lor cu elementele majore (H. Savu, 1965 a, b) indică de asemenea o evoluţie a magmelor primare spre magme alcaline. Pe baza particularităţilor geochimice şi petrografice au fost puse în evidenţă şi procese de contaminare a magmelor granitoide şi alcaline cu materiale din rocile bazice metamorfozate pe care le străbat şi le metamorfozează la contact. Ţinând seama de particularităţile petrochimice şi geochimice ale magmelor şi de relaţiile ce există între diferitele corpuri intruzive, H. Savu (1965 a) ajunge la concluzia că la baza celor două serii de roci amintite au stat două tipuri principale de magmă: o magmă cu compoziţie dioritică din a cărei diferenţiere a rezultat seria alcalină şi o magmă cu compoziţie granitică din care s-a format prin diferenţiere şi contaminare seria subalcalină. În partea de nord a Munţilor Highiş s-a separat o serie de mici intruziuni de granite fine şi de porfire microgranitice tardeorogene, care străbat şi metamorfozează la contact şisturile permiene (permocarbonifere) de la Covăsinţ, care trec în corneene cu biotit şi cordierit (D. Giuşcă, 1962). Cu aceste erupţiuni se încheie activitatea magmatică a ciclului hercinic în Munţii Highiş — Drocea şi nu este exclus ca unele roci filoniene din masivul de la Bârzava, cum sunt porfirele curţifere, să fie de aceeaşi vârstă cu acestea.

Tabelul nr. 15 Limitele de variaţie ale oxizilor din rocile tardeorogene din Munţii Drocea şi ale parametrilor magmatici SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 H2O +

Oxizi % 48,53-76,97 6,25-19,58 1,50-10,78 0,07- 5,0 0,05- 0,31 0,66- 4,45 0,74- 6,15 5,14-10,10 0,20- 4,47 0,37- 2,50 0,05- 0,54 0,02- 0,80

Media 62,5 14,95 5,05 1,53 0,25 1,96 2,58 6,22 1,67 1,20 0,26 0,52

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 122,0 -438,0 21,5 - 43,4 19,0 - 44,0 3,5 - 16,5 17,0 - 39,0 0,01- 0,34 0,22- 0,52

Media 246,3 32,6 3,05 8,90 27,6 0,14 0,32

Parametrii magmatici ai rocilor din intruziunile tardeorogene (tabelul nr. 15) indică magme gabbro-dioritice, normal-dioritice, cuarţ-dioritice, sienitice, cuarţ-sienitice, normal-granitice şi alcaligranitice. Aceste tipuri de magmă aparţin atât seriei de magme calco-alcaline (subalcaline), cât şi seriei alcaline. Metamorfismul de contact apare mai ales în jurul intruziunilor sinorogene şi tardeorogene hercinice şi s-a manifestat în condiţii sincinematice, fiind însoţit de procese de migmatizare arteritică. Se formează de obicei şisturi de contact cu foliaţie evidentă şi mai rar roci cu structură apropiată de aceea a corneenelor. Mineralul cel mai răspândit în aceste roci este biotitul, cu care se mai asociază , în funcţie de caracterul rocii, amfibolul; numai la contactul intruziunilor mici din nordul Munţilor Highiş, care străbat şisturile permo-carbonifere, apar roci de contact cu cordierit. Paragenezele de minerale din şisturile de contact sincinematice (cuarţ-albit-epidot-muscovitbiotit) arată că metamorfismul a avut loc în condiţiile faciesului corneenelor albit-epidotice, la temperaturi cuprinse între 300 şi 600 °C. Rocile din aureola de contact a acestor corpuri sunt injectate de soluţii magmatice, rezultând adesea migmatite arteritice (H. Savu, 1965 a). — Migmatitele stromatitice, lenticulare (lit-par-lit) şi oculare se întâlnesc în diferite părţi ale masivelor de la Bârzava şi Highiş, dar s-au format în special pe seama rocilor de origine pelitică. Soluţiile migmatitice au circulat în acest caz pe planele foliaţiei S x în condiţii sincinematice. — Migmatitele reticulare se dezvoltă în rocile bazice metamorfozate. Injecţiile neosomatice circulă pe sistemele de fisuri formate în stadiul tardecinematic şi dau naştere la o reţea migmatică cu ochiurile de dimensiuni variabile. Materialul neosomatic pătrunde difuz în rocile bazice din ochiurile reţelei, astfel că nu se mai poate stabili o limită netă între zona afectată de acest proces şi roca bazică primară. În zonele migmatizate din jurul intruziunilor se întâlnesc uneori filoane subţiri de feldspat potasic, albit, epidozite sau filoane de amfiboli şi cloritite. Sub acţiunea soluţiilor bogate în alcalii, rocile au suferit procese metasomatice importante, cum ar fi feldspatizarea, biotitizarea şi epidotitizarea. Mineralele formate prin metasomatoză apar difuz în şisturile de contact sau alcătuiesc lentile şi forme oculare care înlocuiesc treptat paleosoma. Fig. 12. — Migraţia ionilor În procesul de metasomatoză. Cercetările petrochimice cu ajutorul celulei standard (T.F. W. Barth) arată că soluţiile metasomatice au introdus în roci, printre altele, Si, Na şi K. Sub acţiunea acestora, în metabazite se formează albit, feldspat potasic şi biotit; soluţiile se încarcă cu Ca, Mg şi Fe din care se depun într-o zonă mai îndepărtată epidot, albit şi biotit (fig. 12). În şisturile de origine pelitică feldspatizate se formează de asemenea albit, feldspat potasic şi biotit, iar în soluţii sunt antrenate elementele Mg, Fe şi K, din care se formează mai departe biotit ± albit. Rezultă deci că în condiţiile proceselor de metasomatoză se formează un front de soluţii alcaline încărcate cu Na, K şi Si, în faţa căruia se deplasează un front de soluţii bogate în Mg, Fe şi Ca (H. S a v u, 1965 a). 7. METALOGENEZA ASOCIATĂ MAGMAT1SMULUI INIŢIAL ŞI SINOROGEN HERCINIC

Metalogeneza ciclului hercinic este legată aproape în exclusivitate de activitatea hidrotermală asociată intruziunilor granitoide şi alcaline din munţii Highiş şi Drocea. Provincia concentraţiilor asociate magmatismului iniţial din seriile epimetamorfice paleozoice nu este reprezentată decât prin slabele iviri de pirită, în gangă de cuarţ (± calcit), de la Cilodia (jud. Arad); mineralizaţia formează mici filonaşe sau impregnaţii într-un metadolerit intercalat în complexul inferior al seriei de Păiuşeni (H. Savu, Florentina Krautner, 1972). Mult mai bine reprezentată este provincia concentraţiilor asociate granitoidelor din munţii Highiş — Drocea. În cadrul acestei unităţi metalogenetice se pot distinge două districte cuprifere, fără importanţă economică deosebită însă, după datele pe care le avem în prezent: districtul Highiş, situat în aria intruziunilor granitoide şi a şisturilor cristaline înconjurătoare din partea centrală a Munţilor Highiş, şi districtul Secaş — valea Prundului, situat în cristalinul paleozoic din Munţii Drocea (H. Savu, Florentina Krautner, 1972; M. Borcoş, Constantina Stanciu, 1968; N. Lupei şi colab., 1967). 1) Districtul Highiş, incluzând formaţiunile complexelor mediu (ofiolitic) şi superior (filitic) ale seriei de Păiuşeni, precum şi rama vestică a corpului granitic valea Jernovei — valea Milovei, se extinde pe o suprafaţă alungită est-vest. Mineralizaţiile, în general filoniene, sunt amplasate pe zone de fractură orientate est—vest sau VNV—ESE, însoţite de procese de laminare atât în granite, cât şi în corneene sau în şisturile cristaline din acoperişul acestora. a) Cel mai important zăcământ din districtul Highiş este cel de la Şoimuş — Ilii, care a fost explorat pe o lungime de 500 — 800 m şi până la o adâncime de 90 m. Filonul, cu caracter lenticular pronunţat, are o grosime care variază între 0,05 şi 1,5 m, orientarea sa fiind E — V/ 70 — 80°S. El este situat în zona de corneene formate pe seama tufurilor bazice metamorfozate, paralel cu planul nordic de contact al corpului granitic valea Jernovei — valea Milovei. Masa principală a filonului este alcătuită din cuarţ, în care se întâlnesc frecvent răspândite granule de apatit; acest mineral formează şi fâşii compacte sau cuiburi de circa 2 cm grosime. Ca mineral de gangă mai apare sideroza, iar mineralele metalice sunt reprezentate prin calcopirită şi pirită, blendă, galena şi marcasita apărînd doar microscopic (D. Giuşcă, 1957; G. Mastacan, 1958). D. Giuşcă (1957) semnalează în acest zăcământ, din zona extrem marginală a filonului, prezenţa unui agregat compact de până la 1 cm grosime, format din glaucodot, cobaltină şi Bi nativ, asociate cu calcopirită, galena, galenobismutină, tennantit şi cubanit. Autorul încadrează această mineralizaţie de Cu ± Co, Bi cu gangă de cuarţ, carbonaţi şi apatit în grupa hipo- până la mezotermală, atribuind-o formaţiunii cuprifere cloritice. G. Mastacan (1958) descrie şi texturi metacoloidale la calcopirită. După ce iniţial considerase zăcământul ca legat de magmatismul granitic, D. Giuşcă (1957) afirmă afiliaţia sa cu complexul de roci bazice (posibil cu metadiorite). H. Schneiderhohn (1941) afirmă însă legătura genetică a formaţiunii cuprifere cloritice cu magmele granitice şi nu cu rocile bazice în care este ea în general găzduită. H. Savu şi Florentina Krautner (1972) sunt de părere că aceste mineralizaţii sunt legate de intruziunile granitice din regiune, în care unele din ele sunt localizate. b) Un al doilea câmp de acumulări hidrotermale de calcopirită (prospectat tot de D. Giuşcă) este situat în jurul văii Milova. Principalul zăcământ, cel de la Burdiz, se prezintă sub forma unui filon lenticular localizat într-o zonă de laminare a granitului şi orientat circa N 60°V/ 65 — 80°NE. Grosimea filonului variază între 0,05 şi 1 m; el a fost explorat pe 190 m lungime şi 43 m adâncime. Mineralizaţia este formată din calcopirită şi pirită în gangă de cuarţ. Alte iviri asemănătoare mai sunt cunoscute în valea Şoimuşului, pârâul Coziacul Mic, Pârâul lui Marc, dealul Gornie Polie etc. (H. Savu, Florentina Krautner, 1972). c) Al treilea câmp cu acumulări hidrotermale de calcopirită şi pirită, în gangă de cuarţ, prospectat de D. Giuşcă, cuprinde izvoarele văii Arăneagului, văii Lugoj (Dud) şi zona vârfului Highiş, fiind localizată în formaţiunile predominant detritogene ale seriei de Păiuşeni; filonaşele sunt dispuse concordant în şisturi cloritoase şi sericito-cloritoase. Zona de alterare a mineralizaţiei de la Dud a fost constituită din malachit, azurit, limonit şi cuprit, pe lângă care L. Loczy (1877) mai semnala prezenţa bornitului (H. Savu, Florentina Krautner, 1972). 2) Districtul cuprifer Secaş — valea Prundului cuprinde o zonă alungită est — vest, care se extinde exclusiv în şisturile cristaline ale seriei de Păiuşeni. Ivirile mineralizate se prezintă sub forma unor filoane discordante faţă de şistozitate, având lungimi până la 60 m şi grosimi ce nu depăşesc 1 m. Mineralele metalice sunt reprezentate prin pirită, oligist, blendă, calcopirită, bornit şi galena, iar ganga cuprinde cuarţ şi subordonat calcit. Cercetările geotermometrice au arătat caracterul hipotermal al acestei mineralizaţii, de care se leagă şi elemente rare (H. Savu şi colab.. 1967; M. Borcoş, Constantina Stanciu, 1968). 3) Câmpul cu pirită Monorăştia se dezvoltă pe o suprafaţă restrânsă la contactul şi în interiorul masivului granitoid; filoanele, cu dimensiuni mici, bordate de zone slab sericitizate, sunt formate doar din cuarţ şi pirită.

În concluzie, metalogeneza asociată magmatismului sinorogen al ciclului hercinic s-a dezvoltat într-o provincie conturată în cadrul masivului cristalin Highiş — Drocea, prezentând oarecari perspective economice. Lucrări viitoare de prospecţiune vor avea în vedere nu numai concentraţiile de sulfuri, predominant cuprifere, ci şi prezenţa elementelor rare, reţinându-se faptul că în rocile granitoide s-au pus în evidenţă monazit, orthit şi zircon (H. Savu, 1965 a). În egală măsură prezintă perspective favorabile condiţiilor de acumulare a mineralizaţiilor atât zonele marginale ale corpurilor granitoide, cât şi şisturile cristaline ale învelişului acestora, complexele de roci verzi (metaofiolitice) având frecvent o influenţă cel puţin topominerală, dacă nu genetică. Unele mineralizaţii hidrotermale slabe, cu caracter cuprifer, sunt semnalate şi în partea de sud a Munţilor Moma, în zona Zimbru, unde sunt localizate tot în formaţiunile slab metamorfozate ale seriei de Păiuşeni care suportă depozite permiene. 8. CONCLUZII ASUPRA EVOLUŢIEI FUNDAMENTULUI CRISTALIN Din descrierea diferitelor serii cristaline şi a intruziunilor magmatice vechi a rezultat varietatea problemelor care subzistă în ceea ce priveşte elaborarea unei imagini de ansamblu a evoluţiei lor. În decursul vremii, s-a început prin a se considera toate şisturile cristaline ca produse ale unei singure faze tectonice şi metamorfice, atribuită de obicei orogenezei hercinice (M. Ilie, 1957). Primii autori care au separat un cristalin hercinic şi un cristalin prehercinic au fost H. Savu (1962 a) şi D. Giuşcă (1962), care au avut în vedere masivele Highiş — Drocea şi Bihor, unde seria blasto-detritică de Păiuşeni este în mod vizibil transgresivă peste formaţiuni metamorfice mai vechi. Acest punct de vedere ni se pare astăzi un fapt câştigat şi toţi autorii împărtăşesc probabil aceeaşi părere asupra acestei probleme. Câţiva ani mai târziu, D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967) emiteau o ipoteză care mergea încă şi mai departe, admiţând trei cicluri orogenice şi metamorfice care ar fi contribuit la formarea fundamentului cristalin al Munţilor Apuseni. Alături de ciclul hercinic, ei au admis intervenţia unui ciclu a cărei vârstă credeau a o putea preciza ca fiind baikaliană şi a unui alt ciclu, pe care se mărgineau a-l denumi pre-baikalian. Seriile mezometamorfice (Someş, Baia de Arieş, Mădrizeşti), o parte din seria de Arada, cu intruziunile granitice de Muntele Mare şi de Vinţa au fost atribuite acestui ciclu vechi. Această interpretare era în acord cu vederile Marcelei Dessila-Codarcea (1967), care afirma o corespondenţă între gradul de metamorfism al unor formaţiuni şi vârsta lor; aceeaşi interpretare a fost reluată de D. Giuşcă şi colab. (1967), de V. Ianovici şi colab. (1969), de I. Mârza (1969), ca şi în alte sinteze mai generale ale teritoriului românesc, într-o, serie de lucrări, R. Dimitrescu (M. Borcoş, R. Dimitrescu, 1969; M. Soroiu şi colab., 1969; Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971) a emis rezerve în ceea ce priveşte atât vârsta baikaliană a metamorfismului prehercinic, cât şi existenţa unui alt metamorfism încă şi mai vechi, în speţă prebaikalian. Este motivul pentru care în această lucrare nu s-a păstrat decât împărţirea în cristalin hercinic şi cristalin prehercinic. Aşa cum am văzut mai sus , în prezent este unanim admisă vârsta precambriană medie a sedimentării seriilor mezometamorfice de Someş şi de Baia de Arieş — Mădrizeşti — Vidolm — Lunca (Marcela Dessila-Codarcea 1966, 1967 ; D. Giuşcă, H. Savu, M. Borcoş, 1967). Vârsta proterozoică a celei de-a doua serii a primit o confirmare recentă (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971). Se pune totuşi problema relaţiilor între aceste două serii, cele mai vechi ale Munţilor Apuseni. D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967) emit ipoteza că seria de Baia de Arieş, cu cuarţitele sale grafitoase şi calcarele sale cristaline, este mai recentă decât seria de Someş. Este adevărat că în Munţii Apuseni cele două serii nu se găsesc nicăieri în contact direct şi că ele fac parte din unităţi tectonice foarte depărtate între ele (autohton pentru seria de Someş, sistemul pânzelor superioare pentru seria de Baia de Arieş). Pe de altă parte, termenii superiori ai seriei de Someş, care sunt acoperiţi de seria de Arada, nu prezintă nici o asemănare cu rocile seriei de Baia de Arieş, pentru a putea fi echivalaţi cu aceasta. Soluţia acestei probleme s-ar putea găsi în afara Munţilor Apuseni, în insula cristalină a Prelucii Lăpuşului. Acolo, după I. Kalmar (1971), în axul unui anticlinal se găseşte un cristalin mezometamorfic cu micaşisturi, marmure, amfibolite, cuarţite grafitoase şi minereuri de mangan, care ar putea foarte bine reprezenta echivalentul seriei de Baia de Arieş; acest cristalin este acoperit de seria de Someş (I. Kalmar, 1971). În această ipoteză, emisă de R. Dimitrescu, seria de Someş ar fi deci mai tânără decât seria de Baia de Arieş. Seria de Trascău care acoperă seria de Baia de Arieş este încă prea puţin cunoscută până în prezent şi datele precise ne lipsesc pentru a putea face o afirmaţie oarecare în privinţa ei. Ea ar putea reprezenta tot atât de bine devonianul-carboniferul inferior al Masivului Poiana Ruscă, cât şi cambrianul seriei de Muncel sau chiar precambrianul. Din contră, avem mai multe date concrete pentru seria de Arada, care acoperă seria de Someş. Vârsta sa este dovedită ca fiind

precambriană terminală (eocambriană) — cambriană inferioară (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971), dar ea ar putea cuprinde şi termeni mai vechi, ca şi alţii, mai tineri. D . Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967) au distins în această serie o serie de Arada stricto sensu (retrometamorfică), atribuită cristalinului prebaikalian, şi o serie de Bistra, baikaliană. R. Dimitrescu şi G. Ioachim (1972) sunt de părere că este vorba de zona cu biotit şi zona cu clorit ale aceleiaşi serii. R. Dimitrescu nu a găsit în regiunea Arada vestigiile unei discordanţe între seria purtând acest nume şi seria de Someş, sau, şi mai puţin încă, între cele două zone ale seriei de Arada. Pe de altă parte, o discordanţă stratigrafică, dar nu în mod necesar şi metamorfică, pare într-adevăr a apărea Între cele două serii în nord-estul Masivului Gilău şi în Meseş (R. Dimitrescu, 1959; St. Câmpeanu, Nadia Câmpeanu, 1968; V. Ignat, 1974; I. Mureşan, 1971). Fig. 13. — Coloana stratigrafică a formaţiunilor cristaline prehercinice (după D. Giuşcă, H. Savu, M. Borcoş). A1 - Seria de Someş (paragnaise şi micaşisturi cu biotit, granat ± staurolit şi sillimanit); a, migmatice şi fenomene de injecţie: b, amfibolite.; A 2 - Seria de Baia de Arieş (micaşisturi cu biotit ± staurolit, cuarţite şi cuarţite cu grafit); c, calcare şi dolomite cristaline.; A3 - Seria de Arada (alături cu granat diaftorizate); 1. granite de Muntele Mare. Mădrizeşti, Vinţa şi Şiria; d, zona de contact. ; B1 - Seria de Bistra (şisturi cu sericit şi clorit): a, porfiroide; b, amfibolite cu epidot. ; B 2 - Seria de Biharia (amfibolite cu albit şi epidot şi şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit, şisturi cu albit, şisturi cu sericit şi clorit); a, calcare cristaline; b. porfiroide; c, metaporflre granitice.; B3 - Seria de Muncel (şisturi cu sericit şi dorit, şisturi cu sericit, clorit şi albit, cuarţite cu grafit); a, porfiroide; b, metaporfire granitice; 2, granitoide de Codru. Această discordanţă stratigrafică şi fenomenele de retromofism care apar în seria de Someş şi în seriile echivalente acesteia constituie, după H. Savu, o dovadă clară că În Munţii Apuseni s-au manifestat două cicluri tectono-magmatice prehercinice — ciclul prebaikalian — postcarelian şi ciclul baikalian (fig. 13) — descrise de D. Giuşcă şi colab. (1967) şi V. Ianovici şi colab. (1969). În sprijinul acestei păreri vine şi faptul că şisturile cristaline mezometamorfice din munţii Plopiş, Meseş şi Preluca şi chiar seria de Someş din Munţii Apuseni se aseamănă cu seria de Sebeş — Lotru din Carpaţii Meridionali, în care recent s-au găsit urme de spori care indică un precambrian mediu 10, iar o determinare de vârstă absolută prin metoda Rb/Sr a obţinut cifra de 838 milioane ani11. Echivalenţa seriei de Arada din autohton cu ansamblul seriilor de Biharia şi Muncel din pânze, postulată de R. Dimitrescu (1966 a) ne pare acum destul de bine demonstrată (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971). Fig. 14. — Coloana stratigrafică a formaţiunilor cristaline prehercinice (după R. Dimitrescu). A1 — Seria de Baia de Arieş (şisturi micacee, cuarţite); a, cuarţite grafitoase; b, amfibolite; c, calcare şi dolomite cristaline.; A 2 — Seria de Someş (paragnaise şi micaşisturi); a. migmatite ; b. amfibolite; c, şisturi cu granat şi porfiroblaste de albit; d, calcare cristaline.; A3 - Seria de Arada (şisturi sericito-cloritoase); a. şisturi sericito-cloritoase cu albit; b. şisturi amfibolice; c, porfiroide; d, cuarţite grafitoase; e, calcare şi dolomite cristaline.; A 3a — Seria de Biharia (şisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit); a, ortoamfibolite; b, gnaise (şisturi) albitice; c, migmatite; d, calcare şi dolomite cristaline.; A 3b — Seria de Muncel (şisturi sericitoasecuartitice): a, şisturi sericit-albitice cu clorit: b, gnaise oculare; c, porfiroide; d, cuarţite grafitoase; e, granitoide de Codru; 2, granite de Muntele Mare; f. zonă de contact. “Seria de Bistra” nu ar putea să reprezinte un termen stratigrafic ma vechi decât seria de Biharia, aşa cum presupuseseră D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967), neluând în considerarea efectul şariajului pânzei de Codru. S-ar putea deci presupune că, după o lungă sedimentare terigenă (seria de Someş), rocile bazice (intruzive, efuzive sau tufacee) ale seriei de Biharia şi seriei de Arada reprezintă magmatismul ofiolitic al ciclului prehercinic. Efuziunile acide alternează cu cele bazice întrun domeniu nordic (seria de Arada); ele le succed într-un domeniu sudic (seria de Muncel) (fig. 14). Intruziunea masivului granitic de Muntele Mare a avut loc, după R. Dimitrescu (1966 a), după sedimentarea şi metamorfozarea seriei de Arada. D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967) aşează momentul intruziunii în ciclul prebaikalian, deci înainte de sedimentarea seriei de Bistra. R. Dimitrescu şi G. Ioachim (1972) arată că, pe de o parte, relaţiile din teren dovedesc în mod clar caracterul intruziv al granitului de Muntele Mare în seria cambriană inferioară de Arada şi că, pe de altă parte, metamorfismul termic succede metamorfismului regional al şisturilor cristaline aparţinând seriilor de Someş şi de Arada. Seria migmatică a intruziunilor de Codru şi masivul Muntelui Mare, care, după D. Giuşcă, H. Savu şi M. Borcoş (1967), ar aparţine la două cicluri orogenice diferite, sunt considerate de către R. 10 11

Violeta Iliescu — comunicare personală. S. P. Bagdasarian — comunicare personală.

Dimitrescu (1958, 1966 a) ca reprezentând magmatismul sinorogen şi tardiorogen al aceluiaşi ciclu prehercinic. Vârstele izotopice (V. Ianovici şi colab., 1969; M. Soroiu şi colab., 1969) şi determinările palinologice efectuate asupra şisturilor cristaline ale seriilor de Arada, de Biharia şi de Muncel (Adina Visarion, R. Dimitrescu, 1971) par a preciza apartenenţa acestui ciclu la o fază precoce a orogenezei caledoniene, fază sardă (care este considerată însă de unii ca o fază tardivă a orogenezei baikaliene). Intensitatea metamorfismului pentru acest prim ciclu orogenic a fost foarte variabilă: în şisturile cristaline prehercinice pot fi găsite toate mineralele indicatoare de zonă, de la clorit până la sillimanit, trecând prin seria biotit-almandin-staurolit-disten. În clasificarea lui Eskola (1939) şi Turner (1968) se pot delimita următoarele faciesuri metamorfice: şisturi verzi, albit-epidot-amfibolitic (de tranziţie) şi amfibolitic. Studiile paleogeotermometrice (M. Borcoş, R. Dimitrescu, 1969), au arătat ca temperaturile de omogenizare ale incluziunilor fluide din cristalele de cuarţ sinmetamorfic sunt caracteristice pentru fiecare serie cristalină în parte şi în acord cu datele petrografice. O nouă etapă sedimentară este inaugurată de conglomeratele seriei de Păiuşeni, continuată într-un domeniu mai nordic prin seria de Arieşeni; etapa cuprinde devonianul şi carboniferul inferior, iar metamorfismul său este hercinic. Metabazaltele şi porfiroidele din Highiş, metadiabazele seriei de Arieşeni constituie magmatismul ofiolitic al ciclului hercinic, intruziunile acide de Highiş reprezintă faza sa magmatică sinorogenică, iar porfirele permiene, vulcanismul său subsecvent. În ceea ce priveşte metamorfismul hercinic, paragenezele minerale, ca şi studiile paleogeotermometrice (H. Savu, 1962 a, 1965 a; H. Savu şi colab., 1967) indică slaba sa intensitate, corespunzătoare faciesului şisturilor verzi sau zonei cu clorit. Diaftoreza care afectează anumite pachete ale şisturilor cristaline prehercinice (seriile de Someş, de Mădrizeşti, de Arada, de Muncel), pusă în evidenţă de paragenezele minerale, ca şi prin studii paleogeotermometrice (R. Dimitrescu, 1966a; D. Giuşcă, H. Savu, M. Borcoş, 1967; H. Savu şi colab., 1967; M. Borcoş, R. Dimitrescu, 1969), este de asemenea atribuită ciclului hercinic. Metamorfismul de contact dezvoltat în jurul intruziunilor de granitoide aparţinând celor două cicluri a produs ca minerale tipomorf e muscovitul, biotitul, andaluzitul, cordieritul şi sillimanitul. În prezent există deci două păreri în sensul intervenţiei a două sau a trei cicluri orogenice şi metamorfice. Principiul “economiei de gândire” ne obligă a ne opri, provizoriu cel puţin, la ipoteza a două cicluri care au contribuit la edificarea fundamentului cristalin al Munţilor Apuseni. În ceea ce priveşte microstructura şi tectonica formaţiunilor prealpine, generalizarea datelor analitice expuse mai jos în capitolul de tectonică a condus pe R. Dimitrescu la următoarea concepţie de ansamblu (fig. 15). Pretutindeni în domeniul pânzelor în Bihor sau în partea sud-vestică a Gilăului, macro- şi microstructurile principale sunt orientate cu B 1 = NV — SE sau VNV-ESE, în timp ce în autohton, B1 prezintă direcţia NE-SV sau NNE-SSV. În estul Munţilor Gilău, acolo unde şarariajele se reduc (unele dispărând chiar), axele structurale din unităţile superioare se arcuiesc gradat spre aceeaşi direcţie B1 = NE — SV, ca şi în autohton. Adoptând concepţia formării pânzelor prin subîmpingere “Unterschiebung” (M. Bleahu, R. Dimitrescu, 1959), trebuie să admitem că blocul autohton al Gilăului a efectuat în timpul principalei faze tectonice alpine, la sfârşitul turonianului, o mişcare de rotaţie în sens invers acelor unui ceasornic (“anticlockwise”). Ca rezultat al acestei rotaţii s-a format, pe de o parte, sistemul pânzelor, prin deversare către nord, pe de altă parte, structurile B1 ale cristalinului autohton, orientate iniţial VNV-ESE, ca şi cele ale cristalinului din pânze, au fost aduse în poziţia NESV. “Eliminând” astfel efectele tectonicii alpine, ajungem a ne găsi în situaţia care a existat de la sfîrşitul orogenezei hercinice şi în cursul celei mai mari părţi a mezozoicului. Am putut arăta (R. Dimitrescu, 1966 a) intervenţia unei faze metamorfice cu structuri B 2 orientate NE — SV, de vârstă permiană medie sau chiar mai tînără. Această fază a condus la cutarea şi la epimetamorfismul permianului inferior şi a carboniferului inferior. Vârsta permiană medie a fost adoptată în funcţie de cele mai recente formaţiuni afectate de elementele structurale respective, Trebuie să menţionăm însă că toţi geologii slovaci (de exemplu L. Rozlosznik, 1965) consideră tectonica B 2 din gemeride ca fiind de vârstă alpină şi materializată exclusiv în etajul structural inferior constituit din formaţiuni paleozoice. Faza metamorfică cea mai veche care a putut fi pusă în evidenţă se caracterizează prin axe structurale B1 orientate VNV-ESE; ea trebuie să aparţină fazei sudete şi a condus la cutarea şi metamorfismul seriei de Păiuşeni şi, simultan, la cutarea fără metamorfism a şisturilor verzi ale seriei de Arieşeni (R. Dimitrescu, S. Bordea, R. Puricei, 1965; R. Dimitrescu, 1967). PLANŞA 1 Fig. 1. — Relief dezvoltat pe şisturile cristaline ale Masivului Gilău. În ultimul plan Vf. Vârfului (foto S. Boştinescu). Fig. 2. — Calcare cristaline din seria de Vulturese — Belioara în Masivul Belioara (folo M. Borcoş).

PLANŞA 2 Fig. 1. — Enclavă cu constituţie microdioritică în granitul de Muntele Mare (foto S. Boştinescu). Fig. 2. — Faciesul porfiric al granitului de Muntele Mare în valea Dumitreasa (foto S. Boştinescu). În ceea ce priveşte microstructurile proprii cutării şi metamorfismului prehercinic, nu credem a fi reuşit să le punem în evidenţă, deşi suntem convinşi de realitatea lor. Uneori este chiar ciudat a constata, ca pe cursul superior al Arieşului Mic, la est de vârful Româna, o concordanţă perfectă între şistozitatea seriei de Biharia şi a celei de Păiuşeni care o acoperă, într-un afloriment în care limita este perfect deschisă, şi aceasta fără a se putea observa în seria de Biharia o şistozitate mai veche, care să-i fie proprie. Ciclul hercinic a avut probabil ca efect o obliterare generală a microstructurilor preexistente. Fig. 15. — Diagrame structurale (după R. Dimitrescu). 145 de elemente lineare (B 1) în autohtonul de Bihor (sectorul Arada); 2, 143 de elemente lineare (B1) + 48 elemente lineare (B2) în şisturi verzi ale pânzei de Arieşeni; 3. 145 de elemente lineare (B1) în pânza de Muncel - Lupşa. sectorul vestic: 4, 65 de elemente lineare (B2) în pânza de Muncel -Lupşa, sectorul vestic; 5,. 55 de elemente lineare (B 1) în pânza de Muncel - Lupşa, sectorul vestic; 6, 30 de elemente lineare (B2) în pânza de Muncel – Lupşa, sectorul estic Studiile petrotectonice ale şisturilor cristaline din Munţii Apuseni s-au îndreptat în special asupra orientării axelor optice ale cuarţului (R. Dimitrescu, 1966 a; R. Dimitrescu, M. Bleahu, 1966; H. Savu şi colab., 1967; I. Mârza, 1969). S-au putut face următoarele constatări generale (fig. 16): — în cristalinul hercinic (seria de Păiuşeni, seria de Arieşeni, conglomeratele laminate permiene), diagramele prezintă centuri complete sau incomplete după ac, cu unul ssu cu două maxime cuprinse între a şi c (maximum II). — în cristalinul prehercinic iese în evidenţă, pentru fiecare unitate în parte (autohton, pânza de Muncel — Lupşa), o zonalitate structurală în sensul lui H. J. Behr: termenii superiori sunt caracterizaţi prin aceleaşi centuri ac complete său incomplete, combinate cu maximum II (în terminologia lui Sander); în termenii inferiori din punct de vedere tectonic (care în general coincid cu nivele mai profunde stratigrafic), se trece fie (mai rar) la două centuri încrucişate (în a), făcând un unghi de circa 60° peste axul c, fie la două cercuri mici de 60 — 80°, în jurul lui c, unite cu un braţ peste a (două centuri “degenerate”, sau trecere la “pseudo-tectonite cu 2 centuri”). — în marea majoritate a cazurilor analizate, axul b al acestor diagrame (perpendicular pe centura unică sau pe intersecţia celor două centuri) coincide cu B 1 determinat prin cercetările mezoscopice. — verificarea zonalităţii lui H. J. Behr (încadrarea tipurilor găsite de noi în scara sa tip) implică o reorientare a microstructurii cuarţului în prima fază a metamorfismlui hercinic; polimetamorfismul nu se poate pune în evidenţă prin această metodă, contrar celor afirmate de noi anterior (R. Dimitrescu, 1966 a). Fig. 16. — Diagrame structurale (după R. Dimitrescu). A - Cristalin hercinic, a, pânza de Highiş - Poiana: 1. 100 Q; 1-2-3-5 (7)%: metaconglomerate din seria de Păiuşeni, vârful Piatra Grăitoare - Munţii Bihor; 2. 115 Q; 1-23-5 (6)%; metaconglomerat din seria de Păiuşeni. Şiria - Munţii Highiş; 3, 150 Q; 1,33-2-3,334 %; metacongiomerat din seria de Păiuşeni. Şiria - Munţii Highiş; 4. 200 Q; 1-2-3-4 %; filit sericitos din seria de Păiuşeni. Izvorul Rece - Munţii Highiş; b. Pânza de Arieşeni; 5, 100 Q; 1-2-3-5 %; şist verde din seria de Arieşeni; valea Arieşului Mare - Munţii Bihor; 6, 100 Q; 12-3-5-7-9-%; şist cuartitic blasto-psamitic din seria de Păiuşeni, valea Scorţăriţei - Munţii Bihor; c. pânza de Finiş - Gârda; 7. 110 Q; 1-2-4-6- %; conglomerat laminat permian. Vadu Moţilor - Munţii Bihor. B - Cristalin prehereinlc. a. pânza de Muncel - Lupşa; 8, 125 Q; 1 - 2 - 3 - 4 - 5 %; şist biotitic din seria de Muncel, Valea Caselor - Lupşa; 9, 100 Q; 1-2-3-4-6-8 %; gnais ocular din seria de Muncel, valea Dobranii - Avram Iancu; 10. 100 Q; 1-2-3-4 %; gnais ocular din seria de Muncel, Ariesu Mic - Avram Iancu; 11. 100 Q; 1-2-3-4-6 (7) %: gnais ocular din seria de Muncel, valea Vidrişoarei - Avram Iancu; 12. 120 Q; 1-2-4-6-8-10 (12) %; gnais ocular din seria de Muncel, valea Vidrişoarei - Avram Iancu; b. Autohton - 13, 200 Q ; 1 -2-3- 4-6 %; porfiroid din seria de Arada Albac; 14, 150 Q; 0,66-2-4-6 (8) %; halleflinta din seria de Arada, Valea Mare - Bistra. 15. 200 Q; 1-2-3-4 %; Şist sericito-cloritos din seria de Arada, valea Arada; 16. 100 Q; 2-4-6-%; halleflinta din seria de Arada, dealul Comarnic - Albac; 17, 160 Q; 1,25-2,5-3,75 %; şist sericito-cloritos din seria de Arada; 18, 100 Q; 1-2-3-4-5 %; şist cuarţitic sericitic din seria de Arada, vârful Ciocului - Albac. 19, 150 Q; 1,33- 2-3,33-4 %; şist

cuarţitic-sericitos din seria de Arada, valea Aradei; 20, 150 Q; 1,33-2-3,33-4 %; micaşist din seria de Someş, valea Bulzului - Arada.

