COMITETUL DE STAT AL GEOLOGIEI INSTITUTUL GEOLOGIC BUCUREȘTI 1969 institutul Geologic al României Institutul Geological României Institutul Geological României COMITETUL DE STAT AL GEOLOGIEI INSTITUTUL GEOLOGIC ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI Voi. XXXVII BUCUREȘTI 19 6 9 A Institutul Geologic al României C O N T E N U (Resumes) Page J O. M i r ă u ț ă. J La tectonique du Proterozoîque superieur de la Dobrogea centrale . 31 V. Corvin P a p i u, Silvia M 1 n z a t u. Hypothesc sur la genese des bauxites du Massif de Pădurea Craiului (Monts Apuseni) ................................. 67 D. Patrulius, Elena Popa, Ileana P o p e s c u. Structure de la Nappe bucovinienne dans Ia pârtie meridionale du Massif cristallin moldave (Car- pates Orientales)............................................................. 109 O. M a i e r, II. K r ă u t n e r, Florentina K r ă u t n e r, G e o r g e t a Mure șa n, M. M u r e ș a n. Stratigraphie und Struktur der epiineta- morphen Schiefer der mittleren Zone des Poiana Ruscă-Gebirges (Gebiet von Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii).............................................. 165 îl. K r ă u t n e r, Florentina K r ă u t n e r, Georgeta Mureșan, M. Mu re șan. La stratigraphie, l’evolution du magmatisme, le mdtamorphisme et la tectonique des formations cristallophyliennes de l’unite epim6tamor- phique du massif de Poiana Ruscă........................................ 241 C. I o n e s c u. Recherches p6trographiques, stratonomiques et structurales du Cristallin des Monts de Bistrița (region des sources Țibău-Coșna)............. 311 Institutul Geologic al României CUPRINSUL Pag- O. Mirau ță (1931-1967).................................................................. I | O. M i r ă u ț ă. | Tectonica Proterozoicului superior din Dobrogea centrală .... 7 V. C o r v in Papi u, Silvia M i n z a l u. Ipoteză asupra genezei bauxitelor din masivul Pădurea Craiului (Munții Apuseni)........................................... 37 D. P a t r u 1 i u s, E 1 e. n a P o p a, Ileana Popesc u. Structura pînzei buco- vinice in partea meridională a masivului cristalin moldav (Carpații Orientali) . . 71 O. M a i e r, H. K r ă u t n e r, Florentina K r ă u t n e r, Georgeta M u- reșan, M. M u r e ș a n. Stratigrafia și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană a masivului Poiana Ruscă (regiunea Teliuc-Gbelar-Vadu Dobrii)............................................................................. 119 II. K r ă u t n e r, Florentina K r ă u t n e r, Georgeta M u r c ș a n, M. Mureșan. Stratigrafia, evoluția magmatismului, metamorfismul și tectonica formațiunilor cristaline din unitatea epimelamorfică a masivului Poiana Ruscă........................................................................ 179 C. I o n e s c u. Cercetări petrografice, stratonomice și structurale in cristalinul munților Bistriței (regiunea izvoarele Țibăului-Coșna) ............................. 26» Institutul Geologic al României Institutul Geological României OREST MIRĂUfĂ (1931 - 1967) Institutul Geological României OREST MIRĂUȚĂ (1931—1967) La 11 iunie 1967, în urma unui tragic accident s-a stins unul dintre cei mai valoroși reprezentanți ai tinerei generații de geologi români. înzestrat cu o inteligență și o putere de muncă ieșite din comun, de o rară delicatețe și noblețe sufletească, Or es t M i r ă u ț ă a lăsat, prin dispariția sa, un mare gol. S-a născut la 3 iunie 1931 pe plaiuri bucovinene, la Volovăț, în apro- pierea Rădăuților, cel mai mic vlăstar al unei numeroase familii de agricul- tori, demni urmași ai răzeșilor lui Ștefan cel Mare. După ce termină școala primară pe care a urmat-o în comuna natală, se înscrie la Liceul din Rădăuți pe care l-a absolvit în 1950. încă din vremea liceului se relevă calitățile sale care îl plasează mereu în fruntea colegilor lui, deși uneori trebuie să înfrun- te și condiții mai grele de studiu. Atras de frumusețea științelor pămîntului, O r e s t M i r ă u ț ă se înscrie în 1950 la Facultatea de Geologie și Tehnică Minieră a Institutului Politehnic din București, devenită mai tîrziu Insti- tutul de Mine. în toți cei cinci ani de studii pe care îi încheie strălucit cu di- plomă de merit, O r e s t Mir ă u ț ă a fost mereu un exemplu de sîrguință pentru colegii lui. Calitățile sale morale, unanim recunoscute, i-au determi- nat pe colegii săi de studiu să-l aleagă în conducerea organizațiilor de ti- neret și sindicale din Institutul de- Mine. Din 1955 pînă în 1960, O r e s t M i r ă u ț ă lucrează în cadrul Servi- ciului geologie al întreprinderii de Prospecțiuni și Laboratoare a Comitetu- lui Geologic, mai întîi ca geolog stagiar, apoi ca geolog principal. încă din această perioadă el se impune prin calitățile sale profesionale, fiind desem- nat în 1958 să facă parte din colectivul de redacție a Hărții tectonice a României. La sfîrșitul anului 1960 el este transferat la Institutul Geologic, jA Institutul Geologic al României 16 R/ II odată cu reînființarea acestuia. Mai întîi cercetător științific, apoi, din 1964, cercetător științific principal, O r e s t M i r ă u ț ă și-a dus în această instituție activitatea, pînă în momentul tragicei sale dispariții. în 1962 el este distins cu premiul „Gr. Cobălcescu” al Academiei pentru contribuția sa la elaborarea primei ediții a Hărții tectonice a României. Calitățile sale unanim recunoscute au determinat ca O r e s t M i r ă - u ț ă să fie ales să reprezinte România și într-o serie de manifestări geolo- gice internaționale. Astfel, în 1961 conduce excursia Congresului al V-lea al Asociației Carpato-Balcanice în munții Măcinului; în același an participă la lucrările Comitetului de redacție a Hărții tectonice a Europei de la Ma- maia, iar în 1964 este delegat să participe la reuniunea Societății Poloneze de Geologie. Peste tot el s-a impus ca un demn și valoros reprezentant al școlii geologice românești. De asemenea, numeroși geologi străini care ne-au vizitat țara au beneficiat de competentele sale explicații în excursiile pe care le-au făcut în Dobrogea sau în Carpații Orientali și pe care le-au elogiat întotdeauna. Deși extrem de scurtă, activitatea științifică a lui O r e s t Mirăuță a fost deosebit de rodnică, mai ales sub aspectul calității superioare a lucră- rilor sale. El a abordat studiul a două regiuni de pe teritoriul țării noastre eu structură foarte complicată, Dobrogea și Carpații Orientali, rezultatele cercetărilor efectuate în aceste sectoare fiind consemnate în 26 de lucrări publicate în țară și peste hotare. De asemenea el a participat la realizarea unor lucrări de sinteză : Ghidul excursiilor în Dobrogea din cadrul celui de al V-lea Congres al Asociației Carpato-Balcanice de la București, Harta tectonică a României, Harta metalogenetică a României, Harta metalogenetică pentru fier a teritoriului României, Harta geologică a for- mațiunilor antetortoniene și 4 foi din Harta geologică a României la scara 1 : 200.000. * * * Numele de O r e s t M i r ă u ț ă va rămîne mereu legat de procesul de cunoaștere a structurii geologice a Dobrogei, în care lucrările sale au însemnat o etapă importantă, înscriindu-se în șirul iluștrilor geologi care l-au precedat în această regiune — G. M u r g o c i, L. M r a z e c, I. S i- m i o n e s c u, I. A t a n a s i u. Contribuții extrem de valoroase a adus O r e s t Mirăuță în des- cifrarea stratigrafiei și tectonicii Dobrogei de Nord. El stabilește aici o succesiune cu totul nouă a depozitelor paleozoice, relevînd prezența forma- Institutul Geological României OREST MIRAUȚA III țiunilor mai vechi decît Devonianul inferior. După studii foarte minuțioase făcute pe teren, însoțite de studii microscopice detaliate, el ajunge să sta- bilească următoarea succesiune stratigrafică a Paleozoicului din munții Măcinului: (1) seria șisturilor cristaline mezozonale, (2) seria filito-cuarți- tică de vîrstă ordoviciană, eventual și cambriană, (3) seria filitelor cenușii și a calcarelor de vîrstă siluriană, (4) seria devonian-inferioară în care relevă caracterul ritmic, flișoid, al depozitelor și (5) formațiunea de Carapelit în care distinge un orizont conglomeratic inferior și un orizont grezos-șistos superior. El compară formațiunea de Carapelit cu faciesul de Culm din Europa centrală.Trebuie reținută de asemenea ideea interesantă exprimată de O. Miră u ț ă că seria mezozonală (1) poate reprezenta un facies al seriei filito-cuarțitice (2), cu un grad de metamorfism mai ridicat datorită intruziunilor granitice. Această nouă imagine stratigrafică îl conduce și la o nouă imagine structurală a munților Măcinului în care distinge o serie de cute strînse, deversate spre nord-est, la care iau parte și granițele, pe care le împarte în două grupe: granițe anterioare formațiunii de Carapelit și granițe posterioare acesteia. Cutarea depozitelor paleozoice s-a făcut, după O r e s t M i r u ț ă, în mai multe etape : caledoniană (?), bretonă și sudetă. Ele au fost reluate apoi în cutări hercinice tîrzii și chimerice vechi. Studiind Colinele Mahmudiei, O. Mirăuță identifică, împreună cu Elen a M i r ă u ț ă, depozite devonian-medii dezvoltate în facies de fliș. Extinzîndu-și cercetările și în regiunea Cataloi el ajunge să stabilească o nouă succesiune stratigrafică a depozitelor paleozoice și în zona triasică a Dobrogei de Nord. Această succesiune începe cu (1) complexul meta psami- tic cu metagrauwacke și filite, după care urmează (2) complexul șisturilor sericito-cuarțitice(Ordovician)echivalent cu seria filito-cuarțitică din munții Măcin ; (3) cuarțitele negre, siluriene; (4) șisturile filitoase — ardeziene, tot siluriene, apoi formațiunile devoniene cu : (5) complexul flișoid, (6) com- plexul șistos-calcaros și (7) complexul silicolitic, peste care semnalează calcare cenușii, probabil carbonifer-inferioare. O. M i r ă u ț ă stabilește că, în ansamblu, formațiunile paleozoice din Dobrogea de Nord formează un ciclu orogenetic hercinic independent, cu un facies flișoid în Devonian, precedat de un facies euxinic în Silurian și urmat de un facies de molasă reprezentat de formațiunea de Carapelit- Acest ciclu este deosebit de cel chimeric care începe cu o formațiune terige- nă în Triasicul inferior, urmat de o formațiune calcaroasă și magmatism inițial în Triasicul mediu și superior și de o formațiune de fliș în Triasicul superior și Liasic (strate de Nalbant). Distingerea unui ciclu chimeric Institutul Geologic al României IV vechi independent pe care o face O r e s t M i r ă u ț ă este foarte impor- tantă pentru înțelegerea evoluției Dobrogei de nord. Studiile făcute de O r e s t M i r ă u ț ă în Dobrogea de nord se îndreaptă și asupra depozitelor mezozoice pe care le cercetează atît în munții Măcinului cît și în zona triasică. El recunoaște Triasicul inferior detri- tic, peste care separă un complex calcaros-dolomitic care corespunde părții inferioare a Triasicului mediu. în cadrul acestuia face observații foarte detaliate asupra proceselor de substituire a calcarelor prin dolomite. El atrage atenția de asemenea asupra numeroaselor fenomene de ingresiune a formațiunilor calcaroase ale Triasicului mediu datorită unor mișcări sinsedimentare, însoțite de conglomerate bazele considerate pînă atunci de alți cercetători ca depozite werfeniene. Deasupra complexului calcaros- dolomitic, O. Mir ă u ț ă distinge un complex calcaros cu stratificație gradată în care face observații foarte interesante de petrografie sedimenta- ră, determinînd un proces de sedimentare ritmică exclusiv carbonatată și remarcă faptul că aceasta precede sedimentarea de tip fliș din Triasicul superior. Demne de remarcat sînt observațiile structurale pe care O re st Mi- ră u ț ă le face în Dobrogea de nord. în primul rînd trebuie relevate observațiile microtectonice aplicate asupra depozitelor paleozoice. El des- crie în detaliu diferite tipuri de microcute și clivaje care îi permit să de- termine în formațiunile predevoniene de la Cataloi două faze de deformare, din care prima sincronă cu metamorfismul. Nu mai puțin însemnate sînt și concluziile tectonice de ordin general la care ajunge O. M ir ău ț ă. în afară de faptul că distinge două cicluri orogenice diferite el arată că între direc- țiile structurilor paleozoice (E — W) și direcțiile structurilor chimerice (NNW) există o discrepanță netă. în structurile paleozoice din Colinele Mahmudici el pune în evidență cute anticlinale culcate, recutate în cute antiforme și sinforme, descrise pentru prima oară de el în Vorlandul carpatic. Caracterul multilateral al preocupărilor sale este relevat și de studiul depozitelor cretacic-superioare din bazinul Babadag, cercetări care sublinia- ză calitățile de biostratigraf ale lui O r e s t Mir ă u ț ă. în aceste studii este argumentată paleontologic prezența Turonianului în care sînt identifi- cate zonele cu Inoceramus labiatus, cu I. lamarcki, cu Scaphites geinitzi și cu I. schloenbachi; sînt de asemenea descrise faunele cenomaniene și seno- nian-inferioare, realizîndu-se astfel un studiu complet al Cretacicului su- perior de la Babadag care constituie o verigă de bază în stabilirea scheme biostratigrafice a Neocretacicului din România. Studiile acestea sînt corni Institutul Geologic al României OREST MIRĂUTA V pietate însă și de studii petrografice care îi permit lui O re s t M i r ă u ț ă să determine caracterul heterocron al conglomerateloi’ de pe marginea bazinului Babadag, precum și variațiile de facies ale depozitelor senoni- ene. El relevă totodată că tectonica bazinului Babadag este independentă de tectonica fundamentului, formarea lui fiind legată de o perioadă sta- bilă de shelf. Cercetările lui O r e s t Mirau ț ă s-au îndreptat și asupra Dobrogei centrale, rezultatele obținute fiind extrem de valoroase prin stabilirea unei scheme de divizare a șisturilor verzi și prin observații foarte amănunțite asupra petrografiei și tectonicii acestora. O r e s t M i r ă u ț ă a stabilit patru subdiviziuni ale șisturilor verzi și anume: (1) seria infragrauwackică; (2) seria grauwackelor inferioare; (3) seria grauwackelor superioare sau seria de Măgurele și (4) seria supra- grauwackică (sau seria de Băltăgești). El arată să seriile grauwackică infe- rioară și superioară au un caracter de fliș și face multe observații de detaliu asupra sedimentologiei lor. Remarcînd prezența piritei de origine sedimen- tară în aceste serii deduce că mediul în care s-au depus putea avea un carac- ter euxinic. De asemenea semnalează frecvența remanierilor intraformațio- nale sub formă de găleți moi care denotă o compactizare rapidă a sedimen- telor pelitice. Studiind ritmurile seriei grauwackice inferioare constată că acestea sînt formate din grauwacke și șisturi zonate de tipul varvelor (alcătuite din microritmuri de siltite și pelite), pe care le aseamănă cu roci identice din Algonkianul din Boemia și din Brioverianul din Bretania. Cercetînd materialul din microconglomeratele arcoziene intercalate în seria grauwackelor superioare, O. M i r ă u ț ă ajunge la concluzia că acestea provin din formațiuni mai vechi decît șisturile verzi situate în Do- brogea sudică, a căror consolidare este assyntică veche sau carelidică. Foarte interesante sînt observațiile tectonice făcute de O r e s t M i - r ă u ț ă în Dobrogea centrală. El determină o serie de cute largi cu carac- ter de anticlinorii și sinclinorii ce prezintă un clivaj șistos cu înclinări abrup- te spre sud. Acest clivaj șistos este sincron cu metamorfismul șisturilor verzi, mineralele de neoformație fiind orientate paralel cu clivajul. în privința metamorfismului el arată că numai seria infragrauwackică prezintă un metamorfism epizonal pe cînd toate celelalte serii au un metamorfism inci- pient, produs odată cu clivajul șistos în timpul cutării. Din analiza varia- Institutul Geologic al României VI ției direcției cutelor și a așezării lor în releu, O. M i r ă u ț ă ajunge la con- cluzia că în Dobrogea centrală ne găsim într-o regiune de curbură a zonei cutate, care urmărește, în general, curbura masivului ucrainean. Toate contribuțiile aduse de O r e s t Mirăuță la cunoașterea geologiei Dobrogei reprezintă descoperiri originale și fundamentale care marchează o etapă însemnată în progresul științelor geologice în acest sector al teritoriului țării noastre. Cunoașterea aprofundată a problemelor Paleozoicului și Precambrianului a determinat colaborarea lui la elabo- rarea unor sinteze importante asupra formațiunilor de această vîrstă, prezentate în străinătate (1963,1966) sau în țară (1961,1962, 1968). Studiile făcute de O r e s t Mirăuță în Carpații Orientali au privit în special formațiunile miocene din zona subcarpatică din Moldova centrală, precum și depozitele din unitatea marginală a zonei flișului din bazinul Bistriței și Tazlăului. Deși formațiunile pe care le studiază au fost cercetate înaintea lui de mulți geologi cu renume, O. M ir ă u ț ă reușește să aducă noi contribuții originale în stratigrafia și tectonica acestora. în zona marginală a flișului separă șisturile negre cu trei orizonturi: șistos-calcaros, cu lidiene și calcarele cu silicifieri, arătând că ultimul corespunde gresiilor silicioase cu glauconit de vîrstă albiană din zona de Audia. Cenomanianului îi atribuie șisturile vărgate și silicolitele roșii pe care le paralelizează cu stratele de Tisaru. Deasupra lor separă stratele de Lepșa și conglomeratele de Horăicioa- ra (Turonian — Senonian inferior) peste care urmează stratele de Hangu inferioare. Foarte important este faptul că el determină o discordanță la baza acestora din urmă. Tot în stratele de Hangu inferioare descoperă resturi de Orbitoides, Siderolite# și Radioliți, citate pentru prima oară în Seno- nianul din flișul Carpaților Orientali. O. M i r ă u ț ă recunoaște și stratele de Hangu superioare (danian — paleocene) peste care separă un nivel de gresii și argile verzi, pe care îl paralelizează cu stratele de Straja. Succesi- unea se continuă cu stratele de Jghiabul Mare, calcarele de Pasieczna și stratele de Bisericani, în baza cărora identifică un orizont de argile roșii și verzi, iar la partea lor superioară, gresia de Lucăcești. în Oligocen, O. Miră u ț ă recunoaște menilitele inferioare și marnele brune, șisturile disodilice inferioare, gresia de Kliwa, șisturile disodilice și menilitele supe- rioare, precum și stratele de Gura Șoimului. El constată că în anumite M Institutul Geologic al României IGR OREST MIRAUȚA VII zone ultimele trei orizonturi sînt înlocuite de conglomerate cu ele- mente verzi. Foarte importante sînt contribuțiunile aduse de O r e s t Mirăuță la stratigrafia depozitelor miocene. Studiind regiunea cuprinsă între valea Cracăului la nord, pînă în culmea Pietricica și culmea Berzunțului la sud, O. Mirăuță ajunge să cunoască în detaliu toate variațiile de facies pe care aceste formațiuni le prezintă în diferite zone. Termenul inferior al Miocenului este considerat de O. Mirăuță for- mațiunea saliferă inferioară, în cadrul căreia descifrează variații locale de fa- cies, aceasta fiind înlocuită de conglomeratele de Almașu inferioare. La par- tea superioară a formațiunii salifere inferioare recunoaște gresia de Condor separată pentru prima dată de el în bazinul văii Bistrița. Deasupra forma- țiunii cu sare urmează „stratele de Tescani” sau orizontul roșu pe care în ultimul timp le separă sub denumirea de strate de Măgirești. Ele sînt înlo- cuite pe alocuri de stratele de Borzești (regiunea Uture) sau de conglome- ratele de Almașu superioare (cu gresii de Almașu în bază și cu un alt nivel de gresii verzi la partea superioară). Următorul termen al Miocenului este orizontul cenușiu (Helvețian) care cuprinde o subdiviziune inferioară — cu gipsul de Perchiu și una superioară — cu marne roșii. în ultimul timp O r e s t Mirăuță ajunsese la o concepție de-a dreptul revoluționară în privința stratigrafie! Miocenului din Subcarpați. El considera că întreaga stivă de depozite din culmea Pietricica și din regiunea Tescani aparține Helvețianului superior și Tortonianului și că tot intervaiul corespunzător Helvețianului inferior și Burdigalianului lip- sește în această zonă ; stratele de Tescani, de la locul tip și din culmea Pietricica erau considerate de vîrstă tortoniană, ca și sarea de la Sărata- Bacău; conglomeratele de Pietricica constituiau, în această nouă imagine, un facies al Helvețianului superior. Din păcate tragicul accident care i-a curmat viața l-a împiedicat pe O r e s t Mirăuță să definitiveze această nouă schemă stratigrafică care ar fi determinat o reconsiderare importantă a întregii geologii a Sub- carpaților Orientali. Nu mai puțin importante sînt contribuțiile aduse de O r e s t M i r ă - u ț ă în ceea ce privește tectonica zonei marginale și a Subcarpaților. El determina, prin corelarea datelor de suprafață cu datele obținute în foraje o serie de cute culcate sau răsturnate spre est, adesea recutate, formînd cute antiforme, ca de exemplu anticlinalul fals Almașu. De altfel O. M i r ă - u ț ă este primul cercetător care introduce această nomenclatură în litera- Institutul Geological României VIII tura geologică românească, dovedind odată în plus erudiția de care a dat dovadă în tot timpul activității sale. Acest stil tectonic este considerat de O r e s t M i r ă u ț ă caracteristic pentru zona marginală, pe care în ultima sa lucrare o separă sub denumirea de „zona cutelor marginale”. El conside- ră că trecerea de la unitatea marginală la zona subcarpatică se realizează prin coborîrea treptată a cutelor din prima zonă, realizîndu-se astfel un mă- nunchi de cute în cascadă. Deosebind în ultimul timp o succesiune stratigra- fică cu totul particulară în culmea Pietricica, O. M i r ă u ț ă considera această parte a zonei Subcarpatice ca o unitate independentă, separată de subzona internă subcarpatică, printr-o linie de încălecare. Cercetarea minuțioasă a molasei miocene l-a condus în mod firesc pe O. M i r ă u ț ă și la abordarea unor probleme legate de sedimentologia acestor formațiuni. El descrie diferite aspecte sedimentologice particulare, făcînd totodată și considerații legate de răspîndirea faciesului conglomeratic pe care îl consideră ca un rezultat al unor procese torențiale desfășurate la scară mare. Un alt corolar al prodigioasei activități depuse de O r e s t M i r ă u ț ă în cercetarea Subcarpaților Moldovei este cel referitor la descoperirea și exploatarea zăcămintelor de săruri de potasiu. Prin urmărirea și dirijarea atentă a lucrărilor de explorare, prin valorificarea cu multă îndrăzneală a rezultatelor din foraje, corelată cu o extrem de minuțioasă cartare de supra- față, el și-a cîștigat merite de necontestat în cunoașterea acestor zăcăminte. întreaga activitate a lui O r e s t M i r ă u ț ă poartă pecetea spiri- tului său iscoditor, a inteligenței sale analitice. Se remarcă observația fină, extrem de meticuloasă și generalizarea strălucită, ideea ce țîșnește din detaliu. Pierderea pe care geologia românească a suferit-o prin moartea lui este cu atît mai mare cu cît o privim prin prisma viitorului, a ceea ce ar fi ajuns să facă O r e s t M i r ă u ț ă cu calitățile deosebite pe care le avea. Institutul Geological României LISTA LUCRĂRILOR ȘTIINȚIFICE ORIGINALE 1. M i r ă u ț ă Orcst, Mirăuță Elen a (1962) Observații asupra structurii geologice a regiunii Bașpunar-Camena-Ceamurlia de Sus. D.S. Com. Geol., XLIV (1956 — 1957). București. 2. M i r ă u ț ă Orcst, Mirău ță Elena (1962) Paleozoicul din partea de sud a Munților Macin. D.S. Com. Geol., XLVI (1958—1959). București. 3. M i r ă u ț â O r e s t (1962) Stilul tectonic al flișului marginal și al molasei subcarpatice în regiunea Piatra Neamț. D.S. Com. Geol., XLVIII (1960—1961). București. 4. Ian o vi ci V., Giușcă D., Mu ti hac V., Mir ăuță O., Chiri ac M. (1961) Ghidul excursiilor. Dobrogea. Congr. V Carpato-balcanic. București, 1961. 5. D u m i t r e s c u I., S ă n d u 1 e s c u M., Lăzărescu V., Mirăuță O., P a u 1 i u c S-, Georgescu C. (1962) Memoire ăla carte tectonique de la Roumanie. An. Com. Geol., XXXII. București. 6. M i r ă u ț ă O r c s t (1963) Aspects de l’evolution geosynclinalc de la Dobrogea dc nord. 7>an. Vl-bme Congres Assoc. Carp.-Hali;., Varsovie, 1963. 7. R ă i 1 e a n u G r., P a t r u I i u s D., Bleahu M., M i r ă u ț ă O. (1963) Le Carbonifere des Carpates roumaines et de l’avant-pays carpatique V-tme Congres internațional de stratigraphie el de geologie du Carbonifere C.R., Paris, 1963. 8. Mirau ță O r e s t. Mir ăuță Elena (1964) Cretacicul superior și fundamentul bazinului Babadag (Dobrogea). An. Com. Geol., XXXIII (1959). 9. M i r ă u ț ă Or e s t, M i r ă u ț ă Elena (1964) Structura geologică a molasei miocene dintre Valea Bistriței și Tazlău. D.S. Com. Geol., XLIX/1 (1961 —1962). București. 10. M i r ă u ț ă O r e s t, M i r ă u ț ă E 1 e n a (1964) Faciesurile și tectonica molasei miocene din anticlinalul fals Almașu (N Piatra Neamț). D.S. Com. Geol., XLIX/2 (1961 — 1962) .București. 11. M i r ă u ț ă O r e s t, M i r ă u ț ă E lena (1964) Flișul cretacic și paleogen din valea Cuej- diului și valea Horaiței. D.S. Com. Geol., L/l (1962 — 1963). București. 12. Mirăuță O rest (1964) Șisturile verzi din regiunea Dorobanțu-Măgurele (Dobrogea Centrală). D.S. Com. Geol., L/2 (1962 — 1963). București. 13. Mirăuță Ore st (1964) Stratigrafia și tectonica șisturilor verzi din regiunea Istria- Băltăgești (Dobrogea Centrală). D.S. Com. Geol., LI/1 (1963 — 1964). București. 14. Mirăuță O r e s t, Mirăuță Elena (1964) Prezența Devonianului mediu în zona Colinelor Mahmudiei (Dobrogea de nord). D.S. Com. Geol., LI/1 (1963 — 1964). București. Institutul Geologic al României 15. M i r ă u ț ă O r e s t (1965) Facies et tectonique du Miocine subcarpatique de la Moldavie Centrale. Vll-tme Congres Ass. Carp.-Balk., Sofia, 1965. 16. Mirăuță O rest, Mirăuță Elena (1965) Le Paleozoîque de la zone de Tulcea (Dobrogea septentrionale). VU-eme Congres Ass. Carp.-Balk., Sofia, 1965. 17. Mirăuță Orest (1965) Paleozoicul de la Cataloi și cuvertura lui triasică. D.S. Com. Geol., LII/1 (1964-1965). București. 18. Mirăuță Orest (1967) Devonianul și Triasicul din Colinele Mahmudiei. D.S. Com. Geol., L1I/2 (1964-1965). București. 19. C o d a r c e a-D e s s i 1 a Marcela, Mirăuță O., S e ni e n e n k o N.P., D e m i- <1 e n k o S.G., Z e i d i s B.B. (1966) Gheologhiccskaia interpretațiia dannlh polu- cennih pri poniosci K-Ar metoda po absoliutnomu vozrastu kristaliceskih formații iujnih Karpat i Dobrodii. Trudi XIII ses. komisii po opredel., absol. vozr. gheol. formalii pri OXZ-AXSS R. Moskva, 1966. 20. M i r ă u ț ă Orest (1966) Contributions ă la connaissance des formations paleozoîques du secteur meridionale des Monts de Măcin. Reime roumaine de geol., geophi/sique et geographie. Sirie de Geologie, 10/2. București. 21. lanovici V., Rădulescu D., Bercia I., C O n s t a n t i n o î f D., D i m i l r e s- cu R., Krăutner H., M i r ă u ț ă O.. P a p i u V.C. (1966) Harta metalo- genetică pentru fier a teritoriului României. St. cercel, geol. geofiz. și geogr., Seria geologie, 11/1. București. 22. lanovici V.. Rădulescu D., D i m i t r e s c u R., K r ă u t n e r 11., M i r ă u ț ă O. (1966) Harta metalogenetică a României. Revue roumaine de geol., geophys. et geogr., Serie de Geologie, 10/2. București. 23. R ă i 1 e a n u G r., Patrulius D., M i r ă u ț ă O., B 1 e a h u M. (1968) Stadiul actual al cunoștințelor asupra Paleozoicului din România. An. Com. Stat Geol., XXXVI. București. 24. Mirăuță Orest (1969) Tectonica Proterozoicului superior din Dobrogea centrală. An. Inst. geol. XXXVII 25. M i r ă u ț. ă O r e s t Stratigrafia și structura Miocenului subcarpatic din regiunea Moinești- Tazlău. D.S. Com. Stat Geol. LIV/3. (sub tipar). Redactarea, în colaborare, a foilor — Tulcea, Constanța, Piatra Xeamț și Bacău din harta Geologică RS România sc. 1 :200.000. i Institutul Geologic al României TECTONICA PROTEROZOICULUI SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALĂ DE |OKEST MIRĂIȚĂ] Tectonici of I h e U p p e r Pro tcrozoic in Central D o b r o g e a. The Upper Protcrozoic deposits in Central Dobrogea are made tip of grauwacke and weakly metamorphosed slates of a flyschoid characlcr. The Assyntian structure of thesc deposits is characterized by a mullilude of eilhcr synnnetrical or slightly ovcrturncd northward folds, grouped in anticlinoria and synclinoria. AII the slructures show an axial sinking predo- minantly westward. Central Dobrogea reprcsenls an Assyntian inassif partially regeneratori in the course of subsequent niovemcnls. I. INTRODUCERE Dobrogea centrală, reprezintă cea mai ridicată unitate structurală din masivul Dobrogei și este alcătuită din formațiuni precambriene cutate, care suportă, pe arii restrinse, o cuvertură subțire de depozite mezozoice de platformă. în lucrarea de față ne propunem să înfățișăm o imagine a structurii depozitelor flișoide proterozoic-superioare (formațiunea șisturilor verzi), care constituie cea mai mare parte a Dobrogei centrale. Stratigrafia și litologia acestor depozite fiind prezentate în lucrările noastre anterioare (1964, 1965), aici vor fi tratate sumar, în măsura în care sînt necesare pen- tru înțelegerea problemelor structurale. Lucrarea are la bază cercetările de teren efectuate de autor în perioada 1964—1966 în partea mediană și vestică a Dobrogei centrale. Pentru a se - c. 223 Institutul Geological României 8 O. MIRAUȚA 2 obține o vedere de ansamblu, este prezentată însă structura întregii unități, așa cum rezultă din cercetările noastre anterioare anului 1964, cu excepția colțului de SE. Aspectul tectonic al unității, așa cum reiese din schița 1 : 1.000.000 și din harta structurală 1 : 200.000, diferă de reprezen- tările precedente, mai ales prin orientarea predominant ENE a structurilor din partea mediană a unității. Structura Proterozoicului superior din Dobrogea a fost relativ puțin studiată. G. M a c o v e i (1912) arată că șisturile verzi au structuri orientate WNW, diferite de cele chimerice din Dobrogea de nord, predominant nord- vestice. în lucrările lui R. P a s c u (1909) și G. M u r g o c i (1914) sînt menționate, începînd de la sud spre nord, următoarele cute principale : Anticlinalul Sibioara — Dorobanțu — Tichilești, cu orientare NW; Sinclinalul Casimcea, dispus E— W, oblic față de valea Casimcei, evidențiat la Tașaul — Palazu Mic — Mireasa; alte două sinclinale sînt menționate la Nuntași — Cogealac — Colelia și respectiv la Sinoe — Dealu — Casimcea — Stînca, ambele situate în partea mediană a zonei șisturilor verzi și orientate WNW; Un anticlinal cu direcția NW în partea nordică a zonei. G. M u r g o c i (1914) a constatat că „cutările postjurasice s-au suprapus peste structurile mai vechi și au accentuat sinclinalele și anticli- nalele”, astfel că sinclinalul cu calcare jurasice al Casimcei s-a. suprapus peste un sinclinal de șisturi verzi, păstrînd aceeași direcție. După un interval destul de mare de timp, în care preocupările au fost mai ales de natură petrografică (C. I. Moță ș, 1913 ; D. I. B u j o r, 1937), cercetările geofizice ale lui Ș t. A i r i n e i (1955), R. B o t e z a t u și T. B ă c i o i u (1957) aduc noi elemente în descifrarea tectonicii acestei zone. Autorii pun în evidență anomalii magnetice, respectiv gravimetrice, orien- tate NW sau WNW. în „Ghidul excursiilor din Dobrogea” (1961) sînt menționate în zona șisturilor verzi structuri cu diferite orientări: NW, E-W și ENE. S t. C o s m a, I. Te o d o r u și C a m e 1 i a B r e s t o i u (1962) arată prezen- ța direcțiilor NW ale structurilor din partea nordică a Dobrogei centrale, iar N. G r i g o r a ș și T. D ă n e ț (1961) citează în regiunea Sibioara cute deversate spre nord. Cu ocazia unor recunoașteri geologice în această zonă, G. M u r- g e a n u (1962) 1 remarcă existența mai multor structuri orientate NE. 1 Comunicare verbală. ' M Institutul Geologic al României 16 R/ 3 PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALA 9 Direcții structurale similare se observă de asemenea pe hărțile lui S t . C o s m a din rapoartele pe anul 1962. în rapoartele noastre din 1962 2 și 1963 3 și în lucrările apărute mai tîrziu (1964,1965), am arătat că în vecinătatea faliilor Peceneaga-Camena și Capidava-Ovidiu structurile au direcții NW sau WNW, spre deo- sebire de structurile din partea centrală, orientate E—W și ENE. Au fost puse în evidență o serie de cute anticlinale și sinclinale majore, complicate cu structuri de ordinul doi care le conferă aspectul de anti- clinorii și sinclinorii, cu afundări axiale predominant vestice. S-au identificat și figurat anticlinoriile : Dorobanții — Ciamurlia de Sus, Istria și Cheia și sinclinoriile : Bîmnic, Pantelimonu de Jos și Băltăgești. Tot- odată s-a constatat un sincronism între deformare și metamorfismul incipient, ambele fiind rezultatul orogenezei assyntice. într-o lucrare prezentată ulterior (1964), M. C h i r i a c și A. Lăcătușu confirmă ideea emisă de G . Murgoci (1914) referi- toare la suprapunerea sinclinalelor cu depozite jurasice (Casimcea și Topalu — Dorobanții — Ovidiu), peste sinclinalele fundamentului de șisturi verzi, orientate NW. Autorii fac cîteva supoziții cu privire la exis- tența unor cordiliere de cristalin orientate N—S și E—W, în zona Țepeș- Vodă — Dorobanții, precum și a unei zone ridicate a fundamentului cristalin la NE de localitatea Crucea. S t . C o s m a , C . I o n e s c u , V. Ignat și G h. N e a c ș u în rapoartele din 1963—19644 separă în șisturile verzi trei complexe lito- logice care sînt despărțite prin două nivele de pelite violacee, interpre- tate ca orizonturi reper. Aceste complexe au grosimi diferite în diverse puncte datorită unui relief de fund. Autorii au reprezentat pe hartă ele- mentele structurale în funcție de această orizontare. 2 O. M i ră u ț ă (1962). Studii geologice pe foaia 1 -.100.000 Macin (Șisturile verzi din regiunea Dorobanțu-Măgurele). Com. Stat Geol. Arh. Inst. Geol. București. 3 O. Mi ră uță (1963). Studiul Șisturilor verzi din Dobrogea centrală (regiunea Istria- Băltăgești). Com. Stat Geol. Arh. Inst. Geol. Bucuroșii. 4 Raport asupra prospecțiunilor geologice cu privire specială asupra minereurilor nefe- roase din Dobrogea centrală. (1963 — 1961) Com. Stat Geol. Arh. Inst. Geol. București; Raport asupra prospecțiunilor geologice pentru minereuri neferoase din Dobrogea de mijloc. (1964) Com. Stat Geol. Arh. Inst. Geol. București. Institutul Geological României 10 o. mirăuță 4 II. CARACTERIZAREA LITOLOGICĂ ȘI STRATIGRAFICĂ A PROTEROZOICULUI SUPERIOR Cele mai vechi depozite cunoscute în Dobrogea centrală sînt repre- zentate prin șisturi cristaline mezozonale (seria de Ciamurlia) care constau din micașisturi, cuarțite și amfibolite. Ele apar numai în partea nordică a unității, între localitățile Fîntîna Mare și Ciamurlia, unde for- mează nucleul unui anticlinal. Amfibolitele intercalate în seria mezozo- nală provin din metamorfozarea unor roci bazice (C. I. Motaș, 1913) și sînt cantonate mai ales în sectorul Ciamurlia — Camena — Altîn Tepe, din partea estică a antidinalului. Peste șisturile mezometamorfice se așează discordant(D .Giușcă) formațiunea șisturilor verzi, cu depozite predominant detritice, cu caracter flișoid. în ansamblu, în succesiunea monotonă și groasă de aproape 5000 m a formațiunii șisturilor verzi se separă (O. Mirăuță, 1962—1965) o serie inferioară filitoasă (infragrauwackică), o entitate mediană, grau- wackică, în care se pot distinge două serii: a grauwackelor inferioare (grauwackele de Istria) și a grauwackelor superioare (grauwackele de Măgurele-Sibioara) și, în sfîrșit, o serie superioară (șisturile de Băltăgești sau seria supragrauwackică). între aceste serii există tranziții litologice, astfel că limitele dintre ele sînt destul de arbitrare. Depozitele flișoide proterozoic-superioare din Dobrogea centrală se caracterizează printr-un metamorfism foarte slab, incipient, care a dus la transformarea materialului argilos al rocilor în dorit și sericit, imprimînd rocilor structuri blastopelitice și blastopsamitice și o culoare predominant verde. Metamorfismul assyntic a fost suficient de slab, ast- fel că se conservă clar structurile inițiale ale depozitelor, cum ar fi stra- tificația, laminația, mecanoglifele, remanierile intraformaționale etc. Metamorfismul este relativ mai intens, apropiat de cel al epizonei supe- rioare, în seria filitoasă și, local, în seria grauwackelor inferioare din zona nordică (sectorul Topologii — Baia), unde focile pelitice sînt trans- formate în filite iar cele psamitice în metagrauwacke și cuarțite verzi. în depozitele flișoide din Dobrogea centrală se remarcă o creștere a metamorfismului în partea nordică a unității, atît în seria inferioară, filitoasă, cît și în seria grauwackeloi* inferioare, demonstrînd astfel și o variație în spațiu, pe orizontală, a intensității proceselor metamorfice. De aceea, în orizontarea depozitelor s-a ținut seama mai ales de caracte- rele litologice inițiale. Institutul Geologic al României 5 PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALA 11 Originea materialului constitutiv al acestor depozite este predomi- nant terigenă; parte din el însă este de natură piroclastică bazică îndeo- sebi în seria inferioară. K. Peters (1867), C. I. MotăȘ (1913), D. I. Bujor (1936) și S. Cosma (1962) au identificat intercalați! de tufuri diabaziee. Din distribuția faciesurilor grosiere reiese eă materialul terigen a fost transportat de la sud și sud-est (O. M i r ă u ț ă , 1962,1961). Recent, în forajele din Dobrogea de sud (Palazn Mare) au fost interceptate for- mațiuni cristaline precambrian-vechi (V. 1 an o v i c i și D. G i u ș c ă, 1961) care au furnizat, probabil, o parte din acest material. Direcțiile de curent măsurate în ultimul timp de către D. J i p a confirmă că trans- portul principal al materialului a fost de la SE către NW 5. în ceea ce privește vîrsta formațiunii șisturilor verzi, începînd din anul 1959 am considerat-o ca fiind proterozoic-superioară (Riphean sau Sinian), aducînd și argumente în sprijinul acestei interpretări. în prezent această vîrstă este acceptată și confirmată prin analizele sporo-polinice (E. Glowacki și P . K a r n k o w s k i , 1963; V. Iii eseu și V. Mutihac, 1965). Cercetătorii anteriori au atribuit diverse vîrste acestei formațiuni : precambriană, cambriană, ordoviciană, siluriană sau chiar paleozoic-superioară. 1. SERIA FILITOASĂ (INERAGRAUWACKICĂ) Aceste depozite stau direct peste șisturile cristaline mezozonale ale seriei de Ciamurlia și se situează în baza formațiunii șisturilor verzi. Car- tografic, formează o fîșie lată de 1 pînă la 2 km la marginea nordică a Dobrogei centrale. în componența seriei intră o alternanță cu aspect flișoid de filite și, subordonat, metagrauwacke și roci tufogene. Eilitele sînt verzi, clofi- tice și clorito-sericiticc, uneori cu lamine milimetrice cuarțitice, mai des- chise la culoare; ele apar în strate de 5 — 60 cm, formează microcute centimetrice, uneori în zig-zag și prezintă o foliațic care coincide cu stratificația, precum și un clivaj secundar. Sporadic apar filite slab violacee pe valea Aiormanului și valea Bașpunar, precum și șisturi cu cloritoizi (dealul Dalîca). 5 Comunicare verbală. 12 O. MIRĂUȚĂ 6 Metagrauwackele, de asemenea verzi, au aspectul unor cuarțite compacte, dure, de obicei în plăci de 5—10 cm și mai rar în strate pînă la 1 m. Sub microscop se evidențiază structura lor blastopsamitică cu granule nesortate de cuarț și plagioclazi prinse într-o matrice clorito- sericitică. Seria filitoasă (infragrauwackică) nu corespunde cu seria inferi- oară a șisturilor verzi separată de S. C o s m a și colab. (1962) nici lito- logic și nici ca arie de răspîndire. Seria inferioară a acestor autori ocupă toată partea de nord a Dobrogei centrale, formînd o zonă lată de 10 — 20 km, în care noi am separat de fapt trei serii din succesiunea șisturilor verzi. 2. SERIA GRAUWACKELOR INFERIOARE. în continuitate de sedimentare peste seria descrisă mai sus urmea- ză o succesiune groasă în care rocile grezoase (blastopsamite) predomină față de cele pelitice (blastopelite). Această serie apare atît în partea nordică a Dobrogei centrale unde formează o fîșie continuă, juxtapusă celei precedente, lată de 1 — 4 km, cît și în partea mediană a acestei unități, în butonierele anticlinale de la Neatârnarea — Războieni și Istria — Fîntînele. Seria grauwackelor inferioare constă dintr-o alternanță ritmică de tip fliș a stratelor de grauwacke și de pelite. în general grauwackele se dispun în strate de 10 cm pînă la 1 m, uneori și în bancuri de 1 — 3 m, și predomină față de rocile pelitice (în strate de 5 — 15 cm), astfel că întreaga serie poate fi considerată drept un fliș grezos. Stratele menționate nu se pot delimita precis, trecerea dintre ele făcîndu-se prin intermediul unor roci cu granulație intermediară (grauwacke fin granulare și siltite); stratificația gradată devine astfel foarte evidentă și caracteristică. între ritmuri însă, suprafețele de stratificație care le despart au urme de eroziune și sînt foarte nete, rocile cu granulație grosieră suprapunîndu-se peste pelite. Pe fața inferioară a stratelor sau a ritmurilor se observă mecanoglife (load-casts, groove-casts, flute- casts). Ritmurile normale, de 20 cm — 1 m, cuprind următoarea succesiune a) grauwacke mediu pînă la fin granulate; b) siltite (1 cm — 5 cm) cu laminație oblică de curent și c) roci pelitice (5 — 10 cm) verzi, albicioase în alterație, pline cu pirită fin granulară. îndepărtarea prin alterare a Institutul Geological României PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRAI,A 13 acestei pirite duce la aspectul oarecum vacuolar al pelitelor. în stratele de grauwacke apare de asemenea pirită în cuburi de 2 mm — 2 cm și în cantități mari, fapt ce caracterizează această serie. Pirita este de ori- gine sedimentară, prezența ei indicînd un mediu reducător. Bancurile de grauwacke sînt mediu granulate pe toată grosimea și numai la partea cu totul superioară trec gradat la siltite și pelite. Ele alternează cu pachete de 1 — 3 m constituite din microritmuri de 5 — 10 cm cu grauwacke fin granulare sau siltite și pelite de tipul celor descrise mai sus. în nucleele anticlinale din partea mediană a Dobrogei centrale, această serie este slab metamorfozată (metamorfism incipient, în timp ce în unele sectoare din partea nordică a acestei unități (Topologu, nord Sîmbăta, V. Alecsandri, Baia) ea prezintă un metamorfism relativ mai intens, aproape epizonal, de tipul celui din seria subjacentă. Rocile politice sînt transformate aici în filite verzi, cloritice, sau în filite albi- cioase, sericitice, iar grauwackele îmbracă un aspect cristalin (metagrau- wacke). în acest caz delimitarea de seria subjacentă întîmpină mari dificultăți; ea se poate face totuși prin recunoașterea stratelor groase de grauwacke și a trăsăturilor litologice proprii seriei grauwackelor infe- rioare, care au rezistat parțial metamorfismului. 3. SERIA GRAUWACKELOR SUPERIOARE în partea mediană și sudică a Dobrogei centrale această serie are o mare răspîndire. în partea vestică, pe care am cercetat-o în ultimul timp, ea ocupă toată regiunea cuprinsă între Saraiu, Dulgherii, Rahmanu, Sîmbăta, Făgărașu Nou și Dăeni. Seria grauwackelor superioare îmbracă de asemenea un facies de fliș, mai puțin grezos decît cel din seria subjacentă. La limita dintre aceste două serii se observă o continuitate litologică și o întrepătrundere a roci- lor lor caracteristice ca, de altfel, între toate seriile șisturilor verzi din Dobrogea centrală. Din această cauză separările cartografice dintre serii sînt destul de arbitrare, fiecare dintre aceste unități litologice reprezen- tînd numai o predominanță a unor anumite tipuri de roci, în cadrul unei succesiuni continui și gradate. Există anumite caractere litologice care permit o individualizare a seriei grauwackelor superioare de seria precedentă și anume : Institutul Geological României 14 o. MIRAUȚĂ 8 Succesiunea pararitmică, indicată de alternarea bancurilor de grauwacke, a pachetelor de fliș cu ritmuri de 20 cm pînă la 60 cm și a pachetelor pelitice; Grosimea mare (2 — 6 m) a bancurilor de grauwacke care apar în succesiune la intervale de 10 — 20 m, prezentând de obicei intercalați! stratiforme și lenticulare (5 — 20 cm) de microconglomerate arcozice cu elemente de cuarț, feldspați potasici, granițe, diabaze etc. Aceste intercalați! sînt mai frecvente și mai grosiere în colțul de SE al zonei șisturilor verzi, în regiunea Sibioara; Pachetele pelitice au o grosime mare (5 — 20 m) și predomină spre partea superioară a. seriei, unde se individualizează un complex de tranziție către seria șisturilor de Băltăgești. Be obicei rocile pelitice sînt compacte, uneori foarte dure; Rocile pelitice prezintă, la echidistanțe de 5 — 10 cm, lamine subțiri de 1 — 5 mm sau de 1 — 2 cm mai deschise la culoare, consti- tuite din siltite cu laminație oblică de curent, formînd astfel microrit- muri pelito-siltitice. Limita inferioară, uneori chiar și cea superioară a laminelor este netă, fără tranziție la pelite. Ades aceste lamine au o dispoziție microlenticulară. Sporadic apar lamine și strate subțiri (1—3 cm) de gresii fin granulare, calcaroase. Gfauwackele și mai ales pelitele au, în alterație, o culoare carac- teristică verde-măslinie; Prezența unor pachete de 3—6 m de pelite violacee care apar ca intercalați! în toată succesiunea seriei, devenind însă mai frec- vente spre partea ei superioară. Aceste pelite violacee sînt foarte frec- vente în șisturile de Băltăgești, se intercalează destul de frecvent la mai multe nivele în seria grauwackelor superioare și au fost întâlnite, cu to- tul sporadic, la partea terminală a seriei grauwackelor inferioare și în seria filitoasă infragrauwackică; din această cauză ele singure nu pot constitui orizonturi reper. Unii autori însă își fundamentează strati- grafia și reprezentarea cartografică și structurală a șisturilor verzi ad- mițând existența a două nivele constante de pelite violacee (St . C o s- ma și colaboratorii, 1963 — 1961) 6. 6 Op. cit. pct. 1. Institutul Geologic al României 9 PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALA 15- 4. SERIA ȘISTURILOR DE BĂLTĂGEȘTI (SERIA SUPRAGRAUWACKICĂ) Ultimele depozite ale Proterozoicului superior din Dobrogea cen • trală sînt predominant pelitice și formează o serie groasă de cîteva sute de metri care se dezvoltă în regiunea Băltăgești — Gălbiori — Crucea, în constituția acestei serii intră șisturi verzi și violacee care prezintă lamine milimetrice de siltite și uneori strate subțiri, de ordinul centime- trilor, de gresii calcaroase verzui. între seria șisturilor de Băltăgești și seria grauwackelor superioare se remarcă un complex de tranziție destul de gros, constituit în mod predominant din roci pelitice compacte sau roci șistoase verzi și uneori violacee, cu lamine siltitice, în care se intercalează grauwacke, micro- conglomerate și, uneori, chiar conglomerate. Acest complex apare la valea Hagi-Avat (S\V de Pandurii), Rîmnicu dc Sus și Rîmnicu de Jos, Nistorești, nord de Runcu, Crucea, Tichilești, Horia și Crișan. Roci identice cu cele din seria șisturilor de Băltăgești au fost întîlnite în forajele din sudul Poloniei, între Przemysl și Cracovia. Seria șisturilor de Băltăgești reprezintă o parte din ceea ce S t. C o s m a 7 a separat în regiunea Băltăgești, Pantelimonu, Cheia, Săcele etc., sub denumirea de complexul de Cheia-Băltăgești și care este acoperit discordant de complexul de Sibioara. III. TECTONICA PROTEROZOICULUI SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALĂ 1. TECTONICA PLICATIVĂ Proterozoicul superior din Dobrogea centrală prezintă o cutare con- centrică, flexurală sau paralelă, caracteristică depozitelor competente. De obicei cutele sînt normale (simetrice), cu planele axiale verticale sau cu o ușoară tendință de deversare spre nord. în general cutele nu sînt com- plicate prin falii; flancurile lor au înclinări de 35° — 60°, rareori mai mult,, ceea ce conferă cutelor uniformitate și monotonie. în multe aspecte carac- terul simplu al acestor structuri amintește stilul jurasian sau stilul din Appalași. ’ Raport asupra prospecțiunilor executate în Dobrogea de Mijloc (1962). Com. Stal GeoL Arh. Inst. Geol. București. 16 O. MIRAUȚA 10 Studiile pe teren au permis stabilirea, în toată Dobrogea centrală, a unei multitudini de cute minore, cu șarnierele de obicei la distanțe de • 100 m pînă la 1 km, în care pe un profil se repetă de multe ori aceleași depozite. Monotonia structurilor și absența nivelelor litologice reper fac dificilă descifrarea stratigrafie! și a structurii de ansamblu. Cercetările mai îndelungate, care au dus la stabilirea unei succesiuni stratigrafice și depistarea unor profile mai puțin afectate de aceste cute minore, au permis, în cele din urmă, identificarea unor structuri majore anticlinale sau anticlinorii și sinclinale sau sinclinorii în care sînt grupate cutele minore care se observă pe teren. în partea nordică a unității Dobrogei centrale se individualizează o structură majoră anticlinală sau anticlinoriul Dorobanțu-Ciamurlia, care constituie de fapt o subunitate cu o tectonică proprie, diferită prin orientarea cutelor și regenerările ulterioare de stilul structurilor din partea mediană a Dobrogei centrale. Structura majoră anticlinală Dorobanțu-Ciamurlia, cea mai ridicată din Dobrogea centrală, are o orientare WNW și o lățime de 5 — 7 km. Ea are aspectul unui horst fiind delimitată de două fracturi: la nord, de falia Peceneaga — Camena, iar la sud, de o falie pusă de noi în evidență în regiunea Ostrov — Sinoe. în nucleul structurii apar șisturile cristaline mezozonale ale seriei de Ciamurlia; flancurile sînt alcătuite din seria fili- toasă și din seria grauwackelor inferioare. La ambele extremități cuta majoră Dorobanțu — Ciamurlia prezintă afundări axiale spre WNW, respectiv ESE. în deschiderile de lîngă localitatea Baia și de pe malul lacului Sinoe, structurile din această subunitate ari un caracter particular, fiind orie>iitate NNE. De asemenea, la extremitatea vestică (dealul Ghiun- Ghiurmez), unele structuri orientate E—W sînt întretăiate de clivaje tardive nord-vestice. în partea mediană și sudică a Dobrogei centrale, adică în toată regiunea cuprinsă între fracturile Ostrov — Sinoe și Capidava-Ovidiu, structurile își schimbă orientarea de la WNW sau E — W, la ENE și din nou la WNW, prezentînd o formă sigmoidală. Direcția ENE a structurilor de aici este dominantă; în general ea se schimbă mai mult sau mai puțin treptat în apropierea celor două fracturi menționate, tinzînd să devină WNW, adică paralelă cu acestea. De la nord spre sud se disting aici următoarele structuri majore : a) sinclinoriul Măgurele; b) anticlinoriul Neatîrnarea — Războieni; c) sinclinoriul Râmnic; d) anticlinoriul Istria și e) sinclinoriul Săcele. în Institutul Geological României 11 PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALA 17 general, toate aceste structuri se afundă axial spre W. în sens transversal se observă, începînd din partea sudică, cea mai scufundată tectonic, o ridicare treptată a structurilor spre nord, pînă la falia Peceneaga — Ca- mena, unde apare o serie mezozonală mai veche. Sinclinoriul Măgurele este alcătuit din seria grauwackelor superioare, larg răspîndită în sectorul Măgurele, Dăeni, Făgărașu Nou și Calfa. Atît cutele minore cît și clivajele au o orientare ENE ; între Topologu și Sîmbăta însă, ele sînt intersectate de falia Ostrov-Sinoe, orientată WNW, astfel că întreaga structură este retezată brusc. Anticlinoriul Neatîrnarea — Războieni are nucleul constituit, în partea mai ridicată axial, din seria grauwackelor inferioare care apar la sud de Vasile Alecsandri, nord Beidaud, Neatîrnarea și Războieni. Pe cea mai mare parte a lungimii lui, cutele minore și clivajele sînt orientate ENE și prezintă afundări axiale vestice, exceptînd sectorul dintre Eschi- Baba și Beidaud unde structurile devin E - W sau chiar WNW, cu afun- dări estice. Sinclinoriul Rîmnic se urmărește continuu de la nord de Mihai Viteazu, Pandurii, sud Beidaud, Rîmnicu de Sus, Rîmnicu de Jos, Călugă- reni, Nistorești și printre Runcu și Vulturii. Inițial direcția structurilor este E-W (Mihai Viteazu-Panduru), apoi ENE. Cu excepția sectorului dintre Runcu și Vulturii structurile se afundă axial spre vest, astfel că sinclinoriul se lărgește în această direcție. în umplutura lui apare seria grauwackelor superioare și complexul de tranziție către șisturile de Băltă- gești. Anticlinoriul Istria, avînd aceeași direcție și afundare ca și structura precedentă, este mai bine conturat în partea estică, între Fîntînele și Istria, unde ridicarea axială scoate la zi seria grauwackelor inferioare, în acest sector el este ușor asimetric, flancul său nordic fiind mai redresat, cu înclinări de 60° — 70° spre nord; totodată el este mult mai puțin complicat de cute minore. Mai la sud, în regiunea Cogealac, Tariverde, Nuntași, Săcele, se schițează o largă zonă sinclinală umplută cu seria grauwackelor superioare, care se leagă probabil, prin sectorul cuprins între Tîrgușor și Mireasa, cu sinclinoriul Băltăgești, localizat în partea sud-vestică a Dobrogei centrale, în regiunea Gălbiori, Băltăgești, Crucea și Tichilești. Sinclinoriul Băltăgești reprezintă structura cea mai afundată din Dobrogea centrală, în care se conservă seria șisturilor de Băltăgești. Struc- turile și clivajele din acest sinclinoriu au o direcție WNW, paralelă cu 18 O. MIRAUȚA 12 falia Capidava — Ovidiu; microstructurile prezintă afundări axiale pre- dominant vestice. Astfel, în partea sudică a Dobrogei centrale, ca și în partea nordică, se individualizează o subunitate tectonică cu structurile orientate WNW, încadrînd subunitatea mediană cu structuri ENE. Pe aliniamentul Pantelimonu de Sus — nord Horia are loc un contact brusc între structurile ENE și cele WSW, presupunînd existența unei fracturi de tipul celei de la Ostrov — Sinoe. în sfîrșit, în colțul de SE al Dobrogei centrale, în regiunea lacului Tașaul, se schițează un anticlinal orientat ENE, peste care se suprapune oblic sinclinalul jurasic Casimcea. în apropierea faliei Capidava-Ovidiu structura își schimbă direcția devenind paralelă cu această falie. Ca și la structurile precedente se remarcă aceeași afundare axială vestică. Structuri oblice și transversale. Pe fondul afundării axiale vestice (mai precis WSW) dominantă în Dobrogea centrală, în lungul cutelor se observă ondulații axiale, cu culminații (ridicări) și depresiuni, care reprezintă de fapt structuri largi, în formă de valuri, orientate WNW și suprapuse oblic pînă la aproape transversal peste structurile assyntice predominant ENE. Se schițează două ondulații transversale anticlinale și anume la Beidaud — Neatârnarea și la Pantelimonu de Sus, precum și o ondulație sinclinală la Nistorești — sud Cogealac. Ondulațiile transversale sînt dispuse paralel cu structurile largi de t ip platformă din Cretacicul superior al bazinului Babadag sau cu sinclinalul jurasic al Casimcei. Suprapunerea oblică sau chiar transversală a acestei ultime structuri peste diferite anticlinale și sinclinale assyntice, reprezintă un exemplu clar de interferență a unor structuri de vîrstă și origine diferită. Clivajele. Planele clivajului șistos, bine dezvoltat în rocile pelitice, întretaie stratificația după unghiuri foarte diferite. Ele sînt orientate WNW, E-W, sau ENE, paralel cu axele cutelor, și orice schimbare în direcția structurilor atrage după sine o schimbare echivalentă a direcției clivajelor, dovedind prin aceasta sincronismul lor cu cutarea. în zonele marginale ale unității apar însă și clivaje mai noi, legate de mișcările post- assyntice. De asemenea am menționat că în seria filitoasă, relativ mai metamorfozată, clivajul șistos este înlocuit cu o foliație care corespunde cu stratificația. în mod predominant clivajele prezintă înclinări abrupte (65° — 85°) spre 8. Rocile se desfac după aceste, clivaje și nu după stratifi- cație, care nu constituie aici o suprafață de detașare. Institutul Geologic al României 13 PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALĂ 19 2. TECTONICA DISJUNCTIVĂ Faliile Peceneaga-Camena și Capidava-Ovidiu orientate WNW care delimitează la nord și, respectiv la sud, zona assyntică a Dobrogei centrale, reprezintă accidente vechi și profunde, reactivate în mai multe etape; ultimele procese tectonice legate de aceste fracturi au o vîrstă al- pină, post-jurasică superioară. Falia Peceneaga-Camena are, la suprafață, caracterul unei încă- lecări a Proterozoicuhii superior peste depozitele paleozoice și mezozoice din orogenul nord-dobrogean. Amploarea încălecării poate fi mare întrucît structurile din Dobrogea de nord (unde recent am pus în evidență pînze de șariaj) sînt intersectate oblic de falie. în lungul văilor Aiorman și Baș- punar, filitele și cuarțitele precambriene, intens brecifiate și milonitizate, stau peste depozite flișoide liasice de tipul celor din Denis Tepe, avînd înclinări de 40° — 50° spre SW. Calcarele masive recifale, de vîrstă tithonică, din zona Dorobanții — Cîrjelari — valea Aiorman, conțin pe alocuri intercalați! de calcare conglo- meratice cu înclinări de 50° — 60° spre SE, fiind prinse sub falie (O. M i r ă- u ț ă și E 1 e n a Mirau ț ă, 1957 8). Acest fapt reiese de altfel clar și din fig. 4 din lucrarea noastră asupra bazinului Babadag susținută în 1959 (O. M i r ă u ț. ă și E 1 e n a M i r ă u ț ă, 1964) unde falia Pece- neaga-Camena este trasată între șisturile verzi și calcarele jurasic-su- perioare, pe versantul sudic al dealului Sfînta (Cîrjelari). Localizarea, aproape integrală, a depozitelor cretacic -superioare din bazinul Babadag în compartimentul căzut de la nord de falie indică o activitate posibilă a fracturii și în această perioadă. Falia Capidava-Ovidiu a fost interpretată pînă acum ținîndu-se seama numai de efectele ei superficiale și tardive asupra cuverturii mezo- zoice care este mai coborîtă în Dobrogea de sud. Raporturile dintre fun- damentul acesteia și fundamentul Dobrogei centrale sînt însă mult mai complicate. Forajele de la Palazu Mare (Dobrogea de sud) au interceptat un fundament cristalin proterozoic inferior direct sub depozitele jurasice, la aproximativ 500 m adîncime, deci mult mai ridicat decît același funda- 8 O. M i r ă u ț ă, E lena Mir ă u ț ă. Raport asupra prospecțiunilor pentru calcare în partea de W a bazinului Babadag. Regiunea Cîrjelari. Atmagea, Mircea Vodă. (1957) Arh. Corn. Stat Geol. București. Institutul Geological României 20 O. MIRAUȚA 14 ment cristalin care în partea sudică a Dobrogei centrale este afundat probabil la mii de metri adîncime sub șisturile verzi. In interpretarea noastră falia Capidava-Ovidiu a activat în mai multe momente și cu efecte diferite. în lungul ei a avut loc, pe lîngă o mișcare verticală, și o deplasare orizontală relativă spre vest, a compartimentului Dobrogei de sud față de cel din Dobrogea centrală, ceea ce îi conferă și caracterul unei decroșări direcționale cu deplasare dextră. în decursul cercetărilor noastre din anii 1963 — 1966 am identificat o fractură, pe care o denumim falia Ostrov-Sinoe, situată la 5 — 7 km sud de falia Peceneaga-Camena, avînd aceeași direcție. Această fractură este pusă în evidență prin prezența breciilor tectonice și prin faptul că intersectează oblic structurile din partea mediană a Dobrogei centrale, cu excepția sectorului V. Alecsandri — Eschi Baba, unde acest caracter nu reiese clar în evidență. Ea desparte două subunități sau compartimente ale Dobrogei centrale în care structurile sînt orientate diferit, sugerînd o formă de evantai cu deschiderea spre WNW. Caracterul de decroșare este evident și la falia Ostrov-Sinoe la care se observă, pe lîngă o cădere verticală a compartimentului sudic față de cel nordic, și o deplasare orizontală (decroșare dextră). Decroșările Capidava-Ovidiu și Ostrov-Sinoe, se situează în zona de prelungire a fracturii denumită de S t i 11 e (1953) „Danubischer Riss” care prezintă același caracter de decroșare și în lungul căreia o parte a vorlandului carpatic („Walachischer Sporn”) a suferit, în orogeneza alpină, o deplasare spre vest cu implicații în structura Carpaților Meridio- nali. în felul acesta se reliefează o legătură cauzală între tectonica disjunc- tivă cu decroșări între diferitele compartimente ale Dobrogei de sud și centrale și tectonica alpină din Carpați. 3. VÎRSTA ASSYNTICĂ A STRUCTURILOR PROTEROZOICULUI SUPERIOR Unitatea Dobrogei centrale reprezintă un fragment dintr-o zonă mai vastă, cutată în orogeneza assyntică și regenerată, în cea mai mare parte, în orogeneza hercinică și alpină. Structuri assyntice mai mult sau mai puțin reluate din cadrul acestei zone se păstrează în masivul boem sau ceh, în masivul identificat recent prin foraje în vorlandul carpatic din regiunea Przemysl și Cracovia, și în masivul assyntic al Dobrogei centrale. 