BUCUREȘTI 1975 Institutul Geologic al României M Institutul Geological României igrZ INSTITUTUL DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICĂ ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE SI GEOFIZICĂ 9 VOL. XLIII BUCUREȘTI 1975 Institutul Geological României CONTENU Page Bercia I., Bercia El vira. Les formations cristallines du secteur roumain du Danube (Banat-Carpates Măridionales) ....................................................... 57 Ma ier O., S o lo m o n I., Zimmermann P., Zimmermann Voichița. L’ătude g6ologique et pătrographique des terrains cristallophylliens de la pârtie meridionale des monts de Poiana Ruscă ..................................................... 177 Institutul Geological României CUPRINS Pag. Bercia I., Bercia El vira. Formațiunile cristaline din sectorul românesc al Dunării (Banat-Carpații Meridionali) .............................. 5 Maier O., S o 1 o m o n I., ZimmermannP., Zimmermann Voichița. Studiul geologic și petrografic al cristalinului din partea sudică a munților Poiana Ruscă............................................................. 65 Institutul Geological României Institutul Geological României FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMÂNESC AL DUNĂRII (BANAT—CARPAȚII MERIDIONALI) DE I. BERCIA1, ELVIRA BERCIA1 Abstract Crystalline Formations from the Roman ian Sector of the Danube (Banat — South Carpathian s). The crystalline formations, the paper is dealing with, belong to the Getic and Danubian domains of the South Carpathians. The Getic area comprises metamorphites of the Sebeș-Lotru and Miniș series as well as the southern- most part ot the Sichevița granițe. The Sebeș-Lotru series (Middle Precambrian), widespread within the Semenic tectonic Unit and the Getic nappe outliers Iron Gates and Bahna, mainly consist of metapclitic and metapsamitic rocks with subordinate metabasites (amphibolites) and metaarkoses (quartzo-feldspatic gneisses), regionally metamorphosed in the almandine- -amphibolite facies. The Miniș series (Upper Precambrian-Cambrian ?) represents a volcano- sedimentary pile which underwent a low-grade regional metamorphism in the grecnschist facies (quartz-albite-epidote-biotite subfacies) followed by medium-grade contact mctasomatic metamorphism near granițe. In the Locva Unit two metamorphic lithostratigraphic series — Locva and Leșcovița — have been distinguished (M a ier, 1974). The Locva series (Silu- rian ?) is a predominately terrigenous formation with magmatogene episodes, while the Leșcovița series (Middle Devonian) is mainly magmatogene. Both underwent a low grade metamorphism of the Barrovian type during two phases of Variscian orogeny. Within the Danubian Domain crystalline formations build up the basement of the Retezat-Ogradena and Almaj tectonic Units. In the Retezat-Ogradena Unit metamorphites (Neamțu, Corbu and Vodna series) occur in the east, and gabbros (Iuți), metagabbros (Plavișevița), serpentinites (Tișovița) in the west. The Neamțu series (Middle Precambrian), mostly terrigenous with subordinate metabasites (amphibolites), is metamorphosed in the amphibolite facies (staurolite- -almandine subfacies) while the Vodna series is a terrigenous formation metamorphosed in the greenschist facies (quartz-albite-muscovite-chlorite subfacies). During the emplacement of the Ogradena granițe both series underwent a medium-grade contact-metasomatic meta- morphism. The Corbu series (Upper Precambrian-Lower Cambrian) is an esentially volcano- -sedimentary sequcnce to which carbonatic rocks (layers and lenses) are locally associated. Gabbros and serpentinites are considered products of the Preorogene and inițial magmatism respectively, of the Bretone phase (Upper Devonian-Lower Carboniferous) and the Ogradena K-rich granițe a Carboniferous latekinematic pluton (K/Ar and Rb/Sr maximum ages of 247 — 345 m.y.). The Almaj Unit crystalline comprises metamorphites of the Poiana Mraconia, lelova and Toronița series. The first two series, assigned to the Middle Pre- 1 Institutul de Geologie și Geofizică, str. Caransebeș nr. 1, București. Institutul Geological României 6 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 2 cambrian, are esentially terrigenous with levels of magmatogene amphibolites. In the lelova series inetaserpcntinites frequently occur. Regional Progressive metamorphism, in the alman- dine amphibolite facies, has been followed by repeated Baikalian, Herycnian and Alpine retromorphism. The Toronița series (Upper Precambrian-Cambrian) comprises an association of metapelitic, metapsammitic and basic magmatogene rocks metamorphosed in the greenschist facies. An attcmpt to correlate lhe tectonic units from Banat and North-Eastern Serbia is finally made. TABLA DE MATERII Abstract ................................................................................... 5 Introducere ................................................................................ 7 I. Cristalinul domeniului getic .......................................................... 8 A) Cristalinul din peticele Porțile de Fier și Bahna................................... 8 1. Caracterizare litostratigrafică.................................................. 9 2. Caracterizare petrografică...................................................... 10 a) Formațiunile cristaline din peticul Porților de Fier......................... 10 b) Formațiunile cristaline din peticul Bahnei................................... 12 3. Analiza metamorfismului......................................................... 14 4. Analiza structurală............................................................. 14 5. Descrierea profilului dintre Slătinicul Mare și valea Virului................... 16 B) Cristalinul din unitatea de Semenic................................................ 17 1. Seria de Miniș.................................................................. 18 a) învelișul migmatic al granitului............................................. 19 b) Complexul detritogen-vulcanogen bazic...................................... 19 c) Complexul detritogen-vulcanogen acid....................................... 20 Condițiile de metamorfism.................................................................. 20 Elementele structurale..................................................................... 21 2. Granitul de Sichevița .......................................................... 21 a) Caracterizare petrografică .................................................. 21 b) Elemente structurale......................................................... 22 C) Cristalinul din unitatea de Locva ................................................. 22 1. Seria de Locva.................................................................. 23 2. Seria de Leșcovița............................................................. 23 II. Cristalinul domeniului danubian ...................................................... 25 A) Cristalinul din unitatea Reteza t-Ogradena.............................................. 26 1. Seria de Neamțu................................................................. 26 2. Seria de Vodna ................................................................. 26 3. Seria de Corbu ................................................................. 27 Elemente structurale ale seriilor cristaline............................................... 27 Considerații cu privire la vîrsta și evoluția geologică a seriilor cristaline ... 28 4. Metagabbrourile de Plavișevița.................................................. 30 5. Serpentinitele de Tișovița...................................................... 30 a) Scurtă caracterizare petrografică............................................ 31 b) Chimismul ultrabazitelor..................................................... 32 c) Evoluția ultrabazitelor...................................................... 32 d) Elemente structurale......................................................... 33 6. Gabbroul de Iuți ............................................................... 34 a) Caracterizare petrografică .................................................. 35 b) Analiza structurală.......................................................... 37 7. Granitul de Ogradena............................................................ 38 a) Caracterizare geologică și petrografică...................................... 39 b) Chimismul granițelor......................................................... 41 c) Elemente structurale ........................................................ 41 d) Date de virstă absolută...................................................... 43 Institutul Geological României 3 FORMAȚIUNILE (CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 7 B) Cristalinul de Almaj.............................................................. 43 1. Seria de Poiana Mraconia........................................................ 43 a) Caracterizare litostratigrafică.............................................. 44 b) Caracterizare petrografică ................................................. 44 c) Petrogeneza ................................................................. 47 d) Elemente structurale......................................................... 48 2. Seria de lelova................................................................. 48 3. Seria de Toronița 50 Concluzii................................................................................. 50 Bibliografie ............................................................................. 53 Rezumat................................................................................... 57 INTRODUCERE Studiul geologie monografic al regiunii lacului de acumulare a siste- mului hidroenergetic și de navigație de la Porțile de Fier, se înscrie într-o activitate științifică de proporții, pe care specialiștii din diferite ramuri, au desfășurat-o în scopul prezentării unei imagini cît mai complete asupra acestei interesante zone din sectorul românesc al Dunării. în ultimul deceniu,pe lîngă studiile pentru întocmirea monografiei, acest sector a făcut obiectul unor cercetări geologice de detaliu, cu ocazia elaborării materialelor și pregătirii excursiilor unor reuniuni geologice internaționale. Interesul pentru această regiune este justificat prin faptul că defileul Dunării prezintă aici un profil remarcabil printr-o regiune clasică de pînze, precum și o mare varietate de formațiuni și roci, rareori întîlnite împreună pe un teritoriu relativ restrîns. în vederea obținerii de date geologice suplimentare, unele cu caracter de document, au fost urmărite îndeaproape, pe măsura desfășurării lor, lucrările de derocare executate în zona barajului, atît în sectorul bara- jului propriu-zis, cît și pe traseele șoselei și căii ferate. O mare atenție a fost acordată deschiderilor acoperite de apele lacului de acumulare. Cercetările întreprinse au condus la acumularea de noi date cu pri- vire la stratigrafia, petrografia și structura formațiunilor cristaline diu Banatul de sud. Aceste date, corelate cu cele obținute anterior, au permis realizarea acestui studiu de sinteză. Formațiunile cristaline au fost tratate pe unități structurale conform schemei adoptate în Ghidul excursiilor celui de al XXIII Congres Geologic Internațional (1968). Studiile de detaliu asupra unor sectoare reprezen- tative au contribuit la aprofundarea cunoașterii geologiei acestei regiuni și la fundamentarea ipotezei șariajelor în Carpații Meridionali. Studiul petrografic și structural a făcut posibilă determinarea naturii materialului inițial, a gradului de metamorfism regional și a evoluției metamorfis- mului. Cu această ocazie s-a încercat și corelarea unităților și liniilor structurale majore de pe cele două maluri ale Dunării, folosind datele existente în literatură. Pentru partea jugoslavă au fost utilizate mate- Institutul Geological României 8 I. BER'CIA, EL.VIRA BERCIA 4 rialele prezentate la Congresul VII al Asociației Geologice Carpato-Bal- canice (Belgrad, 1967) și hărțile recente ale Iugoslaviei la scara 1 : 200.000. în versantul românesc al Dunării, formațiunile cristaline ocupă o suprafață importantă. Ele sînt reprezentate prin formațiuni metamorfice cu compoziție și grad de metamorfism foarte variate și prin aproape toată gama de roci eruptive, de la roci granitice pînă la ultrabazite. Aceste formațiuni se repartizează domeniului getic și domeniului danubian (pl. I). I. CRISTALINUL DOMENIULUI GETIC în cursul ei actual, Dunărea străbate din cristalinul domeniului getic următoarele formațiuni: seria epimetamorfică de Miniș și seria mezometamorfică de Sebeș-Lotru din peticele : Cazane, Bahna și Porțile de Eier. S-a considerat că toate acestea acoperă un interval de vîrstă de la Anteproterozoic superior pînă la Cambrian inferior inclusiv (Co- darcea et al., 1968; Berci a, 1968; Savu, 1968; Giușcă et al., 1969). A) Cristalinul din peticele Porțile de Fier și Bahna De la Gura Văii pînă la Orșova, versantul stîng al Dunării este constituit în mare parte din șisturi cristaline mezometamorfice care aparțin peticelor de acoperire Porțile de Fier și Bahna, resturi ale pînzei getice, formată în timpul orogenezei alpine. La est de Vîrciorova, de sub peticul Porților de Fier, apar forma- țiunile cretacice inferioare ale parautohtonului de Severin. Pe rama de est peticul Bahnei este afectat de o dislocație majoră (falie post-șariaj) care aduce în contact cristalinul getic al peticului cu sedimentarul autohton (Berci a, 1968). Primele mențiuni cu privire la șisturile cristaline din această regiune aparțin lui D r ă g h i c e a n u (1885) și Ștefănescu (1888). Ultimul prezintă un profil între Gura Văii și Vîrciorova, în care sînt figurate ca roci metamorfice : micașisturi, gnaise și calcare cristaline. M r a z e c (1895) descrie profilul Dunării între Vîrciorova și Turnu-Severin, men- ționînd prezența micașisturilor cu biotit și a unor granițe cu enclave de amfibolite și micașisturi. M u r g o c i (1927) observă ridicarea axială a cristalinului din petice care ar sta „într-un sinclinal” peste depozite mezozoice. Streckeisen (1931 ) confirmă observațiile lui M u r - g o c i, figurînd în profile încălecarea cristalinului peste sedimentarul con- siderat autohton și peste serpentinite. Codarcea (1937b) remarcă existența unui parautohton al pînzei getice, constituit din strate de Sinaia, Azuga și ofiolite. Ulterior, Codarcea (1937c) prezintă profilul dintre Gura Văii și Vîrciorova în care sînt figurate raporturile dintre pînza getică și pînza (parautohtonul) de Severin. Primele observații de detaliu cu privire la geologia cristalinului de la Porțile de Fier au fost făcute de Codarcea cu ocazia întocmirii documentației pentru un proiect de baraj în această regiune (1946—1947). X igrV Institutul Geological României 5 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL, ROMANESC AL DUNĂRII 9 F o c ș a și Hurduzeu2 prezintă un raport însoțit de o hartă petrografică generală a cristalinului din peticul Bahnei și Porților de Fier. Sînt descrise principalele tipuri de roci. în vederea redactării ghidului excursiilor Congresului al V-lea Carpato-Balcanic (1961), Gherasi și Bercia3 studiază profilul între Vîrciorova și Gura Văii. Cu această ocazie se precizează natura materialului premetamorfic, gradul de metamorfism regional și se descriu pentru prima oară elementele microstructurale. Cu ocazia cercetărilor privind geologia zonei lacului de acumulare, Bercia și Bercia45 furnizează date noi obținute din cartarea deschiderilor artificiale, întoc- mesc profilul de detaliu în versantul șoselei și căii ferate între Slătinicul Mare și valea Virului și încadrează metamorfitele din regiune în succe- siunea stratigrafică a cristalinului getic din partea de SW a Carpaților Meridionali. 1. Caracterizare Utostratigraficâ Profilul Dunării prin cristalinul getic din Platoul Mehedinți străbate o grosime relativ redusă din formațiunile metamorfice ale seriei de Sebeș-Lotru. în succesiunea litostratigrafică locală se disting două divi- ziuni : la partea inferioară un complex format predominant din gnaise- cuarțo-feldspatice cu intercalații de amfibolite și paragnaise micacee iar la partea superioară un complex constituit în principal din micașisturi și intercalații de paragnaise micacee și foarte rar calcare cristaline. Para- gnaisele și micașisturile sînt roci metasemipelitice și respectiv metape- htice bogate în Al și Fe. Gnaisele cuarțo-feldspatice reprezintă un material inițial de natură arcoziană, iar amfibolitele asociate nivele de roci mag- matogene bazice. Asociația arcozelor cu rocile bazice arată că ne găsim în prezența unor formațiuni premetamorfice de geosinclinal caracteristice stadiului inițial sau stadiului „dinainte de inversiune” (Turner, V erho o gen, 1961; de Sitter, 1960; Belousov, 1962). Conform diviziunii stratigrafice a cristalinului mezometamorfic a domeniului getic din Banat, succesiunea șisturilor cristaline din peticul Bahnei și Porților de Fier, cuprinde termeni din partea superioară a com- plexului paragnaiselor și amfibolitelor (gnaisele cuarțo-feldspatice) și termeni din partea inferioară a complexului micașisturilor (Bercia, Bercia6-7, Codarcea et al., 1968). 