III. FORMAŢIUNI PERMIENE Formaţiunile permiene ocupă în Munţii Apuseni, ca dealtfel în numeroase alte unităţi alpine, o poziţie ambiguă. Ele reprezintă molasa cutărilor hercinice, dar prefigurează în acelaşi timp zonele de sedimentare mezozoică. Facial, formaţiunile permiene reprezintă depozite detritice continentale de tip piemontan, depuse în apă puţin adâncă, la care se asociază formaţiuni vulcanice acide (riolite) şi bazice (bazalte). Prin aceste caractere ele pot fi considerate ca o formaţiune de molasa aparţinând ciclului hercinic dar, în mod paradoxal, ele nu încoronează seriile sedimentare prehercinice, ci reprezintă o largă independenţă faţă de zonele de sedimentare ale acestora, fiind dispuse discordant pe formaţiuni metamorfice mult mai vechi, într-un singur caz depozitele permiene succed celor carbonifere, dar cu o discordanţă. Spre deosebire de independenţa pe care o manifestă faţă de substrat, formaţiunile permiene sunt urmate în acoperiş aproape întotdeauna de depozite triasice, în măsura în care acestea nu au fost erodate. Succesiunea este atât de riguroasă încât este greu a nu lega permianul de ciclul alpin, dar tot aşa de greu este a considera că acesta începe cu depozitele permiene de facies continental. În situaţia dificilă de a atribui permianul fie ciclului hercinic fie celui alpin, a fost aleasă o soluţie de compromis prin tratarea lui într-un capitol independent. Formaţiunile permiene apar în toate unităţile structurale ale Munţilor Apuseni, cu dezvoltări inegale însă. De la nord spre sud se constată la început o creştere a importanţei lor. În autohtonul de Bihor ele sunt puţin reprezentate şi au o grosime relativ redusă, în unităţile de Codru cresc în importanţă, pentru a atinge grosimea maximă în pânza de Arieşeni, apoi apar sporadic în unităţile de Biharia şi în Apusenii meridionali, în Munţii Trascău. Având în vedere variaţiile faciale importante pe care le prezintă în diferitele sectoare ale domeniului de sedimentare, prezentarea formaţiunilor permiene va fi făcută pe unităţi tectonice, de la nord spre sud. Primul cercetător care a semnalat existenţa depozitelor permiene în Munţii Apuseni a fost K. Peters în 1861, atribuind permianului şi toate rocile detritice werfeniene. Aproape toţi cercetătorii secolului trecut (de exemplu Petho, Bockh, Szadeczky, Palfy) au comis aceeaşi greşeală, cuprinzând la permian uneori chiar şi formaţiuni detritice în facies de Gresten sau de vârstă cretacică, între autorii care au încercat o separare a formaţiunilor permiene trebuie amintiţi P. Rozlozsnik, M. Palfy şi M. Paucă pentru Munţii Codru — Moma, P. Rozlozsnik şi D. Giuşcă pentru Masivul Biharia, N. Arabu pentru zona Băiţa, Th. Krautner pentru Munţii Bihor. În general, aproape toţi autorii au separat un permian inferior, roşu, cu roci variate, şi un permian superior cuarţitic, care de fapt aparţine werfenianului. În cadrul terenurilor roşii permiene nimeni nu a încercat să delimiteze entităţi litostratigrafice. În schimb o parte din formaţiunile permiene au fost atribuite carboniferului, atât în Munţii Codru (de exemplu P. Rozlozsnik şi M. Paucă), cât şi în Munţii Bihor (de exemplu N. Arabu). Cartările detaliate efectuate în toate unităţile tectonice ale Munţilor Apuseni în ultimii 25 de ani de către M. Bleahu şi colaboratorii săi (M. Bleahu, 1956; M. Bleahu şi colab., 1957 — 1960) au permis prima separare a unor unităţi litostratigrafice care s-au dovedit a avea o valoare generală fiind corelabile de la o unitate la alta (M. Bleahu, 1963). Studii palinologice au fixat ulterior vârsta acestor unităţi (Adina Visarion, 1966 — 1970). Prezentarea formaţiunilor permiene va fi făcută pe baza sintezei elaborate de M. Bleahu (1963), adăugându-se la ea datele mai recente de cunoaştere. 1. DATE STRATIGRAFICE AUTOHTONUL DE BIHOR În cadrul autohtonului nu se cunosc decât două zone de aflorare a permianului, una în Munţii Bihor şi alta în Munţii Pădurea Craiului (fig. 17). În Munţii Bihor, în versantul de nord al culmii Măgura Vânătă, prezenţa permianului a fost semnalată de Th. Krautner (1942), iar depozitele respective au fost studiate de M. Bleahu (1963). Peste şisturile cristaline din seria de Arada se dispune pe o distanţă mică un pachet de brecii constituite din elemente de şisturi cristaline între care predomină gnaisele albitice, urmate, ca frecvenţă, de roci cuarţitice şi apoi de micaşisturi. Elementele sunt de dimensiuni mari (2 — 10 cm), angulare, iar liantul este argilos-nisipos, moale, ceea ce face ca breciile să poată fi uşor delimitate în raport cu rocile detritice grosiere ale triasicului. Pachetul, gros de câţiva zeci de metri, este nestratificat. Natura brecioasă a depozitului nu poate fi observată decât în aflorimente proaspete, în rest breciile sunt uşor confundabile cu şisturile cristaline, cu toate că în subasamentul imediat nu apar aceleaşi tipuri de roci. Peste brecii urmează un pachet de porfire cuarţifere verzui, laminate, care, după cum se va vedea mai departe, reprezintă tufuri sudate, în parte

metamorfozate. Peste rocile porfirice urmează conglomeratele cuarţitice ale werfenianului, probabil cu o discordanţa care însă nu este observabilă în afloriment. Prezenţa unor depozite permiene în Pădurea Craiului a fost recunoscută tot de Th. Krautner pentru prima dată (1937), şi anume în valea -Brătcuţei unde permianul este reprezentat prin aceleaşi brecii cu liant argilos roşu, peste care se dispun direct conglomerate cuarţitice aparţinând werfenianului (D. Patrulius, 1956). Fig. 17. — Distribuţia formaţiunilor permiene (după M. Bleahu). 1, Formaţiuni sedimentare şi vulcano-sedimentare bazice şi acide; 2, riolite Pornind din valea Brătcuţei, depozitele permiene se urmăresc în tot lungul crestei de şisturi cristaline care desparte platoul carstic înalt al Pădurii Craiului de grabenul Remeţi şi până în bazinul văii Sohodolului. Aici prezenţa permianului a fost recent pusă în evidenţă de D. Patrulius (1972), care a recunoscut în acest sector o succesiune de depozite permiene având până la 550 m grosime (versantul stâng al văii Godinoasa) şi cuprinzând următorii termeni de jos în sus: 1) şisturi satinate roşii, de câteva zeci de metri grosime; 2) gresii violacee cu bioglife pe care le vom descrie în detaliu mai departe şi care aparţin formaţiunii vermiculare; 3) brecii având până la 350 m grosime, cu liant roşu, cu elemente de şisturi cristaline proaspete la partea inferioară, în rest constituite aproape exclusiv din elemente de roci cuarţitice. La partea superioară a breciilor se găsesc intercalate nivele de cinerite albe-verzui şi violacee, în partea siltice, probabil tot de natură riolitică. Succesiunea descrisă este acoperită discordant de către conglomeratele şi gresiile cuarţitice werfeniene (fig. 2 în D. Patrulius 1972). Prin comparaţie cu conglomeratele laminate din Munţii Codru, Th. Krautner a atribuit breciei vârsta permiană inferioară, paralelizare care în lumina datelor actuale nu mai poate fi acceptată. Trebuie menţionată totuşi marea asemănare a breciilor din autohton cu conglomeratele denumite “conglomerate di Dosso dei Galii” din Val Camonica (Lombardia), atribuite permianului inferior şi care sunt urmate de gresii vermiculare. Breciile din autohton pot fi echivalente cu formaţiunea breciilor cu cristalin din valea Arieşului, din sistemul pânzelor de Codru, unde de asemenea ocupă partea superioară a succesiunii de formaţiuni permiene. PÂNZA DE FINIŞ - GÂRDA Pânza de Finiş — Gârda are două zone de largă dezvoltare a formaţiunilor permiene, valea Finişului şi valea Gârda, în care succesiunea este asemănătoare, cu unele mici deosebiri. În unitatea de valea Finiş, peste şisturi cristaline se dispune un pachet de peste 500 m grosime de conglomerate laminate, gresii laminate şi filite, cuprinse sub numele general de formaţiunea conglomeratelor laminate. Conglomeratele sunt constituite din elemente angulare de cuarţ, mai rar din şisturi cristaline (gnaise, micaşisturi, şisturi sericito-cloritoase şi grafitoase), prinse într-un ciment granolepidoblastic, constituit din sericit, muscovit, cuarţ şi feldspat. Elementele sunt aplatisate şi aliniate în direcţia şistozităţii. Conglomeratele formează strate metrice sau decimetrice care cuprind, în cadrul aceluiaşi strat, treceri la materiale mai fine granulometric, la gresii care prezintă aceeaşi laminare. Rareori apar şi strate subţiri de filite violacee, întreaga serie de depozite este metamorfozată dinamic în faciesul epizonei superioare, metamorfismul fiind evidenţiat de mineralele de neoformaţie, de alungirea elementelor şi de o şistozitate evidentă, care maschează în bună măsură stratificaţia. Vârsta formaţiunii a fost precizată printr-o asociaţie palinologică caracterizată prin prezenţa formei Faveolatosporites sp., care ar indica intervalul carbonifer superior-permian (Adina Visarion, 1970 a). Peste formaţiunea conglomeratelor laminate urmează formaţiunea gresiilor vermiculare, constituită din gresii violacee micacee ce alternează cu şisturi argiloase de aceeaşi culoare. Gresiile , de natură litică, sunt de tipul subgrauwacke şi prezintă bioglife caracteristice sub forma unor umpluturi tubulare de 3 —7 mm diametru şi 3 — 10 cm lungime, care se găsesc atât pe feţele de stratificaţie, cât şi în interiorul stratelor. Se presupune că asemenea hieroglife de tipul “burrow-fillings” sunt create de organisme psamofage, care s-au dezvoltat în mod exploziv în bălţi temporare determinate de ploi abundente în deşert. Depunerea gresiilor în bazine lacustre este atestată de stratificaţia normală paralelă. Vârsta formaţiunii de gresii vermiculare nu este precizată de nici un document paleontologic. De subliniat identitatea ei cu formaţiunea Petra Simona din Val Camonica (Lombardia), care este atribuită permianului inferior. În unitatea de Finiş, formaţiunea apare slab dezvoltată, dar prezenţa ei face posibilă corelarea coloanei stratigrafice cu celelalte unităţi structurale. În unitatea de Gârda, echivalentul în Munţii Bihor a unităţii de Finiş, formaţiunea gresiilor vermiculare apare de asemenea sporadic, lipsind de multe ori din coloană. Următorul termen îl constituie formaţiunea porfirelor cuarţifere, constituită aproape exclusiv din material vulcanogen. În Munţii Codru ea apare ca o fâşie continuă orientată nord-sud, ce se întinde pe 20 km de la Dumbrăviţa la Moneasa, cu o lărgime de afloriment de 3 km. În cadrul ei se pot separa

trei subunităţi distincte: 1) “porfirele inferioare”, de fapt o pânză de ignimbrite riolitice; 2) un pachet de tufuri şi aglomerate riolitice, în care se separă un strat de roci verzi ce derivă din dacite cloritizate (Grunsteinporphyrite după M. Palfy şi P. Rozlozsnik, 1939) şi 3) “porfirele superioare”, de fapt o altă pânză de ignimbrite riolitice. În pânza inferioară de ignimbrite fenocristalele sunt constituite din cuarţ, ortoză şi puţin albit şi biotit, iar pasta este granofirică. Fenocristalele pânzei superioare de ignimbrite, predominant cuarţuri, sunt mai mici, iar pasta, de culoare verzuie, este sericitizată şi are o textură fluidală. Caracterul ignimbritic al acestor roci, considerate înainte ca lave riolitice, a fost susţinut de M. Bleahu (1963), R. Dimitrescu (1964 a), R. Dimitrescu şi colab. (1965) şi D. Istocescu şi R. Dimitrescu (1967). În Munţii Bihor, în unitatea de Gârda, apare o bandă de roci vulcanice cu aceleaşi caractere, pe o lungime de 20 km şi o grosime stratigrafică de 200 m. R. Dimitrescu şi colab. (1973) au pus în evidenţă aici transformările pe care le suferă tufurile sudate riolitice, masive, de culoare violacee printr-un metamorfism dinamic, care le transformă în roci laminate de culoare verzuie. Gradul crescând de dinametamorfism duce la distrugerea feldspatului potasic, la descompunerea plagioclazului în albit şi zoizit şi la cloritizarea biotitului; în mezostază apare sericit, dorit şi illit. Pe de altă parte, Lidia Jude (1971) a arătat că feldspatul potasic din aceste roci provine dintr-un feldspat albitic în urma unei metasomatoze potasice. Caracterul original al rocilor respective ar fi deci acela de cuarţ-keratofire. Există zece analize chimice pentru rocile acide, şase datorate lui M. Palfy şi P. Rozlozsnik (1939) provenind din Munţii Codru şi patru datorate lui R. Dimitrescu (1967, 1973) provenind din Munţii Bihor. Trei roci din Bihor şi una din Codru aparţin tipului magmatic rapakiwitic al seriei potasice, celelalte din Codru, seriilor alcaline şi calc-alcaline. “Porfiritele” verzi, descrise de M. Palfy şi P. Rozlozsnik, au compoziţia chimică a dacitelor. Rezultatele acestor analize sunt prezentate în tabelul nr. 16. Tabelul nr. 16 Limitele de variaţie al oxizilor şi parametrilor Niggli din rocile permiene acide ale Munţilor Apuseni (10 analize, după: M. Palfy, P. Rozlozsnik, 1939; D. Istocescu, R. Dimitrescu, 1967; R. Dimitrescu şi colab., 1973) Oxizi % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

69,1-78,1 12,2-19,3 0,4-4,0 0,5-1,9 0,1-1,6 0-0,7 0,2-2,4 4,0-6,9 0,6-4,1

si al fm c alk k mg

Parametri Niggli 365-552 45-60 8-28 0-4 18-38 0,56-0,93 0,01-0,59

O problemă ce părea greu de rezolvat era aceea a rădăcinilor acestor vaste pânze ignimbritice, dar, în ultimul timp, ea a început să capete o rezolvare, încă din 1939 M. PaIfy şi P. Rozlozsnik semnalaseră un “porfir cuarţifer hipoabisic” în valea Gruiţ de la Ciunteşti. D. Istocescu şi R. Dimitrescu (1967) au identificat în aceeaşi zonă mai multe filoane riolitice ce traversează conglomeratele laminate şi care ar putea reprezenta rădăcinile ignimbritelor din Munţii Codru. În ce priveşte pe cele din Munţii Bihor, R. Dimitrescu (1973) presupune că ele ar putea fi reprezentate de filoanele riolitice ce traversează migmatitele de Codru la nord de Bistra. Aceste rădăcini se plasează probabil pe aliniamente care pun în evidenţă erupţii liniare ce pot fi corelate spre nord cu cele similare din regiunea Kosice, iar spre sud cu cele din Banat şi din regiunea Stara Planina şi Serbia Orientală (R. Dimitrescu , 1959 d, 1966 b). Deasupra formaţiunii porfirelor cuarţifere din unitatea de Finiş se dispune, pe o zonă extrem de restrânsă, un pachet de gresii feldspatice ce alternează cu şisturi argiloase violacee. Astfel de gresii apar sporadic şi în cadrul pachetului intermediar tufogen şi aglomeraţie, dar poziţia superioară sugerează prezenţa unei alte formaţiuni pe care o vom discuta la următoarea unitate tectonică, unde are o dezvoltare mult mai mare. Important este faptul că în şisturile tufogene violacee, de la partea superioară a formaţiunilor vulcanogene, uneori albe din cauza sericitului, a fost descrisă o asociaţie palinologică care indică vârsta permian superior cu trecere la triasic (D. Istocescu , 1971), ceea ce arată că întregul interval al permianului superior este cuprins în seria porfirelor cuarţifere. În Munţii Bihor, în unitatea de Gârda, succesiunea formaţiunilor permiene diferă oarecum de

cea din unitatea de Finiş din Munţii Codru. Astfel în lungul văii Arieşului şi pe valea Scorţăriţa Permianul începe cu un pachet gros de conglomerate laminate, cărora li se asociază filite violacee şi care diferă de conglomeratele laminate din Munţii Codru din pânza de Finiş printr-un grad mai redus de metamorfism. Peste acestea urmează direct (fără formaţiunea vermiculară) un pachet de 20 m grosime de ignimbrite riolitice (despre care a fost vorba mai sus) şi care corespunde “porfirelor inferioare” din Munţii Codru, având însă o grosime mult mai redusă şi care, sub influenţa metamorfismului dinamic , a suferit transformări în roci laminate de culoare verzuie. Având în vedere grosimea redusă şi lipsa formaţiunii vermiculare, se pune problema dacă formaţiunea conglomeratelor laminate nu urcă cumva mai sus în scara stratigrafică, soluţie sugerată în figura 18 (col. 5). Deasupra porfirelor urmează “formaţiunea gresiilor feldspatice”, mult mai bine dezvoltată decât în Munţii Codru, constituind un orizont continuu, în care apar şisturi argiloase violacee, uşor filitizate, în alternanţă cu pachete groase de tufuri albe şi mai rar cu gresii roşii slab micacee. Spre partea superioară a formaţiunii a fost identificat şi nivelul de “porfirite verzi” din unitatea de Finiş. Tot în Munţii Bihor, în lungul văii Gârda Seacă se dispune deasupra autohtonului de Bihor un solz constituit din formaţiuni permiene şi triasice, în care primele sunt deosebit de interesante, deoarece permit corelări importante. Primul termen al acestei unităţi, denumită solzul de Gârda Seacă, îl constituie formaţiunea breciilor cu cristalin, în care este caracteristică o brecie violacee cu elemente de cristalin de 3 — 20 cm lungime, în care, în afară de cuarţ, se observă gnaise albitice şi micaşisturi. Elementele, care nu sunt aproape deloc aplatisate sau alungite, sunt prinse într-o matrice argiloasă violacee, micacee. Liantul este cantitativ foarte redus, astfel încât rocile au fost confundate uneori cu apariţii de şisturi cristaline (D. Giuşcă, 1937 b). În aceste brecii apar şi două filoane de porfire cuarţifere de culoare verzuie, înspre partea inferioară a pachetului de brecii se observă foarte rar fragmente de gresii vermiculare. Formaţiunea nu prezintă nici o stratificaţie, putând fi considerată un depozit eluvial. Breciile suportă pachete compacte de argilite roşii-cărămizii, foarte caracteristice prin coloraţia pe care o conferă solului. Este formaţiunea argilitelor cărămizii, cu rare intercalaţii mai grosiere, care trece în sus la cuarţitele werfeniene. După cum se constată, Permianul din solzul de Gârda Seacă aminteşte bine pe cel din autohtonul de Bihor şi nu putem să nu relevăm încă o dată asemănarea litologică ce există între formaţiunea breciilor cu cristalin şi conglomeratele din baza permianului din Lombardia. Totuşi, dispunerea în continuare, fără întrerupere vizibilă în sedimentare, a seriei cuarţitice werfeniene ne obligă să îi acordăm o vârstă permian superioară. O altă apariţie de permian într-o unitate ce este echivalată cu cea de Finiş, se găseşte în Munţii Bihor, în valea Bulzului. Aici nu apare decât partea superioară a permianului, reprezentată prin gresii şi conglomerate tufacee, în alternanţă cu gresii fine şi şisturi argiloase violacee. Prin diminuarea treptată a conţinutului în feldspat se trece la o formaţiune de gresii oligomictice, apoi la gresiile cuarţitice ale werfenianului. PÂNZA DE DIEVA În această unitate, lipsită de fundament cristalin, lipseşte şi baza permianului, adică formaţiunea conglomeratelor laminate şi formaţiunea gresiilor vermiculare. În schimb, în intervalul formaţiunii porfirelor din unitatea precedentă se constată o mare variaţie petrografică prin apariţia unor alte elemente. Baza este constituită dintr-o pânză de tufuri sudate echivalentă cu “porfirele inferioare” din unitatea de Finiş, cu care are afinităţi petrografice. Fig. 18. PLANŞA 3-4 Aceste “porfire inferioare” constituie o bandă de 8 km lungime şi 2 km lărgime, ce prezintă, la partea superioară, mai ales “porfirite” verzi de compoziţie dacitică. Al doilea termen al succesiunii este formaţiunea diabazelor, constituită din curgeri de bazalte la care se asociază piroclastite, tufuri şi tufite. Termenul de diabaze este păstrat pentru valoarea sa istorică, rocile încadrându-se în definiţia bazaltelor şi a doleritelor. Bazaltele sunt afanitice şi sunt constituite din plagioclaz bytownitic sau un labrador adesea albitizat, diopsid şi uneori sticlă vulcanică. Rocile doleritice au aceeaşi componenţă mineralogică, dar au o structură ofitică şi subofitică. Caracteristice sunt procesele de transformare foarte intense, rocile proaspete fiind o raritate. Se constată frecvent o albitizare a feldspaţilor şi prezenţa în mare cantitate a produşilor secundari, ca clorit, epidot, actinot şi calcit. Ca formă de zăcământ predomină pânzele de curgere, dar apar şi filoane, concordante şi discordante, în care sunt frecvente rocile granulare. Produsele piroclastice sunt foarte frecvente. Tufurile sunt constituite din cristale de

hornblendă şi biotit opacitizate, precum şi din feldspat bazic calcitizat. Ele prezintă frecvent pete verzi determinate de acumulări de clorit. Este important de semnalat că erupţiile bazice au influenţat şi procesele sedimentare, deoarece adesea se întâlnesc intercalaţii de roci tufogene în care materialul sedimentar este amestecat cu cel eruptiv sau intercalaţii de şisturi argiloase verzui cu pelicule de dorit (spilozite). Intercalaţiile sedimentare, procesele de spilitizare, spilozitele, formele vagi de pillow-lava pe care le îmbracă uneori bazaltele indică toate erupţiuni submarine, fapt extrem de important, căci el conferă seriei valoarea unei unităţi stratigrafice. Filoanele discordante şi zonele de apariţie mai largă a rocilor dioritice ar indica rădăcinile de erupţie, dar, în ansamblu, formaţiunea trebuie considerată ca fiind pusă în loc peste seria de vulcanite acide, ceea ce ridică probleme interesante de vulcanogeneză. Pentru rocile bazice din Munţii Codru-Moma, M. Palfy şi P. Rozlozsnik (1939) prezintă 12 analize, din care 5 pentru “diabaze” şi 7 pentru “mezospilite” (tabelul nr. 17). Parametrii Niggli corespund pentru primele tipurilor magmatice gabbroide în timp ce “mezospilitele” au o compoziţie dioritică. Tabelul nr. 17 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niggli din rocile bazice permiene ale Munţilor Codru - Moma (interpretat după M. Palfy, P. Rozlozsnik. 1939) Oxizi % SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+

44,8-57,7 1,0- 1,8 15,2- 2,50 2,1- 9,8 2,9- 9,0 2,2-11,0 1,3-10,0 2,1- 6,1 0,1- 2,5 0,5- 4,7

si al Fm c alk k mg

Parametri Niggli 110-191 25-41 29-59 4-29 6-23 0,02-0,61 0,26-0,67

Apariţia unui vulcanism bazic după o fază de vulcanism acid este cu atât mai ciudată cu cât el este urmat de un alt episod de vulcanism acid corespunzător formaţiunii gresiilor feldspatice. Aceasta din urmă poate fi echivalată cu “porfirele superioare” din unitatea de Finiş, cu deosebirea că materialul clastic predomină asupra celui vulcanogen. Formaţiunea debutează local cu conglomerate poligene grosiere nesortate, în care sunt frecvenţi feldspaţii caolinizaţi şi elemente rulate de riolite. Este greu de precizat dacă aceste riolite aparţin primului nivel sau unor erupţiuni sincrone (deci dacă sunt anterioare formaţiunii diabazelor sau ulterioare ei). Conglomeratele sunt urmate de gresii feldspatice, în care feldspatul poate atinge 40 % din rocă. Gresiile de culoare violacee albicioasă sunt puternic caolinizate şi au un liant argilos, ceea ce le face foarte friabile. Intercalate în gresii apar unele strate de tufuri sudate, care sunt identice cu “porfirele superioare” din unitatea de Finiş. Această apariţie ne permite să corelăm cele două coloane şi să afirmăm că în timp ce în unitatea de Finiş în întregul interval al permianului superior au fost puse în loc numai roci vulcanice acide, în unitatea de Dieva manifestările vulcanice acide sunt întrerupte de un episod vulcanic bazic. Revenirea vulcanismului acid la partea superioară a permianului a avut loc cu o intensitate mult mai mică, litogeneza detritică predominând asupra celei vulcanogene. Interesantă este şi terminaţia suitei de roci permiene. Prin descreşterea cantităţii de material vulcanogen şi a apariţiei tot mai puternice a elementelor cuarţoase şi a unui ciment cuarţitic , se trece de jos în sus aproape neobservat la formaţiunea cuarţitică a werfenianului. Această trecere este mai evidentă în alte unităţi în care se poate separa o formaţiune intermediară, cea a gresiilor oligomictice. În Munţii Bihor, echivalentele pânzei de Dieva nu au, în cele mai multe cazuri, depozite permiene (solzul de Bătrânescu sau unitatea de Nucet). În lungul văii Gârda Seacă însă, deasupra solzului de Gârda Seacă, se dispune un solz cu dezvoltare restrânsă, solzul de Raviceşti, care are în bază un pachet de gresii feldspatice, în care se intercalează o bandă subţire de riolite laminate. Menţionăm această apariţie, deoarece ea aduce o dovadă în plus a poziţiei riolitelor în permianul superior, deasupra lor dispunându-se gresiile cuarţitice ale werfenianului. PÂNZA DE MOMA În această unitate, depozitele permiene cunosc cea mai largă dezvoltare din toţi Munţii Apuseni. Ele apar începând din nord, din valea Tărcăiţa, se dezvoltă larg în bazinul văii Văratec, apoi

în cel al văii Moneasa, pentru a se termina în sud în zona Zimbru. În cadrul unităţii se înregistrează mari variaţii în ce priveşte succesiunea, putându-se considera că aici avem o sinteză a tuturor aspectelor prezente în celelalte unităţi. Succesiunea cea mai completă apare în zona Rânuşa, care îmbină succesiunea din unitatea de Arieşeni cu cea din pânza de Dieva. În bază se dezvoltă formaţiunea conglomeratelor laminate, care prezintă însă un grad mai avansat de metamorfism, evidenţiat prin aplatisarea mai puternică a elementelor şi abundenţa mai mare a sericitului. Acelaşi lucru se observă şi la gresiile laminate interstratificate între conglomerate, precum şi la şisturile argiloase, adevărate filite cu sericit pe feţe. Urmează un pachet de gresii micacee violacee, cuarţoase, uşor metamorfozate, care seamănă cu unele intercalaţii din formaţiunea vermiculară, fără să prezinte însă vermiculaţii, dar pe care, prin poziţia lor, le atribuim formaţiunii gresiilor vermiculare. Urmează “porfirele inferioare”, similare cu cele din pânza de Dieva, dar prezentând şi ele un grad mai avansat de metamorfism, ceea ce se observă mai ales la tufurile însoţitoare, care sunt orientate şi sericitizate. Deasupra se dispune formaţiunea diabazelor cu întreaga gamă de roci tufitice şi piroclastice, cu aspecte de pillow-lava, cu spilitizări intense cloritizări şi cu o intensă tectonizare a filitelor intercalate care prezintă o microcutare caracteristică. Succesiunea se încheie cu formaţiunea gresiilor feldspatice şi a porfirelor superioare în care porfirele sunt mai frecvente decât în unitatea de Arieşeni sau în cea de Dieva. Predomină gresiile feldspatice, iar conglomeratele apar subordonat. Trecerea la formaţiunea cuarţitică a werfenianului se face destul de brusc, fără interpunerea unei formaţiuni oligomictice. Faţă de această coloană tip există variaţii atât spre est cât şi spre sud. Spre sud, în zona Zimbru, succesiunea începe tot cu conglomerate laminate, care însă sunt atât de puternic metamorfozate încât se apropie mult ca aspect de metaconglomeratele seriei de Păiuşeni, cu care dealtfel au fost confundate, mai ales din cauza intercalaţiilor de filite violacee, argintii, foarte sericitice. Deasupra se dispune în concordanţă formaţiunea detritică laminată, care, cum o arată şi numele, prezintă de asemenea un grad avansat de metamorfism. De fapt este o continuare a precedentei, fără nici o întrerupere, dar cu dispariţia treptată a conglomeratelor, în favoarea gresiilor şi a filitelor. O curgere de diabaze intercalată arată că această formaţiune se plasează destul de sus în coloană, deasupra limitei intervalului care cuprinde primele riolite şi gresiile vermiculare. Deasupra, în sfîrşit, se dispune un pachet gros şi monoton de gresii, care a fost denumit formaţiunea gresiilor limonitice, din cauza cimentului limonitic caracteristic. Această formaţiune este complet lipsită de orice aport vulcanogen, dar dispunerea cuarţitelor werfeniene deasupra indică clar poziţia superioară a formaţiunii şi echivalenţa ei cu seria feldspatică. În succesiunea de la Zimbru este importantă precizarea poziţiei formaţiunii laminate, deoarece ea succede nemijlocit metaconglomeratelor, care, în caz că se dovedeşte că aparţin permianului, trebuie interpretată ca formând baza pânzei de Moma, în schimb, dacă aparţin seriei de Păiuşeni, trebuie considerate ca aparţinînd unei unităţi tectonice superioare. Cheia pentru fixarea poziţiei acestei formaţiuni este dată de succesiunea din zona văii Briheni, unde, de exemplu la Hotărel, se poate urmări următorul profil caracteristic: “porfirele cuarţifere inferioare”, urmate de formaţiunea detritică laminată în care apar intercalaţii de gresii vermiculare şi de tufite şi cinerite diabazice, peste care se dispun “porfirele superioare” cu depozite tufacee asociate. În acest profil este precizată astfel poziţia mai multor formaţiuni, care se dovedesc a fi sincrone: formaţiunea gresiilor vermiculare, formaţiunea diabazelor, formaţiunea detritică laminată, care toate se plasează sub nivelul de manifestare a celui deal doilea episod vulcanogen acid şi probabil sincron cu primul. PÂNZA DE ARIEŞENI În unitatea de Arieşeni suita permiană începe cu formaţiunea conglomeratelor laminate, care se dispune peste seria de şisturi verzi atribuită carboniferului. Aparenta concordanţă între cele două pachete este de fapt o acordanţă tectonică, între ele lipsind probabil întreg carboniferul superior (R. Dimitrescu şi colab., 1965). Formaţiunea conglomeratelor laminate atinge în zona Arieşeni 800 m grosime. Analize palinologice au indicat pentru ea o vârstă carbonifer superioară-permiană. Al doilea termen îl constituie formaţiunea gresiilor vermiculare, care atinge o grosime de 500 m şi care cunoaşte aici dezvoltarea sa tipică. În formaţiunea gresiilor vermiculare din această unitate apar două elemente remarcabile. În valea Serbişoara apar câteva lentile sporadice de calcare albe, micritice, atât de recristalizate încât nu permit nici un fel de concluzii de ordin genetic, dar care nu ar putea fi interpretate decât ca depozite lacustre. Al doilea fapt remarcabil este prezenţa în aceeaşi vale a unor intercalaţii de roci bazice de natură bazaltică, care ar putea reprezenta echivalentul formaţiunii diabazice din unităţile din Munţii Codru — Moma. Acestea ar fi singurele roci bazice din Permianul Munţilor Bihor. Nu este exclus însă să fie vorba de filoane-strat de roci banatitice. Această formaţiune este Următă de formaţiunea, gresiilor feldspatice în care apar la diferite

nivele filoane-strat de porfire cuarţifere, precum şi intercalaţii de tufuri sudate, cu o mai mică dezvoltare decât în unităţile tectonice inferioare. Frecvente sunt rocile mixte, vulcanogen-sedimentare. Formaţiunea cuprinde şi intercalaţii de conglomerate feldspatice, fără ca acestea să constituie un nivel reper, astfel ca pe baza lor să fie definit începutul unui nou ciclu de sedimentare. De semnalat un filon de porfire care străbate discordant formaţiunea conglomeratelor laminate şi care ar putea reprezenta una din rădăcinile formaţiunii eruptive. Uneori, la partea superioară a formaţiunii feldspatice se separă un pachet de cuarţite cu rari feldspaţi (gresii oligomictice) şi argilite violacee-cărămizi, denumit formaţiunea gresiilor oligomictice şi în care nu mai apar porfire cuarţifere. În gresiile acestei serii din Muntele Ţapu, N. Arabu (1941) a găsit un fragment de Dadoxylon sp. (posibil D. schrollianum sau D. rhodeanum Goeppert), iar J. Popescu, în pârâul Drăgăieşului, resturi de Cordaixylon gr. Eury — tipul Artisia, ambele forme indicând Permianul, fără altă precizare posibilă. În bazinul superior al Crişului Negru, tot în unitatea de Arieşeni, precum şi pe versantul de est al Masivului Biharia apar roci negre care au fost atribuite de predecesori carboniferului sub numele de “seria neagră” (D. Giuşcă, 1937 b ; N. Arabu, 1941). În realitate este vorba de roci aparţinând formaţiunii de gresii vermiculare şi formaţiunii de gresii feldspatice în care, sub influenţa eruptivului banatitic, au avut loc procese de musketovitizare, prin care pigmentul hematitic, care conferea rocilor culoarea violacee, a fost transformat într-un pigment magnetitic negru. Sub aspectul negru se recunosc uşor groşii cu bioglife tipice, porfire cuarţifere şi gresii şi conglomerate feldspatice. Un element într-adevăr nou, şi unic pentru întreaga succesiune a permianului din Munţii Apuseni, îl constituie două formaţiuni care au fost denumite formaţiunea vărgată şi formaţiunea conglomeratelor de Poiana. Formaţiunea vărgată este constituită din protocuarţite, subarcoze, argilite şi corneene rubanate, de culoare neagră, interstratificate, peste care se dispune un pachet de filite violacee-negre. Caracteristică este prezenţa filonaşelor de epidot, care se datorează însă unor procese hidrotermale ulterioare, legate de eruptivul banatitic. Poziţia acestei formaţiuni este neclară, deoarece în aparenţă se dispune peste formaţiunea feldspatică în faciesul ei negru. Analize palinologice au pus însă în evidenţă o asociaţie care ar indica vârsta carbonifer superior—permian, ceea ce ar aduce complicaţii tectonice deosebite, după cum se va vedea în capitolul dedicat tectonicii. A doua formaţiune cu poziţie neclară este cea a conglomeratelor de Poiana care apare doar în bazinul văii Poiana Crişului, unde este reprezentată prin conglomerate cuarţoase laminate cu matrice şistoasă sericitică pe feţe, între care se interstratifică gresii cuarţoase laminate cu feţe sericitice şi argilite şistoase, filitoase, cu luciu argintiu, local verzui din cauza prezenţei cloritului şi epidotului. În ansamblu, formaţiunea este negricioasă, fapt pentru care a şi fost inclusă de majoritatea autorilor anteriori la “seria neagră” permo-carboniferă, în care intra şi formaţiunea vărgată şi rocile cu aspect negru ale formaţiunilor de gresii vermiculare sau feldspatice. Pe harta 1 : 100 000 foaia Arieşeni, formaţiunea este separată cartografic, iar din cauza poziţiei ei, în general superioară faţă de formaţiunea feldspatică, a fost considerată ca aparţinând formaţiunii cuarţitice werfeniene într-un facies dinamometamorfic. Ulterior, R. Dimitrescu şi M. Bleahu (1966) au analizat în detaliu formaţiunea denumind-o “seria” conglomeratelor laminate de Poiana şi atribuindu-i o vârstă carbonifer medie, prin comparaţie cu formaţiuni similare din Carpaţii Meridionali, dar au ataşat-o ca ultim termen stratigrafie pânzei de Biharia. Conform unei informaţii orale date de Adina Visarion, în conglomerate ar fi prezente forme de spori care la o primă examinare ar indica ordovicianul, ceea ce ar schimba radical interpretarea tectonică a regiunii şi ar pune într-o lumină nouă succesiunea stratigrafică a paleozoicului din Munţii Apuseni. În faţa incertitudinii în ce priveşte vârsta, ne-am mulţumit a semnala prezenţa acestei formaţiuni în capitolul consacrat permianului, având în vedere că aceasta este vârsta care i-a fost atribuită cel mai adesea. SISTEMUL PÂNZELOR DE BIHARIA În sistemul pânzelor de Biharia, caracterizate mai ales prin formaţiuni metamorfice prehercinice, permianul are o dezvoltare foarte redusă. El apare sigur în pânza de Highiş — Poiana şi cu semn de întrebare în pânza de Muncel — Lupşa. În Munţii Highiş, peste filitele seriei de Păiuşeni se dispune o formaţiune neagră constituită din cuarţite negre, şisturi ardeziene cenuşii-negricioase, argilite bariolate ce prezintă o laminaţie pronunţată şi gresii violacee-negricioase, fin micacee, cu pete verzi de epidot. Este formaţiunea neagră, foarte asemănătoare cu formaţiunea vărgată de la Băiţa—Bihor, care, după cum s-a arătat, are o poziţie stratigrafică neclară. Acolo culoarea neagră se datoreşte atât în formaţiunea vărgată cât şi în cea a gresiilor vermiculare sau cea a gresiilor feldspatice, transformării în magnetit a pigmentului hematitic. Şi în Munţii Highiş formaţiunea neagră vine în contact cu formaţiuni magmatice, respectiv

