I.Balintoni (1997)-Geotectonica terenurilor metamorfice din Romania.pdf

Ioan Balintoni

GEOTECTONICA TERENURILOR A

METAMORFICE DIN ROMANIA

Editura Carpatica Cluj-Napoca,1997

Geotectonica terenurilor metamorfice din România

1

. ·CUPRINS Divizarea şi etapizarea geotectonicA a teritoriului Romaniei pentru orogeneza alpină, prin prisma nomenclaturii şi conceptelor tectonicii plăcilor......................... 1. Introducere .................................................................................................... ........... :.. 2. Plăci litosferice precolizionale ....................................................................... :........... 3. CIJlsta continentală a pU\cilor ..................................................................................... a. Consideraţii teoretice .................. ..................................... ... .. ... ..................... b. Descrierea cratonilor ........................·........................... :................................. 4. Comentarii privind extinderea plAcilor ..... .............................. ....... ............................. a. Placa Preapuliană ............................. ;......:............................................... ...... b. Placa Geticlt ................................................................... ;.......:....................... c. Placa Euxinică ......................................................... ........... :............... ... .. ..... 5. Orogene sau centuri mobile........................................................................................ a. Criterii de divizare a orogenelor alpine din România .... :............................. b. Divizarea spaţiali a orogenului carpatic .. ............................ .... .. .... ............... c. Orogenul norddobrogean .............. ........ ... ....... ........................ ... ..... ............... 6. Modificarea configuraţiei cratonilor pe parcursul orogenezei alpine şi clasificarea temporală a unităţilor tectonice alpine ......................... .......................... Configuraţia neocimmerică ............................:..... ................... ............... .... .. .. b. Conf,iguraţia austrică ... ................... ............. ...... .. ..... .. ... .................... ... .. .. .... .. c. Configuraţia pregosau ................................................................. ,................. d~ Configuraţia laramicll ............................ ~............ ..... ..... ........................ .... .... e. Configuraţia intraburdegalianll ........................... ............................. ............. f. Configuraţia intrabadeniană .............................. :.......................... ................. g. Configuraţia sarmaţiană ................................................................................ 7. Relictele cratonice Bihorean şi Transilvan ................................................................ 8. Semnificaţia noţiunilor de intern şi extern ......................................................... ,....... 9. Problema forlandului· ............................................................................... ~.................. 10. Polaritate orogenică şi migrare de ax orogen ............................................................. 11. Centuri mobile pericratonice, intercratonice şi intracratonice ...........,. ....... ;...............

a.

5 5 6 7 7 7 8 8 9 9 9 9 1O 1O 11 11 11 12 12 12 12 12 12 13 13 13 14

Aprecierea genezei metamorfitelor ~rin intermediul relaţiei litologiilor cara~ter.istice cu contexte bazinale sau settinguri geotectonice premetamorfice determinate ... ... ..... ........ ............ ............ ............ .................... ... ... ......................... ...... .. ....

15

1. Originea secvenţelor premetamorfice ................................................ ......................

15

1. 2. 3. 4.

5. 6. 7. 8.

Bazinele de rift continental ...................... ............................ ...... ................... Bazinele de margine continentalA pasiv!...................................................... Bazinele intracratonice asociate cu megarifting ........................... ,............... Bazine de flexare continentale sau intracratonice ........... ............................. Fosele de mare adâncime de la contactele convergente ............................... Bazine prearc ......................................................................... ;.... :.... ,............. Bazine backarc .................. ;........................................................................... Bazine remanente şi de forland ........................ ~ ........ ,....................·;;............

15 16 17 17 · 17 19 19 20

II

Ioan Balintoni

9. Sedimente arhaice ...................•... ;................................................................ 21 10. Sedimente proterozoice .............. :....................................... .'........................ 21 11. Evoluţia bazinelor de la 2000 la 1500 Ma .... .................. .... ...... .................. . 22 12. Tendinţe geochimice in evoluţia crustei ..................................................... 22 13. Evoluţia organicA a piimântului ..... :................................. :.......................... 23 14. Depozite metalice glizduite de sedimente ................................................... 23 II. Metamorfismul şi polimetamorfismul .................................................................. : 24 III. Descrierea şi clasificarea metamorfitelor ............................................................. 25 Carpaţii

Orientali .... :.....................................................................................................

27

1. Structura ....................................: ......... :........... ............ ... ................... ...... .... ............. 1. Considerente istorice .. ....................... .................. .. ..... .. ... . .... .. .. .. .. ... .... ...... . .. 2. Prezentarea şi descrierea Getidelor estice ................ .... .. ............. ................. a. Pânza bucovinicli .... .. .. ... .... ........... .... ..................... ........ .... ..... ... .. .. b. Argumente in favoarea alohtoniei wildflyschului .............. .... ....... c. Pânza subbucovinicli .................................................................... ;. d. Unităţile tectonice infrabucovinice .............................. .... ... ... ..... .. 3. Unitiiţile tectonice varistice .......................................-.................................. a. Succesiunea unitiiţilor tectonice varistice in soclurile celor alpine ................................................................. b. Unitatea de Rodna .......... :·..............-................................................. c. Extinderea pânze lor de şariaj varistice .. .................................. ...... II. Litostratigrafia metamorfitelor din unităţile tectonice varistice ................... .... 1. Descrierea secvenţelor metamorfice ........................................... ........... .... .. ' · 2. Alte secvenţe cristaline considerate varistice .... ................. ............... ...... .... III. Localizarea suturii varistice .............. :................................................................... IV. Comentariu asupra metamorfismului varistic ..................................................... V. Problema pânzelor intracutanate ........................................................................... VI. Relaţiile dintre litogrupuri in funcţie de geneza lor ...........................................

27 27 29 30 31 32 33 34

Carpaţii Meridionali .................................. ~...... .. ..........................................................

49

34 35 35 35 36 44 45 46 46 47

1. Aspecte generale ................................................................................................ ;.... 49 'II. Considerente istorice ......................... :...................................... ,............................ 49 III. Descrierea Getidelor sudice ............... ................. ......... ... .. .. ...................... ... ....... .. 50 l.Getidele austrice din componenţa Getidei laramice de Timiş-Boia ............. 50 a. Zona cristalino-mezozoică de la est de Olt ...................... ............. 50 b. Masivul Poiana Ruscli ........... ........ ..................... ......... .................. . 53 2.Getidele austrice din componenţa Getidei laramice de Lotru-Bistra ..........-. · 54 a. Cuvertura sedimentarii a pânzei getice de Lotru-Bistra ................ 54 b. Getidele supragetice din zona Oltului ........................................... 55 c. Getidele supragetice din nordul munţilor Sebeş ... ........................ . 55 d. Getidele supragetice de Ia est de zona sedimentarli Rusca Montană ....................... ... ........ ....................... 55 e. Getidele supragetice de la vest de zona sedimentarli Rusca Montană......................................................... 55

Geotectonica terenurilor metamorfice din România

f. Getidele supragetice din Banatul de vest··~····································· g. Relaţiile dintre Getidele supragetice de la vest şi est de zona sedimentară Rusca Montană .. . .. ............................ ....... h. Faciesurile cuverturilor sedimentare precolizionale şi forfecările austric ................................................... :................. ...... i. Pânza infragetică de Borăscu-Iloviţa .............................................. · 3. Vârsta Getidei laramice de Timiş-Boia .. ;........................... ;,........................ 4. Vârsta Getidei laramice de Lotru..;.Bistra .............~ .............. ;................ ;......... 5. Rolul tectogenezei mediteraneene în Carpaţii Meridionali .......................... · 6. Constituţia soclurilor Getidelor sudice .................................. ....................... a. Generalitlţi .:............................_......................................................... b. Secvenţele metamorfice precambriene ............... ... .. ....................... c~ Secvenţele metamorfice paleozoice . .. ................................. ............ 7. Sutura varistică. ............................................................................................. a. Unităţile tectonice varistice ................ ................. ... .. ........ ... .. .......... b. Traseul suturii varistice .................................................................. c. Metamortismul varistic ......................... ... .. ... ..... ................. ............ . IV. Severinidele . ................... ... ................ ............ ................................... ........................ ,V. Euxioidele danubiene ............................... ~ ......... ,...................................................... 1. Cuverturile alpi ne ale Euxinidelor danubiene .. ,... ..... ... ................................ 2. Comentariu asupra cuverturilor alpine ........ :................................................ ,3. Soclurile Euxinidelor danubiene .................................................................... a. Compoziţie .·............................ ;........ :............................... ................ ·. b.Unităţi tectonice varistice ........... -, ..... ,.. ,......................................... c. Co~plexul ofiolitic Tişoviţa -Iuji ................................ ,.................. d. Secvenţele metamorfice proterozoice ......... ,.................................. e. Secvenţele metamorfice varistic~ ....... ~ ............... :....................... :... Munţii

Apuseni ............................................................................................................. .

I. Considerente generale .............................................................................................. . II. Transilvanidele ........................................................................................................ . 1. Clasificarea Transilvanidelor ............................... ~ ...................................... .. a. Transilvanidele austrice ... :.................. ~ ................................. :......... · b. Transilvanide laramice .................................................................. . III. Apusenidele ......................................................... ,................................. , .................... . · 1. Unitatea de Bihor şi sistemul pânze lor de Codru ....................................... .. a. Cuverturile .............................................. ,.......................................... . b. Soclurile ........................................................................................ .. 2. Sistemul pânzelor de Biharia ..... :..._.................... ,.......... :............................. .. a. Cuverturile pânzelor sistemului de Biharia .................................. .. b. Soei urile pânze lor sistemuJui de Biharia ...................................... . . . ăd'm munţn.. A pusem. ....... :..................................... .. c. Sutura vanstic

lU 56 56 57 57 57

58 58 59 59 59 75

78 78 79

80 . 81

83

86 88

89 89 90 90 91

98 100'

100 102 102 103

106 113 113

113 11.5

127 128 129 135 .

Orogeoul norddobrogean ......................... :.......................... ~ .......................................... .

137

1. Structura alpină şi constituţia orageoului norddobrogean ................... ~...............

137

IV

Ioan Balintoni I.Unităţile tectonice alpine principale ········'·'"·-...............................................

' a. Pânza·de Orliga ......................................................... ;,.................... Pânza de Măcin ······························'·'·'··•···--··································· Pânza de Consul ·............ ;............................................................... Pânza de Niculiţel .........................................-......, ... :........................ Pânza de Tulcea .................... ;........................................................ 2.Evoluţia orogenului norddobrogean anterior funcţionării fali ei Peceneaga-Camena ........................................... ;....................... ;...... ~--··· a. Riftogeneza şi spreadingul ...................... :.............................:......... b. Tectonica compresivă eociniinerică .... ;,;........................................ c. Problema strucurii pânzei de Tulcea ........ ..................................... d. Situaţia Jurasicului superior ....... :................................................... e. Tectonica compresională neocimmerică·........................................ f. Falia Peceneaga-Camena ........................................ :...................... g. Alohtonia orogenului norddobrogean ........... ;............................... h. Magmatitele jurasic superioare .... L .......... ,................................... i. Terenele tectono-stratigrafice din lungul . ·faliei Peceneaga-Camena ........................................................._... ,. b. c. d. e.

137 137 138 142 143 143 146 146 146 146 147 147 147 147 147 '147

II. Structura varisticli a orogenului nord dobrogean ..... :.............. :...... :.........-.... :.:... III. Recapitulare privind evoluţia alpină a orogenului norddobrogean ..... ~.,,.........

'149

Met~morfitele

din scuturi şi platforme.......................................................................

151

1. Platforma Eurasiatică .............. ~................................................................................... Il. Scutul Dobrogei centrale ................... ;................... ~ .......... .'........................................ III. Plâtforma Moesică :............................,·............. ................... :............ ..... ~...................

151 152 153

149

Eclogite, metaultrabazite, granulite, migmatite, granitoide, semnificaţii geotectonice; aspecte petrometalogenetice concluzive ale cursului ................. ~........ · 155 1.Eclogite ..................................................................................................... ,... · 2. MetaultJ:abazite ................................. ,........·.............................. :............. ,...... 3. Granulite ...................................................:..._. ................. ,.;·..-.... ::..:.:................ 4. Migmatite .........-......................... ;............ :......... :..... .-; ...................... ;............. 5. Granitoide ·................. :............... .-................ :........... ~: ...:.................................. ·

RetrospectivA

sintetică

1S.5 1S5 156 156 156

asupra metamorfitelor din România .. ,................... ;............

158

1. Metamorfitele din orogenele carpatic şi norddobrogean ....................................

Il. Metamorfitele din scuturi" şi platforme ... :: .............................. ;..............................

158 158 158 159 159 160

Bibliografie ...:........................................................................................,;........................

161

1. 2. 3. 4.

Metamorfitele proterozoice ............ ~ ..................................................._.... ,..... Metamorfitele caledoniene .................... ;; ..~ ..-........ :.:...: .. ;... ;.; ......... :............. Metamorfitele varistice .........................:.:................... :................................ Concluzii generate asuprametamorfitelor carpatice şi norddobrogene .. ,...