15 PROTEROZOICUL SUPERIOR DIN DOBROGEA CENTRALA 21 Folosim denumirea de masiv assyntic al Dobrogei centrale întrucît această regiune, consolidată în orogeneza assyntică, a fost relativ mai ridicată în decursul tuturor perioadelor următoare, fiind acoperită numai din timp în timp cu o pătură subțire de depozite, care au fost slab cutate, în ciclul hercinic acest masiv, incluzînd și partea nordică a Dobrogei de sud (zona Palazu), a avut o poziție mediană („Zwischengebirge”), fiind încon- jurat la nord de hercinidele din Dobrogea de nord — Caucaz, iar la sud de hercinidele din Balcani și cele descrise recent în NE Bulgariei. Vîrsta assyntică a structurilor din Dobrogea centrală a fost mențio- nată prima dată de noi în „Ghidul excursiilor din Dobrogea”, 1961 și argu- mentată în lucrări ulterioare (O. M i r ă u ț ă, 1964, 1965). Dintre aceste argumente reamintim : stilul tectonic particular, deosebit de cel hercinic- chimeric nord-dobrogean, absența depozitelor paleozoice din cutele șisturi- lor verzi, absența intruziunilor, foarte frecvente în Dobrogea de nord etc. în aceleași lucrări am arătat că deformarea și metamorfismul Prote- rozoicului superior au fost sincrone, dat fiind că mineralele de neoformațiu- ne (sericitul și doritul) sînt aranjate pe planele de clivaj. Recent, vîrsta assyntică nouă a metamorfismului a fost confirmată prin determinările de vîrstă absolută prin metoda K/Ar care au arătat valori cuprinse între 520 — 590 milioane ani (M aria Le m n e, 1965)9 pentru șisturile verzi de la Mihai Viteazu și Ciamurlia de Sus. La argumentele de mai sus se adaugă datele de foraj. Astfel, în fora- jul de la Bordeiul Verde, situat în partea estică a Cîmpiei Române, în secto- rul de afundare a Precambrianului superior dobrogean sub cuvertura paleozoică și mezozoică, peste șisturi vărgate verzui și violacee cutate, care amintesc pe cele de la Băltăgești, stau discordant gresii cuarțitice și apoi șisturi argiloase ordoviciene și siluriene (G. Murge an u, D. P a t r u 1 i u s, 1963), cu înclinări de 3° — 4°. Aceasta constituie o dovadă în plus a vîrstei pre-ordoviciene a cutării și metamorfismului depozitelor precambrian superioare. Orogeneza assyntică s-a manifestat într-o perioadă mai îndelungată și în două faze, cea mai veche dintre ele corespunzînd discontinuității dintre șisturile verzi și seria mezozonală de Ciamurlia. Datele de vîrstă absolută din această ultimă serie au valori diferite: 711 m. a., 570 m. a. 9 S i 1 v i a M î n z a L u, M a r i a Lemne, Anca Tănăsescu, Mag <1 alena loncică, Cecilia Vasiliu, Rosette lanc. Determinări . C.I. Parhon, Seria Șt. Nat. No. 9. București. Rankama K., S a h a m a T h. G. (1)52) Geochemistry. Univ. Chicago Press. Roch E. (1962) A propos des bauxites francaises. Btrll. Bw. Recii. Geol. et Min. No. 4. Rozlozsnik P. (1918) Vorlăufiger Bericht iiber die Art des Auftretens der Bauxite im nord- lichen Bihar (Kiralyerdo). Jahrb. d.k. ung. Geol. A. 1916 Budapest. Savu H. (1962) Chimismul vulcanitelor jurasic-superioare — cretacic-inferioare din M-ții Drocea. D. S. Inst. Geol., XLVII (1959-1930). București. — (1962) Cercetări geologice și petrografice în regiunea Troaș-Pirnești din Masivul Drocea. D.S. Inst. Geol., XLIV (1956 — 1957). București. :S t r a h o v M.M. (1962) Osnovi teorii litogheneza. Izd-vo Acad. Nane S.S.S.R. II. pp. 141 — 186. Moskva. Szâdeczky J. (1995) Die Aluminiumerze des Bihargebirges. Fdldl. Kozi. XXXV. Budapest. S z â d e c z k y K a r d o s s E. (1955) Geokemia. Budapest Akad. Kiado. Șvetov N.M. (1958) Petrogratiia osadocinih porod. Moskva — Leningrad. Vad âsz E. (1924) Structura geologică a ivirilor de bauxit din Ungaria. An. Inst. Geol. Maghiar., XXXVII. Caet 2 Budapest (traducere). — (1943) Alunit a magyar bauxite lofordulâsokban foldtany. Fdldl. Kozi. Buda- pest. — (1952) Contributions au probleme de l'altâration laUritique des roches. Acta geol. Acad. Sci. Hang. 1/1 — 4. Budapest. — (1956) Bauxit es terra rossa. Fdldl. Kozi. 86, 2. Budapest. Z a m f i r e s c u-L eoni da Eliza (1931) Contribuțiuni la studiul bauxitelor din România. Inst. Geol. Rom. St. tehn. și econ., XIII/10. București. Institutul Geologic al României HYPOTHPSE SUR LA GENESE DES BAUXITES DU MASSIF DE PĂDUREA CRAIULUI (MONTS APUSENI) PAR VICTOR CORVIN PAPIU, SILVIA MÎNZATU (R&surne) L’dude des diffdents types lithologiques de bauxites rencontres dans le Massif de Pădurea Craiului a abouti ă une sdrie d’observations sur les variations structurales et mineralogiques. L’etude comparative de ces roches indique une grande variete p6trographique — cons6quence des conditions de genese et mdamor- phisation ultdieure de la roche. Plusieurs conclusions concernant la ge- nde et la paleogdgraphie de la region dans laquelle se sont sedimen- tds les bauxites s’imposent. Par suite de la eorrelation de l’dude microscopique ă celles ther- modiffdentielle et roentgenographique nous avons condu que dans les bauxites du Massif de Pădurea Craiului les mindaux de la triade Al, Fe, Ti sont les suivants: L’aluminium : diaspore, boehmite, hydrargillite. La prddominance du premier a entraîn6 meme la ddiomination de diasporite. Le boe- hmite n’apparaît que rarement dans les dhantillons analysd, quant au hydrargillite, il est tont ă fait subordonne (on doit y compter lors du processus technologique de preparation des minerais). La kaolinite apparaît frequemment, surtout dans les bauxites blan- ches ou claires (en quantitd apprdiables). Le fer: hdnatite, magnetite, goethite, limonite, leptochlorite, pyrite. Les deux premiers sont caractdistiques surtout pour les bau- xites rouges (d^posees en milieux oxydants des Solutions acides) alors . .A Institutul Geologic al României 16 R/ 68 V. PAPIU, SILVIA M1NZATU 32 que Ies autres apparaissent dans des bauxites sombres (vertes, brunes, noires), ddposdes en milieu dont Ies conditions d’adrage reduit, jusqu’ă nettement rdducteur, favorisent la formation de hydrotroîlite et dven- tuellement, de la pyrite. La genese de la limonite est supergene. La pyrite peut etre souvent corr&de aux apports hydrothermaux du mag- matisme banatitique. Le titan : anatase (identifie pour la premiere fois dans nos bauxi- tes) rutile, et ilmenite. Ce sont des mindraux autigenes, gdndralement diagdndtiques qui caractdrisent des couches plus riches en cet dldment. C’est ici qu’on cite pour la premiere fois la presence des ooîdes allitiques et fdrolitiques qui ont subi une deformation plastique (spas- tolithes). Nous avons souligne l’absence, dans Ies bauxites, du matdriel clas- tique et organique (siliceux ou calcaire), ainsi que l’absence de la stra- tification — exceptd Ies bauxites qui presentent Ies indices de remanie- ment intraformationel (vaguement orientdes) — et du materiei calcaire apparaissant parfois sur le contact entre Ies calcaires du mur et Ies bauxites. Nous avons formuld, â titre d’hypothese, une interprdtation origi- nale concernant Ies bauxites du Massif de Pădurea Craiului. C’est dans des roches pyroclastiques liees probablement au magmatisme jurassique- supdrieur — ndocomien (ophiolitique) qu’il faut chercher l’origine du matdriel. Nous admettons bien un enrichissement de ces roches en oxydes de fer, aluminium et titan, sous l’influence hydrothermale, dventuellement aussi supergene, par des processus de ddsilicification aux pH eleves. Dans une seconde phase, Ies dldments de la triade Al, Fe, Ti passent dans des Solutions fort acides, dlectrolites ou coloîdales, dans des eaux palustres. Elles prdcipitent dans une phase suivante en se melant aux eaux du karst ou bien ă la surface des calcaires, par l’accroissement de la valeur du pH ou par la destruction des coloîdes de protection (acides humiques). Par cette voie se deposent Ies bauxites primaires, rouges. Dans une phase ultdrieure ou synchrone, dans Ies eaux des lagunes et des mardcages nettement sdpards des prdcddents, se sont rdalisds des milieux acides et plus rMucteurs, dont ont prdcipitd Ies bauxites vertes, Institutul Geologic al României 33 GENEZA BAUXITELOR DIN PADUREA CRAIULUI 69 grisâtres, noires, brunes, gdn&alement tont â fait subordonndes aux prd- cedentes. Dans la phase dpig^n^tique, sous l’influence des Solutions, le carac- tere des bauxites se modifie; elles sont deferis^es, silicatees (la kaolinite en resulte), recristalisees, chloritise etc. Les phenomenes de deferrisation sont remarquables surtout â la pârtie infdrieure (Ponița), â la pârtie superieure (Brusturi, Cornet) et dans les zones laterales des lentilles de bauxite rouge (la roche est decolo- rde: blanche ou jaunâtre), ou les mouvements tectoniques differentiels ont engendrd des fissures et des diaclases, voies d’acc^s pour les Soluti- ons epigen^tiques (supergănes et meme thermales-juv^niles). Nous admettons que les concentrations en oxydes ferriques de la masse du lehm bauxitifdre (roches argilo-ddtritiques) quaternaire du Massif de Pădurea Craiului, ainsi que les dăpots ordinaires de terra rossa, sont dgalement des produits d’altdration des bauxites ă la surface des calcaires. Nous avanșons l’hypothese selon laquelle les bauxites de Sohodol ou de Hațeg (post-n6ocomiennes) pourraient provenit du remaniement d’un materiei bauxitique primaire, accumule â partir du Jurassique jusqu’au Năocomien, sur des plateaux karstiques analogues, c’est-â-dire des bauxites-mâmes de type Pădurea Craiului. ; Institutul Geologic al României XJGRZ Institutul Geologic al României 6 — c. 2t 3 PLANȘA I-a Institutul Geologic al României PLANȘA La Fig. 1. — Contact Intre calcar și bauxit, în brccia din baza lentilei de bauxitdela Cornet K, calcar jurasic; B, bauxit roșu cu fragmente calcaroase și bauxitice. N II. x 5. Contact entre le calcaire et la bauxite dans la breche basale de la lentille de bauxite de Cornet K, calcaire jurassique; B, bauxite rouge â fraginents de calcaires et de bauxites. N II x 5. Fig. 2. — Badiol de Echinid prins în bauxita de la limita cu calcarul jurasic, în baza lentilei de ia Schireaua. N II. x 80. Radiole d’Echinide englobă dans la bauxite de la limite avec le calcaire jurassique, a la base de la lentille de Schireaua. N II. x 80. Institutul Geologic al României y. C. Papiu, Silvia MÎnzatu. Geneza bauxitelor din masivul Pădurea Craiului Pl. I-a. 1 2 Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. Institutul Geologic al României PLANȘA II-a Institutul Geologic al României PLANȘA Il-a Fig. 1. — Ooid diasporic fragmentat, în masa bauxitei verzi de la Schireaua. N II. x 60. Ooide diasporique fragmentă, dans la masse de la bauxite verte de Schireaua. N II. x 60. Fig. 2. — Ooid fragmentat in bauxită cafenie — Zece hotare. D, diaspor; H, hematit. N II. x 90. Ooîde fragmente. Bauxite brune. — Zece Hotare. D, diaspore, H, hămatite. N II. x 90. Fig. 3. — Fragment detritic de bauxit diasporic (generația I) acoperit de o crustă de bauxit din generația II (început de oolitizare), in bauxită verzuie — lentila Jofi — Cheile Albioarei. D, diaspor. N II. x 90. Fragment detritique de bauxite diasporique (premiere generation) recouvert d’une croflte de bauxite de la seconde lentille genăration (debut d’oolitisation). Bauxite verdâtre — lentille de Jofi — Cheile Albioarei. D, diaspore. N II. X 90. Fig. 4. — Fragment detritic de bauxit hematitic cu o crustă diasporică (început de oolitizare) în bauxită cafenie — Zece Hotare. H, hematit. N II. x 25. Fragment dătritique de bauxite hămatitique avec croute diasporique (dăbut d’oolitisation).Bauxite brune — Zece Hotare. H, hămatite. N II. x 25. \ IGR, Institutul Geologic al României V. C. Papiu, Silvia MÎxzatu. Geneza bauxitelor din Masivul Pădurea Craiului. Pl. Il-a Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. Institutul Geologic al României PLANȘA Ul-a Institutul Geologic al României PLANȘA IlI-a Fig. 1. — Oolit bauxitic format in jurul unui fragment de bauxit preexistent (succesiune de cruste diasporice și hematitice), în bauxită verzuie — lentila Jofi — Cheile Albioarei. N II. x 80. Oolite bauxitique forme autour d’un fragment de bauxite preexistente (succession de croutes diasporiques et hâtnatitiques). Bauxite verdâtre — lentille de Jofi — — Cheile Albioarei. N II. X 80. Fig. 2. — Spastolitc diasporice, în bauxită verde de la Schireaua. N II. x 70. Spastolithcs diasporiques. Bauxite verte de Schireaua. N II. x 70. Fig. 3. — Idem, fragmentat. N II. x 100. Idem, fragmente. N II. x 100. Fig. 4. — Ooid hematitic ușor deformat, în bauxită roșie — Zece Hotare. N II. x 80. Ooide hematitique faiblement deformâ. Bauxite rouge — Zece Hotare. N II. x 80. Institutul Geologic al României V. C. Papiu, Silvia MÎnzatu. Geneza bauxitelor din masivul Pădurea Craiului PL IlI-a 2 Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. Institutul Geologic al României IGRZ PLANȘA IV-a s Institutul Geologic al României PLANȘA IV-a Fig. 1. — Ooid diasporic-hematitic ușor deformat, In bauxită cafenie — Zece Hotare. D, diaspor; H, hematit. N. II. x 70. Ooîde diasporique-hfematitique faiblement dăform£. Bauxite brune — Zece Hotare. D, diaspore; H, h^matite. N. II. x 70. Fig. 2. — Ooid spastolitizat și spart, cu centrul hematitic și periferia diasporică, în bauxită verzuie-cenușie — Zece Hotare. N II. x 70. Ooîde spastolithis6 et cass6, avec centre Mmatitique et p^riphdrie diasporique. Bauxite verdâtre gris-Zece Hotare. N II. x 70. Fig. 3. — Ooid hematitic cu periferia diasporică, în bauxita roșie de la Schireaua. D, diaspor; H, hematit. N II. x 50. Ooîde h6matitique avec peripMrie diasporique. Bauxite rouge de Schireaua. D, di- aspore; H, hămatite, N II. x 50. Fig. 4. — Ooid cu structură concentrică, în bauxită galbenă — Zece Hotare. D, diaspor; C caolinit; H, hematit. N II. x 70. Ooîde ă structure concentrique. Bauxite jaune — Zece Hotare. D, diaspore; C, kao- linite; H, himatite — N II. x 70. Institutul Geologic al României V. C. Papiu, Silvia MInzatu. Geneza bauxitelor din masivul Pădurea Craiului Pl. PV-a 1 2 Anuarul Goni. Stal Geol. voi. XXXVII. Institutul Geologic al României IGR. PLANȘA V-a Institutul Geologic al României PLANȘA V-a Fig. 1. — Ooid cu structură concentrică, în bauxită neagră cu mezostază recristalizată — Zece lîotarc. D, diaspor; H, hematit. N II. x 65. Ooide â structure concentrique. Bauxite noire avec mesostaze recristallisee — Zece Hotare. D, diaspore; H, hematite. N II. x 65. Fig. 2. — Ooid cu structură concentrică în bauxita verde de la Schireaua. D, diaspor; Lc,- leptoclorit. N. II. x 65. Ooide ă structure concentrique. Bauxite verte de Schireaua. D, diaspore; Lc, lep- tochlorite. N II. X 65. Fig. 3. — Ooid recristallizat în bauxita brună — Zece Hotare. D, diaspor; C, caolinit N II. X 70. Ooide recristallise. Bauxite brune — Zece Hotare. D, diaspore; C, kaolinite- N II. x 70. Fig. 4. — Ooid cu structură concentrică, în bauxită roz — Zece Hotare. D, diaspor; R, rutiI;P, pirită, N II. x 60. Ooide ă structure concentrique. Bauxite rose — Zece Hotare, D, diaspore ; R, rutile ; P, pyrite. N II. x 60. Institutul Geologic al României V. C. Papii-, Silvia MîxzA'rr. Geneza bauxitelor din masivul Pădurea Craiului Pl. V-a 3 Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. igr/ Institutul Geologic al României PLANȘA Vl-a Institutul Geologic al României PLANȘA Vl-a Fig. 1. — Detaliu într-un ooid complex; ooid cu structură concentrică, în bauxită neagră — Zece Hotare. D, diaspor; P, pirită; C, caolinit. N II. X 125. Detail dans un ooîde complexe; ooîde a structure concentrique. Bauxite noire — Zece Hotare. D, diaspore; P, pyrite; C, kaolinite. N II. X 125. Fig. 2. — Recristalizări de diaspor și leptoclorit în centrul ooidelor și în mezostaza bauxitelor negre — Zece Hotare. D, diaspor; Lc, leptoclorit. Nil. x 60. Recristallisation de diaspore et leptochlorite au centre des ooîdes et dans la măso- stase des bauxites noires — Zece Hotare. D, diaspore; Lc, leptochlorite. N II. x 60. Fig. 3. — Ooid diasporic recristalizat, traversat de fisuri cu leptoclorit și diaspor, în bauxită verde cenușie — Zece Hotare. D, diaspor; Lc, leptoclorit. N II. x 70. Ooîde diasporique recristallisă, traversă par des fissures ă leptochlorite et diaspore. Bauxite vert grisâtre — Zece Hotare. D, diaspore; Lc, leptochlorite. Nil. x 70. Fig. 4. — Diaspor recristalizat pe fisurile din ooide și mezostază, în bauxită neagră — Zece Hotare. D, diaspor. N II. x 60. Diaspore recristallisă sur les fissures des ooîdes et de la măsostase. Bauxite noire —Ze- ce Hotare. D, diaspore. N II. x 60. Institutul Geologic al României V. C. Papii:, Silvia MÎnzati. Geneza bauxitelor din masivul Pădurea ('raiului Pl. Vl-a Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. JA Institutul IGRZ Geologic al României PLANȘA VH-a Institutul Geologic al României PLANȘA VII-a : Fig. 1. — Pirită idiomorfă în mezostaza bauxitei verzi brune — Zece Hotare. P, pirită; D, diaspor. N II. X 65. Pyrite idiomorphe dans la măsostase de la bauxite vert brune — Zece Hotare. P, pyrite; D, diaspore. N II. x 65. Fig. 2. — Ooid diasporic cu pirită epigenetică, în bauxită verde brună — Zece Hotare. D, diaspor; P, pirită. N II X 60. Ooide diasporique avec pyrite epigenetique. Bauxite veri brun — Zece Hotare. D, diaspore; P, pyrite. N II. x 60. Fig. 3. — Ooid diasporic cu pirită și caolinit epigenelic în bauxită verde brună — Zece Hotare. D, diaspor ; C, caolinit; P, pirită. N II. x 65. Ooide diasporique avec pyrite et kaolinite epigenetique. Bauxite vert brun — Zece Hotare. D, diaspore; C, kaolinite; P, pyrite. N II. x 65. Fig. 4. — Fisură cu leptoclorit, în bauxită neagră — Zece Hotare. N II. X 220. Fissure avec leptochloritc. Bauxite noire — Zece Hotare. N II. x 220. Institutul Geologic al României V. c. Papiu, Silvia MÎnzatu. Geneza bauxitelor clin masivul Pădurea Craiului Planșa Vil-a Anuarul Gom. Stat Geol. voi. XXXVII. IGR. Institutul Geologic al României PLANȘA VIIT-a Institutul Geologic al României PLANȘA VUI-a Fig. 1. — Leptoclorit pe fisură de contracție In mezostaza bauxitei negre — Zece Hotare. Lc, leptoclorit. N II. x 80. Leptochlorite dans une fissure de contraction dans la mdsostase de la bauxite noire — Zece Hotare. Lc, leptochlorite. N II. x 80. Fig. 2. - Idem. N II. x 80. Fig. 3. — Ooid substituit cu diaspor și gibbsit recristalizat, In bauxită neagră Cornet II. D, diaspor; Gb, gibbsit. N II. x 90. Ooîde substituă par diaspore et gibbsite recristallisee. Bauxite noire de Cornet II. D, diaspore ; Gb, gibbsite. N II. x 90. Fig. 4. — Detaliu In ooid, privind raporturile dintre diaspor și gibbsit. Gb, gibbsit, D, diaspor. N II. X 200 D^tail dans un ooide, concernant les rapports cntre le diaspore et la gibbsite. Gb, gibbsite, D, diaspore. N II. x 200. Institutul Geologic al României V. C. Papiu, Silvia Mînzatu. Geneza bauxitelor din masivul Pădurea Craiului Planșa VlII-a Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. "ÎCR Institutul Geologic al României STRUCTURA PÎNZEI BUCOVINICE ÎN PARTEA MERIDIONALĂ A MASIVULUI CRISTALIN MOLDAV (CARPAȚII ORIENTALI) DAN PATRULIUS, ELENA POPA, ILEANA POPESCU Abstract Structure of the Bucovinian N a p p c in the Southern Part of the Moldavian C r y s t a 11 i n e M a s s i f. The Moldavian Crystalline Massif, including in its outer (eastern) part the Hăghiniaș Synclinc and the Lunca Anticline, overthrusts as a wholc the more externai Sinaia Beds of the parautochtonous Ceahlău Unit. The amplitude of the overthrust, which puts in abrupt contact two different facies of the Neocomian, is of 9 km at least. The tectonic movements which generated the Bucovinian Nappe occured during the late Albian (late Austrian Phasc). INTRODUCERE Partea meridională a masivului cristalin moldav, împreună cu tere- nurile eocretacice limitrofe la E, oferă la prima vedere imaginea unei tectonici simple, sub aparența căreia se ascunde în realitate o structură foarte complexă. în partea de N a Carpaților Orientali, poziția în pînză a masivu- lui cristalin moldav (pînza bucovinică a lui V . U h. 1 i g) peste tere- nurile mai externe ale flișului cretacic (unitatea de Ceahlău) este un fapt incontestabil, bine dovedit prin cercetările întreprinse de M. B 1 e a h u (1962) în Maramureș. Existența pînzei bucovinice rezultă clar și din ra- porturile observabile în sectorul Breaza-Cîmpulung Moldovenesc, unde șisturile cristaline și cuvertura lor de depozite mezozoice — inclusiv depozite de fliș tithonic-neocomian — vin pe alocuri direct în contact 7 - C. 223 A Institutul Geologic al României 16 R. 72 D. PATRULIUS, ELENA POPA, ILEANA POPESCU cu șisturile negre eocretacice ale unității de Audia-Cernahora, acope- rind complet unitatea de Ceahlău cu fliș neocomian de tipul stratelor de Sinaia. Mai departe spre S, pînă în valea Bistricioarei, încălecarea pîn- zei bucovinice spre exterior’ este pusă în evidență de festoanele pe care le descrie linia frontală a masivului la contactul cu stratele de Sinaia mai externe. Începînd, din valea Bistricioarei spre S, contactul între stratele de Sinaia și masivul cristalin moldav, care cuprinde în partea sa marginală creasta de șisturi cristaline a Dămucului, se prezintă aproa- pe rectiliniu, ușor curbat, pe mare distanță. Totodată la S de valea Bicazului, pe însăși teritoriul masivului — mai exact, în partea exter- nă a sinclinalului Hăghimaș — apar depozite de fliș eocretacic compara- bile cu stratele de Sinaia. Creasta de șisturi cristaline a Dămucului se afundă în aceeași direcție, iar în prelungirea ei spre S, în mijlocul tere- nurilor de fliș eocretacic se desenează un anticlinal normal sau ușor vergent spre E (anticlinalul Lunca), jalonat de cîteva butoniere cu nucleul vizibil constituit din depozite triasice și jurasice, uneori și din șis- turi cristaline. Pornind de la aceste raporturi numeroși autori au presupus că între partea meridională a masivului cristalin moldav și terenurile de fliș mai externe există un contact normal sau aproape normal (D. P r e d a și I. Atanasiu, 1925; G. Mac ovei și I. Atanasiu, 1927; I. B ă n c i 1 ă, 1940; D. Patrulius, L. C o n t e s c u, Al. Butac, 1962; M. Săndulescu, 1964). într-o altă interpretare, I. Băncilă (1937, 1958, 1965) admite existența unui accident tectonic de primul rang (linia denumită central-carpatică) laWde anticlinalul Lunca. Acesta din urmă este privit nu ca prelungire a crestei Dămucului, ci ca element struc- tural al zonei flișului intern, independent față de masivul cristalin moldav. M. S ă n d u 1 e s c u și J a n a Săndulescu (1965) admit și ei recent existența unui contact tectonic major, dar într-o versiune diferită și anume între anticlinalul Lunca, considerat ca parte integrantă a masivului cristalin moldav, și stratele de Sinaia mai externe. Această interpretare se bazează pe constatarea că flancul extern al anticlinalului Lunca ia contact cu di- feriți termeni ai stratelor de Sinaia1. într-una sau în alta din aceste inter- pretări, raporturile semnalate în bazinul superior al văii Trotușului nu permit să se întrevadă în mod clar importanța accidentului tectonic, care 1 Comunicare orală făcută de M. Săndulescu. 3 STRUCTURA P1NZEI BUCOVINICE 73 pune în contact în această regiune, masivul cristalin moldav cu unitatea de Ceahlău mai externă. Ea este dedusă de I. B ă n c i 1 ă din cadrul struc- tural regional, de M. Săndulescu și Jana Săndulescu (1965) din deosebirile de facies și grosime ale depozitelor eocretacice, situate de o parte și de alta a anticlinalului Lunca, deosebiri ce au fost do altfel semna- late și de D. Patrulius, L. Cont eseu, AL B u t a c (1962). Există însă și argumente de ordin local, altele decît cele semnalate pînă acum, care îndreptățesc să se afirme că, în partea sa meridională, masivul cristalin moldav este șariat spre exterior, întocmai ca în Maramureș sau în Moldova de N. Existența unui accident tectonic cu caracter de șariaj pe marginea externă a masivului cristalin moldav, în bazinul superior al Trotușului rezultă din următoarele constatări: 1. în bazinul văii Trotușului se recunosc două faciesuri ale Neo- comianului în contact abrupt; 2. Spre extremitatea meridională a masivului, linia care mar- chează acest contact prezintă o inflexiune bruscă spre W; 3. La E de această linie, în sectorul unde contactul se retrage spre W, flișul neocomian mai extern (stratele de Sinaia) suportă un mic lambou de împingere, constituit din șisturi cristaline și dolomite triasice. Amplitudinea încălecării, măsurată între punctul de înaintare maxi- mă spre E a liniei frontale (confluența Trotușului cu Valea întunecoasă) și punctul vizibil de maximă retragere spre W a acestei linii (Frumoasa), este de 9 km. Utilizarea termenului de pînză pentru unitatea încălecătoare apare deci justificată. Conform cu descrierea unităților tectonice deosebite de U h 1 i g în partea de N a Carpaților Orientali, unitatea șariată reprezin- tă pînza bucovinică. Autohtonul ei îl constituie unitatea de Ceahlău, care în acest sector are funcție de parautohton (M. Săndulescu, 1964). în cadrul sinclinalului se întîlnesc și elemente alohtonc, provenind dintr-o zonă de sedimentare mai internă și rcprezentînd probabil resturi din pînza transilvană, încorporate formațiunii deWildflysch barremo-apțiene. Aceste elemente alohtone prezintă o dezvoltare mai importantă la N de izvoarele văii lavardi, pe teritoriul studiat în ultimul timp de M. Săn- dulescu (1968). Institutul Geologic al României IGR/ 74 D. PATRULIUS, ELENA POPA. ILEANA POPESCU 4 STRATIGRAFIE A) PÎXZA BVCOVIMCĂ 1. ȘISTURI CRISTALINE în partea meridională a masivului cristalin moldav, rocile metamorfi- ce constituie trei serii; epimetamorfică internă, mezometamorfică centrală (predominant gnaisică) și epimetamorfică externă. Seria mezometamorfică se urmărește în tot lungul flancului intern al sinclinalului Hăghimaș, în timp ce scria epimetamorfică externă este limitată la flancul lui extern, unde apare în nucleul anticlinalului Lunca. Ivirile cele mai meridionale de șisturi cpizonale se găsesc pe dealul Ordaș. Este vorba de șisturi sericitoase și cuarțite negre, formînd lambouri tectonice șariate pe stratele de Sinaia. 2. TRIASIC Succesiunea depozitelor triasice atinge 200 m grosime și cuprinde trei termeni: 1, gresii grosiere și microconglomerate cuarțitice gălbui, uneori violacee (Seisian), cu grosime de cîțiva metri; 2, dolomite masive (Campilian-Anisian), ce prezintă pe alocuri în bază un nivel de șisturi dolomitice argiloase și fin micacee, violacee (dealul Ordaș); 3, calcare marmoreene masive, cenușii, albe-cenușii sau roșcate (Ladinian) ce ating local cîțiva zeci de metri grosime (muntele Coniac). Rocile detritice ale Seisianului au fost observate numai în nucleul anticlinalului Lunca, unde constituie iviri discontinui. Deseori se remarcă contactul direct al dolomitelor cu șisturile cristaline. Lipsa locală a depozi- telor seisiene pare să fie mai ales de natură tectonică (laminări, falii). între dolomite și calcarele marmoreene din acoperișul lor, limita este de obicei tranșantă. Este posibil ca această limită să corespundă unei discontinuități datorită oscilațiilor legate de subfaza labinică veche. în acest sens pledează și reducerea considerabilă a grosimii dolomitelor în jurul cotei 1271 (N de Muntele Frumos), unde calcarele marmoreene ajung aproape în contact direct cu șisturile cristaline sau cu depozitele detritice ale Seisianului (D. P a t r u 1 i u s și colab. 1962). în calcarele marmoreene, au fost observate pe alocuri resturi nede- terminabile de dasycladaeee (muntele Coniac, versantul vestic al muntelui Institutul Geologic al României o STRUCTURA P1NZEI BUCOVINICE 75 Nașcalat). Este de reamintit că I. B ă n c i 1 ă (1941) a semnalat în aceste calcare specia ladiniană Diplopora annulata 8 ch af h â u 11. 3. JURASIC INFERIOR ȘI JURASIC MEDIU (?) Depozitele Jurasicului inferior, reprezentate prin calcare oolitice și spatice roșii și cenușiu-verzui, au fost considerate inițial ca aparținînd Jura- sicului mediu (D. Patrulius și colab. 1962). Ulterior în urma unui studiu microfacial sistematic, care a pus în evidență prezența foramini- ferelor Involutina liassica (J o n c s ) și I. turgida K r i s t a n rocile menționat e au fost atribuite Liasicului inferior (D. P a t r u 1 i u s , 1964). Calcarele eojurasice din partea meridională a masivului Hăghimaș îmbracă același facies, ca și în împrejurimile Lacului Roșu (I. Atanasiu și G r . R ă i- 1 e a n u , 1950). Aceste roci acoperă de obicei o suprafață ravinată a calca- relor ladiniene, pătrunzînd uneori adînc în fisurile din culcușul lor. Pe lingă ocurențele deja semnalate (N de cota 1271, Muntele Frumos .și N de dealul Ordaș) numeroase alte iviri au fost identificate în extremitatea sudică a sinclinalului Hâghi- maș și anume în sectorul străbătut de pîriul Rompățelul și afluentul său pirîul Orolaș. Și aici se intilnesc calcare oolitice, uneori și spatice, deseori de culoare roșie, cu Involutina și belcm- niți. Local, baza acestor calcare conține fragmente de calcare marmoreene triașice. Calcare eoliasice, de același tip, apar departe spre N, anume pe ver- santul vestic al muntelui Rîpile unde rocile menționate stau direct pe dolo- mitele flancului intern al sinclinalului, și conțin numeroase entroce și micro- radiole, lagenide și exemplare relativ numeroase de Involutina liassica (J o n e s ) și I. turgida K r i s t a n. Mai la S pe același versant stînd direct pe calcarele marmoreene medio- triasice se întâlnesc calcare cenușiu deschise marnoase și puțin nisipoase avînd la partea lor inferioară numeroase accidente silicioase, de culcare cenușie închisă. Rocile menționate, în special cele din nivelul inferior con- țin în abundență spiculi de spongieri și în proporție mai redusă radiolari. Accidentele silicioase sînt de tipul spongolitelor. Vîrsta acestor roci nu a putut fi precizată. Prin aspectul lor ele se apropie în anumită măsură de unele calcare calloviene cunoscute în împrejurimile masivului cristalin al Leaotei. 4. JURASIC SUPERIOR ȘI NEOGOMIAN a) Callovian superior-Oxfordian. în partea meridională a sinclinalului Hăghimaș stînd direct pe calcarele mediotriasice din flancul intern (mun- A Institutul Geologic al României IGR/ 76 D. PATRULIUS, ELENA POPA, ILEANA POPESCU 6 tele Sălămaș) se întîlnesc jaspuri radiolaritice și șisturi argiloase roșii comparabile cu cele care mai departe spre N, în împrejurimile Lacului Roșu, au fost atribuite Callovian-Oxfordianului. b) Tithonic și Neocomian. în cadrul sinclinalului Hăghimaș, Titho- nicul și Neocomianul îmbracă două faciesuri distincte : (1) Calcare masive, în parte recifale și pararecifale cu faună de Stramberg, pe flancul intern al sinclinalului, urmate de marne cenușii cu lamelibranhiate, cefalopode (Berriasella sp. ex gr. B. privasensis) și foraminifere bentonice (asociație cu Lenticulina reprezentativă pentru Neocomian în general)2; (2) Marne și calcare marnoase cu aptichi („stratele cu Aptychus”) pe flancul extern, intim asociate cu depozite ritmice și pararitmice de vîrstă neocomiană. Nicăieri nu a fost observată o trecere între cele două faciesuri. Deosebirile de facies semnalate pun prin ele înseși chestiunea unei apropieri de natură tectonică între formațiuni, aparținînd la zone de sedi- mentare bine distincte. Alohtonia anumitor mase de calcare neojurasice a fost de altfel demonstrată (R. C i o c î r d e 1 și D. P a t r u 1 i u s , 1960). Este vorba anume de klippele de calcare neojurasice care constituie cul- mile Munticelu și Surduc, pe flancul extern al sinclinalului (Cheile Mici ale Bicazului). M. S ă n d u 1 e s c u (1968) prin cercetările recent întreprinse admite o poziție alohtonă și pentru masele mari de calcare, dezvoltate pe flancul intern. Din acest masiv calcaros intern, teritoriul studiat de autorii prezentei lucrări nu cuprinde decît extremitatea meridională (munții Rîpile și Nașcalat). Flancul intern. Calcarele neojurasice din munții Rîpile și Nașcalat sînt în general masive, deseori cu structură brecioasă-subno- duloasă, rareori stratificate în plăci și lespezi, cenușii sau roșcate, pe alo- curi roșii. în ce privește microfaciesul, tipul cel mai răspîndit este un calcar grunjos, fin pseudoolitic, cu mici granule diseminate de cuarț, cu micron- colite (algolite) disperse, cu microradiole, entroce, foarte rare piese de 2 Identificarea unor depozite neocomiene pe flancul intern al sinclinalului este de dată recentă. Ea se datorește lui M. P o p o v i c i și C. C i o l o ș care au studiat succesiunea calcare- lor din muntele Ucigașului cu prilejul unor lucrări miniere de explorare efectuate în valea Bicăjelului. Observațiile făcute de M. PopovicișiC. Cioloș, relativ la straligrafia calca- relor jurasice și eocrctacice din muntele Ghilcoș, vor face obiectul unei note în colaborare cu T). Patrulius, care s-a ocupat cu studiul macrofaunei și microfaciesurilor. Microfauna a fost inventariată de M a r i a Tocorjescu. |JhA- Institutul Geologic al României IGR/ 7 STRUCTURA PÎNZEI BUCOVINICE 77 Saccocoma, MacroporeUa sp., în varietățile mai bogate în resturi organice. Peste aceste calcare grunjoase fin pseudoolitice, urmează calcare masive, și ele în parte roșcate, dar cu microfacies deosebit, comparabil cu cel al calcarelor urgoniene bine datate prin fauna lor. Flancul extern. Peste depozitele carbonatate aleTriasicului și Jurasicului inferior sau direct peste șisturile cristaline din flancul extern urmează o serie în mare parte ritmică și pararitmică constituită predomi- nant din lutite și siltite. Această serie a fost desemnată ca strate cu Apty- chus și strate de Sinaia (I. B ă n c i 1 ă , 19-11), ca strate de Pojorîta-Lunca (I. B ă n c i 1 ă , 1958), ca strate de Sinaia (D. Patrulius, L. Con- tescu, Al. Butac, 1962), ca strate de Lunca (D. Patrulius, D. Jipa și M. Ștefănescu, 1965), ca strate cu Aptychus (I. T u r c u 1 e ț și C. G r a s u 1965). Vicisitudinile nomenclaturii stratigrafice referitoare în general la formațiunile neojurasice și neocomiene dezvoltate pe marginea externă a masivului cristalin moldav sînt ilustrate de tabelul I. Conform cu accepțiunea sa originală, termenul strate cu Aptychus, împrumutat din nomenclatura alpină, nu poate fi utilizat decît pentru o mică parte din succesiunea groasă pînă la 900 m (1 100 m grosime cumulată) a depozitelor atribuite Jurasicului superior și Neocomianului pe flancul extern al sinclinalului Hăghimaș. Ca strate cu Aptychus pot fi desemnate numai pachetele omogene de depozite marnoase și calcaroase intercalate în această succesiune. Restul seriei prezintă caractere litologice și stra- tonomice net deosebite față de stratele cu Aptychus din Alpi. Prezența singură a aptichilor, indiferent de faciesul litologic, nu poate justifica gene- ralizarea termenului. Autorii prezentei lucrări, în urma cercetărilor recent întreprinse, ajung la concluzia că o mare parte a seriei menționate repre- zintă un echivalent al stratelor de Sinaia mai externe, dar cu facies sensi- bil diferit. Pentru acest motiv, ei cred preferabil de a utiliza termenul de strate de Lunca, într-o accepțiune mai largă decît cea acordată de I. B ă n- c i 1 ă (1958) stratelor de Pojorîta-Lunca, adică pentru tot ansamblul depozitelor care pe flancul extern al sinclinalului Hăghimaș este cuprins între formațiunile triasice-eojurasice și primele depozite cu caractere mai pregnante de fliș, mai apropiate de stratele de Sinaia (sensu stricto). în acest fel se conservă accepțiunea litostratigrafică acordată termenului strate de Lunca de către D. P a t r u 1 i u s , D. J i p a, M. Ș t e f ă n e s c u (1965), nu însă și accepțiunea cronostratigrafică (Jurasic superior exclusiv). Stratele de Lunca, așa cum au fost descrise de D.Patrulius, D.Jipa și M. Ștefănescu, corespund cu primele două orizonturi separate de y Institutul Geologic al României 78 D. PATRULIUS, ELENA POPA, ILEANA POPESCU 8 D. Patrulius, L. Conte seu și Al. Butac (1962) în cadrul „Neoeomianului” din sinclinalul Hăghimaș. Cel de-al treilea orizont, ini- țial separat sub numele de fliș grezo-calcaros, constituie o unitate strati- grafică independentă în raport cu stratele de Lunca, mai apropiată prin caracterele ei de tipul obișnuit al stratelor de Sinaia. El va fi descris mai departe ca orizontul flișului grezo-calcaros și calcarenitic. Studiul biostratigrafic întreprins de autori asupra stratelor de Lunca și „stratelor cu Aptychus” stricto-sensu și flișului grezo-calcaros și calcarenitic i-a condus la un rezultat surprinzător, paradoxal la prima vedere : fauna depozitelor ritmice și pararitmice cuprinde forme care pe teritoriul Car- paților sînt cunoscute în intervalul Titlionic superior-Hauterivian, în timp ce pachetele de marne și marnocalcare cu Aptychvs (stratele cu Aptychus sensu stricto), care apar la diferite nivele în succesiunea depozitelor ritmice și pararitmice, conțin forme cunoscute numai în intervalul Titho- nic inferior-Berriasian. Depozitele ritmice și pararitmice constituie pe flancul extern al sin- clinalului o succesiune homoclinală, în care se disting 3 orizonturi. Aceste orizonturi deși prezintă unele variații longitudinale de facies, își păstrează individualitatea pe o distanță considerabilă. Orizontul siltitelor și argilitelor brune (stratele de Lunca inferioare), bine dezvoltat în sectorul cuprins între valea Rana și valea Banului, unde atinge 120 m grosime, este depășit spre S de termenul următor, iar la N de valea Banului nu constituie decît apariții sporadice și de grosime redusă (valea lavardi, Valea Mare). Cu toată poziția lui transgresivă este lipsit în general de un conglomerat bazai. Printre rocile particulare pe care le cu- prinde sînt de semnalat: (a) silicolite, cu dezvoltare locală, negricioase și brune cu radiolariși spiculi de spongieri relativ abundenți (valea Rana Mare, cota 1271, flancul estic al butonierei lavardi, Valea Mare), mai rar jaspuri roșii-brune, ca cele semnalate de I. B ă n c i 1 a și V. C o r v i n Papiu (1962) în valea Sălămașului Mic unde se întâlnesc și siltite roșii marnoase; (b) calcare marnoase sideritice, cu crustă de alterație ruginie, intercalate la partea inferioară a orizontului (valea Antaluc); (c) calcare- nite, ca intercalații sporadice începînd din bază, negricioase, cu litoclaste de dolomit triasic, și oolite diseminate, deseori cu feldspați și cuarț de neoformațiune, în oolite și pseudoolite, cu entroce, microradiole, Rotaliide, Trocholina alpina Leupold (f. rar) și T. elongata (Leupold) (valea Rana Mică, valea Rana Mare, Valea întunecoasă (pl. I). Pe lîngă micro- fosilele citate, rocile acestui orizont conțin și fragmente de mici belemniți Institutul Geologic al României IGRZ 0.PATRULIUS,ELENA POPA, ILEANA POPESCUL Structura pînzei bucovinice in partea meridională a masivului cristalin moldav(Carpații Orientali) TABELUL Nr.1 Autori Th. Krdutner 1930 7. Banci/ă 19^0 l BăncUă 1958 D.Patrulius L Cont eseu AL But ac 196? Gr. Popescu D. PdtruHus 1961 L Turculeț 196^ D. PdtruHus D. Jipa H.Ștefânescu 1965 I. Turculeț C. Grasu "1965 0. PdtruHus Elena Popa Ileana Popescu 1966 Unități RARĂU HĂGHIHAȘ HĂGHMAȘ 5/ RARĂU HÂGWNAȘ RARĂU RARĂU SINCLINALUL MARGINAL Șl ZONA FLIȘULUI HĂ6HINAȘ PÎNZA BUCO^INICĂ ZO/U INTERNA A PLIȘULUI Hauterivian Strate de Sinaia cu Șisturi roșii în bază sau intercalate Straie de Sinaia Straie CU Aptychus \ Gresii și congio- \merate de tluncelu Strate de Sinaia (facies intern) grezo-ca/cam Prefliș calcaros Orizont de si/tite brune Gresii si conglome- rate de tluncelu "S A7? v\J î superioare: fliș șistos cu intercalata de calcarenite, brecii și con- glomerate medii: fliș grezo- calcaros (3o-w% gresii) inferioare: șisturi satina- te + mamo - calcare, grezo- calcare f/rș grezo- caJcaros cu mamo-calcare Fliș grezo- calcaros și calcaren'dic L. anguloco- staius Vatanginian Strat 3 ■g § ■g ' e do Sinaia \ calcare marnoa- se cu Aptychus Si/icoHte gresii roșii fh $ efliș calcaros gresii în bancuri si conglomerate (de tluncelu) 1 < c 1 ,1 ’i c ! i ! ! î l ! 1 i l 1 S î ■3 ■s $ ** Qj îl L.angulo- costatus L. cf. seranonis L. mortilleti L. beyrich i T. carpathica C thalmanni C elliptica C.elpina C alpina Laevaptychus eieuis ap ajejjg Fiiș grezo - calcaros T. carpathica C alpina Cad. fusca sturi argi/oase. calcare urgoniene in situ Șisturi argiloase brune Conglomerate calcaroase; br, brecii de șisturi crista/me Șisturi argiloase brune-,b-bazaite Conglomerat de bază ti/toid cu dia baze și piroc/astite di a bazice șistrate cu Aptychus (tithonic- berriasian) resedimeniate Strate de Sinaia Fliș grezo-catca^os F/is sistos sat‘na. r\' O vf Biuc 1237,5—A , VWardb O\\ * n t rulete Nașcalat V o sw 1603 - 'alea Iavar aii Xi NW 1400- 1 I 29 T Punct fosi/ifer ANUARUL COMITETULUI de stat al geologiei vol .xxxvii. ' Imprim.ateldnst.Geologic D-PATRULIUS, ELENA POPA, ILEANA POPE $CU: Structura pînzei bucovinice în partea meridională a masivului cristalin moldav (Carpații Orientali ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI VOL. XXXVII Imprim. Atei. Inst.Geol. ... r 1 1 — .... - - — —1— —i— .X- .. i -1— - — “1“ 1 “T I “T-1 • • • • • • • ~~ pc—i—i—r. -rJ - Li i —i—i ■ i pr—i 1 1 1— j IGR/ STRATIGRAFIA ȘI STRUCTURA FORMAȚIUNILOR EPIMETAMORFICE DIN ZONA MEDIANĂ A MASIVULUI POIANA RUSCĂ (REGIUNEA TELIUC - GHELAR - VADU DOBRII) DE OSCAR MAIER, HANS G. KRĂUTNER, FLORENTINA KRĂUTNER, GEORGETA MUREȘAN, MIRCEA MUREȘAN Abstract S t r a t i g r a p h y and Structure of t li e Epimetamorphic For- mations in of t h e M e d i a n Zone P o i a n a R u s c ă M a s s i f (T c 1 i u c-G h e- 1 a r — V a d u D o b r i i R e g i o n). The crystalline schists in the area investigated belong to two major tectonic units in Poiana Ruscă; the mesometamorphic unit in the South and the epimetamorphic unit in the north, the latter bcing overthrust by the Southern unit. The authors present the stratigraphic subdivision, as well as the tectonics of the schists in the epimetamorphic unit. The pile of epimetamorphic schists proceeds front some terrigeneous marine deposits in which extrusive and intrusive products of the. inițial basic magmatism (green schists), limestones and dolomitic rcef formations were interbedded. On the basing of grouping of rocks in accordance with their natural association, corrcspoh- ding to distinct stages in the cvolution of the sedimentation and magmatic activity a number of five stratigraphic complexcs partially subdivided into horizons have bcen separated. The crystalline schists were melamorphosed under the conditions of the green schist facies. The metamorphism isograds intersect obliquely the bedding and the folds of the crystalline massif. Front the standpoint of the folding two major structures have been distinguished : the Teliuc antidine and the Hunedoara Dolomite syncline on whose flanks less important folds are grafted. The disjunctive tectonics showcd up by the formation of several fault Systems which subdivided the arca into seven succcssive phases. 120 O. MAIER ET AL. 2 Pag- I. Introducere..................................................................... 3 II. Straligrafia și petrografia.................................................... 11 .4) Formațiuni cristaline...................................................... 11 1. tnitatea mezometamorficâ ................................................ 11 2. t nitatea epimctamorfică ................................................ 13 a) Considerații petrografice generale.................................... 13 Roci terigene.......................................................... 13 Roci carbonatice....................................................... 16 Roci tufogene.......................................................... 16 Roci metaeruptive ..................................................... 17 Milonile............................................................... 18 b) Condițiile de. metamorfism............................................ 19 c) Straligrafia șisturilor cristaline.................................... 20 Complexul șisturilor grafitoasc cu intercalații de roci verzi tufogene 21 Complexul șisturilor cuarțitice sericilo-cloritoasc.................... 22 Complexul șisturilor grafitoasc........................................ 22 Complexul șisturilor verzi tufogene.................................... 22 Orizontul inferior................................................. 25 Orizontul mediu.................................................... 26 Orizontul superior................................................. 27 Complexul șisturilor sericito-cloritoasc superioare................ Orizontul inferior ................................................ 29 Orizontul mediu.................................................... 30 Orizontul superior................................................. 30 Dolomitelc de Hunedoara................................................ 30 Paralelizări stratigrafice cu formațiunile epimetamorfice din regiunea Ruschița............................................................... 32 R) Formațiuni eruptive..................................................................... 33 C) Formațiuni sedimentare.................................................................. 33 III. Tectonica regiunii ........................................................... 34 1. Tectonica plicativă....................................................... 35 a) Structurile plicative majore............................................ 35 b) Structurile plicative de importantă secundară........................... 36 2. Tectonica disjunctivă.................................................... 37 IV. Evoluția geologică a regiunii................................................. 41 Bibliografic.............................................................................. 44 3 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 121 I. INTRODUCERE Prospecțiunile geologice pentru minereuri de fier începute în 1958 în masivul Poiana Rusca, în regiunea Teliuc-Ghelar, aveau ca scop să stabileas- că premise favorabile găsirii unor noi zăcăminte de fier în această regiune. Pornind de la ipoteza originii sedimentare metamorfozate a minereului de fier din Poiana Rusca, emisă de Al. C o d arce a și N. P e t r u 1 i a n , se considera că la baza elaborării unui program rațional și științific de prospectare și explorare a unor noi zone pentru minereuri de fier, trebuie să stea' descifrarea stratigrafie! și structurii șisturilor cristaline, precum și studiul condițiilor care au favorizat formarea zăcămintelor de fier. Problemele la care trebuia să răspundă cartarea stratigrafică a crista- linului erau următoarele : Poziția zăcămintelor de minereuri de fier în stiva șisturilor cristaline epimetamorfice; Legătura dintre zăcămintele de la Teliuc, Ghelar, Vadu Dobrii ; Relația șisturilor epimetamorfice din regiunea Teliuc-Vadu Dobrii cu dolomitele de Hunedoara ; Relația dintre șisturile epimetamorfice și șisturile mezome- tamorfice. Lucrările de teren și de birou au ridicat o serie de probleme legate în special de met oda de lucru și de modul dc reprezentare a rezultatelor, dat fiind, că la acea dată nu dispuneam dc un model de orizontare a șisturilor cristaline 1a- noi în țară. Tdeea principală care a stat la baza acestui mod nou de lucru în forma- țiunile cristaline a fost găsirea și urmărirea unor nivele și orizonturi reper în stiva sedimentară actualmente metamorfozată și cutată, repere care să permită o subdivizare a stivei în complexe eu valoare stratigrafică. Valoa- rea stratigrafică regională a acestor complexe trebuia să fie asigurată prin înglobarea în diferite complexe, a unor asociații naturale de roci corespun- zătoare unor etape bine definite in evoluția biologică magmatică și meta- logenetică a geosinclinalului în care s-au format actualele șisturi cristaline. Cartarea stratigrafică a regiunii și a zonelor învecinate din masivul Poiana Rusca a confirmat faptul că asociațiile naturale de roci separate (complexele), pot fi urmărite la scară regională. Justețea separațiilor stratigrafice a fost confirmată de asemenea și de dalele obținute prin foraje. Institutul Geologic al României 122 O. MAIER ET AL. 4 Hărțile magnet ometrice din zona mediană a masivului au fost de un real folos în interpretarea datelor de cartare, scoțînd în evidență continui- tatea reperelor stratigrafice cu proprietăți magnetice (mai ales orizonturile de șisturi verzi tufogene cu magnetit) în zonele acoperite. Anomaliile au putut fi utilizate de asemenea pentru punerea în evidență și precizarea orientării unor dislocații transversale și a unor structuri plicative. Concepția geologică nouă asupra geologiei regiunii a constituit punc- tul de plecare pentru elaborarea unui program vast de explorare prin sonde și sondeze. Datele de foraj și rezultatele economice pozitive obținute au confirmat și au completat rezultatele cartării stratigrafice, ridicînd o serie de probleme noi privind geologia de detaliu. O serie de elemente noi au fost furnizate de asemenea de deschiderile create cu ocazia construirii barajului de la sud de Teliuc. Datele geologice noi au determinat unele modificări în harta strati- grafică inițială (elaborată în 1958—1959). Astfel, o serie de falii interpreta- tive necesitate de geologia de suprafață s-au dovedit a avea o importanță mai mică decît se crezuse inițial, altele au fost confirmate de foraje sau li s-a precizat traseul real. Alte falii au devenit necesare în urma interpretării datelor de foraj. Date orohidrograîiec Regiunea la care ne referim este delimitată la nord de o linie sinuoasă orientată aproximativ E—W ce unește localitățile Teliucul inferior și Sohodol și corespunde aproximativ limitei sudice a dolomitelor de Hune- doara. LaWde Sohodol limita ajunge pînă în valea Runcului. înspre S deli- mitarea zonei cercetate se face de-a lungul văii Cernei, văii Vălarița și văii Bîlii și corespunde zonei de contact dintre unitatea epimetamorfică și cea mezometamorfică a masivului. Spre E regiunea este mărginită de depozitele sedimentare ale bazinului Streiului, iar spre W dc creasta dintre izvoarele văii Lunca Vadului și valea Bordului (de la W de Vadu Dobrii). Astfel delimitată regiunea are forma unei fîșii alungite extinsă pe cea 30 km și a cărei lățime variază între 5—7 km. Altitudinile culmilor principale cresc treptat de la E (Ghelar 750 m) spre W (Vadu Dobrii 1100 m). Pe ele sînt situate majoritatea localităților din regiune : Ghelar, Poienița Voinii, Alun, Bunila, Vadu Dobrii. Spinările largi și ondulate ale culmilor sînt separate între ele prin văi adinei. întregul masiv Poiana Ruscă reprezintă un vechi podiș, put ernic ferestruit dc ape, în care se disting mai multe cicluri de eroziune puse în JÂ Institutul Geologic al României IGR/ FORMAȚIUNILE EP1METAMORFICE DIN POIANA RUSCA 123 evidență de platformele de eroziune din versanții văilor importante (valea Vălarița, valea Cerna, valea Peștișele ș.a.). Reactivarea eroziunii podișu- lui menționat a fost probabil condiționată de mișcări de ridicare post- pannoniene. Eroziunea este și astăzi în plină desfășurare, fapt demonstrat de numeroasele văi a căror linie de echilibru încă nu a fost realizată. Văile mici și cu debite variabile prezintă spre vărsare profile abrupte. Văile mari formează, numeroase meandre în zona cursului lor mediu iar în zona bazinului de recepție sînt deseori colmatate; în schimb, în partea lor inferioară prezintă zone cu eroziune accentuată, fapt ce demonstrează reactivarea eroziunii în perioade succesive (valea Sohodolului, valea Peștișelelor, valea Lunca Vadului, valea Retișoara ș.a.). Dependența formelor de relief de natura petrografică a rocilor și de orientarea structurii este evidentă. După cum am amintit, principalele bazine de recepție sînt orientate paralel structurii. Văile care curg prin do- lomite și calcare dolomitice au versanți mai abrupți (valea Govăjdiei etc.) decît cele care curg prin șisturile cristaline. Fenomenele carstice sînt destul de rare, dat fiind solubilitatea relativ redusă a dolomitelor. Cîteva doline mici, colmatate în parte, au fost obser- vate în calcarele marmoreene de la W de localitatea Alun. Cercetări geologice anterioare Zăcămintele de fier de la Teliuc și Ghelar au constituit obiectul unor mici exploatări miniere încă de pe vremea Dacilor și Romanilor. După cum reiese din lucrările geologice mai vechi (H o 1 o s v ă r i, 1907 și K. P a p p, 1919), în secolul trecut mai puteau fi încă văzute urmele acestor exploatări miniere (halde la Teliuc, un furnal la Ghelar). Se poate presupune că exploa- tarea minereului de fier a continuat și în perioada de după retragerea Ro- manilor, deoarece limonitul exploatabil la suprafață constituia un minereu excelent pentru tehnica siderurgică din acea vreme. Exploatarea sistematică începe în secolul trecut cu apariția societăților miniere. Tot din secolul trecut ne-au fost transmise primele informații geologice prin scrierile lui F. S. B e u d a n t (1822), F. Hauer și G. Stadie (1863, 1885), Fr. P o ă e p n y (1871), J. H a 1 a v â t s (1903), F r. Schafarzik (1908). Prima lucrare amplă este monografia lui K. P ap p (1919) asupra zăcămintelor de fier și cărbuni, în care sînt prezentate numeroase date geologice și miniere asupra zăcămintelor de fier din Poiana Ruscă. < JA Institutul Geologic al României Vicr/ 124 O. MAIER. ET AL. 6 Problema genezei zăcămintelor de fier alături de problema relațiilor șisturilor epimetamorfice cu dolomitele de Hunedc ara precum și raporturile acestor șisturi cu șisturile mezometamorfice din 8, au fost principalele pro- bleme majore abordate de geologii care au lucrat în regiune. Astfel, după F r. 8 c h a f a r z i k (1908) și K. P a p p (1919) zăcă- mintele de fier din Poiana Ruscă sînt de natură metasomatică, formarea lor fiind pusă în legătură cu un corp granitic presupus în profunzimea masi- vului. K. P a p p (1919) descrie (după Hala v â t s) un profil pe valea Pernei după care șisturile cristaline cu direcție E—W au căderi spre 8 la Lingina și Perna și spre N la Teii acul inferior, unde ele intră sub „calcarele de Hunedoara” considerate devoniene. în 1923 K. M o c k e 1 descrie filitele de la Teliuc drept inferioare cal- carelor de Hunedoara, pe care le consideră triasice. Zăcămintele de fier din regiune ar putea fi puse în legătură cu bazaltele de aici. Ideea unui corp magmatic ascuns de care s-ar lega zăcămintele de fier este reluată de V. L a ț i u (1928), care admite că minereul ferifer s-ar fi format prin metasomatoza epigenetică a calcarelor dolomitice intercalate în șisturi. în anul 1942 A 1. P o d a r c e a și N. P e t r u 1 i a n 1 exprimă pentru prima oară o concepție nouă asupra genezei zăcămintelor de fier. Autorii arată că minerenrile sînt de origine sedimentară și au fost cutate și metamorfozate împreună cu formațiunile sedimentare înconjurătoare. Com- poziția mineralogică a rocilor ferifere depinde de gradul de metamorfism. în 1948, Al. C o d a r c e a 2 abordează problema relațiilor șisturilor cristaline cu dolomitele de Hunedoara arătînd că între cele două formațiuni există îndințări faciale. Primele descrieri petrograficeamănunțite ale rocilor din zona centrală și de SE a masivului Poiana Ruscă se datoresc lui L. P a v e 1 e s c u (1954). care grupează rocile epizonale în trei complexe petrografice : complexul cloritos, complexul cuarțos și complexul calcaros. Relațiile dintre epizonă și mezozonă sînt considerate anormale, mezozonă stînd peste epizonă, situație semnalată mai de mult de către A 1. Co d a r c ea și explicată printr-o 1 Raport geologic-minier asupra zăcămintelor de fier din Poiana Bască reg. Teliuc-Ghelar. 1912. Arh. Com. Stat Geol. București. A 1. C o d a r c c a. Raport asupra rezervelor de minereu de fier ale regiunii Teliuc — Ghețar, din partea de E a maniilor Poiana Ruscă. 1918. Arh. Com. Stal Geol. București. Institutul Geologic al României 7 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 125 cută ,,ă rebours”. După L. P a v e 1 e s c u (1954), deși există această situa- ție anormală, între șisturile epizonale tipice și cele mezozonale se constată o tranziție gradată. Problema relațiilor șisturilor epimetamorfice din partea mediană a masivului Poiana Ruscă cu masa dolomitelor de Hunedoara și a acelorași șisturi cu rocile mezometamorfice a fost atinsă și în unele lucrări de sinteză referitoare la cristalinul Carpaților Meridionali. Astfel, G. M. M u r g o c i (1912) consideră Poiana Ruscă ca zona de rădăcină a pînzei getice, iar cal- carele de Hunedoara ca un orizont superior al epizonei prinse într-un sin- clinal culcat spre N. După A. Streckeisen (1934) șisturile epizonale ar sta peste cele mezozonale și ar face parte din o unitate superioară pînzei getice. Mai recent, L. Pavelescu (1958) încadrează masivul Poiana Ruscă în domeniul getic și reliefează din nou raporturile anormale existente între seria epizonală și cea mezozonală din Poiana Ruscă. Revenind la lucrările de detaliu asupra diferitelor regiuni din masivul Poiana Ruscă, care tratează și probleme generale ale acestuia, trebuie men- ționat în primul rînd studiul efectuat de D. G i u ș c ă et al (1956) asupra părții de SW a masivului. Autorii ajung la concluzia că seria mezozonală este șariată peste cea epizonală, mezozona de la Nădrag reprezentînd un petec de acoperire peste epizonă. în partea de NW a Poienii Ruscăi, C. V. Papiu (1956) deosebește t ,'ei complexe petrografice : un complex șistos, un complex carbonatic și un complex de tranziție. Complexele menționate ar rezulta din îndințarea fa- cială primordială a unor roci argilo-grezoase cu formațiunile carbonatice r ‘cifale premetamorfice. După R. D i m i 1 r e seu (1956) calcarele de Hunedoara, se încadrea- ză în partea superioară a seriei epizonale și formează un sinclinal în unele henri puternic deversat spre N. Începînd cu anul 1950 se execută o serie de lucrări și prospecțiuni geologice in zona mediană a Poienii Ruscăi, axate în special pe inventarierea și descrierea amănunțită a zăcămintelor de fier cunoscute și urmărirea în extindere a acestora. Aceste lucrări au fost începute între anii 1950 — 1953 de către expediția geologică complexă. în privința genezei acumulărilor minereurilor de fier M. A. 8 u h a r e v și T. I. C o s a r e v a 3 se asociază 3 M.A. S u h a r e v. T.i. C o s a r e v a. Regiunea de minereuri de fier Poiana Ruscă — R.P.R. 1950. Arh. Com. Siat (hol. Bucurcșii. . ,'a Institutul Geologic al României IGR/ 126 O. MAIER ET AL. 8 concepției exprimate de Al. C o d arce a și N. P e tr u 1 i a n 4, autorii admițând geneza sedimentar-metamorfică a zăcămintelor care ar reprezen- ta sedimente feruginoase formate în zonele litorale de mică adîncime ale unei mări paleozoice. Lucrările de prospecțiune și explorare pentru minereuri de fier au fost continuate de echipa Ministerului Metalurgiei alcătuită de E. C i u c u - rel, I. B ades cu, G h. I ones cu, T. Naidin, 1. Roș ia nu, A. Naidin și D. Z a h a r i a 5. în 1956 C. I o n e s c u6 cartează regiunea Alun-Sohodol-Lelese, ale cărei formațiuni cristaline le consideră situate în zona îndințărilor faciale dintre un complex argilo-grezos și un complex calcaros recifal. Au- torul regăsește complexele petrografice descrise de I. P a v e 1 e s c u (1954) și susține că rocile calcaroase sînt prinse actualmente în cute sinclinale. în 1958 au început lucrările de orizontare a cristalinului din Poiana Rusca (O. Maier etal.1964). Concomitent Elvira Bercia și I. Bercia (1964) au efectuat în același perimetru (Teliuc-Ruda) studii microtectonice, iar Florentina Krăutner și H. Krăutner (1964) cercetări amănunțite asupra zăcămintelor de fier din regiune. Zona de la SW de Ruda a fost cercetată de către F 1. C o d a r c e a și Venera Codarcea’cu scopul identificării cauzelor geologice ale anomaliilor magnetice din acest sector. în anul următor (1959) cercetările stratigrafice, microtectonice pre- cum și cele referitoare la zăcămintele de fier s-au extins înspre W în regiunea Ruda-Vadu Dobrii8. Masivul dolomitelor de Hundeara a fost cercetat din punct de vedere chimic de către M. S a v u 1 și V. I a n o v i c i (1959) care evidențiază 4 Vezi nota 1. 5 I. B ă d e s c u, E. Ciucure!, G h. loncscu, A. Naidin, T. Naidin, I. R o ș i a n u, D. Z a h a r i a. Raport asupra rezultatelor de prosepecțiuni și explorări din partea de E a fișiei centrale de mineralizare din regiunea Poiana Ruscă, efectuate în 1953. Arh. Com. Stat Geol. București. 6 G. I o n e s c u. Raport geologic asupra regiunii Alun — Sohodol — Lclcse. 1956. Arh. Com. Stat Geol. București. ’ FI. C o d a r c e a. Venera C o d a r c c a. Raport geologic asupra regiunii Ruda- Poicnița Voinii (Poiana Rusca). 1958. Arh. Com. Stat Geol. București. 8 I. B c r c i a, E 1 v i r a Bercia, C. Chivu, H. Krăutner, Florentina K răutner, O. Maier, Georgcta Mureș a n, M. M u r e ș a n, G h. N e a c ș u. Raport asupra cercetărilor geologice din regiunea Ruda — Poiana Crivina — Bătrina — Socet — Cerbăl — Sohodol (Poiana Rusca). 1959. Arh. Com. Stat Geol. București. •9 FORMAȚIUNILE EP1METAMORFICE DIN POIANA RUSCA 127 caracterul predominant dolomitic al rocilor acestui masiv, justificîndu-se astfel denumirea de„dolomite de Hunedoara.” Cercetări petrografice amănunțite asupra dolomitelor de Hunedoara au fost efectuate de către C. V. Pap i u et al. (1962, 1963, 1964) între anii 1958—1960. Autorii au demonstrat originea recifală a acestor dolomite, presupusă și de L. P a v e 1 e s c u (1955). Se admite pentru formațiunile dolomitice și calcaroase vîrsta siluriană ; șisturile din baza dolomitelor sînt atribuite Cambrian-Precambrianului iar cuarțitele și filitele acoperitoare ale dolomitelor, Devonianului. Cercetările magnetometrice efectuate în regiune între .1950 și 1959 de către T. C r i s t e s cu9, FI. I o n e s c u 10, M. Pope s c u-B r ă d e t, L. Popesc u-B r ă d e t11 și A. S t e f a n c i u c 12, au pus în evidență numeroase anomalii magnetice aliniate paralel cu structura geologică. Anomaliile se suprapun peste orizonturile de șisturi cu magnetit din unitatea epimetamorfică. începînd din 1958 Comitetul Geologic (ISEM) și Ministerul Minelor (TPEDMN) au executat numeroase foraje în zona Teliuc-Ghelar și Alun, amplasate pe baza rezultatelor obținute în urma cartării stratigrafice a formațiunilor cristaline. Forajele din împrejurimile localităților Ghelar și Teliuc au interceptat corpuri sideritice (Ghelar, Vrănicioara, Muchea Moșului și Teliuc E). 9 T. Cristescu. Raport asupra prospecțiunii magnetice efectuate in regiuneaTeliuc — Ghelar — Vadu Dobrii. 1950. Arh. Com. Stat Geol. București. T. Cristescu. Raport asupra măsurătorilor magnetice AZ efectuate în regiunea Vadu Dobrii — Hunedoara. 1951. Arh. Com. Stat Geol. București. T. Cristescu. Raport asupra măsurătorilor magnetice AZ in zona Măgura-Teliuc (regiunea Hunedoara). 1952. Arh. Com. Stat Geol. București. T. Cristescu. Raport asupra măsurătorilor magnetice AZ in regiunea Vadu Dobrii» Poiana lazuri, (regiunea Hunedoara). 1952. Arh. Com. Stat Geol. București. 10 F 1. I o n e s c u. Raport asupra prospecțiunii magnetometrice din zona centrală a masivului Poiana Ruscă regiunea Nădrag — Vadu Dobrii. 1959. Arh. Com. Stat Geol. Bucu- rești. 11 M. Popesc u-B r ă d c t, I.. Popesc u-B r ă d e t. Raport asupra măsurătorilor magnetice AZ pe rama de nord-est a masivului Poiana Ruscă (Runcu Marc — Sohodol — Socct — Ferigi — Bătrina — Boș — Cerișor — Govăjdia — Lclese — Tulea — Zlaști). 1958. Arh. Com. Stat Geol. București. 12 A 1. Ș t e f a n c i u c. Raport asupra prospecțiunilor magnetice AZ executate in regiunea Poiana Ruscă (Teliuc — Toplița — Vadu Dobrii). 1958. Arh. Com. Stat Geol. București. 128 O. MAIER ET AL. 10 Studiul petrografic și stratigrafie al carotelor obținute prin forajele executate de ISEM a fost efectuat în .1962 — 1963 de către M a r i a P a v e- 1 e s c u, F 1 o r e n t i n a K r ă u t n e r și G e o r g e t a M u r e ș a n13. în 1960 I. Urde a, pe baza datelor de foraj din zona Ghelar, prezintă o imagine asupra complexului purtător de zăcăminte de fier și asupra gene- zei acumulărilor ferifere. Recent, camptonitele cu katophorit interceptate de forajul ISEM 4754 amplasat în valea Govăjdia, au constituit obiectul unui studiu minera- logic efectuat de A 1. 0 o d arce a, L. P a v e 1 e s c u și A 1. K i s s 1 i n g (1965). Cercetările stratigrafice începute în 1958 — 1959 în zona mediană a masivutu i Poiana Ruscă au fost continuate în anii 1960 — 1965 atît în unita- tea epimetamorfică cît și în cea mezometamorfică a masivului,confirmîn- du-se și completîndu-se imaginea stratigrafică inițială obținută în zona mediană a Poienii Ruscăi. Regiunea Ruschița a fost cartată de către L. Pavelescu, O. Maier, H. Krăuțner, Florentin a K r ă ut - n e r și M. M u r e ș a n, regiunea Nădrag de către O. M ai er , I. S o lom on G. V a s i 1 e s c u, regiunea Tincova de către G h. N e a c ș u, P. Z i m m er- mann și Voichița Zim mermann, regiunea Fîrdea-Gladna de către C. C h i v u și V. Ser af i mo vi c i, regiunea Gladna-I juncan i- Poieni de către M. M u r e ș a n și G e o r g e t a M u r e ș a n, regiunea Poieni-Roșcani de către O. M a i e r, I. S o 1 o m o n și G h. V a s i 1 e s c u, regiunea Roșcani-Bătrîna de către G. N e a c ș u, P. Z i m m e r m a n n și C. P a r a s c h i v e s c u, regiunea Leșnic-Ferigi de către I. H a n o m o 1 o, A n t o a n e t a H a n o m o 1 o și C. C h i v u, regiunea Vețel-Groși de către II. K r ă u t n e r, Florentina Krăuțner, M. D uțu și N. S t a n. Unitatea mezometamorfică a fost cartată stratigrafie de către O. M a i e r, I. S o 1 o m o n, G. Va silea cu, P. Zimmermann și Voichița Zim m e r m a n n. Modul de cont inuare spre E, pe sub depo- zitele neogene sedimentare, a complexelor stratigrafice și a structurilor tectonice din zona Teliuc-Ghelar a fost arătat de către FI. Io nes cu, H. Krăuțner, M. M u r e ș a n (.1963), pe baza datelor noi magnetometrice si gravimetrice obținute în bazinul Șiroiului. în vederea alcătuirii unei hărți 13 M. P a v c 1 c s c u. FI. Krăuțner, G. M u r c ș a n. Studiul forajelor din șantierul Poiana Ruscă (Ghelar). 1962. Arh. Com. Stat Geol. București. M aria Pa v c 1 c s c u, F 1 o r c n t i n a K r ii u l n e r, G e o r g e t a M u r e ș a n. Studiu! petrografic al forajelor din șantierul Poiana Ruscă. (Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii- Ruschița). 1963. Arh. Com. Stal Geol. București. 'JA Institutul Geologic al României IGR/ 11 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 129 stratigrafice unitare a unității epimetamorfice a masivului, partea de N și cea de W a munților Poiana Ruscă au fost revizuite și cartate în întregime între 1961 și 1965 de către H. K r ă u t n e r, F 1 o r e n t i n a K r ă u t n e r, M. M u r e ș a n și G e o r geta M u r e ș a n, II. STRATIGRAFIA ȘI PETROGRAFIA Regiunea cercetată este alcătuită în majoritate din formațiuni cris- taline, cele eruptive și sedimentare avînd o răspîndire redusă. AJ FORMAȚIUNILE CRISTALINE Șisturile cristaline din zona Teliuc-Ghelar aparțin celor două unități tectonice importante din masivul Poiana Ruscă : unitatea mezometamor- fică și unitatea epimetamorfică. Unitatea mezometamorfică, situată în sudul regiunii, încalecă de-a lungul unei importante falii direcționale (în- soțită de milonite și blastomilonite) șisturile epimetamorfice din N. Întrucît în cadrul regiunii șisturile primei unități au o răspîndire redusă, constituind rama sudică a zonei studiate, atenția noastră s-a în- dreptat în special asupra unității epimetamorfice, ale cărei formațiuni ocupă majoritatea ariei cercetate. 1. UNITATEA MEZOMETAMORFICĂ în cadrul hărții noastre șisturile unității mezometamorfice constituie o fîșie îngustă (1—2 km lățime) orientată E — W, care s-a putut urmări de-a lungul întregii zone luată în considerare, respectiv de la E de confluen- ța văii Tătăușului cu valea Cernei pînă în valea Vadului (la SW de Vadu Dobrii). Întrucît descrierea petrografică a rocilor din această unitate a fost făcută anterior de către L. Pavelescu (1954), vom aminti doar pe scurt principalele tipuri petrografice întâlnite în decursul cercetărilor noas- tre : micașisturi muscovito-biotitice ± granat, cuarțite museovito-bioti- tice, cuarțite biotitice, paragnaise muscovito-biotitice, amfibolite. Micașisturile muscovito-biotitice ±granat predomină net asupra celor- lalte tipuri petrografice menționate. Amintim în aceste roci (versantul drept al văii Bîlii) prezența în unele cazuri a grafitului (micașisturi grafitoase cu granați). Porfiroblastele de granat din micașisturi pot depăși uneori l cm Institutul Geologic al României 130 O. MAIER ET AL. 12 în diametru (Baia lui Grai). în unele secțiuni acest mineral prezintă un „S” intern care formează cu șistozitatea generală a rocii un unghi mare, apropiat de 90° . Alteori, granații au structură helicitică. în paragnaise, porfiroblastele de plagioclaz prezintă frecvent incluziuni de granați, biotit, muscovit, cuarț, titanit, care sînt orientate uneori aproape perpendicular față de șistozitatea rocii. Paragenezele mineralogice principale ale șisturilor mezometamorfice corespund faciesului metamorfic al amfibolitelor cu almandin. în apropierea limitei cu unitatea epimetamorfică, rocile mezometa morfice au fost milonitizate intens, fapt care se accentuează cu cît ne apro- piem de falia direcțională dintre cele două unități. Milonitele constituie o fîșie relativ continuă (cu o lățime variabilă cuprinsă între 100 și 200 m) care se urmărește de-a lungul acestui contact tectonic menționat. Sînt cenușii, masive, cu spărtură neregulată. Cu ochiul liber se poate distinge o masă microcristalină cuarțitică, în care se dezvoltă lamele porfiroblastice de 1—3 mm de mice și uneori de feldspați. Microscopic se observă că, milonitele prezintă o masă cuarțoasă orientată, uneori masivă, în care sînt găzduite porfiroblaste de muscovit, feldspat, granat și biotit. Fondul rocii este microgranular; el este alcătuit din grăunți neregulați de cuarț și uneori de feldspați, rezultați prin zdrobire. Moscovitul, sub formă de lamele ondulate porfiroblastice, este dezvoltat pe suprafețele de discontinuitate ale rocii; uneori mulează cristalele de feldspat. Biotitul se prezintă fie sub formă de porfiroblaste ondulate, asemănătoare cu cele de muscovit, fie în aglomerări de cristale mărunte, cu conture neregulate impuse de către grăunții de cuarț și feldspat din matricea rocii. Feldspatul (plagioclaz acid și ortoză) apare în granule mici cu conture și dimensiuni variabile prinse în masa de bază cuarțoasă. Uneori ortoza se dezvoltă porfiroblastic. Aceste porfiroblaste ale feldspatului potasic prezintă frecvente fenomene de sericitizare pe fisuri și pe planele de maclă. Granatul, sub formă de porfiroblaste în general izo- metrice, este aproape întotdeauna prezent în aceste roci. Este fisurat și uneori fărîmițat. Se observă adesea în jurul granatului o aureolă de clorit care pătrunde frecvent si pe crăpăturile lui. în milonite mai apar sporadic epidot, calcit, zircon și apatit. în unele regiuni (valea Bîlii), în zona milonitică apar și ultramilonite. în concluzie, rocile descrise reprezintă în bună parte blastomilonite uneori remilonitizate, fenomen legat de reluarea în timpuri diferite a faliei direcționale dintre cele două unități tectonice. \ IGR/ Institutul Geologic al României 13 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 131 în zona milonitelor descrise precum și în apropierea lor, s-au surprins- frecvente fenomene de retrbmorfism, care se manifestă prin sericitizarea feldspaților și cloritizarea granaților și a biotitului. 2. UNITATEA EPIMETAMORFICĂ Formațiunile unității epimetamorfice se extind la N de cele aparți- nînd unității mezometamorfice și ocupă majoritatea suprafeței cercetate^ Obiectul acestei lucrări este prezentarea stratigrafie! și structurii tectonice a acestor formațiuni. a) Considerații petrografice generale Majoritatea rocilor epimetamorfice provin din metamorfozarea regi- onală a unor depozite marine terigene (argiloase, argilo-grezoase și grezoase), recifale-recifogene (carbonatice) și tufogene. Aceste sedimente inițiale erau, deseori amestecate intim între ele, de unde rezultă o bogată varietate de roci mixte pe care o constatăm azi în regiune (roci terigeno-carbonatice, roci carbonato-terigene și roci tufitogene). Menționăm de asemenea prezența în cadrul unității epimetamorfice a unor acumulări ferifere metamorfozate (reprezentate în special prin car- bonați : siderite, ankerite, dolomite ferifere și subordonat prin oxizi de fier : magnetit și hematit) precum și a unor roci metaeruptive. Rocile terigene și cele tufogene constituie o fîșie, relativ îngustă (3—5 km), Situată la N de unitatea mezometamorfică. în cadrul ei, rocile carbonatice sînt subordonate rocilor terigene și tufogene14. La N de această fîșie rocile carbonatice capătă o dezvoltare largă, constituind cunoscutul masiv carbonatic al dolomitelor de Hunedoara. Rocile terigene. Rocile terigene împreună cu cele carbonatice sînt cele mai răspîndite în zona luată în considerare. în cadrul lor am inclus și pe cele în care se poate recunoaște un oarecare aport carbonatic dar care nefiind prea mare nu șterge caracterul terigen predominant al rocii respec- 14 Menționăm că fîșia dc șisturi cuprinsă între unitatea mezometamorfică și dolomitcle- de Hunedoara era cunoscută în literatura geologică sub denumirea de zona centrală a masivului Poiana Ruscă. întrucit în realitate această zonă nu constituie partea centrală a masivului Poiana Ruscă, vom utiliza denumirea mai adecuată de „zona mediană’ a Poienii Ruscăi. XJGR. Institutul Geologic al României 132 O. MAIER ET AL. 14 Tabel Hocile complexului șisturilor verzi lufogene intre Teliuc și Vadu Dobrii Faciesul șisturilor verzi Subfaciesul cuarț. - albit - alinandin Șisturi grafito-mus- covitice cu granați Șisturi muscovi- to-biotito-cuarți- ticc cu granat Subfaciesul cuarț — albit — biotit Șisturi muscovitice cu biotit și inagnetit Fiii te grafi to-sericito-biotitice Șisturi muscovito-biolilice ± dorit Șisturi muscovito-biotito-grafiloase ± dorit Șisturi sericito-cloritoase biotito-cuarțitice Șisturi muscovito-biotito-cuarțitice ± dorit Șisturi cuarțito-muscovito-biotitice ± dorit Șisturi cuarțito-muscovito-biotitice x dorit Șisturi sericito-grafiloase cuarțitice Șisturi cuarțito-sericito-grafitoase Șisturi muscovito-biotito-grafito-cuarțitice ± dorit Cuarțite muscovito-biotitice Cuarțilc muscovitice Cuarțite muscovito-grafitoase Cuarțite grafitoase Cuarțite Subfaciesul cuarț — albit — dorit Filite sericitoase cu magnetit Filite grafi toase-scricitoase Șisturi și filite sericito-cloritoase Șisturi sericito-dorito-grafitoase Șisturi sericito-cloritoase cuarțitice Șisturi dorito-sericitoase-cuarțitice Șisturi cuarțito-sericito-doritoase Șisturi cuarțito-clorito-sericitoasc Șisturi sericito-grafitoase-cuarțitice Șisturi cuarțito-sericito-grafitoase Șisturi sericilo-dorilo-grafiloase-cuarțitice Cuarțilc cu sericii și dorit Cuarțite cu sericii Cuarțite cu sericit și grafii Cuarțite grafitoase Cuarțite ooillixluput unisis .ronțiuBsd-oițpdBiotu unisiȘ aanțuiBSdupiu unisiȘ o u a 8 i .i o 1 j o o h Institutul Geologic al României 15 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCĂ 133 Siderite cu biotit iș granat Șisturi amfibolice cu albit Calcare cu sericii, dorit, biotit și albit Calcare cu tremolit Șist muscovito-biotitic cu albit ± dorit Șist biotito-calcaros cu albit + dorit Șist biotilo-cuarțitic cu albit ± dorit Șist clorito-aclinolilic cu biotit și albit Calcare cu sericit și dorit Calcare Calcar cu albit Calcar doloinitic Calcar dolomitic grafitos Dolomite Carbonați te feritele Cuarțite cu albit Cuarțite cu albit și sericit Cuarțite cu albit și calcit Șisturi clonțoase cu albit Șisturi clorito-epidotice cu albit Șisturi actinolito-cloritoase cu albit Șisturi actinolitice cu albit Șist clorito-sericitic cu albit Șist clorito-calcaros cu albit Șist dorito-cuarțitic cu albit Șist clorito-epidotic Șist actinolito-cuarțitic Șist ciorito-actinolitic-cuarlitic cu albit 3 P ț 0 V a u o 8 o j n x a n 9 8 o ț i j n x 03ȚjEU0q.IU3 ! 3 0 H 03 IZ VQ oua 8 o țț j n 1 r S 9 tt 9 8 o j n 1 ț a o h 11 - C. 223 Institutul Geologic al României 131 O. MAIER, ET AL. 16 tive. Structura acestor roci variază dc la granoblustică la lepidoblastică; cea din urmă predomină asupra primei. O privire succintă asupra diver- selor tipuri de roci terigene din regiune se poate vedea în tabelul alăturat. Rocile carbonatice. Roci'e carbonatice sînt foarte răspîndite în regiune, majoritatea grupîndu-se în masivul dolomitelor de Hunedoara. Aceste roci, care provin predominant din metamorfozarea unor depo- zite rccifal-recifogene și subordonat din sedimente carbonatice de precipi- tație chimică, au un chimism relativ variat, existînd numeroase tranziții de la calcare la dolomite. Se observă că gradul de cristalinitate al rocilor car- bonatice depinde mult de chimismul lor, calcarele fiind de obicei mai larg cristalizate decît dolomitele. Pigmentul grafitos a avut o influență negativă asupra gradului de cristalinitate al rocilor carbonatice, astfel încît calcarele grafitoase și dolomitele calcaroase grafitoase sînt mai totdeauna fin granu- lare (grafitul a îngreunat blasteza carbonaților). Structura rocilor carbonatice este în general granoblastică și mai rar granolepidoblastică (în tipurile bogate în filosilicați). Textural, se pot deosebi carbonatite masive (reprezentate mai ales prin dolomite), orientate, stratificate, șistoase, ultimele două tipuri fiind întâlnite mai ales la calcare. 