cu intruziuni anorogene de granite cu turmalină, micropegmatite, microgranite profirice şi filoane de porfire cuarţifere (D. Giuşcă, 1962), care ar putea genera metamorfismul termal şi culoarea neagră. În afara acestei analogii, nu există nici un reper pentru fixarea vârstei formaţiunii negre, care este atribuită permianului în sens larg. În Munţii Gilău în constituiţia pânzei de Muncel intră, după cum s-a arătat în capitolul consacrat formaţiunilor prehecinice, o serie de roci detritice şi carbonatice cuprinse sub numele de formaţiunea de Belioara, a cărei vârstă este neclară. Amintim aici faptul că între ipotezele emise asupra vârstei ei a fost susţinută şi vârsta permiană pe considerente de asemănare cu formaţiuni similare din Slovacia. Cu şanse mari de a reprezenta permianul sunt cuarţitele de gresiile laminate, slab sericitice, foarte asemănătoare cu conglomeratele laminate din domeniul de Codru, care apar pe o suprafaţă restrânsă la Băişoara (M. Borcoş şi colab., 1968), aproximativ în prelungirea zonei de dezvoltare a formaţiunii de Belioara. MUNŢII METALIFERI În Apusenii meridionali există câteva puncte de apariţie a unor formaţiuni detritice care au fost atribuite permianului. Ele se plasează toate în versantul de est al Munţilor Trascău , dispunându-se pe formaţiuni cristaline (M. Ilie, 1936). Astfel, la nord de Izvoarele se remarcă succesiunea: brecii, un conglomerat cuarţos, şisturi negre grafitoase şi cuarţite negre. La Râpa Costiţa există un conglomerat cuarţos, urmat de brecii cu elemente de cristalin în care se intercalează şisturi grafitoase şi cuarţite negre. La Obârşia apar conglomerate brecioase, iar la Hospea, conglomerate cuarţoase violacee. Nu există nici un argument paleontologic pentru precizarea vârstei acestor roci. 2. EVOLUŢIE PALEOGEOGRAFICĂ, SEDIMENTARĂ ŞI MAGMATICĂ Din punct de vedere paleogeografic, teritoriul Munţilor Apuseni a aparţinut continentului care se întindea la nord de zona mezogeană şi care nu a cunoscut în timpul permianului ingresiuni marine. În cadrul acestui vast teritoriu, sedimentarea a fost condiţionată de energia de relief a zonei de gliptogeneză şi de relieful de detaliu al zonei de acumulare a sedimentelor, ceea ce a dus la o mare varietate de depozite. În ansamblu se poate spune că formaţiunile permiene sunt rezultatul unei sedimentări continentale de tip piemontan, cu acumulare de vaste conuri de dejecţie (delte continentale) în bazine subsidenţe. La aceasta s-a adăugat o intensă activitate magmatică. Permianul este transgresiv pe fundamentul cristalin sau pe formaţiuni paleozoice (cazul carboniferului inferior din pânza de Arieşeni). Deşi termenul de “transgresiune” este impropriu pentru un depozit continental depus de râuri, prin el trebuie să înţelegem momentul în care a început un proces de subsidenţă care a permis acumularea unor stive puternice de roci detritice ce nu au mai putut fi îndepărtate de eroziune. Această subsidenţă a fost simultană cu ridicarea catenelor hercinice, ceea ce a dus la o sedimentare grosieră. În toate unităţile structurale permianul debutează astfel cu un complex ruditic (formaţiunea conglomeratelor laminate). În pânza de Arieşeni, cea mai sudică din sistemul de Codru, formaţiunea prezintă alternanţe de conglomerate cu gresii şi şisturi argiloase, ceea ce indică o sedimentare mai variată, în zone cu energie redusă de transport şi în bazine relativ calme, fapt care ne permite a conchide că zona de relief accentuat se găsea în nord, direcţia de transport fiind de la nord spre sud. Natura galeţilor arată o sortare relativ bună (predomină cuarţurile) şi o provenienţă dintr-un fundament epimetamorfic (abundenţa şisturilor sericitoase). Al doilea episod sedimentar, tot generalizat, îl constituie formaţiunea gresiilor vermiculare care prezintă o stratificaţie paralelă şi alternanţe de gresii şi argile. Lipsa de elemente grosiere indică o aplatisare a reliefului în zona de gliptogeneză şi existenţa unor întinse bazine acvatice subsidenţe cu apă puţin adâncă. Bogăţia în vermiculaţii, rezultat al săpării unor galerii de către organisme psamofage, indică momente de recrudescenţă biotică faţă de perioade abiotice. Această alternanţă trebuie pusă pe seama oscilaţiilor climatice. În timpul acestei sedimentări mai liniştite au început erupţiile de riolite puse în evidenţă de ignimbrite. Ele s-au făcut simţite mai ales în zona mediană a teritoriului, fiind slab reprezentate în autohtonul de Bihor şi în pânzele superioare de Codru, şi ocupând cea mai mare parte a coloanei permianului în pânza de Finiş — Gârda. În schimb în zona sudică, pe teritoriul pânzelor de Dieva şi Moma, au avut loc şi erupţii de roci bazice care au separat în cadrul riolitelor două nivele: “porfirele” inferioare şi superioare. Asupra semnificaţiei geotectonice a magmatismului vom reveni mai jos, semnalăm numai faptul că între curgerile de bazalte se dispun tufuri, tufite şi şisturi argiloase, fapt ce indică o sedimentare în bazine acvatice liniştite, cu apă probabil puţin adâncă. Rocile bazice nu prezintă structurile tipice de pillow-lava, dar sunt prezente fenomene de

spilitizare, precum şi roci mixte vulcano-sedimentare de tipul spilozite, care indică prezenţa unei pături de apă. Existenţa acesteia în intervalul formaţiunii de gresii vermiculare este atestată şi de mici aflorimente de calcare în pânza de Arieşeni. Partea superioară a permianului din Munţii Apuseni prezintă faciesuri ceva mai variate din cauza diversificării reliefului bazinelor de sedimentare. În general se poate spune că pânza de apă continentală (de tip lac) existentă în timpul depunerii foimaţiunii de gresii vermiculare a dispărut, sedimentarea căpătând un caracter net continental, cu stratificaţie încrucişată, rezultată din depuneri de către torenţi divagant!. Elementul dominant al acestui interval de timp îl dau rocile detritice, grosiere şi medii, cu aport mare de feldspaţi (formaţiunea feldspatică). Formaţiunea debutează cu conglomerate cu elemente de riolite şi cuarţ, dar astfel de conglomerate se regăsesc la diferite nivele, marcând cicluri de sedimentare cu secvenţe de tip conglomerate-gresii-şisturi argiloase care nu au o mare dezvoltare laterală, fiind trunchiate de alte seturi similare rezultate din stratificaţia încrucişată. După cantitatea de feldspaţi, gresiile pot fi definite ca arcoze sau subarcoze, definiţii care însă nu sunt semnificative paleogeografic, deoarece feldspaţi! nu sunt elemente detritice remaniate dintr-un fundament granitic, ci sunt de natură piroclastică, sincroni cu sedimentarea sau provenind din riolitele depuse imediat anterior. Ei sunt proaspeţi şi nu au suferit un transport îndelungat. Concomitent cu depunerea acestei formaţiuni au avut loc şi erupţii de riolite (“porfirele superioare”) care au furnizat de asemenea feldspaţi proaspeţi. În unele zone seria feldspatică prezintă o stratificaţie încrucişată fiind rezultatul unei depuneri de către torenţi divagant*. Rocile tufacee ale formaţiunii feldspatice apar în toate unităţile mediane, în care au fost prezente şi erupţiile de riolite. În zona nordică, în intervalul lor stratigrafic se găseşte o interesantă formaţiune detritică grosieră, formaţiunea breciilor cu cristalin, ale cărei elemente nu prezintă aproape nici o urmă de transport. Este vorba de galeţi angulari de cuarţ, gnaise, amfibolite, micaşisturi, adică rocile unei serii mezometamorfice care ar putea proveni din cristalinul de Someş. Lipsa de rulare şi lipsa de ciment indică un depozit aproape eluvial, în care transportul nu a avut decât rolul să amestece galeţi de natură diferită. Înspre partea sudică a domeniului Munţilor Apuseni, influenţa erupţiilor riolitice este de asemenea diminuată. Aici se depun pachete groase de gresii fără feldspaţi, cu puternice limonitizări (formaţiunea gresiilor limonitite din pânza de Moma), pachete de roci pelitice în alternanţă cu siltite (formaţiunile vărgate din partea sudică a pânzei de Arieşeni, la Băiţa), şi, în sfârşit, exclusiv Iuţite (formaţiunea neagră din Munţii Highiş). Interesantă este trecerea locală de la permian la eotriasic din punctul de vedere al sedimentării, căci ea se face gradat, prin sărăcirea sedimentului în feldspaţi şi aspectul lui din ce în ce mai matur. Această trecere gradată permite separarea uneori a unei formaţii de tranziţie, oligomictice, în care feldspaţii sunt rari şi predomină argilele violacee. Dar, chiar şi în lipsa acestei formaţiuni este extrem de greu de a trasa limita cu formaţiunea cuarţitică a werfeniamului, constituită exclusiv din ortocuarţite şi protocuarţite, limită totuşi importantă căci ea marchează, convenţional, limita dintre paleozoic şi mezozoic. Dispariţia feldspaţilor trebuie pusă pe seama unei mai mari distanţe de transport, ceea ce înseamnă aplatisarea reliefului în zona de gliptogeneză şi modelarea unei platforme largi pe care s-au depus detritusuri relativ fine. Această ipoteză este sprijinită de faptul că, spre nord, pe cristalin se depune direct formaţiunea cuarţitică, eotriasică, care debutează cu un pachet conglomeratic, marcând astfel reculul zonei de acumulare. În ce priveşte condiţiile climatice ale permianului, cercetările întreprinse în ultimul timp asupra marilor ansambluri de gresii roşii au dus la o modificare a vechilor teorii. Considerate înainte ca trădând un climat desertic, astăzi ele sunt interpretate ca rezultând dintr-un climat cald alternativ, umed şi uscat. Umiditatea este necesară pentru amorsarea hidrolizei, în primul rând a silicaţilor feromagnezieni, care eliberează fierul, în timp ce în sezonul uscat excesiv este fixat sescvioxidul de fier. În felul acesta se explică culoarea dominant roşie a formaţiunilor, existenţa unor bazine de apă puţin adâncă şi abundenţa în material lutitic. Departe de a fi desertic, peisajul era, la început, acela al unor păduri tropicale sau intertropicale, pătura vegetală permiţând dezintegrarea rocii de bază până la adâncime. Separat de această perioadă de alterare, trebuie considerată perioada de remaniere, ulterioară, în care eroziunea extrem de intensă denotă un peisaj lipsit de păduri mari care a permis împrăştierea pe mari suprafeţe a materialului detritic. În concluzie, depozitele permiene din Munţii Apuseni pot fi considerate în ansamblu ca reprezentând o molasă a cutărilor varisce, o formaţiune continentală de climat tropical, în care se poate distinge un ciclu evolutiv. Această molasă s-a conservat în partea de vest a Munţilor Apuseni într-un şanţ care va evolua ca o zonă subsidenţă de acumulare a formaţiunilor calcaroase mezozoice. În ce priveşte funcţia geomagmatică a eruptivului permian, el a căpătat soluţii diverse în lucrările recente ale diferiţilor autori. În parte, aceste soluţii au fost inspirate de compoziţia petrografică a complexului eruptiv analizat în cazul concret respectiv, începând cu H. Stille, complexele vulcanosedimentare sau vulcanogene predominant acide au fost sistematic considerate ca produse litogene ale

magmatismului subsecvent hercinic (E. Bederke, 1959); aşa este cazul de exemplu în Saxonia (N. Galiwitz, 1959; K. Pietsch, 1959). Dimpotrivă, pentru complexele simatice predominant bazice (“melafire”) s-a făcut simţită tendinţa de a le lega de ofiolitele mezozoice precoce, a căror vârstă se ridică uneori până în triasicul superior, şi de a le considera ca un magmatism geosinclinal “embrionar” al orogenezei alpine. Cele două tendinţe îşi dispută terenul acolo unde vulcanismul permian se dezvoltă sub ambele sale aspecte, ca în Carpaţii Slovaciei: porfirelor permiene din zonele de Lubietova (J. Losert, 1963) sau de Galmus (J. Rojkovic, 1969) li se opun melafirele permiene ale pânzei de Choc, atribuite până nu demult werfenianului (V. Zorkovsky, 1949 ; D. Andrusov, 1965 ; M. Mahel, T. Buday, 1967). Aceeaşi situaţie, care pune în evidenţă unele analogii existând între Carpaţii Occidentali şi Munţii Apuseni, a fost recunoscută şi în aceştia din urmă. După cum s-a văzut mai sus, faciesurile şi dezvoltarea erupţiunilor permiene sunt în aşa măsură legate de unităţile tectonice alpine din care fac parte, încât descrierea lor nu s-a putut face decât legată de diferitele coloane stratigrafice ale formaţiunilor sedimentare din fiecare unitate în mod separat. Rămâne doar să scoatem aci în evidenţă faptul: 1) că permianul autohton este sărac în produse vulcanogene; 2) că acel al pânzei de Finiş — Gârda se caracterizează printr-un bogat magmatism extrusiv acid; şi, în sfârşit, 3) că în pânzele superioare de Dieva şi de Moma produsele acide sunt însoţite de puternice erupţii bazice. Bazicitatea lavelor creşte deci odată cu apropierea de amplasamentul viitoarei zone geosinclinale (mezozoice) a Munţilor Metaliferi, iar cea mai potrivită explicaţie pentru apariţia unuia sau a celuilalt tip de magmă ar putea rezida tot în legarea produselor acide de faze compresive în scoarţă, iar a celor bazice, de faze de tensiune, aşa cum susţine de câtăva vreme şcoala geologică franceză. 3. METALOGENEZA PERMIANĂ În legătură cu formaţiunile permiene din sistemul pânzelor de Codru au luat naştere mineralizaţii de elemente rare, semnalate încă mai demult (F. Klockmann, 1924; A. Streckeisen, M. Popescu, 1931). Unele din acestea au făcut, în trecutul mai apropiat, chiar obiectul unor exploatări, între văile Poiana Crişului şi Calului, pânza de Arieşeni este constituită din gresii feldspatice permiene, acoperite de filite negre. Gresiile, având intercalaţii lenticulare de tufuri riolitice, transformate în urma unui slab metamorfism dinamic în şisturi sericitice, sunt străbătute de un corp concordant de dolerite, de circa 1 700 m lungime, întreg ansamblul este traversat şi de filoane banatitice. Zăcământul se prezintă sub forma unor lentile şi cuiburi, în parte substituind metasomatic cimentul carbonatat al gresiilor permiene (în imediata vecinătate a tufurilor riolitice), în parte amplasate pe zone fisurate şi brecifiate la contactul doleritelor cu gresiile feldspatice, intens albitizate. În afară de elemente rare, mineralizaţiile au fost reprezentate şi prin pirită, calcopirită, pirotină, arseno-pirită, polidimit, blendă, galenă, hematit, argint. C. Ionescu (1971) susţine legătura mineralizaţiei cu eruptivul banatitic. V. S. Karpenko (1957) arată însă că minereurile sunt produse ale redistribuţiei elementelor metalice de către soluţiile alcaline fierbinţi, legate de magmatismul laramic, iniţial aceste elemente fiind cuprinse, în stare dispersă, în riolitele şi tufurile acide permiene. M. Klepper şi D. Wyant (1957) menţionează de asemenea posibilitatea existenţei mai multor faze de mineralizaţie. Mineralizaţii asemănătoare au fost identificate şi în permianul altor sectoare ale Munţilor Apuseni, existând actualmente tendinţa de a fi caracterizate ca epigenetice — hidrotermale şi de a fi puse în legătură cu magmatismul banatitic. După părerea noastră este însă clar că toate ivirile se încadrează în provincia metalogenetică a formaţiunilor permiene, bine cunoscută şi în afară graniţelor R. S. România, în R. S. F. Iugoslavia (Serbia de nord-est), R. P. Ungară (Munţii Mecsek), R. S. Cehoslovacă (gemeridele Slovaciei), Italia (zona Verrucano-ului alpin). Franţa (Masivul Central) etc., şi care, pe plan european, nu poate prezenta vreo legătură cu produsele magmatisinului laramic, absente din majoritatea acestor zone. Un tip aparte de mineralizare, în care elementele rare se asociază cu molibdenul, a fost identificat recent în Munţii Moma (I. Sălăjan, 1970). Rocile-gazdă sunt reprezentate tot prin ignimbrite riolitice, permiene, uşor metamorfozate dinamic. Mineralizaţia este analoagă cu cea descrisă la Novoveska Huţa-Slovacia (I. Rojkovic, 1969) de vârstă tot permiană. Considerăm că, foarte probabil, originea elementelor metalice din complexele sedimentarevulcanogene permiene a fost legată de o concentrare ridicată a lor în produsele magmatismului subsevent acid. Redistribuţii ulterioare, conducând la aspecte locale epigenetice, sunt de pus pe seama soluţiilor fierbinţi banatitice. Uneori, în cuprinsul provinciei metalogenetice permiene, elementele metalice de aceeaşi origine s-au putut acumula în zăcăminte de infiltraţie şi în gresii roşii (tipul “redbeds”).

IV. FORMAŢIUNI TRIASICE În cadrul Carpaţilor româneşti, partea de nord a Munţilor Apuseni reprezintă sectorul cu cea mai largă răspândire în suprafaţă a formaţiunilor triasice. În această privinţă Munţii Apuseni sunt comparabili, la o scară ceva mai redusă, cu teritoriul tatridelor şi al pânzelor subtatrice din Carpaţii slovaci. Formaţiunile triasice din Munţii Apuseni acoperă partea de vest a autohtonului din Bihor şi participă la alcătuirea tuturor unităţilor din sistemul pânzelor de Codru, dintre care principalele sunt unităţile de Vălani, Finiş, Dieva, Moma şi/sau Arieşeni, Vaşcău (fig. 19). La acestea se adaugă unităţile de Roşia —Sohodol, Ferice, Bătrânescu, urmat şi Vetre, care ocupă suprafeţe mult mai restrânse de afloriment la est de Depresiunea Beiuşului. Unităţile de Roşia — Sohodol şi Ferice prezintă, în ce priveşte formaţiunile triasice, afinităţi evidente de facies cu cele echivalente din pânza de Finiş şi sunt considerate în lucrarea de faţă ca părţi componente ale acestei pânze. În schimb, corelarea facială-structurală a unităţilor de Bătrânescu, urmat şi Vetre (enumerate în ordinea ascendentă a superpoziţiei lor) întâmpină încă dificultăţi considerabile. În această privinţă este de remarcat că formaţiunile mezozoice care le compun se completează reciproc, putând fi încadrate într-o singură coloană stratigrafică, şi anume cele din unitatea de Bătrânescu în intervalul werfenian-norian, cele din unitatea de Vetre în intervalul carnian-norian având în comun cu unitatea de Bătrânescu faciesul norianului, iar cele din unitatea de urmat în intervalul norian terminalrhaetian. Mai este de subliniat faptul că dolomitele anisiene din unitatea de Bătrânescu sunt comparabile prin faciesul lor cu cele echivalente din pânza de Dieva şi că norianul terminal-rhaetianul este dezvoltat sub faciesul stratelor de Kossen comun pânzelor de Finiş şi Dieva. Nu este exclus , aşadar, ca unităţile de Bătrânescu, Vetre şi urmat să reprezinte digitaţii provenite din dezmembrarea unei unităţi structurale de ordin superior, respectiv din dezmembrarea pânzei de Dieva. În cadrul sistemului pânzelor de Codru (cu excepţia pânzei de Vaşcău), aria de răspândire a formaţiunilor triasice se suprapune fidel peste cea a formaţiunilor permiene. Dimpotrivă, pe teritoriul autohtonului de Bihor, formaţiunile triasice depăşesc larg spre nord pe cele ale permianului, extinzându-se în această direcţie cel puţin până la paralela Zalăului şi dincolo de prelungirea vestică a Munţilor Plopiş, în substratul Depresiunii Pannonice, respectiv la nord de horstul Biharea (forajul Sălard). Spre sud, suprafaţa de afloriment a depozitelor triasice din Munţii Apuseni de nord se extinde până la contactul tectonic cu sistemul pânzelor de Biharia. Mai la sud, dincolo de acest contact se cunosc unele aflorimente sporadice de roci detritice sau carbonatate care ar putea eventual să aparţină triasicului. Este vorba în primul rând de conglomeratele , cuarţitele, dolomitele şi calcarele în bună parte cristaline (seria de Vulturese — Belioara), care jalonează contactul dintre pânza de Baia de Arieş şi pânza de Muncel — Lupşa, în partea de sud-est a Munţilor Apuseni. O altă succesiune, de data aceasta comparabilă cu cea a triasicului inferior şi mediu din seria transilvană sau din seria de Braşov (D. Patrulius şi colab., 1971), se întâlneşte în Munţii Trascăului, în şaua de la Hospea, unde soclul cristalin suportă conglomerate (atribuite permianului) sau vine în contact cu calcare în plăci cu feţe argilo-siltice şi calcare cenuşii sau alb-cenuşii cu aspect marmorean. Fig. 19. Distribuţia rocilor triasice pe teritoriul munţilor Apuseni Cu toate că stratigrafia triasicului din Munţii Apuseni a stat în atenţia geologilor încă de la sfîrşitul secolului trecut, progresul cunoştinţelor noastre în acest domeniu a evoluat foarte încet până în preajma anului 1952, când cercetarea geologică a Munţilor Apuseni de nord a fost reluată la scară regională cu participarea unui mare număr de geologi. Rezultatele primelor cercetări se înscriu în descrieri de profile izolate şi inventare paleontologice (Szontagh după datele lui K. Hofmann , 1901; K. Papp, 1906; M. Palfy, 1912, 1926; E. Kittl, 1912; A. Kutassy, 1928 a, 1928 b, 1937). Primele sinteze privind distribuţia şi corelarea formaţiunilor triasice la scară regională se datoresc lui Th. Krautner (1939, 1941 c) pentru teritoriul autohtonului de Bihor şi lui M. Paucă (1941) pentru cel al Munţilor Codru-Moma. O comparaţie între schemele stratigrafice elaborate de autorii citaţi şi cele care rezultă din cercetările mai recente oferă măsura progresului actual al cunoştinţelor noastre (fig. 20). În lista geologilor care au contribuit la acest progres se înscriu: Em. Antonescu, M. Bleahu , S. şi Josefina Bordea, M. Diaconu, O. Dragastan, D. şi Felicia Istocescu,. G. Mantea. Ştefana Panin, D. Patrulius, I. Preda, S. Radan. Gr. Răileanu, Camelia Tomescu. Diferitele etape de cunoaştere începând din 1952 sunt marcate de câteva lucrări cu caracter de sinteză (M. Bleahu, R. Dimitrescu, 1957; M. Bleahu, G. Mantea, 1964; D. Patrulius, M. Bleahu, 1967; M. Bleahu şi colab., 1971; D. Patrulius şi colab., 1971) la care se adaugă hărţile la scara 1 : 100 000, foaia Arieşeni, redactată de M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1964) şi foaia Moneasa, redactată de M. Bleahu (1965) după rapoartele din arhiva

Institutului de geologie şi geofizică. 1. DATE STRATIGRAFICE Printre problemele pe care le ridică încă stratigrafia triasicului din Munţii Apuseni se numără în primul rând cea relativă la limita triasic/ permian. În această privinţă au fost exprimate opinii contradictorii. Din cauza asemănării litologice care există între depozitele detritice ale triasicului inferior şi cele ale permianului, unii autori (I. Preda, 1962) au ataşat la triasicul inferior din autohtonul de Bihor depozite care în alte părţi sunt atribuite exclusiv permianului (brecii cu intercalaţii de tufuri riolitice, gresii şi siltite roşii vermiculate). Dimpotrivă, sunt autori (M. Paucă, 1941; V. Mutihac, 1970) care atribuie triasicului inferior un interval stratigrafic restrâns, limitat la un pachet de şisturi argiloase roşii cu intercalaţii subordonate de gresii şi cu dolomite şistoase său în plăci la partea terminală. Masa gresiilor cuarţitice situată sub aceste şisturi, deşi aparţine triasicului, este ataşată de autorii menţionaţi la permian. Problema esenţială care se pune este dacă în Munţii Apuseni există efectiv sectoare cu trecere continuă de la permian la triasic, care să justifice utilizarea termenului de permo-triasic, sau să ne îndreptăţească să afirmăm că Permianul superior este şi el integral reprezentat sub facies detritic roşu. Pe teritoriul autohtonului de Bihor depozitele detritice ale triasicului inferior au o poziţie net discordantă faţă de cele ale permianului, de care sunt separate printr-o discontinuitate litologică evidentă. Ele acoperă diferite formaţiuni ale permianului sau se aşază direct pe soclul cristalin. O discontinuitate litologică similară se remarcă în valea Arieşului, în cadrul pânzei de Gârda, respectiv pânza de Finiş din lucrarea de faţă, unde conglomeratele din baza triasicului prezintă o dezvoltare spectaculară. Fig. 20. În cadrul pânzei superioare care se urmăreşte pe marginea de sudvest a Pădurii Craiului — respectiv pânza de Arieşeni în lucrarea de faţă — D. Istocescu şi colab. (1970) semnalează la baza triasicului, deasupra cuarţitelor feldspatice atribuite permianului, un orizont de fanglomerate cu blocuri de roci permiene. Pe versantul de est al Munţilor Codru se constată de asemenea poziţia discordantă a conglomeratelor din baza triasicului peste “porfirele cuarţifere” sau gresiile feldspatice ale permianului. În schimb, în cadrul pânzei de Arieşeni, la est de fereastra tectonică Băiţa — Bihor, gresiile feldspatice ale permianului din Muntele Ţapu trec în sus la gresii oligomictice, iar acestea la rândul lor suportă gresii cuarţitice ce nu se disting de cele curent atribuite triasicului. Problema unei continuităţi locale de sedimentare între permian şi triasic pe teritoriul Munţilor Apuseni rămâne deci o problemă deschisă. Am amintit în capitolul introductiv că pe teritoriul Munţilor Apuseni de nord sunt reprezentate cel puţin 6 serii de formaţiuni mezozoice presenoniene (pre-Gosau): seria de Bihor — proprie autohtonului de Bihor — şi seriile de Vălani, Finiş, Dieva, Moma şi Vaşcău — proprii sistemului pânzelor de Codru, cu rezerva că ultima ar putea să provină prin decolare din cuvertura soclului cristalin al pânzelor de Biharia. Trebuie însă adăugat aici că, în cadrul unora dintre unităţile structurale caracterizate prin aceste serii, succesiunea depozitelor triasice prezintă variaţii considerabile de grosime şi compoziţie, legate mai ales de extinderea limitată a anumitor formaţiuni. Este cazul în special al triasicului din seriile de Bihor (fig. 21) şi de Finiş (fig. 22). Mai mult decât atât, unele succesiuni izolate de depozite triasice prezintă caractere cu totul singulare faţă de seriile enumerate mai sus. Este cazul succesiunii de depozite triasice de la Hidişelu de Jos sau a celei traversate de forajul 4 008 Corbeşti (la Cotiglet) (fig. 23). Prima din aceste succesiuni este comparabilă, prin grosimea mare a depozitelor sale ladiniene, cu seria de Vălani (fig. 22) său cu succesiunea depozitelor triasice traversate de forajul 4 008 Corbeşti. Cea de-a doua aparţine, după toate aparenţele, unităţii de Arieşeni, dar se deosebeşte considerabil de succesiunea depozitelor triasice din unitatea de Moma (fig. 23), ceea ce pune oarecum sub semnul îndoelii corelarea tectono-facială a celor două unităţi. Pentru acest motiv descrierea formaţiunilor triasice din aceste unităţi va fi tratată separat. Fig. 21. Fig. 22. Este de remarcat, în sfârşit, grosimea considerabilă pe care o atinge succesiunea depozitelor triasice din anumite zone, anume: 3 000 m în partea de sud a pânzei de Moma, 2 000 m în unitatea de Finiş, aproape 2 500 m în autohtonul de Bihor, din care formaţiunilor carbonatate ale triasicului mediu şi superior le revin, respectiv, 1 800 m (forajul 4 008 Corbeşti), 1 500 m (creasta principală a Munţilor Codru), 1 200 m (autohtonul de Bihor). a. Triasic inferior

Pe teritoriul Munţilor Apuseni de nord intervalul triasicului inferior cuprinde depozite detritice şi un orizont terminal de dolomite şistoase sau în plăci, local anhidritice. Succesiunea relativ uniformă a depozitelor detritice este comparabilă cu cea a stratelor de Werfen din Alpii calcaroşi de nord. Pe profilele cele mai complete şi mai diferenţiate, sub raportul compoziţiei litologice, ea comportă următorii termeni de jos în sus: 1) conglomerate cuarţitice foarte dure, de culoare cenuşiu-gălbuie sau violacee, cu elemente avînd în majoritate un dimateru de 1 — 7 cm; 2) gresii cuarţitice în bancuri groase relativ grosiere, local şi conglomeratice, cenuşii-gălbui sau violacee, cu puţin muscovit şi feldspat potasic, uneori şi turmalină; 3) gresii cuarţitice mai fine, deseori puţin micacee, în lespezi şi bancuri medii (10 — 20 cm), alternând cu siltite argiloase micacee roşu-violacee sau verzui, cu bioglife, pe alocuri şi cu laminaţie oblică; 4) şisturi argiloase roşu-violacee, deseori puţin micacee, local substituite în sus prin şisturi verzui; grosimea acestor şisturi roşii şi verzui nu depăşeşte de obicei câteva zeci de metri. Gresiile cuarţitice în bancuri, local cu conglomerate în bază, reprezintă un echivalent al gresiei de Werfen, gresiile fine în lespezi şi siltitele argiloase micacee, împreună cu şisturile argiloase terminale — un echivalent al şisturilor de Werfen. Ultimul termen al triasicului inferior, reprezentat prin dolomicrite, uneori gipsifere, şistoase sau în plăci, separate prin şisturi argiloase verzui sau roşii, ar putea reprezenta un echivalent al părţii terminale a calcarului de Werfen. Acest orizont nu a fost observat decât în puţine locuri. Există şi profile (valea Pestiş, pe marginea de sud a Munţilor Plopiş - Bratca; Cheile Albacului; versantul stâng al văii Crişului Văratec, în partea de sud a pânzei de Dieva) unde se constată lipsa atât a dolomicritelor şistoase, cât şi a şisturilor argiloase, care constituie, de obicei, culcuşul lor. Cel puţin pe teritoriul autohtonului de Bihor discontinuităţile observate sugerează o lacună de sedimentare primară probabil legată de o cutare embrionară. În anumite cazuri însă, mai ales în cadrul pânzelor de Codru, nu trebuie exclusă posibilitatea ca lipsa termenilor superiori ai werfenianului să fie datorată unei reduceri tectonice. Fig. 23. AUTOHTONUL DE BIHOR Pe teritoriul autohtonului de Bihor grosimea depozitelor eotriasice variază în limite foarte largi, de la câţiva metri (valea Peştiş) până la mai mult de 1 000 m (Măgura Vânătă în Munţii Bihorului). În Pădurea Craiului grosimea medie este cuprinsă între 150 şi 200 m, dar în partea de nordest, unde se remarcă şi o trecere de la şisturile de Werfen la dolomitele în plăci din acoperişul lor (văile Boiului, Bulzişorului), ea atinge 450 m. Succesiunea stratelor de Werfen din acest sector al authotonului de Bihor cuprinde toţi termenii enumeraţi mai sus; conglomeratele apar însă individualizate ca orizont bine distinct numai pe marginea de sud, unde grosimea lor este de 10 — 15 m. Singurele resturi organice identificate în stratele de Werfen din Pădurea Craiului, şi anume în valea Şoimului (Bucea), la nivelul alternanţelor de gresii în lespezi, de siltite argiloase micacee roşii sau verzui şi de şisturi argiloase roşii, sunt spori şi polen a căror asociaţie este dominată de Triadispora (în primul rând T. crassa Klaus). Printre speciile asociate se mai numără: Cycadopites eoxii Vissh., Monosulcites minimus Cook, Voltziaceasporites heteromorpha Klaus şi Taenio-sporites novimundi Jans. (Em. Antonescu, 1970). Mai la sud, pe teritoriul platoului Padiş Scărişoara (M. Bleahu, 1957), ca şi în Cheile Albacului (valea Arieşului), conglomeratele şi gresiile masive conglomeratice ale stratelor de Werfen prezintă o dezvoltare mult mai importantă. În Cheile Albacului, peste gresiile masive urmează gresii mai fine, în lespezi separate prin strătuleţe de siltite roşii şi care suportă la rândul lor, cu discontinuitate litologică evidentă, dolomite în lespezi. În ce priveşte partea terminală a stratelor de Werfen din seria de Bihor, unul din profilele cele mai instructive ne este oferit de forajul de la Toboliu. care, sub dolomitele masive ale anisianului , a străbătut o succesiune de şisturi argilo-dolomitice, de dolomicrite anhidritice şi de şisturi argiloase roşii cu enclave de anhidrit. Aceste depozite a căror grosime este de cel puţin 130 m (între 3 170 şi 3 302 m adâncime) sunt comparabile cu cele ale Rot-ului alpin. UNITATEA DE VĂLANI În cadrul acestei unităţi, depozitele detritice ale permianului sunt urmate cu discontinuitate litologică de către gresii cuarţitice în parte conglomeratice, masive şi în bancuri. Gresiile cuarţitice în bancuri trec repede în sus la şisturi de Werfen argilo-siltice.