Geotectonica terenurilor metamortice din România

'5

Divizarea şi etapizarea geotectonică a teritoriului Romaniei pentru orogeneza alpină, prin prisma nomenclaturii şi conceptelor tectonicii plăcilor 1. Introducere În lumina teoriei tectonicii plăcilor, procesele orogene sunt legate in principal de marginile convergente ale plăcilor Iitosferice. Procesele orogene şi produsele acestora trebuie clasificate din punct de vedere spaţial şi temporal. Termenul cel mai comprehensibil pentru descriere~ spaţială a acestor produse este cel de centură mobilll (Bally, 1981 ). Centura mobilă ·este caracterizată de prezenţa unuia sau' a mai multor produse ale urmAtoarelor patru procese geologice: magmatism, metamorfism, deformare şi morfogeneza. Miyashiro (în Miyashiro et al., 1982), defineşte orogeneza ca fiind "un eveniment termotectonic care include deformare, magmatism şi metamorfism regional". Deoarece majoritatea centurilor mobile prealpine nu mai construiesc reliefuri proeminente, Miyashiro nu include morfogeneza în această definiţie. Clasificarea temporală a evenimentelor termotectonice este însă destul de dificilă datorită faptului eli orogenezele implicând un numar relativ mare de plăci litosferice, nu sunt evenimente sincrone la nivel global. De exeinplu, se accept! c! margini convergente de plăci există începând din Proterozoic, dar nu putem vorbi despre o singur! orogeneză,. pentru intervalul Proetorozoic- Actual. Aubouin (1984), a încercat să sugereze periodicitatea orogenezelor introducând noţiunea de megaciclu pentru perioada de timp dintre dezmembrarea şi refacerea unui supercontinent (Pangea). Astfel judecând faptele, se poate vorbi în cazul Paleozoicului despre ciclurile caledonian şi varistic care .fac parte din acelaşi megaciclu, iar in cazul Mezozoicului şi Cenozoicului, despre ciclul alpin, t a sublitogrupului Suceava, şi apoi urmează obdusă prin intennediul unui plan tectonic, litozona magmatogenli bazică Agriş. Pânza de Miniş este reprezentată doar prin litozona Miniş. Pânza de Oreviţa dacă există, este constituită dintr-o secvenţă puternic retromorfl a sublitogrupului Lotru menţionată de Iancu, Mărunţiu ( 1989), sub numele de formaţiunea de Ravensca. Pânza de Nera ca şi cea de Oreviţa, este alcatuită dintr-o succesiune a litogrupului Lotru, denumită de autorii citaţi mai_sus formaţiunea de Bârza. La vest de plutonul Sicheviţa-Poneasca, tn afară de contactul figurat ca prealpin intre litozonele Valea Satului şi Cârşie ale sublitogrupului Moniom încă din 1985 de către. Iancu, in 1994, Iancu, Mărunţiu, trasează un plan tectonic varistic intre sublitogrupul Caraş şi litozona Bocşiţa-Drimocsa. Sublitogrupul Caraş trebuie pus în mod obligatoriu in relaţie tectonică cu litozona Bocşiţa-Drimocsa, deoarece ca secvenţă formată in context bazinal de tip oceanic, nu putea ajunge deasupra unei cmste continentale preexistente decât prin obducţie. Vom numi unitatţa tectonică superioară pânza de Locva, iar cea inferioară pânza de Ocna de Fier. Deci soclul pânzei supragetice de Bocşa este format din unităţile tectonice varistice de Locva şi de Ocna de Fier.

b. Traseul suturii varistice Unnărind localizările unităţilor

tectonice varistice

şi

ale plutonului granitoid de

Sicheviţa-Poneasca, reiese el! sutura varistică se află în interiorullitogrupului Sebeş-Lotru, poziţionaţă extern în

raport cu riftul dacic extern. Mai exact, sutura varistică poate fi urml!rită de la Dunăre şi pânli in apropiere de localitatea Rusca"Montanli, aproximativ între sublitogrupul Lotru şi restul unităţilor litostrati~afice ale litogrupului Sebeş-Lotru: Înclilecarea sublito-grupului Leaota peste sublitogrupul Iezer, sau a pânzei varistice de Leaota peste cea de Iezer, ar putea fi continuarea directă a suturii varistice din Banat, dar nu este sigur. O observaţie pe care o putem face, este că plasarea suturii varistice în interiorul litogrupului Sebeş-Lotru explicli deosebirile destul de importante din punct de vedere al succesiunilor litostratigrafice şi intensităţii proceselor metamorfice, tn special cele sin-(M2), existente între sublitogrupul Lotru şi restul entităţilor litostratigrafice ale litogrupului Sebeş-Lotru. Ne referim spre exemplu la abundenta pegmatitelor tn sublitogrupul Lotru comparativ cu celelalte Wlităţi litostratigrafice, la plasarea în cadrul acestuia a ariilor cu metamorfism de joasa presiune sin-(M2), sau la predominanţa structurilor migmatice oculare la .exteriorul suturii, etc. Analizând aranjamentul elementelor geologice varistice de o parte şi de alta a plutonultţi Sicheviţa-Poneasca se poate conchide, cii tn raport cu geografia actuală subducţia a fost de la exterior spre interior, adică sublitogrupul Lotru a stat în poziţie de ·placă superioară, iar soclurile· unitliţilor supragetice au format corpul pllicii inferioare. În această idee, unitliţile tectonice varistice reprezint! pânze sintetice ale ambelor pllici -aspect comparabil cu cel al relaţiei alpine dintre Getide şi Euxinidele danubiene. Dacli se încearcli o corelare între Getidele orientale şi cele meridionale după geometria varisticii, atunci se poate presupune că primele vizualizează numai unităţi tectonice ale plăcii inferioare şi ca atare sublitogrupul Lotru nu are continuitate directă in Carpaţii Orientali. Prin urmare, Carpaţii Orientali sutura varistică se află la est de domeniul infrabucovinic. Aceast11 deducţie este tn acord şi cupon- . derea relativă a litogrupurilor precambriene în soclurile Getidelor: în timp ce tn Carpaţii Orientali masa principalll a cristalinului este reprezentatll de litogrupurile Rebra şi Negrişoara, în Carpaţii Meridionali predomină de departe litogrupul Sebeş-Lotru. Ba chiar, litogrupul Negrişoara nu aflorează în Carpaţii Meridionali. Dacll facem şi alte comparaţii,

m

80

Ioan Balintoni

observăm că litogrupul Padeş, un echivalent al litogrupului Thlgheş, abia dacă aflorează in cea mai externă parte a Getidelor sudice; iar secvenţele varistice sunt mult mai bine reprezentate in Carpaţii Meridionali. Mai constatăm localizarea celei mai groase molase varistice aproximativ în lungul suturii, şi chiar în Mezozoic sutura arată o subsidenţă mai accentuată decât terenurile adiacente.

c. Metamorfismul varistic Ca şi in Carpaţii Orientali, metamorfismul varistic are un aspect regresiv şi unul progresiv. Metamorfismul varistic a influenţat deosebit de drastic metamorfitele prevaristice din apropierea suturii şi geometric se deosebeşte net de cel din Carpa~i Orientali. După cum ne reamintim, in Carpaţii Orientali pânzele varistice sunt subţiri, bine conservate şi retromorfismul s-a localizat preferenţial la contactul dintre unitiiţi. În Carpaţii Meridionali crusta getică precambrianli este in general groasă atât în unitliţile tectonice alpine cât şi in cele varistice, iar pânzele de şariaj ale plăcii inferioare s-au păstrat mai ales in Banatul de vest in condiţii de afloriment nesatis~cătoare. Structura socluri~r Getidelor sudice diferă de a celor estice, neobservându~se repetarea aceloraşi unităţi varistice. Deci, o primă trâsăturii a retromorfismului varistic din Carpaţii Meridionali este cii el afectează uneori pe grosimi foarte mari plrţile superioare ale secvenţelor metamorfice prevaristice. O a doua trăsăturii, este că pare mai intens in apropierea suturii. În fine o a treia trăsătură, este că pare mai accentuat in· cazul secvenţelor care au ~cut parte din placa inferioară. Totuşi şi succesiunile plăcii superioare sunt retromorfozâte, ceea ce ar putea indica printre altele, faptul cii la interiorul suturii vari~tice cunoscute din Banat ar mai fi existat şi alta sau alte suturi. Geologia Euxinidelor danubiene suportă această inferinţă. Extraordinara extindere areală a retromorfismului varistic poate fi parţial explicată prin suprafeţele mai mari ~cupate de pânzele de şariaj varistice, dar, şi poate în mod necesar, şi prin existenţa mai multor suturi de această vârstă. · ·· . În ceea ce priveşte metamorfismul varistic progresiv, sublitogrupurile Moniom şi Buceava sunt slab metamorfozate, monofazic, pe când sublitogrupul Caraş reflectă o istorie metamorfică mai complicată, cel puţin la partea lui iDferioarl. Dacă se analizează însă cu atenţie lucrarea publicată de Maier, Visarion (1976), şi se compari cu cea publicată de Iancu, Marunţiu (1994), rezultă următoarele: (1), ceea ce prinrli autori denumesc "seria de Locva", reprezintă în realitate litozona Bocşiţa-Drimocsa; ori, numai pentru această stivă sunt citate palinomorfe ordovician-siluriene; (2), cristalinul de peste "seria de Locva" este denumit de primii autori "seria de Leşcoviţa" şi doar aceastâ secvenţă este inclusă de ceilalţi doi autori la "grupul Caraş". Conform datelor lui Maier, Visarion (1976), "seria de Leşcoviţa" incepe cu Devonianul. În consecinţă, ~ând abstracţie de palinomorfele ordovician-siluriene care probabil contaminează litozona Bocşiţa-Drimocsa, vârsta sublitogrupului Caraş este postcaledonică, şi astfel evităm - deşi esenţialmente prin argumentaţie avocăţeascl - situaţia de a accepta ca o succesiune litostratigrafică aparent unitară să acopere un interval de timp disputat intre două orogeneze. Privit astfel, sublitogrupul Caraş ar putea fi considerat monometamorfic, parţial bi-fazic şi conservând minerale relicte premetamorfice. Retromorfismul deosebit de accentuat evidenţiat de litozona Bocşiţa-Drimocsa poate fi inţeles in ace~t context, ele reprezentând soclul continental pe care a alunecat sublitogrupul Caraş în timpul subducţiei varistice. Totodată, având in vedere apropierea de suturii, posibilitatea ca litozona Bocşiţa-Drimocsa să aparţin! litogrupului Sebeş-Lotru şi nu litogrupului Făgăraş câştigă in credibilitate. Întrucât pânza de Bocşa este mai externă decât pânza de Tâlva Drenii, rezultii el şi în Carpaţii MeridionaU pânzele de şariaj varistice ale pllcii inferioare au avut o mare extindere. Acest aspect este demonstrat indirect şi de retromorfismul extrem de intens al sub-

Geotectonica terenurilor metamorfice din România

81

litogrupului Rusca, plasat la limita externa a cristalinului proterozoic din Banat. Concluzionând asupra aspectelor bazinale ale secvenţelor varistice din Banat. observăm departajarea litozonelor. Şopot şi Cârşie ca depozite predominant terigene de margine continentală, de restul formaţiunilor, predominant magmatogene bazice şi acide, care mărturisesc o ambianţă de geneză în afara crustei continentale. Desigur, cercetări pertinente orientate pe astfel de constatări aşteaptă a fi realizate. Împrejurările geologice din Banat ar permite caracterizarea aproape completă a unei suturi varistice, obiectiv major în activitatea geologilor europeni.