2 I. F o c ș a, C. Hurduzeu. Raport asupra lucrărilor de recunoaștere în regiunea de SW a Platoului Mehedinți și regiunea de SW a masivului Godeanu. 1958. Arh. Inst. Geol. București. 3 N. Gherasi, I. Bercia. Raport asupra cercetărilor geologice din regiunea Porțile de Fier. 1960. Arh. Inst. Geol. București. 1 I. Bercia, El vira Bercia. Studiul formațiunilor din interiorul lacului de acumulare al barajului de la Porțile de Fier. 1967. Arh. Inst. Geol. București. 6 Elvira Bercia, I. Bercia. Studiul formațiunilor metamorfice și magmatice dintre Iuți și Moldova Veche. 1968. Arh. Inst. Geol. București. 6 Op. cit. pct. 4. ’ Op. cit. pct. 5. Institutul Geological României 10 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 6 Separațiunile de ordin inferior în cadrul complexelor au o valoare strict locală ele neputînd fi caracterizate drept orizonturi sau nivele. Șisturile cristaline din Platoul Mehedinți, ca de altfel întreg crista- linul mezometamorfic al domeniului getic, au fost atribuite ca vîrsta Anteproterozoicului superior (Co dar cea et al., 1968; Giușcă et al., 1969). Pe teritoriul Jugoslaviei cristalinul getic din Platoul Mehe- dinți se continuă în cristalinul din unitatea Krajina unde este atribuit ca vîrstă Proterozoicului s.l. (A 1 e k s i c et al., 1967; Andelkovifi et al., 1967). 2. Caracterizare petrografică a) Formațiunile cristaline din peticul Porților de Fier sînt reprezen- tate predominant din paragnaise și micașisturi, cuarțite, gnaise cuarțo- feldspatice și amfibolite. La acestea se adaugă un mic corp de serpen- tinite la Gura Văii. Paragnaisele formează tipul petrografic predominant; se disting paragnaise micacee și paragnaise cuarțitice cu parageneza obișnuită: plagioclaz+cuarț+b i o ti t -|-muscovit+granat. Structura este granolepidoblastică. în aceste roci cuarțul apare orientat dimensional în planul șistozității de stratificație împreună cu micele. Plagioclazul (An 20) este în general proaspăt, rareori maclat, cu incluziuni de cuarț și mice. Biotitul brun roșcat, asociat cu muscovitul, prezintă aspecte de cristalizare statică. Metamorfismul dinamic, mai nou, determină local apariția extincțiilor ondulatorii și a microfracturilor în cuarț, îndoirea micelor, cloritizarea parțială a biotitului și a granatului. Micașisturile apar sub formă de intercalați! de grosimi variabile în paragnaise. Structura lepidogranoblastică variază de la microblastică pînă la faneroblastică. Sînt roci constituite din : cuarț-(-plagioclaz 4-biotît-|- muscovit -(-granat ± staurolit. Cuarțitele și șisturile cuarțitice se întâlnesc mai rar. Ele apar inter- calate în micașisturile de pe pîrîul Sf. Petru și sînt constituite în cea mai mare parte din cuarț (peste 80%) la care se adaugă mici cantități de biotit, muscovit și plagioclaz. Uneori în vecinătatea gnaiselor cuarțo- feldspatice, cuarțitele conțin rare xenoblaste de microlin mobilizat. Amfibolitele apar sub formă de benzi și lentile cu grosimi de ordinul decimetrilor, metrilor și cu totul excepțional de ordinul zecilor de metri (între valea Slătinicul Mare și valea Virului). După compoziția mineralo- gică se disting următoarele tipuri: amfibolite cu biotit și amfibolite eclo- gitice. Amfibolitele cu biotit reprezintă tipul predominant. După textură, în cadrul acestora, se disting amfibolite masive și amfibolite rubanate. Amfibolitele cu biotit, masive, formează corpuri lenticulare uneori budi- nate. Sînt roci mai larg cristalizate cu parageneza: hornblendă verde-(-plagioclaz -(-biotit-(-epidot-(-(sfen-(-magnetit) în care uneori se recunoaște structura relictă, eruptivă. Plagioclazul apare în unele cazuri zonat cu un sîmbure mai bazic (andezin-labrador) și margini mai acide (andezin acid-oligoclaz). Institutul Geologic al României 7 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 11 Amfibolitele rubanate se întîlnesc ca intercalați! în gnaisele cuarțo- feldspatice din malul Dunării pe pîrîul Sf. Petru. Rubanarea este dată de alternanțe de benzi leucocrate, formate din plagioclaz (oligoclaz-an- dezin), puțin cuarț și rare lamele de biotit, cu benzi melanocrate, formate, predominant din hornblendă verde comună, la care se adaugă plagioclaz, biotit, uneori pistacit și accesorii: titanit și magnetit. Amfibolite eclogitice au fost descrise pentru prima oară în această regiune de Coda r cea (1947). Apar în profilul Dunării la cca 1 km amonte de confluența cu pîrîul Sf. Petru. Sînt roci caracterizate printr-o structură diablastică și textură orientată, constituite în principal din hornblendă, granat, la care se adaugă puțin biotit și plagioclaz, provenit din transformarea omfacitului. Procesele de retromorfism au determinat formarea unor coroane de actinot în jurul granatului și transformarea par- țială a hornblendei în biotit. Gnaisele cuarțo-feldspatice apar sub forma unor bancuri ce alter- nează constant cu amfibolitele pe pîrîul Slătinicul Mare între pîrîul Slă- tinicul Mic și pîrîul Virului, în punctul Moșu și Baba și pe pîrîul Sf. Petru. Parageneza este: cuarț-f-plagioclaz+microclin+biotit+muscovit +gra- nat +[epidot] 4-(titanit 4-ilmenit). Sînt roci cu structură granoblastică și textură orientată. în compoziția lor mineralogică predomină plagio- clazul (An 15—18), microclinul și cuarțul. Se recunosc frecvent efectele proceselor de mobilizare migmatică a materialului cuarțo-feldspatic. Intensitatea acestora variază de la mobilizarea locală a feldspatului potasic pînă la transformarea rocii într-un migmatit omogen cu com- poziție granitică. Această tranziție de la gnaisele cuarțo-feldspatice cu biotit pînă la roca omogenă granitică cu migmatoblaste de microclin este evidentă și se poate observa, de exemplu, la Moșu și Baba în zona bara- jului. în roca granitică se păstrează uneori orientarea relictă a biotitului și skialite fantomatice de gnaise și amfibolite biotitizate (paleosom, restit). în jurul zonelor intens feldspatizate se remarcă aglomerări ale bio- titului melanosomei. Observațiile microscopice confirmă existența unor importante feno- mene de metasomatoză alcalină exprimată prin mobilizarea Na (albiti- zare) și a K (microclinizare), ultima mult mai accentuată. Astfel, oligo- clazul paleosomei din gnaisele cuarțo-feldspatice, parțial saussuritizat, este înconjurat, sau asociat cu plagioclazul albitic proaspăt, mai nou. Microclinul ameboid, poichiloblastic, formează golfuri în plagioclaz cu frumoase concreșteri mirmekitice la contact (Gherasi, Bercia8). Serpentinitele formează un corp lenticular de 300 m lungime și cca 100 m grosime, concordant în șisturile cristaline. Sînt reprezentate în general prin tipuri cu structură celulară, în care interiorul celulelor este ocupat de resturi de olivină și serpophit, iar canalele de „a. serpentină” și exudații de magnetit. în rocă se observă resturi de enstatit în cea mai mare parte transformat în bastit. Subordonat se remarcă prezența tremo- litului și a carbonaților (dolomit, magnezit), uneori pseudomorfoze după crisotil. Compoziția actuală indică o rocă ultrabazi'că inițială de tipul 8 Op. cit. pct. 3. Institutul Geological României xigr/ 12 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 8 harzburgitului formată din olivină și piroxen rombic. Serpentinizarea a fost urmată de metasomatoza la temperatură scăzută în prezența CO3 (carbonatare). Deoarece nu există dovezi suficiente care să indice un meta- morfism regional este posibil ca aceste serpentinite să fie puse în loc într-o fază mai nouă, posterioară acestui metamorfism. b) Formațiunile cristaline din peticul Bahnei, sînt reprezentate în profilul Dunării prin următoarele tipuri de roci: paragnaise, micașisturi feldspatice, gnaise cuarțo-feldspatice, amfibolite, calcare cu silicați și milonite. — Paragnaisele apar ca intercalații în micașisturi și subordonat în asociație cu gnaisele cuarțo-feldspatice și eu amfibolitele. Au fost obser- vate următoarele parageneze: Plagioclaz+cuarț -{-biotit+clorit Plagioclaz + microclin + cuarț -{- biotit + muscovit + almandin -{- (titanit + ilmenit). Parageneza cu microclin reprezintă un termen de tranziție spre gnaisele cuarțo-feldspatice. în vecinătatea amfibolitelor se constată o creștere a conținutului în titanit. în rest caracterele petrografice sînt cele ale paragnaiselor descrise în cristalinul Porților de Fier. — Micașisturile feldspatice predomină în partea superioară a succe- siunii. Se disting următoarele tipuri principale : Micașisturi biotitice cu parageneza : cuarț-(-plagioclaz-{-biotit. Micașisturi biotitice-muscovitice cu granat cu parageneza: cuarț -{- plagioclaz -{-biotit-{-muscovit-f-almandin-{-(apatit-{-magnetit). Micașisturi cu microclin cu parageneza: cuarț-j-plagioclaz-f-micro- clin -{-biotit -{- muscovit. Plagioclazul (oligoclaz mediu) se prezintă sub formă de porfiro- blaste poicbiloblastice crescute tardiv peste^paleosoma formată din cuarț și mice pe care le include și le substituie. în aceste porfiroblaste se con- servă șistozitatea micașistului. Se observă că microclinul apare în acest facies numai în absența almandinului cu care este incompatibil. — Gnaisele cuarțo-feldspatice se dezvoltă îndeosebi spre partea infe- rioară a succesiunii în zona axială a structurii anticlinale între rîul Bahna și pîrîul Tîrziu și la vest de pîrîul Tîrziu. Compoziția mineralogică este cea obișnuită a gnaiselor cuarțo-feldspatice: plagioclaz-{-microclin-{-cuarț-{- biotit+muscovit+almandin -|- epidot+apatit + (sfen -{-ilmenit). Plagioclazul (An 10—12) apare în general parțial transformat, maclat după legea albit și albit-periclin. Microclinul poichiloblastic include celelalte minerale. Este maclat și deosebit de proaspăt. în multe cazuri predomină cantitativ asupra plagioclazului. Biotitul este o varietate bogată în Fe cu pleocroism, Agr-brun închis, Np gălbui-brun. Frecvent se observă cloritizarea parțială însoțită de exudații de magnetit. Musco- vitul se întîlnește mai rar; uneori apare crescut postcinematic sub formă de porfiroblaste oblice pe șistozitate. Granatul (almandin) se dezvoltă scheletiform sau sub formă de atol cu nucleu de plagioclaz. Institutul Geologic al României 9 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC ĂL DUNĂRII 13 — Amfibolitele apar în general asociate cu gnaisele cuarțo-feld- spatice ; sînt reprezentate prin tipuri cu textură rubanată cu următoarele parageneze: Hornblendă-(-plagioclaz-(-cuarț+(apatit)+(titanit)+(ilmenit); Hornblendă+plagioclaz -j-biotit+cuarț ± epidot ± apatit -(- (tita- nit-|-ilmenit-(-magnetit); Hornblendă+plagioclaz biotit -(-epidot+(apatit); Cuarț+hornblendă+almandin -(-plagioclaz. Hornblendă este o varietate de hornblendă comună, verde. Apare în cristale bine dezvoltate, alungite în planul șistozității de stratificație statistic paralel cu axa b. Biotitul brun roșcat, bogat în Fe și Ti, apare în lamele bine dezvoltate în asociație cu hornblendă, uneori crescut trans- versal pe șistozitate. Sub această formă se întîlnește îndeosebi în amfi- bolitele din vecinătatea gnaiselor cuarțo-feldspatice, unde se formează prin reacția hornblendei cu materialul leucocrat mobilizat în procesele de metamorfism. Plagioclazul (An 30—35) este în mare parte saussuritizat. Cuarțul apare în general subordonat în aceste roci, cu excepția unor intercalații foarte rare de cuarțite amfibolice eu granat (ultima parageneză) în care abundă. Epidotul este reprezentat prin pistacit. Almandinul prezintă aspecte de cristalizare sin cinematică cu dispoziția spiralată a incluziunilor (cuarț+ magnetit, biotit cloritizat). Titanitul apare asociat cu hornblendă în jurul granulelor de ihnenit. Apatitul este un mineral accesoriu permanent al acestor amfibolite. — Calcarele cu silieați se întîlnesc extrem de rar. Ele apar sub formă de intercalații subțiri spre partea superioară a complexului mica- șisturilor. Sînt roci rubanate în care se observă o alternanță intimă a benzilor carbonatice cu benzi în care, alături de carbonați, participă și silicații. Roca este constituită din: calcit-(-cuarț-(-tremolit-(-diopsid-j- plagioclaz -(- (titanit+magnetit). Produse ale metamorfismului dinamic Datorită zdrobirii și/sau laminării avansate, în vecinătatea faliilor și a planului de șariaj, șisturile cristaline sînt transformate în brecii tecto- nice, cataclazite și milonite. în brecii, fragmentele angulare, de dimensiuni centimetrice și mili- metrice, divers orientate, sînt sudate puternic într-o matrice micacee cantitativ subordonată elementelor. Cataclazitele posedă o matrice fin granulară de culoare închisă rezultată prin măcinarea accentuată a rocilor în care se disting elemente angulare și rotunjite tectonic, de rocă și minerale (porfiroclaste). în milo- nite matricea fin granulară predomină net asupra elementelor. Aceasta se prezintă sub microscop ca o masă aproape opacă, fond pe care se deta- șează rare porfiroclaste de cuarț puternic deformat, cu extincții ondulatorii și de plagioclaz traversat de microfracturi. De regulă metamorfismul cata- clastic este însoțit și de transformări mineralogice ca de exemplu transfor- Institutul Geological României 14 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 10 marea biotitului și granatului în penin, saussuritizarea plagioclazului. Pe suprafețele de laminare se observă oglinzi de fricțiune cu striuri de alu- necare orientate în direcția mișcării („slikenside”). 3. Analiza metamorfismului Paragenezele menționate în șisturile cristaline din această regiune a Platoului Mehedinți, reprezintă echilibre realizate în condițiile de meta- morfism regional ale faciesului amfibolitelor cu almandin. Condițiile acestui facies, caracteristic metamorfismului barrovian de presiune ridi- cată, sînt evidențiate de prezența asociației andezin-hornblendă comună în rocile bazice, a asociației oligoclaz-almandin în pararoci și a prezenței diopsidului alături de calcit și tremolit în rocile carbonatice silicioase. Rocile metapelitice din regiune sînt sărace în minerale tipomorfe. Se citează totuși uneori prezența staurolitului și distenului alături de almandin. Paragenezele observate permit să se precizeze că recristalizarea meta- morfică s-a produs în condițiile primelor două subfaciesuri ale faciesului amfibolitelor : subfaciesul staurolit-almandin și respectiv disten-almandin- muscovit, corespunzătoare zonelor clasice cu staurolit și disten. Cercetă- rile experimentale arată că paragenezele disten-almandin-staurolit-mus- covit și disten-almandin-muscovit, care se întîlnesc în această regiune se formează la presiuni de 7—8 kb și la temperaturi de 560°—600°C (W i n - k 1 e r 1967, pag. 177, 181, 178). 