PÂNZA DE FINIŞ Succesiunea cea mai bine cunoscută a formaţiunii detritice eotriasice din unitatea de Finiş apare dezvoltată pe versantul estic al culmii principale a Munţilor Codru. Ea comportă trei termeni bine individualizaţi: 1) conglomerate şi gresii masive cuarţitice (300 m), 2) gresii cuarţitice m lespezi (125 150 m); 3) serie argilo-siltică roşie cu intercalaţii sporadice şi subţiri de gresie (100 —125 m). La est de Bazinul Beiuşului stratele de Werfen din aceeaşi unitate suportă dolomite argiloase în plăci în care N. Arabu (1941) semnalează, în valea Bulzului (împrejurimile Băiţei Bihorului), o asociaţie de bivalve cu Neoschizodus balatonis (Frech), Cosiatoria cf. costata (Zenk.) şi Unionites jassaeniss Wissm. PÂNZA DE DIEVA Depozitele eotriasice ale acestei unităţi prezintă o dezvoltare particulară. Succesiunea lor oferă deschideri mai reprezentative în bazinul superior al Crişului Văratec, unde peste gresiile feldspatice ale permianului urmează gresii cuarţitice masive sau stratificate în bancuri groase. Aceste roci, care au o grosime de 200 — 250 m, suportă direct dolomitele anisianului. PÂNZA DE MOMA Succesiunea cea mai groasă a stratelor de Werfen din această unitate se întâlneşte în Munţii Moma, unde depozitele grezo-conglomeratice ale permianului suportă gresii cuarţitice masive şi în bancuri, în parte conglomeratice (până la 1 200 m), urmate de gresii mai fine micacee, stratificate în lespezi, în alternanţă cu siltite şi şisturi argiloase roşii (1 200 m). Şisturile care devin predominante la partea terminală a succesiunii suportă dolomicrosparite în parte argiloase, cu textură laminară sau stratificate în plăci separate prin şisturi argiloase roşii (200 m). În aceste dolomite în plăci au fost identificate lumaşele cu Costatoria costată (Zenk.). PÂNZA DE ARIEŞENI O succesiune mai completă a formaţiunilor eotriasice din această unitate aflorează în partea de vest a Pădurii Craiului, unde D. Istocescu şi colab. (1970) recunosc următoarele untităţi litostratigrafice în intervalul triasicului inferior: 1) fanglomerate (200 — 250 m) constituite din blocuri mari colturate de roci permiene (conglomerate, gresii vermiculate, porfire şi şisturi sericito-tufogene) înglobate într-o matrice argiloasă roşcată; 2) conglomerate cuarţoase (200 m) în bancuri decimetrice, cu puţin material feldspatic; 3) gresii cuarţitice (200 — 375 m) în bancuri şi lespezi, albe sau roze cu intercalaţii subordonate de microconglomerate; 4) şisturi micacee verzui sau violacee (80 m), cu intercalaţii de gresii cuarţoase şi dolomite, aceste din urmă roci devenind dominante spre partea superioară a succesiunii, care marchează trecerea spre dolomitele anisianului. Apartenenţa la triasic a primului termen enumerat este îndoelnică. S-ar putea ca această formaţiune de fanglomerate să aparţină încă permianului, mai exact permianului inferior, reprezentînd un echivalent al formaţiunii “Rotliegende” superior cu material remaniat din echivalentul formaţiunii “Rotliegende” inferior. În acest caz, baza depozitelor triasice este reprezentată, ca şi în alte unităţi ale Munţilor Apuseni de nord, prin conglomeratele cuarţitice. Mai este de remarcat că în succesiunea depozitelor triasice străbătută de forajul 4 008 Corbeşti, alternanţa de şisturi şi dolomite care face trecerea de la stratele de Werfen la dolomitele anisianului conţine enclave de anhidrit. b. Triasic mediu Înainte de a trece la descrierea formaţiunilor mediotriasice sunt necesare unele preciziuni. În schemele stratigrafie elaborate de D. Patrulius şi colab. (1971) şi M. Bleahu şi colab. (1970) succesiunea triasicului din Măgura Ferice este corelată cu cea din pânza de Dieva. Or, cercetările mai recente întreprinse de S. Bordea şi Josefina Bordea (1973) demonstrează că seria de Ferice reprezintă de fapt seria de Finiş, o serie de Finiş cu depozite detritice cenuşii în intervalul triasicului superior, dar fără depozite roşii de tipul Keuper carpatic. Pe de altă parte, intervalul atribuit ladinianului în schemele menţionate este mai larg decât în schema din lucrarea de faţă, el incluzând şi calcare stratificate cu numeroase accidente silicioase pentru care s-a utilizat denumirea improprie de “calcare de Reifling”,

formaţiune care în profilul tip din Salza Bach (Grossreifling — Austria) se situează în intervalul anisianului terminal (zona Avisianus)-ladinianului şi prezintă intercalaţii de tufuri verzi la partea ei inferioară. Or, toate fosilele caracteristice pentru ladinian, din cele câte au fost semnalate până acum pe teritoriul Munţilor Apuseni şi al căror nivel de ocurenţă a putut fi exact determinat în teren, se situează sub calcarele bogate în accidente silicioase. Mai mult decât atât, în cariera din defileul Roşia — Căbeşti (sudul Pădurii Craiului) calcarele cu accidente silicioase, care urmează peste marnele cu halobiide atribuite ladinianului, conţin la partea lor mijlocie specii de Anatomites, iar la partea lor superioară o asociaţie de conodonte reprezentativă pentru norianul inferior (Elena Mirauţă, Mihaela Gheorghian, comunicare orală). Prin urmare, o mare parte a calcarelor de tip “Reifling” din Munţii Apuseni reprezintă carnianul până la carnianul superior (tuvalian) inclusiv, precum şi norianul inferior (pro parte), cel puţin pe teritoriul lamboului Roşia — Sohodol al pânzei de Finiş. Din aceste motive, formaţiunea acestor calcare stratificate de culoare închisă, cu sau fără accidente silicioase, şi care urmează peste dolomitele anisiene, este denumită în lucrarea de faţă de către D. Patrulius calcarul de Roşia după profilul tip din defileul Roşia — Căbeşti (versantul din dreapta) unde formaţiunea respectivă atinge 250 m grosime. Partea inferioară a calcarului de Roşia este în general lipsită de accidente silicioase sau nu prezintă decât rare accidente silicioase la câteva nivele. Dimpotrivă, partea lui superioară este bogată în accidente silicioase. Intervalul calcarului de Roşia cuprinde şi 1 — 2 intercalaţii de şisturi marnoase sau argilo-marnoase şi de marnocalcare cu culoare de alteraţie gălbuie. Cel puţin limita lui superioară este diacronă. Ea corespunde aproximativ cu limita ladinian-carnian în unitatea de Vălani, cu limita norian inferior-norian mediu (zona Magnus) în lamboul Roşia — Sohodol al pânzei de Finiş. Pe teritoriul Munţilor Apuseni de nord, triasicul mediu este reprezentat de formaţiuni aproape exclusiv carbonatate. În sistemul pânzelor de Codru, anisianul este dezvoltat sub facies de calcare sau de dolomite mai ales masive, în timp ce în autohtonul de Bihor acest etaj comportă, pe lângă dolomite, calcare stratificate, la care se adaugă intercalaţii sporadice de şisturi argiloase, său de material argilosiltic pelicular între bancuri. În raport cu faciesurile anisianului, cele ale ladinianului prezintă o distribuţie inversă: calcare masive în autohtonul de Bihor (facies de Wetterstein), calcare stratificate şi şisturi argilo-marnoase în sistemul pânzelor de Codru. În toate unităţile din sistemul pânzelor de Codru, rocile ladinianului au o grosime mult mai redusă decât cele atribuite anisianului şi în general foarte variabilă. Se întâlnesc şi sectoare unde calcarele cu accidente silicioase ale carnianului sunt direct în contact, său aproape în contact, cu dolomitele masive curent considerate ca aparţinând anisianului. În lumina corelării la scară regională, asemenea cazuri pledează mai degrabă pentru o lacună stratigrafică decât pentru o variaţie de facies prin care şisturile cu daonele şi calcarele stratificate care le sunt asociate să fi fost local substituite prin dolomite masive. Totuşi, în lipsa unor argumente paleontologice care să dovedească vârsta exclusiv anisiană a dolomitelor masive situate imediat sub calcarele de tip “Reifling” sau sub şisturile cu daonele, nu trebuie neglijată posibilitatea ca, cel puţin local, partea terminală a dolomitelor să aparţină ladinianului (D. Patrulius, 1971). AUTOHTONUL DE BIHOR Rocile mediotriasice din această unitate ating 1 300 m grosime, din care 1 000 m revin anisianului, iar restul ladinianului. În seria de Bihor succesiunea tip a anisianului cuprinde următorii termeni (după D. Patrulius): 1) dolomitele inferioare, deseori stratificate în lespezi şi bancuri cenuşiu deschis-gălbui (până la 100 m); 2) calcarul de Bucea12 (= calcarul de Gutenstein după Hofman, fide T. Szontagh, 1901), formaţiune constituită din calcare micritice şi microsparitice cenuşiu închis-albăstrui până la negre, mai rar cenuşiu deschis sau cu tentă de alteraţie gălbuie, uneori şi violacee, stratificate în lespezi şi în bancuri de 20 — 30 cm, deseori vermiculate, cu fete de separaţie noduloase acoperite de o peliculă de argilă roşcată, gălbui-portocalie sau verzuie, mai mult sau mai puţin siltică-micacee; cu intercalaţii de calcare, în plăci (2 — 5 cm) puţin marnoase, uneori şi siltice, cu feţe de separaţie netede; cu ripplemarks sporadice (valea Şoimului — Bucea) şi pe alocuri cu convoluţiuni datorate alunecărilor submarine. Această formaţiune are până la 500 m grosime (250 m pe profilul tip din valea Şoimului — Bucea). 3) dolomitele superioare, groase de 50 — 400 m, larg cristalizate, cenuşii cu tentă de alteraţie gălbuie; 12

Denumire introdusă de D. Patrulius în lucrarea de faţă.

4) formaţiunea de Lugaş13, având până la 200 m grosime şi a cărei succesiune tip cuprinde de jos în sus : 4a) calcarul de Vida14, cenuşiu, cu enclave lenticulare sau reţea de culoare gălbuie, mai rar negricios, pe alocuri marnos, roşcat (valea Vida); micritic sau microsparitic, cu nodosarii; stratificat în lespezi şi bancuri medii (10 — 30 cm) cu feţe ondulate, mai rar în bancuri groase de 40 — 100 cm. Are 20 — 30 m grosime la Peştiş şi Lugaş, 120 m în foraje la Oradea, 70 m în valea Vida unde ocupă aproape tot intervalul formaţiunii de Lugaş şi cuprinde două nivele de şisturi argiloase: unul în bază şi altul la partea mijlocie; 4b) şisturile de Peştiş15, argiloase, cenuşiu închis, gălbui sau cu uşoară tentă verzuie prin alteraţie, pe alocuri şi roşii (valea Vida), cu intercalaţii de argilite concoide puţin consistente şi de calcare cenuşii în plăci şi lespezi, oomicritice şi biopelsparitice (Peştiş, Lugaş), cu intercalaţii mai rare de calcare marnoase cenuşiu deschis (Butan); aceste şisturi au de la 10 m (profilul tip), la 50 m grosime (forajul 4 006 Oradea); 4c) calcarul de Butan16 stratificat, cenuşiu, pelmicritic şi pelsparitic bioclastic, în parte dolomitic, pe alocuri parţial substituit prin dolomite gălbui de tipul carniolelor (10 — 50 m). Formaţiunea de Lugaş se găseşte dezvoltată în partea centrală şi de vest a Pădurii Craiului, dar şi mai la sud, în partea centrală a Munţilor Bihor (Padiş). Fauna calcarului de Bucea cuprinde: nodosarii (Austracolomia); bivalvele Costatoria costată (Zenker), la partea inferioară (valea Şoimului) şi la jumătate distanţă între dolomitele inferioare şi dolomitele superioare (Damiş); „Gervillia" mytiloides (Schlot.) (? = “G” modiolaeformis (Giebel) şi Entolium discites (Schlot.)), la 100 m sub contactul cu dolomitele superioare în valea Runcşorului 17; Dadocrius sp. (entroce), pe tot intervalul, începând de la 100 m deasupra bazei (anticlinalul Bratca) şi până sub dolomitele superioare (Lorău; valea Groapa Poienii); mici gasteropode (sub formă de lumaşele). Bancurile biomicrosparitice, mai groase şi de culoare mai deschisă, dezvoltate la partea superioară a calcarului de Bucea, conţin algele dasicladacee Physoporella dissita (Giimbel), P. cf. pauciforata Pia şi Oligoporella sp., alături de glomospire şi Meandro-spira dinar ica Koch-Dev. et Pant. (Lorău)18. Formaţiunea de Lugaş este datată ca aparţinând anisianului prin fauna calcarelor oolitice intercalate în şisturile de Peştiş (D. Istocescu şi colab., 1968) şi care cuprinde, între altele, speciile Lyriomyophoria elegans (Dunk.), Encrinus lilliformis Lk., Spiriferina fragilis (Schloth.), Caenothyris vulgaris (Schlot.), Aulacothyris geyeri Bitt., precum şi resturi de Nothosaurus şi de selacieni (Hybodus). Calcarul de Vida din valea Vida (brahianticlinalul Carpen) conţine la partea lui superioară amoniţi, printre care o specie de Flexoptychites de talie mare19, iar la anumite nivele nodosariide în abundenţă (D. Patrulius, S. Bordea, 1970). Succesiunea anisianului din partea centrală a autohtonului de Bihor se distinge de cea din Pădurea Craiului prin dezvoltarea unei formaţiuni cu caractere particulare, calcarul de Padiş20 — alb sau cenuşiu deschis, cu aspect marmorean sticlos datorită recristalizării, stratificat în bancuri cu separaţii în lespezi sau plăci, pe alocuri cu feţele acoperite de o peliculă de argilă violacee, cu intercalaţii de calcare negre cu pete roşii-violacee şi de şisturi argiloase negre sau gălbui (200 m). Peste această formaţiune urmează calcarul de Bucea, negru, stratificat în lespezi şi bancuri medii cu învelişuri argiloase roşii pe feţele de stratificaţie, în alternanţă cu bancuri groase de calcare cenuşiu închis cu feţe roşii, dar în general fără structură vermiculară (80 m). Termenul următor, echivalent cu dolomitele superioare, cuprinde calcare dolomitice şi dolomite masive cenuşii sau roşcate, cu intercalaţii de calcare pătate cenuşiu închis şi de şisturi verzui, gălbui său violacee (100 m). Ultimul termen al anisianului din acest sector al autohtonului, echivalent cu formaţiunea de Lugaş (170 m), cuprinde la partea inferioară calcare în parte dolomitice, stratificate în lespezi şi bancuri medii, cenuşi închis până la negre, unele cu pete roşcate sau gălbui, cu intercalaţii subţiri de şisturi argiloase gălbui. Partea terminală a calcarelor conţin local rari amoniţi21 şi suportă un pachet relativ gros de şisturi cenuşigălbui (şisturi de Peştiş). În partea de sud a platoului Padiş — Scărişoara dolomitele capătă o dezvoltare considerabilă, 13

idem idem 15 idem 16 idem 17 D. Patrulius observaţie inedită. 18 Prezenţa diploporelor şi a crinoidului Dadocrinus la partea superioară a calcarelor de “Gutenstein” de la Lorău a fost pusă în evidenţă de Elena Popa (fide D. Patrulius şi colab., 1971). 19 Nivel fosilifer identificat de D. Patrulius în 1972. 20 Denumirea introdusă în lucrarea de faţă de D. Patrulius. 21 Identificaţi de Maurizio Gaetani cu prilejul colocviului asupra triasicului din 1970 (Asoc. geol. carpato-balcanică). 14

substituind pe alocuri în totalitate calcarele anisianului (Gârda). Ladinianul din autohtonul de Bihor prezintă o dezvoltare uniformă, fiind reprezentat numai de calcare masive recifogene, alb-cenuşii, pe alocuri roz sau gălbui, local dolomitizate în bază, de tipul calcarului de Wetterstein. Aceste calcare au până la 200 m grosime pe teritoriul Pădurii Craiului. Pe platoul Padiş — Scărişoara grosimea lor atinge şi depăşeşte chiar 300 m, dar în acest din urmă sector este foarte probabil ca intervalul calcarului de Wetterstein să cuprindă şi carnianul (cel puţin carnianul inferior), întocmai ca şi în Alpii calcaroşi de nord. Partea ladiniană a calcarului de Wetterstein din seria de Bihor este datată prin: — Daonella pichleri (Giimb.), D. tridentina Kittl şi D. cf. tyrolensis Mojs., pe Dealul Scărişoara, la est de Peştera Scărişoara (M. Bleahu, R. Dumitrescu, 1957), unde A. Kutassy (1928 6, 1937) mai citează speciile Teutloporella gigantea Pia, Zygopleura arcecosta (Miinst.), Loxonema kokeni Kittl, Mysidioptera salomoni Tomm.; — Diplopora annulata Schafh., Teutloporella nodosa (Schafh.), Macroporella beneckei (Salom.), pe dealul Glimeiul de la est de Damiş (D. Patrulius, M. Bleahu, 1967: M. Diaconu, O. Drăgăştan, 196922; p. Patrulius 1970); — D. annualata şi T. nodosa, în valea Luncii, în calcare cu corali şi lumaşele cu Omplialoptyclia eacimia (Hoernes) (D. Patrulius, M. Bleahu, 1957); — Encrinus oassiamts Laube, la est de Şuncuiuş, în baza calcarelor de tip Wetterstein (M. Diaconu, 1970); — Teutloporella triassina (Schaur.), în calcare cu “Cidaris” roemeri Wiss., pe marginea de sud a Munţilor Plopiş. UNITATEA DE VĂLANI În această unitate, anisianul este reprezentat prin dolomite cenuşii stratificate în bancuri la partea infeiioaiă a inteivalului, masive, dezagregându-se sub formă de nisip dolomitic, la partea lui superioară. Peste dolomite urmează, fără tranziţie litologică, calcare stratificate fin granulare, cenuşii şi negricioase (± 70 m), apoi şisturi marnoase şi marne cu patină de alteraţie gălbuie (5 m grosime vizibilă). La sud de Căbeşti, în marginea drumului Roşia — Beiuş, aceastea din urmă conţin fragmente de tije de crinoide şi foarte rare exemplare de halobiide (D. Patrulius, 1971). Acoperişul lor este format dintr-un banc puternic de calcar macro-nodulos care, la rândul lui, suportă calcare negre în bancuri şi lespezi (± 100 m). Acestea din urmă conţin accidente silicioase sporadice numai la partea mijlocie şi la partea terminală a succesiunii lor, care comportă local şi o intercalaţie de marne gălbui. Asociaţia de conodonte de la partea terminală cuprinde specii caracteristice pentru ladinianul superior (Elena Mirăuţă şi Mihaela Gheorghian, comunicare orală). PÂNZA DE FINIŞ În seria de Finiş, anisianul are aceeaşi, dezvoltare ca şi în seria de Vălani, cuprinzînd local în bază dolomite stratificate, peste care urmează dolomite masive cenuşii. Grosimea dolomitelor anisiene din această unitate este de 125 — 150 m pe versantul de est al culmii principale a Codrului, 200—250 m în sectorul Măgura Ferice — Sebişel (Munţii Bihor), cel puţin 350 m în lamboul Roşia — Sohodol (Pădurea Craiului). În partea de nord a Munţilor Codru (culmea Dumbrăviţa) peste dolomite anisiene cu Lyrio-myophoria elegans (Dunk.) urmează calcare stratificate cenuşiu închis cu Arpadites sp. (M. Paucă, 1941), care, la rândul lor, suportă şisturi argiloase negre, gălbui sau violacee (10 — 20 m) cu Daonella taramelli Mojs. şi D. pichleri (Gumb.) (A. Kutassy, 1928 b). În lamboul Roşia — Sohodol dolomitele masive sunt urmate de calcare stratificate negricioase, fără accidente silicioase (± 10), iar acestea la rîndul lor suportă şisturi argiloase şi marnoase, cenuşii sau negricioase (10—12 m). Pe profilul din defileul Roşia — Căbeşti cu şisturile se găsesc asociate marnocalcare cu rare exemplare de Daonella cf. lenticularis Gemm. (D. Patrulius, 1971 a). Acest interval reprezintă partea inferioară a calcarului de Roşia. Urmează calcare stratificate cu relativ numeroase accidente silicioase. Cel puţin jumătatea superioară a intervalului ocupat de aceste din urmă calcare aparţine carnianului superior şi norianului inferior. Pe profilul de la Sebişel (Munţii Bihor) dolomitele anisiene suportă calcare negre stratificate (130 m) cu învelişuri siltice-argiloase şi care conţin specia Daonella reticulata Mojs. (S. Bordea, Josefina Bordea, 1973). PÂNZA DE DIEVA 22

Autorii citaţi semnalează şi calcare anisiene cu Physoporella în acelaşi loc, dar după toate aparenţele nu este vorba de calcarele albe de Wetterstein, ci de calcare cenuşii ce apar pe alocuri sub calcarele albe, la nivelul calcarului de Butan.

În partea de sud a acestei pânze (valea Crişului Văratec), anisianul este reprezentat prin dolomite negre, masive, având până la 350 m grosime. Prezenţa ladinianului nu a fost dovedită şi nu este exclus ca în seria de Dieva să existe, cel puţin local, o lacună a acestui etaj, dat fiind că la sud de Tărcăiţa, calcare cu accidente silicioase având mai puţin de 10 m grosime şi comparabile cu calcarele carniene şi noriene inferioare din unitatea de Finiş stau direct pe dolomite. PÂNZA DE MOMA În partea meridională a acestei unităţi (Munţii Moma), anisianul este reprezentat prin dolomite negre stratificate la partea inferioară a intervalului, masive în rest. Aceste roci ating o grosime considerabilă: până la 1 200 m dacă excludem ca aparţinând werfenianului superior primii 200 m din bază, cu intercalaţii de argile roşii. Prezenţa ladinianului în acest sector este discutabilă. Cel puţin local, peste dolomitele masive negre, se aşază direct calcare cu accidente silicioase comparabile cu cele ale carnianului şi norianului inferior din unitatea de Finiş. PÂNZA DE ARIEŞENI La partea de nord a pânzei de Arieşeni, considerată în lucrarea de faţă ca îmbrăţişând formaţiunile permiene şi eotriasice de pe marginea de vest a Pădurii Craiului (între Dobreşti şi Chigic), ladinianul şi foarte probabil anisianul superior sunt reprezentate printr-o succesiune relativ groasă de roci carbonatate şi şisturi argiloase. La sud de Corbeşti, în succesiunea traversată de forajul 4 008 23, dolomitele anisiene sunt urmate de calcare mioritice negre cu rare accidente silicioase şi a căror grosime, până la acoperişul constituit din calcare cu numeroase accidente silicioase, însumează 170 m. PROFILUL DE LA HIDIŞELU DE JOS Pe acest profil24, dolomitele anisiene sunt urmate de: 1) calcare negre stratificate în lespezi de 5 — 15 cm, în parte noduloase, cu feţele acoperite de o peliculă de mirnă gălbuie, cu intercalaţii sporadice de calcare cu pete cenuşii, în bancuri de 40—50 cm (>125 m); 2) şisturi argiloase negre cu calcare intercalate sub formă de lentile şi bancuri (40 m); 3) dolomite cenuşii stratificate în lespezi şi bancuri medii (95 m); 4) şisturi argiloase negre fisile, alternând la anumite nivele cu calcare negre în plăci (3 — 5 cm) sau lespezi cu feţe ondulate şi prezentând o intercalaţie groasă de calcar cenuşiu închis (25 m). Şisturile acestui din urmă orizont conţin daonele (M. Bleahu şi colab., 1971). Exemplarele (colectate de M. Diaconu şi D. Istocescu) au fost determinate de D. Patrulius ca aparţinând speciei Daonella lommeli Mojs. PÂNZA DE VAŞCĂU Anisianul pânzei de Vaşcău îmbracă un facies net diferit în raport cu toate celelalte unităţi ale sistemului pânzelor de Codru, fiind reprezentat prin calcare de facies Steinalm, alb-cenuşii, masive, local dolomitice în bază, urmate de calcare roşii în bancuri, cu amoniţi (facies de Schreyeralm — Hallstatt). Calcarele de Steinalm ating o grosime considerabilă: 850 — 900 m. Diferite nivele din succesiunea acestor calcare, şi în special partea lor terminală pe 30 — 40 m grosime, conţin în abundenţă resturi de alge dasicladacee, la care se adaugă şi rare gasteropode, ca Omphalophtycha esoimia (Hoernes) şi Cryptonerita conoiăea Bohm. Asociaţiile de dasicladacee reprezentate cuprind următoarele forme: Macroporella alpina Pia, Physo-porella pauciforata sulcata Bystr., P. aissita (Giimbel), Diplopora subtilis subtilis (D. Patrulius, 1970; M. Bleahu şi colab., 1970), Pliysoporella pauciforata ondulată Bystr., P. prealpina Pia, P. varicans Pia, Oligoporella pilosa Pia, Teutloporella cf. tabulata Pia, Diplopora hexaster (Pia) (M. Bleahu şi colab., 1972). Calcarele de facies Schreyeralm — Hallstatt, groase de 70 — 80 m, sunt mioritice, roşii, roz şi 23

Un studiu microfacial detaliat al rocilor triasice, traversate de forajul 4008 Corbeşti a fost efectuat de A. Drăgănescu, care a pus la dispoziţia autorilor datele sale de observaţie. Pe baza acestor date, D. Patrulius a reconsiderat corelările anterioare (M. Bleahu Şi colab., 1971), restrângând intervalul atribuit ladinianului de la 958 m la 170 m. 24 Succesiunea depozitelor mediotriasice de la Hideşelu de Jos, descrisă de M. Bleahu şi colab. (1971), a fost revizuită de D. Patrulius.

gălbui, local şi alb-gălbui la partea terminală a intervalului. În împrejurimile localităţii Câmp-Moţi succesiunea lor cuprinde o intercalaţie de şisturi argiloase şi marnocalcare. În acelaşi loc A. Kutassy (1928 a) semnalează două asociaţii cu amoniţi: una anisiană cu Flexoptychites loczyi (Bock), F. cf. flexuosus (Mojs)., Discoptychites sp. ex gr. D. domatus (Mojs.), Megaphyllites sp. ex gr. M. oenipotanus Mojs., “Ceratites” cf. kuvera Diener, Paraceratites sp. ex gr. P. brembanus Mojs. şi alta pe care o consideră ladiniană cu Proarcestes cf. boeckhi Mojs şi “Ceratites” liepoldti Mojs. Prezenţa ladinianului deasupra calcarelor de facies Schreyeralm — Hallstatt din această unitate este îndoielnică25. La est de Câmp-Moţi, calcarele roşii suportă direct calcare ale carnianului superior cu Halobia styriaca(Mojs.) (Ştefana Panin, fide D. Patrulius şi colab., 1971). La est de CâmpMoţi, pe Dealul Fetii, între calcarele de facies Schreyeralm — Hallstatt şi cele ale norianului (cu Placites), se interpun calcare negre cu accidente silicioase, identice cu calcarele carnianului norianului inferior din unitatea de Finiş. c. Triasic superior În comparaţie cu depozitele triasicului mediu, cele ale triasicului superior prezintă variaţii de facies mult mai ample şi numeroase, datorită mai ales unui aport considerabil de material argilos şi cuarţ-arenitic în anumite zone: stratele de Codru26 (norian mediu) şi “Keuperul Carpatic” (norian superior). Singură partea bazală a depozitelor neotriasice (carnian - norian inferior), reprezentată prin calcare stratificate negre cu accidente silicioase, se menţine cu o anumită constanţă în toate seriile sistemului pânzelor de Codru. Triasicul superior, în dezvoltarea sa cea mai completă, atinge o grosime de 1200 m în pânza de Finiş, 900 m în pânza de Dieva, aproape 1100 m în pânza de Arieşeni (forajul 4 008 Corbeşti), dar numai 550 — 600 m în pânza de Vaşcău). AUTOHTONUL DE BIHOR Th. Krautner (1938) recunoaşte prezenţa carnianului şi norianului în seria de Bihor pornind de la simpla corelare litologică cu formaţiunile din schema stratigrafică stabilită de M. Paucă (1941) pentru triasicul din Munţii Codru - Moma. M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1957), bazaţi pe descoperirea de către primul autor citat (M. Bleahu, 1955 R) a unor daonele ladiniene în calcarele atribuite norianului de Th. Krautner, consideră ca probabilă lipsa completă a triasicului superior pe teritoriul autohtonului de Bihor. D. Patrulius şi M. Bleahu (1967) lasă totuşi deschisă posibilitatea ca în partea de sud a autohtonului de Bihor să fie reprezentat şi triasicul superior, în parte cel puţin, într-adevăr, pe teritoriul platoului Padiş— Scărişoara, calcarul de Wetterstein, care atinge aici o grosime mult mai mare decât în Pădurea Craiului, este urmat de o formaţiune cu caractere particulare constituită din calcare micritice şi şisturi argiloase roşii şi denumită de D. Patrulius în lucrarea de faţă stratele de Scăriţa. Profilul tip al stratelor de Scăriţa, care se urmăreşte în lungul drumului forestier Piatra Bulzului — Padiş, cuprinde de jos în sus: 1) calcare alb-cenuşii cu enclave angulare de calcare negre; 2) calcare în bancuri de 1 — 5 m, cenuşii până la negricioase sau roşii, în parte brecioasesubnoduloase până la noduloase, cu lamine de argilă roşu-violacee, în alternanţă cu şisturi argiloase roşii sau roşu-violacee; 3) şisturi argiloase roşu-violacee cu intercalaţii sporadice de gresii roşcate. Întreaga succesiune, care atinge în jur de 150 m grosime, aminteşte prin faciesul său predominant argilos şi roşu Keuperul carpatic; intercalaţiile de calcare au însă un aspect diferit. Pe de altă parte, în valea Saşa din Munţii Codru (seria de Finiş), calcare similare, în parte brecioasenoduloase şi asociate cu şisturi argiloase violacee, urmează peste dolomite albe carniene şi suportă depozite detritice aparţinînd norianului mediu (mai înainte atribuite carnianului de M. Bleahu şi colab., 1971 şi impropriu denumite “strate de Lunz”). UNITATEA DE VĂLANI Succesiunea depozitelor neotriasice din unitatea de Vălani cuprinde două formaţiuni (D. 25

Din aceste calcare M. Bleahu şi colab. (1972) citează specia anisiană Daonella moussoni Mer. şi specia ladiniană D. loczyi Kittl. Este vorba de exemplare atât de prost conservate, încât însăşi determinarea lor generică poate fi pusă la îndoială. 26 Denumirea strate de Codru este introdusă de D. Patrulius şi D. Pajaud (1974) pentru formaţiunea detritică care pe profilul tip al văii Saşa (Munţii Codru) are În culcuş calcare cenuşii şi brecii roşii, iar în acoperiş calcare albe cu megalodonte. Această formaţiune, considerată ca fiind de vârstă carniană, aparţine de fapt, în cea mai mare parte, dacă nu în totalitate, norianului inferior şi mediu. Ea nu mai poate fi considerată deci (M. Bleahu şi colab., 1791) ca un echivalent facial al stratelor de Lunz, care în Alpii Orientali suportă stratele de Opponitz (carnian superior).

Patrulius, 1971) şi, anume (de jos în sus): 1) calcare masive de aspect marmorean (50 — 65 m), alb-cenuşii sau cenuşiu-gălbui, pătate, în parte subnoduloase, intrasparitice, cu rare accidente silicioase, sau sparitice-bioclastice, cu resturi de organisme constructoare şi de echinoide, printre care “Cidaris” cf. alata poculiformis Bather; local în bază cu un nivel de brecie cu elemente de calcar cenuşiu închis şi cu liant roşu (Valea Izvorului); 2) Keuper carpatic (100 m), cu microconglomerate şi gresii roşcate, violacee şi verzui la partea inferioară a intervalului, iar în rest constituit din siltite argiloase foioase şi şisturi argiloase roşuviolacee şi verzui; partea terminală este formată aproape exclusiv din şisturi argiloase. În ce priveşte vârsta exactă a calcarelor masive marmoreene, pentru care D. Patrulius propune în lucrarea de faţă denumirea de calcarul de Strâmtura, aceasta este încă discutabilă . Existenţa unei brecii bazale pe profilul Văii Izvorului cu remanierea calcarelor din culcuş sugerează o discontinuitate cu lacună. Pe de altă parte însă în valea Strâmturii (profilul tip) se remarcă o trecere gradată de la calcarul de Roşia (ladinian superior în acest loc) la calcarul de Strâmtura, marcată prin îngroşarea bancurilor şi schimbarea de culoare de la cenuşiu închis-negricios la alb-cenuşiu. În consecinţă, ataşăm provizoriu calcarul de Strâmtura carnianului inferior, considerînd că el reprezintă un vestigiu meridional al calcarelor de facies Wetterstein, larg dezvoltate pe teritoriul autohtonului de Bihor. Între calcarul de Strâmtura şi formaţiunea de Keuper carpatic de vârstă norian superioară există o discontinuitate litologică evidentă. PÂNZA DE FINIŞ Printre succesiunile cele mai reprezentative ale triasicului superior din seria de Finiş se numără cele din valea Saşa (Munţii Codru), Măgura Ferice şi Sebişel (Munţii Bihor), defileul Roşia Căbeşti (Pădurea Craiului). Succesiunea cea mai completă şi mai diferenţiată sub raportul compoziţiei litologice este cea din valea Saşa (M. Bleahu şi colab., 1971). Ea comportă de jos în sus următoarele formaţiuni: 1) calcarul de Roşia stratificat în bancuri groase la partea superioară a intervalului (>60 m); 2) dolomite albe masive, respectiv dolomitul de Clăpescu (240 m); 3) calcare micritice în parte masive, în parte şistoase cu lamine argiloase violacee şi în parte brecioase-noduloase cu matrice violacee (60 m); 4) strate de Codru (300 m), cu câteva intercalaţii de calcare recifogene sau argiloase-siltice; 5) calcare albe cu megalodonte de talie mare şi corali (25 m); 6) Keuper carpatic (400 m); 7) strate de Kossen (50 m). Primele două formaţiuni reprezintă probabil carnianul; calcarele micritice şi stratele de Codru — norianul inferior şi mediu; calcarul cu megalodonte, Keuperul carpatic şi stratele de Kossen — norianul superior (sevatian) şi rhaetianul. Este de remarcat că pe harta ridicată de M. Paucă (1941) în Munţii Codru stratele de Codru sunt incluse, împreună cu Keuperul carpatic, în formaţiunea detritică atribuită de autorul citat rhaetianului inferior. Partea carniană şi noriană inferioară a calcarului de Roşia prezintă dezvoltarea sa cea mai caracteristică în defileul Roşia — Căbeşti (versantul din dreapta văii Roşia), unde urmează în continuitate de sedimentare peste şisturi şi calcare marnoase (ladinian) şi suportă strate de Codru. Acest interval, care atinge aici o grosime de 235m, cuprinde calcare micritice, cenuşii închise până la negre, cu patină de alteraţie alburie sau gălbuie, stratificate în lespezi sau bancuri de 20—40 cm, cu feţe ondulate acoperite de pelicule marno-argiloase, cu noduli silicioşi negri, mai abundenţi la partea inferioară a intervalului (pe 40 m grosime), cu intercalaţii sporadice de şisturi marnoase şi marnocalcare, cu rare brahiopode, crinoide, gasteropode, amoniţi, printre care specii de Anatomites, şi cu halobii, printre care Halobia cf. suessi (Mojs.). În Măgura Ferice, aceleaşi calcare conţin la partea lor inferioară specia Halobia jluxa Mojs. (S. Bordea, Josefina Bordea, 1973). Stratele de Codru din Munţii Codru sunt constituite din şisturi argiloase şi argilo-marnoase cu intercalaţii de gresii, în parte micacee, stratificate în plăci sau lespezi, mai abundente la baza intervalului, sporadice în rest, precum şi cu intercalaţii lenticulare de calcare cenuşii închise până la negre, masive, peloosparitice şi cu corali, sau mioritice, stratificate, argiloase-siltice cu treceri la gresii calcaroase, cu rare brahiopode şi amoniţi (Cyrtopleuritidae sau Tibetitidae). La aproximativ 125 m deasupra bazei se situează un calcar coraligen gros de 20 m, care are în acoperişul lui şisturi argiloase decalcifiate cu Spiriferina jortis Bitt., Thecosopira sp. şi thecidei (D. Patrulius, D. Pajaud, 1974), Halobia striatissima Kittl şi H. szontaghi Kittl. La partea superioară a intervalului, sub ultimele calcare nisipoase de culoare închisă, apare individualizat un pachet de şisturi marnoase cenuşii deschise, gros de 10 m, cu Cardita guembeli Pichler. Stratele de Codru din profilul defileului Roşia — Căbeşti, groase de 200 m, sunt constituite

din şisturi argilo-marnoase cu intercalaţii de gresii, în parte calcaroase, şi de calcare negre la partea inferioară a intervalului (85 m), iar în rest din şisturi marnoase, marnocalcare, calcare negre bioclastice şi marne siltice compacte a căror faună cuprinde specii de Cyrtopleurites sau Tibetites (cf. T. altus Diener)27, Juvavites şi Pseudocardioceras, alături de Halobia szontaghi şi H. striatissima, Cassianella grypheata (Munst.), rare gasteropode şi corali. Stratele de Codru din sectorul Măgura Ferice sunt remarcabile prin dezvoltarea considerabilă a gresiilor, pe lângă siltite marnoase, şisturi argiloase şi calcare fine dolomitice, până la dolomicrite albcenuşii (S. Bordea, Josefina Bordea, 1973). Calcarele cu megalodonte şi corali (facies de Dachstein recifogen) au o grosime în general redusă în comparaţie cu celelalte formaţiuni ale triasicului superior din seria de Finiş. Sunt cenuşii sau alb-cenuşii, masive sau cu stratificaţie vagă la partea inferioară a intervalului, în rest stratificate în plăci şi lespezi cu fete larg ondulate, unele noduloase. O faună mai bogată din aceste calcare provine din valea Huţa, unde A. Kutassy (1928 b) semnalează în calcarele masive gasteropode aparţinînd genurilor Worthenia, Trachynerita, Neritaria, Paracerithium, precum şi bivalve, printre care Megalodus rimosus (Miinst.), M. colitmbella (Hoernes) şi M. cf. damesi Hornes, iar la partea terminală a intervalului mai multe specii noi (nedescrise) de “Lycodus” (= Conchodon). Prezenţa genului Conchodon în culcuşul Keuperului carpatic a îndreptăţit mai mulţi autori, începând cu M. Palfy (1926), să atribuie formaţiunea respectivă rhaetianului ca termen inferior. M. Bleahu şi colab. (1971), bazându-se pe corelarea litostratigrafică cu formaţiunile neotriasice din Carpaţii slovaci, ca şi pe compararea diferitelor profile din sistemul pânzelor de Codru, atribuie formaţiunea de Keuper carpatic norianului. Formaţiunea de Keuper carpatic, în continuitate de sedimentare cu calcarele cu megalodonte, este constituită din şisturi argiloase roşii-violacee, pe alocuri şi verzui, sau roşii cu pete verzi, cu intercalaţii sporadice de gresii cu tentă de alteraţie cenuşiu-gălbuie şi de calcare micritice în parte dolomitice, sau de dolomicrite de culoare cenuşiu-gălbuie formând bancuri sau lentile groase de 25 — 100 cm, mai frecvent spre baza sau la partea terminală a formaţiunii. În pânza de Finiş, formaţiunea de Keuper carpatic este restrânsă la teritoriul Munţilor Codru, unde prezintă o dezvoltare spectaculară. În Munţii Bihor, seria de Finiş cuprinde calcare norice cu megalodonte dar nu şi depozite roşii de tipul Keuper carpatic28. Acolo, direct peste gresiile cu Juvamtes ale stratelor de Codru se aşază calcarele cu megalodonte ale norianului superior-rhaetianului (S.Bordea, Josefina Bordea, 1973). PLANŞA 5-6 Stratele de Kossen din pânza de Finiş sunt caracterizate în Munţii Codru printr-o largă participare a şisturilor alături de calcare. În valea Şasa, peste şisturile roşii ale formaţiunii de Keuper carpatic, urmează fără tranziţie litologică şisturi negre cu intercalaţii sporadice de calcare. Un banc mai gros de calcar, situat la câţiva metii deasupra bazei, conţine corali, gasteropode de talie mare, megalodontc (Conchodon) şi rare brahiopode, printre care Austrirhynchia cornigera (Schafh.). În valea Huţa, gresiile mai dezvoltate ale formaţiunii de Keuper suportă, fără tranziţie litologică, şisturi argiloase cenuşii, peste care urmează calcare negre în alternanţă cu şisturi foioase şi marnocalcare. Calcarele conţin pe lângă megalodonte şi Chlamys valoniensis (Defr.), o bogată asociaţie de brahiopode. În sectorul Măgura Ferice, pe profilele din valea Frunzei şi din valea Jgheabului, stratele de Kossen sunt constituite mai ales din calcare negre cu megalodonte, Lopha Jaidingeriana Emm. şi brahiopode în abundenţă. În valea Frunzei, succesiunea calcarelor negre comportă o intercalaţie de şisturi negre cu foarte numeroase bivalve. Printre speciile reprezentative de brahiopode, semnalate în stratele de Kossen din pânza de Codru, se numără: Rhaetina gregaria (Suess), R. piriformis (Suess), “Zeilleria” norica Suess, Z. elliptica Zug., Fissirhynchia fissicostata (Suess1), Austrirhynchia jornigera (Schaih.), Zugmayerella koessenensis (Zug.), Sinucosta cmmrichi (Suess). PÂNZA DE DIEVA Succesiunea tip a formaţiunilor neotriasice din această unitate atinge 900 m grosime şi cuprinde următorii termeni de jos în sus: 1) calcarul de Roşia (200 m); 2) dolomite albe masive, respectiv dolomitul de Clăpescu (150 m); 3) calcare noriene (300 m), masive, cenuşii, albe, gălbui sau roz, cu Halobia styriaca Mojs. în bază, cu corali, printre care Thamnastraea rectilamellosa Wink., cu megalodonte mari în intervalul norianului superior a cărui faună mai cuprinde speciile Halorella pedala Bronn, H. ancilla (Suess), Auolacothyris zugmayeri Bitt. (fauna din Muntele Clăpescu, A. Kutassy, 1928 b), Pexidella kofmanni 27

Comparabil cu Tibetites altus Diener este un exemplar din colecţia Institutului geologic de la Budapesta, colectat de Palfy în împrejurimile Meziadului şi determinat de Kutassy ca Protrachyceras aff. Szontaghi n.sp. 28 S. Bordea, informaţie verbală.