IY. Severinidele Severinidele (dacidele externe în Săndulescu 1984), provin din riftul dacic extern. Ca atare, ele se interpun, în cazul Carpaţilor Meridionali, între GetiQ.e şi Euxinidele danubi.ene. Codarcea (1940), a separat pânza de Severin şi i-a dat acest nume, plasând locul ei de origine în avanfosa de Severin, interpusli între domeniile getic şi danubian. După Codarcea (1940), pânza de Severin este fonnată de jos in sus, din .strate de Azuga (Jurasic superior baza Cretacicului inferior), cu cu care se asociază roci 'ofiolitice (diabaze şi serpentinite), din strate de Sinaia (Valanginian '. Hauterivian), şi din strate de Comarnic (Barremian-~pţian). În confonnitate cu datele mai noi, flişt~l de Sinaia este Tithonic-Nt:ocomian. Prin constituţie şi prin poziţia structural! pânza de Severin este corelabilă cu pânza de Ceahlău (Siindulescu ,1984). Stiinoiu (1982), a pus la îndoială existenţa pân.zei de Severin în sensul acordat ei de Codarcea (19.40). După acest autor, în aria platouiui Mehedinţi, unde ofiolitele alcătuiesc uneori în întregime pâpza de Severin, peste stratele (fonnaţiunea), de Nadanova de vârstă cenomanian mediu - turonian medie, care reprezintă o parte a cuverfurii crstatinului autohton, urmează formaţiunea de Mehedinti, cu caractere de olistostromă sau de wildfliş, de vârstă turonian-senoniană. Ofiolitele ar fomia membrul median al acestei olistostrome, constituit dintro acumulare de ofiolite, iar membrul superio~ ar putea fi acceptat in unele _locuri ca reprezentând resturile unei pânze de decolare gravitaţionalli (pânZa. de Severin). Pânza de Cema (Codarcea 1940), ·şi alte mari olistolite sau olistoplăci de calcare mezozoice (Pop 1973), ar fi · şi ele însedinientate în membrul inferior af fonnaţiunii de Mehedinţi. Pe scurt, după Stiinoiu (1982), pânza de Severin de fapt nu există, iar exolistolitele însedimentate în fonnaţiunea . (wildflişul sau dlistostroma), de Mehedinti cretacic superioarli, adică ofilotele şi stratele de Sinaia în primul rând, ar proveni dintr-un rift situat intre plaţforma Moesică şi autohtonul . danubian, sau mai curând în interiorul autohtoimlui danubian, i:o.tre partea sa intemli şi cea externă. Această idee este reluată într~o altă fonnă de Savu (19S5); şi Savu et al., (1986). Anume, ·între platforma Moesică (microplaca Moesicll}, · şi .autohtonul danubian (sau microplaca Transilvanii), s-a format in Jurasicul inferior, oceanul sau geosinclinalul carpatic. · În acest ocean, in perioada de subducţie a luat naştere in Jurasicul superior·- Neoţomian ·o olistostrqmă din material obdus la limita de convergenţă dintre cele două plăci şi o matrice de tipul ~stratelor de Azuga. În final, peste această olistostromă s~au sedimentat .stratele de Sinaia şi de Comarnic. După închiderea completă a oceanului carpatic, in Cretacicul superi-· or, pe autohtonul danubian a inceput depunerea wildflişului, peste care a alunecat dinspre sud olistostromajurasic superior-neocomianli, adicli pânza de Severin. Concomitent, dinspre nord au -alunecat în acelaşi bazin olistolitele şi olistopllici~e de calcare (pânza de Cema după Codarcea 1940}; iar în final a înaintat pânza geticlt Savu etal., (1986), nu au împl1rtiişit întru totul părerea lui Stiinoiu (19Ş2), în special din cauză că ofiolitele şi matricea lor au fost meta-

82

Ioan Balintoni

morfozate intr-un interval de timp cuprins între 143, 7 şi 127, 9 Ma, determinat prin metoda K-Ar (Lemne et al., 1983, fide Savu et al., 1986). Mărunpu (1987), numeşte ofiolitele din platoul Mehedinti "complexul de Obârşia", arată că este metatnorfozat in faciesul prehnitpumpellyit, şi este de părere că reprezintă o pânză gravitaţională - pânza de Obârşia - intercalat! in wildflişuJ cretacic superior. După acest autor, complexul de Obârşia s-a format ·ca un melanj ofiolitic intr-o ambianţă geotectonică de bazin marginal influenţat de subducţie, situat conform concepţiei lui Savu (1985), intre platforma Moesică şi cristalinul danubian. Mărunţiu admite şi pânza de Severin in sensul lui Codarcea (1940), alcătuită însă numai din strate de Sinaia. Deci, după Mărunţiu ( 1987), în platoul Mehedinti ·există două pânze infragetice: pânza de Obârşia, ofiolitica, originara în oceanul carpatic al lui Savu (1985), şi pânza de Severin în sens clasic. Tot in sens clasic am utilizat şi noi noţiunea "infragetic". Existenţa unui rift încă deschis in Cretacic între platforma Moesică şi domeniul danubian este greu de susţinut prin aceste argumente, deşi unele asp~te ale suturii alpine din Dobrogea de nord ar indica o continuare a ei spre vest tocmai pe acest traseu. Totuşi, câteva observaţii interesante pot fi reţiunte, şi anume: l. faptul că ofiolitele sunt metamorfozare; 2. că metamorfismullor este de vârstă cretacic in(erioară; 3. că matricea melanjului otiolitic este de tip strate de Azuga, sedimente silicioase şi argiloase cu caractere abisale; 4. că stratele de Sinaia şi de Comamic nu sunt metamorfozate; 5. că ofiolitele se află întotdeauna dedesubtul stratelor de Sinaia; 6. că wildflişul cretacic superior include mari plăci de calcare mezozoice dar şi olistolite de ofiolite şi strate de Sinaia. Modelul tectonic care se poate contura pe baza acestor observaţii este următorul: riftul dacic extern a constituit un bazin complex pardosit cu litosferă oceanică adevărată. Melânjul ofiolitic s-a format intr-un loc diferit faţă de flişul d~ Sinaia şi în faţa acestuia, el reprezentând de fapt mărturia parţială a unei prisme de acreţie de vârstă jurasic superior cretacic inferioară, fiind metamorfozat în acest răstimp. Odată cu inchiderea riftului dacic extern care s-a produs în Cretacicul mediu, complexul de Obârşia a fost rabotat în baza pânzei de Severin şi/sau a celei getice, ca unitate tectonică de sine stătătoare, pânza de Obârşia. În Senonian, odată cu .înaintarea pânzei getice peste domeniul danubian, acesta a devenit un bazin de forland în care s-a acumulat wildfliş, concomitent cu avansarea acesteia. La inceput, în bazinul wildflişului care evident migra în faţa pânzei getice odată cu aceasta, au alunecat marile plăci de calcare desprinse de pe substrat, Şi totodată s-au prăbuşit blocuri de material din pânzele aflate în faţa tăvălugului getic: pânza de Obârşia şi pânza de Severin. Până la un punct, procesele au fost asemănătoare cu cele din wildflişul pânzei Bucovinice. Este posibil ca wildflişul în întregime să nu fie în loc, împreună cu pânzele getică, de Severi~ şi de Obârşia. Unele aspecte ale wildflişului danubian le vom mai discuta la analizarea cuverturilor sedimentare ale Euxinidelor danubiene. Cea mai importanta concluzie a discuţiei de până aici este însă că bazinul dacic extern pe porţ~ea dintre placa Euxinică şi placa Geti că s-a închis la finele Cretacicului inferior şi ca urmare în Carpaţii Meridionali flişul adevărat dispare din acel moment. Numai pe segmentul dintre placa· Getică şi cea Eurasiatică a supravieţuit şi a funcţionat un bazin remanent până în Terţiar, care a acumulat fliş in continuare, molasa fiind mult mai tânără decât în Carpaţii Meridionali.

Geotectonica terenurilor metamorfice din România

83

V. Euxinidele Euxinidele danubiene provin prin forfecarea marginii nord-vestice a cratonului pllcii Euxinice, cunoscută de la Codarcea (1940), sub numele de cristalinul danubian. Săndulescu (1984), le denumeşte Dacide marginale. Punerea lor in loc este legată de tectogeneza laramică (Berza et al., 1988 a, b), deci sincroni1 cu a doua fază getici1 (Codarcea 1940). Putem remarca de asemenea eli amplasarea Euxinidelor danubiene coincide cu şariajul celor două Getide laramice (e.g. Balintoni et al., 1989, Berza et al., 1994), a unor Severinide din Carpaţii Orientali (pânzele de Ceahlâu şi de Bobu, Săndulescu 1984), precum şi cu o parte a Transilvanidelor din sudul Munţilor Apuseni (e.g. Bleahu et al., 1981, Săndulescu 1984, Balintoni 1994). Tectogeneza laramicA a avut prin urmare o importanţi1 excepţionalA tn edificarea structurii Carpaţilor româneşti, fiind remobilizate atât sutura transiJvanA cât şi sutura dacică externă. DupA părerea noastrA, in tectogeneza laramică se definitivează curburile terenurilor cristaline carpatice, sutura transilvană rămânând definitiv blocată la sud de falia nordtransilvanA, iar sutura dacică externă continuând să fie activă numai la exteriorul Getidelor estice şi al Euxinidelor danubiene. Cu alte cuvinte, nu există incălecări şi cutAri importante postlaramice la interiorul arcului carpatic. Din tabelul sfnoptic care redi1 evoluţia concepţiilor pânziste cu referire la cristalinul danubian se pot trage câteva concluzii: l. ideile pânziste au fost aplicate cu consecvenţă in cercetarea acestui teritoriu relativ târziu; 2. partea vestică şi nord-vestică a domeniului danubian, unde de altfel se găseşte .foarte mult sedimentar postvaristic (inclusiv molasa varisticA), nu este mulţumitor rezolvată nici in prezent; 3. clasifiCari!a unitlţilor tectonice după principiul faciesurilor CUVerturilor sedimentare precolizionale se poate aplica doar parţial şi cu mare atenţie. Diritre dificultăţile obiective care au ingreunat separarea Euxinidelor danubiene cităm:

1. metamorfozarea parţială a depozitelor·postvaristice;

2. dificultatea diferenţierii din punct de vedere al intensităţii metamorfismului a depozitelor paleozoice prevaristice de cele postvaristice; 3. retromorfozarea dinamică puternică a soclurilor precambrierie, pânli a le face indistincte de cuverturi le lor. Sintetizând datele existente, succesiunea cea mai probabilA a Euxinidelor danubiene, începând de sus în jos, este următoarea: 1. Pânza de Arjana · 2. Pânza de Dtibova 3. Pânza de Svinecea- Măru-Urdele 4. Pânza de Presacina- Poiana Mărului 5. Pânza de Godenele- Scorila · 6. Pânza de Băile Herculane 7. Pânza de Lainici 8. Pânza de Schela- Petreanu. În continuare dăm o ilustrare comparativă a evoluţiei ideilor despre structura Euxinidelor danubiene.

84

Ioan Balintoni

I. Codarcea 1940

II. Codarcea et al., 1961

Zona de Arjana -> duplicatura de Arjana

Compartimentul danubian intern a. Unitatea de Almăj Solzul Toroniţa Solzul Ielova Solzul Poiana Mraconia b. Unitatea de Retezat-Ogradena Unitatea de Arjana Unitatea de Presacina cutele culcate din malul drept al Cernei Compartimentul danubian extern a. Unitatea de Parâng cristalinul seriei de Drăgşan - falie cristalinul seriei de Lainici-Păiuş - Grabenul Balta - Baia de Aramă b. Unitatea de Coşuştea

Zona de Sirinia -falie Zona de Presacina Zona de Cerna ->duplicatura de Cerna -cute anticlinale Zona de Coşuştea

III.

Stănoiu

1973

Pânza de Arjana Pânza de Presacina (Cerna-Ţarcu) încălecarea principală

Pânza de Severin Pânza de Cerna Zona Mehedinţi-Retezat

IV. Krautner et al., 1981 Pânza

danubiană superioară

Unităţile

danubiene inferioare prealpine Petreanu

Subunităţi

Furcătura

Rof Nucşoara

Retezat sau Retezat-Pilugu Pilugu Parâng sau Parâng-Vâlcan Vâlcan Subunităţi alpine Schela

Oeotectonica terenurilor metamorfice din România

V. Berza et al., 1983

VI. Berza, Seghedi, Stllnoiu, 1989

Unităţi

Unitatea danubiană superioară de Maru

danubiene superioare Maru Muntele Mic Căleanu

Şeloaca

Oltean a Şucu

Poiana Mărului Unitatea danubiană inferioară Unitatea Schela

Unitatea danubiană inferioară de Lainici Unit. Prealpină de Retezat-Parâng Unit. prealpină de Vâlcan-Pilugu

VII. Berza, Seghedi, Drlglnescu, 1988

VIII.

Unitatea

danubiană superioară

de Urdele

Năstllseanu,

Popescu, Negrea, 1988

Pânza de Cozla-Svinecea Pânza de Drencova Pânza de Sirinia

Unitatea danubiană inferioară de Lainici Retezat., Parâng Vâlcan-Pilugu

IX. Nllstăseanu, Iancu, Russo-SAndulescu, 1988 Pânza de Feneş-Arjana Pânza de Râul Rece Unitatea de Nejudimu Unitatea de Comereva

X. Krăutner et al., 1988 Unităţi

alpi ne

danubiene superioare

Măru

Poiana Marului Muntele Mic prealpine

Almăj

alpine prealpine:

Ogradena Unităţi danubiene inferioare Unitatea de Lainici Petreanu Furcătura

Rof Nucşoara

alpine:

Retezat - Parâng Vâlcan - Pilugu Unitatea de Schela

85

86

Ioan Balintoni

XI. Balintoni et al., 1988

XII. Iancu et al., 1990 (1987)

l Arjana 2 Svinecea - M!ru - Urdele Muntele Mic\

Domeniul Arjana- Severin Pânze infragetice Arjana Feneş

Căleanu

Câleanu Domeniul danubian Domeniul danubian intern Pânze danubiene superioare Pânza de Râul Rece Pânza de Măru - Svinecea Pânza de Poiana Mărului-Sirinia · - (Nijudimu) - Muntele Mic Pânza de Cornereva

Sirinia-Baicu 3 Presacina - Poiana Mârului Dubova 4 Lainici 5 Schela - Petreanu

XIII. Berza

et al., 1994

XIV. Balintoni, 1994

Pânze danubiene superioare 1 Arjana 2 Urdele - M!ru - Svinecea 3 Poian~ Mărului - Cornereva Godenele - Scorila Pânze danudiene inferioare\ 4 Lainici 5 Schela - Petreanu

1 Arjana Dubo'l(a 2 tJrdele - Măru -Svinecea 3 Presacina - Poiana M!rului Godenele - Scorila Băile Herculane 4 Lainici 5 Schela Petreanu