4. Analiza structurală Cristalinul Bahnei și Porților de Fier a fost considerat începînd cu M u r g o c i, ca aparținînd unor petice de acoperire ale pînzei getice. In ultimul deceniu s-au acumulat noi dovezi, în sprijinul ipotezei struc- turii în pînză a Carpaților Meridionali în general și a cristalinului din Platoul Mehedinți în special. Regiunea Porților de Fier între Vîrciorova și Gura Văii, constituie una dintre cele mai instructive în ceea ce privește șariajul cristalinului getic. La Vîrciorova șisturile cristaline ale peticului Porților de Fier încalecă depozitele de vîrstă jurasic superioară-cretacic inferioară ale parautohtonului de Severin (Cod ar ce a, 1937, 1940; Coda r cea et al., 1968). încălecarea, cu înclinări variabile, poate fi urmărită direct pe teren. Astfel, pe rama de vest a peticului, linia de șariaj are direcția NS și se poate observa în versantul stîng al pîrîului Vodița, iar de la Vîrciorova se curbează paralel cu Dunărea, continuîndu-se la zi pînă aproape de Slă- tinicul Mic. în malul Dunării, cristalinul rămîne suspendat peste stratele de Sinaia (pl. I, II). în peticul Porților de Fier șisturile cristaline ocupă flancul normal cu înclinări spre SE al unei structuri plicative majore pe care sînt grefate o serie de cute de ordin inferior cu planul axial vertical (cute drepte, asimetrice). Șistozitatea este paralelă cu limitele litologice (șistozitate de igr/ Institutul Geological României 11 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMÂNESC AL DUNĂRII 15 stratificație) iar cutarea sinmetamorfică este de tip flexural cu alunecare concentrică („flexural slip”). Poziția elementelor structurale liniare B (liniații, axe B, polul ir) este N 65° —75° E/20° —30° W în sectorul Gura văii, Moșu și Baba și N 30° —45° E, cu înclinări variabile spre NE și SW, în sectorul de la vest, Fig. 1. — Diagrama faliilor în cristalinul getic la Porțile de Fier (60 măsurători). Diagramme des failles dans le cristallin gătique des Portes de Fer (60 mesurements). valea Virului-Slătinicul Mare. Aceste două sectoare omogene f(în ceea ce privește poziția axei B) reflectă existența a două blocuri rotite la 30° unul față de celălalt în jurul unei axe verticale (pl. III). Tectonica disjunctivă este reprezentată prin planul șariajului de forfecare și prin falii normale și inverse, de obicei conjugate, care formează trei sisteme tautozonale cu direcțiile N 22° E, N 50° —60° E și N 70° W — EW (fig- 1). Majoritatea elementelor structurale disjunctive în peticul Porților de Fier au apărut în faze ale mișcărilor alpine și post alpine ca rezultat al aplicării unor forțe tangențiale orientate aproximativ E —W. Relațiile de șariaj dintre cristalinul Bahnei, parautohton și autoh- ton, demonstrate prin cartare și lucrări de foraj în zona nordică a peticului, 16 I. BERCIA, EL.VIRA BERCIA 12 sînt mai puțin clare în profilul Dunării. Aceasta se datorează existenței unei importante falii direcționale care afectează peticul de pe rama de E și care determină aspectul cartografic rectilin al limitei. Această falie, trasată pentru prima oară de B er ci a (1968), a produs scufundarea relativă a peticului Bahnei în raport cu depozitele sedimentare ale autoh- tonului și parautohtonului de Severin. Șistozitatea de stratificație schițează o structură ondulată, în care se remarcă o zonă mediană anticlinală (în axa căreia apar la zi gnaise cuarțo-feldspatice și amfibolite, termeni ai complexului paragnaiselor și amfibolitelor) și o zonă marginală sinclinală. Ca și în cristalinul Porților de Fier, structurile plicative plonjează spre NE și sînt reprezentate prin cute drepte asimetrice. Axa anticlinalului trece pe la gura pîrîului Tîrziu, iar axa sinclinalului înainte de intrarea în tunelul Alion, la est de Orșova (pl. II). Plonjul axei structurilor plicative este determinat de ridicarea axială a peticului în partea de sud, ridicare remarcată de M u r g o c i (1927). Faliile măsurate în aflorimente se repartizează statistic la două sisteme: NE și NW încadrîndu-se în imaginea mișcărilor de forfecare stabilită pentru cristalinul Porților de Fier. Mișcările tangențiale importante care au afectat și această parte a Carpaților Meridionali și-au lăsat amprenta în elementele structurale ale parautohtonului de Severin unde au determinat formarea clivajelor de forfecare, care traversează oblic planul axial al cutelor în depozitele mezozoice. Cutarea parautohtonului, caracterizată prin cute de alunecare flexurală, este anterioară șariajului. Ea nu poate fi atribuită șariajului deoarece este reprezentată peste tot prin cute, cu planul axial vertical și nu prin cute culcate sau răsturnate. în timpul punerii în loc, pînza a întîlnit depozite în care alunecarea flexurală ajunsese la maturitate și deci mișca- rea de alunecare interstrate nu mai putea continua. în această situație, componenta tangențială principală a condus la formarea clivajului de forfecare. 5. Descrierea profilului dintre Slătinicul Mare și valea Virului Pentru a ilustra raporturile de șariaj dintre pînza getică și parau- tohtonul de Severin precum și în scopul de a oferi o imagine asupra constitu- ției petrografice și poziției formațiunilor mezometamorfice din regiunea Porților de Fier, am ales un profil într-un sector reprezentativ, de pe traseul Gura Văii-Vîrciorova, Acest profil (pl. IV) a putut fi construit grație deschiderilor aproape continui realizate prin lucrările de construcție ale șoselei și căii ferate. Astfel, la gura pîrîului Slătinicul Mare se poate observa încălecarea cristalinului din peticul Porților de Fier peste stratele de Sinaia ale pînzei de Severin (fig. 2). Șisturile cristaline sînt reprezentate aici printr-o alternanță de paragnaise micacee și micașisturi cu nivele de gnaise cuarțo- feldspatice și amfibolite. A Institutul Geological României IGR 13 FORMAȚIUNILE 'CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 17 în vecinătatea planului de încălecare apare o zonă subțire (50 cm- 1 m) de milonite tipice, formate îndeosebi pe seama metamorfițelor. Succesiunea observată în profil este următoarea: La partea inferioară se recunoaște un pachet de 200 m grosime constituit din gnaise cuarțo-feldspatice, parțial migmatizate, care suportă Fig.2. — Șariajul cristalinului getic peste strate de Sinaia la gura piciului Slătinicul Mare. Charriage du cristalini getique sur les couches de Sinaia ă l’embouchure du ruisseau Slătinicul Mare. o alternanță de paragnaise și micașisturi. Urmează un orizont, de cca 200 m grosime, constituit predominant din gnaise cuarțo-feldspatice și amfibolite cu intercalații de micașisturi. în continuare, însă în valea Virului, urmează o alternanță de micașisturi și paragnaise cu rare intercalații de amfibolite, care împreună ating o grosime de 250 m. Succesiunea este normală, înclinarea șistozității de stratificație variază de 1a- 60° SE pînă la verticală. întregul pachet de roci este afectat de falii conjugate determinate de compresiunea suborizontală pe direcția NW -SE. B) Cristalinul din unitatea de Semenic Cristalinul getic din unitatea de Semenic se dezvoltă în această regiune între linia Rudăria la est și zona sedimentară Reșița-Moldova Nouă la vest. El cuprinde formațiuni ale seriei mezometamorfice de tip Semenic (Sebeș-Lotru), formațiuni ale seriei epimetamorfice de Miniș și masivul granitic Sichevița. 2 — c. 470 Institutul Geological României 18 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 14 în malul Dunării, începînd de la vest de Liubcova pînă la est de pîrîul Alibeg, aflorează termeni ai seriei de Miniș și extremitatea sudică a masivului granitic. Seria de Lotru este mascată aici de sedimente neogene. Pe teritoriul Jugoslaviei unitatea de Semenic corespunde cu zona structu- rală Kucay-Svrljiske iar falia Eudăria se continuă în dislocația Pek- Svrljiâke Pianine (Andelkoviă et al., 1967). Primele cercetări asupra șisturilor cristaline din această regiune au fost întreprinse de B 6 c k h (1878, 1881) în regiunea Bozovici-Bănia- Șopotul Nou-Eavensca unde a recunoscut existența a trei grupe de șisturi cristaline și a pus în evidență pentru prima oară linia tectonică importantă ce trece pe la Eudăria. Streckeisen (1931) distinge, în funcție de intensitatea meta- morfismului regional, două serii de șisturi cristaline: seria de Lotru, care cuprinde „roci mezozonale și catazonale” și seria de Buceava consti- tuită din roci „epizonale”. Masivul granitic („granitul de Liubcova”), este considerat ca fiind pus în loc după metamorfismul șisturilor cristaline, pe care le străbate, în timpul Carboniferului, ulterior granițelor din autohto- nul Carpaților Meridionali. C o d a r c e a (1937, 1940) introduce denumi- rile „zona de Miniș” pentru seria de Buceava și „granitul de Sichevița” pentru granitul de Liubcova. Atribuie formațiunile cristaline domeniului getic și descrie principalele tipuri de roci eruptive ale masivului granitic (roci granitice-granodioritice cu diferențiate de granițe aplitice potasice, granițe potasice fanerocristaline, granodiorite și diorite). Gheruci9 și G h e r u c i et al.10, prezintă hărți geologice de detaliu ale cristalinului din regiunea Sichevița, descrie roci mezometa- morfice și tipurile de roci granitice. Constatinoff și F o c ș a 11 întreprind un studiu al șisturilor cristaline și al granitului de Sichevița (granitul de Șopotul Mare) într-o regiune situată mult la nord de cea la care ne referim. O caracterizare complexă stratigrafică, petrografică, petrochimică și structurală a formațiunilor cristaline de tip Semenic, care se continuă cu aceleași caracteristici spre sud, a fost furnizată de cercetările întreprinse in munții Semenic de Savu (1969). 1. Seria de Miniș Șisturile cristaline ale acestei serii apar în malul Dunării începînd din amonte de valea Carașovățului pînă la pîrîul Gornea. în profilul de la nivelul șoselei (pl. IV) se observă de la vest spre est și geometric, de la inferior la superior, următoarea succesiune: învelișul migmatic al granitu- lui ; un complex detritogen-vulcanogen bazic constituit din șisturi micacee 9 O. Gheruci. Raport geologic asupra regiunii Sichevița-Banat. 1955. Arh. Inst. Geol. București. 10 O. Gheruci, O. D i m a, A. G u r ă u. Raport geologic asupra regiunii Sichevița. 1956. Arh. Inst. Geol. București. 11 D. ConstantineiI, I. Focșa. Raport asupra cercetărilor geologice din regiunea Șopotul Nou-Sichevița. 1959. Arh. Inst. Geol. București. < JA Institutul Geological României \ igr/ 15 FORMAȚIUNILE 'CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 19 ± granat cu nivele de șisturi amfibolice și șisturi cu porfiroblaste de albit; un complex detritogen-vulcanogen acid constituit dintr-o alternanță de șisturi cuarțitice sericitice și șisturi sericito-cloritoase feldspatice (meta- tuf uri și metatuf ite acide). între învelișul migmatic și rest, precum și la limita dintre ultimele două complexe, au fost identificate zone de milonite. Formațiunile seriei de Miniș au fost atribuite ca vîrstă intervalului Proterozoic superior - Paleozoic (harta geologică la scara 1: 200.000 ; Cod a r c e a et al., 1968). Ulterior vîrsta a fost restrînsă la intervalul corespunzător Baikalianului (G i u ș c ă et al., 1969). Formațiunile echivalente din Jugoslavia aparțin formațiunii metaofiolitică filitoidă atribuită Bipheo-Cambrianului. (A n d e 1 k o v i c et al., 1967). a) învelișul migmatic al granitului. Șisturile cristaline de la limita estică a granitului de Sichevița sînt intens injectate și îmbibate cu material granitic. Acestea se dezvoltă pe o distanță de cca 1 km în zona confluenței Carașovățului cu Dunărea. în jurul injecțiilor arteritice cu compoziție granitică și tonalitică, se observă o aureolă metasomatică în care neosoma apare sub formă de ochiuri cuarțo-feldspatice sau sub formă de migmato- blaste de feldspat. Paleosoma este constituită din cuarț, plagioclaz saussu- ritizat, biotit și muscovit. în zona migmatică se întîlnesc apofize granodio- ritice cu grosimi de ordinul zecilor și sutelor de metri (de ex. în aval de valea Carașovățului). b) Complexul detritogen-vulcanogen bazic. Imediat la est de zona mig- matică se trece la un complex de roci șistoase, fin granulare, uneori sati- nate, reprezentate printr-o alternanță de șisturi micacee±granat, șisturi cuarțo-feldspatice cu porfiroblaste de albit și șisturi amfibolice. Șisturile micacee sînt roci fin granulare cu structură lepidograno- blastică cu parageneza : cuarț+biotit+muscovit+plagioclaz-ralmandin+ (magnetit). Plagioclazul este puternic transformat. Uneori se observă dezvol- tarea porfiroblastică a muscovitului. Șisturile cuarțo-feldspatice cu porfiroblaste de albit se întîlnesc sub formă de intercalații decimetri ce către limita cu rocile migmatice. Matricea rocii este fin granulară constituită dintr-un agregat de xeno- blaste echigranulare de cuarț și plagioclaz la care se asociază lamele de muscovit și uneori de biotit. în această matrice se dezvoltă porfiroblaste de albit intens transformate, alungite în planul șistozității și mai rar porfiroblaste de muscovit. Șisturile amfibolice au aspectul macroscopic al unor filite verzi cu șistozitate pronunțată. Sub microscop aceste roci apar constituite în general din : horn- blendă +plagioclaz+cuarț ±biotit 4- epidot+calcit + (sfen)+(magnetit). Structura este porfiroblastică. Matricea fin granulară este constituită și în acest caz din cuarț, plagioclaz ± biotit la care se adaugă o cantitate importantă de magnetit în pulberi ce marchează șistozitatea rocii. Porfiro- Institutul Geologic al României 20 I. BEIRCIA, ELVIRA BERCIA 16 blastele sînt reprezentate prin cristale alungite de hornblendă comună verde albastră, crescute paralel, perpendicular sau oblic față de șisto- zitate. După modul de dezvoltare și relațiile cu mineralele din matrice, majoritatea hornblendelor prezintă caracterele recristalizări! statice (post cinematice) dînd naștere structurii „Garben”. Mai rar se observă și dezvoltarea postcinematică a porfiroblastelor de biotit. Uneori șisto- zitatea inițială este subliniată de dispoziția orientată a pulberilor de minerale opace incluse în porfiroblaste. Este evident că ne găsim în pre- zența a două momente de recristalizare metamorfică : primul corespunzînd cristalizării sincinematice a mineralelor și formării șistozității Sx; al doilea postcinematic, în care are loc recristalizarea statică a porfiroblastelor. c) Complexul detritogen-vulcanogen acid, care se dezvoltă în con- tinuare spre est, cuprinde o asociație de șisturi cuarțitice sericitice și șisturi sericito-cloritoase feldspatice cu porfiroblaste de albit (meta- tuf ite acide). Șisturile cuarțitice-sericitice au în general aspectul unor filite sati- nate. Pe lingă cuarț și muscovit, rocile conțin și aici o cantitate apreciabilă de magnetit în parte limonitizat, sub formă de pulberi, dispuse paralel cu șistozitatea. Șisturile sericito-cloritoase-feldspatice cu porfiroblaste de albit sînt constituite dintr-o matrice șistoasă, fin granulară de cuarț, albit, clorit și sericit, în care se observă porfiroblaste de albit fără orientare preferen- țială și care nu conțin incluziuni helicitice. Structura și compoziția rocilor din succesiunea descrisă este foarte asemănătoare cu cea a meta- tufurilor acide. Condițiile de metamorfism Șisturile din acoperișul granitului sînt puternic afectate de meta- morfismul magmatic, injecție și metasomatoză alcalină, care s-a suprapus peste efectele metamorfismului regional. în paleosoma rocilor mai slab migmatizate se recunosc parageneze caracteristice subfaciesulm cuarț - albit-epidot-almandin, a faciesului de șisturi verzi. Metamorfismul mag- matic a avut loc în condițiile faciesului amfibolitelor. Complexul detritogen-vulcanogen bazic păstrează, după cum am văzut, amprenta polimetamorfismului. Matricea fin granulară ar indica un metamorfism regional sincinematic în condițiile faciesului de șisturi verzi (subfaciesul cuarț-albit-epidot-biotit) peste care s-a suprapus un metamorfism static în condițiile faciesului amfibolitelor (recristalizare de hornblendă „Garben” și biotit) Complexul detritogen-vulcanogen acid prezintă în rocile examinate urmele unei singure faze de metamorfism și anume a metamorfismului regional în domeniul faciesului de șisturi verzi. < 'A Institutul Geological României \j6Ry Șisturile cristaline ce se dezvoltă la est de granitul de Sichevița, în apropierea acestuia, formează în malul Dunării o succesiune cu înclinări ale șistozității de 50°—80°ESE. Limitele dintre învelișul migmatizat al granitului și rest precum și dintre cele două complexe detritogen-vulcanogene sînt marcate prin zone de intensă forfecare. Metamorfismul dinamic a determinat aici formarea de cataclazite, milonite și ultramilonite. Dacă forfecarea la limita migmatitelor ar putea fi explicată datorită diferenței de compe- tență, cea dintre complexele vulcanogene (între care o asemenea diferență practic nu există) ar putea marca o importantă dislocație disjunctivă. Din puținele date microstructurale disponibile în profilul Dunării nu se pot trage concluzii asupra comportării regionale a elementelor structurale. 