(Bitt.), „Rhynohonella" arpadica Bitt., Halobia eximia Mojs., H. distincta Mojs. (fauna din cursul superior al văii Cusuiş, A. Kutassy, 1928 b); 4) dolomite stratificate (80 m), cenuşiu închis până la cenuşiu deschis, cu intercalaţii subţiri de şisturi argiloase roşu-violacee sau vărgate între bancuri, cu un banc de calcar roz-gălbui, în bază, în parte oolitic, cu megalodonte de talie mare; 5) strate de Kossen (150—200 m), reprezentate prin calcare negre şi cenuşii, în parte marnoase, local cu intercalaţii de şisturi argiloase sau marnoase, cu Rhaetina gregaria (Suess), R. piriformis (Suess), Zeilleria austriaca Zug., Oxycolpella oxycolpos (Emm.), Austrirhynchia cornigera (Schafh.), Zugmayerella koessenensis (Zug.). Dolomitele stratificate, intercalate între calcarele oolitice de tipul Dachstein şi stratele de Kossen, reprezintă, după toate aparenţele, un echivalent facial al formaţiunii de Keuper carpatic din pânza de Finiş. PÂNZA DE MOMA În partea meridională a acestei unităţi, pe teritoriul Munţilor Moma, conform cu observaţiile făcute de Ştefana Panin şi Camelia Tomescu (1974), succesiunea depozitelor neotriasice este reprezentată de o formaţiune cu caractere bine distincte în raport cu alte formaţiuni ale triasicului superior din Munţii Apuseni, formaţiunea de Izbuc, care comportă 3 termeni, şi anume (de jos în sus): 1) calcare de tipul Roşia (250 m), negre, stratificate, cu accidente silicioase, precum şi calcare în bancuri groase până la masive, de culoare deschisă, cu accidente dolomitice, cu treceri laterale la dolomite cenuşii, local bogate în crinoide, printre care Isocrinus tyrolensis Laube; calcarele cu accidente silicioase sunt dezvoltate atât în baza acestui termen, având direct în culcuş dolomitele negre sau cenuşii atribuite anisianului, cât şi la partea lui superioară; 2) calcare stratificate (200 m) în lespezi până la bancuri groase, deseori de aspect marmorean, cenuşiu deschis, albe, roze, sau pătate alb-roze, alb-gălbui, deseori brecioase, subnoduloase sau noduloase, cu accidente silicioase la anumite nivele, cu matrice interstiţială, lamine sau intercalaţii mai groase de şisturi argiloase violacee, mai rar roz, gălbui sau verzui; cu 1 — 2 nivele lumaşelice, bogate în posidonii (“Posidonia” wengensis Wissm şi “P.” obliqua Hauer, după A. Kutassy, 1928 a) şi care conţin în plus specii de Joannites şi Sphingites alături de Simonyceras simonyi (Hauer), precum şi halobii, printre care Halobia superba Mojs. şi H. cf. cassiana (Mojs.); cu intercalaţii subordonate de calcare cenuşii până la negricioase, în lespezi şi bancuri medii, sau de calcare cu accidente dolomitice, acestea din urmă fiind mai dezvoltate în jumătatea inferioară a succesiunii, unde conţin corali şi crinoide, printre care Encrinus oassianus (Laube) şi E. granulosus Munst.; 3) calcare albe şi cenuşii (150 — 200 m) în bancuri de 20 — 100 cm, sau masive, pe alocuri cu corali şi cu crinoide, cu Monotis (din grupul M. salinaria — M. haueri) la partea terminală. Lumaşelele cu posidonii sunt localizate la partea inferioară a celui de-al doilea termen. Asociaţia lor de faună pledează pentru o vârstă carniană până la julian inclusiv. Judecând după asociaţia de crinoide şi unele trăsături litologice, există bune motive să presupunem că termenul inferior aparţine şi el carnianului (în parte cel puţin). În ce priveşte restul succesiunii, care deasupra nivelelor lumaşelice atinge 300 m grosime, ea cuprinde carnianul superior (tuvalian) şi cea mai mare parte a norianului. PÂNZA DE ARIEŞENI În sectorul considerat în lucrarea de faţă ca reprezentând partea de nord a pânzei de Arieşeni, o succesiune mai completă a triasicului superior a fost traversată de forajul 4 008 Corbeşti. Această succesiune cuprinde, de jos în sus, următorii termeni: 1) calcarul de Roşia, bogat în accidente silicioase (± 210 m); 2) calcare mioritice cenuşiu închis până la negre (± 350 m); 3) calcare micritice cu accidente dolomitice până la dolomicrite anhidritice (± 120 m); 4) dolomite brune, fin granulare, urmate de dolomite alb-cenuşii larg cristalizate (±390 m). Prezenţa unor calcare dolomitice şi dolomite anhidritice la partea superioară a acestei succesiuni este un fapt cu totul particular în cadrul triasicului superior din sistemul pânzelor de Codru, dar care aminteşte unele succesiuni din teritoriul Alpilor calcaroşi de nord, unde se întâlnesc nivele gipsifere în carnianul superior (tuvalian). Dolomitele masive ale ultimului termen ar putea fi comparate cu formaţiune “Hauptdolomit” din acelaşi teritoriu. PROFILUL DE LA HIDIŞELU DE JOS

La nord-vest de Corbeşti, pe profilul de la Hidişelu de Jos, şisturile cu Daonella lommeli Mojs. ale ladinianului superior suportă direct calcare noduloase roşii şi cenuşii (15 m), în bancuri de 70 — 106 cm grosime, cu o intercalaţie groasă de şisturi argiloase roşii. Urmează calcare cenuşii masive ce trec în sus la calcare negre stratificate în lespezi cu feţe ondulate (10 m), apoi dolomite brecioase în parte cu aspect de carniole (25 — 30 m) şi, în sfârşit, calcare masive de aspect marmorean, roz-gălbui, roşii sau violacee, vizibile numai pe câţiva metri grosime. Ceea ce surprinde în primul rând pe acest profil este lipsa calcarelor negre cu accidente silicioase, care în alte unităţi reprezintă intervalul carnian-norian inferior (partea superioară a calcarului de Roşia). Pe de altă parte, rocile care urmează peste şisturile cu daonele sunt comparabile, în parte cel puţin, cu cele care se întâlnesc în mod obişnuit deasupra calcarului de Roşia său echivalentelor lui. Ne referim în primul rând la calcarele noduloase asociate cu şisturi roşii ale carnianului inferior din formaţiunea de Izbuc şi la cele masive, tot asociate cu şisturi roşii, situate în culcuşul stratelor de Codru din seria de Finiş (probabil norian inferior pe profilul văii Saşa). precum şi la calcarul de Strâmtura din unitatea de Vălani. PÂNZA DE VAŞCĂU Conform cu cercetările efectuate în 1968—1970 (M. Bleahu şi colab., 1970; D. Patrulius şi colab., 1971; M. Bleahu şi colab., 1972) succesiunea triasicului superior din seria de Vaşcău cuprinde următoarele formaţiuni: 1) calcarul de Roşia (pro parte cel puţin), reprezentat prin calcare negre în lespezi şi bancuri, cu frecvente accidente silicioase şi cu feţe ondulate acoperite de o peliculă de argilă gălbuie sau roşcată (150 m); 2) calcare ale carnianului superior şi norianului de culoare deschisă, alb-cenuşiu, cenuşiu deschis, deseori pătate cu roz sau cu negru, rareori roşii, masive, local şi stratificate în bancuri la bază, micritice, biopelmicritice sau sparitice-bioclastice, pe alocuri cu lumaşele cu Halobia styriaca Mojs. sau cu H. austriaca Mojs. la partea inferioară a succesiunii 29, cu corali pe toată grosimea intervalului, cu megalodonte numai la partea terminală (350 — 400 m); 3) calcare stratificate în bancuri groase, de tipul calcarului de Dachstein loferitic, cu megalodonte de talie mare, printre care Conchodon cor (Schafh.). Fauna foarte bogată a calcarelor care reprezintă carnianul superior şi norianul cuprinde, în afară de corali (asociaţiile de la Izvoru Boiului şi de la Leurdeasa, inventariate de K. Papp, 1906), spongieri, rare brahiopode, precum şi crinoide, printre care Encrinus oasslanus Laube şi E. granulosus Miinst. (M. Bleahu şi colab., 1972), numeroase specii de bivalve şi gasteropode inventariate de A. Kutassy (1928 a, 1937), amoniţi şi nautili. Următoarele asociaţii sau specii izolate de cefalopode au fost semnalate de A. Kutassy (1928 a): 1) Styrionautilus sauperi (Hauer), Syringonautilus bullatus (Hauer), Encolioceras superbum (Mojs.), Gryponautilus cf. suessi (Mojs.), Pinacoceras rex Mojs., P. haueri Gemm., Mojvarites agenor (Miinst.), Megaphyllites jarbas (Miinst.), Cladiscites crassestriatus (Mojs.), precum şi specii de Isculites şi Juvavites, împreună cu Halobia styriaca Mojs. şi H. austriaca Mojs., la cota 550 lângă satul Câmp-Moţi; 2) Joannites joannisaustriae (Klip.) şi alte specii ale aceluiaşi gen în împrejurimile satului Câmp; 3) Paratrachyceras okeani (Mojs.), pe drumul de la Câmp la Moneasa; 4) Hannaoceras henseli (Mojs.) şi specii de Sirenites, Isculites, Megaphyllites, Oonionotites pe Muntele Chicera (cota 672), lângă Ponoarele (Călugări la vechii autori); 5) Paratropites saturnus crassus (Mojs.), Ia Izvoru Boiului; 6) Megaphyllites humilis (Mojs.), Arcestcs bicornis (Mojs.), Khacophyllites cf. pumilus Mojs., Placites myophorus (Mojs.) şi mai multe alte specii ale aceluiaşi gen, în împrejurimile satului Coleşti. Fauna din împrejurimile primei localităţi, în majoritatea reprezentativă pentru carnian, cuprinde şi câteva forme noriene, ca Halobia styriaca şi specii de Juvavites (1) (care ar putea să provină eventual din dyke-uri neptuniene). Speciile citate din următoarele trei localităţi sunt exclusiv carniene. Fauna cu Paratropites de la Izvoru Boiului aparţine carnianu-lui terminal (tuvalian superior), iar cea din împrejurimile localităţii Coleşti norianului superior. Calcarele masive cu corali din intervalul norianului conţin în plus megalodonte de talie mare şi brahiopode, printre care Oxycolpella eurycolpos (M. Bleahu şi colab., 1972). 2. EVOLUŢIA PALEOGEOGRAFICĂ ŞI SEDIMENTARĂ

29

Puncte fosilifere identificate de Ştefana Panin şi Camelia Tomescu la est şi sud-est de satul Câmp-Moţi.

În capitolul introductiv al ghidului de excursii pentru cel de al 2-lea Colocviu asupra triasicului (Asociaţia geologică caipato-balcanică, 1971), D. Patrulius scoate în evidenţă afinităţile de facies care există pe de o parte între seria de Bihor, seria de Villany din sudul Ungariei şi seria tatrică din Carpaţii slovaci şi polonezi, iar pe de altă parte între triasicul pânzelor de Codru şi triasicul pânzelor interne din Carpaţii slovaci şi polonezi (Krizna, Choc, Strazov, unităţile gemeridice). Bazat pe aceste afinităţi, precum şi pe variaţiile de facies similare în direcţia nord — sud autorul citat emite ipoteza că pânzele de Codru, pe de o parte, şi pânzele subtatritice împreună cu gemeridele, pe de altă parte, au avut o patrie comună, dispoziţia iniţială a zonelor de sedimentare fiind deranjată nu numai de şariaje, dar şi de o gigantică decroşare dextră care a avut drept consecinţă deplasarea relativă spre nordest a segmentului occidental (tatric-gemeridic), acesta găsindu-se actualmente la nord de segmentul oriental (bihorean). În ce priveşte teritoriul Munţilor Apuseni, reconstituirea dispozitivului paleogeografic primar este fundamentată pe orientarea NE-SV, până la E — V a zonelor de facies în cadrul autohtonului de Bihor şi pe faptul că pânzele de Codru, şariate de la sud spre nord, sunt caracterizate fiecare prin constanţa anumitor faciesuri. Judecând după amploarea cumulată a şariajelor, lărgimea iniţială a bazinului în care a avut loc acumularea depozitelor triasice trebuie să fi fost de cel puţin 300 km. Evoluţia paleogeografică şi sedimentară a bazinului triasic instalat pe teritoriul Munţilor Apuseni de nord cuprinde patru etape majore: 1) seisian-campilian inferior; 2) campilian superioranisian; 3) ladinian-carnian; 4) norian-rhaetian (fig. 24). SEISIAN-CAMPILIAN INFERIOR Această etapă este caracterizată printr-o sedimentaţie esenţialmente detritică (gresia şi şisturile de Werfen). Trecerea pe verticală de la conglomerate la gresii din ce în ce mai fine şi în final la argile marchează denudarea progresivă a reliefului creat prin diastrofismul palatin. În ansamblu, formaţiunea detritică a stratelor de Werfen se prezintă ca o molasă. Inegalităţile în ritmul substanţei manifestate chiar de la începutul acestei etape conduce la individualizarea a două zone de puternică acumulare, şi anume în partea meridională a autohtonului de Bihor (sectorul Padiş — Scărişoara) şi în partea meridională a patriei pânzelor de Codru (pânza de Moma — Arieşeni). În cazul primei zone este de remarcat reducerea până la dispariţie a stratelor de Werfen în direcţia nord-vest, fapt ce sugerează existenţa unui uscat la nord de Munţii Plopiş (insula Preluca). CAMPILIAN SUPERIOR ANISIAN Odată cu campilianul superior începe sedimentaţia carbonatată pe o platformă acoperită de o pătură subţire de apă, în condiţiile unui mediu hipersalin, spre sud cel puţin până la limita meridională vizibilă a pânzei de Moma. Mai la sud, ţinând seama de prezenţa unor şisturi marnoase cu Tirolites pe marginea de nord a Munţilor Highiş (D. Istocescu, 1971), se poate presupune că faciesul argilos, dolomitic şi gipsifer al campilianului superior este înlocuit printr-un facies carbonatat de salinitate normală, comparabil cu cel din seria transilvană sau din seria de Braşov (Carpaţii Orientali). Ritmul de subsidenţă creşte considerabil în timpul anisianului pe amplasamentul aceloraşi zone care au funcţionat ca arii de puternică acumulare în cursul triasicului inferior, în special în zona meridională care îmbrăţişează patria pânzelor de Vaşcău şi de Moma. Fig. 24. Zona de acumulare instalată pe platforma Bihor corespunde unui bazin cu caracter uşor euxinic, cu nivel scăzut de energie, cu slabe aporturi de material terigen dintr-o sursă situată la nord. Fundul acestui bazin acoperit de mâluri calcaroase bogate în substanţă organică a fost sediul unei intense activităţi a organismelor limnivore. Nivelul de energie creşte spre sfârşitul anisianului în zona apropiată de ţărmul situat spre nord (calcarele oolitice, bioclastice şi pelsparitice ale formaţiunii de Lugaş). În ce priveşte dolomitele anisianului, judecând după faptul că aceste roci sunt lipsite de resturi organice, este probabil ca ele să reprezinte un facies penesalin. Pe teritoriul Carpaţilor slovaci, ocurenţa unor nivele hiper-saline în acelaşi interval (calcarul şi dolomitul de Gutenstein) este un fapt dovedit (M. Misik, 1968). LADINIAN-CARNIAN În acest interval se diferenţiază două faciesuri bine distincte: în nord un facies de platformă carbonatată cu nivel ridicat de energie, fără aporturi terigene (facies de Wetterstein) până în carnianul inferior (?). În sud un facies de apă mai adâncă (bazinal) cu nivel mai coborât de energie. cu aporturi terigene argiloase sau argilo-siltice. În bazinul din sud, ladinianul prezintă o anumită constantă de

facies (calcare negre şi şisturi cu daonele). Face excepţie zona învecinată cu marginea sudică a bazinului (patria pânzei de Vaşcău), unde sedimentaţia a avut loc în ape bine aerate (facies de Schreyeralm-Hallstatt). În carnianul superior-norianul inferior (?), tabloul faciesurilor devine mai complex, atât datorită unor aporturi de material detritic roşu pe platforma Bihorului, cât şi dezvoltării locale a unor dolomite şi calcare masive cu brecii asociate, pe lângă calcare stratificate cu accidente silicioase, pe teritoriul bazinului din sud. Instabilitatea tectonică, manifestată prin diversificarea faciesurilor în cursul carnianului superior-norianului inferior (?), culminează cu individualizarea a două praguri: unul corespunzător unităţii de Vălani (pragul Vălani), situat între platforma carbonatată din nord şi bazinul meridional, altul (pragul Hidişel) la limita sudică a patriei pânzei de Dieva. NORIAN-RHAETIAN În cursul acestei etape are loc o diferenţiere încă mai pronunţată decât în etapa precedentă. Se disting patru zone de facies repartizate după cum urmează (de la nord la sud): 1) facies detritic (strate de Codru), urmat de calcare de Dachstein recifogene, de Keuper carpatic şi de strate de Kossen cu grosime relativ redusă; 2) facies de Dachstein biohermal său recifogen, urmat de dolomite stratificate şi strate de Kossen relativ groase în pânza de Dieva; 3) facies de dolomite masive (“Hauptdolomit”) în partea de nord a pânzei de Arieşeni; 4) facies de Dachstein recifal, local în alternanţă cu calcare micritice cu halobii sau cefalopode, urmat de calcare în bancuri groase cu megalodonte (Dachstein lofcritic). Materialul terigen al triasicului superior de pe platforma Bihor sau din bazinul Codru provine fără îndoială din aceeaşi sursă care a funcţionat în timpul anisianului. Recrudescenţa aporturilor detritice după sedimentarea călcâielor de tipul Wetterstein, ca şi retragerea ariei de sedimentare spre sud arată că uscatul situat la nord de platforma Bihor a fost afectat de mişcări de ridicare începând chiar din timpul carnianului (faza târzie a diastrofismul labinic). 3. RESURSE MINERALE UTILE Resursele minerale ale formaţiunilor triasice sunt reprezentate în esenţă de rocile carbonatate: calcare şi dolomite. În ce priveşte mineralizaţiile acumulate în rocile triasicului, singurele cunoscute până acum pe teritoriul Munţilor Apuseni, sunt skarnele de la Băiţa Bihorului legate de activitatea magmatică banatitică. Pe lângă rezervele practic inepuizabile de materie primă pentru fabricarea varului şi cimentului, calcarele triasice oferă şi câteva tipuri de piatră de construcţie sau ornamentală , şi anume: 1) calcarele anisiene negre şi vermiculate ale autohtonului de Bihor, stratificate în bancuri şi lespezi, în special cele din cheile Crişului Repede între Bucea şi Lorău, sau din capătul sudic al cheilor de la Vad; 2) calcarele stratificate negre şi cu accidente silicioase ale carnianului din sistemul pânzelor de Codru , în special cele care aflorează în versantul din dreapta al pârâului Roşia, la sud de Roşia; 3) calcarele noriene albe, puternic recristalizate, care constituie versanţii văii Crişului Negru în sectorul Băiţa Bihorului; 4) calcarele masive de tipul Schreyeralm, roze şi roşii din Platoul Vaşcău, accesibile în versantul stâng al văii Crişului Negru, la sud de Vaşcău; 5) calcarele masive ale triasicului superior din aceeaşi unitate. În ce priveşte calitatea calcarelor triasice sub raportul compoziţiei chimice-mineralogice, este de remarcat că, în general, aceste roci conţin frecvent mai mult de 1 % dolomit, fapt scos în evidenţă de studiile geochimice efectuate până acum (S. Bordea şi colab., 1967 R, 1972 R). Astfel, varietăţile mai pure ale calcarelor neotriasice din Platoul Vaşcău, cu 92 — 97 % calcit, conţin 1,7 – 7 % dolomit, calcarele anisiene de tipul Steinalm, din aceeaşi regiune, conţin 96 — 98,30 % calcit şi 2,60 — 4 % dolomit; calcarele de Wetterstein din Platoul Padiş — Scărişoara şi din Pădurea Craiului prezintă varietăţi cu un conţinut în calcit de peste 98 %, depăşind pe alocuri chiar 99 %, dar şi varietăţi ce conţin până la 10 % dolomit. Varietăţi relativ pure de calcare sunt reprezentate de marmurele noriene din sectorul Băiţa Bihorului cu un conţinut de peste 95 % calcit şi numai 1 – 2 % dolomit. În ce priveşte dolomitele, Munţii Apuseni de nord reprezintă teritoriul din România cu cel mai important volum de asemenea roci. Compoziţia lor, în ce priveşte raportul între dolomit şi calcit, variază în limite relativ largi. Judecând după câteva analize informative, printre varietăţile cele mai pure se numără: unele din dolomitele inferioare din Pădurea Craiului cu mai puţin de 1 % calcit , dolomitele anisiene masive de la Piatra Pietrarilor (pânza de Finiş, în extremitatea de nord a Munţilor Codru) cu 93,65 — 99,90 % dolomitşi 0 —5,49 % calcit, sau de pe marginea de nord a Munţilor Highiş cu 93 — 97 % dolomit şi 2 — 5,5 % calcit. În schimb, dolomitele anisiene negre de la Nucet (pânza de

Dieva, pe marginea de vest a Munţilor Bihor) conţin mai puţin de 75 % dolomit şi până la 14 % calcit. Dolomitele superioare din partea de nord-vest a Pădurii Craiului (sectorul Lorău — Bucea) au în mod obişnuit conţinuturi de dolomit de 80 — 90 %, dar se întâlnesc şi varietăţi cu numai 70 % dolomit şi până la 22 % calcit. Este de remarcat faptul că, în general , dolomitele brecioase şi larg cristaline au un procent mai ridicat de calcit decât dolomitele relativ omogene, fin cristaline.

V. FORMAŢIUNI JURASICE Aria de răspândire a formaţiunilor jurasice este mult diferită de cea a triasicului (fig. 25). La sud, ea acoperă întreg teritoriul Munţilor Metaliferi. La nord, în schimb, depozitele jurasice sunt restrânse la sectorul care cuprinde platoul carstic înalt al Munţilor Bihor (Padiş —Scărişoara), grabenul Someşului Cald, grabenul Remeţi, platoul carstic al Pădurii Craiului Munţii Codru-Moma şi parte din fundamentul Depresiunii Pannonice. Acest sector este larg depăşit spre nord şi nord-est de aria de răspîndire a formaţiunilor triasice. Fig. 25. — Distribuţia rocilor jurasice pe teritoriul Munţilor Apuseni (după D. Patrulius şi M. Lupu). 1, Cuvertura cretacică şi neozoică (inclusiv magmatite) a formaţiunilor jurasice (a) şi a fundamentului prejurasic (b); 2, aflorimente de roci Jurasice, sedimentare; 3, aflorimentele de depozite tithonice-neocomiene ale zonei Drocea — Criş; 4, aflorimente de rod Jurasice vulcanice; 5. substratul formaţiunilor jurasice; 6. linie de şariaj; 7. limita ariilor de extindere a formaţiunilor jurasice sub cuvertura sedimentară şi vulcanică mai nouă; 8, limita între formaţiunile prevraconiene ale Munţilor Metaliferi şi cristalinul Carpaţilor Meridionali; 9. foraj; AB. autohtonul de Bihor; V. unitatea de Vălani; F, pânza de Finiş; A, pânza de Arieşeni; Mm, pânza de Moma; Vs, pânza de Vaşcău; HP. pânza de Highiş - Poiana; B, pânza de Biharia; M, pânza de Muncelu; BA, unitatea Baia de Arieş. Limita de extensiune spre nord corespunde aproximativ cu marginea meridională a Munţilor Plopiş şi a horstului din fundamentul Depresiunii Pannonice, situat în prelungirea spre VSV a acestor munţi (horstul Biharea). Spre vest, formaţiunile jurasice din fundamentul Depresiunii Pannonice se întind până la graniţa cu R. P. Ungară (forajul Toboliu). Între Munţii Metaliferi şi sectorul de afloriment din nord-vest se interpune o bandă latitudinală, lipsită de formaţiuni jurasice, corespunzătoare sistemului pânzelor de Biharia ale căror formaţiuni cristalofiliene sunt direct acoperite de depozite neocretatice. A. Munţii Apuseni de nord Formaţiunile jurasice din partea de nord-vest a Munţilor Apuseni participă la alcătuirea a cel puţin cinci unităţi structurale: 1) autohtonul de Bihor, 2) unitatea de Vălani, 3) pânza de Finiş, 4) unitatea de urmat şi 5) pânza de Vaşcău, respectiv a cinei serii sedimentare pre-Gosau: Bihor, Vălani, Finiş, urmat şi Vaşcău. Prezenţa unor depozite jurasice în unitatea de Dieva, pe teritoriul Munţilor Codru-Moma, este probabilă, dar nu dovedită. Pe de altă parte, reamintim că nu este exclus ca unitatea de urmat să reprezinte o digitaţie desprinsă de la partea superioară a pânzei de Dieva (la nivelul stratelor de Kossen). În această situaţie, seria de urmat nu ar reprezenta decât partea superioară a seriei de Dieva. Succesiunea cea mai bine studiată a acestor formaţiuni şi cea mai bine datată prin conţinutul paleontologic este cea a autohtonului de Bihor, şi în special succesiunea jurasicului din Pădurea Craiului. Grosimea ei medie este de aproximativ 400 m. Limitele ei sunt marcate de suprafeţe de discontinuitate regională: limita inferioară de suprafaţa calcarelor de facies Wetterstein, accidentată de crevase şi de mici praguri, limita superioară de o suprafaţă de coroziune carstică, cu depresiuni colmatate de bauxite. Succesiunea formaţiunilor jurasice din Pădurea Craiului este rezumată în figura 26. La progresul cunoştinţelor noastre cu prvire la stratigrafia acestor formaţiuni au contribuit succesiv: T. Szontagh (1905), care, pe lângă propriile sale observaţii, publică şi pe cele ale lui K. Hofmann din 1901; L. Loczy jun. (1915), care prezintă inventarul sumar al unei bogate faune mediojurasice, descoperită de T. Szontagh la Vadu Crişului; W. Fisch (1924), care recunoaşte un facies cu Ellipsactinia în jurasicul superior şi descoperă o faună toarciană relativ bogată în partea de sud-vest a Pădurii Craiului (Poniciori), inventariată de M. Thalmann (1923); T. Krautner (1939, 1941 a), care pune în evidenţă prezenţa domerianului inferior (Zona Margaritatus) şi a aalenianului superior (Zona Murchisonae); D. Patrulius (1956), care recunoaşte prezenţa aalenianului inferior, a bajocianului inferior (Zona Sauzei) şi a callovianului mediu (Zona Anceps), iar mai târziu identifică Zona Sowerbyi (subzona Discites) (în Gr. Răileanu şi colab., 1964); Gr. Răileanu (1956), care pune în evidenţă Zona Bucklandi; I. Preda (1962) care semnalează în partea de sud-vest a Pădurii Craiului (valea Lazuri) specii caracteristice pentru aalenianul terminal (Zona Concavum); în sfârşit, D. Patrulius şi D. Istocescu (1967) care recunosc prezenţa oxfordianului inferior şi mediu (Zona Plicatilis). Succesiunea zonelor de amoniţi a jurasicului inferior şi mediu din Pădurea Craiului este rezumată de D. Patrulius şi Elena Popa (1971). Fig. 26.

Formaţiunile jurasice din partea meridională a autohtonului de Bihor (platoul Padiş — Scărişoara) au fost studiate de M. Bleahu (1957), care a arătat că pe o mare întindere a acestui teritoriu există o lacună corespunzătoare pliensbachianului, toracianului şi jurasicului mediu; excepţie face partea de nord-vest (Piatra Bulzului —Groapa de la Barsa), unde marnele toarcianului conţin o! bogată faună de cefalopode30. Date sumare privind jurasicul din unitatea de Vălani au fost prezentate de I. Preda (1962), care a semnalat în cadrul acestei unităţi (“pânza de Codru”) prezenţa pliensbachianului, şi de D. Patrulius (1971) care a demonstrat vârsta jurasic superioară a unei părţi a calcarelor atribuite mai înainte “triasicului de facies Codru”. Cât despre formaţiunile jurasice ale unităţii de Finiş, acestea au făcut obiectul cercetărilor lui M. Palfy (1913), care a inventariat fauna calcarelor pliensbahiene de la Moneasa, ale lui I. Nedelcu (1958), care a recunoscut prezenţa sinemurianului în succesiunea calcarelor negre de la Moneasa, integral atribuită de M. Palfy rhaetianului, şi ale lui I. Turculeţ şi C. Grasu (1968), care au demonstrat că partea inferioară a formaţiunii considerată de M. Paucă (1941) ca reprezentând neocomianul dezvoltat sub faciesul stratelor de Sinaia aparţine nu cretacicului inferior, ci jurasicului superior. Depozitele jurasice ale unităţii de urmat au fost descrise de S. Bordea şi colab. (1975). Este de remarcat, în sfârşit, că acest capitol cuprinde numeroase date inedite privind jurasicul din teritoriul Pădurii Craiului, a cărui succesiune stratigrafică şi ale cărui faune au fost studiate de D. Patrulius începând din 1952. 1. DATE STRATIGRAFICE a. Hettangian-toarcian Aria de răspândire a depozitelor eojurasice acoperă întreg teritoriul care îmbrăţişează autohtonul de Bihor, unitatea de Văleni, pânza de Finiş, unitatea de urmat şi pânza de Vaşcău, dar diferitele formaţiuni separate în cadrul jurasicului inferior nu au aceeaşi extensiune. Distribuţia cea mai largă revine terenurilor sinemuriene şi carixiene, în timp ce terenurile hettangianului, domerianului şi toarcianului ocupă suprafeţe mult mai restrânse. AUTOHTONUL DE BIHOR Jurasicul inferior al seriei de Bihor îmbracă faciesul tipic de Gresten. Depozitele sale ating 200 m grosime. Pe teritoriul Pădurii Craiului acest interval cuprinde trei formaţiuni: 1) o formaţiune detritică (hettangian -sinemurian inferior), echivalent facial al gresiei de Gresten (Grestenersandstein), 2) o formaţiune calcaroasă (sinemurian superior-pliensbachian), echivalent facial al calcarului de Gresten (Grestenerkalk) şi 3) o formaţiune marnoasă (toarcian). Formaţiunea detritică a hettangian-sinemurianului inferior este la rândul ei divizibilă în 3 unităţi litostratigrafice. Primul termen (baza hettangianului), care are de la câţiva metri la 50 — 60 m grosime (forajele Toboliu şi Sântandrei), este constituit din depozite argilo-silitice, micacee, roşii, şi din brecii cu elemente de calcare ladiniene. Aceste depozite detritice se găsesc pe alocuri adânc infiltrate în crevasele calcarelor de facies Wetterstein din culcuş. Cel de-al doilea termen (hettangian), gros de 100 — 180 m, este reprezentat de gresii cuarţitice în bancuri, cenuşii sau gălbui prin alteraţie, cu intercalaţii de argile caolinoase plastice, în parte refractare, şi de şisturi argilo-nisipoase. Depozitele detritice cenuşii urmează în continuitate de sedimentare peste argilele siltice roşii sau acoperă direct părţile mai înalte ale reliefului calcarelor mediotriasice. Argilele plastice constituie acumulări lenticulare sau strate cu grosime medie de 1 — 2 m. Intercalaţiile cu extensiune teritorială mai largă, în număr de 2 sau 3, se găsesc localizate la partea inferioară a intervalului, prima imediat deasupra depozitelor roşii din bază, cea de-a doua la 10 — 15 m deasupra primei. Diferitele strate de argile plastice prezintă variaţii considerabile de grosime, datorate atât deformaţiilor tectonice, cât şi, mai ales, proceselor de sedimentare iniţiale sau alunecărilor postdepoziţionale ale sedimentelor. Printre aspectele stratonomice particulare ale depozitelor hettangiene sunt de remarcat: pungi sau canale anfranctuoase accidentând suprafaţa gresiilor din culcuşul argilelor, blocuri de gresie sau enclave de argilă neagră sau roşie în argile cenuşii, contorsiunea (slip bedding), trunchierea sau efilarea rapidă a anumitor gresii intercalate în argile (D. Patrulius, 1952 R). Succesiunea gresiilor hettangiene cuprinde în partea ei terminală conglomerate mărunte cuarţitice (fig. 27). În partea de sud-vest a Pădurii Craiului aceste conglomerate terminale constituie un 30

Fauna toarciană de la Piatra Bulzului (colecţiile M. Bleahu, D. Patrulius şi A. Drăgănescu) a fost inventariată de D. Patrulius.

banc reper la limita cu depozitele argilo-marnoase şi gresiile termenului următor. Singurele resturi organice semnalate în depozitele hettangianului sunt plante terestre găsite în argilele plastice exploatate la Balnaca, precum şi spori şi polen (forajele de la Butan şi Dealul Crucii; galeriile de la Şuncuiuş şi Balnaca). Inventarul inedit al plantelor, întocmit de Al. Semaka (1966 a) cuprinde, între altele, speciile Equisetites muensteri (Sternb.), Neocalamites carcinoides Harris, Phlebopteris angustiloba (Presl.), Claihropteris meniscoides Brong., Cladophlebis rumana Sem., Podozamites distans (Presl.) şi Stachyotaxus lippoldi (Stur). Inventarul asociaţiilor sporo-polinice, făcut de Em. Antonescu (1969, 1973 a) cuprinde, între altele, formele: Dictyophyllites harrisi Couper, Tripartina bulbifera Melj., Auritulinasporites scanicus Nilsson, cf. Converrucosisporites luebbenensis Schulz, Toroisporis crassexinus (Nilsson), Todisporites major Couper, Osmunda-citites wellmani Couper, Carnisporites granulatus Schulz, Anaplanisporites lelephorus (Pantsch) Jans., Concavisporites jurensis Balme, Ischyosporites variegatus (Couper), Uvaesporites glomeratus Doring, Vitreisporites pallidus (Reiss.) cf. AUsporites sp., Araucariarites australis Cooks., Corallina meyeriana (Klaus), Monosulcites minimus Cooks. Fig. 27. Cel de-al treilea termen (sinemurian inferior) al succesiunii de depozite detritice, care pe teritoriul autohtonului de Bihor reprezintă un echivalent al părţii superioare a gresiei de Gresten, are o grosime de 40 — 60 m (fig. 27) şi cuprinde depozite argiloase sau argilo-marnoase siltice , gresii fine micacee cu puţin ciment calcaros, precum şi gresii mai grosiere, cuarţitice, greu de deosebit de cele ale hettangianului. În partea centrală şi de est a Pădurii Craiului gresiile capătă o dezvoltare mai importantă în dauna depozitelor argilo-marnoase siltice. Aproape de marginea orientală a ariei de sedimentare gresiile masive cuarţitice ale sinemurianului inferior, cu intercalaţii subordonate de argile şi şisturi argiloase micacee, biune sau negricioase, stau direct peste depozitele roşii şi breciile din baza hettangianului (valea Boiului; creasta cuprinsă între valea Crişului Repede şi Valea Neagră). Depozitele argilo-marnoase siltice, ca şi gresiile cu ciment calcaros, conţin elemente sporadice de faună marină, şi anume : arietiţi de talie mare (Zona Bucklandi; şi belemniţi în partea de sud-vest a Pădurii Craiului (Gr. Răileanu, 1956, I. Preda, 1971), bivalve (Cardinia) şi corali în partea de nord-est a aceluiaşi teritoriu. Un nivel de argile negre cu Cardinia, situat aproape de baza gresiilor eoliasice, a fost identificat de FI. Marinescu (comunicare orală) pe plaiul cuprins între valea Crişului Repede şi Valea Neagră; corali compuşi formând colonii încrunstante au fost descoperiţi de Elena Popa (comunicare orală) în valea Boiului, într-un nivel de argile negre cu poziţie similară. Formaţiunea carbonatată a jurasicului inferior (calcarul de Gresten), de grosime variabilă (de la 8 la 60 m), cuprinde două unităţi litostratigrafice. Primul termen, calcarul cu Gryphaea (sinemurian superior-carixian), gros de 5 — 35 m (fig. 27), prezintă în general o dezvoltare masivă. Baza lui comportă în multe locuri un nivel subţire de conglomerat cuarţitic cu matrice calcaroasă. Partea inferioară a intervalului este constituită din calcare nisipoase şi spatice (biomicrite crinoidale) cenuşii sau roşu-violacee (dealul Dumbrava, cursul mijlociu al văii Vida); pe alocuri cuprinde şi gresii cuarţitice sub formă de benzi neregulate sau enclave lenticulare (valea Boiului, valea Cutilor). În partea superioară, constituită din calcare mai fine, se remarcă uneori nivele cu noduli silicioşi spongolitici. Lumaşele cu Gryphaea se găsesc distribuite în tot intervalul cu excepţia părţii terminale. Speciile reprezentate sunt Gryphaea mccullochi J. de C. Sow şi G. gigantea J. de C. Sow. În rest, fauna acestor calcare cuprinde belemniţi, brahiopode şi foarte rari amoniţi, printre care: Uptonia jamesoni (J. Sow.) la partea mijlocie a intervalului, deasupra calcarelor spatice (Poniţa, la sud-est de cheile văii Cuţilor)31 şi Beaniceras luridum (Simp.) la partea lui superioară (grabenul Remeţi) (Elena Popa, 1970 R). Brahiopodele constituie asociaţii distincte la mai multe nivele din succesiunea calcarului cu Cfryphaea, şi anume: cu Tetrarhynchia aequicostata (Jekelius) şi specii de Piarorhynchia în calcarele spatice din bază (dealul Dumbrava), cu TetrarhyncMa tetrahedra (J. Sow.), T. argotinensis (Rad.) şi Lobothyris subpunctata (Dav.) în partea mijlocie a intervalului, cu T. argotinensis (Rad.)? Lobothyris punctata (J. Sow.), Cincta numismalis (Valen) şi Spiriferina tumida (Buch), în partea lui terminală. Cel de-al doilea termen (domerian), gros de 3 — 40 m (vezi fig. 26), este reprezentat de calcarul cu cherturi. Este vorba de calcare stratificate spongolitice, mai mult sau mai puţin marnoase şi siltice, pe alocuri şi bogate în glauconit, cu accidente silicioase negre, sau brune, nodulare sau stratiforme. Un profil instructiv al calcarului cu cherturi poate fi examinat pe versantul stâng al cheilor Crişului, la Vadu Crişului. În acest loc, baza intervalului cuprinde marne şi calcare marnoase cu Amaltheus stokesi (J. de C. Sow) şi Aegoceras sp. Nivelele mai înalte ale intervalului, bogate în noduli spongolitici, conţin în ordinea succesiunii lor speciile: Amaltheus margaritatus (Mont.), Pleuroceras solare (Phill.), apoi P. spinatum (Brug.) asociat cu P. solare. Restul faunei cuprinde speciile: 31