1. Cuverturile alpine ale Euxinidelor danubiene Pânza de Arjana. A fost

separată

pentru prima dat!\ de Codarcea ( 1940). Este o

pânză exclusfv de cuvertură, care reuneşte digitaţiile de Feneş şi de Căleanu după Iancu et al.,

de Armeniş, de Ţarcu, şi flişul de Arjana după Berza et al., (1994). (1979), secvenţa pânzei de Arjana (ne referim la interpretarea datelor acestui autor, care in lucrarea respectivă neagă existenţa pânzelor de şariaj in domeniul danubian), incepe cu Liasic in facies de Gresten (conglomerate şi apoi alternanţă de gresii argiloase şi argile negre, c!rbunoase), urmat de Jurasjc mediu-superior reprezentat printr-un complex vulcano-sedimentar alcalin. Cretacicul inferior lipseşte şi urmează Cretecicul superior constituit din wildfliş la partea inferioară şi din stratele de Arjana (conglomerate şi gresii}, la partea superioară, considerată un tliş normal. Trăsătura distinctivă a pânzei de Arjana o constituie magmatismul bazic şi alcalin prezent in intreaga succesiune şi care după Săndulescu (1984), reflectă fenomene de extensie asociate riftului dacic extern. După Russo-Săndulescu (în Krliutner et al., 1990), formaţiunea liasică de Armeniş conţine bazalte şi tufuri bazaltice, in timp ce formaţiunea jurasic mediu.superioară de Ţarcu găzduieşte atât magmatite bazice cât şi alcaline. (1990), sau

formaţiunile

După Năstâseanu

Geotectonica terenurilor metamorfice din România

87

Pânza de Dubova. A fost descrisll de Pop ( 1988), ca mici fragmente stând sub pânza de Severin, in lungul grabenulu~ Cemei şi până la Cazane. Din profilele furnizate de autorul citat, rezultă cllla rândul ei, ar încăleca peste pânza de Lainici. Balintoni et al., (1989), au plasat-o într-o poziţie inferioară, insă dacă se are in vedere faptul_că în general Euxinidele danubiene se acoperă doar parţial şi se depăşesc unele pe altele, contactul nemijlocit nu este intotdeauna un indiciu al poziţiei reale. De asemenea, Balintoni et al., ( 1989), au fâcut o confuzie, atribuind numele de "pânza de Dubova" unit!lţii tectonice care în acest text este denumită "pânza de Băile Herculane". Succesiunile celor două unităţi sunt însă complet diferite, ca şi locurile de apariţie. După Pop, (1988), pânza de Dubova începe cu formaţiunea de Topleţ, de vârstă oxfordian-tithonic inferioară, alcătuită din mame negre cu cherturi şi intercalafii subţiri calacaroase, · continuă cu formaţiunea de Bârzu, de vârstă tithonic superior berriasian inferioară, formată din calcare argiloase şi mamoase, şi se incheie cu formaţiunea mamelor cenuşii de vârstă berriasian superior - val.anginiană, mai bogată in intercalaţii de calcare argiloase, cu un episod calcaros la partea superioară. Depozitele sunt de apă adâncă şi diferă destul de mult de cele ale zonei Presacina, denotând un facies mai intern. Absenţa depozitelor vulcanO-sedimentare, plasează unitatea de Dubova la exterior faţă de pânza de Arjana. Pânza de Svinecea- Măru- Urdele. Codarcea et al., (1961), au vorbit de solzul de lelova, iar Năstăseanu et al., ( 1988), de pânza de Cozla-Svinecea. Sinteza unităţilor tectonice corelabile în tot lungul domeniului danubian, a fost realizată de Balintoni et al., (1989), şi imbunătăţită de Berza et al., (1994). Este o pânză de soclu şi cuvertură, care dupl Berza et al., (1994), include şi pânza de Muntele Mic in sensullu.i Balintoni et al., (1989), precum şi pânza de Râul Rece după Iancu et al., (l990). Berza et al., (1994), descriu la cuvertura paleozoic superior- mezozoică a acestei unităţi, Permian roşu conglomeratic, Liasic in facies de Gresten, qetritic şi clrhunos, metamorfozat, formaţiunea de Schela - Jurasic mediu şi superior, Cretacic inferior, reprezentat de cal carele de Lupeni, precum şi Cretacic superior în fac ies de fliş sau wildfliş - flişul de lscroni. Pânza de Presacina - Poiana Mărului. Ea corespunde cu pânza de Poiana Ml\rului - Comereva la Berza et al., (1994), şi înglobează şi pânza de Sirinia- Baicu separată de Balintoni et al., (1989). Utilizarea numelui de Cornereva in loc de Presacina nu este indicată, atât pentru că ea se suprapune zonelor de Sirinia şi Presacina după Codarcea (1940), precum şi pentru că numele de pânză de Presacina a fost utilizat de Stănoiu (1973), pentru unitatea danubianl superioară. Cuvertura acestei pânze este larg răspândit! în Banat. Sintetizând datele lui Codarcea (1940), Rlileanu (1959), Avram (1976), şi Năstăseanu (1979), ea este formatii din: Carbonifer superior, detritic - cărbunos şi calcare negre; Permian, şisturi negre cu plante la partea inferioara, vulcanogen-sedimentar roşu in continuare; Liasic, facies de Gresten ·cu ciirbuni (strate de Bogâltin grezoase, peste conglomeratele bazate, strate de Ohaba, in fa.cies argilos - mamos negru, peste cele de Bogâltin şi apoi gresiile de Ciumâma, in zona Presacina, (Nltstăseanu, 1979); Dogger, calcare detritice, calcare spatice, calcare feruginoase oolitice; Malm, în cea mai mare parte calcare noduloase roşii; Jurasic terminal până la Hauterivian inferior, calcare cu accidente silicioase; Hauterivian superior - Albian, predominant mamos; Cretacic superior, fliş sau wildfliş. Pânza de Godenele- Scorila (Berza et al., 1994). Ar reprezenta terminaţia nordici\ a pânzei de ClleanudupA Balintoni et al., (1989). Cuvertura ei este formată din Liasic detritic în facies de Gresten. Considerăm el ar putea constitui un fragment al pânzei de Lainici. Pânza de Băile Herculane. A.fost individualizată de Balintoni (in Balintoni et al., 1989), prin intrpretarea inciileciirilor figurate de Codarcea (1940), şi Nltstăseanu (1979), sub

88

Ioan Balintoni

numele de pânza de Dubo~a. Berza et al., (1994), nu o menţionează, ca şi pe cea de Dubova de altfel, în sensul prezentului text. Pop (date nepublicate), a individualizat şi el în 1989 aceastli unitate tectonică sub numele corect de "pânza de Băile Herculane". Deci această pânză are doi "părinţi" şi doi "bunici". Este izbitoare diferenţa in ce priveşte cuvertura faţa de pânza de Presacina- Poiana Mărului care o încalecă. Dupil N!stăseanu (1979), aceasta incepe cu Liasicul superior foarte subţire (gresiile de Ciumârna), Doggerul, subţire şi el este reprezentat prin calcare detritice, iar Jurasicul superior prin calcare noduloase fine cu silicolite. Cretacicul inferior este format din calcare litate. Mamo-calcarele denumite strate de Iuta şi considerate cretacic inferioare de Năstăseanu, reprezintă de fapt stratele de Nadanova, cenomanian mediu - turonian medii, binecunoscute in cuvertura pânzei de Lainici, in cuprinsul platoului Mehedinti (Pop, informati~ personală, 1995). Sedimentarul mezozoic se incheie cu Cretacicul superior in facies de wildfliş. Judecând după faciesul cuverturii, pânza de Băile Herculane se situa paleogeografic între zonele de Presacina şi deCerna (Codarcea 1940). . Pânza de Lainici. Sub acest nume se cunoaşte începând din 1988 (Berza et al., a, b), cea mai bine individualizată şi mai întins! dintre Euxinidele danubiene. Cuvertura ei beneficiază de descrieri repetate (e.g. Codarcea 1940, Pop 1973, Stănoiu 1973, 1982, etc). Merite mari în separarea cuverturii in locurile unde ea a fost metamorfozată, ii revin lui Berza et al., (1988 b). După Pop (1973), şi Berza et al., (1994), cuvertura pânzei de Lainici începe cu Permian conglomeratic roŞu în compartimentul nordic, continuă cu Liasic în facies de Gresten, după care întregul Jurasic şi Cretacicul inferior sunt calcaroase. Aceasta este marea placa de calcare din versantul sudic al Munţilor Vâlcan. O trăsătură aparte o constituie calcarele masive în facies urgonian de vârstii barremian - apţianii. După lacuna corespunzătoare Apţianului superior - Cenomanianului inferior urmeazll stratele de Nadanova, predominant marnoase şiargil~ase, de vârstii cenomanian mediu- turonian medie. În fine, urmeazii wildflişul, cel mai probabil de vârstii senonianii cu problemele discutate la secţiunea despre Severinide. Aceasta formaţiune include . mari plăci de calcare jurasic - cretacic inferioare desprinse de pe substrat, aşa zisele olistoplăci ( e.g. Stănoiu, 1982), şi considerate de Codarcea (1940), drept duplicatura de Cema. Grosimea wildflişului creşte de la nord spre sud. Pânza de Schela - Petreanu. Balintoni et al:, (1989), paralelizeazii unitatea de Schela (Krautner et al., 198 1), cu unitatea de Petreanu consideratii prea! pinii ( e.g. Kr!iutner et al., 1988). Este cea mai de jos Euxinidă danubiană cunoscută, iar cuvertura ei (Berza et al., 1994), este compusă numai din Formaţiunea de Schela, Liasic metamorfozat în facies de Gresten.

2. Comentariu asupra cuverturilor alpine Observaţiile pe care le putem face asupra cuverturilor Euxinidelor danubiene sunt urmAtoarele. · 1. Molasa varistică este dezvoltata numai in unităţile vestice. 2. Triasicul lipseşte de peste tot. 3. Fără excepţie Liasicul îmbracii facies de Gresten. 4. Jurasicul mediu şi superior şi Cretacicul inferior sunt în general calcaroase. Totuşi în unităţile interne - Arjana, Dubova - faciesul calcaros al Jurasicului me.diu şi superior este inlocuit fie de o formaţiune vulcanogen- sedimentarli, fie este predominant mamos. Aceeaşi situaţie se poate constata şi în cazul Cretacicului inferior, care numai in pânza de Lainici este dezvoltat în facies masiv urgonian. ·

89

·Geotectonica terenurilor metamorfice din România

5. Cretacicul superior .tn faciesul stratelor de Nadanova este caracteristic pentru pânzele de Băile Herculane şi d~ Lainici. 6. Wildflişul senonian care încheie succesiunile cuverturilor Euxinidelor danubiene pare a se întâlni in majoritatea unităţilor, cu excepţia pânzelor de Godenele-Scorila şi de Schela-Petreanu. Interpretarea sa din pu'nct de vedere sedimentologic este dificilă şi este posibil ca el să reprezinte o formaţiune generată realmente în timpul înaintării pânzei getice. Această ipoteză este conturbată de existenţa flişului de Atjana, care însă la rândul său ar putea fi in relaţie tectonică cu flişul de dedesubt. 7. Prezenţa molasei permiene roşietice în unităţile interne ar putea indica faptul că numai aceast! pwte a domeniului danubian a fost implicam in orogeneza varistică. Alte dovezi in acest sens s~ vor discuta mai târziu. 8. Din punct de vedere bazinal, Liasicul indic! în mod evident perioada de riftogeneză. ~imentarea de ţip Gresten, esenţialmente continental-lacustră sau paralică, variabilă ca grosime şi cu magmatite alcaline în unele cazuri, pledează concludent in această direcţie.

9. Bazinul a fost mai adânc spre riftul principal, unde a avut

şi

o

subsidenţă

mai

accentuată.

10. Ca şi în cazul domeniului getic, începând cu Jurasicul mediu, dar in mod clar cu cel superior, se instalează o sedimentare de platformă carbonatică, adânc imea bazinului fiind mult mai mare in partea internă decât in cea externă. De pe pânza de Schela-Petreanu Jurasicul calcaros lipseşte. ·11. Procesele legate de bazinul dacic extern se resimt in zona internă începând din Neocomian, când se tinde spre inlocuirea sedimentării calacaroase cu una marnocalcaroasii sau marnoasă·. ,12. Albianul şi Cenomanianul interior tn general lipsesc. Aceasta este expresia inchiderii definitive a bazinului dacic extern. 13. Absenţa Turonianului superior trebuie pusă pe seama influienţei tectogenezei pregosau. 14. În Senonian, odată cu avansarea marginii forfecate a plăcii Getice peste cratonul Euxinic, care incepe să se foarfece la rândul situ, domeniul danubian se transformă intr-un bazin de forland. Probabil că wldflişul trebuie considerat faciesul sincinematic premolasic al bazinului de forland. · 15. Modul de acoperire al Euxinidelor danubiene indicit faptul cii scurtarea a tbst esenţialmente est-vest şi mai puţin nord-sud.

· 3. Soclurile Euxinidelor danubiene Soclurile Euxinidelor danubiene au compoziţii şi structuri complexe, actualmente elucidate în mare măsurii. Pentru a înţelege analiza care urmeazA, la inceput le vom descrie sumar.

a.