0. V. Pap iu et al. (1962, 1963, 1964) au acordat o mare importanță aspectului textural al carbonatitelor, pornind de la premisa că rocile dolomitice masive ar reprezenta zonele biohermice recifale, în timp ce carbonatitele stratificate, șistoase, etc. ar reprezenta depozitele recifogene actualmente metamorfozate. în regiune se pot deosebi calcare, calcare dolomitice, dolomite calca- roase, dolomite și roci carbonatice cuarțoase. Se observă faptul că în masa de șisturi de la sudul masivului dolomitelor de Hunedoara, intercalațiile de carbonatite sînt reprezentate mai ales prin calcare. Rocile tufogene. în comparație cu rocile terigene și cele carbonatice, șisturile tufogene sînt mai puțin răspîndite; majoritatea lor se grupează într-un complex, stratigrafie. Rocile tufogene provin din metamorfozarea unor tufuri bazice (actua- lele șisturi verzi cu albit) și a unor tufuri acide (roci porfirogene); acestea din urmă apar în regiune cu totul sporadic, asociate cu rocile ferifere de Ia Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii). în șisturile verzi, caracterizate în general prin parageneza clorit- aibit-cuarț, la care se adaugă uneori actinotul și epidotul, apare frecvent r Institutul Geologic al României 17 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 135 magnetitul (5 — 10%), care reprezintă cauza majorității anomaliilor mag- netice din regiune. Rocile meiaerupiive. în regiune apar o serie de roci magmatogene metamorfozate, intercalate concordant în șisturile unității epimetamorfice. în cadrul rocilor metaeruptive distingem metaserpentinite, metamicrogab- brouri, roci metaeruptive intermediare și porfiroide. M e t a s e r p e n tini t e 1 e. Aceste roci constituie cîteva iviri la S de Ruda, în dealul Muncelului (la E de Vadu Dobrii) și la. SE de Vadu Dobrii. Forma dc zăcămînt a metaserpentinitelor este în general cea de mici lentile (sub 200 — 300 m lungime) concordante cu șisturile cristaline încon- jurătoare. în dealul Muneelul apare un important sili de metaserpentinite, avînd circa 2,5 km lungime și 300 — 600 m lățime ; acest .sili căptușește un sinclinal larg de șisturi cristaline, structură ce se lărgește treptat de la E către W ; în partea vestică corpul de roci metaeruptive este retezat de o falie importantă, orientată MW-SE. Grosimea acestui sili nu depășește 200—250 m, fapt indicat de forajul 14048 al Ministerului Minelor și de către forajul 22122 al Comitet ului de Stat al Geologiei. Din punct de vedere petrografic, mica ivire de la S de Ruda este al- cătuită dintr-o rocă de culoare verzuie, care prezintă pe alocuri goluri cu conture geometrice (cubice) rezultate din îndepărtarea cristalelor idio- morfe de pirită, ale căror resturi se pot vedea uneori la microscop. în rocă apar cristale de tremolit care au pînă la 1 cm lungime. Microscopic, se observă o masă fundamentală antigoritică, cu structura lamelară, în care apar cristale idiomorfe de tremolit. Uneori la limita dintre tremolit și matricea antigoritică se întâlnesc zone talcizate care urmăresc conturul idio- morf al amfiboluhii. Tot în cadrul ivirii de la Sde Ruda mai apar metaser- pentinite antigoritice fără tremolit, slab talcizate, asemănătoare cu cele din dealul Muncelului. Sillul din dealul Muneelul este format din metaserpentinite antigori- tice, cu structură lamelară. Pe lingă antigorit mai apare doritul magnezian și talcul. Magnetitul, sub formă de granule uneori izometrice, filonașe și pulbere, este relativ răspîndit în cuprinsul acestui corp. Uneori este prezent și magnetitul. Aparițiile dc metaserpentinite de la SW de Vadu Dobrii, din versan- tul stîng al văii Bîlii, fiind în imediata apropiere a contactului tectonic dintre unitatea epimetamorfică și cea mezometamorfică, sînt puternic tal- 136 O. MAIER et al. 18 cizate. Minerale serpentinice de tipul antigoritului s-au păstrat doar local în zone neafectate de laminările tectonice. M e t a m i c r o g a b b r o u r i. La S de Poienița Voinii apare un filon concordant, a cărui grosime nu depășește 1 m, alcătuit dintr-o rocă verzui-negricioasă cu aspect de ortoamfibolit care sub microscop prezintă o structură relictă doleritică. Roca este constituită din hornblendă verde- albăstruie care în zonele marginale trece la actinot, parțial cloritizat, epidot, clorit, albit și subordonat calcit. Primele trei minerale amintite apar în cantități aproximativ egale (cca 30%) . Roca provine din metamorfozarea unui microgabbrou. Roci metaeruptive intermediare. Acest tip de roci formează cîteva corpuri lenticulare concordante față de șisturile cristaline înconjurătoare. Ele apar în partea estică a regiunii, pe văile Govăjdiei și Mănăstirii. Textura rocii este în general masivă, rareori slab șistoasă. Struc- tura este holocristalină, de obicei slab inechigranulară. Roca este alcătuită în majoritate din albit (cca 60%), biotit ferifer (10 — 15%), feldspat po- tasic (5 — 10%) și mici cantități de epidot ferifer, calcit, clorit, sericit, cuarț, apatit, granat și limonit. Feldspatul potasic (frecvent sericitizat pe fisuri) este deseori albitizat. Albitul, epidotul și calcitul par să rezulte dintr-un plagioclaz mai bogat în calciu, care prin metamorfism a trecut în mineralele menționate. Biotitul este transformat parțial în clorit, fapt observat și la rarele granule de granat din rocă. Limonitul s-a format pe seama epidotului ferifer și a biotitului ferifer, prin alterația superficială a rocii. Probabil că înaintea metamorfismului regional, i;oca era alcătuită din plagioclaz relativ bogat în calciu, feldspat potasic, biotit ferifer, puțin cuarț și apatit. Ar fi vorba deci de o rocă de tip monzonitic care a suferit apoi metamorfismul regional odată cu rocile înconjurătoare. Roci porfir oide. Aceste roci constituie apariții sporadice la S de Ruda și la S de dealul Muncelul (pîrîul Gemenilor). Sînt constituite dintr-o masă cuarțoasă cu puțin muscovit și feldspat, în care se află cris- tale de plagioclaz acid (maclat polisintctic), sau dc ortoză și de microclin. Milonitele. Se dezvoltă la N de dislocația direcțională Cineiș—Vadu Dobrii. Ele alcătuiesc o fîșie mai îngustă decît aceea a milonitelor din uni- tatea mezometamorfică. Contactul tectonic dintre cele două unități traversînd diverse nivele stratigrafice din unitatea epimetamorfică, a determinat formarea unor Institutul Geologic al României IGR/ 19 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 137 milonite cu constituție mineralogică variată : roci milonitice sericito-calci- tice, sericito-dorit oase-graf itoase, sericito-doritoase ș. a. Sînt în general roci laminate care se desfac în fragmente lentiliforme. Cu ochiul liber se pot distinge aglomerări de cuarț, iar pe fețele de forfecare apar filosilicați (sericit și dorit). Sub microscop, se observă o variație a structurii și texturii, în funcție de apropierea sau depărtarea de contactul cu unitatea mezome- tamorfică. Astfel, în apropierea acestei linii tectonice, în masa de bază în general cuarțoasă (cu granule rare de albit) apar aglomerări lentiliforme de sericit, mai rar dorit, calcit sau chiar granule de cuarț cu dimensiuni mai mari decît ale celor din matrice. Depărtîndu-se spre nord de linia amintită se trece treptat la șisturi epimetamorfice normale. în această zonă de trece- re se observă deranjamente texturale și structurale importante, datorite frămîntării mineralelor în lungul unor plane direcționale. în partea superioară a văii Bîlii (la SW de Vadu Dobrii), în cadrul milonitelor din unitatea epimetamorfică, apare o lentilă de serpentinit la- minat (milonit serpentinic). Microscopic, se observă talcizarea aproape integrală a mineralelor serpentinice; talcul constituie aglomerări lentili- forme sau mase slab orientate după planurile de laminare ale rocii. b) Condițiile de metamorfism Condițiile din timpul metamorfismului regional au determinat apariția în cadrul rocilor, aparținînd unității epimetamorfice, aparageneze- lor caracteristice faciesului de șisturi verzi, în regiune majoritatea tipuri- lor petrografice înscriindu-se în subfaciesurile cuarț — albit — muscovit — dorit; cuarț — albit — muscovit — biotit și subordonat în subfaciesul cuarț — albit — almandin. în regiune se constată pe verticală o creștere normală a gradului de metamorfism (O. M a i e r et al., 1964), exemplul fiind oferit de formațiunile din partea estică a anticlinalului major Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii, unde în complexele superioare de pe flancurile acestei structuri apar paragenezele subfaciesurilor cuarț — albit — muscovit — dorit și sub- ordonat cuarț — abit — muscovit — biotit, în timp ce complexul inferior cunoscut în unitatea epimetamorfică este metamorfozat predominant în condițiile subfaciesurilor cuarț — albit — muscovit — biotit și cuarț — albit — almandin. în zona cercetată se observă de asemenea o variație pe orizontală de la N către S a gradului de metamorfism al rocilor care ocupă aceeași Institutul Geologic al României 138 O. MAIER, ET AL. 20 poziție stratigrafică (0. Maier et al., 1961). Un exemplu clasic este oferit de anticlinalul major Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii, unde în cadrul complexului șisturilor verzi tufogene, de pe flancul nordic al acestei structuri, apar numai paragenezele subfaciesului cuarț — albit — musco- vit — dorit, în timp ce pe flancul sudic rocile aceluiași complex prezintă adesea paragenezele specifice subfaciesului cuarț — albit — muscovit — biotit. Referitor tot la variațiile gradului de metamorfism pe orizontală s-a observat că în cadrul aceluiași pachet stratigrafie intensitatea metamorfis- mului crește în general de la E către W; astfel, pe flancul sudic al anti- clinalului major Teliue — Ghelar — Vadu Dobrii se constată că în timp ce rocile complexului șisturilor verzi tufogene, din partea de est a regiunii sînt metamorfozate în condițiile subfaciesurilor -cuarț — albit — musco- vit — dorit și cuarț — albit — muscovit — biotit, cele din partea de W a regiunii, din zona Vadu Dobrii, prezintă paragenezele caracteristice subfaciesului cuarț — albit — almandin. Repartiția faciesurilor metamorfismului regional este figurată pe harta tectonică a regiunii. c) Slratigraîia șisturilor cristaline în cadrul formațiunilor cristaline din regiune, care aparțin unității epimetamorfice din masivul Poiana Rusca, s-au deosebit mai multe com- plexe stratigrafice, similare cu cele stabilite pentru prima dată în partea estică a masivului (O. M a i e r et al., 196-1). Aceste complexe aparțin unei stive de formațiuni marine, metamor- fozată regional în condițiile faciesului de șisturi verzi. Succesiunea normală (de jos în sus) a complexelor stabilite este următoarea : Complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tufogene ; Complexul șisturilor cuarțitice sericito-cloritoase ; Complexul șisturilor grafitoase; Complexul șisturilor verzi tufogene; Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare. în parte complexul șisturilor verzi tufogene și partea inferioară a complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare corespund stratigrafie dolomitelor de Hunedoara, cu care se îndințează lateral. Institutul Geologic al României 21 FORMAȚIUNILE EP. METAMORFIC E DIN POIANA RUSCA 139 Complexul șisturilor grafi (oase eu inlerealații de roci verzi tuîogene. Acest complex reprezintă partea inferioară cunoscută a formațiunilor epimetamorfice din regiune. El constituie o fîșie urmărită, spre W, din valea Cernei, de la Teliuc pînă laWde Bunila. Lățimea maximă a acestei benzi este cunoscută în valea Cernei (1,5 km aproximativ), de unde scade treptat pînă la dispariția completă (la W de Bunila). Complexul este bine deschis pe valea Cernei, valea Govăjdiei, drumul Teliuc — Ghelar, valea Mănăstirii, valea Tătăușului și valea Poeniței. Complexul are o constituție petrografică variată, cu caracter pre- dominant terigen. Fondul petrografic este alcătuit din șisturi sericito- grafitoase și cuarțite grafitoase în care sînt intercalate diverse șisturi cuarțoase (șisturi cuarțoase cu biotit ± calcit, șisturi cuarțoase cu sericit și clorit), cuarțite sericitice, șisturi seric ito-cloritoase + biotitice,cuarțite biotitice cugranat (valea Mănăstirii). în cadrul rocilor terigene sînt inter- calate pe alocuri roci verzi tufogene (șisturi cloritoase -4- biotitice ±epidot, șisturi clorito-calcitice cu albit ș.a.). în partea de E a regiunii, în zona Teliucul superior — valea Tătăușu- lui o bună parte a șisturilor grafitoase, care constituie majoritatea comple- xului, trec lateral la cuarțite grafitoase, larg dezvoltate pe valea Govăj- diei și valea Cernii; în această zonă cuarțitele grafitoase alternează adesea cu bancuri decimotrice de șisturi sericito-cloritoase-cuarțoase. Șisturile tufogene cloritoase ± biotitice sînt alcătuite din clorit, biotit, cuarț, epidot (uneori foarte abundent 10 — 15%), albit și mici cantități de calcit, sericit, oxizi de fier, apatit. Focile tufogene clorito- calcitice cu albit bine deschise lîngă barajul de la Cinciș — în apropierea punctului unde începe să urce drumul spre Ghelar — constituie pachete discontinui situate în partea mediană a complexului. Aceste șisturi au un aspect rubanat foarte caracteristic, rezultat din alternanța benzilor cloritoase cu cele calcitice. Sînt alcătuite din clorit, calcit, albit, cuarț ±bio- tit + muscovit, la care se adaugă mici cantități de magnetit, hematit, titanit și epidot. Cîteva anomalii magnetice din regiune sînt cauzate de rocile tufogene cu magnetit ale acestui complex. Dintre celelalte roci ale complexului, remarcăm drept caracteristice cuarțitele cu sericit, care alcătuiesc o fîșie îngustă (dedublată uneori prin cutare), situată înspre sudul perimetrului, fîșie ce se poate urmări din valea Cernei pînă la Bunila. .' M Institutul Geologic al României VlGR/ 140 O. MAIER, ET AL. 22 Complexul șisturilor euarțitiee-sericito-eloritoase. Acest complex se situează stratigrafie deasupra celui precedent descris. El constituie o fîșie relativ îngustă (100 — 500 m) cartată între valea Cernei (la S de Teliucul inferior) pînă la SE de Ghelar. Complexul este cunoscut numai pe flancul nordic al anticlinalului major Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii. Grosimea sa este de circa 150 — 300 m. Complexul reprezintă un pachet de formațiuni terigene cu o uniformi- tate petrografică remarcabilă, fiind constituit predominant din șisturi cuarțitice sericito-cloritoase. în cadrul lui apar intercalații sporadice de șisturi cuarțoase cu sericit și grafit. Complexul șisturilor grafitoase. Denumim astfel ansamblul de șis- turi predominant grafitoase care stau peste complexul precedent descris și care suportă complexul șisturilor verzi tufogene. Grosimea pachetului variază între 250 și -100 m. Apare pe flancul nordic al anticlinalului major Teliuc — Ghelar—Vadu Dobrii, constituind o fîșie situată la N de comple- xul precedent descris și care a fost urmărită de asemenea din valea Cernei de la Teliuc pînă la SE de Ghelar. Lățimea maximă a acestei fîșii este cunoscută între valea Cernei și valea Mănăstirii (500 — 600 m). Complexul este bine deschis pe valea Cernei, pe valea Govăjdiei și pe valea Mănăstirii. Fondul petrografic al complexului, predominant terigen, este alcă- tuit din șisturi grafitoase-clonțoase cu sericit și șisturi sericito-grafitoase, în care se intercalează uneori strate subțiri de șisturi calcitice-cuarțitice cu grafit și lentile de calcare. Menționăm un nivel stratigrafie subțire și discontinuu, de calcare situate în partea inferioară a complexului (valea Cernei la Teliuc; drumul Teliuc — Ghelar). Complexul șisturilor verzi tufogene. Acest complex a fost denumit inițial complexul șisturilor tufogene cu zăcăminte de fier de către O. Maier, Ge or get a Mure șan, M. Mure șan (1964), pentru a sublinia că este complexul gazdă al zăcămintelor și ivirilor de minereu de fier sedimentar metamorfozat de la Teliuc — Ghelar și Vadu Dobrii. Complexul și-a primit denumirea pe care o utilizăm în lucrarea de față, în regiunea Ruschița, în urma lucrărilor întreprinse de L. P a v e 1 e s c u et al. (1964). Am adoptat această denumire din următoarele considerente : caracteristica principală a complexului este predominarea șisturilor tufogene bazice; complexul reprezintă aceeași unitate stratigrafică cu cea separată în regiunea Ruschița; noua denumire este în acord cu constata- Institutul Geologic al României IGR/ 23 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 141 rea faptului că în unele regiuni ale masivului, complexul este lipsit de zăcăminte de fier. în comparație cu celelalte complexe, complexul șisturilor verzi tufogene are cea mai mare răspîndire in regiunea cercetată. începînd din extremitatea estică a regiunii, unde aflorează de sub depozitele neogene, imediat la nord de Teliuc și la sud de Cinciș, complexul poate fi urmărit spre vest în două benzi, despărțite între ele de complexele descrise ante- rior. Benzile se lărgesc, se apropie treptat și se unesc la vest de localitatea Bunila într-o singură fîșie largă care se poate urmări pînă la vest de Vadu Dobrii. Din marginea de est a regiunii, complexul șisturilor verzi tufogene se continuă spre est sub sedimentele neogene ale bazinului Streiului (FI. I o n e s c u, H. K râutne r, M. M u r e ș a n, 1963). La vest de regiunea cercetată complexul reapare în regiunea Ruschița, decroșat spre SW de-a lungul faliei Chergheș—Ruschița. Cele două benzi amintite, sînt situate pe cele două flancuri ale anti- clinalului major din zona mediană a masivului — anticlinalul Teliuc — Ghelar — Alun — Vadu Dobrii. Asociațiile petrografice din cadrul complexului prezintă unele variații de facies pe cele două flancuri ale anticlinalului, fapt ce ne obligă ca în decursul descrierii complexului să ne referim mereu la flancul nordic și la cel sudic al anticlinalului Teliuc — Ghelar — Alun — Vadu Dobrii. Complexul șisturilor verzi tufogene urmează în succesiunea strati- grafică normală peste complexul șisturilor grafitoase și suportă complexul șisturilor clorito-sericitoase superioare. Complexul este format dintr-o alternanță de șisturi tufogene și tufitogene cu șisturi terigene și cu roci carbonatice. Șisturile tufogene sînt alcătuite de obicei preponderent din clorit, epidot, albit și calcit. Destul de frecvent apare și parageneza actinot — epidot — albit. Adesea conțin cristale idiomorfe de magnetit (în special pe flancul sudic al anticlinalului major) care cauzează anomaliile magne- tice cunoscute între Teliuc și Vadu Dobrii. Amestecul de material inițial tufaeeu bazic cu materialul terigen se reflectă în metatufite prin canti- tatea variabilă de cuarț, sericit și biotit, minerale care apar pe lîngă paragenezele mai sus menționate. Adesea și cu precădere în apropierea stratelor și bancurilor de roci carbonatice (în special calcare) se întîlnesc șisturi tufitogene calcaroase, rubanate, alcătuite dintr-o alternanță intimă Institutul Geologic al României 142 O. MAIER, ET AL. 24 milimetrică do strate calcitice cu material tufaceu bazic. Prezența biotitu- lui se remarcă în special pe flancul sudic al anticlinalului major. Pe flancul nordic al acestei structuri, biotitul a fost semnalat frecvent în forajele de la W de Ghelar. în zona minei Mihail în locul magnetitului, în șisturile verzi apar cristale idiomorfe de pirită. Mineralele accesorii ale rocilor tufogene bazice sînt reprezentate de obicei prin apatit, turmalină. titanit și zircon. Un loc aparte îl ocupă rocile tufogene clorito-actinolitice cu epidot (clinozoizit), șisturile epidot ice cu clorit și clorititele care apar în partea superioară a văii de la N de stația funicularului de la Vadu Dobrii. Șistu- rile clorito-actinolitice cu epidot sînt alcătuite predominant din clorit (clinoclor), fascicole divergente de actinot (5—40%), granule uneori pris- matice de clinozoizit, epidot (pînă la 20—25%), sau zoizit, magnetit idio- morf (pînă la 5%) și mai rar de titanit. Șisturile epidotice cu clorit sînt alcătuite dintr-o masă de granule de epidot și clinozoizit (cca 80—85%) în care apar cuiburi de clorit optic pozitiv (magnezian-aluminos). Clori- titele descrise de E. D i m i t r e s c u (1956), formate aproape exclusiv din clinoclor (85—95%), conțin cristale idiomorfe de magnetit cu dia- metru pînă la3—4mm ; în rocă mai apar mici cantități de apatit și epidot. Șisturile terigene ale complexului sînt reprezentate prin șisturi seri- cito-cloritoase mai mult sau mai puțin cuarțitice, șisturi sericito-grafitoase cuarțitice, șisturi cuarțitice, cuarțite. Compoziția mineralogică, structura și aspectul general al acestor roci este cel obișnuit al tipurilor respective de roci. Menționăm doar că pe lîngă cuarț, clorit, sericit, albit este pre- zent pe alocuri (pe flancul sudic și în foraje amplasate pe flancul nordic) și biotitul. Cuarțitele, în general mai răspîndite pe flancul sudic, sînt slab sericitice. La E de Bunila apare un banc de cuarțite sticloase aproape pure, exploatate în trecut în vederea fabricării unor materiale refractare tri- dimitice. în unele varietăți de cuarțite albe-gălbui se poate semnala drept fapt caracteristic prezența unor cristale sporadice de turmalină (la W de Bunila). în zona exploatărilor de fier, din regiunea Ghelar—Alun — Vadu Dobrii apar cuarțite albitice, uneori slab sericitoase, cu impregnați! locale de magnetit sau pirita. După H. I< r ă ut ne r (1964) aceste roci reprezintă metatufuri acide. Rocile carbonatice formează strate și bancuri de calcare și dolo- mite de grosimi variabile, intercalate în șisturi terigene și tufogene des- crise. Unele din intercalațiile dc dolomite de pe flancul nordic se îngroașă spre N și se leagă cu masa dolomitelor de Hunedoara, care prin interme- A Institutul Geologic al României ICR/ 25 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 1 13 diul acestor brațe carbonatice se înclini cază cu șisturile de la sud. Alte mase carbonatice au o dezvoltare lenticulară. Calcarele, de obicei albe sau slab rubanate, sînt larg răspîndite Ia Poenița Voinii și la Alun, unde sînt exploatate pentru marmură. Sub formă de strate, cu grosimi reduse și extindere variabilă, calcarele apar pe ambele flancuri ale anticlinalului major. în cîteva puncte (Poenița Voinii, valea Ponii ș.a.) calcarele conțin rare cristale idiomorfe de magnetit. Uneori calcarele sînt micacee sau clo- ritoase. Prin intermediul acestor varietăți se realizează variații laterale de facies pînă la metatufitele ealcitice. Zăcămintele de fier, constituite din siderite, ankerite, dolomite feri- fere, cuarțite hematitice, magnetit, apar de regulă asociate cu lentile de roci dolomitice și sînt intercalate în șisturile verzi tufogene și în șisturi sericito-cloritoase. Ele au fost studiate și descrise detaliat de II. Krăut- ner (1964a, 1964b). Din punct de vedere stratigrafie au putut fi separate trei orizonturi în cadrul complexului șisturilor verzi tufogene : Orizontul inferior; Orizontul mediu ; Orizontul superior. a) Orizontul inferior. Pe flancul nordic al anticlinalului major comple- xul începe în bază printr-un orizont de șisturi sericito-cloritoase ± cuar- țitice cu intercalații subțiri dc șisturi tufogene în alternanță cu bancuri de șisturi grafitoase și rare intercalații de calcare albe rubanate. Aceste calcare nu apar constant, ele au fost întîlnitc pe pîrîul de la est do mina Filimon și în forajul 22134 de la Alun. Orizontul inferior constituie o tran- ziție litologică pe verticală între complexul subiacent și complexul șistu- rilor verzi tufogene. El poate fi separat cartografic între localitățile Ruda și Teliuc, fiind bine deschis pe valea Blidarului, valea Cornetului, Valea Iberii, valea Vrănicioara și în bazinul văii Plosca. De la sud de Fața Mănăstirii spre est șisturile grafitoase din orizont încep să predomine, fapt ce îngreuiază separarea cartografică a orizontului de complexul șisturilor grafitoase. Prezența intercalațiilor de calcare de pe Valea Idodii permite însă aprecierea justă a limitei inferioare a orizontului și în extremitatea estică a regiunii cercetate. în partea de W a regiunii, orizontul inferior a fost întîlnit de cele două foraje executate dcISEM la NE de Ruda (22117 și 22119) și de forajul de Institutul Geologic al României 16 RZ 144 O. MAIER et al. 26 la Mihail (sonda ISEM 4733) și de sonda 14166 a Ministerului Minelor, de pe valea Retișoara. La vest de Ruda orizontul inferior nu mai apare la suprafață, dar a fost aproape în întregime interceptat de forajul ISEM 22124 (de la vest de Alun) în axul anticlinalului" major. Continuitatea ori- zontului inferior mai departe spre vest, este demonstrată de reapariția lui la vest de falia Chergheș—Ruschița în regiunea Ruschița, unde a fost separat sub numele de orizontul terigen bazai (L. P a v e 1 e s c u et al., 1964). Grosimea orizontului variază între 50 — 600 m). Pe flancul sudic al anticlinalului major din cauza contactului tec- tonic, orizontul inferior nu apare la zi. b) Orizontul mediu. Pe flancul nordic al anticlinalului urmează peste orizontul inferior un orizont gros de șisturi terigene cu două nivele de șis- turi verzi tufogene și cu mai multe intercalații de calcare și dolomite. în asociație cu aceste nivele de șisturi tufogene apar toate zăcămintele de fier din partea de est a regiunii : Teliuc, Pădurea Orașului, Nicholson, Gura Inorii, Fața Mănăstirii, Filimon, Plosca, Sucovate, Wagner, Grenzen- stein, Ghelar, Mihail, Cornet, precum și corpurile de minereu puse în evi- dență în ultimii ani prin foraje la nord și est de Ghelar. Minereul de fier predominant sideritic este cantonat în lentile dolomitice, intercalate de obicei în cele două nivele de șisturi tufogene. Peste aceste dolomite din zăcămînt, sau uneori direct peste minereu, se dezvoltă local cuarțite albe feldspatice (albitice) bine deschise în peretele nordic al carierei de la Ghelar, la Grenzenstein, Wagner, Sucovate etc. La Cornet (Valea Iberii) mine- reul suportă un banc de calcare albe care se continuă spre vest pînă la Valea Blidarului, unde se oprește într-o falie. Deasupra acestui calcar urmează un strat subțire de șisturi tufogene și apoi cuarțite albe slab rubanate. Spre vest regăsim aceste cuarțite la gura pîrînlui Mătrăguna și pe Valea Muierii, iar calcarul de sub ele a fost întîlnit de forajul ISEM 22120 de laPoenița Voinii. Calcarul reapare la suprafață la Alun (calcarul de Alun) în axul anticlinalului major, unde atinge grosimea de 250 — 300 m și poate fi urmărit spre W pe o distanță de 5,5 km, după care se închide periclinal. Continuitatea calcarului de Alun spre W, pînă aproape de Vadu Dobrii, a fost arătată de forajul ISEM 22122 din Dealul Muncelului. Grosimea calcarului în acest foraj atinge aproape 500 m. în regiunea Ruschița același calcar larg cristalizat cunoaște o dezvoltare mare și este exploatat în carierele de marmură. JA Institutul Geologic al României I6RZ 21 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 145 Pe flancul sudic al anticlinalului major datorită unei falii direcțio- nale, calcarele de Alun reapar intr-un al doilea aliniament urmăribil pînă la limita estică a cristalinului și însoțit constant de un strat acoperitor de șisturi tufogene, peste care se dispun unul sau mai multe strate subțiri de cuarțite albe. în cadrul acestui aliniament calcarul de Alun atinge grosimea maxi- mă la Bunila, unde a fost exploatat în carieră. Spre est de Bunila se sub- țiază treptat și se divide în mai multe strate și bancuri care se pot urmări pînă la limita estică a regiunii (Poenița Voinii, Valea lui Copasc, afluenții stîngi ai văii Cerna, Valea Tîlhării, Valea Tătăușului, Valea Ponii, Valea Mănăstirii și valea Cernii). Pe toată distanța aceasta, de cca 20 km, cal- carul de Alun suportă constant stratul subțire de șisturi tufogene, peste care urmează cuarțitele albe amintite. Grosimea orizontului mediu este variabilă. Spre est se reduce evident, în timp ce la Alun grosimea sa atinge minimum 600 m, în zona dintre Teliuc și Ghelar se reduce la 250—300 m. c) Orizontul superior. Acest orizont urmează peste cel mediu în succesiune normală și începe în bază cu primul strat de cuarțite albe men- ționate, cuarțite care constituie un bun reper stratigrafie. Orizontul mediu este format în cea mai mare parte din șisturi verzi tufogene de obicei bogate în cristale de magnetit și din șisturi sericito-cloritoase. în șisturile tufogene se intercalează la diferite nivele calcare de grosimi variabile și cuarțite de tipul acelora din baza orizontului. Orizontul superior se urmărește continuu pe flancul sudic al anti- clinalului major din extremitatea vestică a regiunii (din zona Vadu Dobrii unde aflorează pe Valea Mare și afluenții acesteia în dreptul Poienii Mușii), pînă în extremitatea estică a zonei cercetate, unde se afundă sub depozi- tele sedimentare ale bazinului Streiului. Este bine deschis pe tot versan- tul sudic al culmii principale (Valea Ohăbii, Valea Postăii și ceilalți afluenți de stingă ai văii Vălarița). Orizontul are dezvoltarea maximă între dealul Muncelului și Poienița Voinii. Pe măsură ce mergem spre est, se subțiază considerabil atingînd grosimea minimă de aproximativ 100 m între Pîrîul Tîlhării și Valea Tătăușului. Pe flancul nordic orizontul superior apare între Alun și valea Cor- netului, fiind bine deschis pe Valea Muierii și afluenții acesteia (pîraiele Costiș, Dragoș, Mătrăguna) pe valea Poienița, pe valea Retișoara și pe valea Blidarului. Pe valea Muierii cuarțitele din baza orizontului apar Institutul Geologic al României M6 O. MAIER, ET AL. 28 în axul anticlinalului major. Peste ele urmează șisturi verzi tufogene, apoi șisturi terigene cu intercalați! subțiri de calcare și un alt strat de șisturi tufogene care suportă un calcar dolomitic subțire la baza căruia se dez- voltă zăcămintele de fier de la Mătrăguna, Dragoș, și Costiș. Pe valea Retișoara într-un compartiment tectonic coborît, cuarțitele nu apar la zi; mai departe spre est, în compartimentul tectonic ridicat de la Ruda se întâlnesc numai cuarțitele inferioare, pentru ca în compartimentul și mai ridicat din bazinul Văii Iberii, orizontul superior să nu fie prezent fiind complet erodat. De la Ghelar spre est separarea orizontului superior nu mai este posibilă, deoarece. în această zonă se subțiază mult întregul complex și în special partea corespunzătoare orizontului superior. De la Ghelar spre est, pînă la Teliuc, se poate separa în schimb la partea superioară a complexului, un nivel stratigrafie constant și foarte caracteristic : nivelul „calcar alb-dolomit negru”. Partea sa superioară marchează limita dintre complexul șisturilor verzi tufogene și complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare. Din cauza poziției sale stratigra- fice, nivelul amintit a folosit drept reper superior tuturor lucrărilor de explorare prin foraje executate în regiunea Teliuc—Ghelar. La Ghelar nivelul „calcar alb — dolomit negru” este constituit dintr-o alternanță de calcare, dolomite și șisturi, în care calcarele predomină spre partea superioară. Partea bazală este constituită în mod caracteristic dintr-un dolomit cenușiu-negru. Cu cît ne deplasăm spre E, intercalațiile de șisturi și de dolomite dispar și începînd din zona văii Govăjdia, nivelul este con- stituit în mod constant dintr-un calcar alb în jumătatea superioară și un dolomit negru în partea inferioară. Spre E și W nivelul „calcar alb — dolo- mit negru” se subțiază treptat-. în timp ce la Ghelar grosimea sa depășește 100m, pînă în valea Cernei, la Teliuc, se reduce la 10 m. Spre Wefilarea nivelului este mult mai accentuată. Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare. Se suprapune normal peste complexul șisturilor verzi tufogene. Cartografic, acest pachet se dezvoltă sub forma a două zone alungite E— W, dispuse pe cele două flancuri ale anticlinalului major Teliuc —Ghelar—Vadu Dobrii. Banda sudică ia contact eu unitatea mezometamorfică, iar cea nordică constituie rama sudică a masivului dolomitelor de Hunedoara. în zona nordică do dezvoltare a acestui complex, rocile terigene au o răspîndire mare, constituind fondul petrografic al complexului, în care apar intercalate strate relativ subțiri de roci carbonatice (dolomite, cal- 29 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 117 care) și sporadic șisturi verzi tufogene. în partea sudică, in cuprinsul com- plexului se întîlnesc alături de rocile terigene, numeroase roci verzi tufogene. Din punct de vedere stratigrafie, complexul este constituit din trei orizonturi: inferior, mediu și superior. a) Orizontul inferior. Se așază direct peste complexul șisturilor verzi tufogene sau peste nivelul dolomitic de Retișoara15, care reprezintă un echivalent stratigrafie, în facies carbonatic, al părții superioare a complexului șisturilor verzi tufogene. Orizontul constituie, pe flancul nordic al anticlinalului Teliuc—Ghelar—Vadu Dobrii, o fîșie continuă între valea Cernei și Ghelar. De aici înspre W el reapare numai în miezul anticlinalului din bazinul superior al văii Caprii și pe valea Runcului, între confluențele acesteia cu Valea Bisericii și Valea Varului. în zona dintre Teliuc și Ghelar orizontul corespunde stratigrafie complexului șisturilor cuarțoase cu clorit și sericit, separat în zona Teliuc — Ghelar (O. M a i e r et al., 1964). Pe flancul nordic al anticlinalului Teliuc —Ghelar—Vadu Dobrii, orizontul inferior are o grosime de 100 — 400 m și prezintă un caracter predominant terigen, fiind alcătuit în general din șisturi cuarțoase cu clorit și sericit și subordonat din cuarțite cu sericit, șisturi clorito-sericitoase cuarțoase, lentile de dolomite și sporadice intercalații de roci verzi tufogene. în apropierea dolomitelor de Hune- doara. orizontul inferior se subțiază treptat datorită îndințărilor cu rocile dolomitice, fenomen indicat de sonda 4752 a Comitetului de Stat al Geologiei din valea Govăjdiei. Pe flancul sudic al anticlinalului major Teliuc —Ghelar—Vadu Dobrii, din complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare apare numai o parte din orizontul inferior, deoarece succesiunea normală este între- ruptă de falia direcțională dintre unitatea epimetamorfică și cea mezo- metamorfică. în această parte a regiunii, în cuprinsul orizontului inferior apar numeroase intercalații de roci verzi tufogene, similare celor din cuprin- sul complexului șisturilor verzi tufogene, roci care se dezvoltă din ce în ce mai mult cu cît înaintăm spre W. în zona dintre valea Ohăbii, de la N de Cernișoara Florese și partea superioară a văii Bîlii, de la SW de Vadu Dobrii, apare spre baza orizontului un nivel caracteristic de șisturi grafitoase cu biotit, bine deschis pe afluenții stingi din partea superioară 15 Vezi partea referitoare la straligrafia dolomitelor de Hunedoara. Institutul Geologic al României 16 R/ 148 O. MAIER, ET AL. 30 a văii Bîlii. în orizontul inferior mai apar de asemenea strate subțiri și lentile de calcare. b) Orizontul mediu. Se dispune peste orizontul inferior și peste echi- valentele stratigrafice ale acestui orizont din cuprinsul dolomitelor de Hunedoara. Orizontul mediu apare numai pe flancul nordic al anticli- nalului Teliuc—Ghelar—Vadu Dobrii, începînd de la Ghelar înspre W, de unde s-a urmărit pînă în partea superioară a văii Găleții (afluent supe- rior al văii Sohodolului). Aflorează de asemenea la N de Sohodol și în valea Euncului. De la Ghelar spre W orizontul este alcătuit din roci terigene (șisturi sericito-cloritoase + cuarțoase, șisturi sericitoase-cloritoase slab grafitoase ș.a.) și intercalați! de roci carbonatice (calcare și dolomite); de la Ghelar spre E orizontul corespunde stratigrafie părții inferioare a nivelului Govăjdia din dolomitele de Hunedoara. c) Orizontul superior. Este cunoscut ca și orizontul median numai pe flancul nordic al anticlinalului major Teliuc —Ghelar—Vadu Dobrii, constituind o zonă largă care se extinde de la SW de Sohodol pînă în valea Euncului. Se dispune peste șisturile orizontului median sau peste ■echivalentele stratigrafice carbonatice ale acestui orizont. Din punct de vedere stratigrafie este alcătuit predominant din șisturi terigene, de tipul celor menționate la orizontul mediu. în partea inferioară a orizontului superior se surprind îndințări faciale cu rocile carbonatice din partea supe- rioară a dolomitelor de Hunedoara. Majoritatea formațiunilor șistoase ale orizontului superior acoperă normal masivul dolomitic. Limita inferioară a orizontului este marcată în zona Sohodol de un nivel de cuarțite negre grafitoase, roci care mai apar și la nivele stratigrafice superioare. Situa- ția este similară cu cea din zona dolomitelor de Luncani, unde la partea superioară a dolomitelor se situează un complex de șisturi care au în bază ■cuarțite negre grafitoase (M. M u r e ș a n , 1965). Dolomitele de Hunedoara. Dolomitele de Hunedoara constituie un masiv important, a cărui zonă marginală sudică se găsește cuprinsă în partea nordică a hărții noastre, bordînd formațiunile șistoase epimeta- morfice. Masivul dolomitelor de Hunedoara, studiat petrografic detaliat de către V. C. Pap i u et al. (1962, 1963, 1964), este alcătuit predominant din dolomite și dolomite calcaroase; calcarele și intercalațiile de șisturi (șisturi sericito-cloritoase, șisturi cuarțoase sericitice, cuarțite negre, Institutul Geologic al României 31 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 149 cuarțite, șisturi cuarțoase sericitice cu clorit, șisturi cloritice cu sericit și calcit ferifer ș.a.) constituie apariții subordonate față de rocile dolomitice. Ipoteza variațiilor laterale de facies existente între dolomitele de Hunedoara și șisturile cristaline învecinate a fost enunțată încă din 1948 de către Al. C o d a r c e a 16 și dezvoltată începînd din 1958 de O. Maier et al., 1964, V. C. Papiu et al., 1962, 1963, 1964. Datele principale de teren, cunoscute pînă acum, care pledează pentru astfel de situații, sînt următoarele : existența intercalatilor de șisturi cristaline în cadrul masivului dolomit.ic; prezența în complexele șistoase superioare a numeroaselor lentile și intercalații de roci carbonatice (dolomite, calcare) și de roci carbonatice-terigene (șisturi clorito-calca- roase, șisturi calcaroase ș.a.); faptul că între valea Retișoara și dealul Cîrnul dolomitele intră sub șisturi, iar spre E situația este tocmai contra- rie, (situație explicată de R. D i m i t r e s c u 1956 prin existența unui sinclinal al dolomitelor, pe alocuri culcat spre N) este un argument puter- nic în favoarea îndințărilor faciale. într-adevăr, între valea Retișoara și dealul Cîrnu, dolomitele suportă șisturile orizontului inferior al complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare, orizont peste care, în dealul Plopului, se situează dolomite cenușii. La E de dealul Cîrnu și pînă la Teliuc, același orizont inferior al complexului șistos superior, suportă dolomitele care alcătuiesc partea sud- estică a masivului dolomitelor dc Hunedoara, situație evidentă pe valea Cernei și valea Govăjdiei. Din aceste date rezultă corespondența strati- grafică între dolomitele din dealul Plopului și cele de la E de dealul Cîrnu și existența mai multor nivele stratigrafice de dolomite : dolomitele dintre dealul Cîrnul și Retișoara sînt inferioare celor din dealul Plopului și celor de la E de dealul Cîrnu. Întrucît, sub același orizont șistos inferior al complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare, între Teliuc și dealul Cîrnu se situează complexul șisturilor verzi tufogene, se poate trage concluzia că acest complex are cel puțin în parte drept corespon- dente stratigrafice dolomitele dintre dealul Cîrnu și Retișoara. îndință- rile faciale între rocile carbonatice și șisturi urcă în scara stratigrafică și mai sus față de acest complex tufogen, lucru demonstrat de faptul că peste orizontul inferior al complexului șisturilor sericito-cloritoase supe- rioare se situează normal fie șisturile orizontului mediu ale aceluiași com- plex, fie dolomite. 16 Vezi nota 2. 12 - c. 223 150 O. MAIER, ET AL. 32 Ținînd seama de cele expuse, se poate trage concluzia că îndințările faciale dintre șisturi și doloniite cuprind o bună parte din complexul șis- turilor verzi tufogene, primele două orizonturi ale complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare și partea bazală a orizontului superior al aceluiași complex. Dolomitele corespunzătoare complexului șisturilor verzi tufogene constituie orizontul de Retișoara, iar cele situate deasupra acestui ori- zont reprezintă orizontul de Govăjdia. Separația acestor două orizonturi ale dolomitelor de Hunedoara în cuprinsul masivului însuși întâmpină dificultăți datorită cărora pe harta noastră deosebirea celor două orizonturi s-a făcut prin hașuri care indică doar cu aproximație limita acestor sepa- rații stratigrafice. Paralelizări stratigrafice eu formațiunile epimetamorfice din regiu- nea Ruschița. Succesiunea stratigrafică stabilită în regiunea Teliuc—Ghe- lar—Vadu Dobrii este foarte asemănătoare aceleia constatată în regiunea Ruschița (L. P a v e 1 e s c u et al., 1964). Am căutat să evidențiem acest fapt și în denumirile unitare date complexelor paralelizabile din cele două regiuni. Primele două complexe inferioare din zona Teliuc—Ghelar nu sînt cunoscute la zi în împrejurimile Ruschiței. Succesiunea stratigrafică ase- mănătoare se poate constata deci începînd numai de la complexul șis- turilor grafitoase inclusiv în sus. Complexul șisturilor grafitoase, comple- xul șisturilor verzi tufogene și complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare, apar în ambele regiuni în faciesuri sedimentare similare. O paralelizare exactă se poate realiza integral numai la nivelul complexelor stratigrafice. în ceea ce privește corelarea orizonturilor complexului șisturilor verzi tufogene se pot face următoarele paralelizări : primele două orizonturi inferioare își au corespondente în ambele regiuni. Calca- rul marmorean de Alun, din cadrul orizontului mediu, se paralelizează cu calcarele marmoreene de la Ruschița din orizontul tufogen inferior. Orizontul superior al complexului șisturilor verzi tufogene din zona Teliuc Vadu Dobrii, corespunde celor două orizonturi superioare ale aceluiași complex din zona Ruschița. Cele trei orizonturi ale complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare din regiunea cercetată nu au fost separate în regiunea Ruschița. Identitatea succesiunii stratigrafice în cele două regiuni menționate evidențiază unitatea stratigrafică și facială a zonei mediane a masivului Institutul Geologic al României 33 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 151 Poiana Ruscă, zonă în care se încadrează regiunea Teliuc—Vadu Dobrii, regiunea Ruschița și regiunea Tincova—valea Cornetului. H) FOKMAȚIUN1 ERUPTIVE în regiune, aceste formațiuni constituie apariții cu totul sporadice. Ele sînt reprezentate prin banatite și bazalte neogene. Banat ițele. în forajul 4754/76 al Comitetului de Stat al Geolo- giei, situat pe valea Govăjdia la cca 300 m amonte de gura văii Inorii, a fost întîlnită (O. Maie r et al., 196-1) o rocă eruptivă de culoare negri- cioasă, cu aspect bazaltic, ce alcătuiește un filon gros de 3 — 4 m, discor- dant față de șisturile cristaline înconjurătoare. La microscop, se constată că roca este alcătuită dintr-o masă de bază holocristalină, care a fost alcă- tuită probabil din cristale de piroxen și plagioclaz, actualmente trans- formate în calcit, bastit, clorit, și oxizi de fier. Fenocristalele sînt alcă- tuite din augit titanifer, uneori cu structură ,,în ceas de nisip”, parțial sau total cloritizat. în rocă mai apare katophoritul sub formă de fenocri- stale idiomorfe, ale căror dimensiuni ating uneori 3—4 cm și dau un aspect caracteristic rocii. Textura este masivă iar structura holocristalină por- firică. S-a considerat (O. Ma ier et. al., .1964) că această rocă reprezintă un lamprofir camptonitic banatitic, asemănător celui descris de L. P a ve- le s c u (1958) în regiunea Ruschița. în cuprinsul Poienii Ruscăi această rocă ar reprezenta cea mai estică manifestare cunoscută a magmatismului banatitic din masiv. Recent, camptonitul cu katophorit a constituit obiectul unui studiu detaliat efec- tuat de Al. Codarcea et al. (1965). Bazaltele. Apar pe Valea Ponii (afluent stîng al văii Cernei și în culmea de la sud de cursul inferior al văii Tătăușului, sub forma unor mici iviri lenticulare. Sînt reprezentate printr-o rocă negricioasă cu tex- tură masivă și structură porfirică, alcătuită din augit (cca 35%), par- țial alterat, olivină (10%), magnetit (10—15%) și minerale secundare rezultate din alterarea celor primare menționate, în special a divinei (clorit și bowlingit). C) FORMAȚIUNI SEDIMENTARE în partea estică a regiunii, peste șisturile cristaline se dispun trans- gresiv formațiuni sedimentare tortoniene și pliocene (?) 152 O. MAIER. ET AL. 34 T o r t o n i a n u 1 . Apare în partea dreaptă a văii Cernei și a fost studiat de către C. Gheorghi u (1954), A. Z b e r e a , M a r i a Z b e- r e a, T u d o r a T u d o r și O t i 1 i a R a d u17. Depozitele tortoni- ene sînt alcătuite din marne uneori gipsifere, gresii cuarțoase cu resturi de lamelibranhiate, nisipuri și pietrișuri. Pliocenul(?). Este reprezentat prin cîteva petece de pietrișuri, reduse ca extindere, ce s-au păstrat pe unele culmi din estul regiunii. Cuaternarul. Este puțin răspîndit în regiune, apărînd de obicei de-a lungul văilor principale, sub formă de depozite aluviale. Men- ionăm de asemenea grohotișuri, formate mai ales pe seama dolomitelor de exemplu la SW de Tulea). IU. TECTONICA REGIUNII Zona mediană a masivului Poiana Ruscă este constituită între Teliuc și Vadu Dobrii dintr-o fișie relativ îngustă de șisturi epizonale, cuprinsă între unitatea mezometamorfică a masivului, la sud și masa dolomitelor de Hunedoara, la nord. Această poziție geologică, între masa rigidă a masivului dolomitic și cea a formațiunilor mezometamorfice, a condiționat în mare parte evoluția tectonică a regiunii. Față de dolomitele de Hunedoara, șisturile zonei mediane a masi- vului prezintă numai local relații tectonice. în general cele două formațiuni iau contact printr-o zonă de îndințare, care marchează tranziția inițială dintre faciesul recifogen de la nord și cel terigen—vulcanogen de la sud. Față de șisturile mezometamorfice din sudul regiunii, relațiile zonei medi- ane sînt de ordin tectonic, contactul făcîndu-se de-a lungul unei impor- tante dislocații direcționale — linia Cinciș—Vadu Dobrii. Această linie direcțională constituie unul din principalele elemente tectonice regionale ale masivului; ea delimitează cele două unități tectonice majore din Poiana Ruscă — unitatea epimetamorfică de unitatea mezometamorfică. înspre est, regiunea cercetată este mărginită de limita de transgre- siune a formațiilor tectonice și pannoniene din bazinul sedimentar al Streiului. Spre vest, delimitarea se face de-a lungul unui accident tec- tonic major din cadrul masivului — falia Chergheș-Ruschița. 17 A. Z b e r e a, M a r i a Z b c r c a, T u <1 o r a T a dor, O l i l i a R a d u. Raport asupra prospecțiunilor geologice pentru tufuri vulcanice in regiunea Strei — Hunedoara. 1958. Arh. Com. Stat Geol. București. Institutul Geologic al României 35 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 153 1. TECTONICA PLICATIVĂ Structurile plicative din regiune s-au format sinmetamorfic după cum au arătat și I. Bercia, Elvira Bercia (1964), prin cutare flexurală cu alunecare concentrică. Cutele sînt — cu unele excepții — în general drepte, planele lor axiale avînd o poziție verticală. Orientarea generală a structurilor plicative este E-W. în zona Teliuc — Ruda se remarcă o tendință de abatere de la această orientare generală, cutele fiind dirijate N 70°—85°E. O situție similară se constată și în jumă- tatea de vest a regiunii în apropierea contactului cu unitatea mezometa- morfică, între Cernișoara-Florese și Vadu Dobrii. în această zonă cutele, datorită orientării lor ENE—WSW, sînt intersectate sub un unghi ascu- țit de linia direcțională Cinciș—Vadu Dobrii. Cercetările microtectonice efectuate do I. Bercia, El v i r a Bercia (1964) și configurația limitelor dintre diferitele formațiuni cristaline, demonstrează o afundare generală vestică cu 10°—20° a struc- turilor plicative situate la vest de linia Mănăstire — Cătinaș și o încli- nare estică cu 5°—15° pentru acelea din zona de la est de aliniamentul amintit. Această linie a fost definită de I. Bercia, E 1 v i r a B e r c i a (1964) drept ,,linia de zero” a streturii din regiunea Teliuc—Ghe'ar. Cu totul local, de exemplu în perimetrul minelor Ghelar—Grenzenstcin-Wag- ner, se constată afundări axiale vestice mari (20°—50°). Dezvoltarea locală a acestei tectonici B „abrupte” pare să fie condiționată de forma lenti- culară a corpurilor carbonatice. Structurile plicative se pot depista ușor în cadrul regiunii cercetate întrucît, în general, șistozitatea rocilor cristaline concordă cu stratificația formațiunilor sedimentare inițiale, fapt demonstrat de orientarea concor- dantă a șistozității față de limitele litologice. Mai dificilă este urmărirea direcțională a cutelor din cauza numeroaselor decroșări de-a lungul unor dislocații transversale oblice și direcționale. a) Structurile plicative majore Cele două structuri plicative majore ale zonei mediane din masivul Poiana Ruscă, structuri pe ale căror flancuri se grupează toate celelalte cute din regiune, sînt anticlinalul Teliuc —Ghelar —Alun—Vadu Dobrii și sinclinalul dolomitelor de Hunedoara. Institutul Geologic al României 154 O. MAIER, ET AL. 36 Anticlinalul Teliuc — Ghelar — Alun — Vadu Dobrii se poate urmări ca .structură majoră în lungul întregii zone mediane a masivului, în diverse compartimente tectonice. Întrucît în anumite zone anticlinalul apare faliat axial în lungul dislocațiilor direcțio- nale majore, figurarea sa cartografică este discontinuă. Pentru a sublinia continuitatea sa au fost incluse în denumirea lui toate compartimentele tectonice în care axul cutei poate fi reprezentat. în extremitatea estică a regiunii, între Teliucul superior și Mănăstire, anticlinalul prezintă o ten- dință de deversare spre nord și este faliat direcțional de către dislocația Teliuc—Ruda—Muncel. Axul anticlinalului apare la est de Ghelar, în valea Tătăușului și se urmărește pînă în dreptul localității Ruda, unde este din nou faliat direcțional de dislocația Teliuc —Ruda—Muncel și reapare la est de Alun în compartimentul tectonic de la nord de falia direcțională menționată. De la Alun, se poate urmări spre vest pînă la izvoarele văii Peștișcl de unde este decroșat de către o falie oblică spre sud — vest, în bazinul văii Bîlea, în dreptul localității Vadu Dobrii. Sinclinalul dolomitelor de Hunedoara apare la nord de zona mediană a masivului, rămînînd în cea mai mare parte în dolomitele de Hunedoara. Este prima structură plicativă care a fost recunoscută în masivul Poiana Ruscă. A fost pus în evidență în 1863 de D. 81 u r și ulterior recunoscut de toți cercetătorii regiunii, dato- rită profilului clar și bine deschis pe care îl oferă valea Cernei între Teliuc și Hunedoara. Din valea Cernei se poate urmări spre vest pînă la nord de Cătinaș, unde este retezat de o falie transversală. La vest de falia menționată, nu se mai regăsește în forma simplă deschisă de valea Cer- nei, și sub forma unei zone sinclinale, în care se pot distinge pe valea Govăjdia și pe valea Retișoara două sinclinale largi, separate printr-o slabă boltite anticlinală la nord de confluența văii Nădrabului cu valea Retișoara. Pe schița tectonică și pe harta geologică este figurat numai sinclinalul sudic al zonei sinclinale a dolomitelor dc Hunedoara, sincli- nal care afectează zona de îndințare a formațiunilor recifogene dolomi- tice și calcaroase cu șisturile (sinclinalul Retișoara). b) Slruelurik* plicative dc importanță secundară Majoritatea structurilor plicative secundare se grefează pe flancul mare care leagă cele două structuri majore ale regiunii. Flancul nordic al sinclinalului dolomitelor de Hunedoara se află în cea mai mare parte Institutul Geologic al României 37 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 155 în afara zonei cercetate. Pe flancul sudic al anticlinalului Teliuc —Ghelar —Alun—Vadu Dobrii a putut fi identificată o singură structură mai însemnată — sinclinalul O h ă b i i, situat la NW de Cernișoara- Florese, în bazinul văii Ohăbii; spre est și vest de localitatea amintită sinclinalul este faliat direcțional de linia Cinciș-Vadu Dobrii. în zona dintre cele două structuri plicative majore au fost identi- ficate următoarele cute relativ mai importante: La sud de sinclinalul Retișoara, amintit mai sus drept cuta sudică a zonei sinclinale a dolomitelor de Hunedoara, a fost identificat anti- clinalul G h e 1 a r — V a1 e a Varului. Acesta se situează în regiunea Ghelar la- sud de falia direcțională Retișoara—Alun. De la vest de exploatările de fier din zona Ghețarului, pînă în valea Varului se urmărește la nord de dislocația direcțională menționată. La sud de anticlinalul Ghelar—Valea Varului, urmează s i n c 1 i- n aiul G h e 1 a r — M ă t r ă g u n a — M u n c e 1 — R u n c . Această cută se poate urmări la sud de falia direcțională Retișoara—Alun din regiunea Ghelar pînă la est de Alun, în dreptul exploatărilor vechi Mătră- guna— Dragoș —Costiș. Din dreptul localității Alun pînă la est de dea- lul Muncelul sinclinalul este faliat axial de dislocația direcțională amin- tită. Reapare în dealul Muncelul, unde constituie sinclinalul serpenti- nitelor de la Vadu Dobrii și de unde se poate urmări spre vest pînă în valea Runcului, la sud de Poiana Mușii. în afara celor trei structuri plicative amintite, pe hartă mai apar figurate o serie de cute mici, de exemplu : anticlinalul și sinclinalul Teliuc, anticlinalul și sinclinalul din dreptul exploatărilor de la Ghelar, anti- clinalul și sinclinalul din zona Poiana Mușii, David et-c. Aceste cute au însă numai o importanță locală, neputîndu-se urmări pc distanțe mai mari de 2—3 km. 2. TECTONICA DISJUNCTIVĂ Zona mediană a masivului Poiana Ruscă este puternic comparti- mentată de numeroase falii oblice, transversale și direcționale, formate și în parte rejucate în perioade succesive. Drept o caracteristică a regi- unii studiate poate fi menționată compartimentarea ei de-a lungul mai multor falii direcționale, a căror concentrare în această zonă pare a fi condiționată de poziția fîșiei relativ înguste a șisturilor epimetamorfice LA Institutul Geologic al României 156 O. MAIER. ET AL. 38 mai puțin competente, între masa rigidă a dolomitelor de Hunedoara și unitatea mezometamorfică. Descifrarea relațiilor de vîrsta relativă între faliile din regiune a permis punerea în evidență a cel puțin șapte momente diferite de compar- timentare tectonică succesivă. Pentru a obține o imagine asupra evoluției tectonice disjunctive a regiunii, în cele ce urmează vor fi prezentate sistemele de dislocații în ordinea vîrstei lor relative, începînd cu cele mai vechi. Falii anterioare dislocațiilor direcționale. Reprezintă cele mai vechi dislocații care au putut fi puse în evidență. In cadrul lor se disting două sisteme, a căror vîrstă relativă nu se poate stabili din lipsa unor relații reciproce : Un sistem orientat aproximativ N-S, de tip ac, reprezentat în regiune numai prin falii secundare; Un sistem de falii oblice, orientate NE —SW, în care se încadrează falia importantă din zona de la est de Vadu Dobrii, falie de-a lungul căreia anticlinalul major al regiunii este decroșat spre SW cu aproximativ 3—4 km. Falii direcționale. După cum am mai amintit sistemul dislocațiilor direcționale constituie una din caracteristicile tectonicii regiunii. Au fost puse în evidență cinci falii direcționale, dintre care patru principale, urmăribile în lungul întregii zone mediane a masivului și una secundară în jumătatea vestică a regiunii. Cea mai însemnată dislocație a acestui sistem este falia Cinci.ș — V a d u D o b r i i , de-a lungul căreia unitatea mezometamorfică înca- lecă spre nord unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă. Este o falie inversă, cu un joc pe verticală considerabil, însoțită de o zonă groasă de milonite și blastomilonite în unitatea mezometamorfică. Spre nord urmează falia T e 1 i u c u 1 s u p e r i o r — B u - n i 1 a , care în jumătatea estică a zonei cercetate pune în contact complexul șisturilor verzi tufogene. cu formațiunile cele mai profunde cunoscute în regiune — complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tufogene. în partea de vest se unește în dreptul localității Bunila cu falia direcțională nordică și se continuă pînă la nord de Vadu Dobrii sub forma unei dislocații care rămîne în cadrul complexului șisturilor verzi tufogene și de-a lungul căreia compartimentul sudic încalecă slab Institutul Geologic al României IC RZ 3!) FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 157 peste cel nordic. Falia T e 1 i u c — R u d a — M u n c e 1, situată mai la nord, se unește după cum am amintit, cu falia precedată în regiunea localității Bunila. Cele două falii direcționale delimitează un compartiment tectonic direcțional, constituit din formațiunile cristaline cele mai inferioare cuno- scute în regiune. Acest compartiment corespunde tectonic nucleului anticlinalului major Teliuc —Ghelar—Alun—Vadu Dobrii care a stră- puns formațiunile acoperitoare încălecîndu-le spre nord și care aflorează sub forma unei lame tectonice ce se efilează treptat de Ia est spre vest, în continuare spre vest, lama tectonică se afundă probabil treptat. Efec- tul de suprafață se resimte printr-o linie direcțională de încălecare (con- tinuarea vestică a liniei Teliuc—Ruda—Muncel). Cea mai nordică din cele patru dislocații direcționale principale este falia Retișoara —Alun. De-a lungul ei încalecă, în cea mai mare parte a regiunii, complexul șisturilor verzi tufogene peste diverse orizonturi ale complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare. încli- narea sudică și caracterul de încălcare al acestei falii au fost verificate recent de forajul Ministerului Minelor 14166 din valea Retișoara. Pe baza datelor de foraj amploarea încălecării se poate evalua la 700 m. Începînd din dreptul localității Ghelar spre est, falia direcțională se pierde treptat. Judecind după formațiunile pe care le delimitează de-a. lungul traseului ei, se poate conclude că amploarea încălecării de-a lungul acestei falii direcționale crește de la est spre vest, deoarece spre vest complexul șis- turilor verzi tufogene încalecă formațiuni din ce în ce mai superioare ale complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare. Aparținînd aceluiași sistem de dislocați© direcțională, a fost pusă în evidență o falie secundară, care traversează văile Varului, Bisericii și Găleții, la nord de anticlinalul Ghelar—Valea Varului. De-a lungul acestei falii, compartimentul sudic încalecă slab peste cel nordic. Falii oblice ulterioare dislocațiilor direcționale și anterioare reluă- rii faliei Cinciș-Vadu Dobrii. Sînt reprezentate prin falii orientate NW — SE și au importanța secundară. Ele decroșează faliile direcționale nordice și sînt tăiate de către falia Cinciș — Vadu Dobrii. Reluarea faliei direcționale Cinciș-Vadu Dobrii. Avînd în vedere faptul că această falie aparține sistemului de falii direcționale descris (ca orientare și sens de decroșare) și ținînd seama de relațiile ei față de Institutul Geologic al României 158 O. MAIER. ET AL. 40 faliile sistemului precedent. (3), se poate conclude că falia Cinciș—Vadu Dobrii reprezintă o falie direcțională a sistemului (2) care a rejucat după instalarea dislocat iilor oblice (3) ulterioare sistemului direcțional. Stu- diul milonitelor care însoțesc falia Cinciș—Vadu Dorbii îndreptățește admiterea a două momente distincte de mișcare : în formațiunile mezo- metamorfice falia este însoțită de o zonă groasă, de ordinul a 100—200 m, de milonite și blastomilonite, în timp ce în formațiunile epimetamorfice apar doar pe o grosime de 20 — 50 m cataclazite și milonite fără fenomene de recristalizare. Se impune deci concluzia de a atribui milonitele din unitatea mezometamorfică unei prime mișcări, iar milonitele din unitatea epimetamorfică și uncie roci cataclastice asemănătoare din formațiunile mezometamorfice, unei alte etape de mișcare mai recentă, care a smuls blastomilonitele de corespondentele lor din unitatea epimetamorfică. în urma studiului șisturilor din zona de milonite care însoțește falia Cinciș- Vadu Dobrii, I. B e r c i a , E 1 v i r a B e r c i a, C. C h i v u18 presu- pun de asemenea două momente de mișcare de-a lungul faliei amintite. Falia Chergheș—Ruschița și falia Gutin—Runc. Reprezintă falii oblice importante, orientate NE —SW. Ele joacă un rol deosebit în tec- tonica masivului, întrucît delimitează compartimente tectonice cu carac- ter regional. Falia Chergheș—Ruschița deplasează linia Cinciș —Vadu Dobrii cu cea 5 km spre SW în regiunea Ruschița. Compartimentul tec- tonic de la vest de această falie este puternic ridicat față de cel corespun- zător zonei studiate. Sistemul Cernișoara—Florese. Acest sistem cuprinde falii oblice orientate NW—SE și faliile lor de sprijin orientate NE — SW. Decro- șărilc sînt în general mici, de ordinul sutelor de metri. întrucît decroșă- rile acestui sistem afectează și linia Cinciș - Vadu Dobrii, ele sînt mai noi decît ultima rejucare a acesteia. Sistemul Teliuc — Mănăstire. Sistemul acesta reprezintă proba- bil cel mai tînăr sistem de falii al regiunii. El cuprinde dislocații orien- tate N — S, de tip ,,ac” deci paralele cu sistemul „acV de fisuri și micro- falii determinat de I. B erei a și E 1 v i r a B erei a, 196-1; faliile acestui sistem au decroșări neimportante (10 —200 m), și sînt legate genetic de scufundarea fundamentului cristalin din bazinul Streiului. 38 Vezi nota 8. Institutul Geologic al României 41 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 159 IV. EVOLUȚIA GEOLOGICA A KEGIUM1 Studiul stratigrafie și petrografic al șisturilor din unitatea epime- tamorfică a scos în evidență că rocile cristaline din regiune au provenit din metamorfozarea unei stive unitare de sedimente marine, constituite predominant din material psamito-pelitic cu intercalații de material tufaceu bazic. în unele orizonturi ale acestei stive, a cărei grosime totală atinge peste 5000 m, se constată în cadrul materialului terigen prezența unui material de natură organică, pe seama căruia a luat naștere pig- mentul grafitos al șisturilor sericito-grafitoase. Spre nordul regiunii, partea superioară a stivei se îndințează facial cu formațiunile predomi- nant dolomitice, a căror natură recifală și recifogenă a fost pusă în evi- dență de V. C. P a p i u et al, (1962, 1963, 1964). Pe baza orizontării stivei de șisturi cristaline se poate deduce urmă- toarea evoluție a sedimentării și a magmatismului premetamorfic din regiune : complexul inferior cunoscut în zona cercetată, corespunde unei sedimentări în general psamito-pelitice, în cursul căreia s-a depus și mate- rie. organică. în timpul acesta au existat momente intermitente de sedimen- tare a unui material grezos-cuarțos. Acest complex cuprinde de asemenea produsele primelor manifestări, cunoscute în regiune, ale magmatismului inițial. După aceasta urmează o perioadă de sedimentare terigenă de mate- rial omogen pelito-psamitic care a dat naștere prin metamorfism comple- xului șisturilor cuarțitice sericito-cloritoase. în următoarea fază de sedi- mentare a avut loc depunerea unor sedimente psamito-pelitice, bogate în materie organică, prin metamorfozarea cărora au luat naștere rocile com- plexului șisturilor grafitoase. Spre finele acestui moment dc sedimentare începe faza principală de manifestare a magmatismului inițial din regiune. Activitatea vulcanogenă, predominant bazică, a generat o cantitate con- siderabilă de material tufaceu, ale cărui produse metamorfozate constituie în mare parte complexul șisturilor verzi tufogene și în mai mică măsură partea inferioară a complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare. Această fază bazică a magmatismului inițial a fost însoțită de o activitate metalogenetică, concretizată prin formarea unor zăcăminte de fier vulca- nogen-sedimentare (R. Dimitres c u, 1961, H. K r ă u t n e r , 1964). în timpul formării complexului șisturilor verzi tufogene a început instalarea barierei recifale dolomitice din nordul regiunii (dolomitele de Hunedoara). Recifogeneza s-a continuat și în timpul sedimentării primelor două ori- 160 O. MAIER. ET AL. r> zonturi ale complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare, orizonturi cărora le corespunde dezvoltarea maximă a formațiunilor carbonatice. Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare cuprinde sedi- mentele superioare cunoscute în regiune, reprezentate predominat prin roci psamito-pelitice. în partea inferioară a complexului se află intercalate ultimele produse tufogene bazice ale magmatismului inițial din zona medi- ană a masivului Poiana Ruscă. Partea superioară a orizontului superior al complexului reprezintă formațiuni terigene ulterioare recifogenezei, dispuse normal peste dolomitele de Hunedoara. în afara rocilor tufacee predominant bazice, produsele magmatis- mului bazic inițial sînt reprezentate în mai mică măsură și prin roci meta- eruptive ultrabazice (metaserpentinite), bazice (metamicrogabbrouri) și intermediare. Ulterior formării lor, sedimentele au fost supuse sincron cutării și metamorfismului regional în faciesul șisturilor verzi. Delimitarea ariilor de răspîndire a celor trei subfaciesuri metamorfice ale faciesului șisturilor verzi, arată că în regiune izogradele dc metamorfism nu concordă cu stratificația rocilor și cu structurile plicative ale șisturilor; acest fapt devine și mai evi- dent în urma comparării gradului de metamorfism al rocilor din nivelele stratigrafice din regiunea Ruschița (L. P a v e 1 e s c u et al., 1964), corespunzătoare acelora din zona cercetată. Ulterior metamorfismului regional, formațiunile cristaline au fost supuse unor tectonizări disjunctive care s-au repetat în cel puțin 7 faze. Ultimele faze corespund mișcărilor legate de evoluția bazinelor sedimentaro mezozoice și terțiare din vecinătatea zonei mediane a masivului (bazinul Streiului și bazinul Lunca Cernii — Rusca Montană). Din produsele magmatismului subsecvent laramic (banatitic), larg răspîndite în vestul munților Poiana Ruscă, în regiune apare un singur filon de lamprofire interceptat în forajul din valea Govăjdia. în timpul Miocenului partea estică a regiunii a fost acoperită trans- gresiv de formațiunile tortoniene ale părții de est din bazinul Streiului. în Plioeen, în partea estică a regiunii, s-au intrus mici corpuri de bazalte. Pe baza datelor petrografice și stratigrafice referitoare la zona media- nă a masivului, acumulate pînă în prezent, se pot imagina unele aspecte paleogeografice și ale condițiilor de sedimentare din regiune. Deducțiile se bazează pe prezența unor formațiuni recifale, pe caracterul litologic Institutul Geologic al României 43 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 161 inițial al formațiunilor șistoase, pe prezența produselor magmatismului inițial bazic și pe liniile de dislocație direcțională majoră supuse unor reju- cări succesive. Prezența unor formațiuni recif ale și caracterul adesea psamitic al rocilor sedimentare inițiale, sugerează ideea că, bazinul în care s-a depus stiva sedimentară din regiunea cercetată era caracterizat în această parte prin adîncime relativ mică. Grosimea mare a sedimentelor terigene și vulcanogene precum și a recifilor se datorează probabil unor mișcări de subsidență continuă a bazinului. îngroșarea treptată a stivei de șisturi spre sud și spre vest, poate fi explicată fie printr-o afundare inițială spre sud și spre vest, a fundului bazinului, fie printr-o subsidență mai accen- tuată a acestor zone. Sectoarelor de afundare, marcate prin grosimi ma- xime ale complexelor, le corespunde acumularea cea mai mare a produ- selor vulcanismului submarin bazic, fapt care ne îndreptățește să admi- tem că centrul principal al erupțiilor se situa înspre sud-vestul regiunii. Trebuie reliefat faptul că linia direcțională principală din regiune — dislocația care separă unitatea epimetamorfică de cea mezometamorfică — se situează în zona sudică de îngroșate a sedimentelor, deci în zona de deni- velare mai pronunțată a fundamentului. Această constatare sugerează o dependență genetică a dislocațiilor direcționale ulterioare sedimentării față de evoluția configurației inițiale a fundului bazinului de sedimen- tare. Primit: martie 1966. ■Ja Institutul Geologic al României IGR/ BIBLIOGRAFIE B e r c i a 1., B erei a Elvira (1961) Cercetări microteclonice în regiunea Ghelar — Teliuc (Munții Poiana Ruscă). D.S. Corn. Geol. XLIX, 1. (1961 — 1962), p. 309 — 331. București. Beudanl F.S. (1825) Mineralogischc und geognostische Reise durch Ungarii, ini Jahrc 1818. l.eipzig. C o d a r ce a A 1., P a v e 1 e s c u 1,., K i s s 1 i n g A 1. (1965) Contribuții la studiul unor camp- lonite cu katoforil din Poiana Ruscă. Stud. și Cercet. Geol. Geof. Geogr. Seria Geolo- gie, 10. 2, p. 485 — 490. București. Dinii trescu R. (1956) Observațiuni geologice asupra regiunii calcarelor de Hunedoara (Poiana Ruscă de Est). D.S. Com. Geol. XL (1952 — 1953), 4 — 7. București. — (1961) Provincii și epoci metalogenetice în R.P.R. Kei>. Minelor, XII, 6. Bucu- rești. Giușcă D., Biloiu M., Rădulescu D., Stiopol V., D i ni i l r e s c u R. (1956) Studiul petrografic al masivului Poiana Ruscă de sud-vest. D.S. Com. Geol., XL (1952 — 1953). p. 98 — 111. București. II a 1 a v ă l s .1. (1902) Gcologische Vcrhăltnissc der Umgebung Kilid-Russ-Also-Telek (Comi- tat Hunyad). Jahrcsber. d.k.u. geol. A. /'. 1900, p. 91 — 100. Budapest. (1901) Uber den geologischen Bau der Umgebung von Vajdahunyad. Jahresber. d.k.ung. geol. Ansi. f. 1902, p. 93—100. Budapest. H a u e r F r., S t a ch e G. (1863 și 1885) Geologie SiebenbOrgens. Wien. 11 o 1 I o s v a r y J.v. (1907). Adalekok a Hunyadi vastotelepekriil (Contributiuni la cunoașterea zăcămintelor de fier de la Hunedoara). Bang. es Kdr. Lapok, 45, 465— 185. I o n e s c u F 1., K răul n e r H.. M u re ș a n M. (1963) Contributiuni la cunoașterea funda- mentului cristalin din bazinul Streiului, pe baza noilor date geofizice și geologice. Asoc. geol. Carp.-Bale. V. Congr. 1961, II, p. 57 — 85. București. 1< rău tner II.G. (1961) Privire generală asupra melalogenezei din masivul Poiana Ruscă- Acad. RPB Stud. Cercet. Geol. Geofiz. Geogr. Seria Geologie, 9, p. 101 — 121. Bucu- rești. — (1964) Zăcămintele de fier din partea centrală estică a masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol. XLIX, I. (1961-1962), p. 345-360. București. I< r a u l n e r Florentina (1962) Chimismul zăcămintelor de fier din partea centrală estică a masivului Poiana Ruscă. II. Elementele minore. Acad. RPR Stud. Cerc. Geol. XII, 2, p. 369 — 379. București. Institutul Geologic al României 45 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 163 K r a u t n c r Florentina (1962) Chimismul zăcămintelor de fier din partea centrală estică a masivului Poiana Ruscă. I., Elementele majore. Acad. R.P.R. Stud. Cercel. Geol. Wl, 1, p. 111 — 179. București. Lat iu V. (1928) Contribuțiuni la studiul microgenetic al minereurilor de fier de Ia Ghelar. An. Inst. Geol. Rom. XIII, p. 27—48. București. AI a i e r O., AI u r e ș a n Georgeta, AI u roșa n Al. (1964) Structura geologică a regiunii Teliuc-Ghelar (zona centrală a masivului Poiana Ruscă). D.S. Insl. Geol. XLIX (1961—1962). Partea l-a București. Mockel K. (1923) Comunicare preliminară asupra studiilor petrografice din Poiana Ruscă. D.S. Insl. Geol. Rom. XI (1922—1923), p. 75 — 81. București. AI urgoci G.M. (1912) The geological synthesis of the south Carpathians. C.R. Cong. Geol. Ini. XI, Sess. Slockholm. Papiu V. (1956) Cercetări geologice pe versantul de NW al masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol. XL (1952—1953), p. 135—149. București. — Popescu A., S e r a f i m o v i c i V., D ii ț u AL (1962) Cercetări geologice și petrografice in masivul dolomitelor de Hunedoara. D.S. Com. Geol. XLVII (1959-1960), p. 323-344. București. — P opescu A., S e r a f i m o v i c i V. (1963) Considerații petrografice asupra carbonatitclor epizonale din masivul Poiana Ruscă. Assoc. geol. Carp. Hale. V Congr. 