D. Patrulius, observaţie inedită.

Belemnites paxillosus Lamk., Pseudopecten aequivalvis (Gold.), Homeorhynchia acuta (J. Sow.), Tetrarhynchia argotinenis (Red.), Cincta numismalis (Val.), Spiriferina tumida (Buch), S. aff. rostrata (Schlot). În partea de sud-vest a Pădurii Craiului, partea terminală a domerianului cuprinde calcare puţin spatice cu Involutina liassica (Jones) şi brahiopode, printre care: Zeilleria indentata (J. Sow.), Cuneirhynchia dalmasi (Dum.) şi o specie inedită de Homeorhynchia. Ca rarităţi ale faunei domeriene din Pădurea Craiului mai sunt de semnalat: Phylloceras frondosum Reyn. (Elena Popa, 1968 R) şi Arieticeras sp. (col. D. Patrulius). Formaţiunea marnoasă a toarcianului, restrânsă la teritoriul autohtonului de Bihor şi groasă de 5 — 15 m (fig. 27), prezintă o compoziţie litologică relativă uniformă: marne cu intercalaţii de calcare în parte marnoase şi de marnocalcare cenuşiu deschis-albăstrui, cu unele nivele negricioase bogate în pirită. Fauna acestor depozite este constituită în majoritate din amoniţi şi belemniţi, la care se adaugă rare bivalve şi foarte rare brahiopode. Amoniţii din marne sunt deseori conservaţi în fosfat. Unele nivele din toarcianul superior, foarte bogate în belemniţi, conţin şi noduli mamelonaţi de fosfat reprezentînd coprolite. Toate zonele clasice de amoniţi ale toarcianului au fost identificate pe teritoriul autohtonului de Bihor, şi anume (de jos în sus): Zona Tenuicostatum. cu Dactylioceras tenuicostatum (I. et B), la est de Bratca (cota 471) (Elena Po p a, 1968 R), cu aceeaşi specie şi în plus. D. semicelatum (Simp.) pe Dealul Crucii (Coasta Cailor). Zona Serpentinus, subzona Exaratum, cu Harpoceratoides alternatus (Simp.) şi specii inedite de Nodicoeloceras şi de Dactylioceras în valea Mnierii; subzona Falcifer, cu Harpoceras mulgramum (Y. et B.) la partea ei inferioară (valea Mnierii; Vadu Crişului), cu Harpoceras sp. ex gr.H. falcifer J. Sow., şi o specie inedită de Harpoceras, alături de Hildoceras sublemsoni Fucini şi Dactylioceras atlethicum (Simp.) la partea ei superioară (valea Mnierei, Coasta Cailor, valea Marcheş în partea de sud-vest a Pădurii Craiului). Zona Bifrons cu Hildoceras bifrons (Brug.), H. semipolitum Buck., Zugodactylites sp. ex gr. Z. braunianus (Orb.), Peronoceras sp., ex gr. P. fibulatum (J. de C. Sow) (Coasta Cailor, valea Marches), sau numai cu H. bifrons şi H. semipolitum în grabenul Remeţi (Elena Popa, 1971), sau cu aceleaşi specii de Hildoceras şi în plus ultimii Dactylioceras la Piatra Bulzului (baza zonei). Zona Variabilis cu Phymatoceras narbonense Bukm., cu specii de Haugia, Brodieia, Catacoeloceras, printre care Catocoeloceras confectun Buck. şi Catacoeloceras sp. ex gr. C. crassum (Phill) (cota 471 est de Bratca, Coasta Cailor, vălăul Preguzului şi Ponicori în partea de sud-vest a Pădurii Craiului). Zona Bingmanni cu Pseudogrammoceras struckmanni (Denk.) şi Catacoeloceras dumortieri Maubeuge, alături de o specie inedită de Oatocoeloceras (— Subcollina yeovilensis, în R. Fischer, 1966, non Spath) (valea Mnierei, Coasta Cailor, Piatra Bulzului). Zona Thouarsense cu Grammoceras thouarsense (Orb.) şi ultimii Phymatoceras (Birtin), cu Cframmoceras striatulum (Sow.) şi G. doerntense la Poniciori (după Thalmann (1923)). Zona Insigne, cu Pseudogrammoceras fallaciosum (Bayle) (conspecific cu P. cotteswoldiae (Buck.)), P. subfallaciosum Buck., P. quadratum (Orb.) (cota 471, la est de Bratca; Vadu Crişului, Birtin; Poniciori, valea Marcheş, bazinul văii Bichii în partea de sud-vest a Pădurii Craiului). Zonele Pseudoradioasa şi Aalensis (poate condensate într-un singur strat) în partea de sud-vest a Pădurii Craiului, cu Dumortieria cf. exacta Buck., D. sp. ex gr. D. diphyes Buck., D. sp. ex gr. D. costula (Rein.), D. sp. ex gr. D. radians (Rein.), Pleydellia costulata (Ziet.), P. subcompta (Branco), P. cf. ălensis (Ziet.), P. cf. distans (Buck.), pe plaiul Marches32. Pe teritoriul platoului carstic Padiş — Scărişoara profilele cele mai instructive ale jurasicului inferior din seria de Bihor pot fi examinate: 1) la Piatra Bulzului, în valea Crişului Pietros, 2) la Scăriţa, pe drumul care urcă de la Piatra Bulzului la Padiş, 3) la est de Gârda, în valea Arieşului (M. Bleahu, 1957). În tot acest teritoriu liasicul inferior îmbracă un facies particular caracterizat prin depozite argilo-nisipoase roşii, mai mult sau mai puţin micacee, în alternanţă cu gresii cuarţitice, slab calcaroase la anumite nivele. Această formaţiune detritică comportă, local, în bază un conglomerat cu elemente de calcare mediotriasice şi matrice calcaroasă cu oolite ferifere (Scăriţa), sau o megabrecie calcaroasă sudată (la est de Gârda)33. Restul jurasicului inferior, reprezentat de formaţiunea calcaroasă a sinemurianului superior pliensbachianurui şi de marnele toarcianului, are o răspândire restrânsă; pe o mare parte a acestui teritoriu depozitele roşii ale liasicului inferior sunt direct acoperite de calcarele jurasicului superior. Un

32 33

Prezenţa toarcianului terminal pe teritoriul Pădurii Craiului a fost recunoscută de D. Patrulius în 1971. M. Bleahu, observaţii inedite.

profil mai complet al liasicului mediu şi superior poate fi examinat la Piatra Bulzului 34. În acest loc, la marginea drumului spre Padiş, aflorează calcare pliensbachiene masive în parte spatice şi subnoduloase, cu Involutina liassica (Jones) şi belemniţi. Marnele fine şi mamocalcarele toarciene care le urmează conţin asociaţii de amoniţi reprezentative pentru: Zona Serpentinus (partea terminală) cu ultimii Harpoceras şi cu Hildoceras sublevisoni Fucini, Zona Bifrons cu Hildoceras bifrons (Brug.) şi H. semipolitum Buck., Zona Bingmanni cu Catacoeloceras dumortieri Maubeuge şi Pseudogrammoceras struckmanni (Denck). Tot la succesiunea depozitelor autohtone ale jurasicului inferior, conform cu observaţiile lui S. Bordea şi colab. (1975) ataşăm şi aşa-numitele strate de Coşuri. Sub numele de “Coşuri Schichten” (Posepny) sau stratele de Coşuri (N. Arabu, 1941) sunt descrise rocile detritice metamorfozate care apar pe versantul din dreapta al văii Crişului Negru. În cadrul ferestrei tectonice Băiţa Bihor. Aceste roci, care-şi datorează metamorfismul acţiunii intruziunilor banatitice, sunt atribuite jurasicului inferior de către M. Bleahu şi R. Dimitrescu (1964, harta geologică sc. 1 :100 000 foaia Arieşeni). Observaţiile ulterioare făcute de S. Bordea şi colab. (1975) în sectorul Băiţa Bihor arată că, de fapt, rocile detritice metamorfozate se găsesc la mai multe nivele în succesiunea rocilor carbonatate care apar în versantul din dreapta al văii Crişului Negru, şi anume : 1) corneene şi cuarţite cenuşiu-verzui la partea superioară a dolomitelor triasice (probabil carniene), respectiv a dolomitului de Frăsinel; 2) corneene cenuşiuverzui şi violacee, ca şi cuarţite alburii deasupra acestor dolomite (probabil un echivalent metamorfic al stratelor de Codru de vârstă norian-medie); 3) corneene şi cuarţite negricioase în marmurele cu skarne (marmura de Băiţa) care constituie termenul următor (poate norian superior); 4) o succesiune groasă de corneene cenuşiu-verzui şi violacee, cu intercalaţii de cuarţite mai numeroase la partea ei mijlocie, situată geometric deasupra marmurelor în valea Coşuri (“stratele de Coşuri” propriuzise). După S. Bordea şi colab. (1975), primele trei nivele cu depozite detritice cornificate aparţin unităţii de Vetre, a cărei corelare tectono-facială cu una din marile pînze recunoscute pe teritoriul Munţilor Codru-Moma (Finiş sau Dieva) comportă încă discuţii. În ce priveşte însă rocile stratelor de Coşuri propriu-zise, acestea sunt considerate ca reprezentând un echivalent cornificat al formaţiunilor eojurasice, poate şi mediojurasice din autohtonul de Bihor, întrucât ele suportă calcare neojurasice cu corali şi Ellipsactinia. UNITATEA DE VĂLANI Seria eojurasică a acestei unităţi se aşterne cu discontinuitate litologică evidentă pe şisturile argiloase ale triasicului superior (Keuper carpatic). Succesiunea ei cuprinde 3 termeni (D. Patrulius, 1971). Primul, gros de aproximativ 100 m, este constituit din gresii cuarţitice masive. Un studiu detaliat al acestui profil a fost efectuat de A. Drăgănescu, care ne-a pus la dispoziţie pentru determinare materialul paleontologic colectat şi local conglomeratice în bază, în rest mai fine, micacee , deseori verzui, bogate în clorit detritic. Cel de-al doilea termen, gros de numai câţiva metri, comportă şisturi argiloase cu tentă de alteraţie gălbuie sau ruginie. Prin corelarea litologică cu seria eojurasică din Pădurea Craiului, se poate afirma că ambii termeni aparţin liasicului inferior, dar nu se poate preciza dacă intervalul lor cuprinde hettangianul sau reprezintă exclusiv sinemurianul inferior. Ultima eventualitate pare mai probabilă. Cel de-al treilea termen (sinemurian superior?-pliensbachian) este format din calcare, groase de câţiva metri, în parte spatice, cenuşii până la negricioase, cu tentă de alteraţie gălbuie, pe alocuri şi roşcată-violacee, cu belemniţi şi rari amoniţi, printre care o specie de Tropidoceras I. Preda, 1962). PÂNZA DE FINIŞ Profile instructive ale jurasicului inferior din seria de Finiş pot fi examinate în valea Saşa (partea centrală a Munţilor Codru) şi în împrejurimile Monesei (partea de vest a Munţilor Moma). În valea Saşa, peste şisturile argiloase negre şi calcarele cu Thecosmilia ale rhaetianului, urmează o formaţiune detritică groasă de 150 m, constituită din şisturi argilo-marnoase siltice (Flecken mergel) şi din gresii, ultimele fiind mai abundente la partea inferioară a intervalului. În ansamblu, această formaţiune prezintă un facies comparabil cu cel pe care-l îmbracă sinemurianul inferior în partea de sud-vest a Pădurii Craiului. Peste şisturile eoliasice urmează o formaţiune calcaroasă (sinemurian superior-pliensbachian), groasă de 75 m, divizibilă în două unităţi litostratigrafice. Prima este constituită din calcare nisipoase cenuşii, în parte spatice, cu Gryphaea mocullochii J. de C. Sow. şi rare brahiopode, cea de-a doua din calcare roşii, în parte subnoduloase şi cu enclave spatice într-o matrice micritică, cu belemniţi, cu 34

Un studiu detaliat al acestui profil a fost detaliat de A Drăgănescu care ne-a pus la dispoziţie pentru determinare materialul paleontologic colectat.

Gryphaea gigantea J. de C. Sow. şi cu Tetrarhynchia argotinensis (Rad.). În împrejurimile Monesei, la limita meridională de extensiune a jurasicului din Munţii CodruMoma, sinemurianul inferior este reprezentat prin calcare nisipoase cenuşiu-negricioase cu arietiţi (I. Nedelcu, 1958) şi brahiopode. Poziţia acestor depozite carbonatate direct peste calcarele negre ale rhaetianului creează impresia unei continuităţi de sedimentare. În lipsă de argumente paleontologice, prezenţa hettangianului rămâne totuşi discutabilă. În acelaşi sector, nu mai puţin remarcabil prin faciesul său, este intervalul sinemurianului superior-pliensbachianului, care cuprinde în bază calcare encrinitice cenuşii şi roşii, iar în rest calcare masive roşii, subnoduloase şi brecioase, cu structură perfect comparabilă cu cea a calcarelor de Adneth, dar cu faună de Gresten bine caracterizată prin abundenţa belemniţilor şi a exemplarelor de Gryphaea, alături de o asociaţie de brahiopode de tip celto-suab, dominată numeric de spiriferine costate. Inventarul brahiopodelor (M. Palfy, 1912) cuprinde, între altele, speciile Piarorhynchia juvenis (Quenst.), Cuneirhynchia oxynoti (Quenst.), Cincta numismalis (Val.), Lobothyris edwardsi (Dav.) UNITATEA DE URMĂT În cadrul acestei unităţi, stratele de Kossen ale triasicului terminal suportă o succesiune groasă de depozite eojurasice denumită de S. Bordea şi colab. (1975) “complexul de Următ”. În profilul din Valea Mare, termenul inferior al formaţiunii de urmat este reprezentat de o alternanţă de şisturi argilosiltice micacee negre, de gresii calcaroase şi de calcare. Pachetele de şisturi prezintă intercalaţii milimetrice de gresii puternic conturnate la anumite nivele. Aceste texturi de tip “slumping” sunt comparabile cu cele pe care le prezintă în mod obişnuit faciesul de Wildflysch, fără însă ca şisturile să fie asociate cu brecii sau cu conglomerate tilloide. Succesiunea vizibilă în Valea Mare comportă şi un banc de calcar cu arietiţi,35 care atestă vârsta sinemuriană a intervalului respectiv. Partea superioară a formaţiunii de urmat cuprinde calcare în parte crinoidale, cenuşii, gălbui sau roze, gresii mai mult sau mai puţin calcaroase, cenuşiu-gălbui uneori şi verzui, cu fragmente dintr-o rocă eruptivă bazică, gresii şi microconglomerate cuarţitice. Şisturile argiloase sau argilo-siltice sunt subordonate. Calcarele spatice conţin brahiopode, grifei (Gryphaea gigantea J. de C. Sow.), belemniţi şi foraminifere, printre care Involutina liassica Jones şi Trocholina granosa Frantzen, nodosariide. Fauna inventariată până acum indică o vârstă pliensbachiană pentru intervalul cu calcare spatice şi gresii dominante. Peste gresiile de la partea terminală a succesiunii urmează direct calcare stratificate în lespezi de 5 — 25 cm grosime, cu belemniţi şi resturi de crinoide, amintind de saccocome, motiv pentru care aceste roci au fost atribuite kimmeridgianului. O succesiune similară, cu o largă participare a şisturilor argilo-siltice în intervalul sinemurianului şi cu calcare kimmeridgiene stând direct peste depozite de vârstă pliensbachiană, este cea din pânza de Finiş (Munţii Codru), dar în acest din urmă caz calcarele, în parte spatice, ale pliensbachianului nu sunt asociate cu gresii. Pe de altă parte, formaţiunea de urmat prezintă afinităţi litologice şi cu succesiunea depozitelor detritice eojurasice ale pânzei de Vaşcău, care comportă însă la partea ei terminală argilite şi calcare negre asociate cu tufuri. PÂNZA DE VAŞCĂU În pânza de Vaşcău, ca şi în pânza de Dieva, calcarele triasicului superior suportă depozite argiloase şi marnoase, cenuşii până la negre, cu intercalaţii subordonate de calcare micritice sau bioclastice, local şi de gresii grosiere (Platoul Vaşcău). M. Paucă (1941), bazându-se pe oarecare asemănare litologică a acestor depozite cu stratele cu Aptychus şi cu “stratele de Sinaia” din partea de vest a Munţilor Codru, le atribuie cretacicului inferior. Pe toate hărţile geologice publicate după 1941 ele sunt figurate ca aparţinând neocomianului. Ştefana Panin şi colab.(1974) au demonstrat însă că depozitele detritice care stau pe calcarele neotriasice din Platoul Vaşcău aparţin jurasicului inferior şi probabil şi bazei jurasicului mediu. Rocile eojurasice din Platoul Vaşcău se întâlnesc fie sub formă de dyke-uri neptuniene în calcarele triasicului superior (Coleşti), fie acoperind în discordanţă aceste calcare. În prima categorie intră calcare micritice roz cu Involutina liassica (Jones). Judecând după distribuţia acestui foraminifer în restul Munţilor Apuseni, este probabil ca rocile respective să aparţină pliensbachianului. Cea de-a doua categorie este reprezentată pe versantul de nord al Platoului Vaşcău (Dealul Ciurcii) prin cinerite verzi şi argilite de tipul şisturilor lemnoase (Holzschiefer), cenuşiu închis până la negre, cu patină de alteraţie cenuşiu deschis-verzuie, alburie său ruginie, cu Chlamys textoris (Schlot.), Steinmannia sp. şi belemniţi. În succesiunea acestor depozite argiloase este reprezentat cel puţin toarcianul inferior. Argilitele trec în sus la roci pelitice dure, marnoase, cu lentile intercalate de calcare micritice negre şi 35

Descoperit de Camelia Tomescu.

cu nivele sporadice de calcare bioclastice-crinoidale, tot de culoare neagră. Urmează în continuitate calcare negre în plăci şi lespezi. Este foarte probabil, deci, ca ultimele două subdiviziuni să aparţină intervalului toarcian superior-aalenian. Zona sinclinală largă cuprinsă între Dealul Ciurcii, la nord şi Dealul Fetii la sud comportă o succesiune constituită mai ales din marne cu intercalaţii subordonate de calcare negricioase micritice sau bioclasice, precum şi cu intercalaţii sporadice de gresii calcaroase şi micacee. Partea inferioară a acestei succesiuni cuprinde la nord de Dealul Fetii un nivel de marne şi calcare marnoase cenuşii deschise-gălbui cu belemniţi (? Nannobelus) şi cu amoniţi, printre care o formă comparabilă numai cu unele specii serpenticone ale sinemurianului. Prin participarea largă a rocilor carbonatate, faciesul depozitelor liasice inferioare din această zonă sinclinală este în special comparabil cu cel pe care-l îmbracă liasicul inferior din împrejurimile Monesei (pânza de Finiş). b. Aalenian - Callovian Formaţiunile acestui interval stratigrafic sunt restrânse ca extindere la teritoriul autohtonului de Bihor şi al pânzei de Vaşcău. AUTOHTONUL DE BIHOR În cadrul autohtonului (fig. 26), formaţiunile jurasicului mediu ocupă o suprafaţă mai redusă decât cea care revine jurasicului inferior sau jurasicului superior. Grosimea lor nu depăşeşte decât rareori 10 m, fapt care se explică nu numai prin rata scăzută de acumulare în timpul jurasicului mediu, dar şi prin existenţa în acest interval a cel puţin două discontinuităţi de sedimentare cu caracter regional, însoţite în anumite sectoare de lacune mai mult sau mai puţin importante. O primă discontinuitate se situează între bajocianul inferior şi bajocianul mediu; lacuna care o însoţeşte îmbrăţişează la Vadu Crişului întreg intervalul toarcian terminal-bajocian inferior; cea de-a doua discontinuitate se plasează între Callovianul inferior şi Callovianul mediu. Discontinuităţi litologice , cu mici lacune marcate de succesiunea zonelor de amoniţi, se mai remarcă între toarcian şi aalenian (Coasta Cailor) şi între aalenian şi bajocianul inferior (Poniciori). Profilele cele mai semnificative ale jurasicului mediu din seria de Bihor sunt cele de la: 1) Vadu Crişului în partea de nord-est a Pădurii Craiului, 2) valea Mnierii, 3) Coasta Cailor şi 4) Chicera Şoimului în parte a centrală a aceluiaşi teritoriu, 5) Poniciori, 6) valea Marcheş şi 7) cheile văii Cuţilor în partea lui de sud-vest, precum şi 8) profilul de la Piatra Bulzului în Munţii Bihorului. Aalenianul inferior (zonele Opalinum? şi Scissum) este reprezentat de marne şi de calcare mai mult sau mai puţin marnoase şi uneori puţin siltice, cenuşiu-albăstrui sau negricioase, pe alocuri glauconitice (Coasta Cailor, valea Mnierii), cu amoniţi de obicei conservaţi în fosfat şi cu noduli fosfatici reprezentînd coprolite. Grosimea acestor depozite este de 1 — 3 m. Speciile cele mai răspândite ale faunei lor sunt: Leioceras (Cypholeiceras) comptum (Rein.) cu diferite morfe şi Rhabdobelus exilis (Orb.), la care se adaugă Tmetoceras scissum (Ben.), Leioceras (Costiceras) paucicostatum (Rieber), Cylicoceras sp. ex gr. C. crassicostatum (Rieber), diferite specii de Pseudammatoceras, precum şi microconce ce nu se deosebesc de Rhodaniceras şi, în sfârşit, specii de Leioceras (Leioceras) pe toată grosimea intervalului, până deasupra nivelelor în care abundă exemplarele de CypJioleioceras şi Cylicoceras (valea Marcheş)36. Aalenianul superior (zonele Murchisonae şi Concavum) cuprinde calcare negricioase cu patină galbenă de alteraţie, uneori şi roşcate, deseori pătate (Fleckenkalk), cu ooide şi concreţiuni de fosfat, local şi calcare siltice cu fragmente de plante lemnoase (valea Mnierii, Coasta Cailor). Aceste calcare nu depăşesc 3 m grosime. Zona Murchisonae este ilustrată de numeroase specii de Ludwigia, printre care şi specia index, la care se adaugă specii de Brasilia. Asociaţiile inventariate până acum (valea Mnierii, Chicera Şoimului, Poniciori) sunt în special reprezentative pentru subzona Bradfordensis. Subzona Murchisonae este pusă în evidenţă de rare exemplare de Staufenia sinon (Bayle) (cheile văii Cuţilor) şi de Ancolioceras opalinoides (Mayer) (Poniciori)37. Zona Concavum este bine documentată numai în partea de sud-vest a Pădurii Craiului, în special în valea Lazuri (I. Preda, 1962), unde se întâlneşte o bogată asociaţie de specii de Graphoceras (Ludwigella). În ansamblu, fauna de amoniţi a aalenianului superior este de tip celto-suab, dar cuprinde şi rare specii de Calliphylloceras şi Ptychophylloceras. Cu totul remarcabilă este asociaţia de belemniţi a aalenianului superior care, alături de Homaloteuthis spinatus (Quenst.) şi Brachybelus breyiformis (Voltz), cuprinde specii de Holcobelus, 36 37

D. P a t r u l i u s, inventare de faună inedite. D. P a t r u l i u s, inventare de faună inedite.

Megatcutliis şi Belemnopsis (Chicera Şoimului). În comparaţie cu asociaţia de factură liasică a aalenianului inferior (cu specii de Mesoteuihis) este evidentă o schimbare radicală în compoziţia faunei de coleoide, la graniţa dintre Zona Scissum şi Zona Murchisonae. Bajocianul inferior (zonele Sowerbyi şi Sauzei), cu extensiunea mult mai restrânsă decât cea a aalenianului, comportă ca roci caracteristice calcare, marne siltice şi siltite marnoase cu ooide ferifere, uneori sub formă de oolite tipice. Aceste roci, în parte cu aspect de minette (Poniciori), se fac remarcate prin culoarea sau tenta lor de alteraţie roşu-violacee. Grosimea lor nu depăşeşte 2 m. În valea Mnierii şi la Coasta Cailor intervalul bajocianu-lui inferior comportă în bază un calcar lumaşelic gros de 8 — 20 cm cu Darellia şi rare exemplare de Darellella, Reynesella, Sonninia, Phylloceras (subzona Discites). Asociaţia nivelelor mai înalte, proprie Zonei Sauzei, cuprinde speciile Otoites sauzei (Orb.) şi Emielia polyschides (Wăgen), precum şi specii de Belemnopsis şi Megateuthis. Formaţiunea următoare, constituită din calcare groase de 4 — 9 m, îmbrăţişează un larg interval stratigrafie, anume de la bajocianul mediu (Zona Humphresianum) la Callovianul inferior. Ea are o extensiune mult mai largă decât cea a bajocianului inferior, depăşind local şi aria de răspândire a calcarelor ăleniene (Vadu Crişului). Numeroasele tipuri de calcare care participă la compoziţia acestei formaţiuni au o distribuţie, atât verticală cât şi orizontală, foarte capricioasă. Numai partea terminală a intervalului prezintă unele trăsături litologice mai constante. Se pot astfel recunoaşte două unităţi litostratigrafice în cadrul acestei formaţiuni: calcarul cu Entolium şi calcarul cu noduli bruni, între aceşti doi termeni nu există însă o limită litologică bine definită. Calcarul cu Entolium (bajocian mediu- ? bathonian) prezintă deseori în bază un nivel detritic constituit din calcar nisipos până la grezo-calcar microconglomeratic, mărturie a discontinuităţii intrabajociene (faza de diastrofism cotteswoldiană). În rest, comportă micrite şi pelmicrite gălbui cu nivele lumaşelice, precum şi microsparite până la sparite oolitice sau bioclastice-crinoidale. Calcarele encrinitice sunt cele care prezintă dezvoltarea cea mai variabilă, în anumite sectoare fiind localizate la partea inferioară a intervalului, în altele ocupând toată grosimea lui sau numai partea terminală. Fauna calcarului cu Entolium este dominată de bivalve, printre care, în afară de specia Entolium spathulatum (Roem.), deosebit de abundentă, se numără E. renemeri (Oppel) şi Oxytoma muensteri (Gold.). În plus, această faună cuprinde rare brahiopode şi foarte rari amoniţi, dintre care Stemmatoceras sp. ex gr. S. pingue (Quenst.) pune în evidenţă Zona Humphresianum (cursul superior al văii Vida). Calcarul cu noduli bruni (bathonian superior — Callovian inferior), gros de 20 — 50 cm, prezintă o distribuţie parcelară, ocurenţele fiind restrânse la sectoare depărtate unele de altele (Vadu Crişului, cota 471 la est de Bratca, Poniciori; cheile văii Cuţilor, Piatra Bulzului). Este un calcar micritic sau intrapelsparitic, pe alocuri şi oolitic, cenuşiu închis, brun-gălbui sau roşu nisipos şi cu granule mai mari, diseminate, de cuarţ, cu ooide şi cu noduli feriferi deseori limonitici cu biclaste. La Piatra Bulzului, acest calcar, gros de 50 cm şi cu numeroşi noduli feriferi, dintre care unii măsoară mai mult de 5 cm în diametru, aminteşte perfect, prin aspectul lui, de bancul cu cefalopode al bathonianului din Masivul Bucegi. Fauna calcarului cu noduli bruni, pe alocuri extrem de bogată (Vadu Crişului, cheile văii Cuţilor), cuprinde specii caracteristice pentru Zona Aspidoides, ca : Oxycerites aspidoides (Oppel), Epistrenoceras subcontrarium (Behr.), Hemigarantia julii (Orb.), Paroecotraustes wăgeni Steph., alături de amoniţi reprezentativi pentru Zona Macrocephalus, inclusiv specia index, la care se adaugă mai multe alte specii de Macrocephalites, Pleurocephalites Jeanneticeras, Indosphinctes,Elatmitesşi Grossouvria. În plus, această faună cuprinde un lot variat de Phylloceratidae, diverse specii de Caenoceras şi Paracaenoceras, de Choffatia şi Subgrossouvria, de Bullatimorphites şi Treptoceras, de Paralcidia, Eohecticoceras, Prohecticoceras şi Oecotraustes, amoniţi desfăşuraţi aparţinând genurilor Parapatoceras şi Acuariceras, precum şi numeroase bivalve printre care Bositra buchi (Roem.), gasteropode reprezentate prin specii de Amphitrochus, Obornella, Eucyclus şi Pleurotomaria, pteropode (Acuarites), Collytites ovalis Des. Moul., rare brahiopode, corali solitari (Anabacia). Condensarea mai multor zone de amoniţi într-un singur strat ca şi prezenţa materialului detritic, atât de abundent pe alocuri încât calcarul cu noduli bruni este complet substituit printr-un conglomerat cuarţitic (Birtin), indică un episod de regresiune. Discontinuitatea generală care-i urmează corespunde, ca şi pe teritoriul Masivului Bucegi, cu faza de diastrofism intracalloviană Yaila (Crimeea) sau Agassiz (America de Nord). Ultimul termen al jurasicului mediu din Pădurea Craiului (Callovian mediu şi superior) este separat de formaţiunile mediojurasice mai vechi printr-o discontinuitate litologică deosebit de evidentă în partea centrală şi de sud-vest a acestui teritoriu, unde calcarele oolitice-encrinitice ale bajocianului sau cele cu noduli feriferi şi puţin nisipoase ale bathoniancallovianului inferior suportă direct calcare micritice. Pe marginea de nord a Pădurii Craiului această discontinuitate este mai puţin izbitoare, dar totuşi identificabilă prin studiul microfacesurilor (Vadu Crişului).

Callovianul mediu şi superior este reprezentat de calcare mai mult sau mai puţin marnoase, cu aspecte foarte variate. În partea de nord a Pădurii Craiului acest interval, gros de 1 — 5 m, cuprinde calcare marnoase grosiere, mai mult sau mai puţin glauconitice şi puţin siltice, subnoduloase până la noduloase, cenuşiu-verzui (Vadu Crişului), roşii (valea Brătcuţei) său cenuşii pătate cu roşu-violaceu (valea Groapa Sohodolului, la sud de Birtin). În partea centrală şi de sud-vest a Pădurii Craiului, acelaşi interval este reprezentat de un singur banc de calcar pelitcmcrf, gros de 10—20 cm, cenuşiu deschis sau gălbui, cu vine de calcit galbene, cu proto-globigerine şi prodisoconce. În ansamblu, fauna callovianului mediu şi superior este relativ săracă, dominată de belemniţi (Hibolites). Partea inferioară a Zonei Anceps este ilustrată de o asociaţie de amoniţi cu Chanasia şi Grossouvria (valea Brătcuţei), partea terminală a aceleiaşi zone, ca şi Callovianul superior, de o asociaţie polizonală, comparabilă cu cea a callovianului de la Villâny (Ungaria) şi dominată de specii de ReinecJceia, printre care E. anceps (Rein.) şi R. (Eellawayesites) grcppini (Oppcl), alătuii de Oacycerites cf. tîllî (Loczy), Lunuloceras cf. iacniolatum (Bon.), specii de Putealiceras şi Pseudopeltoceras, Bositra buchi (Roem.) (Chicera Taibii, în marginea drumului Aştileu - Roşia). PÂNZA DE VAŞCĂU Pe teritoriul acestei unităţi, dintre etajele jurasicului mediu, până acum singur aalenianul a fost pus în evidenţă (Ştefana Panin şi colab 1974). întocmai ca şi calcarele roşii eojurasice, depozite de vârstă cert aaleniană au fost întâlnite numai în dyke-urile neptuniene din calcarele triasice (Goleşti). Este vorba de marne calcaroase roşu-vişinii sau cenuşiu deschis-verzui asociate cu calcare roşii encrinitice. Marnele conţin belemniţi, printre care: Brachybelus breviformis (Voltz) şi Belemnopsis sp.38 c. Oxfordian - tithonic Formaţiunile acestui interval stratigrafie au o largă extensiune teritorială. Aria lor de răspândire se suprapune peste cea a jurasicului inferior, îmbrăţişând atât teritoriul autohtonului de Bihor, cât şi unităţile inferioare ale sistemului pânzelor de Codru: unitatea de Vălani şi pânza de Finiş. Pe teritoriul Pădurii Craiului grosimea lor medie este de 120 — 150m; în partea de sud a autohtonului (platoul Padiş — Scărişoara) şi în unitatea de Vălani este cuprinsă între 200 şi 300 m, iar în cadrul pânzei de Finiş depăşeşte probabil 300 m (700 — 800 m împreună cu berriasianul). între calcarele oxfordianului şi cele ale callovianului mediu-superior există continuitate de sedimentare pe teritoriul Pădurii Craiului, dar în afara acestui teritoriu formaţiunile jurasicului superior depăşesc larg aria de extensiune a depozitelor mediojurasice, baza lor fiind marcată printr-o suprafaţă de discontinuitate regională, cu lacună care, în partea meridională a autohtonului de Bihor, îmbrăţişează tot intervalul sinemurian superior-Callovian, iar pe teritoriul unităţilor de Vălani şi Finiş, cel puţin toarcianul şi întreg jurasicul mediu. AUTOHTONUL DE BIHOR Pe teritoriul Pădurii Craiului, profile instructive ale intervalului Callovian mediu-tithonic pot fi examinate: 1) în împrejurimile localităţii Vadu Crişului; 2) la Aştileu, pe flancul de vest al brahianticlinalului Butan; 3) în cursul mijlociu al văii Muierii, spre vest până la dealul Cornet; 4) în cursul mijlociu al văii Vida, pe flancul de vest al brahianticlinalului Carpen; 5) în cheile Albioarei. Intervalul jurasicului superior cuprinde mai multe unităţi litostratigrafice a căror distribuţie pune în evidenţă existenţa a 3 compartimente de facies pe teritoriul Pădurii Craiului (fig. 28). În partea centrală şi de nord-est a acestui teritoriu, primul termen este reprezentat de 1) calcare peletale stratificate, cenuşiu închis până la negre, cu noduli de silexit (calcarul de Vad), peste care urmează 2) calcare bioclastice albe, masive, cu mici bioherme diseminate (calcarul de Cornet). În partea de nordvest (flancul de vest al brahianticlinalului Butan, forajul Toboliu), calcarul de Vad este urmat de 3) calcare oolitice masive ce reprezintă un facies local al tithonicului probabil cu distribuţie paralelă (calcarul de Aştileu). În partea de sud-vest a pădurii Craiul primul termen al jurasicului superior este reprezentat de 4) calcare albe masive, microsparitice sau sparitice-bioclastice (calcarul de Farcu), peste care urmează 5) calcare stratificate negricioase, micritice sau sparitice-oncolitice (calcarul de Albioara). Baza oxfordianului a putut fi datată într-un singur loc, şi anume la sud de Birtin (valea Groapa Sohodolului), unde peste calcarele nisipoase ale callovianului urmează un banc de calcar cenuşiu 38

Formă inedită care se întâlneşte şi în aalenianul superior din Pădurea Craiului.