Compoziţie

Pornind de la lucrările de sinteză publicate de Codarcea et al., (1961), Kr!lutner et al., (1981, 1988), Balintoni et al., (1989), Berza et al., (1994), şi Berza, Iancu (1994), se poate afinna actualmente că soclurile Euxinidelor danubiene sunt formate din două secvenţe proterozoice: litogrupurile Drăgşan şi Lainici-Păiuş, şi o suma: de succesiuni paleozoice prec!lf-

90

Ioan Balintoni

bonifer superioare, denumite (e. g. Berza, Iancu 1994), formaţiunile de: Râul Alb, Nijudimu, Brustur, Drencova, Râul Rece, Sevastru, Valea Izvorului, Coarnele, Poiana Micii şi Valea de Brazi. Ne vom referi la suma acestor formaţiuni, in funcţie de soclul pe care stau (litogrupul Driigşan sau Lainici-P11iuş), sub numele de litogrupul Timiş şi litogrupul Jiu. De asemenea, o menţiune aparte merită complexul ofiolitic Tişoviţa-luţi (Mărunţiu 1987). b.Unităţi

tectonice varistice

În 1961, Codarcea figureaza în tot lungul munţilor Vâlcan şi Parâng o falie între litogrupurile Drăgşan şi Lainici-Păiuş, acoperită de cuvertura mezozoicâ, precum şi încăle­ carea litozonei Poiana Mraconiei peste complexul ofiolitic Tişoviţa-Iuţi sigilată de molasa varisticâ. În 1981, Krllutner et al., consideră prima linie drept un plan de şariaj prealpin la care mai adaugă şi altele, in partea estică a masivului Retezat, de asemenea intre litogrupurile Drăgşan şi Lainici-Păiuş, dar şi intre litozonele Rof şi Furciitura. Berza; Seghedi (1983), denumesc pânza d6 Retezat-Parâng unitatea superioarii, alcâtuitii din litogrupul Driigşan şi pânza de Vâlcan-Pilugu, unitatea inferioarâ formatâ din litogrupul Lainici-Păiuş. Aceşti autori trasează contacte tectonice sub litozona Petreanu şi sub litozona Furcătura la nord-vest de masivul Retezat. Krllutner et al., (1981 ), puseseră in afara planului de sub litozona Furcătura, o încălecare de vârstâ neprecizată între litozonele Furcătura şi Nisipoasa. Toate planete tectonice prealpine figurate de Berza, Seghedi (1983), sunt considerate varistice de aceşti autori. Încalecările din nord-vestul Masivului Retezat sunt menţionate de Balintoni et al., (I 989), dar nu mai sunt figurate de Berza et al., pe harta ataşata lucrării semnate Berza, Iancu (1994). Complexul ofiolitic Tişoviţa-Iuţi este. încadrat între două plane tectonice prealpine atât de Balintoni et al., (1989), cât şi pe harta menţionatâ mai sus. Recapitulând, actualmente se conturează urmatoarea schema structurală varistică pentru Euxinidele danubiene: pestE: ţot unde sunt în contact, litogrupurile Driigşan şi Lainici-Piiiuş aparţin pânzelor varistice de Retezat-Parâng (primul), şi de Vâlcan-Pilugu (al doilea).

c. Complexul ofiolitic Tişoviţa Prezenţa

-Iuţi

unui fragment de Iitosferii oceanică (Mărunţiu 1987), încadrat între două cruste continentale (litozona Corbu spre est şi litozona Poiana Mraconia spre vest), măr­ turiseşte indubitabil·o sutură. Mărunţiu (1987), o consideră de vârstă caledonianii iar Berza, Iancu (1994), nu exclud nici posibilitatea unei vârste proterozoice. După părerea noastră, aceastâ sutură este cel mai probabil varisticii deoarece: 1. relaţia dintre litogrupurile Driigşan şi Lainici-Păiuş presupune căutarea unei suturi de acestă vârstă in partea vestică a domeniului Danubian; 2. încălecarea zonei de Poiana Mraconiei peste complexul ofiolitic Tişoviţa-luţi sa produs într-un regim casant, superficial (Mărunţiu 1987); 3. litozona Corbu care constituie talpa complexululi ofiolitic Tişoviţa-Iuţi este puternic milonitizatii şi retromorfozată in zona cloritului (Dinică 1989), procese observate la contactul dintre pânzele varistice de Retezat-Parâng şi Vâlcan-Pilugu (e.g: Berza et al., 1988); 4. granitoidele de Cherbelezu care intrud atât complexul ofiolitic Tişoviţa-Iuţi ciit şi litozona Corbu (Stan 1985), ar putea fi de vârstâ paleozoicii (Mânzatu et al., 1975); 5. dacii se iau in considerare granitoidele de Sfârdinu care sunt identice cu .cele de Cherbelezu (Stan et al., 1985), şi cele de Muntele Mic care par a suda contactul dintre pânzele de Retezat-Parâng şi Vâlcan-Pilugu (a se vedea foaia 1:50.000 Muntele Mic, Savu et al., 1981 ), se obţine un aliniament care marcheaza continuarea spre nord a suturii evidenţiate de

Geotectonica terenurilor metamortice din România

91

complexul ofiolitic Tişoviţa-Iuţi,. · Conform hărţii menţionate, granitoidele de Muntele Mic străbat roci puternic retromorfe formate pe litogrupul Di'iigşan (litozona Bilrniţa), in apropierea contactului cu litogrupul Lainici-Piiiuş (litozona Miigura). Teoretic, litogrupul Driigşan ar trebui sl\ aparţină pliicii superioare, iar litogrupul Lainici-Păiuş celei inferioare, cel puţin în stadiul final al orogenezei varistice. Subducţia a putut fi însă direoţionat!\ dedesubtul litogrupului Lainici-Piiiuş anterior coliziunii şi a putut începe devreme, eventual in Paleozoicul inferior. Dacă luăm în considerare modelul lui N,eugebauer (1989), după care orogeneza varisticl1 nu reprezintă altceva decât închidere.a finală a oceanului lapetus, atunci orogeneza caledonie!\ este exprimat!\ in domeniul danubian doar prin obducţia complexului ofiolitic Tişoviţa-luţi care s-a putut produce cu mult înaintea coliziunii. După datele lui Mărunţiu (1987), complexul ofiolitic Tişoviţa-luţi este practic nemetamorfozat, fenomenele metamorfice locale din interiorul lui fiind identice cu cele pe care le arat!\ retromorfismul considerat varistic al litozonei Corbu (Dinică, 1989). Absenţa oriciirei formaţiuni care sii poată fi pusii în relaţie cu orogeneza caledonică, precum şi a unui eveniment metamortic corelabil cu această orogenezii chiar şi numai termic, în cadrul Euxinidelor danubiene reiese cu toată clar·itatea din lucriirile lui Berza (1994), Berza, Iancu (1994), şi Liegeois et al., (1995). În concluzie, în limitele domeniului danubian exist! o sutură varisticii exprimând posibil stadiul final de evoluţie al unui ocean care şi-a inceput viaţa odată cu dezmembrarea super-continentului proterozoic superior, ulterior orogenezei Pan-Africane. 'd. Secvenţele metamorfice proterozoice Litogrupul Drigşan.

Litostratigrafie . .Conform metodologiei aplicate in restul textului, vom clasifica succesiunile din soclurile tuturor Euxinidelor danubiene, începând de sus în jos. Cu excepţia porţiunii de la nord de Muntele Mic şi a cristalinului din Banat, Codarcea et al., (1961 ), sunt cei care generalizeaza numele de "seria de Driigşan" pentru tot cristalinul precambrian din domeniul danubian, in care predomină rocile amfibolitice. . Pânza de Svinecea-Măru-Urdele. Interpretând datele furnizate de Codarcea et al., (1961), Krâutner et al., (1981), Savu et al., (1981), Berzaet al., (1983), Beria, Seghedi (1983) şi Krllutner et al., (1988), Balintoni et al., (1989) şi Berza et al., (1994), atribuie litogrupului Drăgşan din soclul acestei pânze sublitogrupul Zeicani, reprezentat prin litozone)e lelova, Bărniţa şi Măru.

Litozona Ielova aflorează in Munţii Almăjului, între falia Rudiiria, sedimentarul zonei Sirinia (Codarcea 1940), pe care il incaleca şi plutonul granitoid Stlrdinu. Rocile predominante sunt amfibolitele şi gnaisele micacee, cu care se asociază serpentinite, cuarţite, roci carbonatice şi migmatite. Abundenta corpurilor de serpentinite este cu totul remarcabilă, iar unele amfibolite conţin piroxeni de origine magmatică . Litozona Bărniţa apare la sud-est de plutonul granitoid de Muntele Mic care o şi intrude, şi este constituită din amfibolite retromorfe descrise ca şisturi clorit albitice de Savu et al., (1981). Litozona Miiru constituie continuarea zonei lelova la vest şi nord de plutonul Muntele Mic, de care este despărţit! printr-o falie. Fondul este compus din amfibolite mai mult sau mai puţin retromorfe, cu care se asociază litoni de roci carbonatice, micaşisturi, migmatite oculare, serpentinite. Retromorfismul este din ce in ce mai accentuat spre est, protoliţii de metamortism medi~ ajungând de nerecunoscut in Masivul Parâng. După Krautner et

92

Ioan Balintoni

al., (1988), la partea superioară a litozonei Măru, pe pantele nordice ale Muntelui Retezat, se întâlneşte o fâşie de micaşisturi cu staurolit, amfibolitele şi serpentinitele ar fi cantonate in partea ei mediană iar migmatitele oculare la cea inferioară. Sublitogrupul Zeicani este străbă­ tut de plutonul granitoid de Muntele Mic despre care am vorbit. Pânza de Presacina - Poiana Mărului. Denumim secvenţele litogrupului Drăgşan din componenţa soclului acestei pânZe, sublitogrupul A/măj, reprezentat prin litozonele Poiana Mraconiei, Corbu şi Poiana Măr-ului. Litozona Poiana Mraconiei acoperă tectonic complexul ofiolitic Tişoviţa-luţi şi este reprezentată prin gnaise micacee, gnaise amfibolitice, amfibolite, cuarţite şi migmatite (Bercia, Bercia 1980). Litozona Poiana Mraconiei este slab retromorfozată, fiind străbătută de plutonii granitoizi de Cherbelezu şi de Sfârdinu, studiaţi de Stan (1985). Litozona Corbu se.iveşte de dedesubtul complexului ofiolitic Tişoviţa-Iuţi, bordându-1 spre·est pe o porţiune tngustă şi se .continuă spre nord şi la est de plutonul granitoid de Cherbelezu (Dinică 1989). După acelaşi autor, litozona Corbu mai aflorează şi imediat la vest de plutonul granitoid de Ogradena, sub forma unei fâşii mai înguste de 1 km, putându-se urmări până la nord de Topleţ în versantul drept al Cemei. Este puternic retromorfă, fiind alcătuită dintr-o asociaţie de roci terigene cu amfibolite, roci' cuarţo-feldspalice, lentile de roci carbonatice, serpentinite. Din punct de vedere petrografic, asemănarea cu litozona Ielova este neindoielnică. Litozon~ Poiana, Măru/ui afloreazA la nord de masivul Godeanu şi este intens retromorfozată. După Krliutner et al., (1988), care au descris-o sub numele de seria de Zeicani, este~·formată âin amfibolite asociate de roci albe (leptinite sau granite milonitizate), ceva gnaise micacee şi lentile de roci carbonatice. Este destul de clar un echivalent parţial allitozonei Măru. Pânza de Godene/e-Scorila. Soclul acestei pânze este reprezentat printr-o succesiune amfibolitică intens retromortl (Berza et al., 1994), pe care o denumim litozona Godenele-Scori/a. Pânza de Băile Herculane. De sub cuvertura acestei unităţi tectonice atlorează în malul drept al Cemei granitele de Cema. Alte tipuri de roci nu se întâlnesc în soclul pânzei de Băile Herculane, cel puţin .la suprafaţă. Pânza de tainici. Soclul pânzei de Lainici a fost pe larg descris de Berza et al., (1988 a, b), şi este figurat pe foile 1:50.000 Lupeni, Câmpu lui Neag, Obârşia•Cloşani (Berza et al., 1986, Stan et al., 1979, Bercia etal., 1977). Litogrupul Drăgşan işi are dezvoltarea sa clasică in această pânză, şi vom numi secvenţa de aici sublitogrupul Parâng. După Berza, Seghedi (1983), pot fi recunoscute trei litozone în sublitogrupul Parâng, şi anume: Făgeţe/, Straja şi Dobrota. Litozona Făgeţel constă predominant din gnaise oculare deschise pe valea Râul Bărbat in masivul Retezat. Formaţiunea a fost retrogradat! în cea mai mare parte la şisturi cu albit, sericit şi ctorit. Litorona Straja este cea mai reprezentativă şi dominantă cantitativ,_ttind alcătuită din amfibolite cu intercalaţii de gnaise leucocrate, biotitice, ·micaşisturi şi mai rar serpentinite, marmore şi gnaise cu staurolit Şi disten. Sunt cunoscute de asemenea corpuri de piroxenite cu dimensiuni kilometrice în masivul Parâng, iar in valea Jiului se observă amfibolite rubanate care pOt conserva structura primară vulcano-sedimentară. Litozona Dobrota apare peste litozona Straja ca o fâşie îngustă în culmea Cemei, fiind alcătuită din micaşisturi cu .staurolit şi gran't cu câteva intercalaţii de amfibolite şi gnaise biotitice. ·