1901. II, p. 137—165. București. Popescu A., S e r a f i m o v i c i V. (1964) Importanța litogenelică a rocilor carbonatice din epizonă masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol. XLIX, 2 (1961 — 1962), p. 53 — 67. București. Papp K.v. (1919) Die Eisenerz-und Kohlenvorrătc des ungarischen Reiches 1. Budapest, Parlsch P. (1826 — 1827) TagebUcher der Reisen in Sichenhiirgen. Manuscript. Muzeul Bru. ckenthal. Sibiu. P a v e 1 e s c u I.. (1953) Cercetări geologice in împrejurimile regiunii Vadu Dobrii. D.S. Com. Geol. XXXVII, p. 116-119. București. — (1954) Studiul geologic și petrografic al părții centrale și de sud-est a Munților Poiana Ruscă. An. Com. Geol. XXVII p, 337 — 373. București. — (1955) Cercetări geologice și petrografice in Munții Sebeș. An. Com. Geol. XXVIII, p. 367 — 448. București. — (1958) Geologia Carpaților Meridionali. Analele Rom.-Sov. Geol.-Gcogr. 3 (36) p. 5 — 25. București. — M a ier O., Krăuțner 11.. M u r e ș a n M., Krăuțner F 1. (1964) Struc- tura și stratigrafia șisturilor cristaline din regiunea Ruschița (Poiana Ruscă). An. Com. Geol. XXXIV, 1, p. 115 — 157. București. Posepny F r. (1871). Ober das Eisensteinvorkommen von Gyalăr in Siebcnburgen. Verii, d.k.u.k. geol. R.A. 1811, p. 39-40. Wien. Savu] AL, Ia no vi ci V. (1959). Chimismul rocilor dolomitice de la Hunedoara. Acad. RPR. Stud. și Cerc. Geol. IV, 1, p. 38-58. București. Institutul Geologic al României 164 O. MAIER, ET AL. 46 Schafarzik F r. (1911) Die geologisclicn Verhaltnisse der Umgcbung von Gyalâr. Jahres- ber. d. kgl. ung. geol. R.A. f. 1903, p. 63 — 71. Budapest. S t r e c k e i s c n A. (1934) Sur la tectonique des Carpathes Meridionales. An. Insl. Geol. .Rom. XVI. București. S t u r D. (1863) Bcricht iibcr die geologischc Ubersichtsaufnahme des sud-wcsllichen Sieben- biirgen im Sommer 1860. Jahrb d.k.k. geol. R.A. XIII, II, 1. p. 33—120. U r d e a I. (1963) Structura geologică a zăcămintelor de fier Teliuc .și Ghelar. Rev. Minelor XIV, 8, p. 345 — 350. București. Institutul Geologic al României STRATIGRAPHIE UND STRUKTUR DER EPIMETAMORPHEN SCHIEFER DER MITTLEREN ZONE DES POT ANA RUSCĂ- GEBIRGES (GEBIET VON TELIUC - GHELAR - VADU DOBRII) VON OSCAR MAIER, HANS KRĂUTNER, .FLORENTINA KRĂUTNER, GEORGETA MUREȘAN, MIRCEA MUREȘAN (Zusammenfassung) Die mittlere Zone des Poiana Rusca — Gebirges hat die Form eines Ost—West gerichteten, relativ schmalen Streifens, an dessen beiden Enden sich die fur ihre Eisenerzlagerstătten bekannten Ortschaften Teliuc (im Ostcn) und Vadu Dobrii (im Westen) befinden. Dieser, fast nur aus epime- tamorphen kristallinen Schiefern gebildete Streifen wird im Norden von den Hunedoara — Dolomiten, im Stiden aber von den mesometamorp- hen Schiefen der Siidzone begrenzt. Im Osten, in der Umgebung von Teliuc, werden die kristallinen Schiefer von den sedimentarei! Formatio- nen des Strei-Beckens iiberlagert. Die von O. Maier, Geor geta Mure șan, M. Mure șan (1958) erstmalig (zwischen Teliuc und Ghelar) unternommene Horizon- tierung der epimetamorphen Schiefer wurde von uns 1959 bis westlich von Vadu Dobrii ausgedehnt und umfasste 1960—1961 auch das Gebiet von Ruschița. I. STRATIGRAPHIE UND PETROGRAPHIE Das begangene Gebiet ist vorwiegend aus kristallinen Schiefern gebildet; Sedimentar und Eruptiva kommen nur selten vor. 13 - C. 223 -L A Institutul Geologic al României \JGR/ 166 O. MAIER, ET AL. 48 A) BAS KIUSTALUX Die kristallinen Schiefer der Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii — Zone gehoren den beiden tektonischen Grosseinheiten des Poiana Ruscă — Ge- birges an : der mesometamorphen Einheit und der nordlich von dieser gele- genen epimetamorphen Einheit. Die beiden tektonischen Einheiten sind durch eine O — W streichende Verwerfung getrennt. 1. MESOMETAMORPHE EINHEIT Die Schiefer dieser Einheit bilden die Siidzone des Poiana Ruscă — Gebirges ; davon wurde von uns nur ein schmaler Streifen sudlich der Grenze zu der epimetamorphen Einheit begangen. Die kristallinen Gesteine sind durch Muskovit — Biotitschiefer, Granatglimmerschiefer, Muskovit — Biotitquarzite, Biotitquarzite, Muskovit—Biotitparagneisse und Amphi- bolite vertreten. Die Mineralparagenesen dieser Schiefer deuten auf ihre Zugehdrigkeit zu der Almandin—Amphibolitfazies hin. In der Năhe der Grenze mit der epimetamorphen Einheit wurden die mesometamorphen Schiefer mylonitisiert. Lăngs der Verwerfungsflăche, welche die beiden Einheiten trennt, war die Mylonitisierung besonders intensiv : es entstanden Blastomylonite die durch mehrmalige Reakti- vierung der Verwerfung wieder in Mylonite umgewandelt wurden. Die damit verbundene Umwandlung des Mineralbestandes (Chloritisierung des Gra- nates und Biotites und Sericitisierung der Feldspate) deuten auf eine tief- gehende Diaphthorese. 2. EPIMETAMORPHE EINHEIT Die Gesteine der epimetamorphen Einheit entstanden grdsstenteils durch Regionalmetamorphose terrigener marinei- Ablagerungen, dolomi- tischer Riffbildungen, basischer und saurer Tuffe und Tuffite, ultrabasischer, basischer und intermediarei- Eruptivgesteine sowie des Ausgangsmate- rials, aus dem die bekannten Eisenerzlagerstatten der Poiana Ruscă ent- standen sind. Die aus dem erwâhnten Ausgangsmaterial entstandenen Gesteine gehoren der Griinschieferfazies an, und zwar grosstenteils der Quarz — Albit — Chiorii — und Quarz — Albit — Biotit - Subfazies. Die Quarz — Albit — Almandin - Subfazies ist nur auf kleine Elăchen beschrănkt. Institutul Geologic al României 49 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCĂ 167 Ausser der normalen Zunahme der Metamorphose mit der Tiefe wurde auch eine horizontale Ansteigerung der Intensităt der Metamorphose nach Suden und Westen zu beobachtet. Im Gesamtbild ergibt sicii daher eine diskordante Bage der Flăchen gleicher Intensităt der Metamorphose zu dem Schichten- und Faltenbau der kristallinen Schiefer. Die Verbreitung der metamorphen Fazies ist auf der beiliegenden tektonischen Karte einge- zeichnet. a) Stratigraphie der kristallinen Schiefer Die kristallinen Schiefer wurden in folgende stratigraphische Kom- plexe gegliedert: Komplex der Graphitschiefer mit Grunschiefereinlagerungen; Komplex der quarzitischen Sericit — Chlorit-Schiefer Graphitschiefer-Komplex; Griinschiefer-Komplex; Oberer Chlorit — Sericitschiefer-Komplex. Der Griinschiefer-Komplex und der untere Teii des oberen Chlo- rit — Sericitschiefer-Komplexes verzahnen sich gegen Norden mit den Hunedoara —Dolomiten mit denen sie folglich als gleichaltrig zu betrach- ten sind. Der Komplex der Graphitschiefer mit Grunschiefereinlagerungen umfasst den untersten bekannten Teii der epimetamorphen Schiefer. Er ist westlich des Cerna-Tales in einem schmalen Streifen aufgeschlossen, der bis westlich der Ortschaft Bunila verfolgt werden konnte. Der Komplex besteht vorwiegend aus Sericit — Graphit-Schiefern, Graphitquarzi- ten, biotit-und calcitfiihrenden Quarzitschiefern, Sericit — Chlorit — Quarzitschiefern, Sericit — Quarziten, Biotit —Granatquarziten, Sericit — Chlorit—Biotitschiefcm die auf ursprunglich terrigene Sedimente schlie- ssen lassen. Die selten vorkommenden tuffogenen Grunschiefereinlagerun- gen deuten auf eine schwache vulkanische Tătigkeit wăhrend der Ablage- rung des Komplexes hin. Der Komplex der quarzitischen Sericit—Chloritscliefer liegt liber dem vorherbesch riebenen Komplex, auf der Nordflanke des Hauptsattels. Er besteht aus einer 50 — 300 m măchtigen, eintonigen Folge, in der die quarzitischen Sericit—Chloritschiefer vorherrschen. Graphitschiefer-Komplex. Dieser 250 — 400 m măchtige Komplex lagert unmittelbar liber dem vorherbeschriebenen und ist wie dieser auf 'JA Institutul Geologic al României igrZ 168 O. MAIER ET AL. 50 der Nordflanke der Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii—Antiklinale aufges- chlossen. Er besteht aus Graphit — Chlorit — Sericit-Schiefern und aus Sericit — Graphit-Schiefern. Ortlich sind im unteren Teii des Komplexes charakterische Kalksteineinlagerungen vorhanden. Der Komplex stellt so wie der vorangehende eine ausschliesslich terrigene Bildung dar. Griinschiefer-Komplex. Uber dem Graphitschiefer-Komplex liegt ein Schieferkomplex der durch eine Wechsellagerung von tuffogenen und tuffitogenen Griinschieforn mit terrigenen Schiefern, Kalksteinen und Dolo- miten gekennzeichnet wird. Die tuffogenen Griinschiefer weisen folgende Mineralparagenese auf : Chlorit + Epidot + Albit + Calcit und Actinot + Epidot + Albit. Magnetitkristalle sind in den Griinschiefern hăufig vorhanden und verur- saehen zwischen Teliuc und Vadu Dobrii zahlreiche magnetische Anoma- lien. Der urspriingliche terrigene Anteil der tuffitischen Gesteine kommt in diesen durch Beimengung von Quarz, Sericit und Biotit zu den oben erwâhnten Paragenesen zum Ausdruck. Als Nebengemengteil sind Apatit, Turmalin, Titanit und Zirkon zu verzeichnen. Die terrigenen Sedimente lieferten zufolge der Regionalmetamorphose Quarzit — Sericit — Chlorit-Schiefer, Quarzit-Schiefer, Quarzite, Quar- zit — Sericit — Graphit-Schiefer. Kalkstein- und Dolomitschichten verschiedener Mâchtigkeit sind in den Schiefern terrigener und tuffogener Herkunft eingelagert. Die Eisenerzlagerstătten der Poiana Ruseă (Siderite, Ankerite, hă- matitische Quarzite, Magnetite) sind in diesem Komplex eingelagert. Die karbonatischen Erze treten gewohnlich zusammen mit dolomitischen Gesteinen auf. Der Griinschiefer-Komplex lăsst sieh stratigraphisch in drei Hori- zonte gliedern : U n t e r e r Horizont. Am Nordschenkel des Hauptsattels beginnt die stratigraphische Folge des Komplexes mit einer Wechsella- gerung von quarzitischen Sericit — Chlorit-Schiefern, tuffogenen Griin- schiefern, Graphitschiefern und gebănderten Kalksteinen und Dolomiten. Dieser Horizont kann folglich als ein lithologischer Ubergangshorizont zwischen dem Graphitschiefer-Komplex und dem Griinschiefer-Komplex betrachtet werden. M i 111 e r e r Horizont. Es folgt ein Horizont terrigener Schiefer mit tuffogenen Griinschiefer-, Kalkstein- und Dolomiteinlagerun- gen. Sămtliche Eisenerzlagerstătten der bstlichen Hălfte der begange- .. Institutul Geologic al României 51 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 169 nen Gegend (Teliuc, Pădurea Orașului, Nicolson, Gura Inorii, Fața Mănăs- tirii, Filimon, Plosca, Sucovate, Wagner, Grenzenstein, Ghelar, Mihail und Cornet) sowie die Eisenerzkorpcr, die in den letzten Jahren nordlich und ostlich von Ghelar aufgeschlossen wurden, befinden sich in diesem Hori- zont eigelagert. Sie sind stets in Dolomitlinsen, die mit tuffogcnen Griin- schiefern assoziiert vorkommen, anzutreffen. Ober diesen Dolomiten, manchmal auch direkt auf dem Eisenerz lagernd, folgen, ortlich begrenzt, weisse Feldspat (Albit)-Quarzite, die auf urspriinglich saure Tuffe zuriick- zufuhren sind. Im Kern der Teliuc— Ghelar—Vadu Dobrii — Antiklinale liegt bei Alun ein kristalliner Kalkstein (Alun—Marmor) der auf der Siidflanke des Sattels einen Zug bis zur ostlichen Grenze des Kristallins bildet. Dartiber folgen bestăndig Griinschiefer und darauf eine Schichte weisser Quarzite. Die Măchtigkeit des mittleren Horizontes betrăgt zwischen Teliuc und Ghelar 250—300 m, bei Alun ungefăhr 600 m. Oberer Horizont. Die Grenze zwischen dem mittleren Horizont und dem darauffolgenden oberen Horizont bilden die schon erwăhnten weissen Quarzite. Der obere Horizont besteht hauptsăchlich aus Sericit—Chloritschiefern mit Kalkstein- und Quarziteinlagerungen von geringer Măchtigkeit. Er wurde auf beiden Schenkeln des Hauptsatlels vorgefunden. Seine weiteste Ausdehnung und grosste Măchtigkeit sind auf dem Siidschenkel anzutreffen. Auf dem Nordschenkel ist bei der gerin- gen Măchtigkeit des Komplexes zwischen Ghelar und Teliuc seine karto- graphische Abgrenzung nicht mehr moglich. Dagegen besteht der oberste Teii des Griinschiefer-Komplexes aus einem charakteristischen Niveau, dessen oberer Teii ein weisser Kalkstein und dessen unterster Teii ein schwarzgrauer Dolomit bildet. Oberer Sericit —Chloritschiefer-Komplex. Die kristallinen Schiefer dieses Komplexes sind vorwiegend terrigenen Ursprungs. Aut dem Nordschenkel der Hauptantiklinale kommen tuffogene Griinschiefer nur spărlich vor; auf dem Siidschenkel sind die tuffogenen Schiefer jedoch besser vertreten. Auch bei diesem Komplex konnte eine Unter- teilung in drei stratigraphische Horizonte unternommen werden. Unt er er Horizont. Dieser Horizont liegt unmittelbar auf dem Griinschiefer-Komplex oder liber dem Retișoara—Niveau der Hune- Institutul Geologic al României IGR/ 170 O. MAIER. ET AL. 52 doara-Dolomite, das strat igraphisch dem oberen Teii des Grunschie- fer-Komplexes entspricht. Die Măchtigkeit des Horizontes betrâgt auf dem Nordschenkel der Antiklinale 100 — 400 m. Auf dem Siidschenkel ist nur der unterste Teii des oberen Sericit — Chiorii-Schiefer-Kom- plexes anzutreffen, da dieser gegen Siiden zu von der mesometamorphen Einheit uberschoben wurde. M i 111 e r e r H o r i z o n t . Westlich von Ghelar besteht dieser Horizont hauptsăchlich aus Gesteinen terrigener Herkunft (Sericit — Chloritschiefer ± Graphit) mit zahlreichen Einlagerungen karbonatischer Gesteine (Kalksteine und Dolomite). Ostlich von Ghelar ist der Horizont durch sein strat igraphisches Ăquivalent — das Govăjdia—Niveau der Hunedoara—Dolomite—vertreten. O bere r H orizont. Der obere Horizont beginnt in der Umge- bung von Sohodol mit einem Niveau von schwarzen Graphitquarziten. Die darauffolgenden Schiefer haben einen ausgesprochen terrigenen Charak- ter und vcrzahnen sich mit dem oberen Teii dor Hunedoara—Dolomite. Die Sericit—Chiorit- und Sericit — Graphit-Schiefcr des obersten Teils dieses Horizontes liegcn uber dom Dolomitmassiv. Hunedoara —Dolomite. Das Massiv der Hunedoara—Dolomite begrenzt gegen Norden die begangene Zone des Poiana Ruscă —Gebirges.Es besteht vorwiegend aus Dolomit; Kalkstein sowie Quarzit- und Schiefereinlage- rungen kommen untergeordnet vor. Beziiglich der Verhâltnisse zwischen dem Dolomitmassiv und den anliegenden epimetamorphen Schiefern wurde schon die fazielle Verzahnung der Dolomite mit dem Grunschiefer- Komplex und dem oberen Sericit — Chloritschiefer-Komplex erwâhnt. Es wurde auch im Dolomit; eine Unterteilung in zwei Niveaus unternommen und zwar entspricht das untere Retișoara — Niveau dem tuffogcnen Griinschiefer-Komplex, das darauffolgendc Govăjdia — Niveau dem unteren, mittleren und der unteren Hălfte des oberen Horizontes des oberen Sericit—Chlorit — Schiefer-Komplexes. li) DAS EKtPTIV Eruptiva kommen in der mittleren Zone des Poiana Ruscă — Gebir- ges nur selten vor. Banatitische Lamprophyre (Katophorit—Camptonite) wurden in einer Bohrung in dem Govăjdia—Tal angetroffen. Neogene Institutul Geologic al României 53 FORMAȚIUNILE EP.METAMORFICE DIN POIANA RUSCA 171 Basalte sind in zwei kleinen Aufschliissen bei Cerna und im Poni—Tal bekannt. C) BAS SEDIMENTAR Ostlich von Teliuc werden die epimetamorphen Schiefer von den tortonen und pliozănen Sedimenten des Strei—Beckens iiberlagert. II. TEKTONIK Die geologische Struktur und die tektonische Evolution der epimetamorphen Schiefer aus dem Gebiet von Teliuc — Ghelar— Vadu Dobrii wurde durch die unmittelbare Năhe zu dem Massiv der Hunedoara—Dolomite betrâchtlich beeinflusst. Der parakristallin gebildete Faltenbau der mittleren Zone weist grosstenteils aufrechte Bie- gefalten mit senkrechten Achsenebencn auf. Die allgemeine Richtung der Faltenachsen verlauît Ost — West. Mikrotektonische Messungen von I. B e r c i a und Elvira B e r c i a (1964) ergaben westlich der 0- Linie Mănăstire-Cătinaș ein westliches Eintallen der Faltenachsen von 10° — 20° und ein ostliches Einfallen von 5° — 15° ostlich der erwâhnten Linie. Die Grosstrukturen der Zone bestehcn aus der Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii—Antiklinale und der nordlich davon gelegenen Synklinale der Hunedoara—Dolomite. Der Sattel ist durch eine Langsverwerfung gestort die stellenweisc im Scheitel liegt. Die Mulde bleibt im Bereich der Hunedoara—Dolomite. Auf beiden Sattelschenkeln wurden mehrere kleine Falten kartiert. Die beschriebene Faltenstruktur wurde von zahlreichen Verwer- fungen durchsetzt. Dic grosso Anzahl der Lăngsverwerfungen und Uber- schiebungen wurde durch das inkompetentc Verhaltcn der Schiefer gegen- iiber des Dolomitmassivs bedingt. Die Bildung der Quer- und Lăngs- verwerfungen muss gemâss ihrer gegenseitigen Beziehungen aut sieben ver- schiedene tektonische Betătigungsmomente zuriickgefuhrt werden. Of- ters konnte auf eine mehrmalige Betătigung besonders der Lăngsverwer- fungen geschlossen werden. III. GEOLOGISCHE EVOLUTION Stratigraphische und petrographische Efwăgungen fiihren zur Schlussfolgerung, dass die kristallinen Schiefer der epimetamorphen tektonischen Einheit der Poiana Ruscă durch regional metamorphe Institutul Geologic al României 172 O. MAIER ET AL. 54 tjberprăgung urspriinglich psamito-pelitischer Meeresablagerungen entstanden sind. Zu verschiedenen Zeitspannen wâhrend der Sedi- mentogenese fand eine intensive magmatische Tâtigkeit statt. Die ersten. Anzeichen dieser Tâtigkeit finden wir im untersten Komplex, der durch gleichzeitige Ablagerung von psamito-pelitischen Sedimenten und basischen Tuffen entstand. Darauf folgte eine Ablagerung von ausschliesslich terri- genem Ausgangsmaterial (Komplex der quarzitischen Sericit—Chlorit — Schiefer), zu dem sich spăter aucli organische Stoffe vergesellten (Graphitschiefer-Komplex). Nun folgte die Hauptphase des basischen Vulkanismus, dessen Tuffe den Griinschiefer-Komplex bilden. Diese Phase des initialen Magmatismus wurde von einer metallogenetischen Tâ- tigkeit begleitet, der die vulkanogen-sedimentâren (R. D i m i t r e s c u, 1961; H. Krăuțner, 1964) Eisenerzlagerstâtten der mittleren Zone zu verdanken sind. Zur selben Zeit begann auch die Riffbildung, der die jetzigen Hunedoara—Dolomite zu verdanken sind. Sie wurde auch wâhrend der Ablagerung der zwei ersten Horizonte des oberen Sericit—Chlorit — Schiefer-Komplexes fortgesetzt. Dieser Komplex entspricht schon grossten- teils einer Sedimentation von pelitischem Material. Sein oberer Horizont lagert grdsstenteils liber den Hunedoara—Dolomiten. Ausser den basischen tuffogenen Schiefern sind die Produkte des initialen Magmatismus in der mittleren Zone der Poiana Ruscâ auch durch Metaserpentinit und Meta- mikrogabbro vertreten. Die parakynematische regionale Metamorphose iiberschritt die untere Grenze der Griinschieferfazies nicht. Die Metamorphoseisograden verlaufen nicht parallel zu den Komplexgrenzen. Nach der Regionalmetamorphose folgte die Entstehung zahlreicher Verwerfungen in mindestens sieben Etappen. Die letzten Etappen entsprechen den Bildungsphasen der benachbarten mesozoischen und tertiâren Becken (Strei-Becken und Rusca Montana-Becken). \ Institutul Geologic al României X. igr/ 55 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 173 ERKLĂRUNG DER TAFELN Tafel I Geolog:sche Karte der Gegend Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii. 1. Kristalline l'ormationen 2. Epimetamorphe Einheit 3. Stratigraphie 4. Hunedoara — Dolomite b) Retișoara-Niveau a) Govăjdia-Niveau 5. Oberer Sericit-Chlorit-Schiefer-Komplex 6. Griinschiefer-Komplex 7. Graphitschiefer-Komplex 8. Komplex der quarzitischen Scricit- Chlorit-Schiefer 9. Komplex der Graphitschiefer mit Grunschiefereinlagerungen 11. Lithologie 12. Terrigene Gesteine 13. Tuffogene und tuffitogene Griinschiefer {c) Oberer Horizont b) Mittlerer Horizont a) Unterer Horizont {b) Weisser Kalkstein-schwarzer-Dolomit-Ni- veau a) Unterer Horizont 10. undifferenziert (Sericit-Chlorit-Schiefer ± quarzitisch ± graphitisch ; Sericit-Chiorit-Schiefer mit Biotit + Almandin) (Chlorit-Kalk-Schiefer ± Magnetit; Chlorit-Schiefer mit /Mbit ± Epidot ± Magnetit; Chloril-Actinolil- Schiefer mit Albit ± Epidot; Chlorit-Biotit-Schiefer mit Albit ± Calcit ± Magnetit) 14. Graphitschiefer + Biotit ± Almandin 15. Kalksteine 16. Dolomit 17. Quarzit, Quarzit mit Sericit 18. Schwarze Quarzite 19. Siderit, Ankerit, eisenfiihrender Dolomit 20. Dolomit 21. Kalkstein (a), dolomitischer Kalkstein (b) 22. Quarzit, Karbonat-Quarz.it 23. Metaserpentinit (a) 24. Metamikrogabbro 25. Intermediăres Metaeruptiv 26. Gesteine der Riff-Formation 27. Mesometamorphe Einheit 28. Glimmerschiefer mit Biotit ± Almandin nstitutu! Geologic al României 174 O. MAIER- ET AL. 56 29. Amphibolit 30. Mylonit und Blastomylonit 31. Magmatische Formationen 32. Olivin Basalte 33. Sedimentărformationen 34. Quartăr 35. Pliozan 36. Torton. Tatei II Geologische Profile durch die Gegend Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii 1. Kristalline Formationen 2. Epimetamorphe Einhcit 3. Stratigraphie 4. Hunedoara-Dolomite 5. Oberer Sericit-Chlorit- / c) Oberer Horizont Schiefer-Komplex J b) Mittlcrer Horizont 1 a) Unterer Horizont 6. Grunschiefer-Komplex / b) Weisser Kalkstein schwar- J zer Dolomit-Niveau 1 a) Unterer Horizont 7. Graphitschiefer-Komplex 8. Komplex der quarziti- schen Sericit - Chlorit- Schiefer 10. Komplexe 7, 8, 9 undi- fferenziert 9. Komplex der Graphit- schiefer mit Griinschiefer- einlagerungen 11. Lithologie 12. Terrigene Gesteine J Sericit-Chlorit-Schiefer ± Quarzitisch + Graphit; | Sericit-chloritische Schiefer mit Biotit + Almandin). 13. Tuffogene und tuffitogene Cliloril-Kalk-Schiefer ± Magnetit; Chlorit-Schiefer Griinschiefer mit Albit + Epidot ± Magnețit; Chlorit-Actinolit- Schiefer mit Albit ± Epidot; Chlorit-Biotit-Schiefer mit Albit ± Kalzit ± Magneții). 14. Graphitschiefer mit Biotit (± Almandin) 15. Kalkgestein 16. Dolomite 17. Quarzite, Sericit-Quarz.it 18. Siderite, Ankerite, eisenfuhrende Dolomite 19. Dolomite, Kalk-Dolomite (Gesteine der Riff-Formation) 20. Metaserpentinite (<ț) 21. Mesometamorplic Einheit: 22. Glimmerschiefer -4- Biotit 4 ; Almandin Institutul Geologic al României IGRZ 57 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 175 23. Amphibolite 24. Mylonite und Blastomylonite 25. Ședimentărformati onen 26. Quartâr 27. Torton Tafel HI Detailprofile durch die epimetamorphen Forma tionen der Poiana Rusca aus der Gegend Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii HohenmaBstab LăngenmaBslab 1. Hunedoara-Dolomile a) Retișoara-Xiveau b) Govăjdia-Xivcau 2, Oberer Sericit-Chlori t- Schiefer-Komplex 3, Grunschiefer-Komplex 4, Graphitschiefer-Komplex 5, Komplex der guarzi lis- chen Sericit-Chlorit-Schiefer 6, Graphitschiefer-Koin- plex mii GrUnschieferein- lagerungen 7, Dolomite 8, Weisser Kalkstein scliwor- warzer Dolomit-Niveau 9, Kalkstein 10, Tuffogene Griinschiefer 11, Graphitschiefer 12, Quarzite, Albit-Quarzite 13, Eisenerzlagerstătte c) Oberer Horizont b) Mittlerer Horizont a) Unterer Horizont c) Oberer Horizont b) Mittlerer Horizont a) Unterer Horizont Tafel IV Stratigraphische Vergleiche in der Mittelzane des Poiana Rusca Massives (Ruschița- Alun — Ghelar). Tafel V Tektonische Hauplelemente und metamorphe Fazies in der Gegend Teliuc-Ghelar- Vadu Dobrii Tektonische Elemente 1. Faltenbau 2. Saltelachse 1 [ a) Hauplsattel 1 b) Sckundărer Sat tel 176 O. MAIER ET AL. 58 {a) Hauptmulde b) Sekundăre Mulde. 1. Teliuc — Ghelar — Bunila — Vadu Dobrii — Sattel 2. Mulde der Hunedoara — Dolomite 3. Retișoara — Mulde 4. Retișoara — Valea Varului — Sattel 5. Ghelar — Mătrăguna — Muncel — Runc-Mulde 6. Ohaba-Mulde 4. Verwerfungen 5. Altersfolge der Verwerfungen 7. Teliuc — Mănăstire-System (N-S, ac-Type, sekundăr) 6' . Nebenverwerfungen des Cernișoara — Florese-Systems (NE—SW, diagonal sekundăr) 6. Cernișoara — Florese-System (NW—SE, diagonal, sekundăr) 5. Chergheș — Ruschița-Verwerfung und Cutin — Runc-Verwerfung (NE—SW, diago- nal, Hauptverwerfungen) 4. Wiederaufnahme der zum Streichen parallel verlaufende Cinciș — Vadu Dobrii- Verwerfung (Hauptverwerfung) 3. Den direktionellen Dislokationen folgend und der Wiederaufnahme der Cinciș — Vadu Dobrii-Verwerfung vorangehende diagonale Verwerfungen (NW—SE, diagonal, sekundăr) 2. Streichende Verwerfungen J a) Hauptverwerfungen ( b) Sekundăre Verwerfungen 1. Den direktionnellen Dislokationen vorangehende Verwerfungen a. NE —SW, diagonal Hauptverwerfung a2 sekundăre Verwerfungen b. N—S, ac-Type, sekundăre Verwerfung, 6. Die Hauptverwerfungen : I. Cinciș — Vadu Dobrii-Verwerfung II. Teliucul Superior — Bunila-Verwerfung III. Teliuc — Ruda — Muncel-Verwerfung IV. Retișoara — Alun-Verwerfung V. Chergheș — Ruschila-Verwerfung VI. Cutin — Runc-Verwerfung 7. Mylonite Die Farbe entspricht dem fiir die Mylonitisierung verantwortlichem Verwerfungssystem 8. Sedimentărformationen 9. Torton u. Pannon. Kristalline Formationen : 11. Epimetamorphe Einheit. 12 Stratigraphische Gliederung Institutul Geologic al României 59 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 177 13. Hunedoara-Dolomite a) Govăjdia-Niveau 14. Oberer Sericit-Chiorit-Schiefer- . Komplex J , a) Oberer Horizont 1 b) Mittlerer Horizont b) Retițoara-Niveau [ c) Unterer Horizont 15. Griinschiefer-Komplex 1 16. Graphitschiefer-Komplex 1 17. Komplex der quarzitischen Seri- । 19. undifferenzieit cit-Chlorit-Schiefer ' [ 18. Komplex der Graphitschiefer 1 mit Grunschiefereinlagerungen 1 20. Mesometamorphe Einheit 21. Glimmerschiefer, Paragneisse, Amphibolile 22. Verbreitung der Fazies der Regionalmetamorphose 23. Griinschieferfazies 24. Quarz — Albit — Chlorit-Subfazies 25. Quarz---Albit — Biotit-Subfazies 26. Quarz — Albit — Almandin-Subfazies 27. Almandin Amphibolitfazies 28. Retromorphose Institutul Geologic al României 0.MAIER, H.KRĂUTNER, FLORENTINA KRĂUTNER,GEORGETA MUREȘAN, M. MUREȘAN HARTA GEOLOGICA A o maier H krăuțner FLORENTINA KRĂUTNER ,6E0RGETA mureșan, M. MUREȘAN: Stratigrafia și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană a masivului Poiana Ruscă (Regiunea Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii) r c, Orizontul superior C El Roci verzi tufogene si tuf dogene (șisturi dorito-ca/caroase i t magnetit; șisturi cloritoase cu aibit * epidot t magneții; iHa Amfîbolite Do/omite b. Orizontul mediu 20 29 13 5 •Deva t magnetit; șisturi ciontoase cu albit ± epioot t manne: șisturi dorito-actinoiitce cu aibit t epidot; sisturi b a. Nivelul Govăjdia 26 FORMA TIUNI SEDIMENTARE clorito- biotitice cu albit ± ca/cit* magnetit) Coloare (^do/omite caicaroasetb 21 a. Orizontul inferior a 34 Hunedoara 106 • a. Aluviuni b. Grohotișuri f Dolomite de Hunedoara Roci ale formațiuni/or r reciful-recifogene Complexul șisturilor sericito- cloritoase superioare 7 Cuaternar w ZONEI MEDIANE A MASIVULUI POIANA RUSCA (REGIUNEA TELIUC-GHELAR-VADU DOBRII) b. Ni vei ui Retișoara 6 7 8 9 A J_L a - ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI: Voi.XXXVII Complexul șisturilor verzi tufogene Complexul șisturilor grafitoase Complexul șisturilor cuarțitice sericit o - cloritoase b. Nivelul calcar afb- doiomit negru 14 Șisturi grafitoase - biotit ± a/mandin 22 Cuartite, cuartite carbonatice f • * 30 - Mi Icnite, blastomilonite l 35 / ■ Ptiocen 111 ® a. Orizontul inferior <10 S Nediferentiate 1 15 16 17 X Calcare Dolomite — A ▼ JL—A Cuarțite, cuartite cu serj cit 23 24 Metaserpentioite (d) Metamicrogabboouri (F) 25 ^6 Metaeruptiv intermediar (£) ___a 36 X £ Tortonian Foraj a! Ministerului Minelor (14-106) Foraj ai Comitetului de Stat al Geo/ogiei(22lU) Galerii Carieră Haldă Capete de profil Nădrag o Rusca Montana o o Of elu Roșu Hațeg O Complexul șisturilor grafitoase cu intercaiații de roci verzi tufogene . 18 1 Cuarțite negre ?ÎGR Institutul Geological României Imprim, atei. Inst. Geologic SECȚIUNI REGIUNEA TELIUC-GHELAR-VADU DOBRII ^759 22103 Ruda V.Rebsoava v.W\asK\n\ NNV Păroasa V.Sesun 15-22110 22112 ^64 \ 22120 NNV Grine vN atenta Dl.Curcubelu 1403$. 22124 vf.Muncelului I 22122 ' 0.maier,H.krâutner,florentina krautner : Stratigrafie și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană GEORGETA MUREȘ an, M.mureșan____________a masivului Poiana Ruscă (regiunea Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii. Ușoara ! v.tor^tu\u\ I I ' Mina MihaH Ghelar I WjB22?0^2?0' vNranteteara 0. MAIER. H.KRÂUTNER,FLORENTINA KRAUTNER, GEORGETA MUREȘAN, M.MUREȘAN GEOLOGICE ÎN ZONA MEDIANĂ A MASIVULUI POIANA RUSCĂ _____ 22121 22105 22108 __4_______t-s ssv vNaXarAa ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI : VOI. XXXVII PIJI 2 UN! TA Stratigrafie 1 TEA E P / M 21 U N I T AT E A MEZOMETAMORFICĂ Dolomitele de f Hunedoara Complexul șisturilor sericito- cloritoase superioare Complexul șisturilor verzi tufogene Complexul șisturilor grafitoase Complexul șisturilor cuarțitice sen cit o - cioritoase 2 Complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tu fogene ’ • C. Orizontul superior < b. Orizontul mediu a. Orizontul inferior b. Nivelul calcar alb- dol o mit negru a. Orizontul inferior Roci terigene (șisturi sericito - cioritoase 1 cuarțitice t grafitoase} șisturi sericito-cloritoase cu biotit ± almandin) Micașisturi ± biotit ± almandin 13 1^ 15 16 17 18 Nediferentiate r 20 Roci verzi tufogene (șisturi clorito-calcaroase ± magnetit; șisturi cioritoase și tufitogene cu albit ± epidot ± magnetit: șisturi clorito-actinolitice cu albit t epidot; șisturi c/orito-bfotitice cu albit+calcit± magnetit) Șisturi grafitoase cu biotit (- almandin) Amfibolite Milonite șl blastomilonite Calcare Dolomite Cuarțite, cuarțite cu sericii Siderite, ankerite, dolomite ferifere Dolomite, dolomite calearoase (roci aie formațiunilor recif al- recifogene) Metaserpentinite (CT) \ igr/ Institutul Geologic al României ^FORMAȚIUNI * 2S S EDIMENTARE Cuaternar (Aluviuni) Tortoman Imprim atei. Inst. Geologic O.MAIER.H.KRĂUTNER,FLORENTINA krăutner,GEORGETA MURE$AN,M.MUREȘAN:stratigrafia și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană a masivului Poiana Rusca (regiunea Teliuc-Ghelar-Vadu Dobrii) ■mprim. atei, inst Geologic ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI VOL. XXXVIII. A Institutul Geologic al României iGRy 0.MAIER, H-KRĂUTNER, FLORENTINA KRĂUTNER, GE0R6ETA MUREȘAN , M MUREȘAN : PI. IV O.MAIER, H.KRĂUTNER, FLORENTINA KRĂUTNER, GE0R6ETA MUREȘAN, M.MUREȘAN PARALELIZĂRI STRATIGRAFICE IN ZONA MEDIANĂ A MASIVULUI POIANA RUSCA (REGIUNEA RUȘCHIȚA-ALUN-GHELAR) RUSCHITA Scara înălțimilor 9 rOm ■250m ALUN FLANCUL NORDIC AL ANTICLINALULUI Orizontul tufogen superior Orizontul tufogen inferior Orizontul terigen intermediar Zăcămintele din Pinul cu Raci Ruschita Orizontul mediu ăcămintele de ta Ghelar Nivelul calcar a/b- dolomit negru Șisturi grafitoase cu intercalatii de sisturi verzi tufogene TELIUC VADUL DOBRII --------10 Km-------- GHELAR 500m 15Km COMITETUL DE STAT AL GEOLOGIEI: Anuar voi.xxxvii rim.Atel. Inst. Institutul Geologic al României 0.MAIER, H.KRAUTNER, FLORENTINA KRĂUTNER, GEORGETA MUREȘAN,M.MUREȘAN PRINCIPALELE ELEMENTE TECTONICE Șl REPARTIȚIA FACIESURILOR METAMORFICE IN ZONA MEDIANA A MASIVULUI POIANA RUSCA O.MAIER,H.KRAUTNER,FLORENTINA KRĂUTNER,6E0R6ETA MUREȘAN,M. MUREȘAN’• Stratigrafia și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană a masivului Poiana Ruscă (Regiunea Te/iuc-Ghelar-Vadu Dobrii) (REGIUNEA TELIUC- GHELAR” VADU DOBRII) ANUARUL COMITETULUI DE STATAL GEOLOGIEI: Voi. XXXVII Imprim, atei. Inst. Geologic Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României STRATIGRAFIA, EVOLUȚIA MAGMATISMULUI, METAMORFISMUL ȘI TECTONICA FORMAȚIUNILOR CRISTALINE DIN UNITATEA EPIMETAMORFICĂ A MASIVULUI POIANA RUSCA DE HANS G. KRĂUTNER, FLORENTINA KRÂUTNER, GEORGETA MUREȘAN, MIRCEA MUREȘAN Abstract S t r a t i g r a p h y, E v o 1 u t i o n of Magmatism, M e t a m o r p h i s m and Tectonics of the Crystalline Formations in the E p i m e t a m o r- phic Unit of the Poiana Rusca Massif. Two important tectonic units have been brought to light in the Poiana Rusca crystalline Massif; the mesomctamorphic unit (in the south) and the epimetamorphic unit (in the north). In the framework of the pile of the epimetamorphic unit the following series can be differcntiatcd (from bottom upwards): the Bătrina Series (predominantly terrigenous), the basic Metavolcanic Series and the Padcș Series (terrigenous-carbonate in the lower part and prevalently terrigenous in the upper). The series are subdivided into complexcs and horizons. The products of the premetamorphic inițial magmatism belong to an older magmatic cycle, and a younger magmatic cycle, each of them being associatcd with specific metallogenetic processes. It is admitted that on the basis of both palynologic and absolute age data, the primordial sedimenls formed between Upper Pre-Cambrian and Lower Carboniferotis. Variations of the degree of melamorphism were observed in the epimetamorphic unit both in the vertical and horizontal direetions. The epime- tamorphic formations make up an anticlinorium. Three deformation phases are to be found in the crystalline schists. The folding structures are aîfected by direcțional, transversal and oblique Prelaramian, Laramian and Postlaramian-Prepannonian dislocations. Institutul Geologic al României 180 H. KRÂUTNER ET AL. 2 Pag- I. Unitățile tectonice ale masivului Poiana Rusca............................. 4 Unitatea mezometamorfică ................................................... 4 Unitatea epimetamorfică..................................................... 6 II. Stratigrafia șisturilor cristaline.......................................... 6 Seria de Bătrîna (A)........................................................ 8 Seria vulcanogenă bazică (B)............................................... 12 Seria de Padeș (C)......................................................... 15 Seria de Nădrag (N)........................................................ 19 III. Masivele dolomitice și calcaroase......................................... 24 IV. Magmatismul premetamorfic................................................. 28 V. Metamorfismul regional................................................... 32 VI. Metamorfismul regresiv ................................................... 38 VII. Virsta șisturilor cristaline.............................................. 38 VIII. Tectonica șisturilor cristaline.......................................... 41 Tectonica plicativă........................................................ 41 Tectonica disjunctivă...................................................... 43 Elemente de microtectonică................................................. 47 Bibliografie........................................................................... 56 Masivul Poiana Rusca este alcătuit preponderent din șisturi crista- line. Din punct de vedere structural, formațiunile cristaline ale masivului se încadrează în două unități tectonice majore : unitatea mezometamor- fică în S și unitatea epimetamorfică în N, unitate care formează obiectul lucrării de față. Peste șisturile cristaline se dispun transgresiv, în zonele marginale ale masivului și în bazinul Rusca Montană—Lunca Cernei, depo- zite sedimentare atribuite Cretacicului, Paleocenului, Tortonianului, Sar- mațianului și Pannonianului. Formațiunile cristaline sînt străbătute de filoane de foci bazice mezozoice, de intruziuni și dyke-uri de roci banatiti- ce (granodiorite, diofite, porfire granodioritice, riolite, andezite, larnpro- fire) și de andezite și roci bazaltice neozoice. în evoluția cunoașterii geologice a formațiunilor epimetamorfice din Poiana Ruscă se disting trei perioade principale, corespunzătoare unor etape de acumulare a cunoștințelor, prin care s-a ajuns la cîte o nouă imagine de ansamblu asupra geologiei masivului. în prima perioadă (1789—1919) se pot distinge două etape : o primă etapă (1789—1863) corespunde celor mai vechi informații geologice, acu- 3 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 181 mulării de date izolate și cu caracter general (P. P a r t s c h , 1826—1827 ; D. S t u r , 1863) și se încheie odată cu apariția lucrării „Geologia Tran- silvaniei” (F r . H a u e r , G. S t a c h e , 1863). în etapa următoare (1863—1919) cercetările acoperă întregul masiv; apar studii de detaliu și concepții asupra genezei unor zăcăminte din șisturile cristaline (L. v. L o c z y, 1882, 1887, 1905; Fr. Schafarzik, 1902—1909; J. Ha 1 a v â t s , 1902 — 1905 ; O. K a d i c , 1908—1912 ; K.v. Papp, 1919). A doua perioadă (1919 — 1958) corespunde cercetărilor detaliate care după 1940 s-au extins asupra întregului masiv Poiana Ruscă : Ș t . O a n- t uni ari (1941); Al. Codarcea, N. Petrulian (7,8); Al. Codarcea (6); Al. Codarcea, L. Pavelescu (1956); N. Gherasi (10, 11); D. G i u ș c ă (12, 13); D. G i u ș c ă, M. B i 1 o- iu, D. Rădulescu, Victoria Stiopol, R. Dimitrescu (1956); V. C. Papiu (1956);II. Savu (36); L. Pavelescu (1954, 1955, 1958); R. Dimitrescu (1955, 1956); C. Gheorghiu (1948, 1959); Olivia Pîrvu-Romanescu (33, 34, 35); P. Ciornei (5); C. I o n e s c u (16, 17); V. Lucea, S. C o t a 1 a, N. B u t u c e s c u (1957). Perioada se caracterizează prin studii petro- grafice detaliate, interpretări tectonice, concepții genetice noi asupra zăcă- mintelor din șisturile cristaline, încercări de reconstituiri paleogeografice, primele cercetări geofizice în unitatea epimetamorfică, primele foraje și intensificarea activității miniere. A treia perioadă (1958—1965) corespunde studiului complex al șis- turilor cristaline efectuat începînd din 1958 pînă în prezent. Cercetările au avut o amploare deosebită, cuprinzînd întregul masiv Poiana Ruscă. Caracteristica principală a acestei perioade constă în modul complex de abordare a studiului formațiunilor cristaline, cercetările fiind îndreptate concomitent spre descifrarea stratigrafiei, petrografiei, tectonicii, micro- tectonicii și vîfstei șisturilor cristaline, precum și spre studiul petrografic, geoehimic și genetic al zăcămintelor și al masivelor dolomitice și calcaroase ; O. M a i e r , M. M u r e ș a n , G e o r g e t a M u r e ș a n (1964) (1, 2); I. Bercia, Elvir a Bercia (1964) (1, 2); H. Krăutner, Florentina Krăutner (1962 a, b) (1,2, 18, 19); M. SavuL V. lanovici (1959); V.C. Papiu, A. Popesc u, V. Sera- fim o v i c i , M a r c e l a D u ț u (1962, 1963. 1964); H. Krăutner, Florentina Krăutner, M. Mur e ș an , GeorgetaMufe- Institutul Geologic al României 16 R/ 182 H. KRĂUTNER ET AL. 4 șan (20, 21); F 1 . lonescu, H. Krăutner, M. Mure șan (1963); I. Hanomolo, Antoaneta Hanomolo, C. C h i v u (14); G. N e a c ș u, P. P a r a s c h i v e s c u, P. Zimmermann (1964); O. M a i e r , I. S o 1 o m o n , G. V a s i 1 e s c u (23, 24); C. Chivu, V. Serafim o viei (3, 4); C. Chivu (1964); G. N e a c- ș u , P. Z i m m e r m a n n , V o i c h i ț a Z i m m e r m a n n (30); M. M u r e ș a n, Ge or get a Mure șan (28, 29); M. Mure șan (1964a, 1964b, 1965,1966) (27); T. Kosareva, St. Bergheș (1962, 1963); I. U r d e a (1963); L. Pavelescu, O. M a i e r , H. K r ă u t- ner, M. Mure șan, Florentina Krăutner (1964); A. P o p e s c u (1964); O. M a i e r , H. Krăutner, Fior entina Krăutner, Georget a M u r e ș a n, M. M u r e ș a n (1969); Mar ia Pavelescu, Florentina Krăutner, Geor- get a Mure șan (31, 32); Violeta II ies cu (15). I. VMTĂȚILE TECTOXICE ALE MAS1VULII 1’01 AXA RISCĂ Masivul Poiana Buscă este constituit din două unități tectonice ma- jore : unitatea mezometamorfică în sud și unitatea epimetamorfică în nord, separate printr-o importantă dislocație tectonică direcțională — linia Cinciș — Vadu Dobrii — Tincova — de-a lungul căreia unitatea sudică încalecă unitatea nordică. UNITATEA MEZOMETAMORFICĂ Formațiunile mezometamorfice de la sud de falia direcțională Cinciș — Vadu Dobrii — Tincova nu vor fi tratate în lucrarea de față. Ele au constituit obiectul unor cercetări petrografice detaliate efectuate de L. Pavelescu (1954), D. G i u ș c ă, M. B i 1 o i u , D. B ă d u 1 e s c u, V. S t i o p o 1, B. Dimitrescu (1956) și au fost recent studiate și cartate stratigrafie de O. M a i e r , I. S o 1 o m o n, G. V a s i 1 e s c u, P. Zimmermann, Voie hi ța Zimmermann, A. Andrei (25, 26), G h . N e a c ș u , P. Z i m m e r m a n n , Ă7 o i c h i ț a Zimmermann (30) și L. Pavelescu O. M a i e r, H. Krăutner, M. Mure șan, Florentina Krăutner (1964). Institutul Geologic al României 5 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 183 Șisturile cristaline ale unității mezometamorfice a masivului Poiana Ruscă se încadrează în trei subunități tectonice delimitate de dislocații direcționale : a) Subunitatea Lingina — Căvăran ocupă partea de nord a unității mezometamorfice. Spre sud este delimitată de sedimentele bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii, în regiunea Căvăran — vîrful Schelii și de linia de încălecare Lunca Cernii — Hajdău — Țața, în regiunea de la est de Ruschița. Acest contact tectonic reprezintă continuarea estică a liniei de încălecare laramică Lunca Cernii — Tincova, pusă în evidență fragmentar de L. Pavelescu (1954), FI. lonescu, H. Krăutner, M. Mure șan (1963), O. Maior, I. S o 1 o m o n, G. Vasilescu (25, 26), P. Zimmermann, V o i c h i ț a Zimmermann (38), A 1 . D i n c ă , P. Zimmermann (1964). Spre nord, subunitatea Lingina — Căvăran încalecă unitatea epimetamorfică a masivului de-a lungul faliei Cinciș — Vadu Dobrii. b) Subunitatea Boița—Lunca Cernii reprezintă subunitatea mediană a unității mezometamorfice și cuprinde fîșia de șisturi mai slab metamor- fozate și puternic retromorfozate, conturată între localitățile Silvașul de Jos — Boița — Hajdău — Lunca Cernii de O. M a i e r, I. S o 1 o m o n, G. Vasilescu, P. Zimmermann, V o i c h i ț a Zimmer- m a n n , A. Andrei (25, 26). La nord este delimitată de falia Lunca Cernii — Hajdău — Țața, prin care subunitatea Lingina — Căvăran înca- lecă spre sud atît bazinul sedimentar Rusca Montană — Lunca Cernii cît și subunitatea Boița — Lunca Cernii. Delimitarea sudică se face în lungul faliei direcționale Boița — Negoi semnalată de FI. lonescu, H. Krăutner, M. Mure șan (1963), P. Z i m m e r m a n n , V o i - c h ița Zimmermann (38). c) Subunitatea Bouțar — Valea Fierului formează partea sudică a unității mezometamorfice. Spre nord încalecă subunitatea Boița — Lunca Cernii prin falia Boița — Negoi, iar spre sud este delimitată de planul de încălecare a pînzei getice. în partea de SW a masivului, formațiunile metamorfice ale celor trei subunități tectonice sînt acoperite de sedimentele bazinului Rusca Montană —Lunca Cernii, delimitat de șisturile cristaline de la nord și sud-vest prin falii și încălecări importante. Institutul Geologic al României IGR/ 184 H. KRĂUTNER ET AL. 6 UNITATEA EPIMETAMORFICĂ în cadrul unității epimetamorfice a masivului Poiana Rusca se dis- ting două subunități tectonice mai importante : a) Subunitatea nordică ocupă cea mai mare partea unității epimetamor ■ fice. Spre nord, est și vest este mărginită de bazinele sedimentare limitrofe, în partea de sud delimitarea se face în lungul liniei tectonice direcționale Alun — Nădrag, semnalată fragmentar de O. Maier, H. K r ă u t - n e r , F 1 . K r ă u t n e r , M. M u r e ș a n , G e o r g e t a M u r e ș an (1968) în regiunea Teliuc — Vadu Dobrii, de L. Pavele s c u, O. M a i e r H. Krăutner, M. Mureșan, Florentina Krăutner (19( 9) în regiunea Ruschița și de D. G i u ș c ă , M. B i 1 o i u , D. R ă d u- lescu, Victoria S t i o p o 1, R. Dimitrescu (1956) în regi- unea Nădrag. b) Subunitatea sudică cuprinde fișia dc șisturi situată între falia Cinciș — Vadu Dobrii — Tincova la sud și falia Alun — Nădrag la nord. Ea corespunde regiunii Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii — Ruschița, pentru care s-a încetățenit în ultimul deceniu denumirea dc zona mediană (centrală) a masivului Poiana Rusca. Subunitatea sudică încalecă spre nord subunitatea nordică și este încălecată în sud de unitatea mezometamorfică. Unități tectonice distincte în cadrul subunității sudice sînt reprezen- tate prin lama tectonică Teliuc — Bunila și prin com- partimentul seriei de Nădrag. Este important de subliniat faptul că în cele două subunități tecto- nice principale ale unității epimetamorfice, formațiunile cristaline se dezs voltă în mare parte în faciesuri sedimentare și metamorfice diferite. II. STRATIGRAFIA ȘISTURILOR CRISTALINE Orizontarea formațiunilor metamorfice din Poiana Ruscă (tabelul 1, fig. 1) s-a bazat pe delimitarea în cadrul stivei de șisturi cristaline a pro- duselor aparținînd principalelor etape de evoluție a sedimentării și a mag- matismului. Astfel au putut fi separate ca unități stratigrafice majore trei serii cristaline; seria de Bătrîna, seria vulcanogenă bazică, seria de Padeș. Drept subdiviziuni stratigrafice ale seriilor cristaline au fost conturate complexe stratigrafice delimitate fie după criterii asemănătoare acelora utilizate pentru separarea seriilor, deci prin luarea în considerare a unor 7 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 185 asociații naturale de roci, fie pe baza unor orizonturi și nivele stratigrafice constituite din asociații de roci caracteristice. Faptul că separarea complexelor stratigrafice și în special a seriilor, se bazează pe delimitarea în stiva de șisturi a formațiunilor corespunză- toare unor etape de evoluție în dezvoltarea domeniului de sedimentare, asigură acestor unități stratigrafice o continuitate mare, care mai ales în ca- zul seriilor depășește probabil limitele masivului. De asemenea asigură posi- bilitatea paralelizărilor stratigrafice chiar cînd o formațiune se prezintă în faciesuri deosebite în cadrul diferitelor unități tectonice ale masivului, cum este de exemplu cazul seriei vulcanogene bazice și al seriei de Padeș. Ori- zonturile și îndeosebi nivelele nu reprezintă entități stratigrafice separabile mereu pe întreaga suprafață a unității epimetamorfice. Principalele momente din evoluția domeniului de sedimentare și a magmatismului, utilizate pentru orizontarea stratigrafică sînt: instalarea magmatismului bazic extrusiv, încheierea fazei de manifestare a acestuia, sfîrșitul recifogenezei, instalarea magmatismului acid extrusiv. în lumina celor prezentate vor trebui deci privite subdiviziunile stratigrafice separate în stiva șisturilor cristaline din Poiana Ruscă. Se poate întîmpla ca în unele cazuri limitele unui complex să nu corespundă riguros aceluiași nivel izocron, întrucît produsele caracteristice ale litogenezei sau magmatismului respectiv pot apare în diferite zone ale masivului fie puțin mai devreme, fie puțin mai tîrziu față de cele din alte zone. De aceea s-a căutat pe cît posibil ca limitele complexelor să fie de- terminate de asociații litologice caracteristice. Acest lucru asigură un izocronism al limitelor, cel puțin pe distanța la care se mențin asociațiile respective. Problema eventualelor mici neconcordanțe în timp se reduce astfel numai la areea a rigurozității cu care se face paralelizarea nivelelor reper utilizate. Realizarea orizontării stratigrafice a formațiunilor cristaline a per- mis recunoașterea unor fenomene și procese importante, care au avut loc în timpul desfășurării sedimentării și magmatismului premetamorfic, precum și în timpul metamorfismului regional. Au putut fi astfel surprinse variații ale faciesului de sedimentare în cadrul complexelor stratigrafice, variații care încep să se manifeste în special odată cu apariția magmatis- mului bazic și cu instalarea barierei recifale a dolomitelor de Hunedoara — Luncani. în cadrul magmatismului premetamorfic au putut fi distinse Institutul Geologic al României 186 H. KRĂUTNER ET AL. 8 TABE Succesiunea stratigrafică a formațiunilor cristaline Notație Denumi- rea seriei Notație Denumirea complexelor stratigrafice Faciesul sudic (a) Faciesul nordic (b) C Seria de Padeș — — C3 Complexul șisturilor seri- cito-cloritoase și al meta- tufurilor acide (de Vețcl) — C2 Complexul șisturilor seri- cito-cloritoase supradolo- mitice N Seria de Nădrag Complexul șistu- rilor sericito-clori- toase și al dolomi- telor de Hunedoa- ra-Luncani Cj Complexul șisturilor sericito- cloritoase și al dolomitelor de Hunedoara-Luncani B Seria vulcano- genă ba- zică B' Complexul șisturilor verzi tufogene (de Ruschița — Alun) B2 Complexul' șisturilor seri- cito-cloritoase cu interca- lații de roci verzi tufogene B, Complexul șisturilor ver- zi tufogene (de Arănieș- Dimbul Pascuhii) A Scria dc Bătrtna A3 Complexul șisturilor grafitoase a4 Complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice Ar Complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tufogene j principalele cicluri și faze de manifestare ale acestuia. Referitor la meta- morfismul regional s-au pus în evidență variații ale faciesului metamorfic în cadrul diferitelor complexe, demonstrîndu-se neconcordanța izogradelor de metamorfism față de limitele stratigrafice. SERIA DE BĂTRÎNA (A) Această serie, a cărei grosime vizibilă este evaluată la 2 000 — 2 500 m, cuprinde formațiunile inferioare cunoscute în unitatea epimeta- Institutul Geologic al României 9 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 187 LUL 1 din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Pușcă Grosimi în metri Extinderea stratigrafică a formațiunilor dolomi- tice și calcaroase (recifogene) Distribuția subfaciesurilor metamorfice în cadrul complexelor stratigrafice a b a b — >2000 — cuarț — albit — dorit — 1000- 2500 — cuarț — albit — dorit cuarț — albit — biotit >1000 1500 — 3000 Dolomitele dc Hune- doara-Luncani Dolomitele și calcarele de Tomcști-Groși Dolomitele și calcarele de Nandru-Valea Iz- vorașului cuarț — albit — dorit cuarț — albit — biotit cuarț—albit— almandin cuarț — albit — dorit 400 — 1500 2000 — 3000 cuarț — albit — dorit cuarț — albit — biotit cuarț — albit — alman- din cuarț — albit — dorit 500- 1000 cuarț — albit — dorit 300-700 cuarț — albit — dorit cuarț — albit — biotit 100-300 cuarț — albit —dorit cuarț — albit — biotit >1500 cuarț — albit — dorit cuarț — albit — biotit cuarț — albit — almandin morfică a masivului Poiana Ruscă. Este constituită predominant din roci de natură terigenă și se caracterizează, spre deosebire de cele două serii superioare, printr-o uniformitate petrografică remarcabilă în cadrul fie- căruia din cele trei complexe stratigrafice care o alcătuiesc. Acest lucru arată că în timpul formării seriei, condițiile paleogeografice și de sedimen- tare specifice fiecăruia dintre complexe erau constante pe întreaga supra- față a unității epimetamorfice. în partea inferioară a seriei există indicații asupra unei activități vulcanogene bazice submarine. JA Institutul Geologic al României IG RZ 188 H. KRĂUTNER ET AL. 10 Seria de Bătrîna cuprinde trei complexe stratigrafice, separate pentru prima dată în regiunea Teliuc — Ghelar de O. M a i e r, G e o r- geta Mureșan, M. Mureșan (1964). (Notatia complexelor stratigrafice corespunde cu cea utilizată în text). 1, orizontul inferior al seriei vulcanogene bazice; 2. calcarele de Ruschița — Alun: 3, calcarele si dolomitele de Nandru — Valea Izvorașului; 4, calcarele si dolomitele de Tomești - Groși: 5, orizontul de Tomești - Groși; 6, nivelul „calcar alb - dolomit negru” ; 7, orizontul superior al seriei vulcanogene bazice în faciesul zonei sudice: 8, dolomitele de Hunedoara-Luncani: 9, orizontul metatufurilor acide ; 10. meta- tufuri acide, inclusiv nivelul metatufurilor de Vetel; 11, dyke*uri și sJHuri de metagabbrouri; 12, sili de metaserpentinite; 13, dyke-uri de poifiroide. Representalion schâmatique de la stratigraphie, de la s6dimentation et du magmatisme de Funită 6pim6tamorphique du massif de Poiana Ruscă. (Les indices des complexes stratigraphiques correspondent. ă ceux utilis^s dans le text). 1, horizon inf6rieur de la s6rie volcanogene basique: 2. calcaires de Ruschița — Alun; 3, calcaires et dolomies de Nandru — Val^e Izvorașului ;4, caL caires et dolomies de Tomești - Groși : 5, horizon de Tomești - Groși; 6, niveau „calcaire blanc - dolomie noire”; 7, horizon superieur de la s6rie volcanogene basique sous facies de la zone sudique ; 8. dolomies de Hunedoara - Luncani; 9, horizou des m6tatufs acldes: 10. metatufs acides, y compris le nivsau des mâtatufs de Vetel; 11, dykes et sills de m6ta- gabbros; 12, sills de m6taserpentinites: 13 dykes de porphyroîdes. Aj Complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tufogene A2 Complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice A3 Complexul șisturilor grafitoase Formațiunile seriei aflorează în două zone ale unității epimeta- morfice, în zona valea Bătrîna — Socet — Ferigi și în zona Teliuc- Ghelar — Bunila. 11 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 189' Ax Complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tufogene ( >1500 m) cuprinde formațiunile cristaline inferioare cunoscute în uni- tatea epimetamorfică a masivului. Este constituit în mare parte din șisturi sericito-grafitoase și șisturi sericito-cloritoase cuarțitice, cărora li se asociază cuarțite grafitoase, șisturi grafitoase, șisturi sericito-cloritoase^ șisturi clorito-albitice cu calcit, uneori biotitice, de natură tufogenă și cu totul subordonat calcare. în cadrul complexului se disting patru orizonturi stratigrafice. Am Orizontul „alternanțelor” reprezintă partea infe- rioară, cunoscută, a complexului și cuprinde o alternanță caracteristică de șisturi el orito-serici toase cu cuarțite negre spre partea inferioară și de șisturi sericito-cloritoase cu șisturi grafitoase spre partea superioară., în regiunea Teliuc-Ghelar, în partea mediană a orizontului, se individuali- zează un nivel cu cuarțite sericitice. Ai.2 Orizontul sericito-grafi tos inferior este alcătuit din șisturi sericito-cloritoase și șisturi sericito-grafitoase. Ai.3 Orizontul meta tuf urilor bazice cuprinde șis- turi verzi tufogene și șisturi sericito-cloritoase cu care alternează meta- tufurile. Ai.4 Orizontul sericito-grafitos superior este constituit din șisturile sericito-grafitoase și șisturile sericito-cloritoase cuarțitice care apar la partea superioară a complexului. A2 Complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice (100 — 300m) se caracterizează printr-o remarcabilă uniformitate petrografică, fiind constituit din șisturi cuarțitice sericito-cloritoase și șisturi sericito-clori- toase cuarțitice care sporadic devin slab grafitoase. A3 Complexul șisturilor grafitoase (300 — 700 m), uniform din punct de vedere petrografic, este constituit din șisturi sericito-grafitoase, șisturi clorito-grafitoase și intercalații sporadice de dolomite și calcare. Către baza complexului se individualizează un nivel cu extindere regională (10 — 50 m grosime), constituit din strate subțiri (0,5 — 20 m) și discon- tinui de calcare — nivelul calcarelor de Eerigi.în partea superioară a acestui complex se intercalează dolomitele cu blendă din valea Dobra (H. Krăutner, 1964 c). Institutul Geologic al României 190 H. KRĂUTNER ET AL. 12 SERIA VULCANOGENĂ BAZICĂ (B) Această serie cuprinde produsele extrusive ale fazei principale de manifestare a magmatismului bazic inițial și formațiunile terigene și carbonatice sincrone. Seria vulcanogenă bazică reprezintă deci stiva de șisturi cristaline cuprinsă între primele și ultimele tufuri ale fazei principale a magmatismului bazic, excluzîndu-se șisturile verzi cu poziția stratigra- fică inferioară din complexul Ax al seriei de Bătrîna și unele iviri de meta- tufuri bazice intercalate în seria de Padeș. Seria vulcanogenă bazică urmează în succesiune normală peste seria de Bătrîna, fapt atestat de alternanța rocilor verzi tufogene din baza seriei cu șisturi grafitoase de tipul acelora care alcătuiesc complexul șis- turilor grafitoase (A3). Acest lucru arată că activitatea magmatismului bazic a început în timpul în care mai persistau condițiile de sedimentare caracteristice complexului șisturilor grafitoase (A3), condiții care s-au menținut și în timpul formării orizontului inferior al seriei vulcanogene bazice. Instalarea vulcanismului bazic a fost însoțită de schimbări însemnate ale faciesurilor de sedimentare. Asistăm în acest timp la o diferențiere a condițiilor de sedimentare din nordul și sudul unității epimetamorfice a masivului, diferențiere care devine din ce în ce mai accentuată pe măsură ce ne deplasăm spre părțile superioare ale seriei. Instalarea în același timp a recifogenezei dolomitelor — favorizată probabil de activitatea magma- tismului bazic — a contribuit de asemenea la diferențierea condițiilor de sedimentare din nordul și sudul masivului. Acest lucru a necesitat distin- gerea în cadrul seriei vulcanogene bazice a două faciesuri de sedimentare : faciesul nordic și faciesul sudic. Întrucît pe de o parte cele două zone de dezvoltare ale faciesurilor menționate sînt delimitate de o falie direcțională însemnată, iar pe de altă parte între regiunile de aflorare ale seriei vulcano- gene bazice din zona nordică și clin cea sudică se interpune seria de Padeș cu masivele dolomitice de Hunedoara și Luncani, nu se poate urmări îndea- proape modul în care se realizează trecerile faciale între cele două zone. Acest fapt îngreunează mult paralelizarea în cadrul seriei a subdiviziunilor strati- grafice care se pot distinge destul de clar în fiecare din cele două zone. Succesiunea stratigrafică stabilită în seria vulcanogenă-bazică este următoarea : «BA Institutul Geologic al României \_IGRZ 13 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 191 Faciesul nordic B2 Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu intercalații de roci verzi tufogene Bj Complexul șisturilor verzi tufogene Faciesul sudic B' Complexul șisturilor verzi tufogene (de Alun-Ruschița) în zona nordică a masivului seria vulcanogenă bazică (în faciesul nordic) se caracterizează prin grosimi mari (2500 — 4000 m). în cadrul ei au putut fi separate două complexe stratigrafice. Seria conține numeroase intercalații importante de roci carbonatice (calcaroase și dolo- mitice); șisturile terigene se dezvoltă mult în detrimentul rocilor verzi tufogene; acumulările ferifere apar în faciesul oxizilor. înzona mediană a masivului seria vulcanogenă bazică (în faciesul sudic) prezintă grosimi mai mici (400 — 1500 m) și corespunde complexului șisturilor verzi tufogene separat în regiunea Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii, de O. Maier, H. Krăutner, Florentina K r ă u t n e r, M. Mureșan, Georgeta Mureșan (1969) și în regiunea Ruschița, de L. Pavelescu, O. M a i e r, H. Krăut- ner, M. Mureșan, Florentina Krăutner (1964). Rocile verzi tufogene sînt abundente și asociate adesea cu calcare marmoreene; zăcămintele de fier apar în faciesul carbonaților. Corespondentele strati- grafice ale celor două complexe din zona nordică nu pot fi distinse. Numai orizontul inferior, prin care se realizează tranziția spre complexul șisturi- lor grafitoase, apare în ambele zone de sedimentare menționate. Faciesul nordic Bj Complexul șisturilor verzi tufogene (500 — 1 000 m) cuprinde majoritatea metatufurilor bazice din zona nordică ; el corespunde activită- ții maxime a magmatismului bazic inițial din această zonă a masivului. în baza complexului se distinge un orizont inferior con- stituit dintr-o alternanță de șisturi sericito-grafitoase cu roci verzi tufogene și șisturi sericito-cloritoase. Partea superioară a complexului este alcătuită din șisturi verzi tufogene și șisturi sericitoase-cloritoase. Local, la N de Bătrîna apar calcare albe și roci dolomitice. Limita superioară a complexului a fost trasată 192 H. KRĂUTNER ET AL. 14 deasupra unui nivel caracteristic de șisturi verzi tufogene, în care se află intercalate acumulările de minereuri de fier din valeaMoșului, Moara Cutin, Limba Vecinii, Arănieș, Socet, Dîmbul Pascului, lazuri și vîrful Găilor. O caracteristică mineralogică comună a acestor minereuri oxidice din punctele menționate o constituie prezența spessartinului. B2 Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu intercalații de roci verzi tufogene (2000 — 3000 m) urmează în succesiune normală peste complexul Bi și este alcătuit preponderent din șisturi sericito-cloritoase în care se află intercalate la diferite nivele benzi subțiri de metatufuri bazice și bancuri groase de dolomite și calcare. Rocile carbonatice constituie două orizonturi principale și anume, orizontul calcarelor și dolomitelor d e N a n d r u- valea Izvorașului (inferior) și orizontul calcare- lor și dolomitelor de Tomești-Groși (superior). în partea superioară a complexului se distinge un orizont caracte- ristic, care a fost utilizat pentru delimitarea superioară a seriei vulcano- gene bazice : o r i z o n t u 1 T o m e ș t i-Gr o ș i. Acesta urmează peste calcarele de Tomești-Groși și este alcătuit din șisturi verzi tufogene, cuar- țite negre și șisturi sericito-cloritoase. Local se constată și prezența unui sili de metagabbrouri. Pe flancul sudic al anticlinoriului Arănieș-Tomești, orizontul prezintă o grosime mare (250 — 800 m) și este delimitat în partea inferioară de calcarele de Tomești-Groși. Pe flancul nordic al anticlinoriu- lui orizontul de calcare nemaifiind dezvoltat, limita inferioară a orizon- tului de Tomești-Groși a fost trasată sub nivelul de șisturi verzi tufogene; limita sa superioară este marcată de un nivel constant de cuarțite negre. Faciesul sudic B' Complexul șisturilor verzi tufogene (de Alun — Ruschița) (400 — 1500 m) este constituit în mare parte din roci verzi tufogene asociate cu calcare, dolomite și roci terigene reprezentate prin șisturi sericito-clori- toase, șisturi sericito-grafitoase, cuarțite, șisturi muscovitice cu biotit, uneori cu almandin și hornblendă verde-albăstruie. în regiunea Alun- Ruschița metatufurile și metatufitele bazice sînt asociate cu calcare mar- moreene (calcarele de Ruschița — Alun). Abundența rocilor verzi tufogene indică o activitate intensă a magmatismului bazic inițial în zona mediană a masivului. Institutul Geologic al României IG RZ 15 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 193 în acest complex se înscriu zăcămintele de fier importante ale masi- vului (Teliuc, Ghelar, Vadu Dobrii, Ruschița, Negrii), dezvoltate în faciesul carbonaților. Adesea acumulările ferifere sînt însoțite de nivele subțiri de cuarțite albitice, care reprezintă probabil metatufuri acide. în baza complexului se distinge orizontul inferior, cunos- cut și în faciesul zonei nordice. Orizontul inferior este alcătuit dintr-o alternanță de șisturi sericito-grafitoase, sericito-cloritoase și roci verzi tufogene. Local, între Teliuc și Ghelar se întîlnesc și calcare dolomitice în acest orizont. Grosimea orizontului și de altfel a întregului complex crește treptat de la E (regiunea Teliuc) spre W (regiunea Ruda — Rus- chița). în cuprinsul complexului au fost separate și alte orizonturi stratigra- fice (L. Pavelescu, O. Maier, H.Kr âut ne r, M. M u r e ș a n, Florentina Krăutner, 1964; O. Maier, H. Krăutner, Florentina Krăutner, M. Mureșan, Georgeta M u- r e ș a n, 1969), care însă nu se pot urmări de-a lungul întregii zone mediane a masivului, ele fiind separabile numai în regiunea Ruda — Alun — Rus- chița. Pe flancul sudic al anticlinalului Teliuc — Ghelar — Alun — Vadu Dobrii, la partea superioară a complexului a fost separat local un ori- zont superior constituit dintr-o alternanță de bancuri de roci tufogene bazice, șisturi sericito-grafitoase cu biotit, șisturi sericito-clori- toase și calcare. în regiunea Teliuc — Ghelar pe flancul nordic al anticlinalului Teliuc — Ghelar — Alun — Vadu Dobrii — Ruschița, grosimea comple- xului șisturilor verzi tufogene (de Alun — Ruschița) atinge valori mi- nime ; orizonturile bine individualizate la W de Ghelar nu se regăsesc; zăcămintele carbonatice de fier sînt constant prezente și apar cu dezvol- tarea lor maximă; se remarcă prezența frecventă a metatufurilor acide asociate zăcămintelor; la partea superioară a complexului apare un nivel stratigrafie foarte caracteristic — nivelul calcar a 1 b — d o 1 o- m i t negru. în felul acesta se individualizează în regiunea menționată un facies aparte al complexului șisturilor verzi tufogene (de Alun — Rus- chița) — faciesul Teliuc — Ghelar. SERIA DE PADEȘ (C) în această serie au fost cuprinse toate formațiunile cristaline superi- oare seriei vulcanogene bazice. Grosimea maximă cunoscută a seriei atinge 7 500 m în zona nordică a masivului. Institutul Geologic al României X IGRZ 194 H. KRĂUTNER ET AL. 16 Seria de Padeș se caracterizează prin predominarea unui material de natură terigenă în care se află intercalate importante masive de roci dolomitice în partea inferioară și nivele de metatufuri acide în partea supe- rioară. Formațiunile seriei sînt străbătute de dyke-uri de roci porfiroide și de metagabbrouri. Seria de Padeș se dispune în continuitate de sedimentare peste seria vulcanogenă bazică. Relațiile de succesiune normală dintre cele două serii sînt demonstrate de masivele de roci dolomitice și calcaroase, care se înrădăcinează în seria vulcanogenă bazică prin orizonturile de Nandru — valea Izvorașului și Tomești — Groși și trec în seria de Padeș, în cadrul căreia prezintă dezvoltarea maximă. Caracterul unitar al masivelor car- bonatice apare evident în partea lor centrală, deschisă în regiunile Luncani și Cutin, unde diversele orizonturi dolomitice și calcaroase se unesc, impu- nînd astfel admiterea unei continuități de sedimentare între cele două serii. Deosebirile de facies dintre cele două zone ale unității epimeta- morfice s-au menținut probabil în parte și în decursul sedimentării seriei de Padeș. Ele pot fi constatate însă numai în cadrul complexului inferior al seriei, deoarece în zona mediană a masivului complexele superioare nu aflorează. Faciesul nordic se caracterizează printr-o dezvoltare largă a rocilor dolomitice care ocupă cea mai mare parte a complexului inferior. Formațiunile corespunzătoare din faciesul sudic sînt reprezentate prepon- derent prin roci de natură terigenă, în care se află intercalate stratele dolomitice prin care se îndințează masivele carbonatice din nord cu șisturile sincrone din sud. în partea superioară a seriei de Padeș se intercalează produsele extrusive ale ciclului acid al magmatismului inițial, dezvoltate mai ales în nord-estul masivului. Metatufurile acide au fost încadrate complexului superior al seriei de Padeș, întrucît cantitatea lor redusă în comparație cu aceea a rocilor terigene din acest- complex nu justifică în Poiana Ruscă separarea unei serii sedimentogen-vulcanogene acide. Doar în partea de NE a masivului, în regiunea Vețel — Căoiu — Muneelul Mic metatufurile acide sînt mai frecvente, însă tot subordonate materialului terigen. în mare parte rocile „porfirogene” din această regiune sînt reprezentate prin porfi- roide, care străbat stiva de șisturi cristaline sub formă de dyke-uri și nu pot fi utilizate în consecință, pentru caracterizarea unei serii sedimentare, însă, în cazul în care în regiuni învecinate masivului Poiana Ruscă, cum ar fi de exemplu cristalinul Rapoltului, cantitatea mai mare a metatufuriloi* acide — asemănătoare acelora din Poiana Ruscă și în poziție stratigrafică JA Institutul Geologic al României IGR/ 17 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCĂ 195 apropiată — va justifica separarea unei serii sedimentar — vulcanogene și vor fi găsite orizonturile reper care să b delimiteze, atunci complexul superior (C3) al seriei de Padeș va trebui atașat acestei serii sedimetar- vulcanogene acide. El ar reprezenta formațiunile echivalente din Poiana Ruscă unde, cu excepția părții de NE a masivului, activitatea magma- tismului acid a fost mai redusă. Succesiunea stratigrafică stabilită în seria de Padeș este următoarea : Cj Complexul șisturilor sericito-cloritoase și al dolomitelor de Hunedoara- Luncani C2 Complexul șisturilor sericito-cloritoase supradolomitice C3 Complexul șisturilor sericito-cloritoase și al metatufurilor acide. Pentru subîmpărțirea stratigrafică a seriei de Padeș au fost utilizate două momente importante din evoluția sedimentării și a magmatismului : încetarea sedimentării formațiunilor dolomitice și începutul de manifestare regională a magmatismului acid. Chiar dacă au existat unele decalaje în timp între momentele în care au survenit procesele menționate în diferi- tele regiuni ale masivului, diferențele de timp n-au putut fi prea importante. Corelarea pe întreaga suprafață a unității epimetamorfice a momentelor respective reprezintă singura posibilitate de subdivizare a seriei de Padeș. Cr Complexul șisturilor sericito-cloritoase și al dolomitelor de Hune- doara-Luncani {1500 — 3000 m), urmează în succesiune normală peste seria vulcanogenă bazică. în timp corespunde dezvoltării maxime a sedi- mentării formațiunilor dolomitice. în subunitatea nordică a unității epimetamorfice, complexul (în faciesul nordic) este constituit preponderent din roci dolomitice și subordo- nat din calcare, șisturi sericito-cloritoase cuarțitice, filite sericitoase, șis- turi sericito-grafitoase,filite grafitoase, cuarțite și cuarțitenegre (metalidite). Rocile dolomitice și calcaroase formează două masive importante, masivul dolomitelor de Hunedoara și masivul dolomitelor de Luncani, ambele înscriindu-se în bariera dolomitică, barieră care traversează zona nordică a masivului Poiana Ruscă. Masivele dolomitice și calcaroase se îndințează cu șisturile complexului prin intermediul unor brațe care se efilează relat iv brusc în masa șisturilor. în zonele de îndințare a rocilor dolomitice cu formațiunile terigene înconjurătoare, grosimea complexului descrește treptat, pentru a atinge valorile minime în regiunile cu dezvoltarea minimă a rocilor dolomitice (M. M u r e ș a n, 1965). în regiunea Luncani — Tomești au fost separate în cadrul complexului—pe baza unor nivele reper de cuarțite negre—mai multe Institutul Geologic al României 196 H. KRĂUTNER ET AL. 18 orizonturi cu valoare locală (M. Mureșan, 1965). în masivul dolomi- telor de Hunedoara au fost distinse trei orizonturi stratigrafice. Pe flancul sudic al anticlinoriului Arănieș—Poieni limita superioară a complexului este marcată de un nivel constant de cuarțite negre, situat la partea superioară a dolomitelor de Hunedoara și Luncani. Pe flancul nordic al anticlinoriului acest reper lipsind, limita superioară a complexu- lui a fost trasată deasupra ultimelor roci carbonatice dolomitice sau calca- roase. în subunitatea sudică a unității epimetamorfice (în faciesul zonei mediane), complexul apare numai în regiunea Ruschița — Valea Negrii și este alcătuit preponderent din formațiuni de natură terigenă — șisturi sericito-cloritoase ± biotitice, șisturi sericito-grafitoase ± biotitice, șis- turi