deschis cu oolite ferifere, cu mici noduli de silexit şi cu faună reprezentativă pentru oxfordianul inferior cuprinzînd, în afară de belemniţi şi brahiopode, câţiva amoniţi, printre care Taramelliceras sp. ex gr. T. obumbrans Holder, precum şi nautilul Pseudaganides cf. helveticus (Loesch) (D. Patrulius, D. Istocescu, 1967). Fig. 28. — Variaţiile de facies în intervalul jurasicului superior pe teritoriul Pădurii Craiului (după D. Patrulius). 1, Calcare în bancuri medii, lespezi şi plăci; 2, calcare în bancuri groase; 3, calcare masive; 4, accidente silicioase; 5, calcare crinoidale; 6, calcare oolitioe; 7, calcare bloclastice; 8, calcare oncolitice; 9, Saccocoma; 10, brahiopode; 11, nerinei; 12, pahiodonte; 13, Ellipsactinia; 14, Cladocoropsis; 15, spongiomorfide; 16. corali; V, calcarul peletal de Vad; F, calcarul peletal şi bioclastic de Farcu; C, calcarul detritic şi bioclastic de Cornet cu bioherme disperse (“patch reefs”); As, calcarul colilie de Aştileu; A, calcarul micritic-oncolitic de Albioara. Calcarul de Vad (oxfordian-kimmeridgian, poate şi tithonic inferior), gros de 10 — 100 m, este caracterizat printr-un microfacies uniform: pelmicrosparite sau pelsparite cu peleturi mici sferice, cu rari spiculi de spongieri şi cu ostracode la partea inferioară a intervalului, cu fragmente de Saccocoma la partea lui superioară, care este de obicei lipsită de noduli şi silexit. Printre rarele macrofosile găsite în acest calcar (Vadu Crişului) se numără: Balanocrinus subteres (Miinst.), Perisphinctes (Aristphinctes) cf. plicatilis (Sow.), Klitia ventrosa (Mayer) (D. Patrulius, D. Istocescu, 1967). Calcarul de Cornet (tithonic), gros de aproximativ 50 m, este caracterizat prin microfaciesuri sparitice cu intraclaste, biocalste şi oncolite în proporţie variabilă. În bază se găsesc deseori dezvoltate calcarenite encrinitice. Fauna acestui calcar cuprinde: corali, pe alocuri în poziţie de creştere formând construcţii de tipul “patch-reef” (dealul Cornet), hidrozoare (Ellipsactinia), nerinei dintre care este în special frecventă specia Phaneroptyxis staszycii (Zeusch.) (dealul Osoi), echinoide printre care Plegiocidaris oervicalis (Ag.) (valea Poenii), crinoide (Isocrinus, Millericrinus), pahiodonte, local sub formă de fragmente rulate în calcirudite. Calcare cu Ellipsactinia sunt semnalate de W. Fisch (1924) şi în partea meridională a autohtonului, anume între Chişcău şi Muntele Prislop (fereastra tectonică Băiţa Bihorului). Calcarul de Aştileu, dezvoltat pe flancul de vest al brahianticlinalului Butan, ocupă acelaşi interval ca şi calcarul de Cornet. Microfaciesurile sale sunt reprezentate de oosparite, peloosparite şi biosparite cu oolite superficiale (V. Corvin - Papiu, 1970). Golitele sunt deseori centrate de fragmente de crinoide, rareori de foraminifere, printre care Trocholina alpina (Leup.). Calcarul de Farcu (oxfordian-kimmeridgian, ? tithonic inferior), masiv, gros de 50 — 120 m, se distinge de calcarul de Cornet prin compoziţia sa microfacială în ansamblu mai puţin grosieră şi mai omogenă. Fauna sa este constituită, în majoritate, din echinoderme şi organisme constructoare, şi anume: corali solitari şi compuşi, aceştia din urmă formând pe alocuri colonii fasciculate în poziţie de creştere (valea Steazurilor), Cladocoropsis mirabilis Felix şi colonii masive de hidrozoare. Calcarul de Albioara (tithonic), gros de 50 — 80 m, cu separaţii în lespezi, este caracterizat printr-un microfacies uniform, micritic până la pelmicritic, cu rare foraminifere bentonice, cu ostracode şi cu noduli care măsoară până la 20 mm în diametru (3 — 10 mm, în mod obişnuit). Aceştia din urmă reprezintă pizoncolite cu structură spongioasă-nebulitică, precum şi fragmente cilindrice de Cladocoropsis. Macrofauna foarte săracă a acestor calcare este reprezentată mai ales de nerinei de talie medie, bogat ornamentate. Un facies particular al tithonicului seriei de Bihor, care până acum nu a fost semnalat decât în partea centrală a Munţilor Bihor (platoul Padiş — Scărişoara), este reprezentat de calcare micritice cu Clypeina jurassica Favre (V. Georgescu: şi colab., 1972 R). Calcarele de Farcu, Cornet şi Aştileu constituie împreună o formaţiune diacronă, mai tânără în partea de nord a Pădurii Craiului (tithonic) decât în partea de sud (oxfordian-kimmeridgian şi eventual tithonic inferior). Aceste 3 tipuri de calcare se deosebesc între ele prin microfaciesul dominant. Între calcarul de Farcu, pe de o parte, şi calcarele de Cornet şi de Aştileu, pe de alta, există şi deosebiri în ce priveşte compoziţia faunelor respective. Totuşi, în teren, separarea celor 3 tipuri de calcare ca entităţi cartografice bine distincte practic nu poate fi realizată. Pentru acest motiv este preferabil ca tipurile de calcare menţionate să fie înglobate într-o singură formaţiune: formaţiunea de Farcu—Cornet, caracterizată în ansamblu prin faciesul ei de tipul Stramberg. UNITATEA DE VĂLANI Profile instructive ale jurasicului superior din seria de Vălani pot fi examinate în defileul Roşia—Căbeşti şi în valea Strâmturii (afluent pe dreapta al văii Roşia). Pe teritoriul acestei unităţi, jurasicul superior (şi eventual neocomianul inferior) cuprinde o singură formaţiune, având până la 250

m grosime şi constituită din calcare în bancuri cenuşii până la negricioase, în majoritate pelsparitice şi pelmicritice, cu unele nivele sparitice bioclastice conţinând corali fragmentari şi nerinei (D. Patrulius, 1971). Microbiofaciesul din baza acestor calcare este caracterizat prin prezenţa resturilor de Saccocoma. La scurtă distanţă deasupra bazei şi la nivele mai înalte microfosilele calcarelor pelmicritice sunt reprezentate de Calpionella alpina Lorenz (în abundenţă), Crassicolaria sp., nodosariide, ostracode, piese de echinoderme şi fragmente de LamellaptycMs. Judecând după microfacies, cea mai mare parte a succesiunii aparţine tithonicului. Prezenţa kimmeridgianului, ca şi a neocomianului în continuitate de sedimentare cu tithonicul, rămâne o chestiune deschisă. PÂNZA DE FINIŞ Jurasicul superior al seriei de Finiş îmbracă un facies net diferit, cu calcare micritice în bază, iar în rest cu depozite de tipul prefliş care se ridică până în berriasian. Profile instructive ale acestui interval ne sunt oferite: 1) de valea Saşa, în partea centrală a Munţilor Codru, şi 2) de valea Şuncuiuşului Mare, cu afluentul ei pe stînga — pârâul Pontului, în partea de nord a aceluiaşi teritoriu. Pe profilele din valea Şuncuiuşului Mare şi de pe pârâul Pontului, care au făcut obiectul unui studiu mai complet (I. Turculeţ, C. Grasu, 1968), formaţiunea de prefliş a jurasicului superior - berriasianului, groasă de 700 — 800 m, cuprinde în bază calcare marnoase cu noduli de silexit urmate de marne verzui, mai rar roşcate, cu intercalaţii de marnocalcare. Marnele trec în sus la depozite argilo-marnoase cenuşiu închis până la negricioase, cu intercalaţii de gresii din ce în ce mai frecvente spre partea superioară a succesiunii, care comportă încă intercalaţii de marnocalcare, până sub primul nivel cu faună berriasiană. Fauna marnelor şi marnocalcarelor verzui cuprinde o bogată asociaţie de aptihi cu: Laevaptychus latus taxopora Trauth, Lamellapty-chus rectecostatus (Park.), L. beyrichi (Oppel) cu varietatea fractocosta Trauth, L. cf. lamellosus (Park) şi Punctaptychus punctatus (Voltz) cu varietăţile divergens Trauth şi monsalvensis Trauth. Mamocalcarele de la nivelele mai înalte conţin o asociaţie de calpionele dominată de Calpionella alpina Lorenz, la care se adaugă rare exemplare de Tintinnopsella carpatica (Murg. et Fii.). La un nivel încă mai înalt se situează marne cenuşiu închis, cu Lamellaptychus mortilleti (Pict. et Lor.). În valea Saşa, direct peste calcarele pliensbachiene, urmează, pe câţiva metri grosime, calcare micritice cenuşiu deschis cu protoglobigerine. Acestea trec gradat la calcare marnoase şi siltice în bancuri groase alternând cu depozite argilo-marnoase siltice. Şisturile argilo-marnoase devin dominante spre partea superioară a succesiunii, care prezintă şi intercalaţii de siltite până la gresii fine argiloase. De remarcat apariţia mai precoce pe acest profil a materialului terigen siltic şi arenitic, fapt care indică provenienţa lui dintr-o sursă meridională. PÂNZA DE VAŞCĂU Pe teritoriul pânzei de Vaşcău prezenţa jurasicului superior nu a fost încă dovedită în mod cert, dar ea nu este exclusă dacă se ţine seama de poziţia geometrică a anumitor calcare deasupra rocilor toarcianului (şi eventual aalenianului), precum şi de corelaţia litofacială, în cadrul regional. Astfel, pe Dealul Ciurcii (la vest de Goleşti) succesiunea de roci a toarcian- aalenianului suportă calcare cenuşii cu accidente silicoase, urmate la rândul lor de calcare masive cenuşiu-alburii sau rozgălbui, cu aspect marmorean. Calcarele masive găzduesc în mici depresiuni carstice bauxite roşuvişinii, foarte dure, în parte ooidice şi în parte pelitomorfe. Este de remarcat că aceste bauxite se deosebesc de cele ale neocomianului din Pădurea Craiului prin prezenţa illitului ca mineral autigen (D. Patrulius, V. Iosof, 1975). Pe Dealul Lung (la est de Dealul Ciurcii), calcarele albe cu corali ale triasicului superior suportă direct calcare micritice, cenuşiu închis până la negre, stratificate în bancuri şi lespezi, cu accidente silicioase, şi care conţin la anumite nivele piese de crinoide comparabile cu ramulii de Saccocoma. 2. EVOLUŢIA PALEOGEOGRAFICĂ ŞI SEDIMENTARĂ Prezenţa în fundamentul Câmpiei Tisei a unei formaţiuni de prefliş cu calpionele, comparabilă cu cea din pânza de Finiş, ca şi asemănarea de facies între formaţiunile jurasice din colinele Villany (sudul R. P. Ungară) şi cele din autohtonul de Bihor demonstrează că aria de sedimentare a jurasicului din partea de nord a Munţilor Apuseni se prelungeşte departe spre sud-vest, îmbrăţişând şi partea meridională a fundamentului Depresiunii Pannonice. Ţinând seama de amploarea deformaţiilor tectonice recunoscute în Munţii Apuseni şi de incertitudinile privind structura fundamentului în partea meridională a Depresiunii Pannonice, este evident că orice încercare de reconstituire paleogeografică pentru teritoriul care îmbrăţişează bazinul

jurasic al Tisei întâmpină dificultăţi considerabile. Cea pe care o avansăm aici, cu titlu provizoriu, reprezintă numai o interpretare posibilă. În concepţia expusă în această lucrare de D. Patrulius, bazinul jurasic al Tisei cuprinde patru zone individualizate prin faciesul unora dintre formaţiunile lor şi într-o anumită măsură prin gradul lor de subsidenţă, anume de la nord la sud (fig. 29): 1) zona Mecsek — Szolnok, reprezentând un şanţ puternic subsident în cursul jurasicului inferior în sectorul Mecsek şi cu faciesuri pelagice în intervalul jurasicului mediu (calcare roşii cu amoniţi) şi superior (calcare cu Saccocoma, calcare cu calpionele); 2) zona Bihor — Villany, cu caracter de platformă carbonatată slab subsidenţă, în cursul jurasicului superior; 3) zona Codru — Totkomlios corespunzătoare unui şanţ cu subsidenţă notabilă în intervalul jurasicului superior - berriasianului, interval care este caracterizat prin faciesul de prefliş; 4) o zonă presupusă de platformă carbonatată, slab subsidenţă în cursul jurasicului superior, corespunzătoare teritoriului de origine al pânzei de Vaşcău (? sistemul pânzelor de Biharia). Numai ultimele trei zone ne interesează în această încercare de reconstituire a evoluţiei paleogeografice şi sedimentare. Pentru simplificare, unităţile paleogeografice care le corespund le vom denumi respectiv: platforma Bihor, şanţul Codru şi platforma “meridională”. Fig. 29. — Corelarea tectono-facială a unităţilor din Munţii Apuseni de nord cu cele din sudul R. P. Ungare, bazală pe distribuţia faciesurilor jurasicului superior (după D. Patrulius). Platforma Bihor era parţial separată de şanţul Mecsekului printr-un prag al soclului cristalin, dorsala Preluca, mai larg la vest. O dorsală similară — dorsala Highiş — separa temporar şanţul Codrului de bazinul jurasic, mai meridional, al Mureşului (zona ofiolitică a Metaliferilor). Judecând după construcţia palinspastică, lărgimea iniţială a ariei de sedimentare care cuprinde platforma Bihor, şanţul Codru şi platforma “meridională” atinge în cursul jurasicului în jur de 300 km. În evoluţia paleogeografică şi sedimentară a ansamblului format din aceste trei unităţi se disting trei etape majore, şi anume: 1) hettangian-bajocian inferior; 2) bajocian mediu-Callovian inferior; 3) Callovian mediu-tithonic, aceasta din urmă prelungindu-se până în neocomian în şanţul Codrului (fig. 30). HETTANGIAN-BAJOCIAN INFERIOR Această etapă începe în hettangian cu sedimentarea unor depozite continentale, în parte în condiţiile unui mediu lacustru până la palustru (V. Corvin Papiu şi colab., 1969 R). Aria de răspândire a depozitelor hettangiene pare să fie limitată la autohtonul de Bihor (Pădurea Craiului — grabenul Remeţi), unde desenează un golf larg deschis spre sud-vest. În apropierea marginii de nord a ace tui golf, marcată de ridicarea soclului în Munţii Plopiş şi în horstul Biharea, depozitele argilo-siltice roşii din baza hettangianului prezintă o dezvoltare mai importantă decât în restul teritoriului (aproximativ 50 m la Toboliu şi Suntandrei), în timp ce grosimea gresiilor care urmează argilelor roşii se reduce la câteva zeci de metri (10 m la Oradea, 45 m la Suntandrei). Spre est, gresiile hettangiene cu intercalaţii de argile caolinoase se efilează până la dispariţie, astfel că pe linia Valea Neagră — valea Boiului — dealul Frunţii (grabenul Remeţi) şi dincolo de ea, depozitele argilo-siltice ale hettangianului bazal, local şi primul nivel de argile refractare (Lorău), sunt direct acoperite de formaţiunea marină transgresivă a sinemurianului inferior. Fig. 30. În cursul sinemurianului inferior are loc o puternică expansiune spre sud a ariei de sedimentare, aceasta acoperind întreg teritoriul unităţii de Vălani şi al pânzei de Finiş. Odată cu sinemurianul superior o nouă schimbare a configuraţiei paleogeografice are loc pe teritoriul autohtonului de Bihor, aria de sedimentare deplasîndu-se spre nord. Astfel, în colţul de nordest al Pădurii Craiului (la nord de Crişul Repede), formaţiunea carbonatată a sinemurianului superiorpliensbachianului, depăşind terenurile sinemurianului inferior, acoperă direct calcarele triasice sau argilele roşii bazale ale hettangianului, în timp ce în partea meridională a autohtonului de Bihor această formaţiune ocupă o suprafaţă mult mai redusă decât cea a hettangianului-sinemurianului inferior, limitată la colţul de nord-vest al platoului Padiş— Scărişoara (Piatra Bulzului — Groapa de la Barsa) (M. Bleahu, 1957). Această mişcare de basculă nu a afectat însă teritoriul unităţii de Vălani şi al pânzei de Finiş, unde aria de răspîndire a calcarelor sinemurianului superior-pliensbachianului se suprapune fidel peste cea a sinemurianului inferior. Aceeaşi configuraţie paleogeografică s-a menţinut probabil în cursul toarcianului şi aalenianului. Pe teritoriul autohtonului de Bihor aria de răspîndire a depozitelor acestor etaje coincide perfect cu cea a calcarelor domeriene. Lipsa unor depozite toarciene şi ăleniene pe teritoriul unităţii de Vălani şi al pânzei de Finiş se datoreşte probabil eroziunii care a urmat oscilaţiilor medio jurasice, iar nu unei regresiuni spre sfârşitul pliensbachianului. În acelaşi sens pledează şi prezenţa unor depozite toarciene pe platforma “meridională” (teritoriul pânzei de Vaşcău).

Bajocianul inferior corespunde unei faze de regresiune. Depozitele carbonate-siltice ale acestui interval sunt restrânse la partea de nord a autohtonului de Bihor (Pădurea Craiului) unde suprafaţa pe care o ocupă, mult mai redusă decât cea a aalenianului, desenează un mic golf deschis spre sud-vest. În ce priveşte evoluţia sedimentaţiei, în cadrul etapei hettangian-bajocian inferior, aceasta cuprinde următoarea succesiune de faze: — faza aportului argilo-hematitic (hettangian bazal); — faza aportului caolinitic pe un fond de sedimentaţie cuarţ-arenitică (hettangian); — faza aportului illitic şi de minerale micacee pe fondul unei sedimentaţii carbonatate fruste în nord, masive în sud (sinemurian inferior); — faza silicolitică-fosfatică-glauconitică, conjugată unei sedimentaţii carbonatate masive (sinemurian superior-pliensbachian); abundenţa silicei (provenind din spongieri), a fosfaţilor şi a glauconitumi caracterizează în special domerianul; — faza fosfatică (toarcian) şi faza fosfato-glauconitică (aalenian), conjugate unei sedimentaţii argile-carbonatate ; — faza ooidelor ferifere, conjugată unei sedimentaţii carbonato-siltice (bajocian inferior). În concepţia expusă de D. Patrulius în această lucrare, abundenţa spongierilor în pliensbachian, a fosfaţilor în tot intervalul domerian-aalenian şi a glauconitului în domerian, local şi în aalenian, indică o sedimentaţie în ape relativ reci. În acelaşi sens pledează lipsa completă a algelor calcaroase, extrema raritate a coralilor compuşi (numai în sinemurianul inferior) şi, în general , prezenţa unei faune de tip celto-suab cu foarte rari imigranţi din provincia mediteraneană, într-adevăr, fauna eojurasică a bazinului Tisei este caracterizată, indiferent de faciesul petrografic (calcare pliensbachiene bioclastice-spongolitice şi fosfato-glauconitice în nord, sau micritice-hematitice de tipul Adneth în sud), prin frecvenţa deosebită a genului Gryphaea şi a belemniţilor şi printr-o asociaţie de brahiopode de tipul Gresten cu o largă participare a spiriferinelor, alături de speciile cele mai răspândite în provincia submediteraneană a genurilor Lobothyris, Cincta, Zeilleria, Cuneirhynchia, Tetrarliynchia, Homeorkynchia. La aceste caracteristici se adaugă extrema raritate a reprezentanţilor superfamiliei Phyllocerataceae până în aalenianul superior. BAJOCIAN MEDIU-CALLOVIAN INFERIOR A doua etapă majoră a evoluţiei paleogeografice şi sedimentare este caracterizată printr-o nouă expansiune a bazinului marin, dar mult mai restrânsă decât în etapa precedentă, limitată probabil la o parte din teritoriul autohtonului de Bihor şi la teritoriul platformei “meridionale”. Această nouă expansiune este progresivă. Ea începe în bajocianul mediu în partea centrală şi de sud-vest a Pădurii Craiului şi atinge marginea de nord a acestui teritoriu în bathonian (Vadu Crişului), iar la sud suprafaţa platoului Padiş —Scărişoara (Piatra Bulzului) — în bajocianul superior sau numai în bathonian (în bathonianul superior în Villany). Etapei bajocian mediu-callovian inferior îi corespunde o sedimentaţie mai ales carbonatată cu slabe aporturi de material detritic terigen la începutul şi la sfârşitul intervalului. O nouă oscilaţie pozitivă întrerupe sedimentaţia după Callovianul inferior. CALLOVIAN MEDIU - TITHONIC - NEOCOMIAN Cea de-a treia etapă majoră în evoluţia teritoriului care cuprinde platforma Bihor, şanţul Codru şi platforma “meridională” începe cu o vastă expansiune a ariei de sedimentaţie care depăşeşte limitele atinse în Binemurian. Această expansiune este şi ea progresivă. Ea debutează în Callovianul mediu în partea de nord a platformei Bihor (Pădurea Craiului; Villany în sudul R. P. Ungară), dar nu atinge şanţul Codrului şi platforma situată la sud de acesta decât în kimmeridgian. În limitele platformei Bihor, pe fondul de sedimentaţie carbonatată masivă a acestei etape, se înscriu trei faze ale evoluţiei sedimentare, şi anume: — faza glauconitică (Callovian mediu şi superior); — faza silicolitică (oxfordian); — faza biolititică-organoclastică-oolitică (tithonic) în partea de nord (Pădurea Craiului) şi de sud (fereastra tectonică Chişcău) a autohtonului de Bihor, respectiv faza oncolitică în partea centrală a acestui teritoriu. Variaţiile de facies în intervalul kimmeridgian-tithonic scot în evidenţă o topografie mult mai variată a bazinului jurasic al Tisei decât în etapele precedente (fig. 30). În acest interval, platforma Bihor este caracterizată printr-o sedimentaţie carbonatată de tip bahamitic, şanţul Codrului printr-o sedimentaţie pelagică, Următă de o sedimentaţie argilo-carbonatată siltică cu caracter ritmic, iar platforma “meridională” printr-o sedimentaţie pelagică Următă de o sedimentaţie recifală. începând din

kimmeridgian, dacă nu chiar din oxfordian, în partea meridională a Pădurii Craiului se desenează un prag latitudinal marcat prin dezvoltarea calcarelor masive, de tipul Farcu, bogate în organisme constructoare. Depresiunile cu nivel scăzut de energie pe care le separă acest prag sunt sediul unei sedimentaţii micritice-peletale (calcarul de Vad în partea de nord a Pădurii Craiului; calcare cu “protoglobigerine” şi Saccocoma, pe teritoriul pânzei de Finiş). În tithonic topografia se modifică prin apariţia unui alt prag, situat mai la sud (calcarele masive din partea meridională a autohtonului de Bihor), şi prin scufundarea şanţului Codru. Construcţia palinspastică conduce la următoarea imagine a configuraţiei bazinului, în ordinea succesiunii elementelor sale morfologice de la nord la sud: — o zonă marginală cu nivel ridicat de energie, caracterizată printr-o sedimentaţie biolititică şi organoclastică, local şi oolitică; — o zonă de lagoon cu nivel relativ scăzut de energie (calcarul oncolitic de Albioara, în partea meridională a Pădurii Craiului), pe amplasamentul vechiului prag marcat de calcarul de Farcu; — o zonă de barieră în partea meridională a autohtonului de Bihor, cu sedimentaţie analogă celei care caracterizează platforma marginală de nord; — o zonă de taluz corespunzătoare unităţii de Vălani cu nivele de sedimentaţie pelagică alternând cu nivele de sedimentaţie organoclastică; — o zonă de adâncime, corespunzătoare şanţului Codru cu sedimentaţie carbonatată, la care se adaugă aporturi ritmice de material terigen (facies de prefliş); — o zonă de platformă carbonatată cu sedimentaţie recifală, corespunzătoare pânzei de Vaşcău. Spre sfîrşitul tithonicului, o mişcare generală de ridicare provoacă emersiunea atât a platformei Bihor, cât şi a platformei “meridionale”, ambele platforme fiind supuse apoi eroziunii carstice. Teritoriul unităţii de Vălani a suferit probabil şi el o emersiune, dar de durată mai scurtă. În ce priveşte şanţul Codrului, acesta a continuat să funcţioneze, cu o rată ridicată de acumulare, cel puţin în intervalul neocomianului inferior. 3. RESURSE MINERALE UTILE În afară de calcare, care constituie rezerve practic inepuizabile de materie prună pentru fabricarea varului şi cimentului, succesiunea depozitelor jurasice din Munţii Apuseni de nord cuprinde pe teritoriul Pădurii Craiului următoarele substanţe minerale utile proprii seriei de Bihor: argile refractare, fosfaţi, depozite oolitice ferifere. Dintre aceste numai argilele refractare constituie acumulări de importanţă industrială. Argilele hettangianului din Pădurea Craiului au făcut obiectul mai multor studii privind atât modul lor de zăcămînt, cât şi compoziţia chimico-mineralogică. Dintre acestea sunt de reţinut în special cele întocmite de D. Patrulius (1952 R), Aura Naghel şi A. Naghel (1963 R) M. Diaconu (1967 R), Maria Mălin şi colab. (1967 R), V. Corvin Papiu şi colab. (1969 R). Un studiu special a avut drept obiect nacritul (V. Ianovici, G. Neacşu, 1968), mineral ce se întâlneşte local în fisurile argilelor refractare. După V. Corvin Papiu şi colab., acumularea în mediu continental a depozitelor hettangiene a avut loc în condiţii lacustre până la palustre, aşa cum ar indica secvenţele ternare: 1) gresii şi microconglomerate cuarţitice (fazalacustră-detritică); 2) argile refractare+argile nerefractare caolinitice (faza lacustră-argiloasă); 3) argile negre cărbunoase (faza palustră). Anumite trăsături sedimentare, ca ravinarea gresiilor din culcuşul argilelor sau prezenţa unor galeţi rotunjiţi de gresii în argile, ca şi prezenţa conglomeratelor arată totuşi ca în controlul sedimentaţiei au intervenit şi curenţi cu forţa apreciabilă de eroziune şi tracţiune, aşa că mediul de acumulare era mai degrabă fluviatil-lacustru, decât pur lacustru. Pe de altă parte, V. Corvin Papiu şi colab, presupun că sedimentară a avut loc întrun mediu acid şi că alcalinizarea ulterioară, datorită aportului de ape bicarbonatate din carstul calcarelor triasice, aşa cum ar mărturisi-o saturarea în calciu a depozitelor argilo-cuarţoase, a contribuit la caolinizarea postdepoziţionala a illitului şi musco-vitului (prin depotasizare). Principalul mineral argilos în depozitele hettangianului îl reprezintă caolinitul care apare în proporţie de 68,27 — 46,52 % în argilele refractare, 55,19 - 46 %, 59,59 - 50,31 % şi 65,45 - 49,04 % în argilele nerefractare, cenuşii, roşii sau respectiv negre (cărbunoase sau piritoase). Pe lângă caolinit, dickitul şi nacritul sunt de ocurenţă excepţională. Conţinutul în illit + muscovit a argilelor refractare reprezintă 1/5 până la 1/3 în raport cu caolinitul. Caracterul refractar nu depinde de proporţia caolinitului, ci de forma acestui mineral (“fireclaycaolinit” sau caolinit dezordonat). În argilele silticenisipoase illitul ajunge în proporţie egală cu caolinitul sau este predominant. Prezenţa montmorillonitului constituie o excepţie. Alte minerale ale argilelor hettangiene sunt: 1) hidrargilitul (mai puţin de 1 %); 2) hematitul, prezent în varietăţile negre (până la 3,5 %), în proporţie de 1 ,88 — 2,30 % în cele mai bune argile refractare şi peste 7 % în varietăţile roşii argilo-nisipoase; 3) goethitul

asociat sau nu hematitului; 4) doritele magneziene care se întâlnesc normal în proporţie până la 4 % (1,85 — 2 % în argilele refractare); 5) leptocloritele în proporţie până la 3,70% în argilele refractare, dar atingând aproape 10 % în anumite argile negre; 5) hidrotroilitul, depăşind uneori 6 % şi asociat cu melanterit ca mineral diagenetic; 7) sideroza (foarte rar, sub 1 %). Cuarţul detritic se găseşte în proporţie de 9 — 18 % în argilele refractare şi de 4 ,75 — 28,57 % în cele caolinoase nerefractare. Acumulările cele mai importante de argile hettangiene cu utilizare industrială se găsesc localizate în partea centrală şi de nord a Pădurii Craiului. În primul rând vin sectoarele: dealul Groşilor, dealul Recea şi Banlaca în împrejurimile Şuncuiuşului, precum şi sectorul dealul Fântânele — Ponoraş (la nord de Damiş); în al doilea rând, sectoarele: Vadu Crişului, dealul Dumbrava—Butan şi Dealul Crucii. Fosfaţii se găsesc diseminaţi în depozitele întregului interval care începe cu domerianul şi se închieie cu bajocianul inferior, fie ca umplutură a cochiliilor de amoniţi, fie sub formă de concreţiuni de tipul coprolitelor în calcarele domerianului superior şi în marnele toarcianului superior-aalenianului inferior, fie în sfârşit ca ooide în calcarele aalenianului superior. Analiza unui calcar al aalenianului superior cu ooide de fosfat arată un conţinut (exprimat ca P 2O5) sub 1 %, dar în nivelele bogate în amoniţi cu umplutură de fosfat proporţia poate depăşi local 10 %. Printre rocile ferifere de tipul minettelor reprezentate în depozitele jurasice ale seriei de Bihor, cele mai caracteristice sunt cele ale bajocianului inferior din sectorul Poniciori, care constituie un strat gros de 80 cm cu un conţinut mediu în fier (exprimat ca Fe2O3) ce nu depăşeşte 20 %. Printre calcarele jurasice reţin în primul rând atenţia, prin puritatea lor, calcarele masive de tipul Cornet sau de tipul Farcu ale jurasicului superior. Aceste tipuri de calcare sunt de obicei lipsite de magneziu sau conţin mai puţin de 1 % dolomit, în schimb conţinutul lor în SiO2 se poate ridica local la mai mult de 1 %. B. Munţii Apuseni de sud (Munţii Metaliferi) La alcătuirea terenurilor jurasice din Munţii Apuseni de sud participă o gamă variată de roci eruptive şi de depozite sedimentare, preponderent carbonatice. Limitele de extensiune ale formaţiunilor jurasice din acest teritoriu sunt, în general, mascate de depozitele transgresive ale cretacicului şi neogenului. Aria lor de răspîndire este limitată (fig. 21), la sud, de cristalinul unităţii supragetice a Carpaţilor Meridionali, contactul fiind, după toate datele, un accident tectonic de primul rang; la nord, cadrul vizibil cel mai apropiat îl constituie soclul cristalin al pânzelor de Biharia. Pe direcţie, se presupune, în special ca urmare a datelor geofizice şi similitudinii unor faciesuri, că formaţiunile jurasice se prelungesc spre sud-vest, fiind în conexiune cu cele din împrejurimile Belgradului (zona Sumadija), dar forajele adânci nu au confirmat încă această presupunere. Rămâne, de asemenea, o problemă deschisă prelungirea în direcţia nord-est a aceloraşi formaţiuni, până la joncţiune cu zona klippelor zise “pienine” din Munţii Lăpuşului. În această privinţă, datele existente pledează, mai degrabă, pentru o închidere tectonică, dacă nu şi paleogeografică, decât pentru o corelare pe sub depozitele neocretacice din Depresiunea Transilvaniei. 1. DATE STRATIGRAFICE În Munţii Metaliferi acumularea depozitelor jurasice a început încă din timpul revărsării magmatitelor bazice, fapt dovedit prin prezenţa unor intercalaţii sporadice de gresii, calcare, şisturi marnoase sau argiloase şi jaspuri cu radiolari (“jaspurile intradiabazice”, V. Corvin-Papiu, 1953) în succesiunea ofiolitelor. Singura indicaţie existentă, până în prezent, cu privire la vârsta acestor roci sedimentare intraofiolitice este oferită de siltitele şi jaspurile din sectorul Ribicioara, roci în care P. Dumitrică a identificat o asociaţie de radiolari, reprezentativă pentru jurasicul mediu (fide S. Bordea, 1972). Pe de altă parte, mai este de adăugat şi faptul că Em. Antonescu a identificat numeroase forme de spori mediojurasici remaniaţi, în depozitele de Wildflysch, de vârstă albiană, din bazinul văii Ampoiului. În aceleaşi depozite de Wildflysch, Fr. Herbich( 1877) semnalează în sectorul Cricău — Tibru blocuri de calcare oolitice, pe care le atribuie callovianului pe baza formelor: Phylloceras Kudernatschi Hauer, P. tortisulcatum d'Orb., Lytoceras adelaides Kud., “Oppelia fusca" Quenst., Peltoceras athleta Phill., „Ancuzoceras" annulatum d'Orb. Jurasicul superior este reprezentat aproape în exclusivitate prin formaţiuni carbonatice. La cunoştinele asupra formaţiunilor neojurasice au contribuit: Fr. Herbich (1878), G. Primics (1896), P. Rozlozsnik (1909), Li. V. Mucke (1915), E. Vadasz (1917), M. Ilie (1936), T. P. Ghiţulescu şi M.