Geotectonica terenurilor mctamorftce din România

93

Sublitogrupul Parâng, este străbătut de plutonii granitoizi de Retezat, Parâng şi Culmea Cernei. Relaţiile dintre litozonele Fâgeţel şi Straja sunt probabil de intrudere sin- sau pre-(Ml). Litologie şi setting geotectonic premetamorfic. Trăsăturile Jitologice specifice ale litogrupului Drăgşan sunt următoarele: 1. Dominanta amfibolitelor sau a asociaţiilor amfibolite-gnaise albe (leptinite). 2. Abundenta metaultrabazitelor in anumite Jitozone cum ar fi Ielova sau Măru, precum şi a unor metabazite cu mineralogii magmatice relicte (piroxeni). 3. Exis,enţa metagranitoidelor pre- sau sin-(Ml); pe care s-au dezvoltat structuri oculare de tip migmatic. 4. Apariţia CU' totul subordonată a rocilor carbonatice sau metaterigene. 5. Prezenţa migrnatitelor arteritice neasociate plutonilor granitoizi. 6. Caracterul intruziv al plutonilor granitici vechi cu metamoifism de contact redus sau lipsă, fără influenţă termică regional!\ Caracteristicile citate au condus geologii români la a considera litogrupul Dri1gşan drept o secvenţă vulcanogen-sedimentari1. Autorii mai vechi, (a se vedea menţionările fltcute de Berza, Seghedi 1983), precum şi Mărunţiu (1987), Savu, Strusievicz (1987), recunosc in litozonele Ielova şi Miiru prezenţa unor asociaţii ofiolitice premetamorfice originare dintr-o crustă sau litosferă oceanică dezmembrată. De importanţă majoră pentru ortginea litogrupului Driigşan este. lucrarea lui Liegeois et al., (1995), care au analizat şi prelucrat diagramatic pentru elemente majore, minore şi izotopi, amfibolite rubanate din Valea Jiului, două ultramafite din Micaia şi migmatite oculare din litozona Făgeţel. Amfibolitele rubanate arată trei tendinţe de diferenţiere: puternic tholeiiticli (grupul A), mediu tholeiiticli (grupul B), calcalcalină (grupul · C). Cele două ultramafite din Micaia corespund cumulateloi: tholeiitice. Concluzi& autorilor este că amfibolitele rubanate ale litogrupului Drăgşan sunt de origine oceanică, având afinitate cu MORB grupul A, şi o evoluţie in interiorul unui arc insular oceanic grupurile B şi C. În conformitate cu izotopii Sr şi Nd, arnfibolitele rubanate posedă o puternică signaturii mantelică, excluzând orice participare a unei cruste continentale vechi. Analizele efectuate pentru gnaisele oculare din litozona Făgeţel, indică însă un protolit caracteristic granitelor calcalcaline tardecinematice, cu participare de crustă continental!. După autorii citaţi, metamorfitele din litogrupul Drăgşan sunt similare terenurilor juvenile Pan-Africane din Africa de nord, adică reprezint! extrase mantelice. Contextul paleotectonic de geneza a Iitogrupului Drăgşan, poate fi deci apreciat ca reprezentâr.d o prismă de acreţie intraoceanicli alipită apoi unei cruste continentale, trădată de protolitul gnaiselor oculare ale litozonei Făgeţel. Prin intermediul acestor rezultate, deducţiile noastre anterioare privitoare la geneza litogrupurilor Bretila şi Sebeş-Lotru primesc ·o puternicii confirmare deoarece asemllnările între litologiile celor trei Iitogrupuri sunt mai mult decât evidente. Aceasta nu însemnează în~ă ci1 cele trei .litogrupuri s-au format in acelaşi-loc şi in acelaşi timp. Reamintim că şi litogrupul Bretila· include metagranitoidele de Hăgbimaş, iar aportul vulcanogen acid in cadrul litogrupului Sebeş-Lotru are o pondere probabil egală cu a metabazitelor. Metamorfism Remarcăm de la bun inceput absenţa eclogitelor şi a granulitelor în cadrullitogrupu- · lui Drăgşan şi aparjţia staurolitului şi/sau distenului iti toate secvenţele sale (a se vedea Krliutner et al., 1988 care citează datele primare). Prin urmare, litogrupul Driigşan a fost metamorfozat iniţial (evenimentul Ml),Jn context subducţional in condiţii termodinamice de grad mediu, mineralele inde~ fiind staurolitul şi distenul. Argumentarea unui al doilea eveni-

Ioan Balintoni

94

ment metamorfic de grad mediu care să fi implicat rocile litogrupului Drăgşan este extrem de săracă şi invocată doar local. Iancu ( 1983), se referă la un eveniment (M2), ce ar putea fi dece lat şi in rocile litogrupului Drligşan, eventual pe criterii structurale, dar fărli nici o dovadă mineralogică directă. O anumită linie de argumentaţie in sensul unui eveniment metamorflc (M2), in condiţii relativ statice ar putea fi invocată totuşi. Astfel, Berza, Iancu (1994), se referă la metamorfismul de contact al plutonilor granitoizi proterozoici care străbat litogrupul Drăgşan, citând sillimanit şi cordierit in apropierea acestora. Dinică (1989), deşcrie in litozona Corbu, in afara zonelor de influienţă a plutonilor granitoizi de Cherbelezu şi Ogradena, andaluzit crescut static după staurolit şi eventual sillimanit. Scenariul propus de noi este următorul: ulterior metamorfismului (M 1), intens deformaţional, care a dat naştere printre altele structurilor oculare in granitoidele pre- sau sin- (MI), (tip Flgeţel), probabil spre finele Proterozoicului, litogrupul Drăgşan a fost parte a unei margini de placă. activă. Subducţia a generat plutoni intruzivi care au pătruns la nivele suficient de înalte - cele vizibile actualmimte - spre a genera sillimanit şi cordierit ca minerale de contact. Totodată, la nivele inferioare s-au produs migmatizări arteritice- cazullitozonei lelova- iar in unele secvenţe, şi ne referim la litozona Corbu, frontul termic din coperişul unor plutoni rămaşi sub nivelul de eroziune actual, a permis cristalizarea andaluzitului. Deci ar fi vorba de un metamorfism static in relaţie cu un front termic cu suprafaţă neregulat!, cu apexuri în jurul plutonilor granitoizi alohtoni relativ depărtaţi unul de altul. Acesta este evenimentul metamorfic (M2), neinregistrat de sistemele izotopice Sm-Nd şi Rb-Sr (Liegeois et al., 1995). Ulterior, Iitogrupul Drăgşan a fost implicat în orogenezele varisticli şi alpină care au influenţat retrograd rocile sale .. Subliniem absenţa amprentelor orogenezei cal~donice asupra litogrupului Drligşan. Vârstă

Mânzatu et al.. (1975), Grilnenfelder et al., (1983), Krautner .et al., (1988), citează o muJţime de vârste K-Ar din care unele proterozoice, pe care însă nu le vom lua în discuţie ca demne de confidenţă indubitabil. Primele date într-adevar valabile pentru vârstele protoliţilor şi probabil pentru vârsta evenimentului (M 1), sunt cele oferite de Liegeois et al., ( 1995), şi care confirmă fliră putinţă de t!igadă existenţa Proterozoicului superior in metamorfitele carpatice. Astfel, pe patru fracţii de zircoane magmatice colectate din gnaisele oculare ale litozonei F!igeţel s-a obţinut prin metoda U-Pb o linie discordia care intercepteaza concordia la 777 ± 3 Ma (intercepţia superioară), şi la 5 ± 23 Ma (intercepţia inferioarA). Aceastli vârstă este considerată vârsta intruziunii protoliiului. Prin metoda Sm-Nd s-a determinat o vârstă izocronli pentru amfibolitele iubanate din valea Jiului de 825 ± 156 Ma. Deoarece metagranitoidele de F!igeţel intrud amfibolitele, este absolut evident că protoliţii litogrupului Drăgşan sunt postgrenvillieni şi precadomieni, sau Pan-Africani timpurii dupa terminologia autorilor citaţi. Reamintim aici vârstele identice obţinute de cercetătorii ucniinieni pentru litogrupul Negrişoara şi comentate la secţiunea despre Carpaţii Orientali. Totodată, pentru amfibolite şi gnaisele oculare s-a obţinut o izocronă Rb-Sr de 633 ± 25 Ma. Aceasta poate fi interpretată ca vârsta evenimentului metamorfic (M 1); în limbajul utilizat pâna in prezent in Europa vârsta de 633 Ma reflectă orogeneza cadomian!i. Black, Liegeois (1994), propun extinderea şi in Europa a denumirii de orogeneză Pan -Afticană, bine documentată in Africa de nord. Conservarea acestei· vârste susţine aserţiunea noastră despre caracterul nepenetrativ şi localizat în jurul plutonilor intruzivi al evenimentului (M2). Amprentele varistică şi alpină sunt bine înregistrate de vârstele K-Ar şi Ar-Ar, dar se observă clar că influenţa lor asupra sistemelor izotopice stabile a fost relativ slab!i.

Metalogenie În litozona lelova sunt citate acumulări de fier sideritice (Mărunţiu 1976), iar Dinică

Geotectonica terenurilor metamortice din România

95

(date nepublicate), menţionează numeroase . lentile de barit de dimensiuni mici. Unele metaultrabazite au fost cercetate pentru azbest. Nu se poate vorbi însA de o metalogeneză important! economic. Evident, logica metalogenetic!i trebuie să aiba în vedere litosfera oceanică şi caracteristicile plutonilor granitoizi.

Litogrupul

Lainici-Piiuş

Litostratigrafie. Cu câteva excepţii, denumirea de "seria de Lainici-P!iuş" este generalizata de Codarcea et al., (1961), pentru cristalinul precambrian contrastant petrografic cu cel al litogrupului Drăgşan, constituit predominant din roci terigene, carbonatice, cuarţitice, grafitoase etc. Pânza de Svinecea-Măru-Urdele. lnterpretândfoaia 1:50.000 Muntele Mic (Savu et al., 1981 ), litogrupul Lainici-Păiuş este reprezentat in soclul acestei Euxinide danubiene prin · litozona Măgura, formată din micaşisturi retromorfe şi cuarţite. Contactul pe care îl presupunem varistic dintre litozonele Bămiţa şi M!lgura este intrus de masivul granitoid de Muntele Mic. Pânza de Presacina-Poiana Mărului. Soclului acestei pânze îi aparţine litozona Neamţu, atribuită în mod explicit litogrupului Lainici-Păiuş de Krautner et al., ( 1988). Ea este formatli din gnaise biotitice, cuarţite, gnaise micacee, amfibolile şi calcare l:ristaline. Litozona este străMtuta de nenumărate filoane de granodiorite porfirice sau diorite şi intens migmatizată, un aspect cu totul caracteristic secvenţelor litogrupului Lainici-Pliiuş din soclul pânzei de Lainici. În partea esticA a litozonei Neamţu aflorează plutonul granitoid de Ogradena, studiat de Anasţasiu (1976). Anclavele de şisturi cristaline din granitoidele de Ogradena conţin sillimanit (Codarcea et al., 1961). Bercia, Bercia (1980), consideră plutonul Ogradena varistic, in timp ce Savu (1978), îl crede proterozoic. Noi imp!irtăşim parerea eli este varistic, dar dovezile peremptorii lipsesc deocamdatA. Dac!l este de vârstă paleozoică, atunci plqtonul Ogradena face parte impreună cu plutonii .Cherbelezu, Stirdinu şi Muntele Mic din aliniamentul care marcheaza sutura varistică ce pune în contact tectonic litogrupurile Drăgşan şi Lainici-Păiuş. · Pânza de Băile Herculane. Deoarece soclul acestei pânze este alcAtuit doar din granitoidele de Cerna, nu putem spune daca ele strabat roci ale litogrupului Dr!igşan sau Lainici-P!iiuş.

Pânza de Lainici. În soclul pânzei de Lainici, particip! din plin litogrupul LainiciVom numi secvenţa de aici sublitogrupul Vdlcan. După descrierile datorate lui Berza, Seghedi ( 1983 ), Berza et al., ( 1988), şi Berza, Iancu ( 1994), în munţii Vâlcan şi in partea sudestică a masivului Retezat, sublitogrupul Vâlcan poate fi divizat in dou!i litozone, nebotezatc cu nume proprii pentru moment: o litozona carbonat-grafitoasă in poziţie inferioară şi una cuarţitică in poziţie superioara, iar în partea de nord-vest a masivului Retezat afloreaz!i litozona Râilşorul. Litozona carbonat-grajitoasă. Este alcătuită din marmore calcitice şi dolomitice, paraamfibolite, gnaise calcsilicatice, gnaise biotitice şi gnaise micacee cu sillimanit- cordierit - andaluzit - grafit. Litozona cuarţitică. Este formatii din diferite variet!lţi de cuarţite (pure, cu feldspaţi, cu biotit), interstratificate cu gnaise biotit-amfibolice, marmore, amfibolite şi gnaise micacee cu sillimanit. · Litozona Rduşorul. Este constituită in cea mai mare parte din cuarţite şi gnaise cu biotit şi granat care conţin intercalaţii de amfibolite. in partea nordic!i se întâlnesc cuarţite pure, cuarţite grafitoase, şisturi grafitoase, calcşisturi şi marmore. De asemenea apar migmatite arteritice stromati~ice, dar din cauza retromorfismului sunt greu de recunoscut. Păiuş.