muscovito-biotitice cu granat, cuarțite — în care se află intercalate sub formă de strate dolomitice ce se subțiază treptat spre sud, brațele sudice ale dolomitelor de Luncani. C2. Complexul șisturilor sericito-cloritoase supradolomitice (1000 — 2500 m) se dispune normal atît peste formațiunile terigene cît și peste cele carbonatice (dolomitele de Hunedoara — Luncani) ale complexului Cr Cuprinde ,,filitele de Padeș” (V. C. Papiu, 1956) și șisturile „seriei de Padeș” (V. C. Papiu et al., 1963) considerate ca reprezentând partea inferioară a formațiunilor epimetamorfice din Poiana Ruscă. Din punct de vedere petrografic complexul este constituit din șisturi sericito-cloritoase, filite sericitoase, șisturi sericito-grafitoase și subordonat din calcare, dolo- mite și cuarțite. Rocile carbonatice se întâlnesc în partea inferioară a complexului, mai ales pe flancul sudic al anticlinoriului Arănieș-Poieni. Ele reprezintă ultimele formațiuni ale barierei dolomitice, situate deasu- pra nivelului de cuarțite negre care delimitează partea superioară a com- plexului Cv Limita superioară a complexului a fost trasată în baza metatufurilor acide, acestea marcînd în Poiana Ruscă începutul activității magmatis- mului acid cu extindere regională. în cadrul complexului C2 au fost puse în evidență variații importante ele grosime (M. M u r e ș a n, 1965); grosimile minime apar deasupra zonei centrale a barierei dolomitice, acolo unde formațiunile carbonatice din complexul inferior (CJ prezintă grosimile maxime. C3. Complexul șisturilor sericito-cloritoase și al metatufurilor acide (>2000 m) cuprinde partea superioară a stivei de șisturi cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului și corespunde în timp perioadei de 3X Institutul Geologic al României 1GRZ 19 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 197 desfășurare a magmatismului acid din Poiana Ruscă. Complexul este constituit preponderent din roci de natură terigenă — șisturi sericito-clori- toase, șisturi sericito-grafitoase, filite sericitoase, șisturi blastodetritice —- și subordonat din metatufuri acide, și șisturi verzi tufogene, cuarțite negre și calcare rubanate. Limita inferioară a complexului a fost trasată sub primele meta- tufuri acide cu răspîndire regională din seria de Padeș. în partea de nord- est a masivului, primele metatufuri acide apar la SE de Roșcani și sînt situate deasupra unui nivel de șisturi verzi tufogene. Această asociație litologică caracteristică, separată, sub forma unui orizont stratigrafie — orizontul de Fața Roșie — constituit din două nivele, a fost utilizată pentru delimitarea inferioară a complexului C3. în partea de vest a masivului, orizontul de Fața Roșie nu a putut fi regăsit, fapt ce a impus delimitarea inferioară a complexului, în această regiune, printr-un alt orizont — orizontul met a t u f u r i 1 o r acide — care cuprinde primele tufuri acide metamorfozate cu răspîndire regională în vestul Poienii Ruscăi și are o poziție stratigrafică apropiată față de orizontul de Fața Roșie. Orizontul metatufurilor acide — alcătuit pe lingă metatufuri acide, din șisturi sericito-cloritoase, șisturi sericitoase f ilitice, șisturi sericito- grafitoase, cuarțite negre, calcare rubanate — apare și în nord-estul masi- vului, însă cu răspîndire locală (în bazinele văilor Vulcez și Vețel), fapt ce nu a permis utilizarea lui și în această regiune drept reper stratigrafie pentru delimitarea complexului C3. în coloana stratigrafică oferită de pro- filul văii Vulcez, orizontul metatufurilor acide se află situat la aproximativ 300 — 450 m deasupra unui nivel de șisturi verzi tufogene care se pot paraleliza probabil cu cele din orizontul de Fața Roșie. în partea mediană a complexului se Intercalează un nivel caracteristic de metatufuri acide —metatuf urile de Vețel. SERIA DE NĂDRAG (N) Sub denumirea „Seria de Nădrag” au fost separate formațiunile cristaline din partea de vest a masivului, pentru care, din cauza con- tactului tectonic cu restul formațiunilor cristaline din Poiana Ruscă, nu se poate preciza, pe baza superpoziției, poziția lor stratigra- fică în stiva șisturilor din unitatea epimetamorfică. Seria de Nădrag 15 - o. 223 198 H. KRĂUTNER ET AL. 20 cuprinde ceea ce era cunoscut în general sub denumirea de „mezozona de la Nădrag” și „epizona de la sud de Nădrag”. Rocile încadrate aces- tei serii sînt reprezentate atît prin șisturi epimetamorfice cît și mezo- metamorfice, al căror grad de metamorfism însă nu depășește în general subfaciesul cuarț — albit — almadin al faciesului șisturilor verzi. Relațiile tectonice dintre șisturile mai intens metamorfozate de la Nădrag și formațiunile epimetamorfice de la nord și sud au fost puse în evidență de D. Giușcă. M. Biloiu, D. Rădulescu, Victoria S t i o p o 1, R. D imitr eseu (1956) și interpretate drept un șariaj al cristalinului mezometamorfic din sudul masivului peste șisturile epimetamorfice din nord. în această accepțiune mezozona de la Nădrag se află în poziție tectonică peste epizona care apare la sud de Nădrag într-o fereastră tectonică. în 1961, O. M a i e r, I. S o 1 o m o n, G. V a s i 1 e s c u (24) au considerat formațiunile mezometamorfice de la Nădrag prinse în nucleul unui anticlinal culcat și învelite de șis- turi mai slab metamorfozate, prin intermediul cărora se realizează o tranziție treptată la șisturile epimetamorfice. Șisturile mezometamor- fice și cele de tranziție au fost grupate într-o „serie de tranziție”, iar cele epizonale într-o „serie epimetamorfică”. între cele două serii, con- siderate sincrone, autorii menționați figurează o zonă de milonite. în seria de la Nădrag am înglobat formațiunile cristaline cuprinse între falia direcțională de la nord de localitățile Crivina și Nădrag — falia Alun-Nădrag — corpul banatitic de la Tincova și dislocația direc- țională Teliuc — Ruschița. Succesiunea stratigrafică stabilită în seria de la Nădrag este urmă- toarea (tabelul 2) : Nx Complexul micașisturilor inferioare: N2 Orizontul calcarului de Nădrag; N3 Complexul micașisturilor superioare ; N4 Complexul șisturilor cu muscovit și biotit; Ns Complexul șisturilor sericito-cloritoase. Nj Complexul micașisturilor inferioare (> 1000 m), cuprinde for- mațiunile cele mai profunde cunoscute ale seriei. Din punct de vedere petrografic este alcătuit predominant din micașisturi cu biotit, mica- șisturi cu granați, șisturi cuarțitice muscovitice și rare intercalații sub- țiri (centimetrice pînă la decimetrice) de calcare și cuarțite negre ruba- nate, deschise pe afluenții drepți ai văii Nădragului. Fenomenele de retromorfism sînt frecvente. Ele devin mai intense în apropierea liniilor Institutul Geologic al României 21 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 199 T A B E L U I. 2 Succesiunea stratigrafică a serici de Nădrag Nota- ție Denumirea complexelor și orizonturilor Grosi- mi m Distribuția subfaciesurilor metamor- fice in cadrul complexelor turilor și orizon- n5 Complexul șisturilor sericito-clo- ritoase 1000 /Cuarț — albit —dorit (Cuarț — albit — biotit turi- N. N, Complexul șisturilor cu muscovit și biotit Complexul micașisturilor superioare 1500 300 /Cuarț — albit — biotit (Cuarț — albit — almandin esul șis c Orizontul calcarului de Nădrag Complexul micașisturilor inferioare 5-50 1000 {Cuarț — albit — almandin O fe direcționale care delimitează tectonic partea inferioară a complexului spre nord și sud. în apropierea dislocațiilor direcționale menționate, micașisturile complexului sînt puternic milonitizate și retromorfozate. N2 Orizontul calcarelor de Nădrag (5 — 50 m) urmează în succe- siune normală peste complexul Nj și a fost utilizat pentru subdivizarea formațiunilor mezometamorfice din jurul localității Nădrag. El con- stituie un reper stratigrafie excelent, cafacterizîndu-se atît prin indi- vidualitate litologică cît și prin extindere. Este bine deschis în cariera de pe valea Izvodia și în bazinul Văii Mari. Din punct de vedere petrografic este constituit dintr-un calcar rubanat alb-cenușiu, care apare fie într-un singur banc gros de 5 — 50 m, fie în mai multe strate separate prin intercalații de șisturi. N3 Complexul micașisturilor superioare ( > 300 m) cuprinde din formațiunile mezometamorfice de la Nădrag partea situată deasupra calcarului de Nădrag și formează umplutura sinclinalului Nădrag. Din punct de vedere petrografic este constituit din micașisturi, micașisturi cu granați, șisturi muscovitice ± granat. în dreptul loca- lității Nădrag aflorează un banc de dolomite calcaroase intercalat șis- turilor complexului. N4 Complexul șisturilor cu muscovit și biotit ( > 1500 m) cuprinde formațiunile cristaline care aflorează la vest de confluența văilor Cîr- lionțul și Cerbei, între cele două falii direcționale de la Nădrag. întru- cît șisturile complexului N4 se află în contact tectonic cu șisturile mai intens metamorfozate ale complexului Nx și nu se cunosc nicăieri rela- țiile normale față de celelalte complexe ale seriei, nu se poate constata Ld. Institutul Geologic al României IGR/ 200 H KRĂUTNER ET AL. 22 poziția lor stratigrafică în cadrul seriei. Judecind după gradul de meta- morfism al șisturilor este probabil ca acest complex să reprezinte un termen superior complexelor Nx și N2. Din punct de vedere petrografic este constituit din șisturi mus- covito-biotitice, șisturi muscovitice cu granat, șisturi muscovito-clo- ritice și șisturi sericito-cloritice. N5 Complexul șisturilor sericito-cloritoase (> 1000 m) cuprinde șisturile dintre falia direcțională Izvodia — Crivina și corpul bana- titic de la Tincova. Ca și complexul N4, complexul Ns este delimitat tectonic de formațiunile înconjurătoare, fapt ce nu permite observarea poziției stratigrafice pe care o ocupă în cadrul seriei. Judecind de ase- menea după gradul de metamorfism, reprezintă probabil termenul stratigrafie superior cunoscut din seria Nădrag. Complexul N5 este alcătuit preponderent din șisturi sericito-clo- ritoase, în care pe valea Cornetului și valea Isvodia, se intercalează un banc gros de dolomite și calcare cu intercalații de șisturi. Pe valea Cor- netului în baza acestor roci carbonatice se află șisturi calcaroase sericito- cloritice. în apropierea contactului cu corpul de granodiorite banatitice de la Tincova — Nădrag, șisturile complexului sînt puternic afectate de metamorfismul termic de contact și hidrotermal al acestuia. în ime- diata în vecinătate, pe o distanță de 50 — 100 m, șisturile sînt corni- ficate (corneene biotitice), iar în zonele mai îndepărtate (100 — 140 m), silicifiate și uneori slab piritizate (valea Cornetului, vîrful Pleșa, vîrful Coșului, vîrful Pohia). Poziția stratigrafică a seriei de Nădrag Întrucît șisturile încadrate seriei de Nădrag sînt delimitate tec- tonic de restul formațiunilor cristaline ale masivului, poziția lor stra- tigrafică nu poate fi precizată pe cale directă, de aceea trebuie să ape- lăm la paralelizări petrografice și deducții. Seria fiind lipsită de produsele unui magmatism inițial bazic, teoretic ea poate corespunde unor formațiuni fie inferioare, fie superioare seriei vulcanogene bazice. După gradul de metamorfism al rocilor și sensul de mișcare de-a lungul faliei direcționale Alun — Nădrag, seria de Nădrag este cert inferioară părții superioare a complexului șisturilor sericito-cloritoase supradolomitice (C2). Institutul Geologic al României 23 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 201 în cazul în care ar reprezenta o stivă inferioară seriei vulcanogene bazice ar trebui să corespundă unei părți din seria de Bătrîna sau unor formațiuni inferioare acesteia. Paralelizarea cu o parte din seria de Bătrîna — ale cărei complexe se caracterizează printr-o constanță litologică remarcabilă — se exclude, pe de o parte din cauza lipsei unei corespondențe petrografice între cele două serii, iar pe de altă parte din cauza săriturii pe verticală exagerate, care ar trebui admisă într-un asemenea caz în lungul faliei Alun — Nădrag1 (10 — 18 km). Acest din urmă argument este valabil și pentru infirmarea accepției după care seria de Nădrag ar reprezenta formațiuni inferioare seriei de Bătrîna. Corespondența stratigrafică cu partea inferioară a seriei de Padeș este foarte plauzibilă, întrucît paralelizarea litologică este acceptabilă și amploarea necesară săriturii în lungul faliei Alun — Nădrag cores- punde celei cunoscute mai la est în regiunea Ruschița — Vadu Dobrii — Alun. Seria de Nădrag corespunde bine atît litologic — șisturi de natură terigenă cu intercalații de calcare, dolomite, cuarțite negre — cît și din punct de vedere al faciesului metamorfic, complexului șisturilor* sericito-cloritoase și al dolomitelor de Hunedoara — Luncani (CJ în facie- sul sudic. Cele două complexe inferioare (N\ și N3) ale seriei de Nădrag le paralelizăm deci cu micașisturile cu biotit și granat care aflorează în bazinul văii Negrii deasupra seriei vulcanogene bazice. Nu este exclus ca partea superioară a seriei de Nădrag să corespundă în parte și păr- ții bazale a complexului șisturilor sericito-cloritoase supradolomitice (C2). în concluzie se poate afirma că seria de Nădrag se paralelizează stratigrafie cu partea inferioară a seriei de Padeș în faciesul sudic (cu complexul Cn existînd și posibilitatea de a urca pînă în partea inferioară a complexului C2). Deși, după cum s-a arătat, în stadiul actual al cunoștințelor, se întrevede destul de cla.r poziția stratigrafică a seriei de Nădrag în stiva șisturilor cristaline din unitatea epimetamorfică, s-a menținut ca utilă separarea aparte a formațiunilor din compartimen- tul tectonic de la Nădrag (H. K r ă u t n e r, Florentina K r ă u t- n e r, M. M u r e ș a n, Ge or get a Mur e ș a n, 21) deoarece ele reprezintă o unitate bine individualizată, ale cărei subdiviziuni stra- tigrafice nu au putut fi separate și în restul masivului. 1 In regiunea Ghelar forajele au indicat o săritură pe verticală a faliei de aproximativ 700 m (O. M a i e r, H. K r ă u t n e r, F 1. K r ă u t n e r ,M. M ureșa n, G e o r g e t a M u r e- șan, 1968). Spre vest amploarea dislocației crește treptat, fără să ajungă însă să aducă în contact decît formațiunile apropiate ale seriilor 13 și C. Institutul Geologic al României 202 H. KRĂUTNER ET AL. 24 III. MASIVELE DOLOMITICE SI CALCAROASE în formațiunile cristaline ale unității epimetamorfice a masivului Poiana Ruscă se află intercalate mase importante de roci dolomitice și calcaroase, care ating grosimi impresionante (peste 4000 m) și apar grupate în două zone principale; zona Hunedoara — Runc — Groși — Chergheș și zona Tomești — Luncani — Poieni — Roșcani. Masivele de roci carbonatice au atras atenția cercetătorilor deja din secolul trecut, cînd au fost fie atribuite formațiunilor cristaline ca termen stratigrafie superior al acestora (D. 8 t u r, 1863), fie considerate drept depozite sedimentare devoniene ori paleozoice în general (L. v. L o c z y 1882 ; J. H a 1 a v â t s 1902, 1903, 1904, 1905 ; Fr. N o p c s a 1905; Fr. Schafarzik 1902, 1903, 1904, 1905, 1911 ; O. Kadic 1908, 1909, 1911,1912 ; Șt. C a n t u n i a r i 1941), sau triasice (F r. N o p s c a 1905 ; K. M o c k e 1 1923) dispuse transgresiv peste șisturile cristaline. Deși caracterul predominant dolomitic al acestor formațiuni a fost recu- noscut încă din 1863 de D. Stur și confirmat în 1904 de J. H a 1 a- v â t s printr-o analiză chimică, s-a utilizat vreme îndelungată, conform uzanței timpului, denumirea de „calcare dolomitice” pentru rocile dolo- mitice din Poiana Ruscă. în ultimul timp masivele dolomitice au constituit obiectul unor cercetări detaliate geochimice (M. S a v u 1, V. Ian o viei, 1959) și petrografice (V. C. Papiu et al., 1962, 1963, 1964). Din punct de vedere petrografic masivele carbonatice sînt cons- tituite din dolomite albe și cenușii, dolomite stratificate, dolomite cal- caroase, calcare dolomitice, calcare, dolomite cuarțoase, cuarțite dolo- mitice, cuarțite albe și cenușii, cuarțite negre (metalidite), șisturi cal- caroase, șisturi sericito-cloritoase, filite sericitoase și filite grafitoase. în această complexitate petrografică predomină net rocile dolomitice care reprezintă principalul constituent al masivelor carbonatice. Originea primară a formațiunilor dolomitice a fost demonstrată de V. O. Papiu et al. (1962, 1963, 1964) pe baza unui studiu petro- grafic detaliat. Argumentul principal adus în favoarea acestei accep- țiuni constă în alternanța intimă, pînă la scara milimetrilor, a rocilor calcaroase și dolomitice. Rocile în alternanță prezintă limitele nete și conforme stratificației marcate de rubanarea determinată de concentra- ții variabile ale materialului grafitos și argilos. Autorii menționați au arătat că strat ificația caracterizează în special dolomitele calcaroase 'JA Institutul Geologic al României icrz 25 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 203 și calcarele, fiind însă frecventă și în rocile dolomitice, cn precădere în cele cenușii și negricioase. în rocile dolomitice descriu accidente silicioase paralele stratificației (chaill-uri) și unele „elemente figurate” care amin- tesc microorganisme de tipul radiolarilor sau entroce de crinoide. Masivele dolomitice trec lateral în cuarțite și șisturi de natură terigenă sau tufogenă. După cum au arătat V. C. P ap i u et al. (.1962, 1963, 1964), calcarele trec cu precădere în șisturi prin intermediul unor calcare stratificate cn silicați și șisturi calcaroase, iar dolomitele trec în șisturi și în cuarțite prin intermediul unor dolomite cuarțitice. îndin- țarea între formațiunile carbonatice și cele șistoase sincrone (D. S t u r 1863 ; Al. Coda r ce a, 6; V. C. Papi u, 1956) se realizează prin intermediul unor brațe carbonatice, care se desprind din zonele centrale ale masivelor dolomitice și se. efilează uneori destul de repede în masa șisturilor. îndințarea bruscă dintre formațiunile dolomitice calcaroase și cele șistoase a determinat pe V. C. Papiu (1956) să atribuie masi- velor carbonatice din Poiana Ruscă o origine recifală. Această interpre- tare genetică a fost fundamentată ulterior de V. C. Papiu, A. P o p e s c u, V. Serafimovici, M. D u țu, O. D i a c o n i ț ă (1962, 1963, 1964) prin noi argumente aduse în urma cartării detaliate a masi- velor carbonatice între anii 1958—1961. Aprofundînd studiul relațiilor de îndințare dintre rocile carbonatice și șisturi, cercetătorii menționați au încadrat rocile masivelor carbonatice, cele ale zonei de îndințare și șisturile înconjurătoare în trei complexe petrografice sincrone și juxta- puse, schițate într-o primă fază de V. C. Papiu în 1956 : complexul carbonatat, complexul de tranziție și complexul șistos. în cadrul com- plexului carbonatat au fost separate două macrofaciesuri: macrofaciesul de barieră, în care se distinge un facies biohermic doloinitic masiv, un facies subrecifal dolomito-calcaros stratificat și un facies telerecifal cal- caro-dolomitic stratificat și șistos; macrofaciesul organogen calcaros care cuprinde în general ortocaleare. în complexul de tranziție au fost grupate rocile mixte cuarțito-dolomitice și microalternanțele de calcare și șisturi (filite). Complexul șistos cuprinde șisturile terigene și tufogene ale masivului. Întrucît după cum s-a arătat, formațiunile carbonatice ale masi- vului Poiana Ruscă au fost cercetate recent detaliat din punct de vedere petrografic și geochimic, vom insista în cele ce urmează doar asupra con- 201 H. KRĂUTNER ET AL. 26 tribuțiilor aduse la cunoașterea masivelor dolomitice și calcaroase de către cercetările stratigrafice din unitatea epimetamorfică. Roci calcaroase apar cu totul sporadic încă din partea inferioară a seriei de Bătrîna: complexul A1? apoi în complexul A3 (calcarul de Ferigi; dolomitele cu blendă și galenă). Dezvoltarea largă a formațiu- nilor carbonatice apare în partea superioară a seriei vulcanogene bazice și în partea inferioară a seriei de Padeș (complexul CJ. în complexele superioare C2 și C3 ale seriei de Padeș se întîlnesc doar sporadice inter- calații de calcare rubanate. Băspîndirea pe suprafețe mari și cu gro- simi impresionante a formațiunilor carbonatice din seria vulcanogenă bazică și din seria de Padeș se constată numai în zona (subunitatea) nordică a masivului. Dezvoltarea largă a acestor formațiuni dolomitice și calcaroase constituie de altfel una din caracteristicile faciesului nordic din seriile menționate. Rocile carbonatice, atît calcaroase cît și dolomitice, sînt frecvente în partea inferioară și medie a seriei vulcanogene bazice, caracterizînd la acest nivel stratigrafie în special faciesul sudic în care se dezvoltă ea mase mai importante calcarele de Ruschița—Alun. Primul orizont important calcaro-dolomit ic apare în zona nordică în complexul B2 — orizontul calcarelor și dolomitelor de Nandru - valea I z v o r a ș u 1 u i. La partea superioară a complexului B2 urmează al doilea orizont important — orizontul calcarelor și dolomitelor de Tom ești— Groși. Ambele orizonturi — paralelizate cu n i v e 1 u 1 „calcar a 1 b - d o 1 o- m i t neg r u ” din zona mediană — sînt alcătuite din dolomite, uneo- ri asociate cu cuarțite albe în partea inferioară și din calcare rubanate în partea superioară. în complexul Cj rocile carbonatice prezintă dez- voltarea maximă, alcătuind masivele dolomitice de Hunedoara și Luncani. în masivul dolomitic de Hunedoara și în cel de Luncani au fost realizate separații stratigrafice neparalelizabile între cele două masive. în dolomitele de Hunedoara se disting : un o r i z o n t i n f e r i o r constituit din dolomite cenușii-negricioase intens stratificate, local cu accidente silicioase ; un o r i z o n t mediu extins pe grosimi mai mari, alcătuit din dolomite masive alb-cenușii, stratificate în bancuri groase de ordinul metrilor, care în partea superioară trec la dolomite stra- tificate cu intercalații de șisturi și calcare; un orizont superior format predominant din dolomite calcaroase stratificate și intercalații de șisturi, calcare și cuarțite negre (metalidite). Institutul Geologic al României 27 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCĂ 205- în dolomitele de Luncani an fost separate local, în regiunea Tomești — Luncani, trei nivele de roci carbonatice delimitate prin strate reper de cuarțite negre (M. Mureșan, 1965). în zonele de îndințare cu șisturile sincrone s-au surprins descreșteri importante de grosime în cadrul nivelelor menționate. Similar situației din masivul dolomi- telor de Hunedoara, în partea superioară a formațiunilor dolomitice de la Luncani încep să predomine dolomite calcaroase și calcare. Zona de dezvoltare maximă a formațiunilor dolomitice traver- sează masivul Poiana Buscă aproximativ direcțional (E — W), suge- rând astfel existența în trecut în această regiune, a unei importante bariere dolomitice. în zona, ei centrală cele trei orizonturi dolomitice și calcaroase principale (Nandru — Valea Izvorașului, Tomești — Groși, Hunedoara — Luncani) tind local să se unească într-o singură stivă de roci carbonatice, a cărei grosime atinge valori de ordinul a- 6000 m. Orizontarea formațiunilor carbonatice a arătat că în masivul dolo- mitelor de Hunedoara rocile carbonatice atribuite de V. O. P a p i u et al. (1962, 1963, 1964) faciesului biohermic, celui subrecifal precum și complexului de tranziție — faciesuri și complexe considerate de autorii menționați drept sincrone — se întîlnesc adesea pe teren în superpoziții stratigrafice: rocile dolomitice mai masive, ocupă partea mediană a stivei, iar cele stratificate, șistoase și în parte calcaroase, sînt situate în orizonturile inferioare și superioare. Aceste observații nu exclud însă faptul că rocile dolomitice masive se îndințează lateral cu șisturile sincrone prin intermediul unor formațiuni carbonatice stratificate. în favoarea unei asemenea tranziții pledează de altfel lipsa unor situații în care să se constate treceri directe între mase importante de roci dolomitice masive și șisturi. Observațiile menționate arată în schimb că variațiile de facies descrise de V. C. Papi u et al. (1962, 1963, 1964) pe orizontală se manifestă în diferite segmente ale masivelor carbonatice și pe verticală. Un lucru important de subliniat este cel al semnificației care tre- buie acordată la ceea ce se desemnează în general prin denumirea de dolomite „masive”. în deschiderile mari, continue și în numeroasele cariere din masivele dolomitice, se poate constata că și rocile dolomitice care în fragmente sau în aflorimente mici par masive, sînt în realitate stratificate. Stratificația lor este marcată de o alternanță de bancuri groase de roci dolomitice albe și cenușii cu aspect masiv (care ating: Institutul Geologic al României 206 H. KRĂUTNER ET AL. 28 ordinul metrilor, în unele cazuri poate chiar al cîtorva zeci de metri) fapt ce împiedică observarea stratificației în blocuri sau în deschideri de di- mensiuni mici. Dolomitele „masive” reprezintă deci roci macrostratificate. Stratificația — de la scara milimetrilor pînă la cea a metrilor și a zecilor de metri — apare în consecință ca o trăsătură generală a formațiunilor carbonatice din Poiana Ruscă. Pentru a admite originea recifogenă a masivelor dolomitice și calcaroase într-o asemenea situație, deci pentru a o aduce în acord cu caracterul în general stratificat al rocilor carbonatice, trebuie să admitem fie distrugerea și resedimentarea aproape integrală a construcțiilor biohermice în timpul dezvoltării barierei dolomitice, fie că organismele constructoare ale acestor forma- țiuni erau reprezentate preponderent prin alge. IV. MAGMATISM!'!. PHEMETAMORFIC Numeroasele metatufuri și rocile metaeruptive din formațiunile cristaline ale unității epimetamorfice arată că în timpul formării sedi- mentelor inițiale din care au provenit actualele șisturi cristaline a avut loc o activitate magmatică relativ intensă, care s-a manifestat atît extru- siv cît și intrusiv. Produsele acestui magmatism sînt reprezentate prin metatufuri bazice (roci verzi) și metatufuri acide, intercalate în forma- țiuni marine și prin roci metaeruptive bazice (metagabbrouri), ultra- bazice (metaserpentinite) și acide (porfiroide — metariolite, metakera- tofire cuarțifere). După caracterul produselor, după poziția acestora în stiva formațiunilor cristaline și după modul de evoluție, magmatismul premetamorfic din Poiana Ruscă, reprezintă un magmatism inițial și conferă deci domeniului inițial de sedimentare caracterul de eugeosinclinal. Orizontarea formațiunilor cristaline din unitatea epimetamorfică a permis recunoașterea pe de o parte a poziției stratigrafice pe care o ocupă metatufurile și pe de altă parte nivelul pînă la care străbat rocile intrusive. S-a putut recunoaște astfel faptul că activitatea magmatică s-a desfășurat în mai multe faze succesive (tabelul 3, fig. 1, 2). Au fost distinse două cicluri magmatice principale, fiecare caracterizîndu-se, în afara timpului diferit de manifestare, printr-o individualitate geoehi- mică și metalogenetică. Ciclurile magmatice cuprind fazele de manifes- tare ale magmatismului respectiv. Fazele înglobează momentele de erup- ție ale căror produse extrusive apar în poziții stratigrafice apropiate (în același complex sau în aceeași serie). 29 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 207 TA B E I. f I. 3 Evoluția magmatismului inițial din formațiunile cristaline ale unității epimetamorfice a masivului Poiana Ituscă 1 Ciclul magmatic Faza de activitate magma- tică Poziția stratigrafică Caracte- rul activi- tății mag- matice Produsele activității magmatice Metalogeneză și transformări hidro- tcrmalc II. Ciclul magmatis- mului acid IE Faza 11-a Ulterioară sedimen- tării complexului C3 din seria de Padeș intrusiv Dyke-uri de metario- lite. mctakeralo- fire cuarț ifere și subordonat meta- gabbrouri Zăcăminte bidroter- male de sulfuri de Zn, Pb, Cu Transformări hidro- termale : albiti- zări, silicifieri, car- bonatări. pirilizări Hi Faza l-a Sincronă sedimen- tării complexului C3 din Seria dc Padeș extrusiv Metatufuri acide, su- bordonat metatu- furi bazice — ? Faza II I-s Sincronă sau ulte- rioară limitei Cp b2? intrusiv Metaserpentinite, metagabbrouri — I. Ciclul magma- tisrhului bazic L Faza 11-a Sincronă sedimen- tării serici vulca- nogene bazice extrusiv ± intru- siv Metatufuri bazice, cu totul subordo- nat metatufuri a- cide și eventuale curgeri de lave ba- zice Zăcăminte vulcano- gen-sedimentare de carbonați și oxizi de fier h Faza l-a Sincronă sedimen- tării orizontului Ar3. din com- plexul A] al seriei dc Bătrîna extrusiv Metatufuri bazice — I. Ciclul magmatismului bazic cuprinde prima, perioadă de mani- festare a magmatismului inițial, perioadă caracterizată printr-o acti- vitate preponderent bazică. Magmatismul bazic s-a desfășurat cel puțin în două faze; Ij. F a z a I - a are un caracter extrusiv și. este lipsită de metalo- geneză. Cuprinde primele manifestări cunoscute, relativ slabe, ale mag- matismului bazic inițial. Corespunde metatufurilor care alcătuiesc în cea mai mare parte orizontul Ar3 din complexul șisturilor sericito-gra- fitoase cu intercalații de roci verzi tufogene (Ai) al seriei de Bătrîna. Institutul Geologic al României 208 H. KRĂUTNER ET AL. 30 metatufuri bazice fiii metatufuri acide Fig. 2. — Evoluția magmatismului premetamorfic din formațiunile cristaline ale unității epimetamor- fice a masivului Poiana Ruscă. Evolution du magmatisme primetaniorphique des formations cristallophylliennes de l'unite epi- mitamorphique du massif de Poiana Ruscă. I2. F a z a 11 - a urmează primei faze după o întrerupere a activității vulcanice, întreru- pere corespunzătoare in timp formării complexelor A, și A3. Ea cuprinde perioada de acti- vitate maximă a magmatis- mului bazic inițial. Are un caracter prepon- derent extrusiv și este însoțită de o metalogeneză specifică: zăcăminte de fier vulcanogen- sedimentogene dezvoltate în zona mediană în faciesul carbo- naților (Teliuc, Ghelar, Vadu Dobrii, Ruschița, Valea Negrii), iar în zona nordică, în faciesul oxizilor (Cutin, Cerbăl, Dîmbul Bascului, lazuri, Tomești) (H. K r ă u t n e r, 1964 a). Nu este exclus ca în mod subordonat erupțiile de tufuri să fi fost însoțite local de curgeri sub- marine de lave bazice. în decursul fazei a Il-a apar în zona mediană a masi- vului primele metatufuri acide, reprezentate prin cuarțite albi- tice cu sericit. Aceste roci au o răspîndire restrînsă și se întîlnesc cu precădere la nivelul stratigrafie la care sînt inter- calate zăcămintele de carbonați de fier în seria vulcanogenă bazică. Tot în seria vulcanogenă bazică se întîlnesc roci metaeruptive care apar în dyke-uri (metagabbrouri), sau se află intercalate în forma- țiunile cristaline sub formă de silluri (metaserpentinite, metagabbrouri). Întrucît sillurile apar aproape de limita superioară a seriei vulcanogene bazice, punerea în loc a rocilor metaeruptive este desigur ulterioară Institutul Geologic al României 31 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 209 formării tufurilor. Ele trebuie deci încadrate unei a treia faze de manifestare a magmatismului bazic. Deși plasarea unei asemenea faze la finele ciclului magmatismului bazic pare destul de plauzibilă, ea este pusă sub semnul întrebării de existența unor dyke-uri de meta- gabbrouri din bazinul văii Nădrăgel, care străbat partea superioară a complexului C2 din seria de Padeș pînă aproape de orizontul metatu- furilor acide. în cazul în care se admite o singură fază de punere în loc a dyke-urilor și sillurilor de roci metaeruptive bazice, această fază trebuie atașată în timp celui de al doilea ciclu magmatic. II. Ciclul magmatismului acid cuprinde a doua perioadă mare de manifestare a magmatismului inițial, caracterizată printr-o activi- tate care a generat produse preponderent acide și care s-a desfășurat în două faze : IIr Faza I-a deschide al doilea ciclu al magmatismului inițial după o perioadă de încetare a activității extrusive corespunzătoare sedi- mentării complexelor Cx și C2 din seria de Padeș. Faza I-a are un caracter extrusiv, produsele magmatice fiind reprezentate prin diver- sele varietăți de metatufuri acide intercalate complexului C3 al seriei de Padeș. în partea inferioară a acestui complex, metatufurilor acide li se asociază local șisturi verzi tufogene (orizontul Fața Roșie), care reprezintă răbufniri tardive ale magmatismului bazic. II2. Faza 11 - a corespunde activității intrusive a magmatis- mului acid și succede fazei extrusive a acestuia. Rocile metaeruptive, reprezentate prin diferite varietăți de porfiroide (metariolite, metakera- tofire cuarțifere) și subordonat prin metagabbrouri, străbat sub formă de dyke-uri metatufurile acide și șisturile din complexul C3, care cuprinde partea superioară a stivei de șisturi cristaline. Produsele acestei faze reprezintă deci rocile cele mai tinere din formațiunile metamorfice cunos- cute în Poiana Ruscă. Faza Il-a a fost însoțită de metalogeneză — zăcămintele de sul- furi de Pb, Zn, Cu de la Muneelul Mic, Vețel, Valea Dobra — și de transformări hidrotermale răspîndite cu precădere în zonele minerali- zate — albitizări, silicifieri, carbonatări, piritizări. (H. G. K r ă u t n er, 1963, 1964 a). După cum rezultă din cele arătate, produsele magmatismului ini- țial corespunzătoare celor două cicluri de manifestare, reprezintă indi- vidualități petrografice și chimice care justifică încadrarea lor în două 210 H. KRĂUTNER ET AL. 32 provincii petrologice: o provincie a magmatismului bazic și o provin- cie a magmatismului acid (H. Krăutner, 1963). Această grupare apare justificată și prin faptul că cele două unități petrologice sînt înso- țite de provincii metalogenetice distincte (H. K r ă u t n e r, 1964 a). Stabilirea modului de desfășurare în timp a magmatismului inițial premetamorfic pe baza orizontării formațiunilor cristaline a permis recunoașterea unei evoluții a magmatismului de la bazic la acid. Trebuie subliniat faptul ca această evoluție nu apare ca rezultatul unui proces de diferențiere lentă și continuă; termenii intermediari între produsele bazice și acide lipsesc; magmatismul acid începe să se manifeste în tim- pul desfășurării maxime a activității bazice, recrudescențe bazice au loc în timpul punerii în loc a produselor acide. Această situație sugerează alimentarea magmatismului bazic și a celui acid din zone de profunzime diferită a scoarței (27). Alternanța produselor extrusive acide și bazice, care marchează trecerea de la magmatismul bazic la cel acid, atestă o instabilitate tec- tonică proprie domeniilor geosinclinale. Unui asemenea regim tectonic i se datorește probabil posibilitatea eliberării din profunzimi diferite, alternativ și în momente succesive apropiate, a unor magme bazice și acide. Produsele magmatismului inițial din Poiana Ruscă nu pot fi con- siderate deci drept diferențiate ale unei singure magme. Deosebirile care se remarcă referitor la caracterele petrografice și chimice ale rocilor respective se datoresc faptului că activitatea magmatică a urmat o evo- luție de la bazic la acid, determinată de mutarea zonelor de alimentare din substratul simatic spre zone sialice în urma afundării treptate a subasmentului domeniului geosinclinal. O asemenea situație justifică pe deplin încadrarea produselor bazice și acide ale magmatismului ini- țial în două provincii petrologice distincte (H. K r ă u t n e r, 1963, 1964 a). V. METAMOBEISMUL UEGIOAvU- Formațiunile cristaline din. unitatea epimetamorfică au fost supuse metamorfismului regional în condițiile faciesuh i șisturilor verzi. în uni- tatea mezometamorfică majoritatea rocilor sînt metamorfozate în con- dițiile faciesului amfibolitelor cu almandin. Aceste deosebiri pregnante \ ICR. Institutul Geologic al României 33 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 211 și cu un pronunțat caracter de generalitate, se reflectă de altfel și în denumirile date celor două unități tectonice principale ale masivului. Creșterea gradului de metamorfism al șisturilor cristaline din Poiana Ruscă de la nord spre sud- este un fapt cunoscut dc multă vreme. Urmărirea îndeaproape și în detaliu a acestei probleme a fost posibilă însă numai în urma cunoașterii succesiunii stratigrafice a for- mațiunilor cristaline și a cartării stratigrafice a masivului. Primele rezul- tate în acest sens au fost obținute prin cercetările efectuate de O. Maier et al. 1964, 1969, L. P a v e 1 e s c u et al. 1964, în zona mediană a masivului, unde s-au pus în evidență variații ale gradului de meta- morfism în cadrul aceluiași orizont stratigrafie și s-a demonstrat că izo- planele de metamorfism sînt orientate aproximativ direcțional și înclină spre nord, intersectînd oblic stratificația și structurile plicative ale șis- turilor cristaline. Urmărirea la scara masivului a distribuției subfaciesurilor meta- morfice și a modului de variație a gradului de metamorfism în for- mațiunile cristaline a dus la imaginea generală figurată în planșa IV, imagine care vădește că intensitatea metamorfismului regional care afectează rocile este condiționată de poziția pe care o ocupă acestea în domeniul geosinclinal. Variațiile de intensitate ale metamorfismului. Stabilirea distribuției subfaciesurilor metamorfice ale faciesului șisturilor verzi în stiva, forma- țiunilor cristaline arată că izoplanele de metamorfism sînt orientate în general WNW — ESE. Ele intersectează structurile plicative ale șisturilor sub un unghi ascuțit și înclină spre nord, contrar sensului general de înclinare a stratificației și a șistozității rocilor. Datorită aces- tei poziții oblice a izoplanelor de metamorfism se surprind variații ale gradului de metamorfism pe verticală, între diferite orizonturi strati- grafice și pe orizontală, în cadrul aceluiași orizont stratigrafie, atît tran- sversal (N — 8) cît și direcțional (E — W). Aceste variații de inten- sitate a metamorfismului sînt mai accentuate în subunitatea sudică a unității epimetamorfice și mult mai atenuate în subunitatea nordică, în timp ce în sud se surprind tranziții de la subfaciesul cuarț — albit — dorit, pînă la subfaciesul cuarț — albit — almandin, în zona nordică variațiile cuprind numai subfaciesul cuarț — albit — ciorit și tranziții spre subfaciesul cuarț — albit — biotit. ț Variația pe verticală se poate constata de exemplu la vest de Ghelar (Mihail—Ruda), unde partea superioară a seriei vulcanogene bazice este Institutul Geologic al României 212 H. KRĂUTNER ET AL. 34 metamorfozată în subfaciesul cuarț — albit — dorit iar partea ei inferioară, în subfaciesul cuarț — albit — biotit. Trecerea dintre cele două faciesuri a fost pusă în evidență în regiune și prin foraje (22117, 22119). O altă situație similară se poate constata în zona axială a anti- clinalului Teliuc — Ghelar, unde pe valea Mănăstirii seria de Bătrîna este metamorfozată în subfaciesul cuarț — albit — biotit și cuarț — albit — almandin, iar seria vulcanogenă bazică, de pe cele două flancuri, în subfaciesul cuarț — albit — dorit și cuarț — albit — biotit. Variația pe orizontală a intensității metamorfismului se poate urmări datorită deschiderilor favorabile mai ales în cadrul seriei vul- canogene bazice și în partea inferioară a seriei dc Padeș. Transversal față de direcțiile structurale ale cristalinului, această variație se con- cretizează printr-o creștere foarte evidentă a gradului de metamorfism de la nord spre sud; în .nordul masivului formațiunile seriilor mențio- nate sînt metamorfozate în subfaciesul cuarț — albit — dorit și conțin adesea roci slab metamorfozate (filite), gradul lor de metamorfism crește pe măsură ce ne deplasăm spre sud. în zona mediană a masivului regă- sim aceleași orizonturi și complexe stratigrafice metamorfozate în sub- faciesul cuarț — albit — biotit și cuarț — albit — almandin. Direc- țional față de structurile șisturilor cristaline, variația intensității meta- morfismului se manifestă printr-o creștere a gradului de metamorfism de la est spre vest. Acest lucru se poate urmări cel mai bine în sub- unitatea sudică și anume, în complexul șisturilor verzi tufogene (de Ruschița — Alun) de pe flancul sudic al anticlinalului Teliuc — Ghe- lar — Vadu Dobrii — Ruschița: în regiunea Teliuc complexul este metamorfozat în subfaciesul cuarț — albit — dorit, de la Ghelar spre vest în subfaciesul cuarț — albit — biotit, iar la Vadu Dobrii, R u s- chița și în bazinul Văii Negrii în subfaciesul cuarț — albit — almandin. Din cele prezentate a reieșit că subunitățile tectonice ale unității epimetamorfice se deosebesc pe lîngă faciesurile de sedimentare, stilul tectonic și prin subfaciesuri.diferite ale metamorfismului regional. Subu- nitatea mediană conține formațiuni mai intens metamorfozate, în care variațiile de intensitate ale metamorfismului sînt accentuate și au loc pe distanțe de ordinul kilometrilor. Subunitatea nordică, mai slab meta- morfozată, se caracterizează, în ceea ce privește variația intensității metamorfismului, printr-o uniformitate pe suprafețe mari. Se constată doar o slabă creștere a gradului de metamorfism de la nord spre sud, 35 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 213 pe distanțe de ordinul a mai multor kilometri : de la filite, prin șisturi cu clorit, la șisturi în care începe să apară sporadic biotitul. Șisturile cristaline mai intens metamorfozate apar într-o zonă aproximativ direcțională (zona mediană), în care formațiunile sedimen- tare inițiale erau caracterizate prin grosimi relativ mici și faciesuri deo- sebite față de cele din zona nordică. Tot aici activitatea magmatismului bazic a fost mai intensă, aici se concentrează dislocațiile direcționale importante ale masivului și tectonica plicativă este mai intensă. Dacă adăugăm la acestea variațiile relativ accentuate ale intensității meta- morfismului regional și observațiile de ordin tectonic și microtectonic care indică vergențe predominant nordice, deci împingeri de la sud spre nord, ajungem la concluzia că subunitatea sudică a unității epimetamor- fice era situată, în comparație cu subunitatea nordică, într-o zonă mai internă a geosinclinalului. în această zonă temperatura desigur era mai ridicată. Cutarea mai intensă a contribuit de asemenea la creșterea regimului termic prin mișcările mai accentuate pe planele șistozității de stratificație. După cum se vede din planșa IV, izoplanele de metamorfism care delimitează zonele de răspîndire ale condițiilor termodinamice proprii diferitelor subfaciesuri ale metamorfismului regional, prezintă o inflexiune în regiunea de trecere dintre zona nordică și cea mediană a masivului. Această inflexiune, datorită înclinării mai accentuate a izoplanelor în zona mediană, a fost condiționată probabil de creșterea regimului termodinamic în regiunea respectivă și din cauza unei mișcări mai intense pe suprafețele actualei șistozități de stratificație. Variațiile gradului de metamorfism se datoresc în consecință condi- țiilor termodinamice diferite în care au ajuns rocile cristaline, atît ale aceluiași orizont stratigrafie cît și din nivele diferite ale stivei de sedimen- te inițiale, datorită poziției lor diferite în geosinclinal. Sensul în care se desfășoară variațiile de metamorfism, corelat cu stilul tectonic general al masivului, indică situarea eventualelor zone cu regiuni termodinamice mai ridicate, dinafara unității epimetamorfice, la sud, deci în regiunea ocupată în prezent de unitatea mezometamorfică a masivului. Relațiile dintre cutare și metamorfism. în general, metamorfismul regional a decurs desigur sincron cutării. Acest lucru este indicat de crește- rea orientată a mineralelor metamorfice, conformă cu șistozitatea de stratificație cutată. Cantitatea de energie calorică și dinamică necesară 10 - c. 223 Institutul Geologic al României 214 H. KRĂUTNER ET AL. 36 a fost deci asigurată în parte de însăși mișcările care au avut loc pe șistozitatea de stratificație, mișcări care însoțesc deformarea plicativă a rocilor. După cum s-a arătat izoplanele de metamorfism intersectează struc- turile plicative ale șisturilor cristaline (planșa IV). Urmărirea în detaliu a relațiilor dintre aspectul structural și variația gradului de metamorfism a fost posibilă în special în regiunea Ruschița (L. Pavelescu, O. M a- i e r, H. K r ă u t n e r , M. M ureșan,Flore n t i n a K r ă u t n e r, 1964) datorită unor deschideri și foraje situate în mod favorabil în zona de tranziție între subfaciesurile cuarț—albit—biotit și cuarț—albit—al- mandin (fig. 3). Pentru explicarea acestor relații trebuie fă admitem fie o cutare sub regimuri termice diferite în zonele respective ale masivului, fie desăvîrșirea metamorfismului regional într-o etapă care succede cutarea. Probabil că ambele explicații sînt valabile întrucît există unele evidențe pentru admiterea unei cristalizări ulterioare fazei principale de cutare. Astfel, de exemplu, în regiunea Vadu Dobrii, in șisturi sericito-grafitoase se dezvoltă cristale de biotit orientate oblic pe șistozitatea de stratificație (querbiotit); în regiunea Ruschița au fost surprinse cristale idiomorfe de hornblendă verde-albăstruie crescută oblic într-o masă orientată de dorit. Relațiile dintre natura materialului inițial și gradul de metamorfism. Urmărirea îndeaproape a variațiilor de intensitate a metamorfismului regional a pus în evidență influența mare a naturii mineralogice și chimice a materialului inițial în realizarea gradului de cristalizare a rocilor și a paragenezelor acestora. Gradul de cristalizare este influențat sesizabil de prezența grafitului, care împiedică cristalizarea largă a mineralelor din rocă. Astfel de exemplu, rocile calcaroase puternic grafitoase sînt mereu mai mărunt cristalizate în comparație cu cele lipsite de pigmentul grafitos. De asemenea șisturile sericito-grafitoase sînt de regulă mai slab cristalizate ; la Vadu Dobrii se întîlnesc șisturi sericito-grafitoase granatifere cu aspect filitic, intercalate între șisturi muscovitice și amfibolite. Influența naturii chimice a rocii inițiale se manifestă îndeosebi la rocile carbonatice : dolomitele sînt mereu mărunt cristalizate, în timp ce calcarele apar larg cristalizate chiar în subfaciesul cuarț — albit — dorit, în regiunea Ghelar în limitele nivelului ,,calcar alb — dolomit negru” se constată uneori alternanțe de calcare larg cristalizate și dolomite mărunt cristalizate. Institutul Geologic al României XJGR/ 37 FORMAȚIUNILE cristaline din masivul poiana rusca 215 Paragenezele mineralogice ale rocilor metamorfice sînt influențate și de chimismul rocilor inițiale. Forajele de la vest de Ghelar (Ruda) au interceptat în baza seriei vulcanogene bazice o alternanță de șisturi verzi, 0-Seria de Padeș v^C3no9enb bazică-completul Șisturilor verzi tufogene (deRușctiita -Alun) uțj, -Orizont tufogen superior o<-3-Orizont tengen intermediar Bt.i-Orizont tufoaen inferior Biu-Orizont inferior A-Seria de Bătrîna Fig. 3. — Reconstituirea aspectului stratigrafie și structural din timpul metamorfismului regional al anticlinalului Teliuc — Vadu Dobrii — Ruschița, din regiunea Dealul Boul — Valea Lupului, cu indicația poziției izoplanclor de metamorfism care delimitează zona de răspindire a condițiilor subfaciesurilor cuarț — albit — biotit și cuarț — albit — almandin. Râconslilution de Taspect 'stratigraphique et structural au temps du metamorphisme regional concernant l'anticlinal de Teliuc — Vadu Dobrii — Ruschița, de Ia rSgion de Dealul Boul — Valea Lupului ; on y indique la position des isoplans du meta- moiphismc qui ddimilent la zone de rextension des conditions des subfaciăs quartz — albite — biotite el quartz — albite — almandin. puternic biotitice, cu șisturi sericito-grafitoase și șisturi verzi lipsite com- plet de biotit. De asemenea pe valea Bătrîna, în zona axială a anticlino- riului Arănieș — Tomești, în orizontul șisturilor verzi tufogene din com- 216 H. KRĂUTNER ET AL. 38 plexul Aj al seriei de Bătrîna se întîlnesc alternînd strate centimetrice pînă la decimetrice de șisturi verzi tufogene cu și fără biotit. în cazul exemplelor citate prezența sau lipsa biotitului în pachete apropiate de roci — care evident au fost supuse unor condiții identice de metamorfism — a fost condiționată de raporturile diferite dintre K și Al, Mg, Fe din rocile inițiale. VI. METAMOBFISMIL BEGBESIV Spre deosebire dc unitatea mezometamorfică unde metamorfismul regresiv este frecvent întîlnit (O. M a i e r et al., 23, 24) (L. P a v e 1 o s - cu et al., 1964) în unitatea epimetamorfică fenomenele dc retromorfism sînt relativ restrînse, marea majoritate a rocilor fiind metamorfozată în subfaciesul cuarț — albit — clorit. Diaftoreza apare doar în subunitatea sudică, în rocile mai intens metamorfozate din regiunile Nădrag și Eus- chița. Eetromorfismul, manifestat în special prin clorit izarca biotitului, amfibolilor și a granatului, însoțește dislocațiile tectonice direcționale. Acest lucru este foarte evident în regiunea Nădrag unde diaftoreza din seria de Nădrag se intensifică, pe măsură ce ne apropiem de faliile direc- ționale. Falia direcțională Cinciș — Vadu Dobrii — Tincova, care delimi- tează cele două unități tectonice ale masivului, este de asemenea însoțită dc o zonă de retromorfism. Corelația evidentă între răspândirea zonelor de retromorfism și sistemele importante de dislocații direcționale sugerează unele relații genetice între diaftoreză și dislocațiile menționate. VII. VÎBSTA ȘIST! BILOB CBISTALIXE Problema vîrstei șisturilor cristaline și în special a masivelor dolo- mitice a fost și este mult controversată. Ea se încadrează în problema mare a vîrstei formațiunilor metamorfozate din nucleele cristaline ale orogenului alpin carpatic. Numeroasele afirmații și contraafirmații făcute pînă în prezent, nefiind argumentate și demonstrate suficient pentru a-și cîștiga o accepțiune unanimă, rămîn toate în domeniul ipotezelor. Con- form acestor ipoteze rocilor cristaline li s-au atribuit aproape toate vîr- stele posibile din Precambrian pînă în Mezozoic, astfel îneît orice afir- mație s-ar mai face nu poate reprezenta o noutate din acest punct de Institutul Geologic al României .39 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 217 vedere. Noutatea însă va consta în argumentarea și demonstrarea vîr- stei formațiunilor cristaline. Rifeanului i-au fost atribuite șisturile verzi tufogene din Poiana Ruscă, de Marcela Dessila-C o d a r c e a (1964), pe baza parale- lizării lor cu scria de Sibișel, părere generalizată pentru tot cristalinul epimetamorfic din masiv de M. Mure șan (1964b). Vîrsta paleozoică a fost susținută de numeroși cercetători pe con- siderente variate: I. Halavâts (1903, 1904, 1905) atribuie dolomi- telor de Hunedoara, considerate drept partea superioară a cristalinului, vîrsta devoniană. Dolomitele, filitele și cuarțitele negre (lidite) din nord — vestul masivului au fost considerate de F r . S c h a f a r z i k (1903, 1904, 1905, 1900) ea formațiuni sedimentare paleozoice (în general) care repauzează pe șisturi cristaline mai vechi. Tot pentru dolo- mitele din partea de nord - vest a munților Poiana Ruscă fusese presu- pusă vîrsta paleozoică și do L . v . L o c z y (1882). Rocile porfiroide din nord-estul masivului au fost atribuite Devonianului de Fr. N o p c s a (1905), pe baza paralelizării lor cu formațiunile asemănătoare din Gemeride . Șt. C a n t u n i a r i (1941) considera rocile cristaline epimetamorficc din regiunea Ruschița ca devoniene, în urma paraleli- zării intercalațiilor de calcare cu calcarele devoniene din Dobrogea. Prin asemănarea formațiunilor dolomitice și calcaroase precum și a minereuri- lor de fier din Poiana Ruscă cu formațiunile ferifere și recifale siluriene din Europa centrală, Âsia și America, V. C. Pap iu et al. (1963) presupune vîrsta siluriană cu posibilitatea de a urca pînă în Devonian pentru masivele dolomitice, minereurile de fier și șisturile sincrone; șisturile inferioare dolomitelor, provenite din metamorfozarea fundamen- tului recifilor, au fost încadrate Cambrian-Precambrianului, iar șisturile superioare dolomitelor, Devonianului. Triasicului i-au fost atribuite dolomitele de Hunedoara, de F r . N o p c s a (1905), pe baza paralelizării lor cu Triasicul din Munții Apu- seni și a faptului că erau considerate stratigrafie ca superioare rocilor porfiroide presupuse devoniene. Pentru vîrsta triasică a dolomitelor de Hunedoara s-a exprimat și K. Mockol (1923). Pentru elucidarea problemei vîrstei șisturilor cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Rusca posedăm pînă în prezent foar- te puține date concrete, în parte contradictorii față de rezultatele cerce- tărilor geologice. Institutul Geologic al României 218 H. KRĂUTNER ET AL. 40 Date de vîrstă absolută. Determinările efectuate de E 1 e o n or a Vîjdea (37), prin metoda plumbului după modelul Holmes-Houter- mans, asupra minereului de sulfuri de la Muneelul Mic — asociat genetic rocilor porfiroide din nord-estul masivului (faza Il-a din ciclul magma- tismului acid) — au indicat vîrsta de 750 mii. ani. Date paleontologice. Cercetările palinologice efectuate recent de Violeta 11 i e s c u (15) au pus în evidență asociații de spori în unele roci carbonatice și în șisturi grafitoase. Au fost identificate două grupe de asociații microfloristice : una întâlnită îndeosebi în roci calca- roase, considerată predevoniană (Precambrian superior — Paleozoic infe- rior) întrucît cuprinde specii cunoscute în Precambrian, Cambrian și Ordovician; alta prezentă mai ales în șisturi grafitoase, atribuită Carbo- niferului inferior și caracterizată prin predominarea speciilor de Leiotri- letes. Asociațiile atribuite intervalului dintre Precambrian și Ordovician provin din seria vulcanogenă bazică și din seria de Padeș, și anume : din nivelul „calcar alb - dolomit negru” (drumul Ghelar - Teliuc, la est de Ghelar); din șisturi grafitoase situate deasupra calcarului de Groși; din dolomitele de Hunedoara (steatitul grafitos din mina Govăjdia). Asociațiile atribuite Carboniferului inferior au fost identificate în seria de Bătrîna și în seria de Padeș. Ele provin din partea superioară a com- plexului șisturilor grafitoase (A 3) (valea Govăjdia) și din filite grafitoa- se intercalate orizontului superior al dolomitelor de Hunedoara (valea Bisericii - Runcul Mare). Vîrstele atribuite asociațiilor de spori contravin poziției lor stra- tigrafice stabilite pe baza cercetărilor geologice : sporii carboniferi apar în partea inferioară și în cea superioară a stivei de șisturi cristaline, în timp ce sporii precambriani-ordovicieni apar în partea ei mediană. Rezolvarea acestei neconcordanțe rămîne rezervată viitorului. în afara sporilor menționați au mai fost identificate de O. M a i e r (comunicare verbală) și V. C. Papiu et al. (1962), în filite și în roci carbonatice, urme organice nedeterminabile. în momentul de față se poate afirma cu certitudine doar faptul că formarea stivei de sedimente din care a provenit cristalinul de Poiana Ruscă trebuie situată în intervalul larg cuprins între Precambrianul supe- rior inclusiv și Carboniferul inferior. Datele sumare pe care le posedăm pînă acum și caracterul lor contradictoriu nu permit precizări. JA Institutul Geologic al României IGR/ 41 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCĂ 219 Paralelizări litologice pe distanțe mari, care depășesc limitele țării sînt, după cum s-a văzut, posibile, însă trebuie efectuate cu maximum de prudență. Paralelizările cu formațiunile cristaline ale altor masive din țară, de asemenea posibile, nu pot contribui la rezolvarea problemei cît timp nu avem certitudini asupra vîrstei formațiunilor cu care facem paralelizarea. VIII. TECTONICA ȘISTURILOR CRISTALINE După cum s-a arătat în capitolul referitor la unitățile tectonice ale masivului Poiana Ruscă, în unitatea epimetamorfică se disting două subunități tectonice, delimitate prin dislocația direcțională Alun-Nă- drag. Cele două subunități se diferențiază pe lîngă deosebirile arătate referitor la faciesul de sedimentare și gradul de metamorfism al formați- unilor și prin regimuri tectonice diferite. Subunitatea sudică se caracte- rizează printr-o cutare mai accentuată și o tectonică disjunctivă manifestată prin numeroase falii direcționale, de-a lungul cărora străpung uneori lame tectonice. în subunitatea nordică cutele sînt mult mai largi, au flancurile line, faliile direcționale sînt rare, compartimentarea tectonică datorîndu-se în special dislocațiilor oblice și transversale. Cele două subunități prezintă în parte și regimuri microtectonice diferite. TECTONICA PLICATIVĂ Structurile plicative ale unității epimetamorfice s-au format sinme- tamorfic prin cutare flexurală cu alunecare concentrică, fapt demon- strat pentru regiunea Teliuc - Vadu Dobrii în 1958 — 1959 de 1 . Ber- cia, E 1 v i r a Bercia (1,2) (1964). Cutele majore sînt în general drepte, planele lor axiale avînd o poziție verticală. Orientarea structurilor plicative este în general est - vestică, cu excepția părții nordice a masivului unde structurile rotesc treptat spre NW, ajungînd în zona Roșcani - Poieni - Tomești - Gladna Română să fie orientate NW-SE și N — S. Rotirea direcțiilor structurale se resimte pînă în partea mediană a subunității nordice. Ea se datorește probabil fie configurației inițiale a bazinului de sedimen- tare din regiunea respectivă, fie formei inițiale a masivului dolomitelor de Luncani. Rotirea structurilor se produce de altfel în sectoarele în care se termină prin îndințare relativ bruscă, zona de dezvoltare maximă a A Institutul Geologic al României 220 H- KRĂUTNER ET AL. •12 rocilor dolomitice. O indicație asupra faptului că masivele carbonatice au influențat prin forma lor direcțiile structurilor din șisturile apropiate, o constituie inflexiunea structurilor din subunitatea sudică la sud de dolo- mitele de Hunedoara : în regiunea Ghelar - Alun structurile plicative și faliile direcționale mulează configurația sudică a masivului dolomitelor de Hunedoara. în partea de vest a munților Poiana Ruscă, atît în unitatea epime- tamorfică cît și în unitatea mezometamorfică, direcțiile structurale ale cristalinului încep să rotească treptat spre SW înscriindu-se astfel în curbu- ra Carpaților Meridionali. Această rotire este evidentă și accentuată în partea de NW a masivului, unde între Surducul Mic și regiunea Tomești, se produce o schimbare treptată de direcție care depășește un unghi de 90°. Afundarea s t r u c t u r i 1 o r plic a t i v e indicată atît de elementele microtectonice cît și de configurația limitelor geologice — este în general vestică. în medie se produce cu 10° — 20°; cu totul local se constată înclinări care depășesc 50° ce determină o tectonică B „abrup- tă” (Ghelar, Ruschița). în regiuni relativ restrînse, de ordinul cîtorva kilometri în lungime, apar înfundări estice. Liniile de „zero” care mar- chează zonele de schimbare a sensului de afundare a structurii apar în regiunea Teliuc. — Ghelar (I . Berci a , E 1 v i r a B e r c i a , 1964), la sud de Rădulești - Făgețel - Lăpugiu, la Muneelul Mic, între Botești și Botinești, etc. Structurile plicative principale. Din punct de vedere structural uni- tatea epimetamorfică a masivului este constituită dintr-un anticlinoriu central pe ale cărui flancuri se grefează toate celelalte cute—anticlinoriul Arănieș — Tomești. Îneepînd de la sud de Poieni spre vest axul anticli- noriului începe să rotească treptat spre NW, pentru a ajunge în regiunea de la est de Tomești și Românești să fie orientat N — S. Cutele de pe flancul nordic al anticlinoriului sînt largi, înclinările flancurilor fiind în general line. Ca o caracteristică comună a acestor structuri trebuie remarcată rotirea lor spre nord (pînă la direcția N — S), fapt ce imprimă flancului nordic al anticlinoriului un aspect asemănător structurilor în virgațic (27). Nu este însă exclus ca acest aspect să fie un rezultat al deplasărilor de-a lungul faliei direcționale Fața Roșie. Institutul Geologic al României 43 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 221 Cutele de pe flancul sudic al anticlinoriului sînt mai strînse și au flan- curile în general abrupte. în zona mediană a masivului sînt adesea falia- te axial. Pe flancul sudic al anticlinoriului A r ă n i e ș - T o m e ș t i se disting următoarele cute mai importante : anticlinalul Teliue - Alun - Vadu Dobrii - Ruschița, sinclinalul valea Lupului - Pîrî- ul cu Raci, sinclinalul Ohăbii, sinclinalul Ghelar - MuriCel - Runc, sinclinalul Nădrag, anticlinalul Padeș, sinclinalul dolomitelor de Hune- doara, sinclinalul Retișoara, anticlinalul Nădrag, anticlinalul Retișoara- valea Varului, sinclinalul lazuri, anticlinalul lazuri. Pe fia n cui n o r d i c al anticlinoriului A r ă n i c ș- T omești sc disting următoarele cute mai importante : sinclinalul Cutin, anticlinalul valea Roatei, sinclinalul Chergheș, anticlinalul Vul- cez, sinclinalul Brăduțel, sinclinalul valea Plaiului, anticlinalul Roșcani, sinclinalul Roșcani, anticlinalul Pane, sinclinalul Pane, anticlinalul Lăpu- giu, sinclinalul Lapugiu, anticlinalul Crivina-Poieni, anticlinalul Scali- nului, sinclinalul Scaliriului, sinclinalul Surduc, anticlinalul Botineștiy sinclinalul Verdea, anticlinalul Botești. TECTO X IC A DIS JU NCT1 VĂ Unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă este puternic compartimentată de numeroase falii oblice, transversale și direcționale, formate în perioade succesive și în parte rejucate. Faliile oblice sînt orientate NE — S W și NW — SE.Cele cu direcția NE — SW se încadrează unui sistem important (Chergheș - Ruschița) care compartimentează puternic masivul. Faliile t r a nsverșale (de tip ,,«c”) orientate N — S sînt puțin frecvente și au adesea importanță mică. Se întîlnesc cu precădere în extremitatea estică a masivului (O . M a i er et al., 1964) și în regi- unea Nădrag. Liniile direct io n a 1 e joacă un rol deosebit în tectonica masivului datorită unor deplasări importante pe verticală. Ele se gru- pează în majoritate în zona mediană constituind astfel o caracteristică tectonică a acestei subunități. în urma descifrării relațiilor de vîrstă relativă dintre faliile unită- ții epimetamorficc au fost puse în evidență mai multe momente de com- partimentare succesivă, în decursul cărora au luat naștere nouă sisteme Institutul Geologic al României 222 H. KRĂUTNER ET AU. 44 principale de falii. în parte faliile unora din aceste sisteme au rejucat ulterior, complicînd astfel descifrarea relațiilor de vîrstă ale dislocațiilor respective. în zona mediană a masivului relațiile între diversele sisteme de falii au fost precizate de O . M a i e r et al. (1969) pentru regiunea Teliuc - Vadu Dobrii și de L . P a v e 1 e s c u et al. (1964) pentru regi- unea Ruschița. Luarea în considerare de data aceasta a întregii suprafe- țe a unității epimetamorfice a permis întregirea imaginii asupra succe- siunii momentelor de compartimentare. Lipsa unor depozite sedimentare antecretacice nu permite aprecieri asupra vîrstei dislocațiilor mai vechi decît Cretaeicul superior, fapt ce impune gruparea faliilor în falii prelaramice, falii laramice, falii postlara- mice - antepannoniene. Falii prelaramice Faliile anterioare Cretacicului superior sînt cele mai importante dislocații pentru tectonica cristalinului. în cadrul lor se disting cinci sis- teme principale. Deoarece există elemente care indică rejucarea unora din faliile aparținînd la două din sistemele menționate, numărul minim al momentelor de compartimentare precretacică se ridică la șapte. a. Falii transversale și oblice anterioare dislocațiilor direcționale. Aceste falii reprezintă dislocațiile cele mai vechi care au putut fi puse în evidență. în cadrul lor se disting două sisteme — un sistem NE - SW și un sistem NNW — SSE — ale căror relații reciproce nu se pot stabili din cauza lipsei unor situații în care să se intersecteze. b. Sistemul faliilor direcționale. Faliile direcționale joacă un rol important în tectonica masivului. Ele intersectează și deplasează dislo- cațiile celor două sisteme menționate mai sus (a) și caracterizează în spe- cial zona mediană a masivului. între Teliuc și Bunila zona axială a anti- clinalului Teliuc - Alun - Vadu Dobrii - Ruschița este străpunsă de-a lungul a două falii direcționale de o lamă tectonică constituită din formați- unile cristaline inferioare ale seriei de Bătrîna (O . Maier et al., 1969). Faliile principale ale acestui sistem sînt de la sud spre nord următoarele : Falia Cinciș-Vadu Dobrii-Tincova (I) de-a lungul căreia unitatea mezometamorfică încalecă peste unitatea epimeta- morfică. Este însoțită de o zonă groasă de milonite și blastomilonite. A rejucat cel puțin odată, fapt indicat atît de striurile de mișcare (I . B e r- •c i a , E 1 v i r a Bercia, C r. C h i v u ) (2) cît și de caracterele dife- 45 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 223 rite ale milonitelor din cele două unități tectonice (O . Maier et al., 1969). în regiunea de la est de Tincova a rejucat și la sfîrșitul Cretaci- cului superior, în zona dislocației respective fiind instalată linia Oravița - Tincova - Lunca Cernii. Falia Teteuș-Bunila (II) delimitează spre sud lama tec- tonică din regiunea Teliuc - Ghelar - Bunila. Falia Teii uc- Ruschița (III) subdivide subunitatea medi- ană în două compartimente direcționale. Compartimentul sudic încalecă peste cel nordic. în zona Teliuc - Bunila, delimitează la nord lama tec- tonică menționată. în partea de vest a masivului, delimitează seria vul- canogenă bazică de seria de Nădrag. Falia Alun-Nădrag (IV) separă cele două subunități tec- tonice ale unității epimetamorfice. De-a lungul ei subunitatea mediană încalecă peste subunitatea nordică. La Ghelar amploarea decroșării pe verticală atinge, după cum indică forajul 14. 