2. Granitul de Sichevița Granitul aflorează în versantul șoselei în aval de Coronini (Pescari) între valea Alibeg la vest și valea Carașovățului la est. Porțiuni mari din acest traseu sînt acoperite de grus și depozite cuaternare. Spre est granitul suportă învelișul de șisturi cristaline migmatizate, iar spre vest calcarele mezozoice ale zonei Reșița. Spre sud granitul se continuă pe teritoriul jugoslav pe aliniamentul granitului Nereșnika. a) Caracterizare petrografică. Rocile examinate din acest profil corespund din punct de vedere a compoziției, granodioritelor și tonalitelor. Granodioritele reprezintă tipul predominant. Ele posedă frecvent o structură porfirică determinată de dezvoltarea cristalelor centimetrice de microclin într-o matrice cu granulație medie formată din cuarț, feldspat și mice. Compoziția mineralogică în roca tipică este: cuarț 9,2%; plagio- claz 60,9%; microclin 20,1%; biotit 4-muscovit 9,7%; accesorii (zircon, rutil) 0,1%. Plagioclazul, subidiomorf, apare cu centrul mai bazic (An 20—25) parțial saussuritizat și cu zone periferice mai acide (An 10 —20) și proaspete. Se întîlnesc macle obișnuite polisintetice după legea albit, mai rar albit- karlsbad. Microclinul apare bine dezvoltat xenomorf, maclat, crescut, poichilitic peste celelalte minerale pe care le corodează. La contactul cu plagioclazid se observă concreșteri mirmekitice și albitizarea periferică a acestuia. Biotitul este o varietate brună cu pleocroism : Ng = brun roșcat, Ap=gălbui-brun; se observă incluziunile obișnuite de zircon și rutil. Muscovitul este cu totul subordonat față de biotit. Tonalitele se întîlnesc spre zona periferică a masivului la limita cu învelișul metamorfic. Rocile sînt în general cu granulație medie, de culoare cenușie, în care se disting cu ochiul liber : cuarț, feldspat, biotit idiomorf și hornblendă. Sub microscop se observă următoarea compoziție minera- logică : cuarț, 18,9%; plagioclaz 63,1%; microclin 2%; biotit 10,3%; hornblendă 1,2%; epidot 1,5%; sfen 3%. Institutul Geological României 22 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 18 Plagioclazul apare aici zonat normal, conținutul în anortit variind de la 30% în centru la 25% spre periferie. Se observă macle frecvente după legea albit și albit-periclin. Biotitul idiomorf este reprezentat printr-o varietate brun-roșcată, bogată în titan. Hornblenda (hornblendă comună verde) apare subordonat și sub formă de aglomerări de cristale în asociație cu biotit și sfen. în afară de acestea, au mai fost întâlnite varietăți de granițe aplitice cu muscovit constituite din : cuarț, albit, microclin și muscovit. b) Elemente struchirale. în zona studiată, adiacentă Dunării, în partea centrală a masivului, textura apare la prima vedere masivă. La o exami- nare mai atentă se distinge însă foliația primară dată de orientarea bio- titului și feldspaților, orientare mult mai accentuată în zonele periferice unde în planul foliației primare se dispun și skialitele de șisturi în diferite grade de transformare. Poziția foliației se apropie aici de cea a șisturilor înconjurătoare. în zona centrală poziția foliației primare variază între N 50° W și N 70° W cu înclinări de 60°—70° spre N, făcîndun unghi mare cu direcția NNE din zona periferică și cu foliația metamorfică a șistu- rilor cristaline. Sistemele principale de fisuri sînt următoarele : N 10°—20°E/80° B—60° W ; N 60°-85° W/60°-80° S ; N 10°-20° W/50°—80° W—50° E. Se observă că primul sistem (NE) este aproape perpendicular pe direcția foliației primare în zona centrală a plutonului. Sistemul al doilea (NW) perpendicular pe primul, prezintă direcții aproape paralele cu direcția foliației primare și înclinări mari. Fisurile din ultima grupă reprezintă fisuri de forfecare oblice. Deoarece liniația primară nu a fost observată, clasificarea genetică a acestor sisteme de fisuri este dificilă. Ținînd seama de morfologia fisurilor, de extinderea lor și de prezența diferențiatelor asociate, se poate afirma cu certitudine că sistemele de fisuri reprezintă fisuri primare. Asocierea primului sistem (N 10°—20° E) cu diferențiate aplitice poate constitui un indiciu că acestea ar reprezenta fisuri Q perpendiculare pe direcția de curgere. în acest caz, al doilea sistem (N60°—85°W) perpendicular pe primul, ar reprezenta fisuri S, direcționale, paralele cu direcția de curgere. Liniația de curgere ar trebui să aibă deci direcția WNW și înclinări relativ mici (spre E și W). Granitul de Sichevița este considerat de către cercetătorii români ca un pluton de vîrstă prebaikaliană (Savu, 1965). Determinările de vîrstă absolută prin metoda Rb/Sr executate în partea jugoslavă indică însă o vîrstă de 237 —257 mii. ani corespunzătoare Permianului (D i v 1 - j a n, Divljan, 1967). O) Cristalinul din unitatea de Locva în extremitatea sud-vestică a Banatului, în munții Locva, la vest de zona sedimentară Reșița, se dezvoltă un masiv cristalin constituit din formațiuni slab metamorfozate cu compoziție petrografică și succe- Institutul Geological României IGR/ 19 FORMAȚIUNILE 'CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 23 siune litostratigrafică particulare, la care se asociază granițe aplitice și ortognaise. Acest cristalin este cunoscut sub denumirea de „zona de Locva” sau „seria de Locva” și este traversat de cursul Dunării pe o distanță de peste 30 Km de la graniță pînă la Moldova Veche. în descrierea prezentată de Codarcea (1940), în alcătuirea acestor formațiuni se menționează predominanța șisturilor cloritoase cu porfiroblaste de albit în partea de est și a filitelor albitice cu clorit și muscovit în partea de vest. La acestea se adaugă, granițe aplitice și micropegmatite, ortognaise cu porfiroblaste de feldspat potasic, epigab- brouri și roci epidotice. în ultimul deceniu aceste formațiuni au constituit obiectul unor cercetări sistematice și cu metode moderne întreprinse de Maier (1968, 1969, 1971), care deosebește în cristalinul Locvei, atribuit domeniului infragetic, două serii litostratigrafice subdivizate în complexe după cum urmează : 1. Seria de Locva (Silurian) Seria de Locva cuprinde formațiuni predominant de natură teri- genă, în care un component caracteristic este albitul. în succesiunea litostratigrafică se disting două complexe: complexul gnaisic (de Buchin) și complexul șisturilor cu porfiroblaste de albit (Bocșita-Dîrmoxa). Complexul gnaisic inferior (E!) este format din gnaise albitice cu intercalații de șisturi muscovito-cloritice-albitice, șisturi cuarțitice și roci actinolitice. Complexul șisturilor cu porfiroblaste de albit (E2) este reprezentat printr-o asociație de șisturi muscovito-clo- ritice, clorito-calcitice cu porfiroblaste de albit în care la diferite nivele se intercalează șisturi cuarțitice cu albit și cuarțite, iar la partea superioară, șisturi tufogene bazice. 2. Seria de Leșcovița (Devonian mediu) Această serie se caracterizează prin predominanța materialului premetamorfic tufogen, magmatogen bazic și acid. Se disting trei com- plexe : complexul șisturilor tufogene magmatogene bazice, complexul șisturilor terigene și complexul șisturilor cu stilpnomelan (tufogen- magmatogen). Complexul șisturilor tufogene magmatogene bazice (E3), debutează cu un orizont discontinuu de gnaise fanero- blastice cu aspect de gnaise granitoide considerate ca formate in situ, pe seama unor roci sedimentare cuarțo-feldspatice, datorită unui aport de K și SiO2. în rest sînt descrise roci aplitice, metariodacite, metadacite, metatufuri acide, roci metaeruptive bazice gabbroide (metagabbrouri, peridotite și diorite) și afanitice, uneori doleritice (șisturi actinolito-epi- dotice-albitice, șisturi clorito-epidoto-albitice, șisturi albitice cu calcit) local cu relicte de structuri de tip pillow-lava. Metabazitele formează două orizonturi la partea inferioară și superioară a seriei. La acestea se mai aso- rt Institutul Geological României igr/ 24 I. BERCIA, EL VIRA BERCIA 20 ciază roci terigene metapsamitice și metapelitice, șisturi muscovito-clo- ritice și șisturi cloritice cu porfiroblaste de albit, șisturi cuarțo-albitice etc. Metamorfismul s-a produs în condițiile faciesului de șisturi verzi, sub- faciesul cuarț-albit-muscovit-clorit. Complexul șisturilor terigene (E4) se dispune con- cordant peste complexul descris mai sus. Cuprinde formațiuni sedimento- gene predominant arenacee, cu intercalații subțiri de natură pelitică reprezentate prin șisturi clorito-cuarțitice, muscovito-cloritice, grafitoase, cuarțitice grafitoase, șisturi cu actinolit. Complexul șisturilor cu stilpnomelan (Es) repre- zintă termenul cel mai nou cunoscut în Locva, se dispune discordant peste complexul șisturilor terigene. Principalele tipuri de roci descrise care intră în componența acestui complex tufogen sînt: metadolerite, metadacite, metatufuri acide, filite stilpnomelanice, epidotite, șisturi terigene. Se constată o variație litofacială pronunțată pe direcție, rocile metaeruptive bazice și metatufurile corespunzătoare se efilează de la Dunăre spre nord-est în avantajul șisturilor terigene iar rocile cu stilpno- melan primar, ce apar în partea de nord-est a ariei complexului, se efilează spre sud-vest. Maier (1971) consideră că partea superioară a acestui complex s-ar extinde pînă în partea inferioară a Devonianului superior. în rocile din Locva se remarcă adesea coexistența stilpnomelanului primar cu andezinul, biotitul și hornblendă verde-albastră, explicată prin adaptarea incompletă a rocii inițiale la faciesul metamorfic. în afară de stilpnomelanul primar este descris și stilpnomelanul postcinematic. Studiul geochimic al rocilor eruptive metamorfozate confirmă ori- ginea magmatică a acestora. Rocile bazice corespund tipurilor magmatice alcalicalcice, pacifice gabbroide, subtipurilor c-gabbroid-miharaitic și mai rar leucogabbroid. Chimismul acestora a fost paralelizat cu cel al doleritelor din provincia Sevilla și al bazaltelor din Hawai. S-a demonstrat că diferen- țierea de la gabbrouri la dolerite a avut loc în sensul îmbogățirii în FeO, iar a rocilor metaeruptive acide în sensul îmbogățirii în alcalii. Rocile metaeruptive bazice și acide aparțin aceleiași provincii magmatice calco- alcaline și sînt produse ale magmatismului inițial al geosinclinalului paleozoic care s-au metamorfozat probabil în două faze ale ciclului varisc (M a i e r , 1971). Metamorfismul regional este de tip barrovian (asociația biotit- -stilpnomelan nu este în echilibru) și s-a produs în intervalul de tem- peratură 400°—470°C. Șisturile muscovitice-cloritice cu porfiroblaste de albit s-au format pe seama unor roci de tipul graywackelor, sodiul necesar cristalizării albitului provenind din aceste roci sedimentare. Recristalizarea albitului s-a mai produs în vecinătatea gnaiselor granitoide, precum și în zona de contact a banatitelor. Porfiroblastele de albit au cristalizat în mai multe momente aparținînd la cel puțin două faze cinematice principale însoțite de metamorfism regional (fazele caledoniană și variscă). Institutul Geological României XIGRZ 21 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMÂNESC AL DUNĂRII 25 în funcție de stilul de cutare, Maier distinge în cristalinul Locvei trei zone : Zona nord-vestică în care se dezvoltă complexele E4 și Es caracteri- zate prin : cute simetrice la partea superioară și care devin asimetrice, cu vergența sud-estică spre partea inferioară. Zona mediană coincide aproximativ cu aria de răspîndire a orizon- tului superior al complexului E3. Cutele sînt isoclinale, culcate sau chiar ră sturnate. Zona estică reprezintă aria de dezvoltare a orizontului inferior al complexului E3 și al complexelor inferioare E2 și Eu zonă delimitată de o fractură importantă cu direcția NS. Cutele sînt izoclinale culcate, cu excepția orizontului inferior al complexului E3, în care apar cute largi simetrice. Elementele lineare formează două sisteme cu direcții: N 40°—50° E șiN60° —75° E, reflectînd existența a două sisteme de cutare sinmetamor- fice suprapuse, determinate probabil de orogenezele caledoniană și variscă. O fază de deformare alpină, legată de punerea în loc a banatitelor, a determinat formarea de suprafețe S3 pe care au recristalizat minerale micacee (a treia fază de metamorfism evidențiată în cristalinul Locvei). Studiile petrotectonice de orientare a cuarțului arată o zonalitate microstructurală, confirmînd succesiunea stratigrafică. Au fost evidențiate trei sisteme de fracturi regionale cu direcția NS, NE, NW. Primul (sistemul Oravița), cu tendință de încălecare de la vest spre est, afectează celelalte două sisteme. Unitatea de Locva după părerea noastră se continuă pe teritoriul • jugoslav în zona structurală Morava, iar cristalinul din Locva corespunde în mare parte, formațiunilor slab metamorfozate atribuite de A n d e 1 - k o v i c, Gr u b i c, S i k o ș e k (1967) complexului ripheo-cambrian al acestei zone. înainte de 1970 cristalinul Locvei fusese atribuit cavîrstă intervalului corespunzător ciclului baicalian (Giușcă et al., 1969). II. CRISTALINUL DOMENIULUI DANUBIAN De la Ogradena pînă în apropiere de Liubcova, Dunărea străbate o mare parte din formațiunile cristalinului danubian reprezentate prin șisturi cristaline, granițe, gabbrouri și ultrabazite. în Banatul de sud, cristalinul danubian (autohton) se dezvoltă în regiunea cuprinsă între „grabenul” Cerna-Cazane la est și linia Rudăria la vest, reprezentând aici fundamentul unităților de Retezat-Ogradena și Almaj (pl. I). Pe teritoriul Iugoslaviei această importantă zonă autohtonă cores- punde cu zona Stara Planina-Porec, iar aliniamentul Cerna-Cazane se continuă probabil la sud de Dunăre în dislocația Mirod-Stara Pianina. în cadrul unității de Almaj, cristalinul a fost antrenat într-o serie de solzi care în succesiunea lor de la est spre vest sînt: solzul de Poiana Mraconia, solzul de lelova și solzul de Toronița. Institutul Geological României 26 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 22 A) Cristalinul din unitatea Retezat—Ogradena Șisturile cristaline ale acestei unități se dezvoltă între masivul granitic de Ogradena la est și epigabbrourile de Plavișevița la vest. în extremitatea sudică ajunității de Retezat-Ogradena cristalinul este constituit în partea de est din șisturile cristaline ale seriilor de Neamțu, Corbu și Vodna, străbătute de granițe (Codarcea, 1937, 1940),iar în partea de vest din gabbrouri, metagabbrouri și serpentinite. între Ogradena și Dubova, formațiunile cristaline ale acestei unități sînt în mare parte mascate de depozitele neogene ale bazinului Bahnei și Dubovei precum și de depozitele mezozoice de la Cazane. 1. Seria de Neamțu Reprezintă un complex constituit predominant din gnaise cu bi- otit (metapsamite) asociate cu amfibolite și rare intercalații de mica- șisturi cuarțitice. Printre rocile amfibolice au fost deosebite: gnaise amfibolice rubanate și metadiorite. Materialul premetamorfic era repre- zentat predominant printr-o succesiune de gresii feldspatice și gresii cu- arțitice (B e r c i a , Bercia, 1956) 12 cu rare nivele de roci magma- togene bazice. D e s s i 1 a-C oda r cea și Codarcea (1968) propun pentru echivalentele metamorfozate ale rocilor detritogene denumirea de „gnaise graywackice”. Autorii consideră că această formație terigenă s-a format prin „erodarea unui fundament foarte vechi constituit din granitoide plagioclazice, care apar la zi în zona de lelova”. Șisturile cristaline ale seriei sînt străbătute de granițe, granodiorite, sienite cu nefelin și eancrinit, porfire sienitice și lamprofire. în vecinătatea granitului de Ogradena, ele au fost puternic afectate de procese de migma- tizare fiind transformate în agmatite, flebite și uneori în migmatite omo- gene. Metasomatoza alcalină potasică a jucat un rol deosebit în aceste procese. Studiul rocilor neafectate de migmatizare și retromorfism indică metamorfismul regional în condițiile faciesului amfibolitelor cu almandin, subfaciesul staurolit-almandin. 2. Seria de Vodna La limita cu granitul de Ogradena și formînd în parte acoperișul acestuia, se individualizează o bandă de filite cunoscute sub denumirea de „filitele de Vodna” (Codarcea, 1937,1940) reprezentate în principal prin șisturi sericito-cloritoase cu albit, șisturi cloritoase cu rare lentile de calcare cristaline și serpentinite. în aureola granitului, aceste roci au fost supuse la modificări mineralogice considerabile, determinate de creșterea temperaturii și de acțiunea soluțiilor, fiind transformate în micașisturi, șisturi amfibolice și skarne. 12 I. Bercia, E 1 v i r a Bercia. Raport asupra părții de SE a cristalinului autoh- ton (Banatul de S). 1956. Arh. Inst. Geol. București. Institutul Geologic al României 23 FORMAȚIUNILE 'CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 27 Filitele de Vodna au fost metamorfozate regional în condițiile facie- sului de șisturi verzi, subfaciesul cuarț-albit-muscovit-clorit (W i n k 1 e r , 1967).Metamorfismul magmatic suprapus a avut loc în condițiile faciesului amfibolitelor. D e s s i 1 a-C oda r cea și Coda r cea (1968) descri u sub denu- mirea de „Seria de Vodna” o succesiune care cuprinde, în afară de rocile cunoscute anterior în aria zonei de Vodna și alte ocurențe în aria zonei de Neamțu, ca de exemplu la limita vechilor zone de Neamțu și Corbu. Pentru prima oară autorii prezintă o succesiune stratigrafică a seriei deosebind două subserii: a) Subseria șisturilor amfibolice constituite dintr-o alternanță ritmică de șisturi amfibolice cu roci cuarțo-feldspatice cu rare intercalați! de șisturi micacee cu granați mici și un orizont șistos-calcaros cu intercalați! de șisturi epidotice și cloritice. b) Subseria metagraywackelor, constituită predominant din meta- graywacke cu rare nivele de șisturi amfibolice și gnaise graywackice remaniate din fundament, metamorfozate în faciesul șisturilor verzi. Reconsiderarea răspîndirii acestor formațiuni impune evident și o modificare corespunzătoare a reprezentării cartografice. Pe de altă parte este necesară determinarea în „subseria inferioară” a zonelor în care faciesul metamorfic este influențat de metamorfismul magmatic. 