Socolescu (1941), V. Corvin-Papiu (1953), M. Lupu (1964,1966,1972), A. Dusă (1966), M. Bleahu şi colab. (1967), Josefina Bordea şi colab. (1968), S. Bordea şi colab. (1968 b), S. Bordea (1972). Ariile de acumulare ale depozitelor neojurasice corespund cu următoarele unităţi structurale: Bucium, Trascău, Drocea — Criş, Căpâlnaş — Techereu, Badeleu (fig. 31). UNITATEA DE BUCIUM În cuprinsul acestei unităţi rocile ce pot fi atribuite jurasicului terminal apar la zi doar în nucleul unei structuri anticlinale (Valea Lupului) la sud-vest de Buninginea. Ele sunt constituite din micrite, de tipul stratelor cu Aptychus, dispuse în strate de 5 — 10 cm grosime în care S. Bordea (comunicare orală) a identificat rare exemplare de Calpionella alpina Lor. PLANŞA 7-10 UNITATEA DE TRASCĂU Pe teritoriul acestei unităţi, care cuprinde partea de nord-est a Munţilor Metaliferi, depozitele jurasicului superior se dispun transgresiv pe soclul cristalin şi pe ofiolite. Succesiunea neojurasică este reprezentată prin două faciesuri, şi anume: un facies pelagic — stratele cu Aptychus, în centrul bazinului de sedimentare, şi un facies de calcare masive pe flancurile lui (faciesul de Strarnberg) în intervalul tithonicului superior şi probabil al berriasianului. a) Stratele cu Aptychiis (M. Ilie, 1936). În concepţia celui care a utilizat pentru prima dată această denumire, în Munţii Metaliferi, formaţiunea stratelor cu Aptychus are o vârstă neocomiană. Ulterior, M. Lupu (1964), prin identificarea unei asociaţii alcătuită din Crassicolaria intermedia (Durand-Delga) şi Calpionella alpina Lor., ajunge la concluzia că partea inferioară a stratelor cu Aptychus aparţine tithonicului. În sectoarele în care substratul depozitelor neojurasice este constituit din şisturi cristaline, succesiunea stratelor cu Aptychus cuprinde în bază un nivel, de maximum 2 m grosime, de calcare noduloase, violacee, de tip “ammonitico-rosso” în care, în bazinul văii Inzelului şi în alte câteva puncte, M. Lupu (1972) a identificat următoarele specii de amoniţi: Holcophylloceras mediteraneum Neum., Phylloceras tonsanguineum Genim., Ptychophyloceras ptychoicum Quenst., Sowerbyceras tortisulcatum (d'Orb.), Perisphinctes breviceps Quenst., Ochetoceras aff. pallyssianum irregularis Berck. etHolder, Haploceras elimatum (Oppel), Taramelliceras compsum (Oppel), Streblites cf. tenuilobatum (Oppel), Haplcceras sp., Glcchiceras sp. Această asociaţie indică vârsta kimmeridgiantithonic inferioară a nivelului respectiv. La baza calcarelor de tip “ammonitico-rosso” se întâlnesc, pe alocuri, brecii cu galeţi de calcare cristaline, prinse într-o matrice grezo-calcaroasă, feruginoasă. Acolo unde stratele cu Aptychus se dispun pe ofiolite, ca, de pildă, în bazinul văii Uzii sau al văii Şureni, contactul strate cu Aptychusofiolite se face prin intermediul fie al unor strate subţiri de jaspuri şi micrite silicifiate, fie printr-o alternanţă de tufuri bazice şi micrite. În ansamblu, la partea inferioară a stratelor cu Aptychus magmatismul ofiolitic se mai face simţit prin câteva accidente silicioase, dar în special prin prezenţa feldspaţilor de neoformaţiune. Din punctul de vedere al constituţiei litologice, stratele cu Aptychus sunt reprezentate de o succesiune monotonă alcătuită, în principal, din micrite dispuse în strate de 3 — 10 cm grosime, în alternanţă cu marne cenuşiu-verzui, satinate. Vârsta tithonică a părţii inferioare a stratelor cu Aptychus este confirmată (M. Lupu, 1972) de prezenţa unor exemplare de Laevaptychus sp., Lamellaptychus murocosta Trauth, Lamel-laptychus thoro gracilicostatus Trauth, Lamellaptychus theodosia longa Trauth, Lamellaptychus beyrichi moravicus (Blasch.), ca şi prin prezenţa speciei Calpionella alpina Lorenz în asociaţie cu Crassicollaria intermedia (Durand-Delga). Fig. 32. — Calcarele tithonice din Piatra Secuiului (foto M. Bleahu). Topografia variabilă a fundului bazinului de sedimentare în care s-au depus stratele cu Aptychus s-a făcut simţită şi în grosimea foarte diferită pe care o au aceste depozite pe diferite profile, şi anume de la 300 la 10 metri, reprezentînd în ambele cazuri acelaşi interval stratigrafie, adică tithonic-neocamian. Acest fapt defineşte domeniul de sedimentare al stratelor cu Aptychus drept un domeniu neomogen, constituit din mici fose şi riduri. b) Calcarele masive de tip Stramberg. Acest facies se dezvoltă sub forma a două fîşii longitudinale, orientate nord — sud, ca şi stratele cu Aptychus, şi care se dispun la vest şi, respectiv, est de zona ocupată de acestea. Calcarele din fâşia vestică (zona de la sud de Lunca Arieşului) acoperă direct fundamentul de şisturi cristaline. Succesiunea lor comportă, la partea inferioară, calcare alb-roze subnoduloase şi calcare mioritice dispuse în strate de 10 — 15 cm grosime. La partea bazală a calcarelor , Aurelia Bărbulescu şi colab. (1976) semnalează prezenţa oxfordianului prin identificarea în secţiuni subţiri a unor exemplare de Labyrinthina mirabilis Weinsch. Partea inferioară a acestui interval conţine specii

de amoniţi ce permit corelarea cu nivelul de calcare în facies de “ammonitico-rosso”, din baza stratelor cu Aptychus. Calcarele masive, ce succedă calcarelor stratificate, sunt în majoritate sparitice. Partea superioară a succesiunii este alcătuită din intrasparite, intrabiosparite cu Cidaris sp., Diceras sp., Clypeina jurassica Favre şi Trocholina alpina (Leup.). Calcarele de Stramberg din fâşia estică sunt transgresive pe ofiolite peste care se dispun direct cu faciesul lor masiv, dezvoltat probabil începând cu trithonicul mediu. Grosimea calcarelor de Stramberg este de aproximativ 300 m. UNITATEA DE DROCEA – CRIŞ Primul termen al jurasicului superior în unitatea Drocea — Criş este, de cele mai multe ori, reprezentat prin jaspuri, placate pe ofiolite. Aceste jaspuri, denumite de V. Corvin-Papiu (1953) “jaspurile supradiabazice” sau stratele de Şoimuş — Buceava, sunt roci de culoare brună-violacee, dispuse în strate de 8 — 12 cm. Succesiunea lor cuprinde pe alocuri lentile sau strate de oxizi de mangan (vad amorf, mai rar piro-luzit). Asociaţia de radiolari este dominată de spumelarii (Rophalastrum, Cenosphaera, Stylosphaera). Pe profilele din sectorul Lalaşinţ, M. Lupu (1964) constată că jaspurile de la partea superioară a formaţiunii alternează fie cu argilite şi apoi cu calcarenite, fie cu micrite cu Calpionella alpină Lor. Grosimea depozitelor silicolitice-argiliticemicritice este de ordinul a 20 — 30 m. Nucelul unor structuri anticlinale din regiunea Groşi scoate la zi formaţiunea denumită de V. Corvin-Papiu (1953) “seria de Groşi”, reprezentată de o alternanţă de calcare pelitomorfe cenuşualburii, în strate de 5 — 25 cm, cu Calpionella alpină, şi de marnocalcare, marne, gresii cuarţoase şi conglomerate. Este posibil ca cel puţin partea inferioară a acestei formaţiuni să aparţină tithonicului, ca şi calcarele micritice, dispuse în strate de 5 — 20 cm, care, la nord de Hălmagiu, constituie cuvertura ofiolitelor. În sectorul izvoarelor Crişului Alb formaţiunile neojurasice ale unităţii Drocea — Criş se dispun pe calcarele cristaline ale unităţii de Baia de Arieş (valea Mureşului) şi încalecă depozitele senoniene situate mai la nord. Cel mai vechi termen care apare la zi este reprezentat aici de calcarenite şi brecii calcaroase sudate, groase de aproximativ 70 m, cu intercalaţii de şisturi marnoase cenuşiuverzui, satinate şi de calcare micritice, mai frecvente la partea superioară a intervalului. M. Lupu a identificat în calcarenitele de la partea inferioară a succesiunii specia Trocholina elongata (Leup.). Urmează câţiva metri de şisturi marnoase cenuşii, apoi, pe 200 metri grosime, o alternanţă de jaspuri , argilite violacee şi calcare micritice cenuşiu-verzui dispuse în strate de maximum 10 cm grosime. În cuprinsul părţii inferioare a acestei succesiuni apar câteva intercalaţii de cinerite. În această parte a succesiunii din sectorul izvoarelor Crişului Alb, S. Bordea (1972) recunoaşte abundenţa, la anumite nivele, a speciilor Calpionella alpina Lor. şi Crassicollaria sp., asociaţie ce pledează pentru vârsta tithonic superioară. Pe de altă parte, exemplarele de Caliponella elliptica Cadish identificate de acelaşi autor denotă şi prezenta berriasianului inferior. În literatura geologică succesiunea din valea Crişului Alb este cunoscută sub mai multe denumiri. T. P. Ghiţulescu şi M. Socolescu (1941) corelează partea superioară a succesiunii cu stratele de Curechiu. M. Ilie (1953) denumeşte acelaşi segment “faciesul cu radiolari”. M. Lupu şi DenisaLupu (1964) denumesc partea inferioară a succesiunii “complexul calcarenitic”, iar cea superioară drept “complexul silicios violaceu”, atribuindu-le în ansamblu vârsta neocomiană. S. Bordea (1972) utilizează pentru întreaga succesiune denumirea de “formaţiunea de Crişul Alb”, atribuindu-i vârsta tithonic-valanginian. UNITATEA DE CĂPÂLNAŞ-TECHEREU ŞI KLIPPELE DE DECOLARE ASOCIATE Depozitele neojurasice ale unităţii de Căpâlnaş—Techereu apar fie sub forma unor petice izolate stînd pe ofiolite, fie sub formă de klippe de decolare pe teritoriul unităţilor de Feneş (unitate ce se dezvoltă în cretacicul inferior) sau de Drocea—-Criş. În unele cazuri apar în baza succesiunii depozite oxfordiene, reprezentate prin calcare alb-roşcate sau roşii, urmate apoi de calcare masive de tip Stramberg. Prezenţa oxfordianului este atestată de următoarele forme de amoniţi: Properisphinctes, identificat de A. Duşa (1966) la Căprioara, şi Taramelliceras aff. oculatum Bean., Properisphinctes sp. şi Phylloceras sp. identificate de S. Bordea şi colab. (1968) în baza klippei de la Vulcan. De la partea inferioară a calcarelor masive din dealul Rahova au fost citate de T. P. Ghiţulescu şi M. Socolescu (1941) Cladophyllia cf. picteti Etal., Pecten cf. acrorysus Gemm. şi Pecten cf. hinnitiformis Gemm., asociaţie pe baza căreia autorii amintiţi au atribuit nivelul respectiv kimmeridgianului. În mai multe puncte din masa calcarelor masive au fost citate de K. Papp (1913) exemplare de

corali (Isostraea gondarei From., Stybina cf. sulcata From., Thecosmilia dichotoma (Koby), precum şi bivalve, ca Diceras arietinum Lmk., Heterodiceras sp. În aceleaşi calcare, M. Lupu a identificat speciile Clypeina jurassica Favre, Cadosina aff. /usca Wăhner, Trocholina alpina (Leup.), a căror asociaţie indică o vârstă tithonică. Principalele masive de calcare ce stau pe ofiolitele acestei unităţi sunt de la est la vest: Balşa, Rahova, Căprioara—Zam. În ultimul din acestea, investigaţii recente întreprinse de M. Lupu, au pus în evidenţă evoluţia, pe verticală, de la calcare micritice de facies pelagic, spre intra-sparite, intrabiosparite cu structuri ce denotă depunerea în condiţii de shelf. Dintre klippele decolate de pe substratul de ofiolite, şi dispuse azi pe depozite cretacice se numără cele din vârfurile Brădişor, Vulcan, Strâmba, Bulzişorul, Piatra Bulzului. PÂNZA DE BEDELEU Succesiunea jurasicului superior din pânza de Bedeleu comportă doi termeni (M. Lupu, 1972): a) o formaţiune mixtă constituită din ofiolite şi calcare şi b) calcare de Stramberg. a) Formaţiunea de ofiolite şi calcare (kimmeridgian-tithonic mediu), bine deschisă în partea de est a cuhnii Bedeleu — Ciumerna, este constituită din lave şi piroclastite predominant bazaltice în alternanţă cu calcare stratificate, micritice, intrasparitice şi intrabiosparitice cu frecvente accidente silicioase şi feldspaţi de neoformaţie. Microfosilele din aceste calcare sunt reprezentate prin piese de saccocome şi radiolari, la partea inferioară a intervalului, iar în nivelele superioare, de foraminifere (textularii, Triloculina sp., Trocholina alpina Leup.) şi, în special, alge (Sal-pingoporella aff. pygmaea Giimb., Clypeina jurassica Favre, Bacinella irregularis Rad.). Exemplarele de Saccocoma din grupul S. tenella par a pleda pentru prezenţa oxfordianului la partea superioară a succesiunii. Într-unul din ultimele nivele de micrite a fost identificat amonitul Semiformiceras semiforme (Oppel), în acest fel partea superioară a formaţiunii mixte putînd fi considerată ca aparţinînd tithonicului mediu său, respectiv, partea superioară a tithonicului inferior în accepţiunea sub-împărţirii tithonicului în două subdiviziuni. Baza formaţiunii nu este cunoscută, dar, judecind după grosimea succesiunii care apare la zi (peste 800 m), prezenţa kimmeridgianului este certă. De la nord spre sud pe direcţie, se observă dispariţia treptată a calcarelor cu accidente silicioase din cuprinsul ofiolitelor şi concentrarea lor spre partea superioară a formaţiunii. Tranziţia către calcarele de Stramberg se face, în toate cazurile, în mod insensibil. Limita dintre cele două succesiuni a fost trasată convenţional la nivelul la care dispar accidentele silicioase şi feldspaţii de neoformaţiune, elemente care denotă o activitate magmatică, deci caracterul mixt care defineşte formaţiunea. b) Calcarele de Stramberg cuprind, în bază, calcarenite (care la început alternează cu mioriţele formaţiunii mixte), iar în rest calcare sparitice, care alcătuiesc masa principală a succesiunii, groasă de aproape 700 m. Partea superioară a calcarelor de Stremberg comportă calcarenite, micrite, intrasparite şi, în final, brecii sudate cu liant, în parte, ofiolitic. Microfosilele acestor calcare sunt reprezentate de Tintinnopsella carpatica (Murg. et Fii.) şi Calpionellopsis sp. (O. Dragastan, 1967; S. Bordea şi colab., 1968; M. Lupu 1972) — în micrite — şi de Nautiloculina oolithica Mohler, Trocholina alpina (Leup.), Trocholina elongata (Leup.), Cayeuxla moldavica Frollo, Clypeina jurassica Favre — în calcarenite şi brecii. Este posibil ca, în ansamblu, calcarele de Stramberg din pânza de Bedeleu să reprezinte o formaţiune de tip “back reef”. În ce priveşte tintinnidele mai sus menţionate, acestea atestă prezenţa berriasianului la partea superioară a calcarelor de Stramberg. În flişul eocretacic din partea de sud a unităţii de Trascău, şi anume la nord de valea Ampoiului, există câteva petice de calcare de Stramberg a căror apartenenţă la pânza de Bedeleu sau la unitatea de Căpâlnaş — Techereu nu este însă certă. Pe ofiolitele unităţii Căpâlnaş — Techereu se întâlnesc câteva masive de calcare, cum este de exemplu cel de la Hărţăgani — Băiţa, care comportă la partea lui inferioară calcare stratificate cu accidente silicioase, de tipul celor din pânza de Bedeleu. Nu este exclus ca aceste calcare să aparţină şi ele pânzei de Bedeleu şi, în acest caz, suprapunerea lor pe ofiolite ar fi doar aparent normală, după cum nu este exclus ca şi o partea din ofiolitele din culcuş să aparţină aceleiaşi unităţi. 2. EVOLUŢIA PALEOGEOGRAFICĂ ŞI SEDIMENTARĂ Deşi din unele date micropaleontologice şi palinologice rezultă că în Munţii Metaliferi sedimentogeneza s-a manifestat încă din jurasicul mediu, declanşarea propriu-zisă a acestui proces a început abia în oxfor-dian, când, pe o mare parte din ofiolite, s-a dezvoltat o sedimentaţie calcaroasă de tip “haut fond”. În ansamblu însă, formaţiunea calcaroasă neojurasică se dispune pe două substraturi diferite: un prim substrat constituit din soclul cristalin ce caracterizează, după toate probabilităţile,

unitatea de Bucium, şi un al doilea tip, în unitatea Căpîlnaş — Techereu şi Bedeleu, unde formaţiunile neojurasice au un substrat exclusiv ofiolitic. Unităţile de Drocea — Criş şi Trascău, prin caracterul mixt al fundamentului, reprezintă unităţi de tranziţie. Ca în aproape toate regiunile cu dezvoltare a ofiolitelor din domeniul alpin, la limita dintre rocile bazice şi formaţiunile sedimentare apar, şi în Apusenii sudici, jaspuri. În oxfordian-kimmeridgian sedimentarea este redusă, calcarele violacee-nodulare şi subnodulare reprezentînd faciesuri condensate. Deosebit de clar este pus în evidenţă acest facies prin calcarele de tip “ammonitico-rosso”, din partea de nord a unităţii de Trascău. În tithonicul inferior se diferenţiază cele două faciesuri majore ce caracterizează formaţiunea calcaroasă la nivelul jurasicului terminal în Apusenii de sud, faciesul calcaros masiv — tip calcare de Stramberg şi cel pelagic — tip strate cu Aptychus. Calcarele de Stramberg reprezintă o sedimentare de tip shelf care, pe alocuri, denotă o subsidenţă pronunţată, mărturie fiind grosimile mari, de obicei în jurul a 300 m. Gradul pronunţat de recristalizare a calcarelor nu permite o recunoaştere a structurii lor iniţiale, în vederea unei determinări precise a mediului de depunere. După datele existente, majoritatea acestor calcare reprezintă o sedimentare de tip “shelf edge” la partea lor inferioară şi medie, de unde sunt de obicei cunoscute exemplare de bivalve şi gasteropode, şi care spre partea superioară trece la o sedimentare mai apropiată de faciesul coralgal care denotă o zonă mai apropiată de ţărm. Deosebit de bine apare această evoluţie a sedimentării în domeniul pânzei de Bedeleu, unde sedimentarea mixtă ofiolitic-calcaroasă a tithonicului inferior şi în parte a celui mediu, în care calcarele sunt pelagice, trece însă din cuprinsul formaţiunii mixte la intrasparite şi biosparite bogate în foraminifere şi în alge. Calcarele de Stramberg, care le urmează, au la partea superioară faciesuri coralgale, din care atrag atenţia algele dasicladacee, care denotă un mediu de sedimentare puţin adânc. Acest caracter remarcat şi în alte zone de apariţie ale calcarelor de Stramberg din Munţii Metaliferi pledează pentru existenţa la partea terminală a succesiunii a unui mediu de depunere intertidal, deci foarte apropiat de ţărm. Din păcate, calcarele de Stramberg nu ocupă suprafeţe suficient de mari pentru a permite o reconstrucţie paleogeografică mai completă din care să rezulte modul în care au evoluat contururile bazinelor de sedimentare. Singura fosă bine conturată, la nivelul jurasicului terminal, este fosa Trascău, în care s-a putut pune în evidenţă existenţa faciesului de calcare masive pe flancuri şi a stratelor cu Aptychus în interior. Reiese de asemenea destul de clar faptul că domeniul de sedimentare al calcarelor masive din unităţile de Căpâlnaş—Techereu şi de Bedeleu, superioare unităţii de Trascău, îl constituia un “haut fond” de ofiolite, în timp ce în unităţile cu fundament de şisturi cristaline sedimentarea îmbracă un caracter pelagic. O situaţie deosebită o are unitatea de Drocea — Criş, în care natura fundamentului seriei neojurasice este în orice caz ofiolitică, în flancul de sud-est, dar constituită probabil din şisturi cristaline în nord-vest. Sedimentarea îmbracă în jurasicul terminalun caracter pelagic, care trece foarte repede la un fliş calcaros. Deocamdată nu se poate preciza dacă limita dintre faciesul pelagic şi cel de fliş corespunde limitei jurasic-cretacic. Tendinţa de ridicare a masei de ofiolite care suportă calcare de Stramberg se accentuează la sfârşitul tithonicului, în unele cazuri în berria-sian, şi asigură exondarea, care corespunde fazei neochimerice. Un conţinut similar îl au argilele intercalate la partea superioară a ofiolitelor, unde concentraţia de 10 % Fe2O3 şi 12 % Al2O3 nu poate fi considerată ca interesantă din punctul de vedere al unei exploatări la scară industrială. Sunt cunoscute, de asemenea, concentraţii de Mn, dar acestea au fost analizate în capitolul privind resursele minerale legate de magmatitele bazice. Calcarele de Stramberg oferă rezerve practic inepuizabile de materie primă necesară fabricării varului şi cimentului. Un număr mare de masive de calcare din partea centrală a Munţilor Metaliferi sunt dealtfel utilizate la scară locală. Cariera de la Sănduleşti — Turda şi în ultima vreme şi aceea de la Poiana Aiudului, ambele plasate pe calcarele de Stramberg din flancul de est al unităţii de Trascău, constituie exploatări mari, la scară industrială, din care prima se numără printre marile cariere de calcar în ţară. 3. RESURSE MINERALE UTILE Cu formaţiunile sedimentare neojurasice sunt asociate, genetic, puţine acumulări de substanţe minerale utile, de natură să suscite interes economic. În ce priveşte jaspurile inter- şi supradiabazice din Munţii Drocea a existat preocuparea (V. CorvinPapiu, 1953) de a stabili conţinutul în Fe 2O3 şi Al2O3, dar determinările au pus în evidenţă procente

reduse: 2,5 – 6 % şi, respectiv, 2 – 6 %. Un conţinut similar îl au argilele intercalate la partea superioară a ofiolitelor, unde concentraţia de 10 % Fe2O3 şi 12 % Al2O3 nu poate fi considerată ca interesantă din puctul de vedere al unei exploatări la scară industrială. Sunt cunoscute, de asemenea, concentraţii de Mn, dar acestea au fost analizate în capitolul privind resursele minerale legate de magmatitele bazice. Calcarele de Stramberg oferă rezerve practic inepuizabile de materie primă necesară fabricării varului şi cimentului. Un număr mare de masive de calcare din partea centrală a Munţilor Metaliferi sunt dealtfel utilizate la scară locală. Cariera de la Sănduleşti – Turda şi în ultima vremea cea de la Poiana Aiudului, ambele plasate pe calcarele de Stramberg din flancul de est al unităţii de Trascău, constituie exploatări mari, la scară industrială, din care prima se numără printre marile cariere de calcar din ţară.

VI. MAGMATISMUL OFIOLITIC ALPIN (JURASIC – CRETACIC INFERIOR) Magmatismul iniţial alpin, cu caracter simatic, se manifestă încă de la începutul formării zonei mobile din partea de sud a Munţilor Apuseni (fig. 32), cunoscută în literatura mai veche fie ca “Geosynklinale des Siebenburgischen Erzgebirges” (L. Loczy, jun. 1918). fie ca “Maros Geosynklinale” (H. Stille, 1953). Această zonă, situată în partea nordică cu fundament sialic a Mării Tethys, se întindea din Munţii Apuseni şi până în zona Vardarului. Magmatismul iniţial se desfăşoară în trei etape (D. Giuşcă, G. Cioflică, H. Savu, 1963; V. Ianovici şi colab., 1969), caracterizate fiecare prin modul de manifestare a magmatismului, chimismul şi sensul diferenţierii magmelor, precum şi prin metalogeneza asociată. 1. ETAPELE DE EVOLUŢIE ALE MAGMATISMULUI OFIOLITIC ALPIN ETAPA ÎNTÂI DE EVOLUŢIE A MAGMATISMULUI INIŢIAL Prima etapă a magmatismului iniţial începe probabil la sfârşitul triasicului sau începutul jurasicului şi durează până la primele mişcări chimmerice noi, probabil mişcările agassis, respectiv până aproximativ la nivelul oxfordianului, când în geosinclinal încep să se depună şi primele depozite calcaroase mai importante (fig. 33). Activitatea magmatică s-a manifestat în general submarin, în lungul unor fracturi profunde, orientate paralel cu axul zonei mobile, dînd naştere unui complex bazaltic gros de aproximativ 3 000 m. Acest complex este alcătuit din roci cu caracteristici petrografice şi petrochimice asemănătoare în toate regiunile în care acestea apar, cum ar fi Munţii Drocea, partea de est a Munţilor Metaliferi şi regiunea de la sud de Lipova. Activitatea magmatică are în această etapă un caracter predominant efuziv şi se manifestă prin importante curgeri de lave submarine, adesea în facies de pillow lava. Acestea sunt constituite din bazalte, bazalte amigdaloide, variolite şi anamesite, în care se intercalează uneori nivele subţiri de piroclastite şi sticle tachilitice, asociate rar cu radiolarite şi argilite roşii. O caracteristică importantă a activităţii magmatismului iniţial în această etapă este imprimată de activitatea intruzivă concomitentă cu cea efuzivă, ceea ce conduce la formarea unor corpuri bazice şi ultrabazice, care se prezintă ca pînze intruzive, dyke-uri şi corpuri compuse, în general de dimensiuni reduse (0,5 — 4,0 km lungime), formate în cea mai mare parte din gabbrouri. În Munţii Drocea, mai ales, sunt puse în loc filoane şi corpuri intruzive, cum sunt cele de peridotite de la Roşia Nouă şi cele de gabbrouri de la Căzăneşti — Ciungani, Almaş — Sălişte, Almăşel, Cuiaş şi Juliţa. Este probabil că astfel de corpuri se găsesc şi în curgerile de lave acoperite de formaţiuni sedimentare mai noi din munţii Metaliferi şi Trascău, mai ales că indicaţii de această natură au fost furnizate de forajele din bazinul văii Techereu şi de lucrările lui I. Berbeleac (1975). Cu corpurile intruzive se asociază uneori şi diferenţiate mai acide, cu caracter pegmatoid (Almăşel, Juliţa), care la Baia şi Dumbrăviţa apar şi sub formă de filoane independente. Fig. 32. — Distribuţia ofiolitelor alpine în cuprinsul zonei Mureşului (după H. Savu). 1. Formaţiuni sedimentare mezozoice; 2. ofiolite din etapele de erupţie a doua şi a treia, asociate cu roci sedimentare; 3. ofiolite din prima etapă de erupţie; 4, fundament cristalin. Fig. 33. — Coloana litostratigrafică a ofiolitelor şi formaţiunilor sedimentare mezozoice din Munţii Apuseni (după G. CiofIică şi colab., 1973). Corpurile de roci ultrabazice (H. Savu, 1962 a) se caracterizează prin structura lor stratificată, fiind constituite din orizonturi şi nivele de peridotite, melagabbrouri, gabbrouri şi dolerite cu olivină, uneori şi roci cu caracter picritic. Compoziţia medie a rocilor indică la origine o magmă melagabbroică, ce s-a diferenţiat prin cristalizare fracţionată. Corpurile de gabbrouri se caracterizează şi ele printr-o structură stratificată (fig. 34), determinată de procesul de diferenţiere in situ. Un exemplu caracteristic îl formează pânza intruzivă de la Căzăneşti — Ciungani (G. Cioflică, 1962), în care se disting un orizont superior constituit din gabbrouri cu diopsid şi cu benzi de leucogabbrouri şi anortozite, un orizont median format din gabbrouri cu titanomagnetit vanadifer şi gabbrouri cu olivină sau cu piroxeni şi un orizont inferior doleritic (fig. 34 a). Unele corpuri, cum este dyke-ul dela Almaş — Sălişte (G. Cioflică, H. Savu, 1962), se caracterizează printr-o structură particulară, în care apar fenomene de stratificaţie ritmică. În cadrul corpului s-a separat în partea superioară o zonă mai omogenă, formată din gabbrouri cu diopsid cu benzi anortozitice, iar la partea inferioară o zonă cu stratificaţie ritmică alcătuită din trei nivele cu roci diferite (fig. 34 b). În constituţia acestor nivele participă gabbrouri cu olivină, gabbrouri cu magnetit,

gabbrouri cuarţifere, hiperite şi dolerite. Corpurile de gabbrouri compuse, cum este cel de la Almăşel (fig. 34 c) (H. Savu, 1962 a), au rezultat din veniri succesive de magme din care s-au format hiperite, gabbrouri cu olivină, gabbrouri şi microgabbrouri cu diopsid, gabbrouri pegmatoide, gabbrouri, diorite cuarţifere şi micro-pegmatite (granofire). Corpul de la Cuiaş — Toc (fig. 34 d) constă din gabbrouri cu diopsid şi gabbrouri cu olivină. În regiunea Dumbrăviţa — Baia predomină forma filoniană de gabbrouri sau cea de mici corpuri intruse în masa bazaltelor. ETAPA A DOUA DE EVOLUŢIE A MAGMATISMULUI INIŢIAL Intervenţia mişcărilor chimmerice noi modifică sensibil sub toate aspectele linia de evoluţie a magmatismului iniţial. Produsele magmatice din această etapă se caracterizează printr-o compoziţie chimică foarte variată şi sunt reprezentate mai ales prin piroclastite — asociate rar cu lave — produse de o activitate vulcanică intermitentă care s-a manifestat din jurasicul superior şi până în neocomian. Aceste produse conturează unele aparate vulcanice de tip central cu activitate mixtă, instalate mai ales pe rama de nord şi cea de sud a zonei mobile, respectiv în lungul celor două fose secundare , formate pe marginile albiei geosinclinale în urma mişcărilor chimmerice noi, în care are loc şi o intensă sedimentare a flişului cretacic inferior (H. Savu, 1962 c). Rocile piroclastice se intercalează în depozitele calcaroase ale jurasicului superior şi în cele ale flişului neocomian, iar pe conurile submarine ale stratovulcanilor rezultaţi din această activitate se instalează uneori recifi portlandieni sau neocomieni. Printre aparatele vulcanice cele mai reprezentative din Munţii Drocea menţionăm pe cele de la Troaş, Pârneşti şi Laleşinţ pe rama nordică a zonei mobile şi structurile vulcanice din regiunea Căprioara, Ilteu, Zam, Tămăşeşti şi Vorţa pe cea sudică (G. Cioflică, 1961). În Munţii Trascău se individualizează două zone cu asemenea produse vulcanice, una situată în lungul crestei Bedeleu — Remeţi şi alta între văile Ampoiu şi Arieş. Produsele vulcanice generate de activitatea vulcanică din această j etapă sunt reprezentate prin bazalte, andezite şi mai rar limburgite, oli-gofire, albitofire, ortofire, trachiandezite, dacite şi riolite, precum şi unele corespondente hipoabisice ale unora din aceste roci, ca porfire granodioritice şi granitice. Fig. 34. ETAPA A TREIA DE EVOLUŢIE A MAGMATISMULUI INIŢIAL Activitatea magmatismumi iniţial se încheie în partea de vest a Apusenilor de sud (Munţii Drocea) cu cea de-a doua etapă, către sfârşitul neocomianului, în timp ce în extremitatea estică ea continuă încă şi în timpul barremian-apţianului (M. Borcoş şi colab., 1965). Activitatea vulcanică reîncepe cu magme bazice (bazalte şi spilite), a căror apariţie se explică prin reinstalarea unui regim de fosă adîncă cu sedimentare subsidenţă în partea sud-estică a zonei geosinclinale, în condiţii diferite însă de cele din etapele anterioare. În aceste condiţii au fost puse în loc o serie de filoane, concomitent cu erupţii de brecii vulcanice sau curgeri de bazalte şi spilite, adesea cu structură amigdaloidă, intercalate în depozitele sedimentare sincrone, cu care sunt cutate împreună. 2. PETROCHIMIA ROCILOR OFIOLITICE Chimismul rocilor bazice stabilit pe baza unui număr de 87 de analize de roci proaspete evidenţiază clar caracterul de magmatite iniţiale al rocilor din Munţii Apuseni de sud (tabelele nr. 18 şi 19). Rocile bazice din prima etapă a magmatismului iniţial corespund la următoarele tipuri de magmă: hornblenditică, hornblendit-peridotitică, fin-gabbroidă, piroxen-gabbroidă, achnahaitică, anortozitică, piroxen-hornblenditică, gabbroidă, ossipitică, normal-gabbroidă, belugitică, hawaitică, miharaitică şi normal-dioritică. Aceste tipuri de magmă se încadrează în grupa magmelor calco-alcaline, şi anume la magmele bazice şi ultrabazice, diferenţiate caracteristice ale magmelor tholeiitice subcrustale. Diferenţierea magmei tholeiitice iniţiale, care a condus la separarea acestor variate tipuri magmatice, a urmărit linia de evoluţie normală a unei magme bazaltice, al cărui punct de izofalie este situat în jurul valorii si = 140 (V. Ianovici şi colab., 1969). Tabelul nr. 18[..] Tabelul nr. 19[..] Chimismul rocilor bazice din zona Mureşului este foarte asemănător cu cel al ofiolitelor din alte regiuni alpine, fapt care rezultă clar din diagramele din figurile 35 şi 36, în care câmpul de proiecţie al ofiolitelor din Munţii Apuseni (PFM) se suprapune peste câmpul celor din Alpi. Ca şi în cazul acestora din urmă, diferenţiatele peridoitice prezintă tendinţa de a se deplasa spre colţul rocilor ultrabazice. Ţinând seama de compoziţia rocilor formate în stadiul iniţial al geosinclinalulil, în condiţii

similare sau apropiate de cele în care au luat naştere rocile bazice din Alpi, s-a arătat (H Savu, 1962 b) că şi magmatitele iniţiale din Munţii Apuseni se impun a fi considerate ofiolite în sensul subliniat de H. Stille (1940). În etapa a doua, chimismul ofiolitelor păstrează în general (caracterul simatic din prima etapă, dar se modifică în timpul desfăşurării sale (tabelele nr. 20 şi 21), diferenţierea urmărind două linii principale, una calco-alcalină şi alta alcalină (H. Savu, 1962 c). Această diferenţiere a condus la separarea următoarelor tipuri de magmă: theralitică, melteigitică, normal-gabbroidă-noritică, gabbrodioritică, leucogabbroidă, dioritică, gabbrodioritică, normal-dioritică, dioritică, yogoit-monzonitică, cuarţ-dioritică, diorit-tonalitică, granodioritică, cuarţ-sienitică-sodică, grano-sienitică, leucogranitică şi aplit-granitică. Valoarea indicelui Peacock al rocilor variază între 56 şi 61, iar punctul de izofalie se află la si = 200, ceea ce arată că aceste magme prezintă deosebiri sensibile faţă de caracterele petrochimice ale magmelor din prima etapă de evoluţie. Această concluzie rezultă şi din diagramele din figurile 37 şi 38 în care rocile din această etapă se proiectează într-un câmp diferit de cel al ofiolitelor din prima etapă. Se remarcă astfel tendinţa de deplasare a unor termeni melanocraţi spre domeniul rocilor alcaline bazice, iar a celor alcalini şi acizi spre domeniul rocilor cu cuarţ, explicând astfel şi caracterul lor de roci leucocrate. În decursul celei de a treia etape de evoluţie a magmatismului iniţial, chimismul magmelor, dedus este drept dintr-un număr restrâns de analize, caracterizează în întregime magmele bazice, care corespund tipurilor gabbroid şi piroxen-gabbroid (tabelul nr. 22). Caracterul principal al acestor roci este imprimat de conţinutul mai ridicat de Na 2O (până la 4,10 %), care scoate în evidenţă particularităţile acestor roci cu albit, 3. GEOCHIMIA ROCILOR OFIOLITICE Distribuţia elementelor minore în rocile ofiolitice efuzive sau intruzive urmăreşte sensul diferenţierii magmei tholeiitice primare. Astfel, în corpurile de roci ultrabazice de la Roşia Nouă conţinuturile de Ni, Co şi Cr (tabelul nr. 23) scad treptat de la peridotite spre gabbrourile cu olivină, menţinându-se însă la valori în general mai ridicate decât acelea determinate în rocile bazice (H. Savu şi colab., 1970). La corpurile de gabbrouri stratificate, diferenţiate în situ, sau la cele compuse, rezultate dintr-o succesiune de veniri de magme din ce în ce mai acide, cum este cel de la Almăşel, se constată o variaţie continuă a conţinutului de elemente minore (V, Ni, Co, Cr, Zr, Be, Ba, Sr, Li) paralel cu procesul de diferenţiere. Efectul geochimic al diferenţierii in situ cel mai caracteristic apare în momentul formării gabbrourilor cu titanomagnetit, în care, pe lângă Fe şi Ti, se mai concentrează V şi Mn. Din contră, Sr şi Ba, elemente legate geochimic de Că, Na şi K, sunt deficitare în aceste roci (H. Savu, Constanţa Udrescu, 1967). S-a remarcat de asemenea faptul că rocile ofiolitice din prima etapă de evoluţie a magmatismului iniţial sunt în general mai bogate în V, Ni, Co şi Cr decât produsele din etapele următoare. Tabelul nr. 20 Limitele de variaţie ale oxizilor din ofiolitele din a doua etapă de evoluţie a magmatismului inţial Limbur gite SiO2 40,63 Al2O3 13,48 Fe2O3 4,15 FeO 6,17 MgO 6,68 CaO 5,52 Na2O 10,48 K2O 0,29 TiO2 0,82 MnO 0,07 P2O5 0,16 C 0,16

Bazalte

Spilite

43,32-53,58 53,45-60,33 13,73-17,41 12,65-18,11 4,87- 6,29 1,09- 5,93 1,42- 4,24 3,08- 6,03 6,22-13,14 3,08- 6,36 6,27- 8,30 5,58- 6,26 1,50- 2,96 3,17- 3,53 0,50- 2,17 1,42-1,54 0,30- 0,86 0,73- 0,88 0,06- 0,20 urme —0,09 0,05- 0,24 0,16- 0,20 urme — 0,08 urme

CO2

-

0,88- 1,21

urme — 0,70

H2O+ H2O-

6,14 5,11

4,15- 5,72 3,21- 3,77

2,56- 5,00 urme — 0,29

Andezite Trahiand ezit 52,51-67,40 55,60 14,11-19,85 15,86 2,00- 6,80 3,32 0,52- 4,00 4,62 0,98- 5,15 4,30 1,54- 8,51 4,20 1,58- 4,25 4,40 0,32- 2,86 2,30 0,10- 1,40 1,00 0,03- 0,16 0,18 0,04- 0,44 0,01 Urme — 0,1.3 Urme — 0,67 1,45 0,27- 3,25 2,20 urme — 0,50 2,98

Oligofire

Ortofire

56,17-62,10 64,21-66,26 13,01-17,88 15,95-17,04 1,70- 2,13 1,93- 3,66 1,60- 3,54 0,58- 1,61 2,00- 3,06 1,26- 1,80 1,18- 6,00 2,00- 2,42 5,69- 6,34 3,93- 6,32 0,96- 2,72 1,70- 5,41 0,50- 2,18 0,09- 0,78 0,03- 0,10 0,09- 0,13 0,04- 1,01 0,05- 0,28 0,19- 0,20 urme

Dacite

Riolite

61,56-70,87 14,14-19,15 1,51- 1,76 2,13- 2,55 1,54- 3,00 0,46- 4,15 2,73- 4,47 2,35- 6,22 0,18- 0,53 0,02- 0,16 0,03- 0,16 Urme

73,27-79,73 11,29-12,18 0,06- 1,42 0,49— 0,63 0,16- 0,54 0,19- 0,99 2,26- 4,32 2,24- 5,49 urme— 0,08 0,02- 0,07 0,01- 0,06 urme

urme — 1,68 urme — 0,39 Urme — 0,47

urme — 0,66

1,50- 2,00 urme— 0,57

0,42- 0,71 urme — 0,40

0,60- 2,35 0,07- 0,74

1,22- 1,42 urme

Tabelul nr. 21 Limitele de variaţie ale parmetrilor Niglli al rocilor ofiolitice din a doua, etapă de evoluţie a magmatismului iniţial [..] Tabelul nr. 22 Limitele de variaţie ale oxizilor şi parametrilor Niglli al rocilor spilltice din etapa a treia Oxizi SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 MnO P2O6 CO2 H2O+

48,10-51,44 18,84-21, 42 1,92- 4,27 4,02- 5,74 3,40- 7,24 7,52-11,06 3,51- 4,10 1,25- 1,75 urme — 1,1 1 urme — 0,80 urme — 0,20 urme — 0,48 2,08- 3,18

Qz si al fm c alk k mg Q L M TC Y

Parametri 0,40- 32,3 111,2 -142, 0 20,2 - 34,9 32,3 - 41,6 21,3 - 27,3 10,6 - 11,5 0,16- 0, 28 0,43- 0,61 24,6 - 36,8 38,6 - 45,3 17,9 - 36,8 0,29- 0,51 0 — 0,30

Tabelul nr. 23 Limitele de variaţie ale conţinutului elementelor minore (ppm) din rocile ofiolitice din prima etapă de evoluţie a magmatismului iniţial Elem. Ni Co Cr V Ba Sr Li Cu Pb Ga Zr

Bazalte 12- 60 23- 40