166 al Ministerului Mine- lor, 700 m (O . M a i e i' et al., 1969). Spre est falia se pierde treptat. Spre vest amploarea ei crește, deplasarea atingînd valoarea maximă în regiunea Nădrag. în vestul masivului, între Crivina și Nădrag, falia a fost reluată la sfîrșitul Cretacicului superior, în lungul ei fiind delimitate tectonic aglomeratele banatitice daniene de la vest de Nădrag. Falia I z v o d i a - Crivina (V) separă în cadrul comparti- mentului tectonic de la Nădrag șisturile mai intens metamorfozate (N1( N2, N3) din nord, de cele mai slab metamorfozate (N5) din sud. Falia Fața Roșie (VI) secționează flancul nordic al anti- clinalului Arănieș - Tomești. Compartimentul sudic este ridicat față de cel nordic. în zona de încurbaro a anticlinoriului, între Poieni și Tome- ști, intersectează zona axială a acestuia. c. Sistemul Chergheș - Ruschița (NE — SW) reprezintă cel mai important sistem de falii oblice din unitatea epimetamorfică. Deplasează dislocațiile direcționale (b) și se caracterizează prin sensul unitar al decroșărilor : cu unele mici excepții (Groși), compartimentul nord - ves- tic este decroșat în mod constant spre sud - vest. La faliile importante ale sistemului deplasările pe orizontală ating ordinul kilometrilor. Depla- sările verticale sînt de asemenea importante, fapt ce indică o mișcare oblică în lungul acestor dislocații. Cele mai însemnate falii ale sistemului sînt: falia Chergheș - Ruschița (VIII) care separă în cadrul masivului două compartimente tectonice importante; falia Cutin - Runc (XIX), care delimitează spre nord - vest masivul dolomiteloi' de Hunedoara și Institutul Geologic al României H. KRAUTNER ET AL. 224 calcarele și dolomitele de Groși ; falia Bătrîna - valea Lupului (X); falia Negrii (XI), care separă compartimentul Ruschița de compartimentul Nădrag; falia Roșcani (XII), falia Pane - Poieni (XIII). cr Faliile de sprijin ale sistemului Chei' g h e ș- R u s c h i ț a sînt orientate în general NNW - SSE, și apar bine dez- voltate în compartimentul cuprins între falia Chergheș - Ruschița și falia Cutin-Runc. d. Sistemul NNW — SSE cuprinde cîteva falii relativ importante care decroșează dislocațiile sistemului Chergheș - Ruschița. Este însă anterior reluării faliei Chergheș - Ruschița. Falii laramice e. Sistemul direcțional Lunca Cernii - Tincova cuprinde dislocațiile de-a lungul cărora șisturile cristaline încalecă spre sud formațiunile sedi- mentare daniene ale bazinului Rusca Mont ană - Lunca Cernii. Cea mai importantă falie a sistemului este falia Lunca. Cernii - Tincova (VII) care reprezintă continuarea nordică, în Poiana Ruscă, a faliei Gravita - Moldova Nouă (L. Pa vel eseu et al., 1964; Al. Dincă, P. Z i m m e r m a n n , 1964). în vestul masivului falia se suprapune dis- locației Cinci ș - Vadu Dobrii - Tincova. Dislocația Lunca Cernii - Tinco- va a rejucat în timpul Miocenului, fapt atestat de relațiile față de for- mațiunile miocene din regiunea Lunca Cernii (9). O altă falie a sistemului este cea care delimitează la nord aglomeratele banatitice daniene de la vest de Nădrag. Falii posflaramiee-anlepannoniciie După desăvârșirea aspectului tectonic major în faza mișcărilor laramice, masivul Poiana Ruscă a fost afectat doar de compartimentări puțin importante la. scară regională, legate de evoluția bazinelor neogene limitrofe. Se pot distinge patru sisteme de dislocații dezvoltate în regi- uni diferite, ceea ce împiedică observarea relațiilor de vîrstă; f. Sistemul Bretelin se dezvoltă în extremitatea nord-estică a masi- vului. Faliile orientate NW — SE decroșează formațiunile vraconian- senoniene (22). g. Sistemul Cernișoara Elorese - Ruschița apare în partea de sud a unității epimetamorfice. Faliile orientate NNW — SSE se grupează în r Institutul Geologic al României 47 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 225 două, regiuni; regiunea Ruschița și regiunea Alun - Bunila - Cerni- șoara Florese - Ghelar. La sud de Ruschița dislocațiile sistemului decro- șează falia Lunca Cernii - Tincova. h. Sistemul Nădrag cuprinde falii orientate aproximativ N—S care decroșează aglomeratele banatitice daniene de la Nădrag. Probabil că aces- tefalii sînt sincrone cu acelea ale sistemului Cernișoara Florese-Ruschița. k. Sistemul Teliuc se dezvoltă în partea de est a masivului între Teliuc și Ghelar. Cuprinde falii orientate N—S, formate pe planele „ac” ale formațiunilor cristaline. ELEMENTE DE M1CROTECTONIGĂ Studiile microtectonice au fost începute în Poiana Ruscă în 1958 — 1959 de către I. B croia El vira Bercia (1964), I. Berci a et al., (1,2) în regiunea Teliuc-Vadu Dobriiși continuate ulterior de nume- roși cercetători în restul unității epimetamorfice. Studiile menționate au pus în evidență două faze de cutare în șisturile cristaline, au demon- strat caracterul flexural cu alunecare concentrică al cutelor și au preci- zat orientarea și sensul de afundare al structurii. în urma cercetărilor noastre a rezultat următoarea imagine asupra evoluției și caracterelor deformațiilor suferite de șisturile cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului (fig. 4, tabelul 1) : a) Cutarea sinmetamorfică principală — tectonica . în timpul metamorfismului regional, în stadiul de plasticitate al formațiunilor au luat naștere structurile plicative principale ale masivului. Orientarea est - vestică a structurilor tectonicii Br arată că deformarea s-a produs sub influența unor forțe tangențiale manifestate aproximativ pe direcția N — S. Caracterul cutării este de flexurare cu alunecare concentrică. Elementele microtectonice principale formate sub acest regim tectonic sînt: microcutele B1; liniația ln clivajul axial Cl15 șistozitatea de stra- tificație — Stsr Elementele liniare ale tectonicii (Bn 1J formează în nordul masi- vului o inflexiune către nord. în partea de NW direcția lor revine la E — W și începe să rotească treptat spre WSW. Șistozitatea formată în timpul cutării Br coincide cu stratificația rocilor, fapt evidențiat de concordanța ei față de limitele litologice. Caracterul sinmetamorfic al acestei șistozități de stratificație este indicat de creșterea orientată a mineralelor metamorfice în suprafața ei. A Institutul Geologic al României 22G H. KRAUTNER ET AL. 48 Fig. 4 IGRZ Institutul Geologic al României 49 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA TABELUL 4 Stadiile de deformare ale șisturilor cristaline din unitatea epimetamortică a masivului Poiana Rusei Aspeclu' mortoiog.c Elemente mi- crotectonice Caracteru* deformăm Cauza de- formării 7^3, 8, h Ct, Sls Cutare flexurală cu alu- necare concentrică f miș- cări concentrice oe Sts) ^oqe tangenți- ale in stad ui plastic 1 aaa 1 Flexurare pnn mișcări pe plane cu pozițn apropiate față de Clț 1 forte ta-ngenp j aie in stadtu: 1 St2 s2<>2 St2 , mișcări de supraim o.ngere pe CI? ) sem. plastic î ♦ y' 77 1 ' Bi b St3 flexurare prin mișcări pe piane cu pozipe oOiică față de CI, și CI? (mișcări de sub • împingere pe Clq 1 Forțe rad ta le și oblice oe r>di- A 7âA z// 7 care în stac ui semi plastic A J 1 z- Fig. 4. — Evoluția și aspectele morfologice ale deformațiilor suferite de șisturile cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă. A. Cutarea sinmctamorfică principală Iflexurală cu alunecare concentricii - Tectonica B, (cute Bi si Uneatia li>. B. Fle- xurarea prin mișcări pe planele S3 — Tectonica S3 (microcute B.. liniatla 1„ plane S3 = Clp. C. Flexurares prin mișcări pe plane S3 — Tectonica S3 (mierocute B3. lineatia 13, plane S3 = Cl3h Evolution ct aspects morphologiques des diformătions subies par Ies schistes cristallins de l’unitâ epimetamorphique du massif de Poiana Ruscă. A. Plissenient synmetaniorphique principal (inflexion avec clissement concentrique). - Tcctonlque Bj (plis B, et Iineation I,).. B. Inflexion . Institutul Geologic al României -228 H. KRĂUTNER ET AL. 50 b) Flexurare prin mișcări pe planele S2 — tectonica S2. Cutarea sinmetamorfică principală a fost succedată de deformări cauzate de miș- cări pe plane a căror poziție este adesea apropiată față de clivajele axi- ale ale microcutelor Br Deformațiile au o amploare în general mică. Ele sînt materializate în microcute și nu duc la formarea unor structuri plicative importante. Deplasarea pe planele S2 este de ordinul milimetri- lor și al centimetrilor. Prin însumarea mișcărilor individuale se ajunge Fig. 5. — Aspectul general al deformărilor suferite dc formațiunile cristaline ale unității epimetamorfice prin tectonica S2 (profil schematic). Linia plină indică relieful structural inițial al tectonicii Bx. linia dublă arată relieful structural dobin- dit prin deformarea cauzală de tectonica S2. Aspect general des deformations subies par les formalions cristallophylliennes de runitd epimetamorphique dues â la tcctonique S2 (coupe geologique schema- tiquc). Le trăit simple indique le relief inițial de la tcctonique Bj, le trăit doublc indique le relief acquis ă cause de la deformalion due ă la tcctonique S2. însă probabil la o deformare generală remarcabilă. Întrucît deplasările pe planele S2 sînt îndreptate în mod constant de la sud la nord, com- partimentul superior fiind deplasat spre nord față de cel inferior de-a lungul unei suprafețe înclinate spre sud, rezultă pentru mișcările diferențiale un caracter de supraîmpingere. Această deformare corespunde probabil unei slabe „revărsări” spre nord din zonele centrale ale geosinclina- lului, situate după cum s-a arătat în capitolele precedente, în sudul uni- tății epimetamorfice. Aspectul general al deformării structurilor Bx prin tectonica S2 este reprezentat schematic în fig. 5. 51 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 229 Planele S2 , constituie elementul esențial al tectonicii S2, în- trucît prin intermediul lor se produce deformarea și apar celelalte elemen- te microtectonice. Planele au o poziție apropiată de cea tautozonală față de Bj (diferența unghiulară variază între 5° — 20°). Adesea coincid sau sînt apropiate de dispoziția clivajelor axiale (Clx) ale microcutelor Bv în partea de nord a masivului S2 apare bine dezvoltat și prezintă în gene- ral înclinări mici spre sud și ondulații largi (fig. 6). în sudul zonei nor- NIE! IwlS Relieful ^Imelujl u! tenoMcuH, Fig. 6. — Aspectul morfologic al planelor S2 și al nexurilor (B2) pc cele două flancuri ale unei cute majore Bx. Aspects morphologiques des plâns S» et des inflexions (B2) sur les deux flancs d’un plis majeur Bv dice și în zona mediană înclină puternic spre sud. Sensul de mișcare pe planele S2 a fost arătat mai sus. îndesirea locală a planelor S2 determină apariția unei ș i s t o z i - tați (St2) (fig. 7). Asemenea cazuri se întîlnesc de exemplu în șisturile sericitoase din regiunea Muncelul Mic - Vețel și în șisturile grafitoase din zona mediană (Teliuc - Ghelar). Este important de subliniat faptul că poziția planelor S2 se modi- fică concomitent cu rotirea direcțiilor structurale ale tectonicii Br M i cr o cu t ele B2 sînt situate la intersecția dintre S2și șisto- zitatea de stratificație (Sts) fiind determinate de flexurarea acesteia în 1 7 - C. 223 Institutul Geologic al României 230 H. KRÂUTNER ET AL. urma deplasărilor pe planele S2, care devin astfel clivaje axiale (Cl2) pentru microcutele B2. Aceste relații sînt evidente mai ales în șisturile filitice din partea de nord a masivului (fig. 6, 7) și mai puțin evidente în zona mediană și în sudul zonei nordice, unde plasticitatea probabil Fig. 7. — Șistozitatea St2 formată local într-o zonă de îndesire a planelor S2. Schistosite St2 formSe localement dans une zone o£i Ies plâns S2 se serrent. mai pronunțată a formațiunilor nu a creat situații favorabile conservării relațiilor menționate. Aspectul morfologic al microcutelor B2, se modifică în funcție de poziția lor în ansamblul structural al tectonicii Br Astfel de exemplu microcutele B2 grefate pe flancurile sudice ale cutelor Bx apar sub forme asemănătoare microcutelor Bx în flanc normal, iar cele de pe partea opusă a cutei Bn sub forme asemănătoare microcutelor Br în flanc invers. Întrucît planele Cl2 coincid adesea cu clivajele axiale (Clj) ale microcu- telor B1; microcutele Bj și B2 sînt uneori greu de deosebit, fapt ce implică o atenție sporită în interpretarea structurilor Bx pe baza microcutelor. Axele microcutelor B2 au o poziție apropiată față de cele ale cute- lor Br De regulă formează un unghi ascuțit de ordinul a cîtorva grade, ceea ce se evidențiază printr-o mică necoincidență între lj și B2. L i n i a ț i a 12 este determinată, ca și microcutele B2, de intersec- ția dintre Sts și S2 (Cl2). în subunitatea nordică, în rocile competente de genul cuarțitelor, în care se conservă bine elementele 11? se constată Institutul Geologic al României 53 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 231 adesea că 12 nu coincide cu ln liniațiile intersectîndu-se după un unghi ascuțit. Cele două maxime apropiate obținute pentru elementele liniare din regiunea Teliuc - Ghelar del. Bercia și E I v i r a Bercia (1964), confirmă aceeași situație și în șisturile din subunitatea sudică unde macroscopic relațiile amintite sînt puțin evidente. c) Flexurare prin miș- cări pe planele S3 — tectonica S3. A treia fază de deformare căreia i-au fost supuse forma- țiunile cristaline, se dato- rește unor forțe oblice de subîmpingere care au generat mișcări diferențiale în lungul unor plane puternic înclinate (50°—80°) și cu poziție oblică față de direcțiile structurale ale tectoncii Bxși S2 (fig. 8). Deformațiile flexurale rezul- tate au o amploare mică; ele nu modifică aspectul struc- tural major peste care se su- prapun. Deplasările pe planele Fig. 8. — Aspect general al flexurărilor prin tectonica S3 (microcutcle I33, lineația 13, și planele S3). Aspect g^ndral des inflexions ducs â la tcctonique S3 (microplis B3, lintotion )3 et plâns S3). S3 nu depășesc în general ordinul centimetrilor. Sensul deplasărilor este contrar celui propriu tectonicii S2: în majoritatea cazurilor compartimentul inferior este ridicat față de cel superior, ceea ce arată că tectonica S3 se caracterizează prin mișcări de subîmpingere pe planele S3. în timp ce sensul de mișcare pe S2 este constant, cel pe S3 este variabil. Se constată însă o predominare evidentă a mișcărilor de subîmpingere. însumarea deplasărilor a cauzat probabil ridicarea sub forma unor boltiri nu prea accentuate a zonelor în care planele S3 sînt mai frecvente. Elementele tectonicii S3 nu prezintă o răspîndire omogenă în cadrul masivului. Ele se concentrează în partea de nord-est,nord și vest a masi- vului. în subunitatea sudică au dezvoltarea maximă în regiunea Vadu Dobrii. în restul unității epimetamorfice se întîlnesc sporadic. Intensi- tatea deformărilor tectonicii S3 fiind maximă în regiunea de nord a Poienii Institutul Geologic al României 232 H. KRAUTNER ET AL. 54 N s Fig. 9. — Șistozitatea Șt3 formată local intr-o zonă de îndesire a planelor S3 și modul în care deformează relieful structural Bx. Schistosite St3 localement formee dans une zone ou Ies plâns S3 se serrent et la maniere dont ils deforment Ie relief structural Bx. Fig. 10. — Relațiile elementelor microtcctonice B3 și 13, față dc șistozitatea de stralificațic și planele S3. Relalions des ălăments. microtcctoniques B3 et 13 par l'apport ă la schistosită de stratificat ion et Ies plâns S3. Ruscăi, se poate conclude asupra unei ridicări a acestei zone în timpul de manifestare a tectonicii S3. Planele S3, sînt elementul esențial al tec- tonicii S3, întrucît prin intermediul lor se produc deformările și iau naștere celelalte elemente micro - tectonice. Sînt orientate în general NE — SW și prezintă înclinări puter- nice. Probabil că insta- larea sistemului de falii Chergheș-Ruschița a fost favorizată de existența acestor plane S3. Prin îndesirea lui S3 se ajunge local la o ș i s- t o z i t a t e (St3) care produce deformări ale re- liefului structural Bt după cum sînt indicate înfig. 9. Valea Bătrîna oferă des- chideri frumoase în șisturi cu St3. M i c r o c u t e 1 e B3 sînt situate la intersecția șistozității de stratificație cu planele S3 care devin clivaje axiale (Cl3) pentru aceste cute. Demonstrarea sta- tistică și grafică a acestor Institutul Geologic al României IGR/ 55 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 233 relații într-un afloriment de pe valea Bătrîna este reprezentată în fig. 10. înclinarea și orientarea axelor microcutelor B3 este condiționată de poziția acestora pe structurile Bj (fig. 4). L i n i a ț i a 13 este determinată ca și microcutele B3 de inter- secția dintre Sts și S3. înclinarea și direcția ei este de asemenea condi- ționată de poziția pe relieful structural BP Primit; mai 1966. M Institutul Geologic al României IGR/ BIBLIOGRAFIE A) Lucrări publicate B c r c i a I., B e r c i a E 1 v i r a (1964) Cercetări microtectonice in regiunea Ghelar — Teliuc (Munții Poiana Ruscă). D.S. Corn. Geol. XLIX 1, (1961-1962). București. Cant uniari Șt. (1911) Etudes găologiques dans Ies Monts Poiana Ruscă II. Bassin de Rusca, region de Ruschița (dep. Scverin). III. Versant S de la crete Poiana Lungă — Măgura. C.R. Inst. Geol. Roum., XXVI. București. Chivu C. (1964) Considerații geologice și tectonice In regiunea Gladna Română — Munții Poiana Ruscă. Rev. Minelor, 1. București. C o d a r c e a A 1., P a v e 1 e s c u L. (1954) Cercetări geologice in regiunea Ruschița. D.S. Com- Geol., XXXVIII. București. Codar cea Marcela D c s s i 1 a (1961) Considerații asupra stratigrafie!, genezei și struc- turii formațiunilor cristalofilienc din Carpații Meridionali centrali (Regiunea Rășinari — Cisnădioara — Sadu). An. Com. Geol. XXX1V/1. București. Di mitre seu R. (1956) Obscrvațiuni geologice asupra regiunii calcarelor de Hunedoara (Poiana Ruscă de Est). D.S. Com. Geol. XL (1952 — 1953). București. — (1955) Asupra structurii geologice a părții nord-estice a Munților Poiana Ruscă. Lucr. Inst. Petrol-Gaze. Studii. București. Dine ă A I., Z i m m e r m a n n P. (1964) Contribuțiuni asupra dislocației Tincova-Polom din partea de SW a masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol. L/2 (1962 — 1963). Bucu- rești. G h e o r g h i u C. (1918) Observations sur la geologie de la vallee du Mureș entre Deva et Dobra (depart. de Hunedoara) (Communication priliminaire). C.R. Inst. Geol. Roum., XXIX (1940 — 1941). București. — (1959) Etude geologique de Ia vallee du Mureș, entre la Deva et la Dobra (Monts Apuseni et bassin du Streiul). An. Com. Geol., XXVI —XXVIII. București. G i u ș că D., B i 1 o i u M., Rădulesc u D., S t i o p o 1 Victoria, Dimitrcscu R- (1956) Studiul petrografic al masivului Poiana Ruscă de Sud-vcst. D.S. Com. Geol., XL) (1952 — 1953). București. II a 1 a v â t s J. (1902) Geologischc Vcrhăltnisse der Umgebung Kitid-Russ-Also-Telek (Comi- tat Hunyad). Jahresber. d.k.u. geol. A.f, 1900, Budapest. Institutul Geologic al României 57 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 235 — (1903) Uber den geologischen Bau der Umgebung von Hatzeg-Szăszvâroș. Vajda- hunyad. Arbeiten der XXXII Wanderversammlung ungar. Ărzle und Naturfor- scher. Cluj. — (1904) Ober den geologischen Bau der Umgebung von Vajdahunyad. Jahresber, d.k. ung. geol. Ansi. f. 1902. Budapest. — (1905) Der geologischen Bau der Umgebung von Deva. Jahresber. d.k. ung. geol. Ansi. f. 1903. Budapest. H a u e r F r.. S t a c h e G. (1963, 1885) Geologie Siebcnburgens. Wien. I o n e s c u F 1., Krăutner H., M u r e ș a n M. (1963) Contribuțiuni la cunoașterea funda- mentului cristalin din bazinul Streiului, pe baza noilor date geofizice și geologice. Asoc. geol. Carp.-Balc. V. Congr. 1961, II. București. K a d i c O. (1908) Die geologischen Verhăltnisse des Berglandes am linken Ufer des Maros in der Umgebung von Tisza, Dobra und Lapugy. Jahresber. d.k. ung. geol. A.f. 1906. Budapest. — (1909) Die geologischen Verhăltnisse des Berglandes am linken Marosufer in der Umgebung von Rădulești, Bojabirz und Bătrîna. Jahresb. der k. ung. geol. Ansi, f. 1907, Budapest. — (1911) Die geologischen Verhălnisse der Umgebung Vadu-Dobri, Cerișor und Cser- bel im Komitate Hanyad. Jahresb. der k.u. geol. R.A.f. 190S. Budapest. — (1912) Die geologischen Verhălnnisse des Tales von Runk im Komitat Hunyad. Jahresber. d.k. ung. geol. A.f. 1909. Budapest. K o s a r e v a T a t i a n a, B e r g h e ș Șt. (1962) Observații asupra distribuției și genezei mineralelor de fier de la lazuri. Rev. Alinelor, XIII, 9, București. — Bcrgheș Șt. (1963) Considerații generale cu privire la paleogeografia și metalogcneza masivului Poiang Ruscă. -Ren. Minelor, XIV, 10. București. Krăutner H.G. (1963) Zăcămintul dc sulfuri de la Muneelul Mic. (Poiana Ruscă). Assoc. geol. Carp.-Balc, V. Congr. 1961, II. București. — ■ (1964 a) Privire generală asupra metalogenezei din masivul Poigna Ruscă. Acad. R.P.R. Slud. cercel. Geol. Geofiz. Geogr. Seria Geologie, 9, 1. București. — (1964 b) Zăcămintele de fier din partea centrală estică a masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol., XLIX/1 (1961-1962). București. — (1964 c) Dolomitele cu blendă și galenă din valea Dobra (Poiana Ruscă). D.S. Com. Geol., L72 (1962-1963). București'. — Krăutner Florentina (1962 a) Chimismul zăcămintelor de fier din partea centrală estică a masivului Poiana Ruscă II. Elementele minore. Acad. R.P.R. Stud. Cerc. Geol., VII/2. București. — Krăutner Florentina (1962 b) Chimismul zăcămintelor de fier din . . partea centrală estică a masivului Poiana Ruscă I. Elemente majore. Acad. R. P.R. Stud. Cerc. Geol., VII, 1. București. Loczy I.. v. (1882) Geologische Notitzen aus dem nordlichen Toile des Krassoer Komitates. l'oldt. Kozl., XII, 5—6. Budapest. . (1887) Die geologische Ubersichts.karte der W-lichen Scite, der Umgebung von. Pojana Ruszka. Jahresb. d.k. ung. geol. R.A. VIII, Tabelle XXVIII. Budapest. Institutul Geologic al României IGR 236 H. KRĂUTNER ET AL. 58 Lucea V., C o t a 1 a S i 1 v i a, B u t u c e s c u N. (1957) Cercetări geologice asupra minera- lizărilor polimctalice de la Muncelul Mic (raionul Ilia regiunea Hunedoara). Privire specială asupra genezei zăcâminluIui.Aml. R.P.R. (Cluj) Slud. Cercel. Geol. Geogr., VIII, 3 — 4. Cluj. Maier O., Krăutner H., Krăutner Florentina, Mureșan M., Mureșan G cor get a (1969). Stratigrafia și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană a masivului Poiana Rusca (regiunea Teliuc — Ghelar — Vadu Dobrii). An. Com. Geol., XXXVII, București. Mureșan G c o r g c t a, Mureșan M. (1964) Structura geologică a regiu- nii Tcliuc-Ghelar (zona centrală a masivului Poiana Ruscă) D.S. Inst. Geol., XLIX/1 (1961-1962). București. M o c k e I K. (1923) Comunicare preliminară asupra studiilor petrografice din Poiana Ruscăi. D.S. Inst. Geol. Rom., XI (1922-1923). București. M u r c ș a n M. (1964 a) Considerațiuni asupra corelațiilor între cartarea stratigrafică-struc- turală a cristalinului epimetamorfic din Poiana Ruscă și datele magnetometrice. D.S. Inst. Geol., L/2 (1962 — 1963). București. — (1964 b) Studii geologice în cristalinul epimetamorfic din partea de nord-vest a masivului Poiana Ruscă. D.S. Inst. Geol., L/2 1(962 — 1963). București. — (1965) Studii geologice în regiunea Tomești-Luncani-Gladna Română (Poiana Ruscă de NW). D.S. Inst. Geol., LI/1, (1963-1964). București. — (1966) Interdependențe stratigraficc-structurale în șisturile cristaline epimeta- morfice din partea de NW a masivului Poiana Ruscă. D.S. Inst. Geol., LII/1. București. Neacșu G h. Z i m m e r m a n n., P a r a s c h i v e s c u C. (1964) Contribuții la cunoaș- terea petrografiei și structurii cristalinului din partea de nord-est a masivului Poiana Ruscă (Roșcani-Bătrîna-Ferigi-D.Făgețel). D.S. Com. Geol. XLIV/2 (1961 — 1962). București. N o p c ș a Fr. (1905) Zur Geologie der Gegend zwischcn Gyulafehlesvar, Deva, Ruskabanya und der rumanischen Landesgrenze. Mitt. a.d. Jahrb. d.k. ung. geol. Anst., XIV, II. 4. Budapest. Papiu V. (1956) Cercetări geologice pe versantul de NW al masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol., XL (1952 — 53). București. — Popescu A., Scrafimovici V., Duțu M. (1962) Cercetări geologice și petrografice în masivul dolomitelor de Hunedoara. D.S. Com. Geol., XLVII (1959 — 60). București. — Popescu A., S c r a f i m o v i c i V. (1963) Considerații petrogenetice asupra carbonatitelor cpizonale din masivul Poiana Ruscă. Assoc. geol. Carp.-Balc. V. Congr. 1961, II. București. — Popescu A., S e r a f i m o v i c i V. (1964) Importanța litogcnetică a rocilor carbonatate din epizona masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol. XLIX/2 (1961 — 1962). București. Papp K.v. (1919) Die Eiscnerz-und Kohlenvorrăte des ungarischen Rcichcs I. Budapest. Partsch P. (1826 — 1827) Tagebiicher der Reisen in Siebenbiirgen. Manuscript. Muzeul Bruckenthal Sibiu. 59 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 237 PavelescuL. (1953) Cercetări geologice în împrejurimile regiunii Vadu Dobrii. D.S. Com. Geol. XXXVII. București. — (1951) Studiu geologic și petrografic al părții centrale și de sud-est a Munților Poiana Ruscă. An. Com. Geol., XXVII. București. — (1955). Cercetări geologice și petrografice In Munții Sebeș. An. Com. Geol., XXXIII. București. — (1958) Geologia și petrografia regiunii Ruschița. An. Com. Geol., XXXII. Bucu- rești. — M a i e r O., Krautner H., M u r e ș a n M., Krâutner Florentina (1961) Structura și stratigrafia șisturilor cristaline din regiunea Ruschița (Poiana Ruscă). An. Com. Geol., XXXIV/1. București. Popescu A. (1964) Cercetări geologice și petrografice în regiunea Luncani — Tomcști. D.S. Com. Geol., XLIX/1 (1961 — 1962). București. S a v u 1 M., I a n o v i ci V. (1959) Chimismul rocilor dolomiticc de la Hunedoara. Acad. R.P.R. Stud. și Cerc. Geol. IV, 1, București. S c h a f a r z i k Fr. (1902) Die geologischen Verhâltnisse der westlichen Auslâufer der Pojana. Ruska. Jahrcs. d.k. ung. geol. A.f. 1902. Budapest. — (1903) Uber de geologischen Verhâltnisse der Umgebung von Furdia und Nămct- Gladna, sowie der Gegend W-lich von Nădrag. Jahresb. d.k. ung. geol. A.f. 1901. Budapest. — (1904) Uber die geologischen Verhâltnisse der Umgebung von Romangladna. Jahresber. d.k. ung. geol. A.f. 1902. Budapest. — (1905) Uber die geologischen Verhâltnisse der Umgebung von Lunkany und Pojen sowie des Kronyettales bei Nădrag. Jahresb. d.k.u. geol. A.f. 1903. Budapest. — (1906) Uber die geologischen Verhâltnisse von Forasest un Tomest im Komitat Krasso-Szdreny. Jahresb. d.k.u. geol. A. 1904. Budapest. — (1907) Uber die geologischen Verhâltnisse des SW-lichen Pojana Ruszkagebirge im Komitat Krass6-Sz6reny. Jahresb. d.k.u.A. 1905. Budapest. — (1908) Die geologischen Verhâltnisse der Umgebung von Ruszkabânya. Jahresb. d.k.u. geol. A.f.1906, 111-123, Budapest. — (1909) Uber die geologischen Verhălnisse der Umgebung von Nyiresfalva und Vaspa- tak im Komitat Hunyad. Jahresb. d.k. ung. geol. A.f. 1907, Budapest. — (1911) Die geologischen verhâltnisse der Umgebung von Gyalâr. Jahresb. d.k.u. geol. R.A.f. 1908, Budapest. S t u r D. (1863) Bericht uber die geologische Ubersichtaufnahme des siid-vestlichen Sieben- biirgens im Sommer 1860. Jahresb. d.k. ung. geol. R.A. XIII, Budapest. Urdea I. (1963) Structura geologică a zăcămintelor de fier Teliuc și Ghelar. Rev. Minelor, XIV, 8, București. B) Lucrări nepublicate 1. Berci a I., Berci a El vira, Krâutner H., Krâutner Florentina, M a i e r O., M u r e ș a n M., Mure ș an Georgeta (1958) Raport asupra cercetărilor geologice în masivul Poiana Ruscă (Teliuc — Ruda). Arh. Com. Stat Geol. București. \ icrz Institutul Geologic al României 238 H. KRĂUTNER ET AL. 60 2. — B e r c i a Elvira, Krăutner H., Krăutner Florentina. Maior O., Mureș an M., Mureșan Georgeta, Neacșu Gh., Chivu'C r. (1959) Raport asupra cercetărilor geologice în regiunea Ruda — Poiana Crivina — Bătrina — Socet — Cerbăl — Sohodol (Poiana Ruscă) Arh. Com. Stat. Geol. București. 3. C h i v u C., S e r a f i in o v i c i V. (1961) Raport geologic asupra lucrărilor de prospecțiuni geologice pentru minereuri de fier și sulfuri complexe (Poiana Ruscă). Arh. Com. Stat Geol. București. 4. — S e r a f i m o v i c i V. (1962) Raport geologic asupra lucrărilor de prospec- țiuni geologice pentru minereuri de fier și sulfuri complexe in reg. Gladna Română — Surduc — Botești (Poiana Ruscă de NW). Arh. Com. Stat Geol. București. 5. Ciornei P. (1952) Raport asupra prospecțiunilor de minereuri neferoase din regiunea Tincova. Arh. Com. Stat Geol. București. fi. Codarcea Al. (1948) Raport asupra rezervelor de minereuri de fier ale reg. Teliuc — Ghslar (partea de E a Munților Poiana Ruscă). Arh. Com. Stat Geol. București. 7. — P e t r u 1 i a n N. (1912) Raport geologic minier asupra zăcămintelor de fier din Poiana Ruscă — reg. Teliuc — Ghelar. Arh. Com. Stat Geol. București. 8. — Petrulian N. (1943) Raport geologic minier asupra zăcămintelor de minereuri din reg. Ruschița. Arh. Com. Stat Geol. București. 9. Dine ă Al., Georgescu D., G e o r g e s c u L e n u ța (1963) Prospecțiuni geologice pentru cărbuni în bazinul Rusca Montană. Arh. Com. Stat Geol. București. 10. Gherasi N. (1942) Raport asupra zăcămintelor de fier și mangan din reg. Arănieș — Bătrina (Poiana Ruscă de N). Arh. Com. Stat Geol. București. 11. — (1943) Raport asupra ivirilor de minereuri de fier din reg. Poieni (Poiana Ruscă 2 de N). Arh. Com. Stat Geol. București. 12. G i u ș c ă D. (1943) Raport asupra posibilităților miniere ale reg. Nădrag, Arh. Com. Stat ... Geol. București. 13. — (1947) Raport asupra posibilităților miniere ale regiunii Poiana Ruscă de SW. Arh. Com. Stat Geol. București. 14. H a n o m o 1 o I., II a n o m o 1 o A n t p a n e t.a, C h i v u C. (1960) Raport geologic asupra . , lucrărilor de prospecțiune geologică pentru minereuri de fier in reg. VI. Plaiului — Ferigi — Poienița Tomii — Muncelul Mic. Arh. Com. Stat Geol. București. 15. Ilie s cu Violeta (1964 — 1965) Studiul palitiologic al depozitelor paleozoice dc la Secu — Doman și al șisturilor cristaline din Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat Geol. București. 16. . Io n e s eu C. (1955) Raport asupra cercetărilor geologice din partea dc NW a masivului Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat Geol. București. 17. . — ..(1956) Raport geologic asupra regiunii Alun— Sohodol — Lelese. Arh. Com. Stat Geol. București. 18. K r ă ut ne r II., Krâu tn er Florentina (1962) Studii geologice in partea de NE a masivului Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat Geol. București. 19. — Krăutner F 1 o r e n t i n a (1963) Cartări, revizuiri și coordonări In cu- prinsul foilor 82 Deva și 81 Margina. Arh. Com. Stat Geol. București., . 20. — Krăutner Florentina. Mureșan G e o r g e t a, M u r e ș a n M. (1962 ) Structura geologică a reg. Roșcani — Poieni — Poiana Răchițele — Ferigi (Poiana Ruscă de N). Arh. Com. Stat Geol. București. . Institutul Geologic al României 61 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 239 21. — Krautner Florentina, MureșanGeorgeta, Mureșan M. (1964) Studii geologice în partea de W a masivului Poiana Ruscă (reg. Gladna Română — Firdca — Nădrag — Căvăfan — V f. Padeș). Arh. Com. Stat. Geol. București. 22. L u p u M., L u p u D e n i s a (1962) Cartări, revizuiri și coordonări in cuprinsul foii 82 Deva. Arh. Com. Stat. Geol. București. 23. Maior O., S o 1 o m o n I., V a S i 1 e s C u G. (1960) Raport asupra prospecțiunilor geolo- gice în reg. Poieni — Bătrina — Roșcani (Poiana Ruscă). Arh. Com. Stat. Geol. București. 24. — Solomon I., Va si ies cu G. (1961) Raport asupra prospecțiunilor geolo- gice executate în reg. Nădrag (Poiana Ruscă). Arh. Com. Stat Geol. București. 25. — S o I o in o n I., V a s i 1 e s c u G., Zimmermann V o i c h i ț a, Z i m- m e r m a n n P. (1962) Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier în regiunea Voislova — Lunca Cernii — Bucova. Arh. Com. Stat Geol. București. 26. — S o 1 o m o n I., V a s i 1 e s c u G., Zimmermann P., Zimmermann V o i c h i ț a, A n d r c i A. (1963) Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier din partea de SE a masivului Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat. Geol. București. 27. Mureșa n M. (1965) Prezentarea hărții geologice a părții de NW a masivului Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat Geol. București. 28. — Mureșan Georgeta (1962) Studii geologice in cuprinsul foii 81 Mar- gina (reg. Poieni — Tomești — Luncani). Arh. Com. Stat. Geol. București. 29. — Mureșan Georgeta (1963) Studii stratigrafice și structurale in partea de NW a masivului Poiana Ruscă (reg. Tomești — Luncani - Gladna Română) Arh. Com. Stat Geol. București. 30. N e a c ș u G., Zimmermann P., Zimmermann Voichița (1961) Raport geologic asupra lucrărilor de prospecțiuni pentru minereuri de fier în partea de SW a masivului Poiana Ruscă.- Arii. Corn. Stat. Geol. București. 31. P a v e 1 c s c u M a r i a, K r ă u t n c r Florentina, MureșanGeorgeta (1962), Studiul forajelor din șantierul Poiana Ruscă (Ghelar). Arh. Com. Stat. Geol. București. 32. — Krautner Florentina, Mureșan Georgeta (1963) Studiul petrografic al forajelor din șantierul Poiana Ruscă (Teliuc — Ghelar — Vadul Dobrii — Ruschița). Arh. Com. Stat Geol. București. 33. P î r v u Olivia (1955) Raport asupra cercetărilor geologice din regiunea Muncelul Mic — Cutin. Arh. Com. Stat Geol. București. 34. P î r v u-R o m a n e s c u O 1 i v i a (1956) Raport asupra cercetărilor geologice din regiunea Boș — Groși — Arănieș. Arh. Com. Stat Geol. București. 35. Rom anescu Olivia (1958) Raport asupra cercetărilor geologice din regiunea Groși — C.erbăl — Arănieș — Cutin. Arh. Com. Stat Geol. București. Institutul Geologic al României 210 H. KRĂUTNER ET AL. 62 36. Savu H. (1953) Raport geologic asupra lucrărilor din partea de NW a Masivului Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat Geol. București. 37. V î j d e a E 1 c o n o r a (1964) Experimentarea unor metode de determinare a virstelor absolute. (Manuscris). 38. Z i m m e r m a n n P., Zi m m e r m a n n V o i c h i ț a (1964) Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier din partea SE a masivului Poiana Ruscă. Arh. Com. Stat Geol. București. Institutul Geologic al României LA STRATIGRAPHIE, L’EVOLUTION DU MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TECTONIQUE DES FORMATIONS CRISTAL LOPHYLLIENNES DE L’UNITE EPIMETAMORPHIQUE DU MASSIF DE POIANA RUSCĂ PAR HANS G. KRÂUTNER, FLORENTINA KRÂUTNER, GEORGETA MUREȘAN, MIRGEA MUREȘAN (Resume) Le massif de Poiana Ruscă est constitue principalemcnt par des schistes cristallins. Au point de vue structural Ies formations eristallines de ce massif appartiennent ă deux unites tectoniques majeures: l’unite m&ometâmorphique au S et l’unite epimetamorphique au N. Cette derniere unite constitue l’objet du present ouvrage. Dans Ies zones margi- nales du massif et dans le bassin de Rusca Montană - Luncă Cernei, Ies schistes cristallins sont surmontes transgressivement, par des depots sedimentaires attribu6s au: Cretace, Paleogbne, Tortonien, Sarmatien et Pannonien. Les formations eristallines sont traversees par des filons de roches basiques mdsozo'iques; par des intrusions et dykes de roches banatitiques (granodiorites, diorites, porphyres granodioritiques, rhyo- lites, andesites, lamprophyres) ninși que par des andesites et des roches basaltiques neozoiques. LES UXITfiS TECTOXIQUES DU MASSIF DE POIAXĂ RUSCA Le massif de Poiana Ruscă est constitue par deux unites tectoui- ques majeures : l’unite mesom6tamorphique (au S) et l’unite epimdta- morphiquc (au N)-, săparees par une importante dislocation directionnelle Institutul Geologic al României 242 H. KRĂUTNER ET AL. 64 — ligne Cinciș - Vadu Dobrii - Tincova. — au long de laquelle l’unite meridionale chevauche l’unitd septentrionale. UNITE MESOMETAMORPHIQUE Les schistes cristallins de l’unite mesometamorphique du massif de Poiana Ruscă appartiennent â trois subunites tectoniques deiimitees par des dislocations directionnelles. a) La subunite de Lingina-Căvăran occupe la pârtie N de l’unite mesometamorphique. Elle est deiimitee vers le S par les sediments du bassin de Rusca Montană - Lunca Cernii (region de Căvăran - sommet de Schela) et par la ligne de chevauchement Lunca Cernii -Hajdău - Țața, dans la region qui est ă l’est de Ruschița. Ce contact tectonique repr6- sente la continuation vers l’est de la ligne de chevauchement laramique Lunca Cernii - Tincova. b) La subunite de Boița - Lunca Cernii represente la subunite mo- yenne de l’unite mesometamorphique et comprend la bande des schistes â retromorphisme puissant, instalies entre les localites Silvașul de Jos- Boița - Hajdău - Lunca Cernii. La limite meridionale se trouve tout le long de la faille directionnelle de Boița - Negoi. c) La subunite de Bouțar - Valea Fierului constitue la pârtie meri- dionale de l’unitd mesometamorphique. Vers le N elle chevauche la sub- unite de Boița - Lunca Cernii le long de la faille de Boița - Negoi, tandis que vers le S elle est deiimitee par le plan de chevauchement de la nap- pe getique. Au SW du massif les formations metamorphiques de ces trois sub- unites tectoniques sont recouvertes par les depots du bassin sedimen- taire de Rusca Montană - Lunca Cernii; des failles et des chevauche- ments importants separent ces depots sedimentaires des schistes cristal- lins situes au N et au SE. unite EpimEtamorphi que On y distingue deux subunites tectoniques plus importantes. a) La subunite septentrionale occupe la plus grande pârtie de l’u- nite epimetamorphique. Vers le N, 1’ E et l’W elle est deiimitee par les bassins sedimentaires limitrophes. Au S la limite se rdalise au long de la ligne tectonique directionnelle d’Alun - Nădrag. 65 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 243 b) La subunite meridionale comprend la bande de schistes situde entre la faille de Cinciș — Vadu Dobrii — Tincova au S et la faille d’Alun — Nădrag au N. La subunite meridionale chevauche vers le N la subunite septentrionale, et ă son tour est chevauchee par l’unite mdsomd- tamorphique. Des unites tectoniques distinctes, appartenant ă la subunitd meridio- nale sont representes par la lame tectonique de Teliuc — Bunila et par le compartiment dela serie de Nădrag. STRATIGHAPHIE DES SCHISTES CHISTALLINS La separation en horizons des formations metamorphiques de Poiana Ruscă (tableau 1, fig. 1) est fondee sur la deiimitation, dans l’empi- lement des schistes cristallins, des produits appartenant aux principales dtapes de l’evolution de la sedimentation et du magmatisme. Trois series cristallines peuvent etre ainsi sdpardes comme unites stratigraphiques majeures, notamment: sdrie de Bătrîna, serie volcanogene basique et sdrie de Padeș. Des complexes stratigraphiques s’ebauchent comme sub- divisions stratigraphiques des series cristallines. Ces complexes se delimi- tent soit d’apres des criteres pareils ă ceux utilis6s pour la separation des series, donc en tenant compte des associations naturelles des roches, soit basd sur certains horizons et niveaux stratigraphiques constitues par des associations de roches caracteristiques. Les principaux moments de l’evolution du domaine sddimentaire et du magmatisme, utilis6s afin de separer les divisions stratigraphiques sont : l’installation du magmatisme basique extrusif, l’achevement de son activitd, la fin de la rdcifogenese, l’installation du magmatisme acide extrusif. (A) ShRIE DE BĂTRÎNA Cette serie dont l’dpaisseur visible est apprdcide entre 2000 et 2500 m comprend les formations inferieures connues dans l’unite epimetamorphi- que du massif de Poiana Ruscă. Les roches de nature terrigdne y prddomi- nent. Cette serie se caracterise, contrairement aux deux series superieures, par une uniformite pdtrographique remarquable concernant les trois complexes stratigraphiques constitutifs. Aussi ddbuit-on que durant la formation dc la serie respective, los condiționa paldogdographiques et de 244 'H. KRĂUTNER ET AL. G6 sedimentation specifiques â chacun des complexes etaient coustantes su tonte la surface de l’unite epimetamorphique. Dans la pârtie inferieure de la serie il y a des indications sur l’existence •d’une ac tivite volcanogdne basique sous-marine. La serie de Bătrina comprend trois complexes strat igraphiques: Aj Le complexe des schistes graphitenx â intercalat io ns de roches vertes tufogenes; A2 Le complexe des schistes sericito-chloriteux quartzitiques ; A3 Le complexe des schistes graphitenx. Ai Le complexe des schistes graphitenx a intercalations de roches vertes tufogenes (> 1500 m) comprend Ies formations cristallophylliennes Ies plus inferieures connues dans l’unite epimetamorphique du massif. II est constitue, en majorite, par des schistes sericito-graphiteux et par des schistes sericito-chloriteux quartzitiques, auxquels s’associent des quartzi- tes graphitenx, des schistes graphitenx, des schistes sericito-cloriteux, des schistes chlorito-albitiques ă calcite, parfois biotitiques, d’origine tufogene et d’une maniere tont â fait subordonare, par des calcaires. Ce complexe comprend quatre horizons stratigraphiques : Arî. L’ h o r i z o n des „ a 1t e r n a n c e s ” reprâsente la pârtie la plus inferieure connue du complexe et comprend une alternance caracteristique de schistes chlorito-sericiteux avec des quartzites noirs vers la pârtie inferieure et de schistes sericito-chloriteux avec des schistes graphitenx vers la pârtie superieure. Ai.2. L’ h o r i z o n s 6 r i c i t o - g r a p h i t e u x inferieur est constitue par des schistes sdricito-graphiteux et des schistes sericito- chloriteux. Ar3. L’ hor i z o n des m 61 a t u f s b a s i q u e s comprend Ies schistes verts tufogenes et Ies schistes sericito-chloriteux qui se trou- vent en alternance avec Ies metatufs. ■ Ar4. L’ h o r i z o n s 6 r i c i t o - g r a p h i t e u x s u p e r i e u r est- constitue par des schistes sericito-graphiteux et des schistes serieito- chloriteux quartzitiques qui apparaissent ă la pârtie superieure du com- plexe. A2. Le complexe des schistes sericito-chloriteux quartzitiques (de 100 ă 300m) se caracterise par une remarquable uniformite petrographiquc; il est constitue par des schistes quartzitiques sericito-chloriteux et des schistes sericito-chloriteux quartzitiques qui sporadiquement deviehnent faiblement graphitenx. Institutul Geologic al României 67 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 245 As. Le complexe des schistes graphiteux (de 300 a 700 m) au point de vue petrographiquc uniforme, est constitui par des schistes serieito1 graphiteux, des schistes chlorito-graphiteux et des intercalations sporadi- ques de dolomies et de calcaires. Vers la pârtie inferieure du complexe s’individualise le niveau des calcaires de Ferigi. (B) SCRIE VOLCANOGENE BASIQUE Cette serie comprend Ies produits extrusifs de la phase principale de manifestat ion du magmatisme inițial ainsi que Ies formations terrigenes et carbonatees synchrones. La serie volcanogene basique couvre cn succes- sion normale la s6rie de Bătrîna, fait attest6 par l’alternance des roches vertes tufogenes qui se trouvent â la pârtie inferieure de la serie, avec des schistes graphiteux du meme type que ceux constituent le complexe des schistes graphiteux (A3). L’installation du volcanisme basique, pour la plupart sous marin — comme ilresort de l’alternance de ses produits extrusifs avec des formations sedimentaircs marines—a ete accompagnee par des changements importants des facies sedimentaircs. En ce temps nous assistons ă une differenciation des conditions de sedimentation au N tant qu’au S de l’nnite epimetamor- phique du massif. La differenciation s’accentue de plus en plus au fur et â mesure qu’on avance vers Ies parties superieures de la serie. L’installa- tion concomitante do la- recifogen&sc dolomitique — favorisee probablement par l’activite du magmatisme basique — a contribue aussi â la differen- ciation des conditions de sedimentation au N et au 8 du massif. Aussi distinque-t-on dans la serie volcanogene basique deux facies de sedimen- tation : le facies septentrional et le facies meridional. La succession stratigraphique etablie dans la serie volcanogene basi- que est la suivante : Facies septentrional B2 Le complexe des schistes sericito-chloriteux â intercalations de roches vertes tufogenes; Bj Le complexe des schistes verts tufogenes ; Facies meridional B' Le complexe des schistes verts tufogenes (d’Alun-Ruschița). 18 - C. 223 Institutul Geologic al României 216 H. KRĂUTNER ET AL. 68 Dans la zone septentrionale du massif la sirie volcano- gene basique se caractirise par de fortes epaisseurs (2500 â 4000 m). Ony a pu siparer deux complexes stratigrahiques. La sdrie comprend de nombreu- ses intercalations importantes des roches carbonatiques (calcaires et dolomi- tiques); les schistes terrigenes se diveloppent surtout au depens des roches vertes tufogenes ; les accumulations ferriferes apparaissent sous facies d’ox- ydes. Dans la zone meridionale du massif la serie volcanogene basi- que presante des epaisseurs reduites (400 â 1500 m). Les roches vertes tufogenes sont abondantes et souvent associies aux calcaires marmoreens ; les gisements de fer apparaissent sous facies a carbonates. On ne peut pas distinguer les correspondantes stratigraphiques des deux complexes de la zone septentrionale. II n’y a que l’horizon infirieur, â l’intermidc duquel se rialise la transition vers le complexe des schistes graphiteux, qui apparait dans les deux zones de sddimentation mentionnies. Facies septentrional Bj Le complexe des schistes verts tufogenes (de 500 â 1000 m) comprend la majorite des mitatufs basiques de la zone septentrionale ; il correspond â l’activite maximum du magmatisme basique inițial de cette zone du massif. Ă la base du complexe on distingue un horizon inferieur constitui par une alternance de schistes sdricito-graphiteux â roches vertes tufogenes et de schistes sdricito-chloriteux. La pârtie supdrieure du complexe est constituie des schistes verts tufogenes et des schistes siricito-chlo- riteux. B2 Le complexe des schistes sMcito-chloriteux « intercalations de roches vertes tufogenes (2000 ă 3000 m) suit en succession normale au complexe Bx; il est constitui par des schistes sericito-chloriteux, prepondirents, dans lesquels se trouvent des intercalations, ă differents niveaux, de couches minces de mitatufs basiques et de bancs ipais de dolomies et de calcaires. Les roches carbonatiques constituent deux horizons principaux, notam- ment: L’ h o r i z o n des calcaires c t des dolomies de N a n d r u - v a 11 e e de I z v o r a ș u ( i n f 6 r i e u r ) et 1 ’ h o r i- zon des calcaires et des dolomies de T o m e ș t i- Groși (s u p 6 r i e u r ). Ă la pârtie supirieure de complexe il y a un horizon caractiristique, qui a ite utilisi pour dilimiter la pârtie supirieure de la sirie volcanogene Institutul Geologic al României \ IGR^ 69 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCĂ 217 basique: l’horizon de Tomești-Groși. II repose sur les calcaires de Tomești-Groși, 6tant constitui par de schistes verts tufogenes, quartzites noirs et schistes s^ricito-chior iteux. Facies meridional B' Le complexe des schistes verts tufogenes (d'Alun-Ruschița) (de 400 a 1000 m) est constitui, pour la plupart, par des roches vertes tufogenes asso- cides aux calcaires, aux dolomies et aux roches terrigenes reprdsentdes par des schistes sdricito-ehloriteux, des schistes sdricito-graphiteux, des quar- tzites, des schistes muscovitiques ă biotite, parfois â almandin et hornblende vert bleuâtre. Dans la region d’Alun-Ruschița les mdtatufs et les m^tatuffi- tes basiques sont associds aux calcaires marmoreens (calcaires de Ruschița- Alun). L’abondance des roches vertes tufogenes indique une activite in- tense du magmatisme basique inițial dans la zone meridionale. Ce complexe renferme les gisements importants de fer du massif (Teliuc, Ghelar, Vadu Dobrii, Ruschița, Negrii) developpds sous facies carbonatique. Ă labase du complexe on distingue l’horizon i n f 6 r i e u r , connu aussi dans le facies septentrional. L’horizon infdricur est constitui par une alternance de schistes sdricito-graphiteux, sdricito-chioriteux et roches vertes tufogenes. Localement, entre Teliuc et Ghelar on y rencontre aussi des calcaires dolomitiques. L’dpaisseur de cet horizon et d’ailleurs de tont ce complexe, augmente de l’E (rdgion de Teliuc) vers l’W(rdgion de Ruda-Ruschița). Dans la region de Teliuc, â la pârtie supdrieure du com- plexe, s'individualise un niveau stratigraphique caracteristiquc-n iveau du c a 1 c a i r e b 1 a n c -d o 1 o m i e n o i r e . (C) serie de padeș Cette s£rie comprend toutes les formations eristallines superieures â la s6rie volcanogene basique. La puissance maximum de cette s^rie touche 7500 m dans la zone septentrionale du massif. La s6rie de Padeș se caract&ise par la piAdominance d’un materiei d’origine terrigene ou se trouvent, â la pârtie infdrieure, d’importantes intercalations massives de roches dolomitiques et, â la pârtie superieure, des niveaux de m6tatufs acides. Les formations de cette sdrie sont traversees par des dykes de roches porphyroîdes et par des m&agabbros. La sdrie de Padeș repose en continuii de s^dimentation sur las6rie volcanogene basique. / A Institutul Geologic al României \JCRZ 218 H. KRĂUTNER ET AL. 70 Les dissemblances de facies entre les deux zones de l’unite dpimeta- morphique se maintiennent sans doute partiellement aussi durant la sedi- mentation de la serie do Padeș. On ne constate pourtant pas leur presence que dans le cadre du complexe inferieur de la serie, parce que dans la zone meridionale du massif les complexes superieurs n’affleurent pas. Le f a c i e s s e p t e n t r i o n a 1 a comme caracteristiquc un large developpement des roches dolomitiques, qui occupent la plus grande pârtie du complexe inferieur. Les formations correspondantes du f a c i e s meridional sont representees d’une maniere preponderente par les roches de nature terrigene, dans lesquelles se trouvent intercalees les couches dolomitiques grâce auxquelles les massifs carbonatiques du N s’endentent avec les schistes synchrones du S. Dans la pârtie superieure de la serie de Padeș s’intercalent les produits extrusifs du cycle acide du magmatisme inițial, developpds specialemcnt au NE du massif. Les mdtatufs acides ont 6t6 attribuds au complexe superieur dc la serie de Padeș, car leur presence en quantite reduite, par rapport aux roches terrigenes de ce complexe, nc justifie pas la separation d’une serie s6dimentogene volcanogene acide a Poiana Ruscă. La succession stratigraphique etablie dans la sdrie de Padeș est la suivante : Cj Le complexe des schistes sericito-chloriteux et des dolomies de Hune- doara-Luncani ; C2 Le complexe des schistes sericito-chloriteux supradolomitiques ; C3 Le complexe des schistes sdricito'-chloriteux et des mdtatufs acides. Pour la subdivision stratigraphique de la serie de Padeș on s’est appuye sur deux moments important» dans l’evolution de la sedimentat ion et du magmatisme, notamment: cessation des cumulations des formations dolo- mitiques et commencement de la manifestat ion regionale du magmatisme acide. Ci Le complexe des schistes sericito-chloriteux et des dolomies de Hune- doara-Luncani (de 1500 ă 3000 m) surmonte, en succession normale, la sdrie volcanogene basique. II correspond â la periode du developpement maximum du ddpot des formations dolomitiques. Dans la s u b u n i t e septentrionale de l’unite epimdtamor- phique (dans le facids septentrional) le complexe est constitud par des roches dolomitiques en abondance et subordonnd par des calcaires, des schistes sdricito-chloriteux quartzitiques, des phyllites sdriciteuses, des schistes scrieito-graphiteux, des phyllites graphitcuses, des quartzites et des quartzi- 71 1;ORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 219 tes noirs (mdtalidites). Les roches dolomitiques et calcaires constituent deux massifs importants, le massif des dolomies de Hunedoara et le massif des dolomies de Luncani. Dans les zones oii les roches dolomitiques s’enden- tent avec les formations temgânes environnantes, l’dpaisseur du complexe decroît graduellement pour toucher les valeurs minimes dans les r^gions ou les roches dolomitiques sont le moins developpdes. Dans la s u b u n i t e m 6 r i d i o n a 1 e de l’unit6 ^pim^tamorphique le complexe (dans le facies meridional) n’affleure que dans la rdgion de Ruschița-Valea Negrii, et en est constitui, en abondanee, par les formations de nature terrigene—schistes sericito-chloriteux ± biotitiques, schistes sdri- cito-graphiteux ± biotitiques, schistes muscovito-biotitiques ă grenats, quartzites — dans lesquelles se trouvent intercalls, sous forme de couches dolomitiques qui s’effilent graduellement vers le 8, les prolongements mlridionaux des dolomies de Luncani. C2 Le complexe des schistes sericito-chloriteux „supradolomitiques” (de 1000 a 2500 m) repose normalement sur les formations terrigenes autant que sur celles ăcarbonates (dolomies de Hunedoara-Luncani) du complexe CK Quant ă la pltrographie, le complexe est constitui par des schistes sericito- chloriteux, par des phyllites slriciteuses, des schistes sdricito-graphiteux et d’une maniere subordonnlc par des calcaires, dolomies et quartzites. Les roches carbonatiques ne se trouvent que sporadiquement ă la pârtie infdrieure du complexe. Elles y constituent les dernieres formations de la barriere dolomitique, situdes au-dessus du niveau des quartzites noirs qui dllimitent la pârtie suplrieure du complexe (CJ. La limite suplrieure du complexe se trouve ă la basc des mltatufs acides, qui indiquent â Poiana Ruscă, le dlbut de l’activitl du magmatisme acide ă extension regionale. L’epaisseur du complexe C2 est variable; les Ipaisseurs les plus reduites se trouvent au-dessus de la zone centrale de la barriere dolomitique, lâ, oii les formations ă carbonates du complexe inflrieur (CJ prlsentent les epaisseurs maximums. C3 Le complexe des schistes sericito-chloriteux et des metatufs acides ( >2000 m) comprend la pârtie superieure de la pile de schistes cristallins de l’imitd epimetamorphique du massif et correspond ă la pâriode de l’activitd du magmatisme acide de Poiana Ruscă. Lo complexe est constitui essen- tiellement par des roches de nature terrigene —schistes slricito-chloriteux, schistes slricito-graphiteux, phyllites sericiteuses, schistes blastodltriti- ques et subordonai par des metatufs acides et des schistes verts tufogenes, Institutul Geologic al României 250 H. KRĂUTNER ET AL. 72 quartzites noirs et calcaires rubanes. La limite infdrieure du complexe se trouve au-dessous des premiers mdtatufs acides â extension regionale dans la serie de Padeș. (N) SCRIE DE NĂDRAG La serie de Nădrag comprend Ies formations cristallophylliennes situees â l’W du massif, sdparees tectoniquement du reste des schistes cristallins. Aussi ne peut-on pas preciser (vue la superposition), leur posi- tion stratigraphique dans l’empilement des schistes de l’unite dpimdtamor- phique. Les roches attribueos â cette sdrie sont representdes par Ies schistes epimdtamorphiques autant quc mesomdtamorphiques, dont le degrd de mdtamorphisme ne depasse pourtant pas, en gdndral, le sous-facies quartz- albite-almandin du facies des schistes verts. La serie de Nădrag comprend les formations cristallines qui se trou- vent entre la faille directionnelle situee au N de la localite de Crivina et de Nădrag—faille d’Alun-Nădrag, le corps banatitique de Tincova et la dislocation directionnelle de Teliuc-Ruschița. La succession stratigraphique 6tablie dans la sdrie de Nădrag est la suivante : Nx complexe des micaschistes infdrieurs; N2 horizon du calcaire de Nădrag; N3 complexe des micaschistes supdrieurs ; N4 complexe des schistes ă muscovite et biotite; N5 complexe des schistes sdricito-chloriteux. Nj Le complexe des micaschistes inf&ieurs ( > 1000 m) comprend les formations les plus profondes connues de la sdrie. Au point de vue pdtro- graphique il est constitui essentielloment par dos micaschistes ă biotite, des micaschistes â grenats, des schistes quartzitiques muscovitiques et de rares et minces intercalations (de l’ordre des centimetres jusqu’aux ddci- metres) de calcaires et quartzites noirs rubanes, affleurant sur les vallees tributaires situdes du cote droit de la valide de Nădrag. Les phenomenes de rdtromorphisme y sont frdquents. Ils sont plus intenses â proximite des lignes directionnelles qui ddlimitent au point do vue tectonique la pârtie infdrieure du complexe vers le S. Âproximitd des dislocations directionnelles mentionndes, les micaschistes du complexe sont intensdment mylonitises. N2 L^orizon des calcaires de Nădrag (de 5 ă 50 m) suit en succession normale au complexe Nx. II a dtd utilisd pour la subdivision des formations mdsometamorphiques des alentours de Nădrag. A Institutul Geologic al României 73 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 251 N3 Le complexe des micaschistes superieurs (>300 m) comprend les formations m6som6tamorphiques de Nădrag situdes au-dessus du calcaire de Nădrag et constitue la zone axiale du synclinal de Nădrag. Au point de vue petrographique ce complexe est constitue par des micaschistes, des micaschistes ă grenats, des schistes muscovitiques ± â grenats. Au droit de la localite de Nădrag affleure un banc de dolomies calcaires intercala aux schistes du complexe. N4 Le complexe des schistes a muscovite et biotite ( >1500 m) comprend les formations cristallines qui affleurent entre les deux failles directionnelles de Nădrag, â l’W du confluent des vall^es Cîrlionțu et Cerbei. Vu que les schistes du complexe N4 se trouvent en contact tectonique avec les schistes â mdtamorphisme plus intense du complexe N2 et qu’on ne connaît nulle part les relations normales de ceux-lă avec les autres complexes de la s^rie, on ne peut pas âtablir leur position stratigraphique dans la s6rie de Nădrag. En jugeant d’apres le degre de mdtamorphisme des schistes, il est probable, que ce complexe prdsente un terme supârieur aux complexes Nj et N3. Au point de vue petrographique il est constitud par des schistes muscovito-bio- titiques, des schistes muscovitiques ă grenats, des schistes muscovito-chlo- riteux et des schistes s6ricito-chloriteux. N5 Le complexe des schistes sMcito-chloriteux (>1000 m) comprend les schistes qui se trouvent entre la faille directionnelle de Izvodia-Crivina et le corps bauatitique de Tincova. Tont comme le complexe N4, le complexe Ns est ddlimit6 tectoniquement par les formations environnantes, fait qui cmpeche d’observer la position stratigraphique qu’il occupe dans cette s^rie. En jugeant d’apres le degr6 de m^tamorphisme, il reprdsente probable- ment le terme sup^rieur stratigraphique connu dans la sdrie de Nădrag. Ce complexe stratigraphique ost essontiellement constitue par des schistes sericito-chloriteux, auxquels, dans les valldos de Cornetu et d’Izvodia s’in- tercale un banc 6pais de dolomies et calcaires ă intercalations de schistes. Sur la valide de Cornetu, ă la base do ces roches ă carbonates se trouvent des schistes calcaires sdricito-chloriteux La position stratigraphique de la serie de Nădrag Vu que les schistes attribuds ă la s^rie de Nădrag sont ddlimites tec- toniquement du reste des formations cristallophylliennes du massif, leur position stratigraphique no pout etre prdcisde directement. Aussi doit-on faire appel ă des comparaisons pdtrographiquos et ă des ddductions. 4 M Institutul Geologic al României k IGR^ 252 H. KRAUTNER ET AL. 7 I Selon le degrd de metamorphisme dos roches et le sens du mouve- ment le long de la faille directionnelle d’Alun-Nădrag, la serie de Nădrag est sans doute inferieure â la pârtie superioare du complexe des schistes serici to-chloriteux supradolomitiques (C2). La correspondance stratigraphique avec la pârtie inferieure de la serie de Padeș, est bien plausible, parce que la correlation lithologique est accep- table et l’ampleur n^cessaire au rejet le long de la faille d’Alun-Nădrag correspond ă l’ampleur connue â l’E dans la răgion de Ruschița-Vadu Dobrii-Alun. La s6rie de Nădrag correspond lithologiquement (schistes d’ori- gine terrigene a intercalations calcaires, dolomies, quartzites noirs) autant qu’au point de vue du facies mdtamorphique, au complexe des schistes chloriteux et des dolomies de Hunedoara-Luncani (CJ sous facies de la zone meridionale. II est proba ble que la pârtie superieure de la serie de Nădrag correspond partiellement ă la pârtie inferieure du complexe des schistes sdricito-chloriteux supradolomitiques (C2). LES MASSIFS DOLOMITIQUES ET CALCAIRES Dans les formations eristallines de l’unitd epimdtamorphique du massif de Poiana Ruscă sont intercaldes d’importantes masses de roches dolomitiques et calcaires dont la puissance ddpasse 4 000 m et apparaissent groupăes dans deux zones principales : la zone de Hunedoara-Runc-Groși- Chergheș et la zone de Tomești-Luncani-Poieni-Roșcani. Au point de vue pătrographique les massifs carbonatiques sont consti- tu6s par des dolomies blanches et grises des dolomies stratifides, des dolo- mies calcaires, des calcaires dolomitiques, des calcaires, des dolomies quar- tzeuses, des quartzites dolomitiques, des quartzites blancs et sombres, des quartzites noirs (mdtalidites), des schistes calcaires, des schistes seri- cito-chloriteux, des phyllites săriciteuses et des phyllites graphiteuses. Dans cette complexite petrographique predominent nettement les roches dolomitiques qui representent l’ălăment primordial des massifs carbona- tiques. L’origine primaire des formations dolomitiques a et6 dămontr^e grâ- ce ă une etude petrographique detaillee. L’argument cssentiel qui est en faveur de cette acception est l’alternance intime (jusqu’ă l’ordre des milli- inetres) entre les roches calcaires et dolomitiques. Les massifs dolomitiques passent lateralement aux quartzites et aux schistes de nature terrigene ou bien tufogdne. x ;A Institutul Geologic al României X icr/ 75 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 253 Les formations â carbonate,s, largement developpees apparaissent ă la pârtie superieure de la serie volcanogene basique en meme tcmps que dans la pârtie inferieure dc la serie de Padeș (complexe CJ. Les roches carbonatiques, calcaires autant que dolomitiques, sont frdquentes â la pârtie inferieure et moyenne dc la serie volcanogene basique, et caracte- risent â ce niveau stratigraphique surtout le facies meridional, ou sedevelop- pent comme masse ayant quelque importance, les calcaires de Ruschița- Alun. Dans la zone septentrionale le premier horizon important calcareo- dolomitique apparaît dans le complexe B2 (horizon des calcaires et des dolo- mies de Nandru-Valea Izvorașu). Ă la pârtie superieure du complexe B2 suit le second horizon important: l’horizon des calcaires et des dolomies de Tomești-Groși. Les deux horizons (compares stratigraphiquement au ni- veau „calcaire blanc-dolomie noire” dc la zone mediane) sont constitues par des dolomies parfois associees aux quartzites blancs ă la pârtie infe- rieure et par des calcaires rubanes ă la pârt ie superieure. Dans le complexe Cj les roches carbonatiques ont leur plus large developpement, constituant les massifs dolomitiques de Hunedoara et de Luncani. La zone ă developpement maximum des formations dolomitiques traverse le massif de Poiana Ruscă â peu preș en direction (E—W), y sug- gerant ainsi l’existence, jadis, d’une importante barridre dolomitique. MAGMATISME PRfiMCTAMORPHIQLE Les innombrables metatufs et roches metadruptives des formations cristallophylliennes de l’unite epimetamorphique indiquent que durant la formation des depots initiaux dont nous parviennent les schistes cristal- lins actuels, une activite magmatique assez intense ă eu lieu, manifeste© extrusivement autant qu’intrusivement. Les produits de ce magmatisme sont representes par des metatufs basiques (roches vertes) et des m6tatufs acides, intercaies aux formations marines et par des roches metaeruptivcs basiques (metagabbros), ultrabasiques (metaserpentinites) et acides (por- phyroîdes, metarhyolites, metakeratophyres quartziferes). Selon le carac- tere des produits, leur position dans la pile des formations cristallophyllien- nes et leur maniere d’6voluer, le magmatisme premetamorphique de Poiana, Ruscă represente un magmatisme inițial et confere donc au domaine inițial des ddpots le caractere d’eugeosynclinal. On y a distingue deux cycles magmatiques principaux, chacnn ayant comme caractdristiquc des mo- 25-1 H. KRĂUTNER ET AL. 76 ments differents de manifestation ainsi qu’une individualii geochimique et mdtallogdnique. I. Le cycle du magmatisme basigue comprend la premiere periodo de manifestation du magmatisme inițial, periode caracterisee par uneactivite essentiellement basique. Le magmatisme basique s’est derouie au moins dans deux phases : Ir L a premiere p h a s e a un caractere extrusif, etant depour- vue de metallogene.se. Elle comprend les premieres manifestations connues, relativement faibles, du magmatisme basique inițial. Elle correspond aux mdtatufs qui en constituent pour la plupart l’horizon AV3 du complexe des .schistes sericito-graphiteux â intercalations de roches vertes tufogenes (AJ de la serie de Bătrina. I2. La s e c o n d e p h a s e suit ă la premiere phase apres une in- terruption de l’activit6 volcanique, interruption correspondant ă la periode de la formation des complexes A2 et A3. Elle comprend la periode d’activite maximum du magmatisme basique inițial. Elle a un caractere essentiellement extrusif etant accompagnee par une m6tallogenese specifique : gisements de fer volcanogene-sedimento- genes developpes dans la zone meridionale sous facies carbonatique (Teliuc, Ghelar, Vadu Dobrii, Ruschița, Valea Negrii) tandis que dans la zone sep- tentrionale sous facies d’oxydes (Cutin, Cerbăl, Dîmbul Bascului, Iazuri, Tomești). Durant la seconde phase apparaissent dans la zone meridional du massif les premiers m6tatufs acides, repisentes par des quartzites albiti- ques â sericite. Dans la serie volcanogene basique on rencontre aussi des roches metaA ruptives qui apparaissent dans des dykes (metagabbros) ou se trouvent intercaldos dans les formations cristallophylliennes sous forme de sills (mdtaserpentinites, metagabbros). Vu que les sills apparaissent ă proximite de la limite superieure de la serie volcanogene basique, la mise en place des roches metaeruptives est sans doute ulterieure ă la formation des tufs. On doit donc les attribuer â une troisidmo phase de manifestation du magmatisme basique. II. Le cycle du magmatisme acide comprend la seconde periode de manifestation du magmatisme inițial, caracteristic par une activit6 qui a genere des produits essentiellement acides et qui a deux phases : Iii- La premidre phase âbauche le seconde cycle du mag- matisme inițial apres une periode d’interruption de l’activite extrusive eorrespondant ă la sedimontation des complexes Cj et C2 do la serie de Padeș. M Institutul Geologic al României \JGR/ 77 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 255 Cette premiere phase a un caractere extrusif, les produits magmatiques dtant repr6sentds par diffdrents vari6tes de metatufs acides intercales dans le complexe C3 de la sdrio de Padeș. Ă la pârtie inferieure de ce complexe les metatufs acides s’associent, localement, aux schistes verts tufogenes (l’horizon de Fața Roșie) qui represente des manifestations tardives du magmatisme basique. II2. La seconde phase correspond â l’activite intrusive du magmatisme acide, succedant â sa phase extrusive. Les roches metaerup- tives, rcpresentees par differentes varietes dc porphyroîdes (metarhyoli- tes, metakeratophyres quartziferes) et subordonnd par des metagabbros, percent sous forme de dykcs les metatufs acides et les schistes du complexe C3. La seconde phase a 6t6 accompagnde par une metallogenese specifique — les gisements de sulfuros de Pb, Zn, Cu de Muncelu Mic, Vețel, Valea Dobra — et par des transformations hydrothermales repandues princi- palement dans les zones mindralisees : albitisations, silicifications, carbona- tisations, pyritisations. L’alternance des produits extrusifs acides et basiques, qui marque le passage du magmatisme basique â celui acide, atteste une instabilite tec- tonique propre aux domaines gdosynclinaux. Un tel regime tectonique a probablement cree la possibilite aux magrnas basiques et acides, situees â de differentes profondeurs, de s’dliberer altornativement et â des moments successifs rapproches. On ne pont donc pas considerer les produits du magmatisme inițial de Poiana Ruscă comme des produits de differenciation d’un seul magma. Les differonces remarquees en ce qui concerne les caracteres petrographi- ques et chimiques des roches respectives sont dues au fait que l’activite magmatique a subi une evolution de basique â acide, determinee par le ddplacement des zones d’alimentations du soubassement simique vers des zones sialiques, ă cause de l’affaissement graduel du soubassement du geosynclinal. MfiTA MORPHISME R fi GI0 \ AL Les formations cristallines de l’unite dpimetamorphique ont subi le mdtamorphisme regional sous facies des schistes verts. Dans l’unite mdsome- tamorphique la majoritd des roches ont subi une m6tamorphose sous facies amphibolitique ă almandin. Institutul Geologic al României IG RZ 256 fi. KRĂUTNER ET AL. 78 Variation (Vintensite du metamorphisme. L’etablissement de la repar- tition des sous-facies metamorphiques du facies des schistes verts dans la pile des formations cristallophylliennes indiquent que les isoplans de metamorphisme sont generalement orientes du WNW â FESE. Elles in- tersectent les structures plicatives des schistes a angle aigu et inclinent vers leN, contrairement au sens general du pendage de la stratification et de la schistosite des roches. Ă cause de cette position oblique des isoplans du metamorphisme, on constate des variations du degre de metamorphisme en verticale entre les differents horizons stratigraphiques et en horizontale, dans le cadre du meme horizon stratigraphiques, transversalement (N — S) autant qu’en direction (E—W). Ces variations de l’intensite du metamor- phisme sont plus accentuees dans la subunite meridionale et de beaucoup plus atenuees dans la subunite septentrionale. Tandis que dans la zone meridionale on surprend des transitions â partir du sous-facies quartz-albite- chlorite jusqu’au sous-facies quartz-albite-almandin, dans la zone septen- trionale les variations ne comprennent que le facies quartz-albite-chlorite, ai- nsi que des transitions vers le sous-facies quartz-albite-biotite. Les schistes cristallins â metamorphisme plus intense apparaissent dans une zone â peu preș en direction (zone meridionale) dans laquelie les formations sedimentaires initiales etaient caracterisees par des epaisseurs assez reduites et par des facies differents par rapport â ceux de la zone sep- tentrionale. L’activite du magmatisme basique y a ete plus intense, les dislocations importantes en direction du massif s’y concentrent, et la tec- tonique plicative y est plus intense. Si l’on ajoute aussi les variations rela- tivement accentuees des intensites du metamorphisme regional et les observations d’ordre tectonique et microtectonique qui indiquent des ver- gences vers le N, donc des pousse.es qui vont du S au N, on conclut que la subunite meridionale du massif etait situde, par rapport â la subunite septentrionale, dans une zone plus interne du gdosynclinal. Dans cette zone la temperature etait sans doute plus dlcvee. Le plissement etant plus in- tense (les mouvements laminaires sur les plâns de schistosites de la stra- tification etant plus accentues) a contribue aussi â l’augmentation du rd- gime thermique. Relations entre le plissement et le metamorphisme. En general, le me- tamorphisme regional alieu certainement en memetemps que le plissement. Ce fait est indique par la croissance orientee des mindraux metamorphiques, conformernent â la schistosite de la stratification plissee. IGR/ Institutul Geologic al României 79 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 257 Comme il a cte deja indique, les isoplans du metamorphisme intersec- tent les structures plicatives des schistes cristallins. Afin d’expliquer ces relations on doit admettre soit des plissements sous des r^gimes thermiques diffdrents dans les zones respectives du massif, soit l’achevement du me- tamorphisme durant une etape qui succede au plissement. II est possible que les deux explications soient valables parce qu’il y a des raisons pour ad- mettre aussi une cristallisation ulterieure â la phase principale de plissement. Relations entre la nature du materiei inițial et le degre de metamorphisme. La prdsence du graphite a une importance sensible sur le degre de cristal- lisation parce que le graphite empeche considdrablement la cristallisation des mineraux des roches. Ainsi, par exemple, les roches calcaires intense- ment graphitcuses sont constamment â cristallisation menue, contrairemcnt aux memes roches depourvues du pigment graphiteux. De meme, les schistes sericito-graphiteux sont en general faiblement cristallisds. L’influence de la nature chimiquc des roches initiales sc manifeste surtout chez les roches ă carbonates : les dolomies sont constamment ă cristallisation menue, tandis que les calcaires apparaisscnt largement eris- tallises meme sous facies quartz-albite-chlorite. La presence ou l’absence de la. biotite dans les paquets de roches rapprochdes — qui evidemment ont. subi les memes conditions de metamorphisme — ont ete conditionndes par le rapport entre le K et. Al, Mg, Fe des roches initiales. MEtAMOHPHISME BEGRESS1E La diaphtorese n’apparaît que dans la subunite mediane, dans les roches â metamorphisme plus intense des regions de Nădrag et de Ruschița. Le retromorphisme, manifeste surtout par la chloritisation de la biotite, des amphiboles et du grenat, acompagne les dislocations tectoniques direc- lionnelles. L’ÂGE DES SCHISTES CKISTALLIXS Pour elucider le probleme de l’âge des schistes cristallins de l’unitâ epimdtamorphique du massif de Poiana Ruscă nous n’avons que tres peu de donnees concretes, souvent contradictoires, par rapport aux r6sultats des recherches geologiques. 