3. Seria de Corbu Se dezvoltă imediat la vest între zona de Neamțu și epigabbrourile de Plavișevița. Șisturile cristaline ale acestei zone se dispun peste gnaisele de Neamțu. Ele reprezintă o suită de natură vulcanogen-sedimentară constituită în cea mai mare parte din metatufuri și metatufite bazice și acide cu intercalați! de roci terigene (de natură detritică) și rare lentile de roci carbonatice. Metavulcanitele bazice (inițialite) sînt șisturi verzi cu parageneza : albit 4- epidot + dorit 4- calcit ± actinolit + [cuarț] 4- (sfen) iar rocile terigene sînt reprezentate prin șisturi sericitice-cloritice cu grafit, șisturi sericitice și rare șisturi grafitoase (B er cia, B e r c i a, 1956) 13. în succesiunea seriei de Corbu, pe valea Mraconia, D e s s i 1 a- C o d ar ce a și Coda r cea (1968) au recunoscut existența (în limitele vechii zone de Corbu) a trei „orizonturi” stratigrafice, orizontul perido- titelor, orizontul gabbrourilor și orizontul rocilor verzi (rocile graywackice fiind atașate seriei de Vodna). Elemente structurale ale seriilor cristaline La vest de anticlinalul major în zona axială a căruia s-a intrus granitul de Ogradena, șisturile cristaline din această unitate ocupă în 13 Op. cit. pct. 12. Institutul Geological României 28 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 24 ansamblu flancul unei structuri plicative majore cu înclinări spre WNW pe care se grefează o serie de sinclinale și anticlinale orientate NNE-SSW. în succesiunea de la E la W se distinge : sinclinalul culcat cu ver- gență vestică cu filite de Vodna în ax; sinclinalul al cărui ax trece pe la vest de Cracul Zbeg, valea Carașovățului și care spre Dubova se curbează spre SSE; anticlinalul Streniacul Mic-Coziliște în zona axială a căruia apar intruziunile de granodiorite, hornblendite și sienite nefelinice (anti- clinal cu planul axial vertical, relativ simetric, cu înclinări ale flancurilor de 50°—60°); sinclinalul Og. Porumbilor—P. Bulvanului cu gnaise psa- mitice în ax; anticlinalul al cărui ax traversează oblic, la unghi mic, limita dintre seriile de Neamțu și Corbu. în seria de Corbu structura se continuă monoclinală spre vest cu căderi de 60°—70°. în vecinătatea granitului de Cherbelezu filitele se curbează de la direcția NS pînă la direcția NE; șistozitatea de stratifi- cație ajunge verticală sau chiar răsturnată. Limita de vest a formațiunilor’ seriei de Corbu cu metagabbrourile de Plavișevița este marcată de o puternică dislocație care a produs laminarea și transformările postmag- matice ale rocilor gabbroide. Considerații cu privire la vîrsla și evoluția geologică a seriilor cristaline D e s s i 1 a-C oda r cea și Codarcea (1968), susțin că cele trei serii cristaline din unitatea de Retezat-Ogradena descrise mai sus, reprezintă produsele unor cicluri suprapuse de sedimentare, magmatism și metamorfism, cel mai vechi corespunzînd seriei de Neamțu iar cel mai nou seriei de Corbu. Seria superioară (de Corbu) este atribuită Cambria- nului, pe baza prezenței Archeociatidelor în marmorele de la partea superioară a complexului superior metamorfozat din sinclinalul Crnajka (Jugoslavia), complex ce se găsește în prelungirea seriei de Corbu. Se subliniază că seria de Corbu prezintă un caracter evident ofiolitic și cu- prinde produse ale magmatismului inițial caledonian. într-adevăr în Jugoslavia, în zona Stara-Planina-Porec, imediat la sud de Dunăre (regiunea Porec), se dezvoltă formațiunea diabaz-fili- toidă atribuită ca vîrstă Ripheo-Cambrianului (Andelkovic et al., 1967). Această formațiune vulcanogen-sedimentară prezintă o succesiune stratigrafică foarte asemănătoare cu cea a seriei de Corbu. în partea supe- rioară a formațiunii diabaz filitoide, pe teritoriul Jugoslav, calcarele conțin stromatolite și archeociatide (Ajaciciathus gr. anaborensis) carac- teristice pentru Cambrianul inferior. în Jugoslavia nu a fost posibilă separarea Ripheanului de Cambrian, dar s-a reușit delimitarea Ripheo-Cambrianului de Preriphean și de Ordo- vician. Pe teritoriul românesc a fost admisă însă o discordanță între seria de Corbu și seriile subjacente |(P a v e 1 e s c u, 1959 ; D e s s i 1 a-C o - darcea, Codarcea, 1963). G i u ș c ă et al. (1969) au atribuit seriile de Corbu și Vodna ciclu- lui baicalian, presupunînd că formațiunile mai intens metamorfozate ale domeniului danubian (complexul amfibolitic al seriei de Drăgșan, res- pectiv seria de Neamțu, seria de Lainici-Păiuș) s-au format în Prebai- jA Institutul Geological României 16 R/ 25 FORMAȚIUNILE 'CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 29 calian. O dovadă că seriile cristaline menționate ale domeniului danubian din Banat, sînt mai vechi decît Devonianul, a fost adusă odată cu preci- zarea vîrstei devoniene a formațiunilor transgresive, slab metamorfozate de la Drencova (Năstăseanu, Bițoianu, 1970). Descoperirea unei formațiuni fosilifere (seria de Valea Izvorului), atribuită Ordovician- Silurianului, transgresivă peste complexul clorito-sericitos al seriei de Drăgșan (S t ă n o i u, 1971), coboară limita superioară a acestui complex și deci a seriei de Corbu, sub Ordovicianul superior. în acest mod se tinde spre confirmarea și indirect a vîrstei cambriene a seriei de Corbu și a echivalentelor ei. Examinînd compoziția litologică, relațiile spațiale și gradul de metamorfism, observăm că între rocile din zona de Corbu și Vodna, pe de o parte și cele din zona de Neamțu, pe de altă parte, există deosebiri fundamentale. Acestea au făcut obiectul unor considerații preliminarii ale autorilor14 rezumate în continuare. Astfel în zona de Neamțu, rocile terigene sînt predominant meta- psamitice; metamorfismul regional s-a produs în condițiile faciesului amfi- bolitelor cu almandin, în domeniul de grad scăzut al acestuia, în timp ce în filitele de Corbu și Vodna materialul terigen este predominant pelitic, iar faciesul metamorfic regional este cel al șisturilor verzi (subfaciesul cuarț-albit-muscovit-clorit). Un element comun îl constituie prezența (atît în gnaise cît și în filite) a rocilor magmatogene bazice (inițialite metamorfozate). în privința relațiilor spațiale se observă că filitele de Corbu se dispun geometric peste gnaisele zonei de Neamțu. La prima vedere s-ar părea că gnaisele trec spre partea superioară la filite. în realitate ne găsim în pre- zența unei false concordanțe evidențiată de hiatusul de metamorfism, dintre gnaise și filite (de la subfaciesul staurolit-almandin al faciesului amfibolitelor în gnaise, se trece brusc la subfaciesul cuarț-albit-muscovit- clorit ce caracterizează condițiile de grad scăzut ale faciesului de șisturi verzi în filite) și de suprapunerea formațiunii cu inițialite a seriei de Corbu direct peste formațiunea cu roci graywackice și inițialite a seriei de Neam- țu. Suprapunerea geometrică a două formațiuni aspidice cu produse a două faze de magmatism inițial, corelată cu hiatusul metamorfic observat, sînt argumente puternice în favoarea apartenenței celor două serii la cicluri diferite geotectonice și de metamorfism. Rezultă în același timp că între metamorfismul gnaiselor de Neamțu și sedimentarea rocilor ulterior metamorfozate în filite, s-a interpus o lungă perioadă de eroziune care a permis îndepărtarea unei grosimi importante de roci din partea supe- rioară a gnaiselor. în această ipoteză seria de Neamțu aparține ciclului Prebaicalian (Preriphean) iar seria de Corbu și filitele de Vodna ciclului Baicalian (Ripheo-Cambrianul geologilor jugoslavi). într-o lucrare recentă Năstăseanu (1973) consideră că seria de Corbu se poate paraleliza cu unele formațiuni flișoide cambriene, 14 I. Bercia, Elvira Bercia, FI. Marinescu, J o s e f in a Stane u. Monografia Porțile de Fier pentru formațiuni cristalofiliene, granițe și formațiuni neogene. 1970. Arh. Inst. Geol. București. Institutul Geological României 30 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 26 datate palinologic, transgresive pe complexul clorito-sericitos al seriei de Drăgșan. în această situație seria de Corbu nu și-ar mai găsi un echi- valent în complexul clorito-sericitos al seriei de Drăgșan. Consecințele acestui punct de vedere pentru stratigrafia metamorfitelor domeniului danubian din Banat, pot fi cu greu acceptate. Aceste consecințe ar fi următoarele : — Deoarece nu există dubii că seria de Neamțu reprezintă complexul amfibolitic al „seriei de Drăgșan”, ar rezulta că în cristalinul danubian din sud-estul Banatului lipsesc complet formațiunile unui întreg ciclu reprezentat prin complexul clorito-sericitos al seriei de Drăgșan. — Peste seria de Neamțu s-ar dispune o formațiune cambriană, aspidică, cu inițialite, așa cum este seria de Corbu, care diferă din punct de vedere al compoziției și succesiunii lito-stratigrafice de formațiunile tulișoide, dar se aseamănă în schimb din acest punct de vedere cu comple- xul clorito-sericitos. Pînă la rezolvarea acestor contradicții, vom considera în continuare echivalarea seriei de Corbu cu complexul clorito-sericitos al „seriei de Drăgșan” (Pavelescu) respectiv cu „seria elastică” (M a n o 1 e s c u). 4. Metagabbrourile de Plavișevița Metagabbrourile formează o bandă relativ îngustă (400m—3km) care se urmărește de la Ciucaru Mare pînă la Dunăre, între seria de Corbu la est și serpentinitele de Tișovița la vest. în malul Dunării metagabbrourile se dezvoltă pe o distanță de 3km între Plavișevița și Liubotina. Ele au fost descrise de Codarcea (1940) sub denumirea de „epigabbrourile de Plavișevița”. Petrografic aceste roci reprezintă un complex cu o mare varietate de subtipuri de la gabbrouri saussuritizate și uralitizate și flassergabbrouri pînă la varie- tăți șistoase complet transformate și recristalizate, în condițiile faciesului de șisturi verzi. Printre acestea din urmă se disting următoarele parage- neze mai importante: albit+epidot+clorit + uralit + cuarț (în diferite proporții); clorit+tremoht+carbonat; clorit + calcit + talc [actinolit + staurolit]. La limita cu serpentinitele se întîlnesc uneori cuiburi de actinolitite. Șistozitatea cu direcția NS, paralelă cu direcția structurală majoră, înclină în general spre vest. Metagabbrourile stau geometric peste fiiitele de Corbu și sub serpentinite. Toată zona este intens afectată de metamor- fism dinamic, care a produs brecifierea, laminarea și uneori chiar filoniti- zarea rocilor, mărturie a acțiunii puternice a stressului de forfecare, pe aliniamentul metagabbrourilor. în toate cazurile mișcarea apare ca post- cristalină. 5. Serpentinitele de Tișovița Masivul de ultrabazite serpentinizate de la Tișovița se dezvoltă între metagabbrourile de Plavișevița la E, gabbroul de Iuți la W și cris- talinul de Poiana Mraconia la N și W. Ultima formațiune încalecă ser- < IGR, Institutul Geological României 21 FORMAȚIUNILE iORISTALINIE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 31 pentinitele de la W spre E de-a lungul liniei tectonice Mraconia. La limita cu gabbrourile se remarcă prezența unor corpuri mici de piroxenite (dial- lagite) uneori pegmatoide. Masivul are forma de Y cu punctele extreme în vîrful Ciucarul Mare, Baia Nouă și Tișovița. Ultrabazitele din această regiune au fost menționate pentru prima oară de F o e 11 e r 1 e (1869), apoi de T i e t z e (1872) și S ehaf ar zi k (1894), care consideră serpentinitele ca formate pe seama gabbrourilor într-o fază post-carboniferă. Strec- keisen (1931) le atribuie vîrsta ante-permiană. Savul (1927, 1932) citează prezența în serpentinite a metaxitului și garnieritului. C o d a r - cea și K râu t n e r (1935) demonstrează formarea cromitelor din ser- pentinite prin procese de diferențiere magmatică. P e t r u 1 i a n (1935) întreprinde un prim studiu calcografic al cromitelor, magnetitului și sulfu- rilor din serpentinite. Co dar cea (1937) caracterizează petrografic principalele tipuri de serpentinite, descrie procesele de metasomatoză din rocile listvenitice de la Baia Nouă și atribuie serpentinitelor vîrsta ante- permiană. Un studiu monografic al masivului de serpentinite a fost ela- borat de B e r c i a și B e r c i a (1962). Studii speciale cu privire la mine- ralizațiile de asbest crizotil au fost întreprinse de Krăutner (1962), T r i f u 1 e s c u și Mureșan (1962), iar studii de mineralogie privind clasificarea mineralelor serpentinice și comportarea spinelilor cromiferi în procesul de serpentinizare de Krăutner (1959, 1962 b). Listvenitele de la Baia Nouă-Eibenthal au fost studiate de Udubașa (1970). în scopul investigării nivelelor profunde ale masivului și punerii în evidență a unor eventuale concentrații de substanțe minerale utile spe- cifice ultrabazitelor, începînd din 1969 s-a inițiat un program complex de lucrări geologice. a) Scurtă caracterizare petrografică. Masivul de serpentinite de la Tișovița este constituit predominant din serpentinite la care se asociază separațiuni de piroxenite, troctolite, plagioclazite, gabbrouri și filoane de granodiorite, tonalite, lamprofire și porfire. Serpentinitele s-au format pe seama unor peridotite în care pre- dominau rocile dunitice. B e r c i a și B e r c i a (1962) au deosebit urmă- toarele tipuri petrografice : dunit parțial serpentinizat, serpentinit apo- dunitic, apoharzburgitic și apowerlitic. în funcție de structură se disting în general serpentinite cu structură celulară și serpentinite cu structură lamelară. La acestea se adaugă rocile formate prin metasomatoza serpen- tinitelor la temperatură scăzută în prezența CO2 și SiO2 (roci cu paragene- za : carbonat-f-dorit+talc; talc+carbonat; talc+antigorit; listvenite), care prezintă o mare dezvoltare îndeosebi în regiunea Eibenthal-Baia Nouă. Se disting trei tipuri petrografice de listvenite: listvenite cu ser- pentin relict, listvenite cu talc și listvenite s.s. (Udubașa, 1970). Carbonații acestor roci sînt reprezentați prin magnetit și dolomit; dori- tele magneziene și cromifere sînt treptat substituite prin cuarț. Serpentinitele sînt traversate de fisuri umplute cu asbest crisotil, metaxit, garnierit și magnezit. Recent a fost pusă în evidență la Tișovița Institutul Geologic al României yiGRZ 32 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 28 prezența unor roci filoniene de tipul issitelor (Bercia și Bercia)15 asemănătoare cu cele descrise în dunitele din regiunea Issakov-Ural (Z a v a r i t z k i, 1961). Roca este constituită din hornblendă, plagio- claz (apatit, magnetit). b) Chimismul ultrabazitelor. Zone largi ale masivului de serpentinite au fost probate și au fost executate numeroase analize chimice și spectro- grafice pentru elemente ca Mg, Fe, Ni, Cr, Co. Examinînd statistic raportul molecular Mg/Fe din 51 de analize chimice (parțiale și complete), Bercia și Bercia (1962) au demons- trat diferențierea ultrabazitelor dintr-o magmă ultrabazică primară. Studiul geochimic al părții de sud a masivului (Bercia et al., 1973) 16 a evidențiat modul de distribuție de asociere și corelare a elementelor majore și minore în ultrabazitele serpentinizate. Investigarea petrochimică a rocilor listvenitice confirmă procesul de transformare autometamorfică de la dunite la serpentinite și listvenite demonstrînd în același timp, că listvenitizarea se produce printr-un proces de deshidratare și carbonatare (Udubașa, 1970). c) Evoluția ultrabazitelor. Studiile microscopice și de teren au permis reconstituirea evoluției proceselor petrogenetice deosebindu-se următoa- rele etape : formarea rocilor ultrabazice, serpentinizarea și metasomatoza serpentinitelor la temperatură scăzută. a) Formarea rocilor ultrabazice. Rocile ultra- bazice s-au format dintr-o magmă ultrabazică primară care s-a insinuat pe o linie de minimă rezistență în cristalinul danubian și s-a consolidat foarte probabil sub forma unui lopolit asimetric. în acest corp diferen- țierea s-a produs prin acumulare gravitațională. Din masa peridotitică s-au diferențiat șlire de piroxenite și anortozite (plagioclazite), iar pe fisu- rile de răcire sub influența unei presiuni ridicate de vapori s-au format dunite fanerocristaline și piroxenite pegmatoide. Ulterior, îndeosebi pe fisurile direcționale, s-au format filoane de asbest crisotil și s-au pus în loc lamprofire și porfire cuarțifere (Bercia, Bercia, 1962). După Petrulian și Buzilă-Steclaci (1954), în procesele de licuație ionii de crom și fier s-au separat primii dînd naștere spinelului de crom; o parte din cromit a fost corodat și redepus în golfurile de coroziune în jurul granulelor inițiale („cromit 1” și „cromit 2”). Fierul rămas în soluție a trecut prin oxidare în magnetit. Sulfurile (ramelsbergita, cobaltina, cubanita, pentlanditul și pirotina) s-au format tot în faza de licuație prin captarea ionilor de fier de către ionii de sulf. Prezența incluziunilor de pentlandit în magnetit este explicată prin atracție magnetică. Evoluția magmatică se continuă cu formarea și cristalizarea olivinei, în care niche- lul a putut înlocui endocriptic magneziul și fierul. “I. Bercia, Elvira Bercia. Studiu petrografic și structural al cristalinului danubian din zona Alinaj și al masivului granitic de la Ogradena. 1969. Arh. Inst. Geol. București. 