96

Ioan Balintoni

Pânza de Schela -Petreanu. În soclul pânzei de Schela-Petreanu, litogrupul LainiciSchela (în fereastra tectonică Schela), şi Bodu (în fereastra tectonică Vârful Pietrii), reunite în sublitogrupul Bumbeşti. Litozona Schela, probabil că este un corespondent al litozonei carbonatic-grafitoaşe din sublitogrupul Vâlcan, având in componenţâ aceleaşi tipuri de roci. În special metapelitele grafitoase sunt foarte abundente, furnizând grafit important economic. Litozona Bodu, înconjoară plutonul granitoid de Vârful Pietrii care o intrude şi posedă o litologie variată: cuarţite, gnaise micacee, gnaise biotitice, amfibolite, marmore, dar predomină cuarţitele şi gnaisele biotitice. După Krliutner et al., (1988), sunt prezente şi serpentinite. De asemenea, ca aproape peste tot in rocile litogrupului Lainici-Păiuş, se întâlnesc migmatite stromatitice şi uneori oftalmitice. Prezenţa serpentinitelor, ca şi în litozona Râuşorul de altfel (Berza, Seghedi, 1983), ridică unele probleme de intt:rpretare deocamdată neabordate şi neabordabile din lipsă de date pertinente. Litologie şi setting geotectonic premetamorfic. Litologiile litogrupu1ui LainiciPăiuş diferă total de ale litogrupului Drăgşan, reprezentând cea mai caracteristică posibilă secvenţă bazinală de margine continentală pasivă sau de platformă carbonatică. lată principalele specificităţi litologice ale litogrupului Lainici-Păiuş, conform cu Krautner et al., (1981, 1988), Berza, Seghedi (1983), Balintoni et al., (1989), Berza et al., (1994), şi I,.iegeois et al., (1995). 1. Rocile carbonatice abundă, dominând secvenţa .. 2. Cuarţitele au o largă răspândire. 3. Metapelite1e, cu o pondere importantă, se remarcă printr-o deosebită bogăţie in grafit; de altfel, grafit apare în toate tipurile de roci. 4. Amfibolitele aflorează cu totul subordonat şi în majoritatea cazurilor pot fi interpretaţe ca paraamfibolite, deşi nu exclusiv; studii adecvate însă lipsesc. 5. Rocile ultrabazice sunt citate ca excepţii în litozonele Bodu şi Râuşorul, intr-un context neclar, Asemănarea Iitologică cu litogrupurile Rebra şi Făgăraş este frapantă, dar rocile carbonatice, cele cuarţitice şi grafitul sunt mult mai abundente decât in acestea. De asemenea absentează litonii care pot fi interpretati ca fiind de origine vulcanogenă acidă. Opinăm că doar grosimea mică· a succesiunii şi forfecările alpine şi varistice nu au permis decelarea crustei continentale pe care s-a depus acest litogrup. Pentru moment, posibilitatea ca litogrupul Râul Mare să reprezinte această crustă rămâne ipotetică. Magmatism. Abordăm aparte acest subiect din cauză că după Krautner et al., (1988), materialul granitic intruziv ocupă mai mult de 2/3 din volumullitogrupului. Berza (în Liegeois et al., 1995), clasifică materialul granitic în trei grupe specifice care se succed 1n timp: 1. corpuri sau dike-uri de material leucogranitic (cu compoziţii locale leucogranodioritice sau leucotonalitice), intruse concordant sau discordant, cu dimensiuni metrice la decametrice, mai rar hectometrice. Denumite leucogranitele de Lainici-Păiuş, ele pot fi considerate exomigmatite. Conţin uneori granat, biotit şi muscovit, iar feldspatul potasic în granule centimetrice, de obicei are culoare neagră; 2. intruziuni.de plutoni granitoizi de mari dimensiuni: Buta, Vârful Pietrii, Buseşti, Arsasca, Frumosu, Bâlta, Şuşiţa, Olteţ, cu compoziţie calcalcalină granodioritică şi tonalitică mediu potasică, precum şi Tismana şi Novaci, care arată o compoziţie alcali-calcică cu afmităţi de tip - A, care se înşiruie de la gabbro-diorite la sieno-granite şi conţin chiar şi lentile ultramafice; Păiuş este reprezentat de litozonele

Geotectonica terenurilor metamortice din România

97

3. succesiunea se inc~eie cu roiul de dike-uri denumit de Motru (Berza, Seghedi 1975), reprezentat prin microdiorite portiritice sau microgranodiorite, mai rar microgranite sau lamprofire. Acestea intretaie plutonii. Vârstă. Analizăm acest subiect inainte de a discuta metamorftsmul pentru ca în mod paradoxal este mai bine argumentat. Liegeois et al., ( 1995), citează ca date de incredere determinarile tăcute de GrUnenfelder et aL, (1983), pe zircoane din leucogranite de LainiciPăiuş colectate in valea Jiului şi din pite ale plutonului Novaci, ambele recalculate pentru erori. Vârstele obţinute sunt de 582 ± 7 Ma pentru primele şi de 588 ± 5 Ma pentru celelalte. Pentru granite din plutonul Tismana s-a obtinut o vârsta pe zircoane de 567 ± 3 Ma, de cltre autorii citaţi. Toate aceste trei vârste izotopice U- Pb reprezintă vârste de intruziune şi intervalul 588 ± 5 Ma - 567 ± 3 Ma poate fi considerat ca acoperind perioada de punere înloc a tuturor celor trei grupe de intruziuni. Deoarece plutonii intrud o margine de placă activl, iar materialul vulcanic acid lipseşte din litogrupul Lainici-Păiuş, se poate deduce că protoliţii litogrupului sunt sensibil mai vechi şi au fost probabil metamorfozaţi inainte de intruderea cortegiului granitoid. Vârsta intruziunilor este Pan-Africanil noul (Liegeois et al., 1995). Metamorjism. Savu ( 1970), a calificat paragenezele cu sillimanit - andaluzit .cordierit- homblendl - almandin - plagioclaz prezente in metamorfitele litogrupului LainiciPAiuş, ca fiind ale unui metamorfism de contact regional, pe care l-a numit de tip danubian, asemănându-1 cu cel de presiune coborâtl din Pirinei. Este evident că aceste parageneze se datoresc frontului termic indus de invazia materialului granitic care a migmatizat arteritic şi metasomatic practic intregul litogrup (e.g. Stan 1977). Staurolit şi disten nu au fost găsite până în prezent, aşa el ne putem imagina următorul scenariu: litogrupul Lainici-Păiuş s-a ·depus pe un craton in perioada de extensie şi expansiune a unui bazin oceanic, când este posibil să fi fost metamo~zat prin îngropare la o intensitate coborâta; apoi, când a inceput subducţia, in:vazia materialului granitic a generat aspectele metamorfice constatate astlzi prin anihilarea paragenezelor metamorfice precedente. Pentru o asemenea situaţie, relicte ale unor parageneze de grad mediu nu au ce căuta in rocile litogrupului Lainici-Pliuş, iar relicte ale paragenezelor de grad coborât nu au avut motive sA se conserve. Din punct de vedere al metamorfismului de grad mediu (presiune coborâtl, temperatură ridicat!), litogrupul Lainici-Pliuş poate fi considerat monometamorf. latâ deci, câ in funcţie de specificitatea settingurilor geotectonice de geneză, litogrupurile Drăgşan şi Lainici-Păiuş denoti\ istorii metammftee diferite. Paragenezele litogrupului Lainici-Păiuş pot fi bine încadrate termodinamic in lumina lucrarilor experimentale existente actualmente, insii această analiză depăşeşte scopul aceStui text. Metalogenie. Deoarece cupolele batoliţilor granitoizi sunt erodate, mineralizaţii asociate acestora nu s-au conservat. În schimb, materialul organic abundent a dat naştere la acumulări de grafit exploatabile, cum sunt cele din valea Olteţului. Litogrupul Riul Mare. IndividualizAm sub acest nume, grupul de formaţiuni care aflorează la nord-vest de Munţii Retezat, în soclul pânzei de Schela Petreanu, descrise de jos in sus sub numele de Rof, Furcătura, Nisipoasa şi Petreanu, (Berza, Seghedi, 1983). Litozona Rof consta din micaşisturi cu almandin, amfibolite, leptinite, gnaise biotitice şi cuarţite. Litozona Furcătura este formată din gnaise microclinice cu biotit, intreti\iate dO aplite subsecvente. . Litozona Nisipoasa este compusă din şisturi monotone cuarţ-biotitice. Litozona Petreanu are in constituţie gnaise oculare sau rubanate asociate cu litoni

Ioan Balintoni

98

aplitici, amfibolitici, cuarţitici, sau gnaisici cu biotit. Deoarece interpret!im secvenţa de mai sus ca fiind soclul premetamorfic al litogrupului Lainici-Pliiuş, îl· atribuim pânzei varistice de Vâlcan- Pilugu. Litologic el este comparabil cu litogrupul Dmgşan. Din cauza absenţei informaţiilor interpretabile tn sensul ipotezei menţionate, nu comentăm mai departe caracteristicile acestui lito&mP· e.

Secvenţele

metamorfice varistice din punct de vedere al metamorfismului, distincţia intre secvenţele varistice şi cele alpine nu este totdeauna uşoar!i, întrucât şi unele şi altele sunt metamorfozate în condiţii asemăn!itoare, prezenţa suturii şi molasei varistice face această distincţie obli~atorie. Faciesurile formaţiunilor varistice sunt net diferite de faciesurile formaţiunilor alpine, şi spre deosebire de Getide, formaţiunile varistice din soclurile Euxinidelor danubiene sunt în general fosilifere. Litogrupul Timiş. Includem la acest litogrup următoarele litozone din cele enumerate de Ber.za, Iancu (1994), autori după care vom reda şi descrierea lor: Rtiu/ Alb, Nijudimu, Brustur, Drencova; Rtiul Rece, Ideg, Sevastru. şi Coarnele. Teoretic ele ar trebui sli aibe drept soclu litogrupul Drligşan, dar analiza hărţii publicate de iancu et al., ( 1990), face incertli poziţia unora dintre cele localizate între v!iile Râul Alb şi Ohaba. Litozona Rtiul Alb. Aflată la vest de masivul Ţarcu, este o secvenţa vulcano-sedimentară alcătuitli din tilite, conglomerate, gres ii şi tufuri bazice, cu asociaţii palinologice care indică vârsta ordovician " siluriană. Litozona Nijudimu, este o secvenţa corela!:>illi cu precedenta, situatii la sud-vest de masivul Ţarcu. Litozona Brustur reprezintli probabil o formaţiune echivalentli din nordul masivului Ţarcu, in care· se dezvolt! conglomerate groase (conglomeratele de Baicu), care admit intercalaţii de gresii bogate în homblendă, şi de asemenea şisturi negre. Existli şi litoni concordanţi riolitici. Conglomeratele de Baicu includ elemente provenite din complexul ofiolitic Tişoviţa-Iuţi. Vârsta este controversată, luându-se în discuţie cea ordovician - siluriană pe bază de acritarche şi chitinozoare. Personal, această vârstă ni se pare incompatibilă cu prezenţa elementelor originare din complexul ofiolitic Tişoviţa-Iuţi. Litozomi Drencova deschisă in valea Dunării, include o parte inferioam conglomeratică şi una superioam peliticli având intercalaţii de tufuri bazice, iar în top stau calcare. Asociaţia palinologică şi macrofauna cu Plectogyra indică o vârstă devonian - carbonifer Deşi

inferioară.

Litozona Râul Rece, aflorează în valea Idegului · şi este o secvenţa vulcano-sedidin gresii, conglomerate şi ardezii, cu curgeri şi tufuri bazice intercalate, precum şi cu litoni calcaroşi crinoidali. În ardezii a fost descrisă macroflom devoniană. Litozona Ideg, care o acoperli pe precedenta alcătuită fiind din calcare, posedă o

mentară compusă

macrofaună tournaisiană.

Litozona Sevastru, urmează peste litozona Ideg şi constă din ardezii interstratificate cu gresii şi vulcanite bazice. Este atribuită Viseanului. Din .litozonele Râul Rece şi Sevastru se cunosc silluri Şi dike-uri trachiandezitice precum şi sienite porfiritice: Litozona Coarnele. Afloreazli în nordul munţilor Vâlcan, este formată din gresii cuarţitice şi est~ consideratii ordivician - siluriană pe baza conţinutului palinologic. Litogrupul Jiu. Dintre secvenţele varistice citate de Berza, Iancu, (1994), grupănl aici litozonele Valea Izvorului, Po~ana Mică şi Valea de Brazi. Ele transgredează pe roci ale litogrupului Lainici-Păiuş.