258 H. KRAUTNER ET AL. 80 Donnees d’âge absolv. Les identifications effectuees par Eleonora V î j d e a , ă l’aide de la methode du plomb d’apres le modele Hol- mes-Houtermans concernant le minerai ă sulfures de Muncelul Mic associe au point de vue genetique aux roches porphyroîdes du NE du massif (phase II du cycle magmatique acide) indiquent l’âge de 750 millions d’anndes. Donnees paltontologiques. Les associations microfloristiques attribuees â l’intervalle compris entre le Precambrien ct l’Ordovicien ont ete preievees ă la serie volcanogene basique (B) et ă la seric de Padeș (C). Les associations microfloristiques attribuees au Carbonifere inferieur ont ete preievees aux series de Bătrîna (A) et de Padeș (C). Les âges attribues aux associations de spores contreviennent â leur position stratigraphique etablie ă la suite des recherches geologiques : les spores d’âge carbonifere apparaissent ă la pârtie inferieure et â la pârtie superieure de la pile de schistes cristallins, tandis que les spores d’âge precambrien-ordovicien apparaissent â la pârtie mediane. C’est â l’avenir de resoudre cette discordance. Pour le moment, on peut affirmer avec certitude seulement que la pile de depots au depens desquels le Cristallin de Poiana Ruscă s’est forme doit etre attribuee au large intervalle compris entre le Precambrien supe- ricur et le Carbonifere inferieur. TECTOMQVE DES SCHISTES CHISTALLIXS Comme il a ete deja indique dans la chapitre concernant les unites tec- toniques du massif de Poiana Ruscă, dans l’unite epimetamorphique on distingue deux subunites tectoniques limitees par la dislocation directionnelle d’Alun-Ruschița. Les deux subunites se distinguent par les differenceș deja indiquees concernant le facies sedimentaire des depots et le degre de m6ta- morphisme ainsi que par des regimes tectoniques differents. La s u b u n i - te meridionale se caracterise par un plissement plus accuse et par une tectonique disjonetive manifestee par de nombreuses failles direc- tionnelles, etde lames tectoniques. Dans la s u b uni t 6 septentrio- nale les plis sont beaucoup plus larges, aux flancs doux, les failles direc- tionnelles y sont rares, la division des compartimenta tectoniques y est mise sur le compte des dislocations obliques et transversales. Les deux subunites presentent partiellement aussi des regimes microtectoniques differents. Institutul Geologic al României IGR/ 81 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCĂ 259- TECTONIQUE PLICATIVE Les structures plicatives de l’uniti ipimitamorphique se sont consti- tuees de maniere synmitamorphique par plissements d’inflexion â glisse- ments concentriques. Les plis majeurs sont gindralement droits, leurs plâns axiaux ayant une position verticale. Les structures plicatives sont en gdnirale orientces de l’E ă l’W, a l’exception dc la pârtie septentrionale du massif oii les structures tournent peu â peu vers le NW, pour que dans la zone de Roșcani-Poieni-Tomești-Gladna Română, l’orientation de ces- structures devienne NW-SEetN-S. La rotation des directions structurale» se fait resentir jusque dans la pârtie mediane dc la subunite septentrionale. Elle tient, probablement, soit de la configuration inițiale du bassin de sedi- mentați on de la rdgion respective, soit de la forme inițiale du massif des dolomies de Luncani. Dans la pârtie occidentale des mont» de Poiana Ruscă dans l’unite 6pim6tamorphique autant que dans celle mesom6tamorphique, les directions structurale» du Cristallin commencent ă toumer peu ă peu vers le SW se raccordant ainsi â la courbure des Carpates Meridionales. L’affaisement des structures plicatives indique par les 61dments mi- crotectoniques autant que par la configuration des limites geologiques est en general oriente vers l’W. Au point de vue structural l’unitd opimeta- morphique du massif est constituie par un anticlinorium central, d’Ară- nieș-Tomești, sur les flancs duquel vient se greffer tous les autres plis- A partir du S de Poieni vers l’W l’axe de l’anticlinorium commence â tour- ner peu â peu vers le NW, pour s’orienter â l’E de Tomești et de Româ- nești vers le N-S. Les plis qui se trouvent sur le flanc septentrional de l’anticlinorium sont larges, le pendage des flancs dtant en giniral doux. Les plis du flanc meridional de l’anticlinorium sont plus serris et aux flancs en geniral abrupts. Dans la zone meridionale du massif ils sont souvent affectis par des failles axiales. TECTONIQUE DISJONCTIVE L’unite ipimetamorphique du massif de Poiana Ruscă est tres divisie par de nombreuse» failles obliques, transversale» et directionnellesr partiellement rejouies, formies dans des piriodes successives. ■260 H. KRĂUTNER ET AL. 82 L’absence de depots sedimentaires antecr6tacds nous empeche de faire des appreciations sur l’âge des dislocations anterieures au Cretacd superieur, fait qui impose le groupement des failles en failles prelarami- qucs, failles laramiques, failles postlaramiques-antepannoniennes. Failles prelaramiques Les failles anterieures au Cretace superieur sont les plus importantes dislocations concernant la tectonique du Cristallin. La division des com- partiments precrdtaces connaît au moina sept periodes : a. Les failles transversales et obliques, anterieures auxdislocations directionnelles, representent les dislocations les plus anciennes qu’on a pu mețtre en 6vidence. On y distinguc deux systdmes — un NE — SW et un autre NNW — SSE. b. Le systeme des failles directionnelles joue un role important dans la tectonique du massif. Les failles intersectent et ddplacent les disloca- tions des deux systemes mentionn^s et apparaissent principalement dans la zone meridionale. c. Le systeme Chergheș — Ruschița (NE — SW) constitue le systeme de failles obliques le plus important de l’unite epimdtamorphique. Udeplace les dislocations directionnelles (b) et se caracterise par le sens unitaire des decrochements. cr Les failles acces s oi ros du ș y s t c m e de Cher- g h e ș — R u s c h i ț a sont orientaies gendralement NNW — SSE ; clles sont bien developpees dans le compartiment limite par la faille Cher- gheș — Ruschița et la faille Cutin — Runc. d. Le systeme NUCW — SSE comprend quelques failles assez importantes qui ddcrochent les dislocations du systeme Chergheș — Ruschița. 11 est pourtant anterieur â la reprise du jeu de la faille de Cher- gheș — Ruschița. Failles laramiques e. Le systeme directionnel Lunca Cernii — Tincova comprend des dislocations le long desquelles les schistes cristallins chevauchent vers le S les formations sedimentaires daniennes du bassin de Rusca Montana — Lunca Cernii. 'A Institutul Geologic al României icsy 83 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN MASIVUL POIANA RUSCA 261 Failles postlaramiques-antepannoniennes On peut y distinguer quatre systdmes de dislocations developpes dans des regions differentes, ce qui empeche â remarquer les relations d’âges. f. Le systeme Bretelin se ddveloppe ă l’extrdmite NE du massif. Les formations vraconiennes-sdnoniennes se ddcrochent des failles orien- tdes NW - SE. g. Le systeme de Cernisoara Florese — Ruschița apparaît dans la pârtie S de l’unitd dpimetamorphiquc. h. Le systeme de Nădrag comprend des failles orientdes ă peu preș N — S. Elles decrochent les agglomerats banatitiques danienns de Nădrag. k. Le systăme de Teliuc se developpe dans la pârtie E du massif entre Teliuc et Ghelar. II comprend les failles orientdes N — S, formees sur les plâns „ac” des formations cristallines. ElEments de microtectonique a) RUssement synmăamorphique principal — tectonique Bv Pendant le metamorphisme regional dans les formations en dtat de plasticite ont pris naissance les structures plicatives principales du massif. L’orientation de l’E ă l’W des structures tectoniques Bj indiquent que la ddformation a eu lieu sous l’influence de certaines poussees tangentielles manifestdes â peu preș en direction NS. Le caractere du plissement est d’inflexion âglissement concentrique. Les elements microtectoniques princi- paux formes par ce regime tectonique sont : les microplis B„ la lindation lx, le clivage axial Cin la schistosite de stratification Sts. La schistosite formee pendant le plissement B2 coincide avec la Stratification des roches. b) Flexures dues aux mouvements sur les plâns S2 — tectonique Le plissement synmdtamorphique principal acte succdde par des ddforma- tions dues aux mouvements le, long des plâns dont la poșition est souvent rapprochde par rapport aux clivages axiaux des microplis Bx. En gdndral les deformations sont d’ampleur reduite. Vu que les glissements le long des plâns S2 se dirigent constamment du S au N, il en resulte que les mouvements differenciels ont un caractere de sur-poussde. 1 O - c. 223 Institutul Geologic al României H.G. KRĂUTNER, FLORENTINA KRĂUTNER *. Stratigrafia.evoluția.maqnetismul șt tectonica formațiunilor cristaline din M.MUREȘAN.GEORGETA MUREȘAN unitatea epimetamorficăamasivului Poiana Rusca. ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI,voi. XXXVII irriprim.Atel. Inst. Geol. Institutul Geologic al României H.KRĂUTNER’,FLORENTINA KRĂUTNER .Stratigrafla, evoluția magmatismului., metamorfismul și tectonica formațiunilor M mureșan,GEORGETA MUREȘAN 'cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă PIU DIN UNITATEA t PIMETAMORFICA A MASIVULUI POIANA RUSCA Soimus Mintia Dobra AMPLASAREA MASIVULUI POIANA RUSCA PE HARTA R.S.R Rădu/esti DEVA IAȘI CLUJ SIBIU Crivina DEVA Pietroasa BUCUREȘTI Curtea CONSTANTA Românești Nandru Poieni ros. Sur duc Ui răgsinesti Botinesti Fîrdea BîmaO Dnnova'Xd) Vadu! Dobrii Vf Rusca Vf Pades DATE GEOLOGICE UTILIZATE EVA HUNEDOARA Cri ci ova © O.HAIER,HsiFL.KRÂUT^ [1358-1966) eterna FORMAȚIUNI SEDIMENTARE Ouat ernar (aluviuni) v.Runcu\u\ Arămes ^ou\u\ Neugen (Tort onian,Sarmatian, Pannonian) R\ir\cuW\ v.Bâtvma v.\)o\)ra imrnnnT Roci baza!tice(neogene sicuaternare) NNE SSW Tomesti v. Carnet SSW Na\ea NNW Sistuozitate de strat/f/catie N5 Complexul șisturilor sericito-cloritoase H Complexul șisturilor cu moscovit și biotit N3 complexul imcașisturilor superioare N2 Orizontul calcarului de Nădrag A£ Complexul micașisturilor inferioare Complexul șisturilor sericito-cloritoase șupradolomitice mezometamorfică ITicașisturi, gnaise, amfibolite Gladna Gtadna Montană)-.Română' Vraconian-Senonian (Strate de Fornădia, Strate de Deva, Strate de Chergheș) a) Faciesul nordic B2 Complexul șisturilor sericito - dorit oase cu intercalații de roci verzi tufo gene 1. Calea rele (a) si dolomitele (b) de ii / I * I î f , • Cretacic-Pa/eogenul bazinului Rusca Montana Lunca Cernii 2Calcarele (a) și dolomitele(b) de Tomești-Gros/ 3.Orizontul de Tomesti-Grosi 1 I A Complexul șisturilor verzi tufogene Faciesul sudic E Complexul șisturilor verzi tufogene (de Ruschița-Alun) 4 Calcarele marmoreene de Ruschița-Alun 1 5. Nivelul calcar alb-doiomit negru 6. Orizontul superior vu/canogenâ< bazică e p i m e t a m o r fi a) Faciesul nordic Cj Complexul șisturilor sericito-cloritoase si a! metatuforilor acide 3.nivelul metatuforilor de Vetel 1 2. orizontul metatuforilor acide 1. orizontul de Fata Roșie FORMAȚIUNI ERUPTIVE H KRĂUTNER FLORENTINA KRĂUTNER,M.MURESAN,6E0RGETA MUREȘAN HARTA STRATIGRAFICĂ SI STRUCTURALĂ A FORMAȚIUNILOR CRISTALINE C, Complexul șisturilor sericito-cloritoase șial dolomitelor de Hunedoara-Luncani â) dolomite de Hunedoara-Luncani b) Faciesul sudic Complexul șisturilor sericito - clonțoase șial dolomitelor de Hunedoara-Luncani Falii principale Profde Falii secundare falii direcționale 9 (a) principale ălii oblicei, o) secundare ^prdmscd Lesnic vP ’ ? IIISII HUI @11111 mii Axele principalelor structuri plicative Capete de profil ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI VOL.XXXVII Imprim.Atei Instit.Geol. \ igr/ Institutul Geologic al României H.G. KRĂUTNER, FLORENTINA KRĂUTNERtM. MUREȘAN, GEORGETA MUREȘAN ; Stratigrafia,evoluția , magmatismul, metamorfismul si tectonica formațiunilor cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă PUII H.G. KRĂUTNER,FLORENTINA KRĂUTNER,M. MUREȘAN,GEORGETA MUREȘAN HARTA TECTONICA A FORMAȚIUNILOR CRISTALINE o Dobra UNITATEA EPIMETAMORFICĂ MASIVULUI POIANA RUSCA Dumbrăvita. Brete/ih DEVA Caoiu Muncek apugiu o Curtea Bbniânesii Nandru ®Bucovăt erba Ztasti Fîrdeă BohodoL ani Juresti unita Vf. Pa des Crivina IAȘI OCLUJ BUCUREȘTI NSTANTA FORMAȚIUNI SEDIMENTARE ELEMENTE TECTONICE FALD Bazinul sedimentar Rusca Montană-Lunca Cernii Sistemele de falii FORMAȚIUNI ERUPTIVE i. Sistemul Teliuc Aglomerate neogene Intrusiuni neogene e. Sistemul Intrusiuni laramice (banatitice) d. Sistemul c. Sistemul nordică Subunitatea 7. Sinclinalul Retișoara 8. Anticlinalul Nădrab 9. Anticlinalul Retisoara-Valea Varului 10. Sinclinalul lazuri 11. Anticlinalul lazuri a) Dolomite si calcare B. Seria vulcanogenă bazică Complexul șisturilor verzi tufogene IV. Falia Complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice 18. Anticlinalul Roscani 19. Sinclinalul Roscani Subunitatea IX. Falia 22. Anticlinalul 23. Sinclinalul Panc-Poien 24. Anticlinalul Scalinului 25. Anticlinalul B. Seria vulcanogenă bazică Complexul șisturilor grafitoase Complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice UNITATEA MESOMETAMORFICA Subunitatea Lingîna-Câvăran ANUARUL COMITETULUI DE STAT AL GEOLOGIEI voi XXXVII a. roci bazaltice b. roci andezitice Dykuri de roci porfiroide acide Chergheș-Ruschița (NE-SW)': sprijin ale sistemului Cherghes Complexul șisturilor grafitoase cu in tercalații de roci verzi tufogene g. Sistemul f. Sistemul Complexul șisturilor verzi tufogene (de Ruschița-Alun) 1 Calcarele de Ruschita-Alun Cutele subunității nordice 6. Sinclinalul Dolomitelor de Hunedoara 12. Sinclinalul Cutin 13. Anticlinalul Valea Roatei 14. Sinclinalul Cherghes 15. Anticlinalul Vulcez 16. Sinclinalul Brădutel 20. Anticlinalul Pane 21. Sinclinalul Pane Cincis-Vadul Dnbrii-Tincova Teteus-Bunila Teliuc-Ruschita > Alun-Nădrag Izvodia-Crivina Complexul șisturilor șe- ricito-clonțoase și complexul șisturilor cu muscovit și biotit Bătrina-Valea Lupului Negrii Roscani Complexul șisturilor sericito-cloritoase si al metatufurilor acide b. sinclinal Structura majora a unității epimetamorfice 29.. Sinclinalul Verdea 30. Anticlinalul Boțeați Cutele comune ale Compartimentului Nădrag și ale subunității nordice 31. Sinclinalul Nădrag 32. Anticlinalul Padeș Sistem NE-SW Sistem NNW-SSE 1. Anticlinoriul Arânies-Tomești » » Cutele subunității sudice 2. Anticlinalul Teliuc-Alun-Vadul Dobrii-Ruschita » 3. Sinclinalul Valea Lupului-Piriul cu Raci 4. Sinclinalul Oh^bii 5. Sinclinalul Ghelar-Muncel-Runc 26. Sinclinalul Scalinului 27. Sinclinalul Surduc 28. Anticlinalul Botinesti Lăpugiu Lăpugiu Crivina-Poieni Axele principalelor structuri plicative și sensul afundării axiale a. anticlinal Șistozitatea de stratificație a Tocilor cristaline STRUCTURI PLICATIVE Falii postlaramice si antepannoniene sudică. Complexul șisturilor sericito-cloritoase și al dolomitelor FORMAȚIUNI CRISTALINE UNITATEA EPIMETAMORFICĂ Chergheș-Ruschița Cutin-Runc Complexul micașisturi lor superioare și ori zontul calcarelor de Nădrag Complexul micașistu- rilor inferioare (Oravita-Moldova Nouă) Falii oblice S'BIU DEVA ° directional Lunca Cernii-Tincova Falii laramice Ruschița (NW-SF) b. Sistemul faliilor direcționale » a. Falii transversale și oblice anterioare disloca , _ țiilor direcționale Falii cu reluări ulterioare .sistemului, de care aparțin Faliil.e principale ale unității epimetamorfice Falii direcționale AMPLASAREA MASIVULUI POIANA RUSCA PE HARTA R.S. ROMÂNIA Complexul șisturilor serici to-cioritoase supradolomitice Complexul șisturilor sericito-cloritoase si al dolomitelor de Hunedoara-Luncani 1) Dolomite si calcare ’^Făgețe! &Mihaestir \l®drif^ntafa / D . .. x r x i a- neogene Bazine sedimentare limitrofe . . b. cretacice Complexul șisturilor grafitoase cu in tercalații de roci verzi tufogene Bramsc'a Lesnic^S Silluri de metaserpentinite SurduculiMic Săreai® ( /. ’. ’ Draga in ești Mîtnic ‘ • .yC' ' Sarăzaniâ' Nădrag Cernișoara - Florese- Rușchiț, Bretelin H G. KRÂUTNER, FLORENTINA KRÂUTNER, M. MUREȘAN, GEORGETA MUREȘAN DISTRIBUȚIA FACIESURILOR METAMORF1SMULUI REGIONAL iN UNITATEA EPIMETAMORFICĂ A MASIVULUI POIANA RUSCĂ 9 m.muresanEgeorgeta^^^ StratigraFia, evoluția magmatismuiui, metamorFismul și tectonica Formațiunilor cristaline din unitatea epimetamorFică a masivului Poiana Ruscă. PI. IV FORMAȚIUNI SEDIMENTARE Șl ERUPTIVE 7TTH Formațiunile sedimentare ale bazinelor limitrofe (Cretacic superior, • • • I Tortonian, Pannonian) Formațiunile sedimentare ale bazinului Rusca Montana -Lunea Cernii vW I (Cretacic superior Pa/eocenj Intrusiuni bana titic e ( granodiorite, diorite) FORMA ȚIU NI GR ISTA L INE UNITATEA EPIMETAMORFICĂ FACIESURILE METAMORFISMULUI REGIONAL Subfaciesul cuart-albit-clorit 9 Subfaciesul cuart-a/bit-biotit 9 Subfaciesul cuart-a/bit-almandin J 7 faciesul amfibolite/or cu almandin Faciesul ) Șisturilor ' verzi Retromorfism PROFIL LONGITUDINAL SCHEMATIC PRIN SUBUNITATEA SUDICĂ A MASIVULUI POIANA RUSCA (Reconstituirea aspectului stratigrafie -structural din timpul metamorfismutui regional cu indicarea poziției /z op la ne!or de metamorfism) Seria de Pades » N Seria de Nădrag Seria vulcanogenă bazică > Seria de Bătrîna UNITATEA MEZOMETAMORFICĂ Subunitatea Lingina Căvaran L E G E N D A ANIIARIJI comitetului de stat AL GEOLOGIEI VOL. XXXVII Imprim. în atei. Instit. Geol. Institutul Geologic al României 262 H. KRĂUTNER ET AL. 81 Localement, le serroment des plâns S2, determine Fapparition de la schistositd (St2). c. Flexures dues aux mouvements le long des plâns 8z—tectonique 8 La troisieme phase de (Information subie pai’ les formations cristallophyl- liennes est due â des iorces obliques de sous-poussde qui ont g6n6r6 des mouvements differeneiels le long de eertains plâns fort inclines (50° — 80°) ayant une position oblique par rapport aux directions structurales de la tectonique B1 et S2. Les d^formations d’infloxions qui en rdsultent sont d’ampleur r^duite; elles ne modifient pas l’aspect majeur de la structure antdrieure. La tectonique S3 se caractârise par des mouvements de sous- pouss6e le long des plâns S3. EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Les unites tectoniqucs du massif de Poiana Ruscă. Unite măsomStamorphique : 1, subunite de Lingina — Căvăran; 2, subunită de Boița — Lunca Cernii; 3, subunite dc Bouțar — Valea Fierului. Unite epimitamorphique : 4, subunite septentrionale; 5, subunită meridionale (a, lame tectonique de Teliuc-Bunila; b, compartiment de Nădrag); 6, bassin sidimentaire cretace Rusca Montană — Lunca Cernii; 7, bassins sădi- mentaires limitroplies. Planche 11 Carte stratigraphique et structurale des formations cristallines de l’unite 4pim6tamor- phique du massif de Poiana Ruscă. Formations sedimentaires : 1, Quaternairc (alluvions); 2, Neogene (Tortonien, Sarmatien, Pannonicn); 3, Vraconicn — Senonien (couches de Fornădia; couches de Deva; couches de Chergheș); 4, Cretace — Palcogene du bassin de Rusca Montană — Lunca Cernii. Formations emptives : 5, roches basaltiques (năogenes et quaternaires); 6, andesites (ndogănes); 7, agglo- merats andesitiqucs (neogenes); 8, banatites (granodiorites, diorites, porphyrcs granodioriti- ques, porphyrcs dioritiqucs). Formations cristallines : Unite epimelamorphique. Serie d c P a d e ș (C): a) Facies septentrional : C3 complexe des schistes sericito-chloriteux et des mc- tatufs acides: 3, niveau des mctalufs de Vețcl; 2, horizon des mătatufs acides, 1, l’horizon de Fața Roșie; C2 complexe des schistes sericito-chloriteux supradolomitiqucs, CI complexe des schistes sericito-chloriteux ct des dolomics dc Hunedoara-- Luncani; a) dolomies de Hunedoara — Luncani; b) facies meridional: C{ complexe des schistes sericito-chloriteux el des dolomics de Hunedoara — Luncani. Serie volcanogene b a s i q u c (B): a) facies sept-, ntrional : B2 complexe des schistes sericito-chloriteux ă intercalations de roches vertes tufogenes: 1, Institutul Geologic al României IGRZ 85 FORMAȚIUNILE EPIMETAMORFICE DIN POIANA RUSCA 263 calcaires (a) el dolomies (b) de. Nandru—Valea Izvorașului; 2, calcaires (a) et dolomies (b) de To- mești- Groși; 3, horizon de Tomești — Groși; B2 complexe des schistes verts tufogdnes : b) facies meridional : B' complexe des schistes verts tufogenes (de Ruschița—Alun): 4, calcaires inarmo- niens de Ruschița—Alun; 5, nivcau calcaire blanc—dolomie noire ; 6, horizon supărieur. Serie de Bătrina (A): A3 complexe des schistes graphitcux (a, dolomies); A2 complexe des schistes sericito-chloriteux quartzitiques; Ax complexe des schistes graphiteux a intercalations de roches vertes tufogenes. Roches melaeruptives : 9, porphyroîdes ; 10, mitaserpentinites. S 4 r i e de Nădrag (N): Ns complexe des schistes sericito-chloriteux; N4 complexe des schistes â muscovite et biotite ; N3 complexe des micaschistes supcrieurs ; N2 horizon du calcaire de Nădrag ; Nj complexe des micaschistes infărieurs. Unite mesomitamorphique : 11, micaschistes, gneiss, amphibolites; 13, a. failles principales, b. failles secondaires; 14, axes des principales struc- tures plicatives. Planche III Carte tectonique des formations cristallines de l’uniti ăpimctamorphiquc du massif de Poiana Ruscă. Formations sidimentaires : Lbassins sddimcntaircs limitrophes: a. ndogtnes, b. cr^tacăs ; 2, bassin sedimentairc de Rusca Montană — Lunca Cernii. Formations fruptives : 3, agglomi- rats niogdnes; 4, intrusions ndogfenes: a. roches basaltiques; b. andesites; 5. intrusions laramiques (banatitiqucs). Formations cristallines. Unite, tpimetamorphique : subunit^ septen- trionale : S 6 r i e de Padcș (C):C3 complexe des schistes săricito-chloriteux et des mitatufs acides ; C2 complexe des schistes sdricito-chloritcux supradolomitiqucs ; C, complexe des schistes sericito-chloriteux et des dolomies de Hunedoara — I.uncani; 1, dolomies et calcaires. Serie volcanogăne-basique(B): B2 complexe des schistes siriei to-chloriteux ă intercalations de roches vertes tufogenes; a. dolomies et calcaires; Bx complexe des schistes verts tufogenes. Serie de Bătrina (A) : A3 complexe des schistes graphitcux; A2 complexe des schistes sericito-chloriteux quartzitiques ; At complexe des schistes graphiteux â intercalations de roches vertes tufogenes. Subuniti meridionale : S i r i e de Padcș (C): C4 complexe des schistes sericito-chloriteux et des dolomies. Serie volcanogfnc- b a s i q u c (B) : B’ complexe des schistes verts tufogenes (de Ruschița — Alun) (1, calcaires de Ruschița —Alun); Sirie de Nădrag (N): N4+N6 complexe des schistes sericito-chloriteux et complexe des schistes ă muscovite et biotite; N2+N3 complexe desmicaschistes supcrieurs et horizon des calcaires dc Nădrag; N, complexe des micaschistes infărieurs. Unite mâsoniMamorpluque : fi. subunită dc Lingina— Căvăran. EUments tcctoniques 7, schistosild de stratification des roches cristallines; structures plicatives : axes des principales structures plicatives et sens du plongemcnt axial (a. anticlinal, b. synclinal). Structure majeure de l’unite (pimilamorphique : 1. anticlinorium d’Arănieș -- Tomești. Plis de la subunile meridio- nale : 2, anticlinal de Teliuc — Alun — Vadu Dobrii — Ruschița; 3, synclinal dc Valea Lupului — Pîrîul cu Raci; 4, synclinal d’Ohaba ; 5, synclinal de Ghelar — Muncd-Runc. Plis de la sub- unite septentrionale : fi, synclinal des dolomies de Hunedoara; 7, synclinal de Retișoara; 8, anti- clinal dc Nădrab; 9, anticlinal de Retișoara — Valea Varului; 10, synclinal dc Iazuri; 11, anti- clinal de lazuri; 12, synclinal dc Cutin; 13, anticlinal de Valea Roatei; 14, synclinal de Chcrgheș; 15, anticlinal dc Vulccz; 16, synclinal de Brăduțel; 17, synclinal de Valea Plaiului ; 18, anticlinal de Roșcani; 19, synclinal de Roșcani; 20, anticlinal dc Pane; 21, synclinal dc Pane; 22, anticlinal de Lăpugiu ; 23, synclinal de Lăpugiu ; 24, anticlinal de Crivina — Poieni; Institutul Geologic al României 261 H. KRÂUTNER ET AL. 86 25, anticlinal de Scalin ; 26, synclinal de Scalin ; 27, synclinal de Surduc ; 28, anticlinal de Boti- nești; 29, synclinal dc Verdea ; 30, anticlinal de Boteșli. Plis communs du compartiment de Xădrag et de la sulnmili! septentrionale: 31, synclinal dc Nădrag; 32. anticlinal de Padeș. Failles: 8, failles majeurcs; 9, failles mineures. Systimes dc failles : failles posllaramiqucs et antepannonien- nes: i, systdme de Teliuc; h, systeme de Nădrag, g, systeme dc Ccrnișoara — Florese — Rus- chița; f, systeme dc Bretelin. Failles laramiqucs : e, systeme directionncl Lunca Cernii — Tin- cova, Failles prelaramiques : d, systeme NNW — SSE ; c. systeme de Chergheș — Ruschița (NE — SW); Cj failles acccssoircs du systeme dc Chergheș — Ruschița (NW —SE); b. systeme des failles directionnelles ; a. failles transvcrsales ct obliqucs antericures aux dislocations direc- tionnelles : rq systeme NE—SW; a2 systeme NNW —SSE. Failles ă rejet ultcrieurs aux systi- mes auqucl il appartient. Failles principales de 1'unilC epimetamorphiquc. Failles directionnelles : I, faille de Cinciș — Vadu Dobrii — Tincova ; II, faillc de Tctcuș — Bunila ; III. faille dc Teliuc — — Ruschița; IV, faille d’Alun — Nădrag; V, faille d’Izvodia — Crivina; VI, faille de Fața Roșie; VII, faillc de Lunca Cernii — Tincova (Oravița — Moldova Nouă). Failles obliques : VIII, faille de Chergheș — Ruschița ; IX, faille de Cutin — Runc; X, faillc de Bătrina — Valea Lupului; XI, faillc de Negrii; XII, faillc de Roșcani; XIII, faillc dc Pane — Poieni. Planche IV Distribution des facits du metamorphisme regional dans Funite epimetamorphiquc du massif dc Poiana Ruscă. Formations sedimentaires et eruptives : 1, formations sedimentaires des bassins limitrophes (Crelacc supericur, Tortonien, Pannonicn); 2, formations sedimentaires du bassin dc Rusca Montană — Lunca Cernii (Crelacc supdricur — Paleocene); 3, intrusions banatiliques (granodiorites, diorites). Formations cristallines : facies du metamorphisme regional: — facies des schistes verts : 4, sous-facics quartz — albite — chloritc; 5, sous-facits quartz- albilc- biotile; 6, sous-facics quartz- albite- almandin; 7, facies des amphibolites ă almandin; 8, retromorphisme. Unite epimidamorphiqne : C3 —C2 —Cj seric dc Padcș; B.> —Bj serie volcano- gene basique; A3—A2—Aj seric de Bătrina; N serie de Nădrag. Unite1 misomUainorphique. 9, subunită de Lingina — Căvăran : A —B coupc geologique schemalique transversale â travers Funite epimdtamorphique du massif dc Poiana Ruscă (reconstitution de l’aspcct stratigra- phiquc structura] pendant le metamorphisme regional, avec indication de la poșition des iso- plans du metamorphisme); C —D coupc geologique longitudinale schematique ă travers la sub- unite meridionale du massif de Poiana Ruscă (reconstitution de l’aspcct straligraphiquc struc- tural pendant le metamorphisme regional, avec indication de la poșition des isoplans du meta- morphisme). CERCETĂRI PETRO GRAFICE, STRATONOMICE ȘI STRUCTURALE ÎN CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI (REGIUNEA IZVOARE- LE ȚIBĂULUI-COȘNA) DE C. IONESCU Abstract P e t r o g r a p h i c, Stratonomic and Structural Investigations in the Bistrița M o un tain s Cry s t al line (Izvoarele Țibăului — C o ș n a R e g i o n). Crystalline formations. igneous recks and sedimentary formations have been separated in the Țibău-Coșna region. Within the first oncs two Crystalline groups have been identified : and older one composed of mesometamorpliic formations (Brctila Scries) and a younger one, represented by epimetamorphic formations, which covers the first group. Bet- ween them there îs a slratigraphical break. In the process of deformation the old, mesometa- morphic crystalline basemcnl bas played the part of a leading tectonic relief, which influen- ccd to a great extent the younger structurcs, formetl wilhin the epimetamorphic series. The general direclion of the structure is NNW — SSE until N — S. In some zoncs the structure is nearly normaly orientated (NE—SW) to the former ones. Pag. I. Introducere .................................................................. 2 II. Istoricul cercetărilor ........................................................ 2 III. Considerațiuni petrografice și stratigrafice................................. 3 .4) Formațiuni cristalofiliene............................................... 4 1. Scria mezometamorfică de Bretila................................... 4 a) Complexul inferior......................................... 4 b) Complexul superior........................................ 10 2. Considerațiuni privind sedimentologia formațiunilor epimetamorficc 13 3. Stratigrafia și petrografia seriei epimetamorficc de Cîrlibaba ... 16 a) Complexul șisturilor blaslopsefitice-blastopsamitice...... 17 2C6 C. IONESCU 2 b) Complexul cuarțitelor negru-vineții.................................. 21 c) Complexul porfiroidelor alb-verzui .................................. 24 d) Complexul calcarelor dolomitice-cristaline........................... 29 13) Rocile eruptive............................................................ 30 C) Formațiuni sedimentare...................................................... 31 IV. Considerațiuni tectonice și de metamorfism...................................... 35 V. Concluzii....................................................................... 44 Bibliografia .................................................................... 46 I. INTRODUCERE Regiunea care face obiectul lucrării de față se găsește în partea de NW a Carpaților Orientali, în bazinul superior al văii Bistriței Aurii. Geografic, este situată între granița cu U. R. 8. 8. și localitățile lacobeni și Coșna. Valea Bistriței Aurii, în această zonă primește o serie de afluenți importanți, care au lungimi ce variază între 10 km și 25 km, cum sînt văile : Țibăului, Cîrlibabei, Tătarca, Deaca, Stînii și Subărzelului. Afluenții văii Bistriței Aurii, în general, au un caracter îmbătrînit către vărsare și chiar în cursul mijlociu, și abia către izvoare, cursul lor devine torențial, cu pante abrupte. Vîrfurile de munți cele mai înalte, cum sînt vîrful Omului (1909 m) și vîrful Suhărzel (1709 m), alcătuiesc creste destul de greu accesibile, fiind acoperite, în parte, de jnepeniș. Culmile de munți, ce ating înălțimi ce variază între 1400 — 1600 m, sînt domoale și, în general, sînt orientate NW - SE. II. ISTORICUL CERCETĂRILOR Cei mai vechi cercetători care s-au referit, în general, asupra regiunii Carpaților Orientali sînt Gr. Ș t e f ă n e s c u în anul 1885 și Bruno Walter în anul 1876. Bruno W a 11 e r cercetează regiunea Cîrlibaba, ocupîndu-se în mod special de raporturile dintre epizona și mezozona din regiunea muntelui Bretila. în acest scop el dă un profil cu structura anticlinală a acestei zone. M. Reinhardt și I. Atanasiu (1928) au continuat cerce- tările în zona masivului Bretila și au confirmat poziția anticlinală a acestei zone. Institutul Geologic al României 3 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 267 T li. Krăuțner (1927) căutînd să facă legătura dintre munții Bistriței și Maramureș studiază îndeaproape zona masivului Bretila, separînd pentru prima dată șisturile cristaline în funcție de gradul de metamorfism, în roci epizonale și roci mezozonale. M. 8 avui a executat cercetări începînd din anul 1948 în partea de N a Cristalinului Carpaților Orientali și a descris amănunțit formațiu- nile geologice. Cu această ocazie a făcut considerațiuni asupra tectonicii regiunii, precum și a genezei mineralizațiilor de pirită și galenă și asupra concentrațiilor de mangan și magnetit. G. M a s t a c a n își susține, în 1948, teza de doctorat ce are ca obiect regiunea Vatra Dornei-Iacobeni. în anul 1953 P. Ciornei a efectuat studii în regiunea de la E de Giumalău, iar în anul 1954 în regiunea lacobeni au executat cercetări pentru mangan : D a n E ă d u 1 e s c u, Gr. C i o f 1 i c a, P. Cior- nei, E. Dimitrescu, O. Constantinoff, H. Savu, Remus Ștefan, Al. V a s i 1 e s c u, S. C o s m a și M. L u p u. între anii 1954 și 1963, cu mici întreruperi, regiunea ce face obiectul acestei lucrări a fost cercetată de C. Io n esc u. Bazinul văii Bistriței, la N de regiunea studiată de noi, a fost cartat, în anul 1960, de I. E ă d u 1 e s c u, L u d m i 1 a R ă d u 1 e s c u, V. Ignat, P. Costache și Fel ic ia B a r b u. în anul 1962, Marcela Codarcea, I. Berci a, H. Kr âu U ner și M. M ur e ș a n au efectuat o serie de profile în regiunea Bărnă- rel-Holdița din munții Bistriței, descifrînd stratigrafia și structura Crista- linului din zona respectivă. E. Dimitrescu, I E ă d u 1 e s c u, G. P i t u 1 e a, L u d- m i 1 a R ă d u 1 c s c u, I . T e u c a și A . M u ș a t au efectuat, în anul 1963, cercetări stratonomice și structurale în partea de NE și SE a regiunii cercetate de noi. III. CONSIDERAȚIUNI PETROGRAFICE ȘI STRATIGRAFICE Formațiunile geologice ce iau parte la alcătuirea regiunii cercetate, se pot grupa în trei unități mari : formațiuni cristalofiliene, roci eruptive și formațiuni sedimentare. Institutul Geologic al României 268 C. IONESCU 1 A) FORMAȚIUNILE CRISTALOFILIENE Fundamentul general al regiunii este constituit dintr-o succesiune de depozite sedimentare, foarte variate, roci eruptive și roci piroclastice, metamorfozate în diferite condițiuni de metamorfism regional. Formațiunile cristaline, în funcție de evoluția geologică și de pozi- ția lor stratigrafică, au fost separate în două serii distincte. 1. Seria mezometamorfică de Bretila, alcătuită din formațiuni cristaline vechi, peste care, transgresiv, s-au depus formațiuni mai noi, sedimentare, însoțite de roci eruptive și piroclastice ; 2. Seria epimetamorfică de Cîrlibaba, constituită din depozitele sedimentare, transgresive, rocile eruptive și piroclastice, menționate mai sus, ce au fost metamorfozate într-o nouă fază, cînd a avut loc recutarea și retromorfozarea seriei de Bretila. Avînd în vedere evoluția geologică a celor două serii înainte de a se face descrierea stratigrafică și petrografică a seriei epimetamorficc, vom trata paleogeografia geosinclinalului în care s-au depus formațiunile, care, prin metamorfozare, au dat naștere seriei de Cîrlibaba. 1. SERIA MEZOMETAMORFICĂ DE BRETILA Seria de Bretila (T h. K r ă u t n c r , 1927) prezintă în general o varietate largă de structuri, începînd de la structura blastopelitică și pînă la cea blastopsamitică. Din punct de vedere textura!, se găsesc variații de la cele mai șistoase pînă la cele slab orientate. Frecvent, rocile sînt puternic tectonizate, fapt care a determinat formarea de mici fisuri și rup- turi ce sînt vizibile la microscop. Atunci, cînd predomină biotitul, ele au o culoare pestriță, brun-cenușie, însă pe măsură ce fenomenul de retro- morfism este mai evident și biotitul este cloritizat, rocile prezintă culori cu nuanțe verzui. Odată cu creșterea cantității de feldspat și cuarț, rocile devin mai deschise la culoare, iar atunci cînd crește cantitatea de amfibol și dorit, prezintă culori închise, verzui. în cadrul seriei de Bretila au fost separate stratigrafie două com- plexe și anume : complexul inferior și complexul superior. a) Complexul inferior. Complexul inferior se întîlnește în bazinele văilor Țibău, Izvorul Gîndacului și valea Deaca. în lucrările Institutul Geologic al României 5 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 269 anterioare, acestui complex i-am atribuit numele de „complexul de Pîrîul Boșu”. Complexul inferior este alcătuit din două orizonturi: ar orizontul micașisturilor și amfibolitelor și a2. orizontul șisturilor cuarțito-muscovito- clorito-biotitice și al șisturilor cloritoase cu biotit, calcit și magnetit. ax. Orizontul micașisturilor și amfibolitelor. Este constituit din mica- șisturi eu biotit și muscovit, amfibolite, șisturi amfibolice, șisturi cloritoase tufogene cu biotit și paragnaise cu biotit și muscovit. M i e a ș i s t u r i 1 e cu biotit și muscovit au culoare brun-eenușie, pestriță. Sînt șistoase și au structură lepidoblastică. Compoziția mineralogică procentuală și dimensiunile mineralelor in mm pentru 12 secțiuni Minerale Limite 0/ /O Dimensiuni mm Biotit 30-87 0,8 : 0,24 - 0,08 : 0,07 Muscovit 8-40 0,6 : 0,1 -0,09:0,05 Cuarț 12-22 0,12 : 0,09 - 0,08 : 0,07 Plagioclaz 0-90 0,9 : 0,8 - 0,08 : 0,06 Apatit 0-20 0,03 : 0,02 Epidot 0-10 0,06 : 0,04 Biotitul formează împreună cu muscovitul rețeaua în care se găsesc granulele dc cuarț și plagioclaz. Se remarcă prezența unui biotit dezvoltat în lamele mari paralele cu șistozitatea și a unui biotit cu aspect porfiro- blastic. Muscovitul apare subordonat biotitului și este dezvoltat în lamele mai scurte. Cuarțul este în general microgrăunțos. Plagioclazul este un oligoclaz, mai rar un albit. în unele porțiuni din secțiune se prezintă în porfiroblaste cu 9 — 13% An. Este în general alterat, prezentând uneori fisuri pe care se află insinuat cuarț. Amfibolitele și șisturile amfibolice au struc- tură granolepidoblastică pînă la nematoblastică și textură orientată pînă la șistoasă. Paragenezele mineralogice cele mai des întâlnite în cazul amfiboli- telor sînt: Institutul Geologic al României 270 C. IONESCU 6 Hornblendă + actinot + plagioclaz + clorit, + epidot +. zoizit + magnetit; Hornblendă + plagioclaz + clorit + cuarț 4~ rutil + granat. Lateral, amfibolitele trec la șisturi amfibolice și la șisturi cloritoase tufogene, bazice, cu biotit. Caracteristic, pentru șisturile amfibolice este cantitatea mare de actinot, dezvoltat în detrimentul hornblendei și textura șistoasă. Hornblendă apare sub formă de cristale prismatice, uneori fascicu- lizate la capete, cu treceri spre actinot. Rar, se găsește în cristale maclate și puternic cloritizate, avînd în acest caz culori anomale de birefringență. Uneori, doritul pseudomorfozează una din maclele hornblendei. Alteori, hornblendă este scheletică, cuprinzînd numeroase incluziuni de plagioclaz, clorit, zoizit, rutil și magnetit. Este puternic pleocrorcă : verde-albăstruie verde, verde-gălbuie. Plagioclazul se întâlnește sub formă de xenoblaste de mărimi diferite, rareori găsindu-se maclat după legea albitului. Este puternic alterat și conține, deseori, incluziuni de sericit, clorit și epidot. Cuarțul apare sporadic și în general prezintă numeroase fisuri. doritul a luat naștere în mare parte prin cloritizarea amfibolului, biotitului și granatului. Cristalele de magnetit se găsesc diseminate în toată masa rocii. Șisturile cloritoase, tufogene cu b i o t i t, au culoare verde pînă la verzui-cenușie, cu nuanțe gălbui, prezentînd o struc- tură lepidoblastică pînă la granolepidoblastică și textură șistoasă. Culoarea verde se datorează doritului și amfibolilor verzi, frecvent cloritizați, iar nuanțele verzui sînt date de creșterea cantității de albit și epidot. Cloritul, împreună cu hornblendă verde, parțial cloritizată și actino- tul, formează rețeaua în care sînt prinse porfiroblaste de albit. Frecvent, benzi cu structură porfiroblastică alternează cu benzi alcătuite diu grano- blasto de albit, parțial calcitizate și epidotizate. Cloritul prezintă uneori culori anomale de birefringență sau mai rai* apare foarte slab birefringent. Este dezvoltat în lamele largi, orientate în general conform șistozității. în parte, s-a format pe seama unor minerale melanocrate. Biotitul, întîlnit de obicei în lamele mici, alcătuiește împreună cu cloritul, benzi ce alternează cu benzi foarte subțiri în care se găsesc grano- hlaste de cuarț și mai rar de plagioclaz. Albitul este dezvoltat în porfiroblaste, rareori maclate, prezentînd adesea crăpături pe care s-a dezvoltat clorit foarte slab birefringent. CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 271 Hornblenda verde apare sub formă de prisme alungite, în parte transformate în actinot sau cloritizate. Calcitul mulează și înlocuiește uneori granoblastele de albit. Șisturile cloritoase, tufogene cu biotit, au luat naștere prin metamor- fozarea unor roci bazice și tufite bazice, în condițiile faciesului de șisturi verzi, subfaciesul cuarț-albit-epidot-biotit. Fenomenele de retro- morfism au transformat întregul pachet de șisturi cloritoase tufogene, încît, la prima vedere, sau în urma unui studiu făcut superficial, s-ar părea că sînt șisturi cloritoase metamorfozate în condițiuni de temperatură scă- zută. Pentru acest facies, de temperatură scăzută, ar pleda prezența doritului în cantitate mare, a epidotului și actinotului ce se întîlnește aproape în toate secțiunile. Prezența biotitului în componența lor minera- logică și a amfibolitelor de tip mezozonal, intercalate în cadrul lor, ne-a determinat să considerăm că aparțin seriei de Bretila. P a r a g n a i s o 1 e cu biotit și m u s c o v i t au struc- tură granoblastică și textură gnaisică. Textura rubanată se datorește alternanței benzilor micacee cu cele granulate alcătuite din cuarț și feld- spat. Cuarțul se prezintă în xenoblaste, participînd la benzile granulate împreună cu feldspații plagioclazi și mai rar potasici. Granulele mici de cuarț se întîlnesc deseori ca incluziuni in feldspați. Plagioclazul este un oligoclaz, uneori puternic sericitizat. Feldspatul potasic se găsește îndeosebi ca microcliu, în general proaspăt. Biotitul, în general, este cloritizat și conține incluziuni de apatit, minereu, zircon. Este aproape integral transformat în dorit. Cu toate acestea, se întîlnesc numeroase fragmente relicte de biotit. Muscovitul participă împreună cu doritul și biotitul la benzile micacee. a2. Orizontul șisturilor cuarțito-muscovito^ și al șisturilor cloritoase ou biotit, calcit și magnolii. Are răspîndire mare în bazinul văii Țibăului. Șisturile c u a r ț i t o-m u s c o v i t o-c 1 o r i t o-b i o t i t i c e apar frumos dezvoltate în versantul sting al văii Țibăului, intr-un nivel cu grosimi dc peste 40 m. Se mai întîlnesc în bazinul Pîrîului Roșu și în regiunea comunei Coșna, în bazinul pîrîului Făgețel. Au culoare cenușiu- 272 C. IONESCU 8 verzui-pestriță. Sînt roci foarte fine cn structură fin granoblastică-lepido- blastică și cu textură paralelă, datorită muscovitului și doritului, ce apar îndeosebi pe fețele de șistozitate, sau în pături onduloase. Compoziția mineralogică procentuală și dimensiunile mineralelor in mm pentru 11 secțiuni Minerale Limite % Dimensiuni mm Cuarț ‘10-70 0,2 : 0,16 - 0,01 : 0,01 Muscovit 8-27 0,64 : 0,05 - 0,58 : 0,01 Ciorii 6-14 0,12 : 0,03 - 0,52 : 0,01 Biotit 2-50 0,1 : 0,09 - 0,12 : 0,022 Plagioclaz 2-40 0,3 : 0,28 - 0,062 :0,06 Epidot 1-30 0,04 : 0,03 - 0,01 : 0,01 Zoizit 0-10 0,05 : 0,04 Apatit 0-10 0,32 -.0,1 - 0,01 : 0,03 Rutil 0-10 acc fine Magnetit 4 — 13 5,00 + 1,00 - 0,3 : 0,2 Cuarțul este dezvoltat în granoblaste cu contur neregulat și mărimi variabile. Granoblastele sînt alungite pe șistozitate și alcătuiesc benzi in care cuarțul este uneori cataclazat. Muscovitul apare în lamele de mărimi variabile. Lamelele mai mari sînt asociate în benzi mai subțiri, ce alternează cu benzi mai groase, în caro predomină cuarțul. Foițele mai scurte apar împrăștiate în toată masa rocii. în mare parte, muscovitul a luat naștere prin decolorarea bio- titului. doritul, sub formă de clinoclor, și mai rar pennin, este intim asociat cu muscovitul și a luat naștere pe seama cloritizării biotitului. Plagioclazul se prezintă în granoblaste răspîndite neuniform în fîșiile în care predomină granoblastele de cuarț. Atunci cînd nu este trans- format în zoizit sau epidot, conține numeroase incluziuni fine de rutil, maclate uneori în genunchi. Șisturile cloritoase cu biotit, calcit și mag- netit se întâlnesc în bazinul văii Țibăului. Sînt, în general, cenușiu-ver- zui, iar cu creșterea cantității de calcit și epidot capătă culori verzui mai deschise. Macroscopic, se observă frecvente benzi de calcit și epidot, alb- verzui, ușor rozii, pînă la 3 mm grosime, alternând cu benzi cloritoase verzui- Institutul Geologic al României 16 R/ 9 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 273 cenușii, pînă la 1 cm grosime. Deseori, roca este impregnată cu cristale de magnetit. Compoziția mineralogică procentuală și dimensiunile mineralelor in mm pentru 8 secțiuni Minerale Limite 0/ /o Dimensiuni mm Clorit 6-22 0,16 : 0,018 — 0,061 : 0,016 Plagioclaz 2-10 0,4 : 0,32 -0,072 : 0,008 Biotit 5-16 0,48 : 0,12 -0,12 : 0,024 Muscovit 4-36 0,72 : 0,056-0,55 : 0,016 Cuarț. 0-80 0,2 : 0,17 -0,01 : 0,01 Calcit 17-46 0,32 : 0,24 -0.07 : 0,16 Epidot 2-12 0,1 : 0,08 -0.01 : 0,01 Granat 0-20 0,03 : 0,02 -0,01 -.0,01 Titanii 1-70 0,02 : 0,01 Apatii 0-10 0,34 : 0,01 -0,01 : 0,02 Rutil 0-30 ace fine Zircon 0-10 0,02 : 0,02 -0,01 : 0.01 Magneții 7-19 5,00 : 3,1 -0,4 : 0.3 Cloritul, intim asociat cu muscovitul și biotitul, alcătuiește rețeaua în care se găsesc prinse celelalte minerale. In mare parte a luat naștere pe seama biotitului. Se prezintă în lamele scurte sub formă de șiraguri neîn- trerupte. Arc uneori culori anomale de birefringență, foarte rar fiind chiar izotrop. Plagioclazul se află în benzi granoblastice, în care se găsesc și granule mici de cuarț. Este un albit-oligoclaz, rar maclat după legea albitului. Uneori, în unele porțiuni de secțiune, feldspatul este sericitizat conținînd și mici cristale de calcit, lamele de muscovit, cristale dc rutil și zircon. Deseori, cristalele de plagioclaz prezintă crăpături pe care s-au produs calcitizări. Unele fîșii granoblastice de plagioclaz sînt calcitizate, îneît se ajunge la benzi granoblastice dc calcit, în care sînt incluse granule de plagioclaz și lamele dc muscovit. Biotitul, în general, este cloritizat. Cloritizarea biotitului a avut loc în special pe liniile de clivaj. Din această cauză el apare în lamele schele- tice, mari, prezentînd crăpături pe care se află insinuat calcitul. Uneori se întâlnește biotit ce pseudomorfozează cristale prismatice do amfibol. 274 C. IONESCU 10 Muscovitul, asociat cu biotitul și doritul, apare sub formă do lamele alungite, de mărimi variabile. Epidotul se prezintă de obicei granular și se întîlnește în fîșiile grano- blastice de feldspat. Calcitul formează benzi subțiri eu grosimi de pînă la 3 mm în masa rocii. A luat naștere, în parte, prin calcitizarea benzilor de feldspat. Butilul se află în cristale prismatice foarte fine, incluse în granule de feldspat. Uneori, prezintă made în genunchi. Granatul este de obicei sfărîmat și în mare parte cloritizat. Magnetitul se află în cristale de dimensiuni mari, diseminate în masa rocii. b) Complexul superior. Complexul superior este dezvoltat în raza localității lacobeni, în bazinul rîului Tisei, pe culmea Suhardului și în bazinul văii Făgețel. Este constituit din două orizonturi bine indi- vidualizate și anume: bn orizontul gnaiselor clorito-muscovitice cu biotit și granat și al gnaiselor clorito-muscovitice; b2, orizontul șisturilor clorito-cuarțito-sericitoase cu biotit, cu inter- calații de șisturi calcaroase cenușii. b1 Orizontul gnaiselor clorito-muscovitice cu biotit și granat și al gnaiselor clorito-muscovitice. Se întîlnește în bazinul văii Tisei și în bazinul văii Făgețel. Gn a i s ele dorit o-m uscovitice cu biotit și g r a • n a ț i au extindere mare în bazinul văii Tisei. Au structură granolepido- blastică și textură șistoasă. La constituția rocii, participă din abundență cuarțul sub formă de granoblaste mărunte ce se asociază intim cu fddspatul, care, se află subor- donat cantitativ. Printre xenoblastele de cuarț și feldspat, se găsesc foițe de moscovit asociate cu lamele do biotit orientate pe direcția do șistozitate. Fddspatul este un albit-oligoclaz. Granoblastde sale în general sînt mărunte, rar madate polisintotic și cu conturc neregulate. Deseori se disting granoblaste fisurate, zdrobite și recimentate. Așa cum s-a arătat mai sus, muscovitul apare, fie sub formă de foițe asociate cu biotit în benzile alcătuite din granoblaste de cuarț și feldspat, fio în benzi orientate conform șistozității, în care este intim asociat cu biotit cloritizat. 11 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 275 Cloritul format pe seama biotitului apare sub formă de foițe sau plaje neregulate. Culoarea este verde eu pleocroism evident. Culorile de birefringență indică prezența penninului. Apatitul și zirconul se întâlnesc sporadic. Granatul de obicei este cloritizat, iar atunci cînd se mai păstrează unele porțiuni, oarecum proaspete, prezintă crăpături sau este fragmentat. Gnaisele clorito-muscovitice se întâlnesc pe valea Făgețel. Au aspect șistos, fiind destul de fine, au culoare cenușiu-argintie pînă la cenușiu-verzuie. Macroscopic, în bazinul văii Făgețel, la prima vedere, s-ar părea că ar fi un complex epimetamorfic. Totuși, prezența paragnaiselor fin șistoase cu granat și mai rar cu biotit, atrag atenția. Cercetat mai cu atenție, se poate observa că reprezintă un orizont de șisturi cristaline ce au suferit două faze de metamorfism și anume : o primă fază, în condițiile unui meta- morfism regional de tip mezozonal și a doua fază în condițiile unui meta- morfism regional de tip epizonal, în care rocile acestui complex au suferit un accentuat proces de retromorfism. Datorită retromorfismului, cea mai mare parte din biotit a fost transformată în dorit sau mai rar în biotit de- colorat și numai rareori se întîlnesc lamele frumoase de biotit. Granatul este de obicei sfărîmat și în mare parte cloritizat. Deseori, în cadrul gnaiselor fine, cu dorit și muscovit, datorită can- tității mici de material detritic amestecat cu material cineritie, sau chiar lipsoi totale a materialului detritic, se individualizează șisturi tufogeno. în cazul acestor șisturi, în care predomină materialul cineritie, se constată că rețeaua ce alcătuiește masa rocii, este formată din foițe de dorit, musco- vit, sericit și foarte rar biotit, intim asociate și orientate. în această rețea se găsesc cristale relicte de feldspat și fenoblaste de cuarț, ce au dimensiuni variabile. Cînd cantitatea de material detritic este destul de mare se constată că gnaisele cu dorit și muscovit au un aspect mai puțin șistos, iar cantita- tea de cuarț în xenoblaste, este mult mai mure. Au structură granolepido- b’astică și textură șistoasă. Feldspatul a suferit un accentuat proces de sericitizare. Se recunoaște habitusul prismatic al cristalelor, iar conturele sînt zimțuite de foițele dc sericit cu care se întrepătrund. Feldspatul, care este un albit-oligoclaz, este frecvent străbătut de o rețea deasă de fisuri, pe care, fie că s-a dezvoltat o nouă generație dc feldspat, fio o generație de cuarț și feldspat. Institutul Geologic al României 276 C. IONESCU 12 Muscovitul este intim asociat cu cloritul și apare în lamele alungite. O parte din muscovit este pleocroic, iar în jur se găsesc oxizi de fier. Cloritul este abundent în rocă și în maro parte a luat naștere pe seama biotitului în urma scăderii intensității metamorfismului. Pe alocuri se observă fragmente relicte de biotit și granat cloritizat. în aproape toată .seria gnaiselor cu clorit și muscovit se întîlnesc cristale de turmalină diseminate în masa rocii și cristale alungite de mine- rale opace relativ mari și abundente. Baghetele de minerale opace apar dispuse conform șistozității rocii. Șisturile clorit o-c u a r ț i t o-s ericitoase cu bio- tit și g r a n a ț i se întîlnesc în bazinul pîrîului Tisei, în versanții pîrîului Puiu, în apropiere de confluența cu valea Bistriței, în versantul drept al văii Deaca și pe culmea Suhardului. Retromorfismul le-a afectat în așa măsură, îneît cu mare greutate pot fi recunoscute ca aparținînd seriei mezometamorfice. Atunci cînd sînt diaftorizate mai slab, se găsesc sub formă de micașisturi cu două mice. Caracteristic, pentru acest nivel mezometamorfic, este că mai totdeauna conține lentile de șisturi calcaroa- se cenușii pînă la negre. Micașisturile, atunci cînd sînt mai slab afectate de retromorfism, au culoare cenușiu-vorzui-brună, cu nuanțe argintii, datorită conținutului în clorit, biotit și muscovit. Au structură lepidograno- blastică pînă la granolcpidoblastică și textură șistoasă. Culoarea se dato- rește doritului, sericitului și muscovitului. Mineralele micacee alcătuiesc benzi ce alternează cu benzi mai sub- țiri constituite din granoblaste fine de cuarț și feldspat, cu conture nere- gulate și ușor alungite pe șistozitate. Cloritul, în mare parte, a luat naștere pe seama biotitului. Este un pennin, mai rar clinoclor, participînd împreună cu biotitul decolorat sau parțial cloritizat și muscovitul, la benzile micacee. Deseori, muscovitul este slab pleocroic, prezentînd parțial culorile de birefringență ale biotitului. în acest caz, cantitatea de limonit ce încon- joară lamelele de muscovit este marc. La benzile cu minerale granulare, mai participă grăunțe de apatit, lamele mărunte de biotit, muscovit și granați de obicei cloritizați. Șisturile calea roase, cenuși u-n e gr i c i o a 8 e, în plăci, se găsesc ca intercalați! în șisturile cuarțito-clorito-sericitoase cu biotit și granați de pe culmea Suhardului și în versantul drept al văii Institutul Geologic al României 13 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 277 Deaca. în general, șisturile calcaroase, au pe fețele de șistozitate, clorit, sericit, muscovit și mai rar biotit. Intercalațiile lenticulare de calcare cenușii, în plăci, au grosimi ce nu depășesc 15 m. 2. CONSIDERAȚII PRIVIND SEDIMENTOI.OGIA FORMAȚIUNILOR EPIMETAMORFICE Pentru a discuta stratigrafia și petrografia diferitelor orizonturi din scria epimetamorfică, vom căuta să trecem în revistă, sumar, paleo- geografia geosinclinalului Carpaților Orientali în care s-au sedimentat formațiunile ce au dat naștere prin metamorfozare, seriei epimetamorfice. O serie de fapte geologice, ce au fost puse în evidență, ne determină să le discutăm pentru ca astfel să putem interpreta cît mai corect strati- grafia și petrografia regiunii. Vom trece la discutarea lor după cum urmează : Peste tot seria mezometamorfică este diaftorizată, iar uneori în urma proceselor de retromorfism, unele faciesuri petrografice, ajung aproape pînă la roci epimetamorfice îneît cu mare greutate îți poți da scama .că aparțin .seriei mezometamorfice. Începînd din bazinul văii Țibăului pînă în bazinul văii Coșna se întîlnesc discordanțe stratigrafice, ce ne ajută la interpretarea paleogeo- grafică a bazinului în care s-au sedimentat formațiunile, epimetamorfice și.la descifrarea stratigrafie!. Am considerat că se poate folosi noțiunea de discordanță, ținînd seamă că, formațiuni mai noi, ce reprezintă ultimii termeni de depunere în coloana stratigrafică și anume calcarele dolomitice cristaline, în care se găsesc intercalații de filite sericito-grafitoase, stau peste formațiuni mezometamorfice. în bazinul văii Țibăului, peste micașis- 1 uri, șisturi amfibolice, amfibolite și șisturi cloritoase cu biotit, se găsesc calcare dolomitice cu intercalații de filite sericito-grafito-cloritoase. Pe culmea Suhardului, peste formațiuni mezometamorfice, retro- morfe, se află calcare dolomitice cristaline și șisturi clorito-sericitoase. Discordanța este nu numai stratigrafică, ci, am putea spune și o discor- danță în ceea ce privește intensitatea metamorfismului dintre fundamen- tul mezometamorfic și metamorfismul slab al calcarelor dolomitice și filitelor sau chiar a șisturilor sericito-grafito-cloritoase. Complexul blasto-psefitic de pîrîul Omului pus în evidență de noi în bazinul văii Deaca încă din anul .1960 iar de I. R ă d u 1 e s c u, mai tîrziu, în zona Bretila, se găsește dispus peste formațiuni mezometamorfice. 20 - C. 223 M Institutul Geologic al României IGR/ 2 78 C. IONESCU 14 R. D imitrescu, în anul 1964, a arătat că în complexul de pîrîul Omului pe care l-a conturat în regiunea lacobeni, a găsit găleți de tipul paragnaiselor, deci fragmente de roci remaniate din fundamentul mezometamorf ic. încă din anul 1960 am arătat că în complexul de pîrîul Omului, metamorfozat în condiții de tip epizonal, se întîlnesc o serie de minerale tipic mezometamorfice, cum sînt granați cloritizați, biotit parțial cloritizat și foarte mult muscovit în lamele mari. R. Dimitres c u în nota susținută în februarie 1964, privind regiunea lacobeni și I. R ă d u 1 e s c u \ în cadrul discuțiilor la această notă, au admis și s-au raliat celor comunicate de noi în anul 1960, în ceea ce privește caracterul transgresiv al formațiunilor epimetamorfice și faptu- lui că, Cristalinul Carpaților Orientali de N a fost afectat de cel puțin două faze de metamorfism 2. în evoluția geosinclinaluhu în care au transgresat rocile seriei epi- metamorfice, formațiunile mezometamorfice au alcătuit de-a lungul acestuia o cordilieră, orientată NW — SE, în lungul căreia, s-a depus material psefitic și psamitic și s-au dezvoltat bariere de recifi calcaroși. Această cordilieră, în zonele în care se ridica deasupra nivelului apei, forma o serie de insule. Colmatarea acestui geosinclinal a început prin depunerea materialului detritic, organogen și eruptiv. în apropierea țărmurilor s-au depus materiale detritice cu granulație mai mare, de tipul gresiilor, iar cu îndepărtarea de țărm materialul terigen depus a fost din ce în ce mai fin. Totuși, datorită granoclasării, curenților sub- marini și mișcărilor tectonice active ce au însoțit sedimentarea, materialul terigen a fost clasat și depus în funcție de granulație, formîndu-se ritmuri și microritmuri de gresii, aleurite și pelite, iar în unele cazuri, au luat naștere laminații oblice de curent. Microritmurile se remarcă în șisturile cuarțito-clorito-sericitoase slab grafitoase, care au de multe ori aspect rubanat. Laminația oblică de curent se evidențiază în șisturile cuarțito- grafito-clorito-sericitoase de pe pîrîul Sweizerii unde granoclasarea este foarte slabă și chiar absentă, în schimb cuarțitele negre și șisturile cal- caroase cenușii, care sînt stratele oblic laminare, prezintă variații de gro- 1 Comunicare orală la Ședința de Comunicări a Inst. Geol. în cadrul discuțiilor dinl4.11 1964. 2 H. S a v u discută existența a două faze dc metamorfism, nu însă și dc transgresiune în : „Raport geologic asupra regiunii Roșu-Șarul Dornci” 1955. Arh. Com. Stat Geol. București, 15 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 279 sime și chiar caracter lenticular, în special în cazul stratelor cu grosime redusă. La aceste depuneri se adaugă materialul cărbunos, care, prin meta- morfozare a trecut în grafit. Acesta se întîlnește în aproape toată seria epimetamorfică a Carpaților Orientali. Concomitent cu sedimentarea materialului terigen în geosincli- nalul Carpaților Orientali au fost puse în loc roci eruptive care, prin metamorfozare, au fost transformate în gnaise porfiroide de tip Mîndra, gnaise porfiroide biotitice și cloritoase și porfiroide albe-verzui. Toto- dată a avut loc și depunerea rocilor piroclastice respective care le-au însoțit, precum și a unor tufuri bazice. în apropierea insulelor și pe geanticlinalele ce nu ajunseseră deasupra nivelului apei, au început să se dezvolte calcare recifale. Mișcările de subsidență au dus la crearea în zonele văilor Țibău, Bistrița și pe direc- ția culmii Suhardului Mare, a unei bariere calcaroase recifogene. în bazi- nul văii Țibăului se remarcă o mare dezvoltarea calcarelor dolomitice recifogene, care, în prezent, în această zonă, au grosimi maxime de pînă la 500 m, fără a mai ține seama de grosimea pierdută prin eroziune. Dez- voltarea mare, laterală, a calcarelor dolomitice recifogene, cît și grosimea, sînt un rezultat al condițiilor optime în care s-au dezvoltat recifii în acea- stă zonă. Pentru a atinge grosimi atît de mari, a fost necesar ca mișcă- rile negative, de coborîre ale recifului să fi fost de ordinul sutelor de metri. în bazinul văii Țibăului, calcarele dolomitice cristaline atunci cînd sînt dispuse direct pe fundamentul mezometamorfic, au în bază o struc- tură brecioasă, corespunzătoare breciei de flanc. Cu cît ne îndepărtăm de zona geanticlinală și de zona de calcare dolomitice masive, încep să apară calcare șistoase negre, mai rar gălbui, fine, în plăci, iar mai departe se întîlnesc alternanțe de calcare șistoase, cloritoase, cu șisturi sericito- clorito-grafitoase. Către periferia zonei recifale, acolo unde gresiile și aleuritele calcaroase se îndințau cu gresiile detritice, se găsesc calcare silicioase, albe sau cenușii și cuarțite carbonatate. Deseori, în baza cuar- țitelor cristaline, albe, carbonatate, se află cuarțite albe cu microrit- muri cu grosimi milimetrice și centimetrice de cuarțite negre. în zona pîrîul Omului cu cît ne îndepărtăm de calcarele dolomitice, masive, recifale, se trece la calcare șistoase în plăci, negre, muscovitice, la șisturi negre muscovitice calcaroase și 1a. șisturi negre muscovitice cu lentile mici de calcar, ce ar corespunde zonei îndințărilor nisipului recifogen cu materialul argilos și grezos. Institutul Geologic al României X IGRX 280 C. IONESCU 1G Spre SE, pe culmea Suhardului, calcarele dolomitice cristaline, reci- fogene, sînt dispuse peste formațiunile mezometamorfice și se îndințează spre NE cu șisturile calcaroase și șisturile clorito-sericitoase. Atât- în zona pîrîului Omul cit și pe culmea Suhardului, grosimea recifilor nu depă- șește 100 m ; deci mișcările negative de coborîre au fost mai mici decît în nord-vestul regiunii. în timpul mișcărilor de coborîre, au existat momente de oprire ale subsidenței, cînd dezvoltarea recifilor a avut loc lateral, din care cauză, se întîlnesc în bazinul văii Bistriței adevărate intercalații de calcare dolomitice cristaline în cadrul seriei epimetamorfice. Totodată, nisipurile calcaroase ce s-au format în jurul recifilor, au dat naștere, dato- rită îndințării cu materialul detritic, în urma metamorfozării, la interca- lații laterale de calcare șist oase și șisturi calcaroase. 3. STRATIGRAFIA ȘI PETROGRAFIA SERIEI EPIMETAMORFICE DE CÎRLIBABA Seria epimetamorfică are cea mai mare răspîndire în regiunea cerce- tată. Așa cum s-a arătat, în timp ce în zona barierelor recifogene, coloana stratigrafică este destul de mică, atît în ceea ce privește grosimea formațiu- nilor epimetamorfice cît și în ceea ce privește numărul orizonturilor stra- tigrafice, pe măsură ce se înaintează spre largul bazinului de sedimentare, grosimea coloanei stratigrafice crește și se mărește și numărul orizonturilor și faciesurilor petrografice. Faciesurile petrografice au fost condiționate atît de configurația bazinului de sedimentare, de materialul depus, cît și de o serie de alți fac- tori cum sînt granoclasarea, curenții de turbiditate și mișcările tectonice. Din această cauză, variațiile faciale sînt destul de numeroase, încît cu mare greutate se pot face orizontări de ansamblu. Din orizontările făcute, reiese că, datorită reliefului fundului bazi- nului de sedimentare, același facies pctrografic care pentru un anumit punct geografic este dispus peste formațiuni mezometămorfice, în alt punct al bazinului poate să se găsească spre mijlocul sau partea superioară a seriei epimetamorfice. în regiunea Bărnărel—Holdița, Marcela Codare ea, I. Berci a , H. K r ă u t n e r , M. M u r e ș a n 3 separă în cadrul unității estice a Cristalinului Bistriței, patru complexe și anume : 3 Cercetări structurale .și stratigrafice iu Cristalinul Bistriței (regiunea Bărnârel-Holdița). Comunicare Insl. Geol. 1963 (sub tipar). • / 17 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 281 a) Complexul șisturilor sericito-cloritoase inferioare cu intercalați! de șisturi blastopsefitice; b) Complexul cuarțitelor negre și al șisturilor grafitoase; c) Complexul porfiroidelor și al tufoidelor acide; d) Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare. Am citat cele patru complexe separate în cadrul seriei epimetamorfice de către autorii susmenționati (4) pentru a sublinia că în mare, unele com- plexe și chiar orizonturi au fost găsite și în regiunea noastră, încît se pot face unele corelări între cele două regiuni. în cadrul seriei epimetamorfice, în regiunea cercetată, am separat complexele menționate mai jos. a) Complexul șisturilor blastopsefitice-blastopsamitice eu o grosime de cca 450 m constituit din : ar Orizontul șisturilor blastopsefitice ; a2. Orizontul șisturilor blastopsamitice și al gnaiselor poiliroide. b) Complexul cuarțitelor negre-vineții cu o grosime ce variază, între 550 m și 700 m, alcătuit din : bj. Orizontul șisturilor clorito-sericitoase și alporfiroideloralbe-verzui; b2) Orizontul cuarțitelor negre-vineții. c) Complexul porfiroidelor albe-verzui cu o grosime de cca 300 m, constituit din : cv Orizontul șisturilor cuarțito-dorito-sericitoase, cuarțitelor clori- toase și al gnaiselor psamitice; ■ < c c?. Orizontul porfiroidelor și al șisturilor cloritoase cu porfiroblaste de albit; c3. Orizontul șisturilor sericito-cloritoase și al șisturilor sericito-clo- rito-grafitoase. d) Complexul calcarelor dolomitice cristaline și al șisturilor clorito- sericito-grafitoase cu o grosime ce variază între 100 m și 500 m. a) C o m plexul șisturilor b l a s t o p s e f i t i c e-b l a s- t o p s a iu i ti c e. Complexul șisturilor blastopsefitice-blastopsamitice a luat naștere prin metamorfozarea' unui complex transgresiv, conglomera- tic, grezos. av Orizontul șisturilor blastopsefitice. Se întâlnește în bazinul pîrîului Omului fiind alcătuit din conglomerate cuarțiticc, cenușii, metamorfozate, șisturi cuarțitice cenușii și negre, șisturi negre muscovitice, conglomerate Institutul Geologic al României 282 C. IONESCU 18 clorito-sericitoase, metamorfozate, șisturi calcaroase cu muscovit și calcare masive. M e t a c o n g 1 o m e r a t e 1 e cuarțitice au răspîndire mică în regiunea noastră. Se întîlnesc în bazinul pîrîul Omului și Pîrîul Roșu și sînt situate peste seria de Bretila. Au grosimi de peste 20 m și sînt puternic fracturate, decroșate și compartimentate. Au culoare cenușie pînă la negricioasă. Elementele rulate sînt alcătuite din cuarț, prinse într-o masă recristalizată, cenușie. De multe ori sînt străbătute în diferite direcții de filonașe de cuarț alb, metamorfic. Elementele rulate de cuarț alb au dimensiuni de pînă la 3 cm. Masa recristalizată, în care se găsesc elementele de cuarț, este alcătuită din cuarț în mare parte recristalizat lamele de musco- vit, sericit, turmalină, uneori granați cloritizați și fragmente de biotit clo- ritizat. Procentual, cuarțul ajunge pînă la 68%. Muscovitul sc află în lamele larg dezvoltate, orientate diferit, uneori mulînd cuarțul rulat, ajungând procentual pînă la 17%. Biotitul și granatul sînt cloritizați. în timp ce granatul și biotitul se întîlnesc sporadic, turmalina și muscovitul se găsesc în tot orizontul transgresiv. Cantitatea de grafit variază în limite largi, însă niciodată nu depă- șește 12%. Uneori se mai întîlnesc cuiburi de pirită cu dimensiuni de pînă la 8 mm. Șisturile c u a r ț i t o - m u s c o v i t i c e , în funcție de can- titatea de grafit ce o conțin, au nuanțe mai cenușii sau mai negricioase. Au Structură granolepidoblastică și textură orientată pînă la șistoasă. în componența lor mineralogică intră : cuarț, sericit, clorit, muscovit, grafit, turmalină și pirită. Cuarțul se află relict cu tendința de a avea un contur oval, rareori fiind mulat dc muscovit. Lamelele de muscovit sînt orientate pe direcția de șistozitate și mai rar se găsesc oblic pe această direcție. Cloritul și sericitul sînt dezvoltați în lamele mici. Grafitul apare pulverulent, frec- vent concentrat în cuiburi, uneori înconjurînd golurile în care au fost cristalele de pirită. Șisturile negre muscovitice au structură lepido- blastică, rar granolepidoblastică și textură șistoasă. Muscovitul este dez- voltat în lamele mari, orientate pe direcția de șistozitate și ajunge pro- centual pînă la 19 %. Grafitul apare pulverulent fiind, aglomerat pe direc- țiile de șistozitate. Deseori, în șisturile negre muscovitice, se întîlnesc cuiburi de carbonat dc pînă la 10 cm lungime și 3 cm grosime, care, 19 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 283 atunci, cînd sînt levigați, lasă goluri tapisate cu cristale de calcit și oxizi de fier. Alteori se întîlnesc goluri cubice lăsate de cuburile de pirită levigată. M e t a c o n g 1 o m e r a t e 1 e clorito-sericitoase se întîlnesc în bazinul pîrîului Omului, unde au grosimi mici și sînt puter- nic fracturate. Au culoare verzuie și cenușie, cu nuanțe verzui.Elemen- tele rulate sînt alcătuite din cuarț alb cu dimensiuni de pînă la 2,5 cm 0. Cloritul se află în lamele larg dezvoltate, uneori mulînd cuarțul rulat și formînd împreună cu sericitul și cuarțul recristalizat masa sernifitului. Cloritul, procentual, ajunge pînă la 28%, iar granulele de cuarț recrista- lizat ce participă la masa micacee au dimensiuni de pînă la 0,3 mm. Șisturile calcaroas e c u m u s c o v i t, lateral, prin îndințări faciale trec la calcare masive. Se întîlnesc în bazinele văilor Deaca și Gîndacului, cu grosimi de peste 4,5 m. Culoarea neagră a șis- turilor calcaroase negre se datorește conținutului mare în grafit. Mus- covitul, care este dezvoltat pe șistozitate, ajunge procentual pînă la 19°/0. In versantul drept al pîrîului, șisturile calcaroase negre trec la calcare dolomitice, cenușii, masive, lipsite de minerale micacee. Orizontul șisturilor blastopsamitice. Acest orizont a luat naștere prin metamorfozarea unui complex grezos cu intercalații de șisturi cal- caroase și calcare, la care uneori se remarcă laminația oblică de curent, în acest orizont se mai întîlnesc intercalate gnaise porfiroide biotitice și șisturi tufogene. în cadrul acestui orizont au fost separate : șisturi cuarțito-clorito- grafitoase, șisturi clorito-grafitoase rubanate, șisturi calcaroase cenușii și gnaise porfiroide biotitice. Șisturile c u a r ț i t o - c 1 o r i t o - g r a f i t o a s e cu lami- ne de cuarțite negre și intercalații lenticulare de șisturi calcaroase cenu- șii, se găsesc în bazinul pîrîul Sweizerii de unde, lateral, în bazinele văi- lor Deaca, Stînii și Andronic, trec la șisturi cuarțito-grafitoase rubanate. în cadrul acestui orizont se întîlnesc gnaise porfiroide biotitice și șisturi tufogene. Șisturile cuarțito-clorito-grafitoase din bazinul inului Sweizerii conțin lamine de cuarțite negre de pînă la 10 cm lungime și 3—4 cm grosime. Au structură granolepidoblastică, textură șistoasă și prezintă limită netă între șistul cuarțitic și cuarțitul negru. Această stratifieație, așa cum s-a arătat, se datorește curenților submarini de turbiditate. \ ICR. Institutul Geologic al României 284 c. IONESCU 2) Aici, caracterul rubanat lipsește, datorită lipsei procesului de granocla- sare. în schimb, rubanajul este prezent în șisturile cuarțito-clorito-seri- cito-grafitoase din cele două zone din versantul drept al văii Doaca și din bazinele văilor Stînii și Andronic. Caracterul rubanat a luat naște- re în urma procesului de granoclasarc. Prin scăderea cantității de grafit, șisturile cuarțito-clorito-grafitoase ajung pînă la șisturi cuarțito-clorito- sericitoase. Șisturile calcaroase cenușii se găsesc intercalate în orizontul de șisturi cuarțito-clorito-sericito-grafitoase, cu lamine de cuarțite negre, din bazinul pîrîului Sweizerii, sub formă de lentile și intercalați! lenticulare, de dimensiuni variabile. Au culoare cenușie, iar atunci eînd șistozitatea este pronunțată au pe fețele de șistozitate clorit și sericit. G n a i s e 1 e porf ir o i de biotitice au răspîndire mare în regiunea noastră. în afara celor cunoscute în versantul văii Bistriței și bazinul pîrîului Dornencii, am conturat noi zone, în bazinele văilor Scoruș, Humor, Deaca, Andronic, Făgețel și Prislop. Gnaisele porfiroide biotitice se găsesc intercalate în șisturi cuar- țito-clorito-sericito-grafitoase și în șisturi cuarțito-clorito-sericito-grafi- toase rubanate. în aceste roci, mai mult sau mai puțin orientate, se recunosc fenocristale de fledspat idiomorf și de cuarț cu o culoare albăs- truie caracteristică. Uneori, roca prezintă fenocristale cu aspect de amfi- bol, care, însă examinate sub microscop se constată că sînt pseudomor- foze constituite din biotit. Structura rocii este porfirică pînă la blasto- porfirică. Uneori se mai observă la fenocristalele de cuarț, forma bipira- midală. Deseori, fenocristalele de cuarț și feldspat prezintă crăpături pe care se află recristalizat cuarț, feldspat și biotit. Aceste crăpături dese- ori sînt intersectate de un sistem de figurații mai noi. De foarte multe ori, se găsesc pseudomorfoze de schahbrettalbit după fenoscristale de ortoză. Plagioclazul este un albit și foarte rar se întîlnește feldspat potasic. Se deosebește un biotit primar, de culoare brună, ce apare sub formă de lamele bine dezvoltate ce ating 3 mm lungime și un biotit care pseudomorfozează cristalele prismatice. Aceste pseudomorfoze apar sub forma unui agregat microcristalin, constituit din mici lamele de biotit cu orientări diferite, asociat cu un număr redus de granule de cuarț și m inereu opac. .Masa fundamentală are o structură fin granoblastică pînă la grano- lepidoblastică și textură orientată. Institutul Geologic al României 21 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 285 b) C o m plex u l c u a r ț it el o r n egre-vineți i. Comple- xul cuarțitelor negre-vineții are dezvoltare în regiunea muntelui Dădu și în raza localităților Ciocănești-Coșna. bj. Orizontul șisturilor clorito-sericitoase și al porfiroidelor albe-ver- zui. Acest orizont este constituit din șisturi clorito-sericitoase și porfiroi- de albe-verzui. în timp ce, în regiunea Cîrlibaba, porfiroidele lipsesc din cadrul acestui orizont, în raza localității Coșna ele alcătuiesc un nivel- reper ce se poate urmări pe distanțe de ordinul kilometrilor. Șisturile clorito-sericitoase au cea mai mare dez- voltare în regiunea cercetată. Au culoare cenușiu-verzuie, cu reflexe ar- gintii, sînt fin șistoase, uneori satinate, prezentând adesea mici franjuri și cute. Au structură lepidoblastică pînă la granolepidoblastâcă. Compoziția mineralogică procentuală și dimensiunile mineralelor in mm pentru I) secțiuni Minerale Limite % Dimensiuni mm Clorit 24-46 0,36 : 0,06-0,02 : 0,01 Sericit 12-31 0,42 : 0,07-0,01 : 0,1 Cuarț. 