10 I. Bercia, Constanța Ud r eseu, Vasilica Neacșu.S. Anastase, Magdalena loncică, Ecaterina Brăescu. Studiul geochimic al regiunii Tișo- vița-Eibenthal-Iuți. 1973. Arh. Inst. Geol. București. A Institutul Geologic al României clorit-{-granat+(rutil+zircon). — Paragnaise micacee cu disten. Parageneza: plagioclaz-(-cuarț -j-biotit —>dorit4-disten ->sericit4-(magnetit). — Paragnaise micacee cu epidot. Parageneza: plagioclaz-(-cuarț +biotit—>clorit -{-muscovit -(-epidot. Sînt rod șistoase, bogate în mică, cu granulație sub 1 mm, cu struc- tură granolepidoblastică și textură orientată, microrubanată, în care alter- nează benzi cuarțo-feldspatice cu benzi micacee. Cuarțul apare subordo- nat, sau cel mult în cantități egale cu plagioclazul. Biotitul este brun roșcat cu incluziuni de zircon cu aureole pleocroice. Uneori apare parțial transformat în penin, optic negativ. Muscovitul apare și aici format în două faze. Prima generație în lamele mici asociate eu biotit, a doua sub formă de porfiroblaste. Granatul este poichiloblastic, uneori sub formă de atol, cu centrul ocupat de biotit. Distenul apare sub formă de porfiro- blaste transformat pe margini și pe fisuri în sericit. Gnaisele cuarțo-feldspatice apar sub formă de intercalații, îndeosebi în partea mediană a succesiunii. Sînt roci leucocrate (bogate în cuarț și feldspat) cu structură granoblastică și textură orientată. în cadrul aces- tora se disting subtipuri cu următoarele parageneze : Cuarț-f-plagioclaz 4-biotit->clorit4-granat Cuarț -(-plagioclaz -(-muscovit+biotit->dorit -(-granat Cuarț -f-plagioclaz -{-muscovit -(-biotit ->dorit -j- epidot în aceste roci cuarțul apare cu axele optice la un unghi mare față de șistozitatea Sx. Plagioclazul se prezintă sub formă de xenoblaste echigra- nulare dar și sub formă de porfiroblaste cu incluziuni de cuarț și granat. Biotitul se găsește în diferite grade de cloritizare. Epidotul apare în gra- nule aliniate în planul șistozității. Granatul apare uneori cloritizat pe fisuri. Cuarțitele feldspatice formează intercalații în paragnaisele micacee. Sînt roci cu structură granoblastică constituite predominant din cuarț, la care se adaugă plagioclaz și rare lamele de mică. Parageneza obișnuită este: cuarț+plagioclaz-t-muscovit-j-biotit—> dorit. Rocile amfibolice apar de asemenea sub formă de intercalații în paragnaisele micacee, mai frecvente spre partea inferioară a succesiunii. Institutul Geological României 46 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 42 Se disting amfibolite masive, amfibolite rubanate și șisturi amfibolice. Amfibolitele masive se caracterizează prin următoarele parageneze: Hornblendă+plagioclaz+granat-|-[epidot ]+(titanomagnetit) Hornblendă -j-plagioclaz -(-biotit 4-granat Hornblendă 4-plagioclaz -(-biotit 4-cuarț(magnetit—apatit) Hornblendă-j-plagioclaz 4-epidot 4-calcit-f-(titanit) Hornblendă -(-plagioclaz 4-biotit -(-epidot 4- [microclin] 4- cuarț. Horblenda este poichilitică, uneori scheletică, o varietate verde- albastră cu pleoeroism accentuat (Ag-verde albastru; Ap-galben verzui) și c :Ng = 15°—17°. Plagioclazul (An 28 — 35) xenoblastic, este parțial saussuritizat. Biotitul, brun roșcat, este pe cale de transformare în clorit (termeni intermediari spre penin). Uneori umple fisurile în granat. Gra- natul formează porfiroblaste (maximum 2mm diametru), xenoblastice, mai rar idioblastice. în ultimul caz apare scheletic ciuruit de plagioclaz și biotit, la care se asociază uneori clinozoizit și hornblendă. Epidotul este reprezentat, în general, prin pistacit mai rar prin clinozoizit. Amfibolitele rubanate își datorează textura alternanței de benzi milimetrice bogate în hornblendă, cu benzi cuarțo-feldspatice. Epidotul este mai frecvent în benzile melanocrate. Au fost observate următoarele parageneze : Hornblendă 4-plagioclaz 4-penin 4- cuarț 4- (apatit 4- titanit) Hornblendă-(-plagioclaz 4-biotit->clorit -j-cuarț -f-epidot 4- (apatit 4- titanit 4-pirită) Hornblendă 4- plagioclaz 4- cuarț 4-epidot -(-granat 4- (zircon -|-magne- tit) Hornblendă 4-epidot 4- plagioclaz 4- cuarț Hornblendă 4- plagioclaz 4- cuarț 4- clorit -(-muscovit 4- granat Hornblenda, verde-albastră, apare în asociație intimă cu apatit și titanit. Uneori în concreșteri cu biotitul. Plagioclazul apare în general nemaclat și albitizat. Biotitul este transformat aproape integral în penin (optic negativ). Granatul include cuarț-plagioclaz-titanit și minerale opace. Șisturile amfibolice sînt roci fin granulare, cenușii-verzui, cu struc- tură nematogranoblastică. Paragenezele obișnuite sînt: Hornblendă 4-plagioclaz 4-epidot 4-titanit-j-(magnetit) Hornblendă 4-plagioclaz -)- epidot4- granat 4- cuarț 4- (titanit 4-pirită). Hornblenda se dispune cu axa cristalografică c în mai multe supra- fețe >8; se recunosc varietăți de la hornblendă comună verde pînă la horn- blendă verde-albastră. Plagioclazul variază de asemenea mult în compo- ziție de la oligoclaz acid (An 12) pînă la andezin (An 35). Plagioclazul mai bazic se întîlnește împreună cu hornblenda verde, în rocile mai puțin transformate. Șisturile cristaline ale seriei au fost invadate de material neoso- matic leucocrat, cu compoziție granitică, sub formă de filoane arteritice concordante și discordante, uneori cutate ptigmatic. cu grosimi variind de la ordinul centimetrilor pînă la ordinul metrilor. în alte cazuri se ob- servă îmbibarea difuză a rocilor preexistente. Compoziția filoanelor leuco- crate depinde de tipul petrografic al paleosomei. Astfel, filoanele cu com- Institutul Geological României 43 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 47 poziție granitică prezintă în paraghaisele micacee de obicei parageneza : cuarț-feldspat potasic-plagioclaz-muscovit-biotit, iar cînd străbat rocile amfibolice parageneza: plagioclaz-cuarț-hornblendă-calcit-biotit-clorit- muscovit-granat. Sub microscop se observă că unele filoane au luat naștere pe cale metasomatică, prin îmbibarea avansată a rocii gazdă pe anumite zone de minimă rezistență. Argumente în acest sens sînt: păstrarea, de cele mai multe ori, a șistozității pararocilor, care trece prin filoane, transfor- marea intensă a hornblendei în dorit și calcit, invazia de plagioclaz pe fisurile granatului, corodarea muscovitului de către plagioclaz și cuarț, invadarea plagioclazului mai vechi de către microclin, albitizarea plagio- clazului sericitizat. Filoanele cu compoziție aplitică prezintă și ele caractere ce trădează influența rocii gazdă. Astfel, filoanele de aplite ce străbat amfibolitele conțin rare cristale de hornblendă iar plagioclazul este mai bazic (oligo- claz acid). Compoziția obișnuită este albit-cuarț-feldspat potasic. Spre contactul cu paragnaisele se observă dezvoltarea unei melanosome con- stituită din biotit și epidot. Șisturile cristaline ale seriei sînt străbătute în partea centrală și de vest a regiunii de filoane de porfire cuarțifere și lamprofire care s-au insinuat pe plane de forfecare cu direcția NS mai frecvente în zona de dislo- cație de la limita cu sedimentarul zonei Șvinița-Svinecea. c) Petrogeneza. Paragenezele șisturilor cristaline ale seriei de Poiana Mraconia indică un material premetamorfic predominant de natură sedi- mentară- vulcanogenă reprezentat prin gresii argiloase (paragnaise micacee) cu orizonturi bogate în nivele de tufuri și tufite bazice (roci amfibolice) și orizonturi de gresii cuarțitice argiloase (paragnaise cuarțitice). Spre partea mediană a seriei se recunosc intercalații frecvente de roci formate pe seama unor gresii feldspatice de tipul arcozelor (gnaise cuarțo-feldspatice). Natura acestui material indică formațiuni caracteristice primului stadiu al evoluției unui geosinclinal în care depozite grezoase argiloase se aso- ciază cu produse ale magmatismului inițial. Metamorfismul regional de tip barrovian a avut loc în faciesul amfibolitelor cu almandin, subfaciesul disten-almandin-muscovit.Această încadrare este justificată de coexistența în rocile bazice a andezinului cu epidotul și almandinul, de prezența hornblendei comune de culoare verde și verde-albastră și de asociația oligoclazului cu almandinul, distenul și muscovitul în rocile metapelitice (T u r n e r , V e r h o o g e n , 1960 ; W inkler, 1967). Un indiciu suplimentar al gradului de metamorfism corespunzător faciesului amfibolitelor îl constituie și prezența în cadrul seriei a migmatitelor metamorfice. în fazele ulterioare metamorfismului regional progresiv, seria a fost afectată de retromorfism regional datorită mișcărilor pozitive și acțiunii soluțiilor postmetamorfice precum și dato- rită proceselor de metamorfism dinamic, în timpul orogenezelor baicaliene, hercinice și alpine. Aceste procese au determinat transformări accentuate ale paragenezelor stabile în condițiile faciesului amfibolitelor cu almandin spre parageneze stabile în condițiile faciesului de șisturi verzi. Se observă, 40^-7 Institutul Geological României \jCR/ 48 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 44 astfel, albitizarea plagioclazului, sericitizarea distenului, cloritizarea al- mandinului și biotitului, transformarea hornblendei comune de culoare verde într-o varietate de culoare verde-albastră și mai departe în dorit și calcit. Vîrsta formațiunilor premetamorfice, ca și vîrsta metamorfismului regional progresiv, este foarte probabil precambriană. în favoarea acestei vîrste se pot aduce următoarele argumente : rocile au fos t afectate de meta- morfism regional de grad ridicat, succesiunea litostratigrafică este ase- mănătoare cu cea a seriilor precambriene (prebaikaliene) mezometamorfice ale domeniului getic. Peste formațiunile în facies amfibolitic ale seriei de lelova, ce se dezvoltă în continuarea seriei de Poiana Mraconia, se dispune transgresiv (discordanță stratigrafică și de metamorfism) seria de Toro- nița, paralelizată eu seria de Corbu (Cambrian inferior). d) Elemente structurale. Direcția foliației de stratificație în seria de Poiana Mraconia se menține NS cu căderi spre W, paralel cu liniile struc- turale majore ale cristalinului danubian, pînă în bazinul superior al văii Liubotina, de unde se curbează treptat cu direcția NE și căderi spre NW, ajungînd la N de Eibenthal cu direcția EW și căderi spre N, iar la nord de vîrful Cătrămăț, cu direcția NNW și căderi spre N. Această curbură a foliațiilor este paralelă cu curbura liniei de încălecare a cristalinului peste serpentinite. Se poate afirma cu certitudine că vîrsta încălecării (linia Mraconia) este ante-carbonifer superioară, deoarece formațiunile Carboniferului superior și Permianului din zona Șvinița-Svinecea se dispun transgresiv atît peste cristalinul de Poiana Mraconia, cit și peste gabbrouri și serpentinite, acoperind linia de încălecare. Este foarte pro- babil ca această fractură profundă, veche și foarte importantă, să fi con- stituit calea de acces a magmei din care s-au format ultrabazitele și gab- brourile puse în loc probabil în timpul fazei bretone a orogenezei hercinice (B e r c i a , 1962). Este posibil ca în faza sudetă (Carboniferul mediu), linia Mraconia să fi căpătat caracter de încălecare favorizînd antigoriti- zarea serpentinitelor din vecinătatea acestei linii precum și retromorfis- mul regional și dinamic al șisturilor cristaline de Mraconia, în care se întîlnesc linii tectonice interne însoțite de produse ale metamorfismului dinamic. O observație interesantă este că la limita dintre cristalin și depozi- tele sedimentare ale Paleozoieului superior, șisturile cristaline prezintă cute strînse de forfecare și o diaftoreză avansată. Aceasta reflectă exis- tența unor importante mișcări postpermiene (alpine) care se pare că au dislocat în parte cuvertura sedimentară a zonei Șvinița-Svinecea de pe fundamentul cristalin. 2. Seria de lelova La vest de aria de dezvoltare a seriei de Poiana Mraconia și con- stituind în parte fundamentul zonei sedimentare Șvinița-Svinecea, se dezvoltă seria de lelova. Limita vestică a acesteia este marcată de o Institutul Geologic al României 45 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMÂNESC AL DUNĂRII 49 importantă linie tectonică, linia Rudăria, care separă, în această regiune a Banatului, formațiunile domeniului getic de cele ale domeniului danu- bian. în vecinătatea acestei dislocații, pe o lărgime de 2—4 km, rocile seriei au suferit un metamorfism dinamic avansat, confirmat de existența rocilor laminate și retromorfozate (,,zonadelelova retromorfozată”, Co- d ar ce a, 1937—1940). în malul Dunării formațiunile de lelova aflo- rează începînd de la sud de Cozla pînă la Berzasca. La Drencova ele su- portă transgresiv depozite de vîrsta devoniană (Năstăseanu, B i - țoianu, 1970) formațiuni atribuite anterior Carboniferului inferior (Răii ea nu, Rusu, 1962). Pe baza descrierilor existente, rezultă o mare asemănare, în ceea ce privește constituția litologică a formațiunilor seriei de lelova str.s. cu cele ale seriei de Poiana Mraconia. în succesiunea seriei de lelova predo- mină însă rocile amfibolice (amfibolite, gnaise amfibolice) asociate cu gnaise biotitice±granat, gnaise biotitice cu muscovit, migmatite cu paleo- somă de gnaise micacee și amfibolite, lentile de pegmatite, la care se adaugă lentile de serpentinite (pe aliniamentul Rudăria Mare-Urda Mare). Mate- rialul premetamorfic era reprezentat printr-o stivă de depozite vulcano- gen sedimentare în care alternau depozite terigene (gresii argiloase) cu nivele de roci magmatogene bazice (tufuri, tufite bazice asociate cu corpuri de ultrabazite și metagabbrouri) produse ale magmatismului inițial. Unele metabazite din această serie au fost caracterizate petrochimic de Z la- t a r o v a -Ț o p et al. (1971), confirmîndu-se caracterul gabbroid al mate- rialului premetamorfic. Autorii menționați au precizat că gabbrourile inițiale reprezintă produse ale diferențierii calcoalcaline ale unei magme bazice și că metamorfismul regional al rocilor gabbroide a fost practic izochimic. Formațiunile seriei de lelova au fost afectate de metamorfism regional în condițiile faciesului amfibolitelor cu almandin. Datorită supra- punerii fenomenului de migmatizate și de retromorfism regional și dina- mic, determinarea subfaciesului metamorfic este dificilă. Totuși asocierea plagioclazului cu almandinul, biotitul și muscovitul în rocile metapelitice, a hornblendei comune verde-albastră cu andezinul și epidotul în meta- bazite și prezența antofilitului în serpentinite, indică un metamorfism regional de tip barrovian, în domeniul de grad scăzut și intermediar al faciesului amfibolitelor cu almandin (subfaciesul staurolit-almandin și probabil disten-almandin-muscovit) (Bercia, 1968). Retromorfismul dinamic, pe rama de vest, a determinat transformări mineralogice spre condițiile faciesului de șisturi verzi. în afară de retromorfismul alpin, în această serie a fost descris un retromorfism regional hercinic sincron cu metamorfismul progresiv al formațiunilor paleozoice de la Drencova (Zlatarova-Țop et al., 1971). Formațiunile premetamorfice și metamorfismul regional al seriei de lelova aparțin probabil ciclului Prebaicalian ca și formațiunile seriei de Poiana Mraconia, spre care trec și cu care prezintă unele asemănări în ceea ce privește litologia și faciesul metamorfic. 4 —C. 470 'A Institutul Geological României igrV 50 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 46 în cadnil zonei de lelova Dessila — Codarcea (1968) 38 distinge în partea de vest (sectorul retromorfozat) o succesiune reprezentată printr-un orizont amfibolitic și un orizont de gnaise graywackice pe care le atribuie seriei de Neamțu. în partea centrală și de est a zonei de lelova, D e s s i 1 a—C o d a r c e a recunoaște trei serii prebaicaliene (conside- rate mai noi ca seria de Neamțu) separate prin discordanțe stratigrafice și metamorfozate într-o singură fază: seria de Ravensca (formațiuni teri- gene și vulcanogene acide ce marchează un sfîrșit de ciclu), seria de Ber- zasca (roci vulcanogene acide și bazice asociate cu metagraywacke carac- teristice unui început de ciclu) și seria de Dragosela (formațiuni terigene metapsamitice și metapelitice). Tot în cadrul zonei de lelova mai sînt descri- se și depozitele de pe valea Căunița paralelizate de D e s s i 1 a—0 o d a r - cea cu seria cambriană de Corbu. Toate aceste entități stratigrafice nu au fost separate și reprezentate cartografic. Faptul că Devonianul de la Drencova, foarte slab metamorfozat, stă transgresiv peste rocile zonei de lelova, intens retromorfozate regional, permite să se afirme că atît metamorfismul regional principal eît și retro- morfismul regional al seriei de lelova sînt ante-devoniene. Seria de lelova a suferit adaptări mineralogice și structurale de metamorfism regresiv probabil în trei faze : retromorfism regional baicalian, sincron cu meta- morfismul seriei de Corbu și Toronița, retromorfism regional hercinic, sincron cu metamorfismul progresiv al depozitelor paleozoice de la Dren- cova și retromorfism dinamic alpin. 