Geotectonica terenurilor metamorfice din România

99

Litozona Valea Izvorului constă dintr-un membru inferior cuarţitic (gresii cuarţitice) un membru superior pelitic, bogat in macrofaună ordovician superior-silurian inferioară, .(coelenterate, briozoare, brachiopode, crinoidee, trlobiţi) şi in palinomorfe. Atlorează in Munţii Mehedinti şi suportă formaţiuni mezozoice. Litozona Poiana Mică stă sub roci liasic~ tn -culmea Cernei şi constă dintr-o secvenţă subţire conglomeratid\ la psammitică, fiind considerată de vârstă devoniană sau permiană. . Litozona Valea de Brazi atlore~ în partea estică a Munţilor Retezat. Constă din conglomerate, gresii şi ardezii, care găzduiesc litoni concordanţi de riolite. Succesiunea ar conţine macrotlor!i devonian superioară. Litogrupul Timiş include magmatite bazice, care lipsesc din litogrupul Jiu. În linii cu totul generale, litogrupul Timiş indică unele caracteristici ale sedimentării de rift, in timp ce litogrupul Jiu este format mai ales din roci detritice de platformă. Metamorfismul secvenţelor paleozoice danubiene nu depăşeşte în intensitate zona doritului şi este dificil de deosebit faţă de cel alpin. Conservarea vârstelor proterozoice K/Ar arată că, deşi implicate în orogeneza varisticl, metamorfitele danubiene au stat undeva la marginea zonei de influienţă a acestei orogeneze. În ce priveşte relaţiile dintre metamorfitele danubiene şi cele getice, orice afmnaţie pare hazardat!l inainte de ·a se reconstitui poziţiile cratonilor Getic şi Euxinic anterior formării riftului dacic extern. Putem sublinia, istoriile metamorfice diferite ale litogrupurilor Sebeş-Lotru, Fl1găraş, Drăgşan şi Lainici-Păiuş. Litogrupul Râul Mare ar trebui abordat în lumina ipotezei enunţate in paginile anterioare, deoarece discordanţele stratigrafice şi de metamorfism între succesiuni mezozonale, sunt foarte dificil de argumentat. şi

Harta structurală a Carltaţllor MeridionaU 1. Balintoni, t. Berza, H.P. Hann, V. Iancu. G. Udubaşa

Legenda

1, Magmatite creta.cic superior - paleocene şi cuverturA posttectonicl cenozoici; 2, cuvertură postlaramic4 (Maastrichtian - Paleogen); 3, cuvertură postaustricl (Vraconian - Cenom.anian). Getide sudice: oetida laramici de Timiş-Boia {Tm-B); Getide austrice: 4, pânza de Strâmba; S, pânza de Moldoveanu; 6, pânza de Pârâul Moaşa; 7, pânza · de Argeş; 8, pânza de Gladna; 9, pâ.nza de Hunedoara; 10, pânza getică; lacee ti verrui cu intercalaţii de eakerc in pl~

1:po§ă§âemunD. pbzell®rr IID.e C®i!llru: 29, pânza de Vaşcău-Coleşti ·(sau de Coleşti şi de Vaşcău); 3(!]), pânza de Moma; · 3ll., pânza de Dieva-Bătrânescu-Vetre; 32, pânza de Finiş . ( -Ferice-Următ); 33, pânza de Vălani; 341, u.llllitate!ll i!lle I!Bnlln®R"; 35, crisl1:sllfum1ll!ll CmrrJ!Dm~ll®Ir Merii!lliqpamllfi; 31{ii, falie; 37, falie inversă; 3~, şariaj laramic; 31!li, şariaj pregosau; 009 şariaj austric; 41, şariaj varistic; 412, transgresiune; 43, contur · magmatite; 4!41, falie transformantă, limită de placă (craton); 41§, sens transcurenţă; 4î~, compartimente de falie.

de

PLVIIHARTA STRUCTURALĂ A MUNTILOR APUSENI

Ng

.

1. Balintoni

Ng

O. 6

12

18

24

30km

LEGENDA:

GJt~2ftu-snl3lY•-C•I•~s~'~7~1~1~10~~ ~Q:}lc:!Qt.~~,~~"~ ~II[J:Jio~G::P ~~24lat(~IICN-"lCP-6) J2!~2~~~211~~ ~341"'...:- 1- .- - J6 :o= .. s t 46

14adeniene şi mai noi; 6, Paleogen; 7, ;Senonian; 8, Senonian, strate dc{Şozeş; 9, Senonian, Valea Mici - Galda; 1O, Turonian .. Senonian; 11, Cenomanian Senonian, (Strate de Râmeţ); ll, Cenomanian.; Unltitf tectonlce laramlee: u• unitatea de Groşi; 13, pinza de Criş-Bucium; 14, pânza Munţilor· Metaliferi; 15, pinza de Curechiu-Stinija; 16, pânza de· Mureş; lS, pânza de Vulcan; l6, pânza de Frasin. Unitlţfi tectonice custrlee: 17, pinza de Izvoarele; 18, pinza de Valea Muntelui; ~9. pinza de Colţu Trasclului; 20, pinza de :Sedeleu; li, p.ânza de · Feneş; ll, pinza de Clpâlnaş- Tecbereu; 22', pânza de Căbeşti; l3, unitatea de Bejan; 14, unitatea de Ardeu; l8, limită Cuaternar; l9, transgresiune; 30, falie; 31, limitl magmatite; 32, şariaj laramic; 33, şariaj austric.

r---.. -------------------------- ---------------------------------------.. --------------------- ........ --- ---- --------~

!Pt.t.X HARTA

STRUCTURALĂ A TRANSILVANIOELOR

l 1

1

( 1. Balintani

1

'1 1

1~ 1 --------------------------------------~------------------------:1

...h..!_g e n da:

.! 1

l~ 1

1 1 1

l 1

~

0

1 1

1

~ 12

§

23

2

00

FA o-I

24

2'

~cf;a'J

12 1

13

!

Scara:

1 V

O

2

4

6

8 10km

:

1 25

Materiale ut.ilizate: foile Geologice a României ! scara 1:50.000 ! 1' 1

Hărtii

1

1

i IT] 1 CE:]

3

1

4

K'\1

1 1

1

14

l

Fr

1

26

15

,~ ~

1

21

1

! 1

1 1 1

1

· 1

iD

1 1

s

ITID

l [O

6

l1De

ITJ

7

, ••

jls-aol

8

j._:_.·J19

9

1:~;~:]

20

... 1

1O

j: ··:-." ·:1

21

........

33

11

1o

ltlllll

22'

1

16

~

l

17

..

·.·J

18

.,.""-- 30

1

1

l

l 1 1

j

1 1

·l [s-vGI

0

1

2&

1

1 1

.. ········· 29

11 1

o ~~

1 1

.. 1

: 1 1

31 32

1

i

N

1

1.

i lTu-S !B

j

1 1

1 1

o o

1 22

t

1 1

1

" "1 1 1

1 1

l1

1 1

1

1

11

. 1

1

1

1

1

1

1

1

.

1

1

1

1 1

1 1

1

,1

·1

·J

1 m

,.---------------------------------------. --------------------------------------------------::-,.

• 1

1

1

'1

.•

1

1

'

tt

1

.•

'

i

1

1

• ' 1•

1

•

l

•1 l .,

,1 •1

1

~·1

1

'l

·1 ·1

1

t

1

•f

1 1 1 1

1·

1

1 1

'

•

.. • •• 1

1

'1 1

'1 1

1

1 1

,,..

·.,1

:1

~~ 1.

1

:1 .1

1

1

•1 ,l • 1'

e

11 1

;:

B

V

V

V

1

1 1

~V

V

V V

V

V

V V

V

V

V V

V

V

V

V V

o 0

--

o .

i.o '••D ___\. $-----rJ.' •••

]'

'[!]

,...

--~--

----- ------- ·-------------- .... ------------- -------. -------- --------------- ------1

1

1 1

1 1

1

1 1

' 1

1 1

1 1

1

1

1

1

1 .1 •1

1 1 1

1 1

•• •

1

.11

., 1

1

l

1

1

• 1 •1 1 1

1

1·1\o

!

....

r...

1

1

• 1

:C'r

~

r--·-- ---- ------------- .... --------- -----·-------- ------------------------- . . . . -______ . .,.

1

1

1 1

1 1 1

.,., 1

B

1·

·1 1 1

1 1

1

1

1

1

1 1

11 1 1 ~-

B

J, 1 1 1

1

1 1 1 1

.r··-----·--·--- -·----1

-----

----- --------- .............. ----,....- ----

1' .,•1

1' 1'

'

1

J '

1

1

'1 ' 1 1

s· B

B

B

1 1

l1 1

'

1 1'

,.''

'

'''

1' :1'

,,,,'

'

,.''''

1

1

1 1 1

'' ' 1

'

,,' ··------ --------- -------- ----- ---------- ----l!J r.-1 ------------------- --------------- -----------~l':·' 1

o o o

o o

o. o

o o

~

o

~

o

o

o

o o

o

o

o

o o

~-

o

o

o

o

o

o

o

o·

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o o

o

o

o

o

o o

o·

O'

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

B

.... 1

..,;

1'

1' 1·

t•

:j 1

!

:

t

ixl____

1:

--------------------------- ---~rs--C ------------------------ ------------.41l

• ~ • 1

•

• 1 •1

5-Bo

1

1

.il' ·1

,. .'1

1 :1 ~

1' 1

l l________________________________ --- - ----

m·--------------------------------------------

,.

1

1 1

·.1 1

' 1 1

..''

1

1

1

------------ ~-----1

1

----- ___________ Des.S..........,1.i ------------------·----·--·---[!] ·-~-----4

Harta structurală a Depresiunii Transilvaniei 1. Balintoni Legende

i, Neogen postkarpatian; 2, Miocen inferior; 3, Paleogen; 4, fliş transcarpatic; S, cristalin; 6, eruptiv neogen şi limita Depresiunii Transilvaniei in partea sa estică; 7, limita Depresiunii Transilvaniei; 8, sutura transilvan!; 9, limita cratonului Eurasiatic dedesubtul unitAtilor tectonice carpatice; 10, limita n?rdicl a cratonului Euxinic dedesubtul Getidelor; 11, terminaţia ~suaică a frontului Pienidelor în ~aramureş; 12, încălecări laramice de tip "epluşare groasă"; 13, încălecarea Meseşului; 14, falia· OltUlui; lS, falia transcurentă Szolnok; 16, blocul Zemplin al cratonului Preapulian; 17, falia Dragoş Vodă; 18, falia Bogdan Vodă; 19, sens transcurenţă.

,..

••

r.•

!i'

Pl. X ~TRUCTUR~

DEPRfSIUNII TRAN51LVANIEI 1. BALINTONI

o----î>Km

23'

2.fl'

i!5'

21t'

D.

1

~ 5

~

9

~

1~

Or---17

[Ei]

2

~&

~

10

Ol:;

1lt

Bg--lS

D

3

~

11

Sz-

15

19

z

16

~ 4

-

......rr

~e

~ 12

-

Secţiune

geologici prin şi Muntii Apuseni

(Traseul secţiunii 1-A, M.

Ştefiineselll)

1. Balintoni

Legenda

J., Badenian - Cuatemar; l, Tertiar - Cuatemar; 3, Se\lonian - Paleogen; 4, Transilvanida estici din subasmentul Depresiunii Transilvaniei; Tramsilvanide austrice vestice: 5, pânza de )3edeleu; 6, pinZa de Colţul Trascăului; 7, pânza de Valea Muntelui; 8, pânza de Izvoarele; Sistemui pinzelor de Biharia: 9, pânza de Baia de Arieş; 10, pânza de Biharia; 11, pânza de Arieşeni; 12, pânza de Gârda; Sistemul pinzelor de Codru: 13, pânza de Coleşti; 14, pânza de Vaşcău; 15, pânza de Moma; 16, pânza de Dieva; 17, pinza" de Finiş; · 18, Unntatea de Bihor; 19, magmatite neogene; 20, banatite; 21, transgresiune; 22, falie; 23, şariaj austric; · 24, şariaj pregosau; 25, incllecarea laramică târzie din baza pinzei Munţilor Metaliferi; 26, sutura dintre cratonii Getic şi Preapulian.

Pl. XI

SECŢIUNE

GEOLOGICĂ

PRIN

MUNŢII APUSENI

V Arieşul

Seb,i~

.

CODRU MOMA

iRinuşa

' ::

Bi

A

81

,. •' ,,

1

'

..

+ +

LEGENDA

o

4km

11!] 6 [Titt [816

~2

~7 ~12 [l[]17 ~8 [ Q t 3 ~18 ~9 -~14 ~19

~4

[Tis [!Qto

+

+

+

+

+ +

+

+

+

+

+

+

...... .. 21

!ed-QI1 ~3

''

1

...

:L

Ar:•şeni

'

"

km

Mort?

~15 r::J2o

CRATONUL

---22 ~2J

.............._ 24

........-..... 25 ~26

[!]

Schemă

de montaj

.

o.: •:

CJ

. .!?

t

"'

+

ID

+

CI

i +

+

+

.

+

+

+

• +

+

+

+

+

+

+

+

o -::::· .,._ .. __

w

~

~

1&1------... z

:::> :J;

X 11:1

z