8-17 0, 5 : 0, 3-0,03 : 0,02 Plagioclaz 1-4 0,18 : 0,12-0,06 : 0,04 Rutil 0-1 0,04 : 0,01 - Turmalină 0-1 0,09 : 0,03 Cloritul și sericitul alcătuiesc benzi ce alternează cu benzi mai subțiri de cuarț și feldspat. în benzile de sericit și dorit, între foițele de sericit se întîlnesc granoblaste de albit, baghete de turmalină și ace de rutil. Porfiroidele al b-v e r z u i, descrise de către I. A t a n a- s i u (1928) și M. S a v u 1 (1952) sub denumirea de roci albe porfirogene au răspîndire destul de mare în regiunea cercetată. Se găsesc atît în com- plexul cuarțitelor negru-vineții cît și în complexul următor. Dacă con- siderăm nivelul silicios, manganifer, dc cuarțite negre, nivel-reper, atunci vom deosebi un nivel de porfiroide situat în șisturile clorito-sericitoase, ce se găsesc în culcușul orizontului discontinuu manganifer, așa cum se întâlnesc în regiunea Coșna, și un nivel situat fie peste orizontul mangani- fer, așa cum se găsește pe muntele Dădu, fie intercalat în șisturile clorito- sericitoase ale complexului, așa cum apar în regiunea Cîrlibaba. 286 C. IONESCU 22 în regiunea Coșna, porfiroidele alcătuiesc un nivel destul de răspîn- dit, care, pentru această zonă, constituie un nivel-reper, deoarece, așa cum ^-a arătat mai sus, este situat în șisturile clorito-sericitoase din culcușul nivelului manganifer. Porfiroidele alb-verzui clin regiunea Coșna prezintă numeroase variații petrografice. Astfel, în timp ce în bazinele pîraielor Buncu, Prislop și Băncii, pot fi confundate cu cuarțitele, dacă nu ar prezenta rare feno- cristale idiomorfe de feldspat și granule lenticulare de cuarț, spre W, în versantul drept al pîrîului Bancu, sînt mult mai fine, au un conținut de cuarț redus și dau impresia că sînt tufite metamorfozate. Porfiroidele alb-verzui au de obicei structură blastoporfirică și textură orientată pînă la șistoasă. Fenocristalele de feldspat sînt constituite uneori din feldspat potasic, care, deseori prezintă începuturi de substi- tuire. prin schachberttalbit. Fenoblastele de albit sînt maclate polisintetic și au habitusul gros tabular. Fenocristalele de cuarț au mărimi diferite, deseori prezentînd o formă bipiramidală cu coroziuni. Frecvent sînt cataclazate și recimentate. Agregatele de cuarț ce sînt prinse de un ciment recristalizat, microcristalin, de cuarț și de feldspat, au un aspect lent icular. Masa fundamentală în care sînt situate fenocristalele de feldspat și cuarț, este constituită din cuarț, sericit, clorit, albit și microclin. b, . Orizontul cuarțitelor negre-vineții. Are dezvoltare mare în regiu- nea Ciocănești—Coșna și apare mai puțin răspîndit în zona muntelui Dădu, din raza comunei Cîrlibaba. Este constituit din șisturi cloritoase tufogene, din două nivele discontinui de cuarțite negru-vineții ce sînt însoțite de șisturi silicioase manganifere, între care se află intercalate șisturi clorito-sericito-grafitoase și un nivel discontinuu, subțire, cu grosimi ce variază între 0,5 m și 15 m, de șisturi calcaroase cenușii. Șisturile sili- cioase manganifere ajung uneori la grosimi de ordinul zecilor de metri, așa cum apar în zona manganiferă de pe muntele Dădu. Șisturile cloritoase tufogene se găsesc în baza nivelului manganifer de pe muntele Dădu, în culcușul nivelului manga- nifer din zona Puiu și din regiunea Coșna și ca nivel discontinuu lipsit de cuarțite negre, în regiunea Coșna (așa cum se întîlnește pe pîraiele Prislop și Bancu). Au culoare verde pînă la verzui-cenușie sau verzui-gălbuie, uneori cu irizații argintii. Prezintă o structură lepidogranoblastică pînă la granolepidoblastică, uneori porfiroblastică și textură șistoasă. Culoarea Institutul Geologic al României 23 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 287 verde se datorește doritului și amfibolilor verzi doritizați. Nuanțele găl- bui sînt date de creșterea cantității de albit și epidot, iar irizațiile argintii, ce apar destul de rar, sînt date de prezența sericitului. Deseori, grano- blastele de albit în unele porțiuni se găsesc în porfiroblaste. Microscopic în ordinea preponderenței mineralogice, se constată existența următoare- lor parageneze : dorit 4- albit ± cuarț ± hornblendă doritizată ± epidot; dorit ± albit 4- cuarț ± calcit 4- epidot ± minerale opace ; dorit 4- albit 4- cuarț + sericit ± epidot. doritul, împreună cu hornblendă verde doritizată, formează rețeaua în care sînt prinse porfiroblastde de albit. Deseori, benzi cu structură porfiroblastică alternează cu benzi alcătuite din gianoblaste de albit, parțial calcit izate și epidotizate. doritul prezintă uneori culori anomale de birefringență sau mai rar apare slab birefringent. Hornblendă verde se găsește sub formă de prisme alungite, doritizate, în parte transformate în actinot. Șisturile clonțoase au luat naștere prin metamorfozarea unor tufuri și tufite bazice. C u a r ț i t e 1 e n e g r u-v i n e ț i i însoțite de șisturi silicioase manganifere în regiunea cercetată, au fost întîlnite în sectorul drlibaba, in zona muntelui Dădu, în apropierea comunei Ciocănești, în bazinul pîrîului Puiu și în regiunea Coșna, în bazinele pîraielor Bancu și Vîlfii. Geneza și chimismul rocilor cu mangan din Carpații Orientali au fost dezbătute și explicate de către M. S a v u 1 și V. I a n o v i c i (1957), încît noi nu vom mai reveni asupra acestei probleme. M. S a v u 1 și V. I a n o v i c i (1957) au arătat că, cuarțitele negre reprezintă echivalentul metamorf ic al unor jaspuri. Au culoare cenușiu-vineție pînă la neagră, cu nuanțe vineții, cu structură granoblas- tică și textură masivă, slab orientată. Grafitul pe care îl conține apare pulverulent. în regiunea muntelui Dădu și în sectorul Coșna, în urma cercetărilor efectuate, s-au pus în evidență noi nivele de cuarțite negre, însoțite de șisturi silicioase manganifere. Pentru aceste zone, am propus explorarea concentrațiilor de mangan5. Șisturile c u a r ț i t o-c 1 o r i t o-s e r i c i t o-g r a f i t o a s e se găsesc intercalate între cele două nivele de cuarțite negru-vineții. 5 C. Io nc seu Structura zonelor manganifere din regiunea Cîrlibaba și Coșna — Comunicare 1963. Sub tipar. Institutul Geologic al României 288 C. IONESCU 24 Frecvent, șisturile cuarțito-clorito-serieito-grafitoase trec la șisturi clorito- sericito-grafitoase. Au structură, granolepidoblastică și textură șistoasă. Compoziția mineralogică procentuală și dimensiunile mineralelor pentru 7 secțiuni Minerale Limite % Dimensiuni mm Cuarț 52—76 0,6 : 0,4 -0,03 : 0,01 Clorit 11-18 0,3 :0,04-0,1 : 0,02 Sericit 3-9 0,4 : 0,05-0,04 : 0,01 Plagioclaz 0-6 0,3 : 0,2 -0,06 : 0,04 Grafit 3-14 pulverulent Cuarțul este dezvoltat în granule cu contur neregulat, participînd împreună cu plagioclazul la benzile granulare ce alternează cu benzi formate din clorit și sericit. Grafitul apare pulverulent în toată masa rocii. în cadrul șisturilor cuarțito-clorito-sericito-grafitoase se află un nivel discontinuu de șisturi calcaroase cenușii și negre, cu grosimi ce variază între 0,5 m și 15 m. c) Complexul porfiroidelor alb-verzui Complexul porfiroidelor alb-verzui are cea mai mare răspîndire în regiunea noastră. Se întîlnește începînd din bazinul văii Cîrlibaba pînă în raza comunelor Ciocănești și Coșna. Cj. Orizontul șisturilor cuarțito-clorito-serieitoase, cuarțitelor cioritoase și al gnaiselor psamitice. Are răspîndire mare în regiunea valea Tătarca, valea Stînii și valea Izvorul Gîndacului. Șisturile cu arț i t o - clor i t o-scr i c i t o ase se întîl- nesc și în celelalte complexe, deoarece an luat naștere prin metamorfoza- rea unor ritmuri sau microritmuri de gresii. în acest orizont, însă, grosimea nivelului grezos a fost destul de mare, îneît a permis să se individualizeze un nivel de șisturi cuarțito-clorito-scricitoasc. Au culoare cenușiu-verzuie cu reflexe argintii. Sînt șistoase și au structură granolepidoblastică. Mineralele granulare de tipul cuarțului și mai puțin feldspatului plagioclaz, alcătuiesc benzi groase ce alternează cu benzi subțiri din clorit și sericit. în cadrul benzilor groase, granulare, se mai întîlnesc lamele mici de clorit și sericit, uneori turmalină și apatit. 25 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 289 Deseori, șisturile cuarțito-clorito-sericitoase trec gradat la cuarțite cloritoa.se, prin creșterea cantității de cuarț în detrimentul mineralelor micacee sau la gnaise psamitice prin creșterea cantității de feldspat. C u a r ț i t e 1 e c 1 o r i t o a s e se prezintă ca îndințări laterale ale șisturilor cuarțito-clorito-sericitoase. Au structură granoblastică pînă la- granolepidoblastică. Compoziției mineralogică procentuală și dimensiunile mineralelor In mm pentru o secțiuni Minerale Limite 0/ zo Dimensiuni mm . Cuarț 56-82 1.2 1,0-0,08 : 0,07 Ciorii 2-39 0.1 : 0,05-6,02 : 0.01 Sericit 0-5 0,07 0,02-0,03 : 0.01 Plagioclaz 0-1 0.02 0,01 Cuarțul se află în xenoblaste de dimensiuni diferite cu tendința de orientare pe o singură direcție, doritul împreună cu sericitul alcătuiește benzi foarte subțiri ce alternează cu benzi groase de cuarț. în afară de compononții obișnuiți ai cuarțitelor cloritoase, se mai întîlnesc în benzile alcătuite din xenoblaste de cuarț și albit, lamele mici de dorit și sericit. Atunci cînd cantitatea de plagioclaz crește, se ajunge la gnaise psamitice. G n a i s e 1 e psamitice se întîlnesc ca îndințări laterale ale cuarțitelor cloritoase sau ale șisturilor cuarțito-clorito-sericitoase. Sînt constituite din feldspat plagioclaz, cuarț și sericit. Macroscopic se disting cu ușurință granulele mici de feldspat. Au structură granolepidoblastică pînă la șistoasă. în masa microcristalină, se disting lamele mici de dorit, xenoblaste de cuarț și albit și mici granule de epidot. c2. Orizontul porfiroidelor și al șisturilor cloritoase cu porfiroblaste de albit. Acest orizont sc întâlnește începînd din bazinul văii Cîrlibaba pînă în regiunea Ciocănești. P o r f i r o i d e 1 e al b-v c r z u i, așa cum s-a mai arătat, alcă- tuiesc două nivele distincte în coloana stratigrafică și anume : un nivel situat în șisturile clorito-sericitoase din culcușul orizontului manganifer și un orizont superior, situat deasupra orizontului manganifer, ce este deseori însoțit de șisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit. 290 C. IONESCU 26 Petrografic, deosebirile dintre porfiroidele ce se găsesc în cele două complexe, sînt mici. în timp ce în porfiroidele din complexul cu același nume, par să predomine roci cu un caracter mai masiv, în porfiroidele din complexul cuarțitelor negru-vineții se pare că predomină, în unele zone, șisturile tufitogene, din care cauză și extinderea mare pe care o au aceste roci, dau, uneori, impresia că ar fi metagrauwake. Porfiroidele din complexul cu același nume au conturc deseori de corpuri lenticulare interstratificate fiind însoțite de șisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit, ce apar, fie în baza porfiroidelor, fie ca intercalații. Porfiroidele au struc- tură blastoporfirică și textură orientată pînă la șistoasă. Fenocristalele de feldspat prezintă deseori începuturi de substituire prin schachbrettalbit. Fenoblastele de albit sînt maclatc polisintetic și au habitusul gros tubular. Fenocristalele de cuarț au mărimi diferite, deseori prezentînd coroziuni. Frecvent, sînt cataclazate și recimentate. Agregatele de cuarț ce sînt prinse de un ciment recristalizat, microcristalin, de cuarț și feldspat, au un aspect lenticular. Masa fundamentală în care se găsesc fenoblastele de feldspat și cuarț este constituită din cuarț, sericit, dorit, albit și microclin. în por- firoidele alb-verzui se întîlnesc și porfiroide de tip hălleflinta cu structură microgranoblastică și textură orientată, tip ce a fost pus în evidență și descris pentru prima dată de I. A t an as iu (1928). Analiza chimică a unei probe porfiroide de pe muntele Dădu și ana- lizată de chimistul M. Matei. SiO2 07 ZO 76,15 ai2o3 12,90 Coeficienții Niggli r e2o3 1,55 sf = 520 alk = 26 FcO lipsă al =53 k = 0,25 MgO 1,20 fm = 9 mg = 0,25 CaO 0,20 c = 2 Na20 4,00 K2O 2,10 h2o -106<1 0,20 H2O +1M° 1,34 TiO2 0,15 MnO 0,07 27 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 291 în urma comparării coeficienților Niggli, se poate admite că por- firoidele alb-verzui (rocile albe porfirogene) de pe muntele Dădu, ar cores- punde unei magme trondhjemitice cu tendințe aplit-granitice. Avînd în vedere rezultatele analizelor chimice (în special SiO2 = 76,15%) consi- derăm că porfiroidele alb-verzui de pe muntele Dădu, corespund în parte unei roci ce se apropie de riolite sau porfire cuarțifere. Cum însă, mai toate porfiroidele se găsesc intercalate concordant în celelalte șisturi cristaline, ne determină că considerăm că aceste roci au luat naștere prin metamorfozarea unor tufuri și tufite. în materialul lor vulcanic s-a amestecat și o oarecare cantitate de material detritic silicios. La această concluzie, privitoare la geneza rocilor albe porfirogene, au ajuns M. S a v u 1 și G. M a s t a c a n (1952) pentru rocile albe porfiro- gene din regiunea de la SE de zona care face obiectul acestei lucrări. c3. Orizontul șisturilor sericito-cloritoase și al șisturilor sericito- clorito-grafitoase. Are dezvoltare mare în regiunea Cîrlibaba. în cadrul acestui orizont au fost întîlnite șisturi sericito-cloritoase, gnaise porfiroide de tip Mîndra, gnaise porfiroide cloritoase, șisturi cloritoase tufogene, șisturi clorito - seric ito-grafitoase și cuarțite negre. Șisturile clorito-sericitoase sc întîlnesc începînd din bazinul văii Cîrlibaba pînă în regiunea Coșna. Gnaisele porfiroide de tip Mîndra denumite astfel de M . 8 a v u 1 și G . M a s t a c a n (1952), au fost identificate în bazinul văii Jupania, afluent al văii Țibăului, în bazinul văii Găina și în bazinul pîrîului Bancu. Au culoare cenușiu-verzuie, deschisă, cu structură porfirică lenticulară și textură orientată. Fenocristalele mari de feldspat au dimensiuni ce ajung pînă la 2 — 3 cm lungime. în afară de fenocristalele de feldspat alb, se găsesc fenoblaste mai mici de cuarț cu dimensiuni de pînă la 0,4 cm lungime. Fenocristalele mari dc feldspat și cuarț sînt prinse într-o masă microcristalină constituită mai cu seamă din cuarț, sericit, feldspat și biotit. Fenocristalele de feldspat potasiu sînt constituite din ortoză ce ajunge pînă la 2—3 cm lungime, de obicei rotunjite, prezentînd frecvent crăpături pe care se află insinuat un ciment recristalizat, în care se deo- sebește cuarț și feldspat. Gnaisele porfiroide cloritoase au fost puse în evi- dență în bazinul văii Cîrlibaba. Au structură blastoporfirică și textură orientată, ușor șistoasă. Fenocristalele de cuarț, de culoare albăstruie și Institutul Geologic al României \ IGRZ 292 C. IONESCU 28 fenocristalele de feldspat plagioclaz sînt prinse într-o masă fundamentală constituită din cuarț, albit, sericit, clorit și zoizit. Masa fundamentală are structură granolepidoblastică pînă la lepidoblastică și textură orien- tată ușor șistoasă. Șisturile cioritoase tufogene au dezvoltare mică în regiunea cercetată, fiind răspîndite în dealul Mănăilă, în dealul Chiț- căului, pe pîrîul Sillioi și în bazinul pîrîului Izvorul Ursului. Au culoa- re verzuie, structură lepidoblastică și textură șistoasă. Paragenezele mineralogice mai des întîlnite au fost: clorit 4- albit ± actinot ± hornblendă ± epidot ± zoizit ± illmenit inutil ± magnetit. clorit -r albit ± epidot ± cuarț 4- zoizit ± illmenit ± rutil. Cloritul este un clinoclor, mai rar pennin și se întâlnește în lamele scurte. In unele porțiuni clinoclorul alcătuiește rețeaua în care sînt dis- puse celelalte minerale. Frecvent, se întîlnesc aglomerări de oxizi de fier cu culori anomale de birefringență. Unele aglomerări de oxizi de fier prezintă pe alocuri culori de birefringență ale doritului și tendința de a căpăta aspect lamelar. Feldspatul este un albit, mai rar oligoclaz, cu tendința de dezvol- tare în porfiroblaste. în unele porțiuni de secțiune, porfiroblastele de feld- spat sînt incluse în rețeaua de clorit, la care participă și actinotul. Actinotul apare acicular, prismatic, sau în snopi, fiind orientat pe direcția de șistozitate a rocii. Hornblendă se găsește în prisme alungite cu terminațiile fascicu- lizate și deseori transformate în actiont. Cuarțul este granulai- și apare în cantitate extrem de mică, fiind răspîndit sporadic printre celelalte granoblaste. . . Epidotul, dezvoltat granular sau prismatic, a luat naștere pe seama feldspatului. Cantitatea de epidot, ajunge uneori atît de mare, îneît în unele porțiuni din rocă, epidotul predomină. Ilmenitul.se găsește în .granule, in parte transformat în sfen. Futilul este dezvoltat în cristale alungite, aciculare, cu relief puternic și birefringență ridicată. Magnetit ul se află în cristale diseminate în masa rocii. Pe vîrful Chițcăului se întîlnesc concentrații de magnetit în șisturi cioritoase tufogene de pînă la 9%. Șisturile cioritoase tufogene corespund faciesului șisturilor verzi (T u rn e r 1960) de temperatură joasă și au luat naștere prin metamorfo- zarea unor tufuri bazice. . . . . 'A Institutul Geologic al României IGRZ 29 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 293 Șisturile clorito-sericito-grafitoase trec lateral la șisturi cuarțito-clorito-sericito-grafitoase și la cuarțite negre. Au răs- pîndire mare în bazinul văii Cîrlibaba. Cuarțitele negre din acest facies, spre deosebire de cele ce însoțesc orizontul manganifer, sînt negre sau cenușii fără a avea nuanțe vineții caracteristice cuarțitelor negre manga- nifere. d) Complexul calcarelor dolomitice c r i s t a - l i n e . Complexul calcarelor dolomitice cristaline are extindere mare în regiunea văii Țibăului și Cîrlibaba. Au în bază un orizont de cuarțite albe, carbonatate cu microritmuri dc cuarțite cenușii și negre, cu grosimi centimetrice. în calcarele dolomitice ce sînt dispuse peste formațiuni mezometamorfice, deseori, în baza lor, se găsesc calcare brecioase meta- morfozate, corespunzătoare breciei de flanc, recifale. în general, calcarele dolomitice cristaline prezintă îndințări cu șisturi calcaroase negre, rubanate și albe, în plăci, care, la rîndul lor, conțin intercalații de șisturi dorit o - seric itoase și șisturi clorito-sericito- grafitoase. Cu cît se mărește depărtarea de calcarele masive, îndințările dintre șisturile calcaroase și șisturile clorito-sericitoasc, slab grafitoase, sînt mai numeroase. Al. Codarcea4 — semnalează pentru prima dată în masivul Poiana Ruscă și în țară, îndințările faciale dintre calcarele dolomitice cristaline de Hunedoara și șisturile cristaline conexe. Calcarele dolomitice cristaline, recilogene, formează uneori umplu- tura sinclinalelor, reprezentând orizontul superior al seriei epimetamor- fice sau sînt dispuse peste formațiuni mezometamorfice demonstrînd prin poziția lor faptul că au reprezentat bariere recifale dezvoltate pe coame submerse și cordiliere. In bazinul văii Țibăului, calcarele dolomitice au răspîndire mare. Sînt dezvoltate în bancuri cu grosimi de ordinul sutelor de metri. Culoa- rea lor variază de la alb-gălbui la cenușiu-neagră, în funcție de can- titatea de grafit pe care o conțin. Au structură granoblastică și textură masivă, rareori orientată. Deseori, calcarele dolomitice conțin interca- lații de cuarțite albe, așa cum se întâlnesc pe pîrîul Scoruș, valea Stînii și valea Țibăului. 4 Raport geologic asupra regiunii Ruda-Poienița Voinii (Poiana Ruscă) 1948. Arh. Com. Stat Geol. București. 21 - c. 223 294 C. IONESCU 30 V. Corvin Pap iu (1962), O. Maier (1959) G. M u- r e ș a n (1959), M . Mureș a n (1959) și mai tîrziu FI. I o nes c u , II . Krautner, M. Mureșan (1962), consideră că dezvoltarea mare a calcarelor dolomitice de Hunedoara din Poiana Ruscă, s-ar dato- ra condițiilor optime în care s-au dezvoltat recifii în această zonă. în regiunea noastră îndințările faciale dintre calcarul dolomitic masiv, calcarele în plăci și șisturile clorito-sericito-grafitoase, se datoresc dezvoltării recifilor laterali, eu ocazia opririi mișcărilor de subsidență și totodată și faptului că, în jurul recifilor, se formează o zonalitate datorită acțiunilor valurilor mării. Astfel, marginal reciful este distrus, iar fragmentele și blocurile care au rezultat, au dat naștere în mare parte, prin cimentare, la calcare în plăci și calcare șistoase. Cu cît ne depărtăm de recifi, fragmentele devin din ce în ce mai fine pînă se transformă într- un nisip calcaros, coraligen, nisip ce începe să se amestece cu materialul detritic fin, încît, mai totdeauna în aceste zone au loc îndințări între nisipul coraligen și materialul fin detritic. în general, s-a constatat, că, în lagunele atolilor se dezvoltă un material foarte fin, detritic, de tipul mâlurilor fine, provenit din flora și microflora lagunei. Mai mult încă, se consideră că la construirea recifilor coraligeni participă o serie de fora- minifere și alge, deoarece coralii alcătuiesc doar scheletul recifilor. Avînd în vedere cele de mai sus, putem explica destul de ușor prezența interca- lațiilor de șisturi clorito-sericito-grafitoase în cadrul calcarelor masive recif ale și îndințările dintre calcare, calcare șistoase și șisturi clorito-serici- toise. B) ROCILE EBIPTIVE în regiunea cercetată, rocile eruptive au răspîndire mică și sînt reprezentate de cîteva filoane de camptonite. Camptonitele au o masă microgranulară, neagră, compactă, ce re- prezintă un agregat holocristalin de plagioclaz, de obicei andezin, de cristale prismatice de barkewicit și augit titanifer. Barkewicitul, de culoare brună, cu pleocroism pronunțat, (ng=brun- verzui, mn=brun-roz, galben-verzui) are birefringență maximă (ng-np) 0.27) și semnul optic negativ. Printre mineralele accesorii și secundare se mai întîlnesc titanit, epidot și calcit. în afara filoanelor figurate pe hartă, au mai fost găsite blocuri de camptonite și în alte zone. ■L Institutul Geologic al României \ igra 31 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 295 Menționăm că, eamptonitele au fost puse în evidență în regiunea cercetată pentru prima dată de noi și descrise în lucrarea prezentată la Congresul Internațional de Geologie de la Varșovia. C) FORMAȚI IXILE SEDIMENTARE Formațiunile sedimentare ce iau parte Ia alcătuirea regiunii, aparțin Triasicului, Cretacicului și Eocenului. Triasic. Ocupă o mică suprafață în regiunea cercetată în partea de SE a zonei cercetate, în împrejurimile localității lacobeni și în partea de NE a regiunii, la obîrșia. văii Jupania și Ceremușului (Izvorul Cățelei), unde este reprezentat prin Werfenian și Anisian. W e r f e n i a n u 1 are în bază, un orizont subțire, discontinuu de conglomerate, avînd elementele constituite în special din cuarț, prinse într-un ciment roșu-violaceu. Către partea, superioară trec la gresii cuarți- tice de aceeași culoare și șisturi argiloase fin micacee, roșii-violacee cu pete verzui. în petecul de Werfenian din nord-estul regiunii cercetate, de la izvorul văii Jupania, conglomeratele din bază lipsesc, în schimb este dez- voltată seria gresiilor cuarțitice-violacee și a șisturilor argiloase-violacce cu pete verzi. în regiunea lacobeni, șisturile argiloase, violacee, către partea superioară trec la calcare albe zaharoide, uneori șistoase, peste care urmează din nou șisturi argiloase, care, gradat, trec la un facies calcaros vinețiu al Anisianului, dovedind continuitatea de sedimentare dintre cele două etaje. A n i s i a n u 1 formează cea mai mare parte a fîșiei de depozite sedi- mentare din regiunea lacobeni. Este reprezentat prin calcare dolomitice masive, bituminoase, calcare cenușiu-negricioase-alb-gălbui pe fețele de alterație (calcare de Guttenstein). Unele varietăți mai puternic magne- ziene, prezintă pe suprafață rețeaua de șanțuri caracteristică, dolomitelor. Calcarele sînt străbătute de o rețea de vinișoare foarte subțiri de calcit. La partea superioară a seriei, apare un nivel discontinuu dc calcare în plăci subțiri. Cretacie. Se extinde în special în partea de NE a regiunii cercetate ca petece peste Cristalin, în bazinul văii Țibăului și ca zonă continuă în vestul regiunii, la obîrșia văii Coșna. El începe cu un orizont de conglome- rate, care, treptat, trece la microconglomerate și apoi la gresii. Conglo- meratele au elementele constituite din cuarț alb, în mare parte rotunjite, 296 C. IONESCU 32 prinse într-un ciment grezos cenușiu-gălbui. Au dezvoltare marc în dea- lul Mănăilă, unde trec, treptat, la microconglomerate și la gresii. în dealul Chițcăului formațiunile cretacice sînt prinse sub depozite cristaline. Cele trei petece dc Cretacic ce stau peste Cristalin în bazinul văii Țibăului, sînt acoperite în mare parte dc depozite eocene, transgresive. Acestea, depășind Cretacicul, au înaintat peste Cristalin, începînd de la obîrșia pîrîului Ton- chii spre NW, pînă în versantul drept al văii Cîrlibaba. Către cumpăna apelor dintre valea Cîrlibabei și valea Țibăului, peste Cristalin, sînt dispuse de asemenea depozite cretacice, peste care se află Eocenul. Fîșia de depo- zite cretacice este complet acoperită de Eocen, către NW dc vîrful Măgura. Cretacicul, din partea de W a regiunii cercetate, din bazinul Bîrgăului, a fost invadat dinspre W și SW de depozite eocene, ce se dispun atît peste Cretacic cît și peste Cristalin. Eocen. Eocenul are extindere mult mai mare decît Cretacicul, mai ales avînd în vedere că, o bună parte din ceea ce este trecut ca fiind Cre- tacic atît pe harta 1:500.000 a Comitetului Geologic, cît și pe harta 1 : 100000 a MIPCh, este în realitate de vîrstă eocenă. în partea de NW, așa cum am arătat la descrierea depozitelor creta- cice, transgresiunea eocenă depășind Cretacicul, a depus atît peste formațiunile cretacice cît și peste cristalin, depozite eocene, îneît o bună parte din sedimentarul din partea de NE a regiunii, ce era considerată în literatură ca fiind Cretacic, este în realitate de vîrstă eocenă. Pe hărțile menționate mai sus în bazinul văii Țibăului la N de Piatra Roșie, este conturată o fîșie de depozite cretacice, de cca -1 km lungime. Această fîșie pe hărțile sus-menționate, începe din versantul sting al văii Țibăului de sub cota 1219 m, coboară în bazinul văii Țibăului și urcă în versantul drept pînă în apropiere de valea Dîrmoxa. în realitate, pe valea Țibăului cît și în versantul drept al văii Țibăului, în zona în care se continuă fîșia cretacică, sînt calcare cu Nummuliți, eocene. Din două probe de calcare cu Nummuliți pe care le-am colectat din bazinul văii Țibăului, G h. B o m b i ț ă a determinat două specii de Nummu- liți și anume : Nvmmulites perforatus Montf ort și Enmmulites striatus B r ug u i or e. Prezența acestor specii caracteristice permite să se atribuie cal- carelor cu Nummuliți din bazinul văii Țibăului o vîrstă lutețian-superioară. în bazinul văii Cîrlibaba, în amonte de confluența cu valea Tătarca, pe aceleași hărți sînt puse două petece de sedimentar, considerate că ar aparține Cretacicului. în aceste petece am găsit de asemenea calcare cu „JA Institutul Geologic al României . ICR/ 33 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 297 Nummuliți. în schimb pc cele două hărți, nu apare petecul de depozite eocene, din versantul sting al văii Țibăului, din aval de confluența Țibău- lui cu Dîrmoxa. Acesta este afectat de mișcările postlutețiene ce au dus la compartimentarea și decroșarea formațiunilor sedimentare și chiar la încăle- carea locală a formațiunilor cristaline, peste Eocen. Eocenul în regiune, are în bază depozite breciforme, deltaice, cu grosimi ce nu depășesc 30 m grosime, alcătuite din blocuri de șisturi crista- line cimentate de o mică cantitate de ciment fin grezos. Blocurile, mai tot- deauna reprezintă roci din fundamentul cristalin peste care stau. în ver- santul stîng al văii Cîrlibaba, din amonte de confluența cu valea Tătarca, peste brecii sînt situate gresii slab marnoase, ce trec la marne roșii și cal- care cu Nummuliți. Petecul este încălecat local de Cristalin. Pe botul de deal dintre văile Dîrmoxa și Țibăului, se află un orizont de brecii în care blocurile de șisturi cristaline au dimensiuni ce variază între 20 cm și 1,30 m. Orizontul se află situat peste șisturi epizonale, însă la cea 600 m se întîlnesc formațiuni mezozonale. Brecia este alcătuită din blocuri de șisturi cristaline de tip epizonal și blocuri cristaline de tip mezo- zonal (micașisturi biotitice), cimentate de o cantitate extrem de mică de material grezos, îneît la prima vedere s-ar părea că este o brecie tectonică cristalină. Aici, peste brecii, repauzează gresii verzui-cenușii, care, la rîndul lor, trec la marne roșii și calcare cu Nummuliți. Orizontul discontinuu de brecii sedimentare are extindere nu prea mare, găsindu-se uneori ca petece peste Cristalin, în special pe culmi. Deseori, peste brecii urmează celelalte formațiuni sedimentare eocene. Cum Eocenul este deseori tectonizat, de multe ori brecia sedimentară alcătuită din blocuri de Cristalin, este încăle- cată de șisturi cristaline. în această situație, cu mare greutate se poate recunoaște, deoarece, oricine este tentat să creadă că este o brecie tectonică cristalină. în partea de NE a regiunii, în locul breciei sedimentare, peste Crista- lin și Cretacic, este dispus un orizont discontinuu de conglomerate. Acest orizont conține blocuri de șisturi cristaline și cuarțuri albe de pînă la .1 m diametru. Blocurile sînt prinse într-o masă microconglomeratică. Acest orizont se dezvoltă începînd de la N de Chițcăul Mare, unde este dispus transgresiv peste Cretacic, și se continuă în bazinul văii Juravlea și în botul de deal dintre văile Juravlea și Cîrlibaba. în bazinul văilor Juravlea și Cîrlibaba, depășind Cretacicul, Eocenul s-a depus direct pe Cristalin. Înce- pînd din bazinul pîrîul Țapului (afluent al văii Cîrlibaba) pînă în bazinul pîrîului Măgura (afluent al văii Țibăului), pe rama Cristalinului se întîlnesc Institutul Geologic al României 298 C. IONESCU 34 depozite cretacice, care la rîndul lor suportă brecii conglomeratice eocene. Către NW de pîrîul Măgura, peste Cristalin, se găsesc depozite transgre- sive eocene, ce au în bază de asemenea un orizont subțire de brecii conglo- meratice. în bazinul văii Juravlea-Cîrlilaba, orizontul de brecii conglome- ratice atinge grosimi de 30 m. în baza depozitelor eocene din partea de SW a regiunii, începînd de la obîrșia pîrîului Canal (pîrîul Zimbroslavului), afluent al văii Țibăului, se află un orizont subțire de 10 m grosime de conglomerate brecioase ce se menține în baza depozitelor eocene, către N, pe cca 5—6 km, de unde dis- pare. în timp ce în bazinul sedimentar eocen din nord-estul regiunii, con- glomeratele brecioase suportă un orizont destul de gros de conglomerate, în care se intercalează din loc în loc, nivele subțiri de gresii în bazinul flișoid, eocen, din sud-vestul regiunii, peste breciile conglomeratice se află un orizont discontinuu foarte subțire (3—4 m) de gresii. în acest bazin, începînd de la obîrșia pîrîului Canal, către S, din baza depozitelor eocene lipsește atît orizontul de brecii conglomeratice cît și orizontul gresiilor. Începînd din bazinul văii Dîrmoxa, reapare în baza calcarelor cu Nummuliți, un orizont foarte subțire de gresii micacee, de 2—3 m grosime. Grosimea orizontului grezos crește către S ajungînd ca pe botul de deal dintre valea Dîrmoxa și Țibău, unde se dispun brecii, să aibă pînă la 60 m grosime. Gresiile din bazinul văii Juravlea, au biotitul și muscovitul în lamele mari, proaspete. Cele din bazinul văii Țibăului, în special de pe Piatra Roșie, sînt verzui -argintii, datorită cantității mari de biotit cloritizat și a lamelelor mari de muscovit. La microscop, se constată că în unele porți- uni, în jurul granulelor de cuarț și feldspat se află calcit. Începînd de la S de valea Dîrmoxa, atît în petecele de sedimentar din versantul stîng al văii Țibăului, cît și în bazinul sedimentar eocen din versantul drept al văii Țibăului, gresiile micacee trec prin îndințări fa- ciale, lateral, la marne cenușiu-verzui-roșietice, slab verzui și la calcare cenușii cu Nummuliți. Marnele, în special marnele roșii, se dispun în bancuri cu grosimi de ordinul metrilor. Calcarele cu Nummuliți au o mare răspîndire în regiunea noastră în special în partea de NW. Aici, începînd din bazinul pîrîului Piatra Roșie, formează o bandă continuă către izvoarele văii Țibăului, de cca 11 km lungime, care, din loc în loc, prezintă îndințări laterale de facies, cu marno- A Institutul Geologic al României 35 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 299 calcare roșii. în regiunea vîrfului Muncel (1448 m) calcarele cu Nummuliți repauzează direct pe Cristalin, respectiv peste calcarele dolomitice cristaline. în jurul cătunului Pleta, Eocenul are în bază gresii, care, către partea superioară, trec la marne roșii, marne ce prin îndințări faciale trec la calcare cu Nummuliți. IV. CONSIDERAȚII TECTONICE ȘI DE METAMORFISM în regiunea cercetată se evidențiază un cristalin mai vechi alcătuit din formațiuni mezometamorfice, peste care s-a instalat geosinclinalul în care s-au depus roci sedimentare, eruptive și piroclastice. într-o nouă fază de cutare și metamorfism, rocile sedimentare și eruptive au fost metamorfozate, iar fundamentul cristalin a fost recutat și retromorfozat. Formațiunile mezometamorfice ce erau mai dure și aveau grosimi mari, în timpul recutărilor, au jucat rolul unui nivel tectonic con- ducător, îneît, au dat naștere la structuri slab ondulate de sinclinoriu în bazinul văii Țibăului și de anticlinoriu în regiunea valea Deaca-vîrful Su- hărzel. Acolo unde formațiunile moi și mai puțin dure, s-au găsit dispuse între două nivele mai dure și mai competente (în cazul nostru între nivelul dur al seriei mezometamorfice și nivelul gros de peste 500 m al calcarelor dolomitice), s-au supus tectonicii masei importante, respectiv nivelului tectonic conducător, alcătuit din formațiuni mezometamorfice, fiind influ- ențat în oarecare măsură și de nivelul tectonic superior al calcarelor dolo- mitice. Astfel, în sinclinoriul văii Țibăului ce a fost pus de noi în evidență, se constată că, formațiunile epimetamorfice formează cute largi, în timp ce către NE, acolo unde formațiunile moi predomină, iar calcarele dolomi- tice au grosimi mici sau lipsesc, s-a format o serie de cute minore, uneori strînse. în sud-estul regiunii, mișcări tectonice mai noi au dus la formarea cutei-solz de Bîrgău (1960) și totodată la mascarea vechiului stil tectonic sinmetamorfic. Aici, nivelul tectonic mezometamorfic a avut un rol con- ducător, imprimînd formațiunilor mai puțin dure, stilul său tectonic de anticlinoriu. Anticlinalul de Bretila denumit astfel de T h . K r ă u t n e r , con- turat în extindere în bazinul văii Rusia de M. S a v u 1, iar de noi în bazi- nul văilor Gîndacul și Deaca (1960), este încălecat și ferăstruit în bazinul văii Deaca de cuta solz de Bîrgău, pe care am pus-o în evidență în anul 1960. •• Institutul Geologic al României ICR/ Diagrama statistică a pot Hor a 66 fisuri din grăise porfiroide de tip Pietrosu. Piriu/ Zwetzerii (V.Deaca) Diagr ama statistici a polilor a 66 fisuri din șdturi cuarțHo - clorito-sericitoase.Versantul drept a! V. Bistriței Aurii ia confluența cu P Tat/ena o® 3G° 270» Diagrama statistica a polilor a 66 fisuri din șisturi cuartâo - clorito-sericitoase. Podul Humorului. 270° 180° Diagrama statistica a potdor a 727 fisuri din cariera Puiu șisturi sHicioase manganifere. Versantul drept al BistrițeiAurii i • .. Fo/iații 2 C Axe A 3 O Polul# Cercul# 0-160-3-^60-6-7^0-10,50-/2% Diagrama stirhsticâ a polilor a 66 fisuri in seria Breftia culmea dintre P. Suhar^d și p. face Fig. 1 Institui tul Geologic al României 37 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 301 ELEMENTELE MIGROTECTONICE a) E l e m e n iele lineare. Pe teren, au fost măsurate următoa- rele elemente lineare : axele de cute paralele cu axa B a. structurilor, linea- țiile de microcute, lineațiile ce au luat naștere în urma dezvoltării orientate a mineralelor micacee și lineațiile de intersecție (fig. 1, 3). La conturarea structurilor am folosit numai axele B, lineațiile de microcute și lineațiile de orientare a mineralelor micacee. în mai multe puncte din regiune, așa- cum am mai arătat (1960), am găsit două — trei lineații suprapuse. Astfel pe valea Bistriței, în aval de confluența cu valea Stînii, am întîlnit în șisturi cuarțito-clorito-serieitoase trei lineații suprapuse : o lineație, Ln dată de orientarea mineralelor micacee (ce corespunde în linii mari cu direcția generală a structurii) cu direcția 3207'37°, o a doua lineație, L2, dată de microcute centimetrice cu direcția 230°/47° și o a treia lineație, L3, corespunzătoare unor flexuri cu direcția 200°/12°. Pe pîrîul Bancu, aval de confluența cu pîrîul Runcu, au fost măsurate trei lineații suprapuse : o lineație cu direcția N —8 cu înclinări spre 8 de 12°, măsurată pe microcute milimetrice, o a doua lineație, L2, cu direcția 295° 22° măsurată pe microcute centimetrice și o a treia lineație, L3, cu direcția 317712° corespunzătoare unor mici flexuri ce însoțesc clivajele paralele cu planul ac. Prima lineație, Lj este generată de metamorfismul regional, iar a doua lineație a luat naștere cu ocazia unor noi cutări. Studiul unei secțiuni orientate perpendicular pe axul lineației, L, din regiunea Ostra, executat de către Gr. P i t u 1 e a a demonstrat că prima lineație a fost ondulată cu ocazia formării lineației L2, iar microcutele for- Fig. 1. — a) Diagramme statistique des poles ă 66 fissures des gneiss porphyroîdes de type Pielrosu. Ruisseau Zweizerii (vallee de Deaca). 1, foliatidn ; 2, annexes 3; 3, pole tt; 4, cerclc b) Diagramme statistique des poles â 66 fissures des schistes quartzito-chlorito- sericiteux. Versant droit de la vallee de Bistrița Aurie au confluent de cetle riviere et du ruisseau Tatiena. e) Diagramme statistique des 66 fissures des schistes quarlzito-chlorilo-s^riciteux. Podul Humorului. d) Diagramme statistique des poles â 127 fissures de la carrierc Puiu. Schistes sili- ceux manganiferes. Versant droit de la Bistrița Aurie. e) Diagramme statistique des poles ă 66 fissures dans la serie dc Bretila. Le som- met compris entre le ruisseau Suhărzel et Pirlul Rece. Institutul Geologic al României F‘g- 2 Institutul Geologic al României 39 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 303 mate, au șarnîerele mult îngroșate față de flancuri. Totodată s-a constatat că în planul acestor microcute nu apar clivaje și nici minerale micacee orien- tate cu ele. în schimb, axele optice ale unora din minerale se dispun pa- ralel cu planul axial al acestor microcute, iar granulele de cuarț și incluziu- nile din ele se dispun pe două direcții. G. P i t u 1 e. a consideră că, cutele suprapuse ar reprezenta cute de tranziție, între cutele de alunecare concentrice și cele de forfecare ce nu apar decît în timpul metamorfismului regional. I. B e r c i a, E 1 v i r a B e r c i a și C. C h i v u (1959), au citat existența a două lineații suprapuse în masivul Poiana Ruscă. Autorii explică existența celei de a doua lineații prin mișcările ce au produs și antrenarea mezozonei peste șisturile epizonale într-o etapă mai tîrzie, ale aceleiași faze tectonice, ce a dat naștere seriei epimetamorfice din Poiana Ruscă. Totodată, ajung la concluzia că, formațiunile epizonale din Carpați au suferit același complex de mișcări și că pot exista mai multe lineații în formațiunile epimetamorfice din Carpați. Măsurătorile de lineații efectuate în regiunea Coșna, în bazinul pîrîului Bancu, așa cum s-a arătat anterior (8), au pus în evidență lineații suprapuse, aparținînd la două faze de cutări. Totodată o serie de lineații mă- surate pe cute milimetrice din porfiroidele de pe pîrîul Prislop și culmea Făgețel, au dat direcții aproximativ constante, de 23° NE cu înclinări spre N de 17° 20°. Aceste măsurători de lineații au fost executate pe cele două cute înclinate spre S din bazinul văii Coșna, în care, orizontul porfiroidelor este mult îngroșat în șarniere față de flancuri. La planul axial al acestor cute se întîlnesc microcute centimetrice și milimetrice. Același orizont, de porfiroide, în versantul drept al pîrîului Bancu, la S de Fig. 2. — «) Diagramme statistique a 67 fissures des schistes quarlzito-chlorito-sericileux. Versant droit de la valide de Bistrița Aurie en aval du ruisseau Humor. 1, foliations ; 2. axes (B, 2, pole ie; 4, cercle -. h) Diagramme statistique des pdles â 66 fissures de la serie de Bretila. Versant gauche du ruisseau Puiu. c) Diagramme statistique des poles ă 66 fissures du versant droit de la Bistrița Aurie des schistes quartzito-chlorilo-sericileux. d) Diagramme statistique des pâles â 66 fissures des schistes quartzito-chlorito-s6ri- citeux. Le sommet compris entre le ruisseau Suhărzel et Pîriul Rece. e) Diagramme statistique des poles â 69 fissures, schistes quartzilo-chloriteux- s^riciteux. Versant droit de la Bistrița Aurie. Institutul Geologic al României 304 C. IONESCU 40 cutele menționate mai sus, apare într-o cută ușor ondulată anticlinală orientată aproximativ N—S. Urmărirea lineațiilor în raza comunei Ciocănești, în versantul drept al văii Bistriței Aurii, în bazinul Pîrîului Bece, pe microcute centimetrice și milimetrice din șisturi cuarțito-clorito-sericitoase au indicat direcții ce variază între 24° — 26° NE și înclinări nordice ce oscilează între 24° și 30°. Lineațiile de microcute centimetrice prezente în cariera de mangan de la Puiu, atît în șisturi silicioase manganifere cît și în cuarțite negre, au direcții N — S cu înclinări spre S ce variază între 22° — 30° S. Măsurătorile de lineații pc caro le-am efectuat în zona Ciocănești- culmea Suhard, atît în seria mezometamorfică cît și în seria epimetamorfică, au dat direcții ce variază între 22° — 26° NE și se afundă spre N cu 4° — 23°. în această zonă, o serie de fracturi de adîncime, au dus la compartimen- tarea atît a seriei mezometamorfice cît și a seriei epimetamorfice, îneît, în această zonă, o scrie de cute compartimentate, ce au suferit mișcări de răsucire, au axele B orientate după direcții NE — SW pînă la E — W. G. P i t u 1 e a , în anul 1964, consideră că faza a doua de cutare, ce a fost menționată de noi în anul 1963, ar fi avut loc în timpul metamorfis- mului regional, cc a generat șisturile epimetamorfice din Carpații Orientali, constituind un moment sau o subfază a acestei faze tectonice importante, prin schimbarea direcției forței tectonice, datorită unor cauze locale. Ideea emisă de G. P i t u 1 e a și menționată mai sus, în ceea ce pri- vește geneza fazei a doua de cutare, ar putea fi susținută dacă am admite că, nivelul tectonic conducător, mezometamorfic, dur, prezenta în zona Ciocă- nești-Iacobeni-culmea Suhard o serie de deranjamente tectonice, care au influențat și imprimat aceste deformări, formațiunilor sedimentare și eruptive ce au dat naștere prin metamorfozare și cutare, seriei epimeta- morfice. Aceste deranjamente în timpul fazei a doua de cutare ar fi avut astfel posibilitatea să genereze structuri orientate NE —SW. Subliniez că această ipoteză ar putea fi admisă numai în cazul unui fundament vechi, cristalin, care a avut rol important în deformare, cu ocazia metamorfozării formațiunilor epimetamorfice. Cu ocazia noilor mișcări tectonice, postlutețiene, a fost posibil ca în regiunea valea Deaca să se formeze cuta-solz de Bîrgău, însoțită de o serie de cute-falii, care uneori, au încălecat și peste formațiuni sedimentare cretacice și lutețiene. -4» Institutul Geologic al României VlGRZ 41 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 305 în bazinul pîrîul Scoruș, într-o zonă puternic fracturată și comparti- mentată, lineațiile de microcutc centimetrice din porfiroide, au direcții ce variază între 22° — 26° NE cu înclinări nordice de 4° — 23°. Pe cumpăna apelor dintre valea Deaca și valea Bistriței lineațiile din formațiunile mezometamorfice, ce încalecă local peste seria epimeta- morfică, au direcții de 40° NE cu înclinări nordice de 23°. Lineația măsurată în seria epimetamorfică în imediata apropiere, are direcția de 25° NW, cu înclinări spre N de 27°. Pe culmea dintre bazinul pîrîului Humor și valea Deaca, în zona cu- tei-solz de Bîrgău, lineațiile date de microcutc centimetrice, în șisturi cuar- țito-clorito-sericitoase, au direcții cc variază între 22° — 26° NE și înclinări nordice de 7° — 12°. La confluența pîrîului Sweizcrii cu valea Deaca în zona aceleiași cute-solz de Bîrgău, lineațiile de microcute centimetrice au direcții cu valori cuprinse între 24° — 27° NE și înclinări nordice de 10° — 14°. Lineațiile de microcute centimetrice de pe culmea dintre valea Deaca și pîrîul Humor, din formațiunile mezometamorfice ce încalecă local peste seria epimetamorfică, au direcții ce variază între 10° — 33° NE cu înclinări spre N ce oscilează între 16° — 51°. Lineațiile măsurate în regiunea Cîrlibaba, începînd din împrejuri- mile comunei Ciocănești pînă la granița cu URSS, au arătat că în această zonă, structurile sînt în general orientate NW—SE, prezentînd afundări către NW. Astfel, lineațiile de pe valea Cîrlibaba din apropierea barajului au direcții de 50° NW și înclinări nordice de 6°. Pe aceeași vale, la confluența cu valea Tătarca, lineațiile au direcții de 30° NW și înclinări nordice de 7°. ^1 b) C o m p e t e n ț a rocii o r ș i cutarea. Așa cum s-a arătat mai sus, seria mezometamorfică a reprezentat un nivel conducător tectonic, ce a imprimat formațiunilor de deasupra stilul său tectonic. Cu toate aces- tea, în cadrul seriei epimetamorfice, în funcție de competența complexelor de roci, au luat naștere cute de amplitudini diferite. Astfel, rocile mai dure, competente, de tipul cuarțitelor negre, porfiroidelor, gnaiselor porfiroide, șisturilor cuarțito-clorito-sericitoase și calcarelor dolomitice, au format cute largi de ordin superior, simple cu amplitudini ce depășesc frecvent ordinul zecilor de metri, în timp ce orizonturile mai subțiri de șisturi clorito- sericitoase, clorito-sericito-gratitoase, au format cute mult mai strînse, de ordinul metrilor, decimentrilor și centimetrilor. Institutul Geologic al României 306 C. IONESCU 42 în regiunea Ciocănești-Iacobeni, materialul moale terigen, cu toate că reprezenta un nivel mai puțin dur, însă cu o grosime mult mai mare, decît rocile dure de tipul cnarțitelor negre și porfiroidelor, a avut rolul unui nivel tectonic conducător, imprimîndu-și stilul tectonic și rocilor mai dure. Abundența lineațiilor de microcute demonstrează că stilul de cutare a fost cel de alunecare concentrică. în regiunea valea Deaca în versantul drept al văii Bistriței au fost întâlnite cute faliate, uneori culcate și chiar ușor șariate de-a lungul planului axial. Aceste cute sînt alcătuite din formațiuni epimetamorfice și formațiuni mezometamorfice în ax. Cuta-solz de Bîrgău încalecă local spre NW, peste anticlinalul de Bretila. e) A' i s t o z i ta t e a de s 1 r a ti f i c aț i e și șistozitatea de c l i v a j . în cartarea executată, în regiunea ce face obiectul acestei lucrări, am folosit pentru conturarea structurilor șistozitatea de stratifi- cație, iar acolo unde șistozitatea de stratificație este mascată de șistozitatea de clivaj, am folosit în descifrarea structurii, rubanajul rocilor. Am evitat să conturăm orizonturi în zonele în care șistozitatea de stratificație nu era clară, fiind mascată de șistozitatea de clivaj. Marcela Codarcea, I. Berc ia, H. Krăutner și M. Mureșan, în urma cercetărilor executate în regiunea Bărnărel-Holdița, au ajuns la concluzia că, în Carpații Orientali, șisturile cristaline formează cute largi, cu amplitudini mici, spre deosebire de alte interpretări ce au tost bazate pe șistozitatea de clivaj care au dus la părerea că se găsesc cute strînse de amplitudini mari. Cercetările noastre efectuate în bazinul văii Țibăului, au demonstrat, așa cum s-a mai arătat, că în această zonă se află un sinclinoriu slab ondulat. Către NE în bazinul văii Cîrlibaba au fost puse în evidență o serie de cute eu flancurile ușor înclinate. în partea de SE a regiunii în zona cutelor taliate și a cutei-solz de Bîrgău, flancurile cutelor prezintă înclinări mult mai mari. Șistozitatea de stratificație este evidentă în rocile competente de tipul porfiroidelor, cnarțitelor, șisturilor calcaroase rubanate și șisturilor cuarțito-clorito-sericitoase și dispare în șisturile clorito-serieitoase și șistu- rile clorito-sericito-grafitoase, unde este mascată de șistozitatea de clivaj, în timp ce în rocile competente menționate mai sus, echidistanța dintre Institutul Geologic al României 43 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 307 clivajele axiale este de ordinul centimetrilor, în rocile blastopelitice de tipul șisturilor clorito-sericito-grafitoase și șisturilor clorito-sericitoase se ajunge la echidistanțe de ordinul milimetrilor și submilimetrilor, transfor- mîndu-se în șistozitate de clivaj. Din această cauză pseudostructurile trasate după șistozitățile de cli- vaj sînt alcătuite din cute numeroase de amplitudini mari, cu flancurile prezentînd înclinări mari. d) F i șurile și faliile. Studiul fisurilor din diferitele puncte ale regiunii, a scos în evidență existența a două sisteme principale de fisuri: un sistem paralel cu direcția generală a structurii (fisuri hol) și un al doilea sistem de fisuri aproape perpendicular pe structură (fisuri ac). Planul fisurilor are oscilații ce variază între 5° — 20°, atît pentru înclinare cît și pentru direcție. Sistemul de fisuri paralel cu planul axial al cutelor ce prezintă în- clinări mari, este deseori însoțit de clivaje de forfecare. De obicei se cons- tată că există o trecere gradată de la fisuri la clivaje. Din această cauză în diagramele 5 statistice de fisuri am inclus și clivajele. Clivajele de forfe- care se întîlnesc în toată regiunea cercetată. Sînt însă foarte răspîndite în bazinul văii Țibăului și văii Cîrlibaba (fig. 3). Fisurile și clivajele au fost reluate în mișcările tectonice postmeta- morfice și transformate în falii direcționale (falii hol) și falii transversale (falii ac). în regiunea noastră faliile sînt foarte frecvente, în special cele trans- versale (ac). înclinarea lor variază între 60° — 90°, în general predominînd faliile verticale. Acestea au dus la decroșarea, compartimentarea și ridi- carea unora dintre compartimente. Faliile transversale au dus însă și la decroșarea unora dintre faliile direcționale. în bazinul văii Țibăului este decroșat și compartimentat atît Crista- linul cît și depozitele sedimentare, cretacice și eocene. Considerăm că, o mare parte din faliile transversale (falii ac) sînt mai noi decît cele direcționale. Vîrstă faliilor transversale o considerăm ca fiind postlutețiană. e) B u d i n ajul. Fenomenele de budinaj se întîlnesc în aproape toată regiunea. în șisturile clorito-sericito-grafitoase cît și în șisturile clorito- 5 Vezi planșele cu diagrame statistice dc fisuri. Institutul Geologic al României 308 C. IONESCU 4 1 sericitoase se întîlnesc budine de cuarț alb și cenușiu cu dimensiuni centi- metrice. în zona muntelui Dădu și Puiu. șisturile silicioase manganifere și cuarțitele negre, sînt frecvent budinate, din această cauză zăcămintele de ENE Im Fi». 3. — Șisturi cuarțito-clorito-sericitoase cu clivaje de forfecare și fractură de alunecare cu brecie. Versantul drept al văii Cîrlibaba. Schistes quartzito-cblorito-sericiteux ă clivages de cisailiement el fracture de glișsement ă breche. Versant droit de la vallie de Cîrlibaba. mangan din Carpații Orientali sînt lentilizate. Dimensiunile budinelor cu mangan sînt de ordinul centimetrilor, metrilor și chiar zecilor de metri, iar axele lor sînt paralele cu axul B al structurii. V. CONCLUZII în concluzie, în regiunea Izvoarele Țibăului-Coșna, tiu fost diferen- țiate două grupuri de Cristalin, între care se află o lacună stratigrafică : un Cristalin mai vechi alcătuit din formațiuni mezometamorfice (scria de Bretila), peste care, discordant se găsesc formațiuni epimetamorfice. Cu ocazia metamorfozării rocilor sedimentare, eruptive și pirocla- stice ale seriei epimetamorfice, au fost recutate și remetamorfozate și for- mațiunile vechi, cristaline ale seriei de Bretila. 45 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 309 în deformare, fundamentul cristalin vechi, mezometamorfic a avut rolul de relief tectonic conducător, influențând în mare măsură noile struc- turi formate în cadrul celor două serii. Direcția generală a structurii este NNW-SSW pînă la N-S, numai în unele sectoare structura este orientată aproape perpendicular (NE-SW). Foliația metamorfică a luat naștere sincinematic. în rocile competente se remarcă existența unei șistozități de stratificațio și a unor clivaje axiale, de curgere, a căror intersecție a dus la formarea texturii lineare sau a li- neației paralele cu axul B. în toată zona cristalină studiată, s-au întîlnit sisteme de fisuri de tensiune (ac) și clivaje de forfecare. Mișcări tectonice postmetamorfice au dus la reactivarea vechilor fracturi și sisteme dc clivaje și au dat naștere la o scrie de falii transversale (falii ac) și falii direcționale (falii hol). Mișcările tectonice mai noi, postlutețiene, puse în evidență de noi (1960) au dus la încălecarea șisturilor cristaline peste formațiuni sedimentare triasice, cretacice și eocene. Primit: aprilie 1964 22 - c. 223 Institutul Geologic al României IGR/ BIBLIOGRAFIA A l a n a s i u I. (1928) Cercetări geologice în împrejurimile Tulgheșului. An. Inst. Geol. Rom, XIII. București. BerciaL, Bercia E., Chivu C. (1959) Cercetări microtectonice în zona centrală a Masi- vului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol., XLIX. București. Codarcea AL, Codarcea Marcela, Ia no viei V. (1957) Structura geologică a Masivului de roci alcaline de la Dilrău. Jiul. Șt. Acad. R.J’.R. VII, nr. 3 — 4, București. Dimi trescu R. (1960) Observațiuni asupra depozitelor mezozoice și tectonice în regiunea lacobeni. S.S.N.G. Comunicări de geologie-geografie, I. București. I o n e s c u C. (1960) Cercetări geologice și petrografice in regiunea Chlibaba-Ciocănești-laco- beni. D.S. Com. Geol., XLVII. București. I o n e s c u F 1., K r ă u t n e r H., Mureșan M. (1962) Contribuțiuni la cunoașterea funda- mentului cristalin din bazinul Streiului, pe baza noilor date geofizice și geologice. Congr. V al Asoc. Carpato-Balcanice, II. București 1962. Macovei G. (1951) Gjologia stratigrafie!. Ed. Tehnică. București. M a i e r O., M u r e ș a n G., Mureșan M. (1959) Structura geologică Teliuc-Ghelar (zona centrală a Masivului Poiana Ruscă). D.S. Com. Geol. XLIX. București. Pa piu C.V. (1959) Petrografia rocilor sedimentare. Ed‘ St. București. P o p e s c u A., S e r a f i m o v i ci V. (1962) Considerațiuni petrografice asupra rocilor carbonatate din epizona Munților Poiana Ruscă. Congr. V al Asoc. Carpato- Balcanice. București. K r a u t n e r T h. (1927) Geologia regiunii cursului superior al Bistriței Aurii, V. Țibăului și V. Cîrlibabei. D.S. Com. Geol., XV. București. S a v u 1 M., M a s t a c a n G. (1952) Contribuții la cunoașterea gnaiselor porfiroide din Carpații Orientali Acad. R.P.R. Bul. SI. H/4. București. S a v u 1 M., I a n o v i c i V., (1957) Chimismul și originea rocilor cu mangan din Cristalinul Bistriței. Acad. R.P.R. Bul. Șt. (Secția Geol-Geografie), VII/1. București. Institutul Geologic al României RECHERCHES PETROGRAPHIQUES, STRATONOMIQUES ET STRUCTURALES DU CRISTALLIN DES MONTS DE BISTRIȚA (RUGION DES SOURCES ȚIBĂU - COȘNA) PAR C. IONESCU (R^sum^) Dans la region des sources Țibău — Coșna on a separe des lormations cristallophyliennes, des roches eruptives et des formations sedimentaires. Les lormations cristallines ont ete separdes en deux serios: 1. La sărie m&somdtamorphiquc de Bretila, constituee par des for- mations cristallines anciennes, sur lesquelles roposent transgressivement des formations plus rdeentes, sedimentaires, des roches eruptives et des roches pyroclastiques; 2. La serie epimetamorphique de Cîrlibaba, constituee par des d6pots sedimentaires, transgressifs, et des roches druptives et pyroclastiques, men- tionnees ci-dessus, qui ont dte metamorphosdes dans une nouvelle phase, lorsqu’il a en lieu le remplissement et la rdtromorphisation de la sârie de Bretila. Dans la sdrie de Bretila on a s6par6 donx complexes : l’un, inferieur et un autre, supdrieur. Dans le complexe inferieur, stratigraphique, on a remarqud l’hori- zon des micaschistes et des schistes â quartzite, muscovite, chlorite et bio- tite et des schistes chloriteux â biotite, calcite et magndtite. Dans le complexe superieur, stratigraphique, on a separe l’horizon des gneiss chloriteux-muscovitiques â biotite et â grenat ct des gneiss chloriteux-muscovitiques et l’horizon des schistes chloriteux-quartzitiques- sericiteux ă biotite et â intercalations de schistes calcaires gris. 312 C. IONESCU 48 Dans la serie dpimdtamorphique on a remarqud quatro complexe» : 1. Le complexe des schistes bhvstopsdphitiques-blastopsammitiques, â une epaisseur de 450 m, constitue par l’horizon des schistes blastopse- phitiques et l’horizon des schistes blastopsammitiques et gneiss porphyroî- des; 2. Le complexe des quartzites de coulcur noir-violace, â une epais- seur qui varie entre 550 — 700 in, est constitue par l’horizon des schistcs- chloriteux-sdriciteux, l’horizon des porphyroides blanc verdâtre et l’hori- zon des quartzites noir violacd; 3. Le complexe des porphyroides blanc verdâtre, a une Epaisseur d’environ 300 m, est constitue par l’horizon des schistes quartzitoux- chloriteux-sdriciteux, l’horizon des quartzites chloritcux, l’horizon des gneiss psammitiques, l’horizon dos porphyroides, l’horizon des schistes sdriciteux-chloriteux et des schistes sericiteux-chloritcux-graphitcux ; 4. Le complexe dos calcaires dolomitiques cristallins et des schistes chloriteux-sdricitcux-graphiteux, a une epaisseur qui varie entre 100 et 500 m. La direction generale de la structurc est NNW — SSE jusqu’â N — S sauf dans quolques sectours ou cile est presque perpendiculare (NE—8W). La foliation metamorphiquc a pris naissance syncindmatique. Dans les roches compdtentes on romarque l’cxistence d’une schistosite de stra- tification et de quolques clivages axiaux, d’dcoulement, dont l’intersection a determină la formation de la texture lindaire ou de la lineation, parallele â l’axe B. Dans tonte la zone cristalline dtudide, on a rencon trd des systemes do fissures de tension (ac) et des clivages de cisaillcment. Les mouvements tectoniques post-metamorphiquos ont rdactive les anciennes fractures et systemes de clivages et ont donnd lieu a une serie de failles transversales (failles ac) et failles directionnelles (failles hol). Les mouvements tectoniques plus recents, post-lutdtiens, que nous avons mis en dvidence, ont determine le chevauchement des schistes cris- tallins par les formations sddimentaircs triasiques, crdtacees et docenes. 49 CRISTALINUL MUNȚILOR BISTRIȚEI 313 EXPLICATION DE LA CARTE Carte pelrographique de la region Cîrlibaba — Ciocănești — lacobcni — Coșna. Quaternaire : 1, alluvions; 2, lerrasses ; 3, Pleistocene. Eocene: 4, calcaires ă Nummc- lites ; 5, marnes ; 6, greș; 7, conglomdrats; 8, depâts brechiformes. Cretaee: 9, marnes grises marnes verdâtres, marnes rougeâlres; 10, greș; 11, conglomerats; 12, Trias. Roches eruptives: 13, camptonites. Roches eristallophyliennes. Series de Cîrlibaba : 14, calcaires dolomitiques; 15, schistes calcaires noirs et schistes calcaires blancs; 16, quartzites blancs ă rythmes de quart- zites noirs; 17, schistes chloriteux â calcite et epidote; 18, quartzites noirs; 19, schistes chlori- liques-sericitiques-graphitiques ; 20, porphyroîdes bahic verdâtre el hâllenflinta (roches blanche ; porphyrogenes); 21, schistes chloritiques â porphyroblastes d’albite; 22, quartzites chloriteux; 23, gneiss psammitiques; 24, schistes siliceux ă concentrations de Mn, quartzites noirs; 25 schistes verts tuffogenes; 26, gneiss porphyroîdes du lype Mindra; 27, gneiss porphyroîde s chloritiques du lype Pietrosu ; 28, gneiss porphyroîdes biotitiques du lype Pietrosu ; 29, schis- tes quartzitiques-chloritiques-sericitiques; 30, schistes chloritiques-sericitiques; 31, schistes quartzitiques-chloritiques-graphitiqucs-sericitiques a rythmes de quartzites noirs, schistes chlo- ritiques-graphitiques rubanes â intercalcations de schistes calcaires gris; 32, schistes calcaires gris; 33, metaconglomerals chloritiques-sericitiques ; 34, schistes calcaires noirs â muscovite ; 35, schistes calcaires gris, calcaires dolomitiques; 36, schistes quartzitiques noirs â muscovite; 37, conglomerats quartzitiques gris et noirs. Serie de Bretila Complexe s u p e r i e u r : 38, gneiss ă chlorite, muscovite et biotite, schistes chloritiques-sericitiques â biotite, schistes chlori- tiques-sericiliques; 39, schistes chloritiques-quartzitiques-sericitiques â biotite et grenat; 40, schistes calcaires gris. C o m p 1 e x e i n f e r i e u r : 41, schistes chloriteux â biotite ; 42, schis- tes quartzitiques-chioritiques-biotitiques ă magnetite; 43, gneiss chloriliques-muscovitiques- biotitiques ; 44, amphiboliles el schistes amphiboliques ; 45, micaschistes ; 46, ligne de chevau- chement local; 47, failles; 48, tracee des coupes geologiques. Institutul Geologic al României PLANȘA l-a Institutul Geologic al României PLANȘA l-a Fig. 1. — Gnais porfiroid biotitic. 1, fenocristale de cuarț corodat cu crăpături pe care se află recristalizat cuarț și felds- pat. N-f- ; x 20. Gneiss porphyroîde biotitique. 1, phfinocristaux de quartz corod6 ă fissures sur lesquelles sc trouvc recristallise le quartz et le feldspatb. N-f- ; X 20. Fig. 2, — Gnais porfiroid biotitic. 1, fenocristale de cuarț; 2, fcnocristal de feldspat caolinizat și tericitizat. N-f-; x 20. Gneiss porphyroîde biotitique. 1, phinocristaux de quartz; 2, ph6nocrislal dc feldspath Kaolinise et s6ricilisd. N-f- ; x 20. Fig. 3. — Gnais porfiroid biotitic. 1, fcnocristal de cuarț cataclazat. N-f- ; x 20. Gneiss porphyroîde biotitique. 1, phdnocristal de quartz cataclas£. N-f-, x 20. Fig. 4. — Gnais porfiroid biotitic. 1, fcnocristal de cuarț. N-l- ; x 20. Gneiss porphyroîde biotitique. 1, pMnocristal de quartz. N-f- ; x 20. Ionescu. Cristalinul munților Bistriței (reg. izvoarele Țibaului-Coșna). Planșa l-a Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII PLANȘA Il-a Institutul Geologic al României PLANȘA Il-a Fig. 1. — Gnais porfiroid cloritos. 1, fenocristal de cuarț corodat. N-f- ; x 20. Gneiss porphyroîde chloriteux. 1, ph^nocristal de quartz coroda. N-f- ; x 20. Fig. 2. — Porfiroid alb — verzui. 1, fenocristale de feldspat cu crăpături pe care se află recristalizat cuarț și feldspat N -i- ; x 50. Porphyroîde blanc verdâtre. 1, phenocristaux de feldspath â fissures sur lesquelles se trouve recristalliser le quartz et le. feldspath. N+ ; x 50. Fig. 3. — Șist cuarțito-muscovito-clorito-biotilic. 1, cuarț; 2, biotit. Fig. 4. — Micașist biotitic. 1, biotit ; 2, cuarț. Micaschiste biotitique. 1, biotite; 2, quartz. Institutul Geologic al României C. Ionescu. Cristalinul munților Bistriței (reg. izvoarele Ți bău lui-Coșna). Planșa 11-a Anuarul Com. Stal Geol. voi. XXXVII, C M Institutul IGR Geologic al României PLANȘA IlI-a Institutul Geologic al României PLANȘA IlI-a Fig. 1. — Camplonit. Structură porfirică. 1, fenocristale de barkevicit; 2, fenocristale de augit. N II; x 20. Camptonite. Structure porphyrique. 1, phenocristaux de barkevicite; 2, phenocristaux d’augite. N II; x 20. Fig. 2. — Camptonit. 1. structură porfirică; e, fenocristale de barkevicit. Masa fundamentală este consti- tuită din (2) plagioclaz și barkevicit. N II; x 50. Camptonite. 1, structure porphyrique; 2, phenocristaux de barkevicite. La masse fondamentale est conslituee par du plagioclase et de barkevicite. N II; x 50. Fig. 3, — Șist amfibolic cu actinot. 1, actinot; 2, hornblendă. X F ; x 50. Schiste amphibolique â actinote. 1, actinote; 2, hornblende. N+; x 50. Fig. 1. — Amfibolit, 1, hornblendă. N+ ; x 50. Amphibolite. 1, hornblende, N-|- ; x 50. Institutul Geologic al României O. IONESCU. Cristalinul munților Bistriței (reg. izvoarele Țibăului-Coșna). Planșa IlI-t Anuarul Com. Stat Geol. voi. XXXVII. IGR/ Institutul Geologic al României PI. IV C. IONESCU: Cercetări petrografice stratonomice și structurale în cristalinul munților Bistriței (reg. Izvoarele Țibăului-Coșna.) C. IONESCU HARTA PETROGRAFICA A REGIUNII CIRLIBABA-CIOCANEȘTI-IAC0BENI-C0SNA 1. Aluviuni CUATERNAR 3. Pleistocen 4. Calcare cu EOCEN 9. Marne cenușii, verzui, roșietice 10. Gresii CRETACIC 11. Conglomerate Cîrlibaba Fluturica cenușii biotit 46. Linie de încălecare locală dl.Rosi .vne Bancuîui p. Deac COMITETUL DE STAT AL GEOLOGIEI Anuar voi. XXXVII 39. Șisturi *t0. Șisturi 41. Șisturi 42. Șisturi ROCI ERUPTIVE 13. Camptonite. 25. Șisturi 26. Gnaise 27. Gnaise 28. Gnaise 29. Șisturi 30. Șisturi 7. Conglomerate. 8. Depozite breciforme verzi tufogene. porfiroide de tip Mîndra. porfiroide cloritoase de tip Pietrosu porfiroide biotitice de tip Pietrosu. cuarțito-clorito-sericitoase. clorito-sericitoase. Cîrlibaba \ Nouă dorito-cuarțito-sericitoase cu biotit și granați calcaroase cenușii. cloritoase cu biotit. cuarțito-clorito-biotitice cu magnetit. 43. Gnaise clorito-muscovito-biotitice 44. Amfibolite și șisturi amfibolice. 45. Micașisturi 5. Marne roșii,marne cenușii 6. Gresii ROCI CRISTALOFILIENE 14. Calcare dolomitice. 15. Șisturi calcaroase negre și șisturi calcaroase albe. 16. Cuarțite albe cu ritmuri de cuarțite negre. 17. Șisturi cloritoase cu calcit și epidot. 18. Cuarțite negre. 19. Șisturi dorito-sericito-grafitoase. 20. Porfiroide albe-verzui și hălleflinta (Roci albe porfirogene) 21. Șisturi cloritoase cu porfiroblaste de albit. 22. Cuarțite cloritoase. 23. Gnaise psamitice. 24. Șisturi silicioase cu concentrațiuni de Mn, cuarțite negre. / I j* x x i ' LEv-î /* * X A M < * - / i * * * * clorito-grafitoase rubanate cu intercalații de șisturi calcaroase 32. Șisturi calcaroase cenușii. 33. Metaconglomerate clorito-sericitoase. 34. Șisturi calcaroase negre cu muscovit. 35. Șisturi calcaroase cenușii, calcare dolomitice. 36. Șisturi cuarțitice negre cu muscovit. 37. Conglomerate cuarțitice, cenușii și negre. 38. Gnaise cu dorit, muscovit și biotit,șisturi clorito-sericitoase cu șisturi clorito-sericitoase. 1500 ' 3000m * «x X X *\ O O' Lelici i v.Bistrița Aurie p.Suharz.el ! p.Dornericea I ^-|—x Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României Redactor: MIRCEA PAUCĂ Tehnoredactor: G. CAZABAN Ilustrația: V. NITU Dat la cules: apr. 1968. Bun de tipar: martie 1969. Tiraj: 1.500 ex. Hîrtie tipar înalt A 70 x 100/56. Coli de tipar: 22. Com. 223. Pentru biblioteci indicele de clasificare: 55 (058). Tiparul executat la întreprinderea poligrafică „INFORMAȚIA" str. Brezoianu nr. 23 - 25. București — România y_ Institutul Geologic al României IGR/ Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României J.i Institutul Geologic al României IGR/ "x