3. Seria de Toronița între Berzasca și Liubcova fundamentul cristalin al depozitelor neogene din partea estică a bazinului Sichevița este reprezentat prin șisturi epimetamorfice aparținînd „zonei de Toronița” (Codarcea, 1937, 1940). Aceasta cuprinde o asociație de roci metapelitice (filite seri- cito-cloritoase), metapsamite (cuarțite) și roci magmatogene bazice (șis- turi verzi tufogene bazice, metagabbrouri și amfibolite) metamorfozate regional în condițiile faciesului de șisturi verzi. Vecinătatea imediată a dislocației Rudăria se reflectă în metamorfismul dinamic, avansat, al rocilor (laminare, brecifiere). Constituția litologică este asemănătoare cu cea a seriei de Miniș. Seria de Toronița este, evident, mai nouă decît seria de lelova și probabil de vîrsta seriilor ripheo-cambriene de Corbu și de Miniș. Această serie a fost paralelizată de Dessila — Codarcea cu seria de Vodna. Concluzii Formațiunile cristaline din sectorul românesc al Dunării se reparti- zează domeniului getic și danubian. în ambele domenii se cunosc formațiuni cristaline care la partea inferioară cuprind serii mai intens metamorfozate 33 Marcela Dessila-Codarcea. Studiul formațiunilor metamorfice și mag- matice dintre Iuți și Moldova Veche. 1968. Arh. Inst. Geol. București. Institutul Geological României 41 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 51 ce suportă serii în general slab metamorfozate. Astfel șisturile cristaline cele mai vechi sînt reprezentate în domeniul getic prin seria de Sebeș-Lotru (în peticele de acoperire Porțile de Fier și Bahna și în unitățile Semenic și Locva) iar în domeniul danubian prin seriile de Neamțu, Poiana Mraconia și lelova (în unitățile de Retezat-Ogradena și Almaj). Acestea cuprind suite de depozite terigene și vulcanogen-sedimentare bazice de vîrstă precambriană (Precambrian mediu, Preriphean) al căror metamorfism regional principal în condițiile faciesului amfibolitelor cu almandin a fost determinat de una din orogenezele prebaicaliene. Șisturile cristaline, mai slab metamorfozate, care se dispun în general discordant (discordanță stratigrafică și de metamorfism) peste fundamen- tul preriphean, sînt reprezentate în domeniul getic prin seriile de Miniș, Locva și Leșcovița, iar în domeniul danubian prin seriile de Corbu, Vodna și Toronița. în alcătuirea acestor serii participă alături de depozite teri- gene complexe groase vulcanogen—sedimentare bazice și acide și subordo- nat roci carbonatice. Vîrstă formațiunilor premetamorfice ale seriilor de Corbu, Vodna, Toronița și Miniș, cuprinde intervalul Precambrian superior-Cambrian inferior iar metamorfismul regional în faciesul de șisturi verzi a fost determinat probabil de orogeneza baikaliană care a produs și primul retromorfism al seriilor mai vechi Neamțu, Mraconia, lelova. Această vîrstă rezultă din paralelizarea cu formațiunile similare și datate care se dezvoltă în continuare pe teritoriul Iugoslaviei și Bulgariei (for- mațiunile ripheo-cambriene: metaofiolitică-filitoidă, similară cu seria de Miniș și diabaz-filitoidă identică cu seria de Corbu), cît și prin echiva- larea cu alte serii epimetamorfice din Carpați. Seria de Locva este atri- buită Silurianului( ?) iar seria de Leșcovița Devonianului mediu. Ultrabazitele serpentinizate de la Tișovița s-au pus în loc de-a lungul unei importante și vechi dislocații (formată înaintea Carboniferului superior) probabil ca o manifestare a magmatismului inițial al fazei her- cinice din Devonianul mediu. Gabbrourile de Iuți, ceva mai noi, ar putea fi considerate ca pre- orogene ale fazei bretone (Devonian-superior). Metagabbrourile de Pla- vișevița sînt legate de aceleași manifestări ale magmatismului hercinic. Metamorfismul lor este esențial dinamic și polifazic legat de o importantă zonă de dislocații ce coincide cu aliniamentul lor și care se continuă pe la est de granițele de Cherbelezu și Sfîrdinu. Cele mai noi depozite slab metamorfozate sînt reprezentate prin seria de Drencova de vîrstă devoniană sau devonian-carbonifer inferioară, metamorfozată probabil într-una din fazele principale hercinice (sudetă sau asturică). Metamorfismul progresiv al acesteia a produs cel de al doilea retromorfism al seriei de lelova. în acest sector din bazinul Dunării șisturile cristaline sînt străbătute de două masive granitice : Sichevița în domeniul getic și Ogradena în domeniul danubian. Granitul de Sichevița pătrunde în seria de Miniș ale cărei șisturi, în vecinătatea granitului, sînt puternic injectate, afectate termic și metasomatic. Vîrstă granitului de Sichevița este controversată, în România unii cercetători îl consideră prebaicalian în timp ce în Jugos- lavia se citează vîrste absolute care indică Paleozoicul superior. A Institutul Geologic al României .16 R/ 52 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 48 Granitul de Ogradena este un pluton tarde-cinematic intrus într-o boltă anticlinală formată din rocile seriei de Neamțu și Vodna pe care le metamorfozează la contact. Datele de vîrstă absolută indică pentru conso- lidarea acestui pluton vîrsta carbonifer-inferioară (probabil sfîrșitul fazei bretone). Structurile plică ti ve majore sînt cute sinmetamorfice în general drepte și asimetrice orientate NNE-SSW cu afundări axiale spre N. Astfel Fig.6. — Corelarea unităților struc- turale din Banat cu cele din Ser- bia de nord-est. Corrilation des unites structurales de Banat avec celles de la Serbie de NE. de structuri se observă în cristalinul getic din Porțile de Fier și Bahna și în cristalinul unităților Betezat-Ogradena și ALmaj. Principalele zone de dislocații rupturale ce reprezintă aliniamente importante reluate în mai multe faze de orogeneză sînt: planul de forfe- care al pînzei getice, aliniamentul de falii Cerna-Cazane, falia Mehadia- Plavișevița, încălecarea Mraconia, încălecările spre est care determină structura în solzi a unității de Almaj, linia Eudăria și aliniamentul Beșița- Moldova Nouă. Cu excepția aliniamentelor Cerna-Cazane și Budăria, orientate NE-SW, celelalte dislocații sînt orientate aproximativ NS. Unele dintre aceste linii sînt vechi, ca de exemplu încălecarea Mraconia care a funcționat înainte de Carboniferul superior, altele sînt alpine cum sînt cele din unitatea Almaj, sau cu o istorie complexă, ca de exemplu aliniamentul Cerna-Cazane și falia Budăria. în ceea ce privește legătura dintre Carpați și Balcani continuitatea acestora a fost remarcată de P e t ko vii (1930) care a subliniat apar- tenența ambelor domenii la marele arc alpin carpatic. Continuarea pînzei getice la sud de Dunăre a fost figurată și de Streckeisen (1931) pe harta ce însoțește lucrarea sa de sinteză. '.'„'A Institutul Geological României Kigr/ 49 FORMAȚIUMLE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMÂNESC AL DUNĂRII 53 O analiză aprofundată a datelor din literatura română și străină privind legătura Carpaților cu Balcanii a fost întreprinsă de Coda r cea (1964) care precizează că domeniul getic de la vest de Rudăria face parte din marele domeniu al Rodopilor și a unei mari părți din Balcanide iar domeniul danubian corespunde cu zona Stara Pianina. Linia de șariaj a pînzei getice (linia Rudăria) se continuă în linia de încălecare a unității Sredna Gora peste Stara Pianina și Prebalcani, peticele de cristalin getic din zona Cerna-Cazane prelungindu-se în fîșia de cristalin din valea Porecka. Coda r cea remarcă în același timp extinderea parautohtonului de Severin pe o arie largă în Balcani în relații structurale similare cu cele observate în regiunea Porțile de Fier. Pe baza materialelor publicate la congresele geologice Carpato- Balcanice (1961, 1967) și la congresul geologic internațional (1968) am încercat corelarea unităților tectonice și liniilor structurale din Banat, cu cele din Jugoslavia. Am obținut astfel schema de mai jos exprimată și într-o schiță structurală (fig. 6). Banat Serbia de NE 1. Unitatea de Coșuștea (cu peticul Porțile de Fier) Zona Krajina și Unitatea Parîng(cu peticul Bahnei) Aliniamentul Cerna-Cazane 2. Unitatea Retezat-Ogradena Unitatea Almaj Falia Rudăria Zona Miroc(?) Dislocația Miroc-Stara Pianina Zona Stara-Planina Porec Falia Pek-Svrlyske Pianine 3. Unitatea Semenic Falia Oravița 4. Unitatea Locva Zona Kucay-Svrlyske Pianine Zona Gornyak-Suva Pianina Falia Ridan-Krepolyin Zona Morava Primii la redacție : 12 decembrie 1973. BIBLIOGRAFIE Aleksic V., Grubic A., Kalenic M. (1967) Proterozoic and Ripheo-Cambrian, in “A Geological Survey of the east-Serbian Part of the Carpato-Balkan Arch”. Carpat. Balk. Geol. Assoc. VIII Congr. Beograd. Andelkovic M„ Grubid A., SikoSek B. (1967) Structural facial zones of the east-Serbian part of the Carpatho-Balkan Arch. In “A Geological Survey of the cast- -Serbian part of the Carpatho-Balkan Arch”. Carpat. Balk. Geol. Assoc. VIII Congr. Beograd. Balk R. (1937) Structural Behavior of Igneous Rocks. Geol. Soc. of America Mem. 5. Belousov V. V. (1962) Basic problems in geotectonics. Mc. Grota HUI. New-York. Bercia I., Bercia El vira (1962) Contribuții la studiul serpentinitelor din Banatul de sud. An. Com. Geol. XXXII, București. — (1968) în „Notă explicativă la foaia 1 : 200.000 Baia de Aramă” autori: S. Năstă- seanu., I. Bercia. Inst. Geol. București. 54 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 50 — (1968) In "Geological structure of the Southwestern Carpathians”, by Al. Codarcea, I. Bercia, C. Boldur, D. Constantinoff, O. Maier, FI. Marinescu, D. Mercus, S. Năstăseanu, București. B u r r i C. (1959) Petrochemische Berechnungsmethoden auf equivalenter Grundlage. Stuttgart. Codarcea Al. (1937a) Note sur la structure g^ologique et petrografique de la region Ogra- dena-Svinița. C.R. Inst. Geol. Roum. XXI (1932 — 1933), București. — (1937b) Considerations tectoniques generales resultants d’un nouvelle examen de la coupe de Portes de Fer (Virciorova). C.R. Inst. Geol. Rotim. XXII (1933 — 1934), București. — (1937c) Quatrifcme rfiunion annuelle de la socieU roumaine de geologie ă Turnu Severin, 1933, București. — (1940) Vues nouvelles sur la tăctonique du Banat Meridional et du Plateau de Mehe- dinți. An. Inst. Giol. Rotim. XX, București. — Krăutner T h. (1935) Note prăliminaire sur les gissements de chromite des monts d’Orșova. C.R. Inst. Geol. Rotim. XX, București. — (1964) Geologhiceskoe razvitie lujnîh Karpat. Biull. Moskov obs. ispît. Prirodt onedel geologhiceskii, 2, Moskva. — Răileanu Gr., Pavelescu L., Gherasi N., N ă s t ă s e a n u S., Bercia I., Mercus D. (1961) Aperșu sur la structure găologique des Carpates Meridionales entre le Danube et l’Olt. Guide des excursions C. Assoc. Geol. Carpat. Balk. V-âme Congr. București. — Bercia I,.Boldur C., Constantinoff D., Maier O-, Marinescu FI., Mercus D., Năstăseanu S. (1968) Geological structure of the Soutwestern Carpathians. București. Codarcea-Dessila Marcela, Codarcea Al. (1968) Considerații asupra paleo- ntologiei și paleotectonicei zonelor de șisturi cristaline din partea de SE a Banatului. Stud. cerc. geol. geof. geogr., seria Geologie, 13, 1, București. Divljan M., Divljan S. (1967) Granitoids of the Yugoslav Part of the Carpatho-Balkan Arch. In “A geological Survey of the east-Serbian part of the Carpatho-Balkan Arch”. Carpat. Balk. Geol. Assoc. VIII Congr. Beograd. D r ă g h i c e a n u M. (1885) Mehedinții. Studii geologice tehnice și agronomice cu privire particulară asupra mineralelor utile (pg. 1 — 202) cu hartă geologică. Rezumat de Pușcariu V. în „Extrase relative la bogățiile noastre miniere". But. Soc. Ing. Ind. Min. Rom. II, 1. pg. 143 — 144, 1898, București. Foetterle F. (1869) Die Gegend zwischen Tisovitza-Orșova, der Tilfa Frasinului und Toplelz in der Rumân. Banater Militărgrenze. Verh. d k.k. geol. R.A. Budapest. Giușcă D., Savu H., Bercia I., Krăutner H. (1969) Sequence of tectonomag- matic pre-alpine Cycles on tectonomagmatic pre-alpine on the territory of Romania. Acta Geol. Acad. Se. Hang. 13, Budapest. Krăutner H. (1959) Criterii de clasificare a mineralelor serpentinice cu ajutorul analizei termice diferențiale. Acad. R.P.R. Stud. cerc. geol. IV/2, București. — (1962) Asbestul crisotilic din serpentinitele Banatului de SE. Acad. R.P.R. Stud. cerc, geol. VII/3 —4, București. — (1962) Comportarea spinelilor cromiferi în procesul de serpentinizare (Banatul de sud). Acad. R.P.R. Stud. cerc. geol. VII/3 —4, București. M a i e r O. (1968) In "Geological structure of the Southwestern Carpathians” by Codarcea Al., Bercia I., Boldur C., Constantinoff D., Maier O., Marinescu FI., Mercus D., Năstă- seanu S., București. — C a u 1 e a V. (1968) O nouă metodă optică de determinare a vîrstei relative a grani- țelor aplicată unor granițe din România D.S. Com. Stat Geol. LIII/3, București. — (1969) Stilpnomelangsteine des Locva-Kristallins (Rumănien). jV. Jb. Miner. Abh. 110, 2. — (1974) Studiu geologic și petrografic al masivului cristalin Locva. Stud. tehn. econ., seria I, 5, București. Mrazec L. (1895) Feuille Vîrciorova-T. Severin. Bull. Soc. Science Phys. Buc. Roum., 1112, București. M u r go c i G. M. (1927) Asupra geologiei Porților de Fier. 1). S. Inst. Geol. X (1921 — 1922), București. ':A Institutul Geologic al României 51 FORMAȚIUNILE 'CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 55 Năstăseanu S., B i ț o i a n u C. (1970) Devonianul de la Drencova. D.S. Inst. Geol. LIV/4, București. Năstăseanu S. (1973) General Outlook on the Paleozoic of the Danubian Autochthonous. (South Carpathians). Sub tipar. Papay J. (1919) Az aldunai gabbră. Foldl. K6zl. Bând I. 1—3, Budapest. Pavelescu L. (1959) Geologia Carpaților Meridionali. Anal. Rom. Sov., seefia Șt. Geol. I—II, București. P e l k o v i 6 V. K. (1930) Esquisse de la structure de la Serbie Orientale. Glas. Ac. Roy. Serbe. Belgrade. P e t r u l i a n N. (1935) Etude calcographique de chromites du Banat. Bull. Soc. Rom. Geol. II, București. — Buzilă-Steclaci L. (1954) Contribuțiuni la studiul serpentinitelor nichelifere din R.P.R. Serpentinitele nichelifere din Banat. Acad. R.PR.. Bul. știinf. (secț. Biol.- Agron.-Geol.-Geogr.), VI/3, București. R ă i 1 e a n u Gr. (1953) Cercetări geologice în regiunea Svinița-Fața Mare. Bul. Știinf. Acad. R.P.R. V/II, București. — R u s u A. (1962) Contribuțiuni la cunoașterea Carboniferului superior în zona Dren- cova (Banat). Acad. R.S.R. Stud. cerc. geol. VII, 3—4, București. Savu H. (1965) Structura în virgație a cristalinului Munților Semenic. D.S. Com. Geol. LI/1 (1963-1964), București. — (1970) Stratigrafia și izogradele de metamorfism din provincia prebaicaliană din Munții Semenicului. An. Inst. Geol. XXXVIII, p. 223—311, București. S a v u 1 M. (1927) Le metaxite de Liubotina. Bull. de la Sess. Sci. de L’Acad. Roum. București. — (1932) Note sur la presence du nichel dans les serpentines chromiferes du Banat. Bul. Soc. Rom. Geol. I, București. Schafarzik Fr. (1892) Uber die geologischen Verhăltnisse der Umgebungen von Orșova, Jesselnitza und Ogradina. Jahresb d.k. ung. geol. A.f. 1890. p. 141 — 158, Budapest. — (1894) Die geologischen Verhăltnisse der Umgebungen von Eibenthal Ujbânya, Tiso- vitza und Svinytza. Jahresb.d.k. ung. geol. A.f. 1892, Budapest. Sitter de L. U. (1960) Structural Geology Mc.Graw Hill. New York. Stănoiu I. (1971) Notă preliminară asupra prezenței Silurianului fosilifer în Carpații Meridionali. D. S. Inst. Geol. LVII (1969 — 1970), București. Ștefănescu S a b b a (1888) Memoriu relativ la geologia județului Mehedinți. An. Bir. Geol. 3, 1882—1883, București. Streckeisen A. (1931) Sur la tectonique des Carpates Măridionales. An. Inst. Giol. Roum. XVI, București. — (1931) Cercetări geologice in Podișul Mehedinți. D.S. Inst. Geol. Rom. XVIII, București. — G i u ș c ă D. (1932) Der Nephelin Kancrinit-Sienit von Orșova (Rumanien). Bul. Soc. Rom. Geol., I, București. T er z ic M. (1967) Gabbroid rocks of Deli lovan and Zeglovak Eastern Serbia. In “A geo- logical Survey of the easl-Serbian part of the Carpathian-Balkan Arch”. Carpat. Balk. Geol. Assoc. VII Congr. Beograd. T i e t z e E. (1872) Geologische und palăontologische Heilungen aus dem sudlichen Teii des Banater Gebirgsstocks. Jahresb. d.k.k. Geol. R. XXII, Wien. T o m p a M. (1927) Petrografische Studien im Orsovaergebirge. Fbldt. Kozl. LXII, Budapest. Trifulescu M., Mureșan M. (1962) Asbestul crisotilic din Banat și vestul Olteniei. D.S. Com. Geol. XLVII (1959-1960), București. Turner F r. J., V e r h o o g e n J. (1960) Igneous and metamorphic petrology. Mc.Gram Hill, New York. U d u b a ș a G. G. (1970) Listvenitele din Banatul de sud (regiunea Eibentlial-Baia Nouă). Stud. cerc. geol. geofiz. geogr., seria Geologie, 15, 2, 381 — 398, București. Zawarizki A. N. (1961) Roci eruptive (traducere 1. rusă IDT). București. Zlatarova-Țop Lozana, Mureșan M., Pitulea G h. (1971) Studiul unor roci gabbroice metamorfozate din seria de lelova (zona Camenița, Banatul de SW). D.S. Inst. Geol. LX/1, București. Winkler H. G. F. (1967) Petrogenesis of metamorphic rocks. New York. Institutul Geological României Institutul Geological României LES FORMATIONS CRISTALLINES DU SECTEUR ROUMAIN DU DANUBE (BANAT-CARPATES MERIDIONALES) (R6sum6) Dans le versant ronmain du Danube, les formations cristallines occupent une grande surface. Elles sont reprdsentâes par des metamorphites ă composition et dcgră de metamor- phisme tres variăs, de meme que par toute la variete de roches Eruptives, depuis les granits jusqu’ă des ultrabasites. Ces formations se rattachent au domaines getique et danubien. I. LE CRISTALLIN DU DOMAINE GfiTIQUE Les formations mătamorphiques du domaine getique sont traversies par le Danube dans le secteur roumain, se rattachant aux series de Miniș (ăpimâtamorphique) et de Sebcș- Lotru (mesomătamorphique), la derniere constituant aussi les lambeaux de recouvrement de : Cazane, Bahna et Portes de Fer. A) Le cristaliin des lainbeaux de Portes dc Fer ct de Bahna Depuis Gura Văii jusqu’ă Orșova, le versant gauche du Danube est constitue en grande pârtie de schistes cristallins m^som6tamorphiques (Precambrien moyen), se rattachant aux lambeaux de recouvrement de la nappe getique. D’en dessous du lambeau dc Portes de Fer, ă l’est de Vîrciorova, apparaisscnt les formations cretacâes inferieures du para-autochtone de Severin (Codarcea, 1937 b, c). Sur le bord oriental, le lambeau de Bahna est affecte par une dislocation majeure (faille post-charriage), qui met en contact le cristaliin gdtique du lambeau avec le sădimentaire autochtone (Bercia, dans Codarcea et al., 1968). La coupe du Danube â travers le cristaliin getique du Plateau de Mehedinți parcourt dans la seric de Sebeș-Lotru une succession assez mince. En examinant Ia succession litho- stratigraphique locale on peut distinguer deux divisions : ă la pârtie infdrieure, un complexe constitui surtout de gnciss quartzo-feldspathiques (mdtaarkoses) ă intercalations d’amphi- bolites magmatogănes basiques et de paragneiss micaces, et â la pârtie superieure — un com- plexe forme principalement de micaschistes ă intercalations de paragneiss mieaeds et tres rarement de calcaires cristallins. Sur le territoire yougoslave, le cristaliin getique du Plateau de Mehedinți continue dans le cristaliin de l’unitd de Krajina, attribud au Proterozoîque s.l. (A 1 e k s i 6 et al., 1967 ; Andelko vi 6 et al., 1967). Les mdtamorphites du lambeau de Portes de Fer sont rcprdsentes par des paragneiss et micaschistes et sporadiquement de : quartzites, gneiss quartzo-feldspathiques et amphibo- lites, auxquels s’ajoute un petit corps de serpentinites ă Gura Văii. Les schistes cristallins du lambeau de Bahna sont reprăsentăs, dans cette coupe, par les suivants types de roches : paragneiss, micaschistes feldspathiques, amphibolites et parfois calcaires ă silicates et mylonites. Les paragendses des mdtamorphites dans cette rdgion du Plateau de Mehedinți reprâ- sentent des ăquilibres du facies des amphibolites â almandin (mdtamorphisme răgional barro- Institutul Geological României 58 ■I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 54 vien), mis en fividence par la presence des associations : andfisine-hornblende dans les roches basiques, oligoclase-ahnandin dans les para-roches et diopside-calcite-trfimolite dans les roches carbonatiques siliceuses. Dans la coupe de Portes de Fer, entre Vîrciorova et Gura Văii, on peut voir â I’oeil nu la trace du plan de charriage de la nappe gfitique : les schistes cristallins du lambeau de Portes de Fer chevauchent ă Vîrciorova les dfipâts d’âge jurassique supfirieur-crfitacfi inferieur (couches de Sinaia) du para-autochtone de Severin. Dans le lambeau de Portes de Fer les schistes cristallins occupent le flanc normal d’une structure plicative majeure, avec des plis parasites, droits, dissymetriques (,,dragg folds”). En considfirant la position de l’axe cinfimatique b, on a distingufi deux secteurs hotnogenes correspondant â deux blocs. La tectonique disjonctive est reprfisentfie par le plan du charriage de cisaillement et par des failles (trois systemes tautozonaux). Dans le lambeau de Bahna la schistosite (parallfile ă la stratification) trace le contour d’une structure ondulfie, dans laquelle on peut remarquer une zone mfidiane anticlinale. De infime que dans la region de Portes de Fer, les structures plicatives, reprfisentees par des plis droits, dissymetriques, plongent vers le NE. On distingue deux principaux systemes de failles, conjugufis, orientfis NE et NW. La plupart des filfiinents disjonctifs ont ete gfinfirfis par suite d’un stress EW pendant les phases alpines et post-alpines. Les mouvements alpins ont dfiterminfi, dans le para-autochtone de Severin, l’apparition des clivages de cisallement obliques au plan axial vertical des plis dans les depots mfiso- zoîques (le plissement des formations para-autochtones, anterieur au charriage gfitique). B) Le cristalini de l’unite de Semenic Le cristallin gfitique de l’unitfi de Semenic dfiveloppfi entre Ia ligne tectonique Budăria et la zone sfidimentaire Reșița-Moldova Nouă est representfi par des formations mesomfita- inorphiques, prficainbriennes, de type Semenic (sfirie de Sebeș-Lotru), fipimfitamorphiques (serie de Miniș) et par des roches granitiques de Sichevița. Ce sont seulement les termes de la serie de Miniș et les granits de l’exttemite meridionale du massif de Sichevița qui affleurent dans la rfigion. Sur le territoire yougoslave, l’unitfi de Semenic correspond ă la zone structurale Kucay-Svrljiske et la faille Rudăria va continuer dans la dislocation Pek-Svrljiske Pianine (A n d e 1 k o v i 6 et al., 1967). Les schistes de la sfirie de Miniș prfisentent, de l’ouest vers l’est, la suivante succession : l’enveloppe migmatique du granit; un complexe dfitrito-volcanogene basique constitufi de schistes rnicacfis ± grenat â niveaux de schistes amphiboliques et de schistes â porphiro- blastes d’albite, un complexe dfitrito-volcanogfine acide forme d’une alternance de schistes quartzitiques sfiricitiques et schistes sfiricito-chloriteux feldspathiques (mfitatufs et mfita- tufites acides). Les schistes du toît du granit sont puissamment transformfis par le mfitamorphisme magmatique, dans le facies des amphibolites (injection et mfitasomatose alcaline), superposfi au mfitamorphisme regional, du facifis des schistes verts, subfacies quartz-albite-fipidote-alman- din. Le complexe dfitrito-volcanogene basique conserve les traces du polymfitamorphisme (mfitamorphisme rfigional syncinematique dans le facifis des schistes verts, suivi par le infi- tamorphsime statique dans ie facifis des amphibolites). Le complexe dfitrito-volcanogene acide laisse voir seulement les traces du mfitamor- phisme rfigional. Les limites des migmatites, aussi bien que celles entre les deux complexes dfitrito-volcanogenes mentionnfis sont marqufies par des zones d’intense cisaillement, accom- pagnfies de : cataclasites, mylonites et ultramylonites. Les roches equivalenles de la serie de Miniș en Yougoslavic se rattachent â la formation mfitaophiolitique-phyllitoîde attribufie au Riphfio-Cambrien (A n d e 1 k o v i fi et al., 1967). Le granit de Sichevița est surmonte ă l’est par la couverture de schistes migmatisfis et vers l’ouest par les calcaires mfisozoîques de la zone de Reșița. Vers le sud, le granit suit, dans le territoire yougoslave, sur l’alignement du granit de Nereșnika. Dans la coupe du Danube, les roches du massif sont reprfisentees par des granodiorites et tonalites (les der- niires plus dfiveloppfies dans les zones pfiriphfiriques). La foliation primaire est mise en fivi- dence par l’orientation prfiffirentielle de la biotite, des feldspaths et des skialithes. On a dis- tingufi statistiquement deux principaux systfimes de fissures primaires : un systfiine de direction N10° —20°E (fissure Q) et un systfiine de direction N60° —85°W (fissure S). On pourrait Institutul Geological României IGRZ 55 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 59 conclure que la liniation primaire, pas directement identifice, occupe une position WNW et presque horizontale. Les chercheurs roumains ont considere le granit de Sichevița comnie un pluton d’âge prebaikalien (S a v u, 1965). Mais, les dCterminations d’âge absolu par la măthode Rb/Sr indiqucnt potir le granit de Nereșnika un âge de 237—275 mii. ans, correspondant au Permien (D i v 1 j a n , D i v 1 j a n , 1967). C) Le cristallin de l’unite de Locva Dans rextrCmitâ SW du Banat, dans les Monts Locva, â l’ouest de la zone sCdimentaire de Reșița, un massif cristallin se dCveioppe, constitue de schistes faiblement mCtatnorphisCs, auxquels s’ajoutent des granits aplitiques et d’orthogneiss. Les premiferes descriptions pătro- graphiques detaillees de ce cristallin ont ete rCdigCes par Codarcea (1940) („la serie de Locva”). M a i e r (1968, 1969, 1971) rattache le cristallin de Locva au domaine infragetique, tout en sCparant deux series lithostratigraphiques : la sCrie de Locva et la sCrie de Leșco- vița, subdivisCes en complexes, â savoir: — la serie de Locva (Silurien) renferme des formations surtout terrigenes reprCsentCes par deux complexes : le complexe gneissique inferieur (Ej) formd de gneiss albitiques, â inter- calations de schistes muscovito-chlorito-albitiques, schistes quartzitiques et roches actinoli- tiques; le complexe des schistes â porphyroblastes d’albite (E2), representd par une association de schistes muscovito-chloritiques, chlorito-calcitiques â porphyroblastes d’albite dans lesquels, â differents niveaux, sont intercales des schistes quartzitiques â albite et quartzites et â la pârtie supărieure — des schistes tuffogenes basiques; — la sCrie de Leșcovița (DCvonien moyen) est caracterisCe par la predominance du matCriel tuffogine, magmatogene basique et acide. On distingue trois complexes, separes par des discordances. Le complexe des schistes tuffogânes-magmatogfenes basiques (E3) est constitue de gneiss phaneroblastiqucs d’alhire granitoide, roches aplitiques, metadacites et metabasites, auxquels s’associent des schistes terrigenes metapsammitiques et metapeiitiques. Le metamorphisme s’est produit dans le facies des schistes verts, le subfacies quartz-albite-muscovite-chlorite. Le complexe des schistes terrigenes (E4) renferme des formations s6dimentogenes, â dominance arânacee, avec des intercalations metapeiitiques (schistes chlorito-quartzitiques, muscovito-chloritiques, graphiteux, quartzitiques graphiteux, schistes ă actinolite). Le complexe des schistes â stilpnomelane (Es) comporte surtout des roches magmatogenes (metadoierites, metadacites, metatufs acides, phyllites ă stilpnomelane, epidotites), auxquellcs s’ajoutent des roches terrigenes. M a i e r (1971) est d’avis que la pârtie supericure de la suc- cession pourrait comprendre aussi la pârtie inferieure du Devonien superieur. Dans les roches de Locva, on peut souvent remarquer la coexistence de la stilpnomelane primaire avec l’andesine, la biotite et la hornblcnde vert-bleuâtrc (['incomplete adaptation des roches au facies metamorphique). Excepte la stilpnomelane primaire, on a decrit aussi la stilpnomelane postcineinatique. Les roches metaeruptives se rattachent â la meme province magmatique calco-alcaline, etant des produits du magmatisme inițial du geosynclinal paieozoique, metamorphises — pro- bablement durant les deux phases du cycle varisque (M a i e r, 1971). Le metamorphisme regional, de type barrovien, a eu lieu dans le diapason de 400° — 470°C. Les elements lineaires refletent l’existcnce dc deux systemcs de plissement, superposes, determines probablement par les orogeneses caiedonienne et varisque. Une phase de deforma- tion alpine, accompagne par la rccristallisation, liee â la mise en place des banatites, a mene ă la formation des surfaces S3. L’unite de Locva passe, de notre avis, sur le territoire yougoslave dans la zone struc- turale de Morava et le cristallin de Locva correspond, en grande pârtie, aux formations faiblement metamorphisees, attribuees par Andelkovic, Grubic, S i k o ș e k (1967) au complexe ripheo-cambrien de cette zene. II. LE CRISTALLIN DU DOMAINE DANUBIEN Depuis Ogradena jusqu’au voisinage de Liubcova, le Danube traverse une grande pârtie des formations du cristallin danubien, representees par des schistes cristallins, granits, gabbros et ultrabasites. Dans le Banat de S, le cristallin danubien (autochtone) se developpe dans la Institutul Geologic al României 60 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 56 rdgion d’entre le „graben” Cerna-Cazane â l’est et la ligne Rudăria â I’ouest, y representant le soubassement des unitis de Retezat-Ogradena et Almaj. Sur le territoire de la Yougos- lavie, cette importante zone autochtone correspond ă la zone de Stara Planina-Poric et l’alignement Cerna-Cazane va continuer probablement dans la dislocation Miroc-Stara Pianina. Dans le cadre de l’uniti d’Almaj, le cristallin a iti entraini dans une sirie d’icail- les, dont la succession de l’est vers I’ouest est: l’icaille de Poiana Mraconia, l’icaille de lelova et l’icaille de Toronița. A) Le cristallin de l’unite de Retezat-Ogradena Les schistes cristallins de cette uniti sont diveloppis entre le granit d’Ogradena ă l’est et les ipigabbros de Plavișevița â I’ouest. Dans l’extrimiti meridionale de l’unite, le cristallin est constitui, â l’est, par de: schistes des siries de Neamțu, Corbu et Vodna et dans la pârtie occidentale de: gabbros, mitagabbros et serpentinites. La sirie de Neamțu rcprisente un complexe constitui surtout de gneiss â biotite (mita- psammites), associis â des amphibolites magmatogenes basiques et â des micaschistes quartzi- tiques, mitamorphisis dans le subfaciis staurotide-almandin du facies des amphibolites. Les schistes cristallins sont traversis de: granits, granodiorites, syinites â niphiline et can- crinite, porphyres syinitiques et lamprophyres. Dans l’auriole du granit, les schistes on ite affectis par la migmatisation artiritique et la mitasomatose alcaline potassique. La sirie de Vodna correspond, selon notre acception, aux „phyllites de Vodna” (C o d a r- c e a , 1937, 1940), qui constituent une bande itroite ă la limite avec les granits d’Ogradena. Les roches sont reprisenties de: schistes siricito-chloriteux ă albite, schistes chloriteux, â rares lentillcs de calcaires et serpentinites, mitamorphisis dans le subfacies quartz-albite- muscovite-chlorite du faciis des schistes verts. Dans l’auriole du granit ces roches ont iti transformies en micaschistes, schistes amphiboliques et skarns. Dessila-Codarcea et Codarcea (1968) ont dicrit sous le nom de ,,Ia sirie de Vodna” une succession qui renferme, outre les roches de l’aire ci-dessus mentionnie, d’autres occurrences de l’aire des siries de Neamțu et Corbu. La sirie de Corbu est divcloppie entre „la zone de Neamțu” et les ipigabbros de Plavi- șevița. Les schistes de cette serie, qui sont disposis transgressivement sur les gneiss de Neamțu, reprisentent une suite de nature volcano-sidimentaire, constituie, pour la plu- part, de mitatufs et mitatufites basiques ct acides, â intercalations de roches terrigines et rares lentilles de roches carbonatiques. Les mitavolcanites basiques sont des initialites mitamorphisies, reprisenties par des schistes verts ă albite, ipidote, chlorite ± calcite ± acti- nolite. Les schistes cristallins de cette uniti occupent, en ensemble, le flanc d’une structure plicative majeure â pendages vers le WNW. La limite occidentale de la sirie de Corbu str.s. avec les mitagabbros est marquie par une forte dislocation. D e s s i 1 a-C odarcea et C o - d a r c e a (1968) affirment que ies trois siries cristallines ci-dicrites reprisentent les produits des cycles superposis de sidimentation, magmatisme et mitamorphisme, le plus ancien corres- pondant ă la sirie de Neamțu et le plus jeune â la sirie de Corbu. La sirie de Corbu a iti attribuie au Cambrien par comparaison avec les formations daties du synclinal Crnajka (Yougoslavie). En Yougoslavie on n’a pas pu siparer le Riphien du Cambrien, mais on a aboutit â dilimiter le Riphio-Cambrien du Pririphien, d’une part, et de l’Ordovicien de l’autre part. II faut remarquer que sur le territoire roumain on a admis une discordance entre la sirie de Corbu et les siries sous-jacentes (P a v e 1 e s c u, 1959 ; Dessila-Codarcea, Codarcea, 1968). L’âge cambrien de la sirie dc Corbu est confirmi aussi, indirectement par la dicouverte d’une formation fossilifere d’âge ordovicien-silurien (S t ă n o i u , 1971), transgressive sur le complexe siricito-chloriteux de la sirie de Drăgșan (mis en parallele avec Ia, sirie de Corbu). Nos recherches ont montre qu’entre les phyllites de Corbu et les gneiss de Neamțu il y a une fausse concordance, mise en ividence par le hiatus de mitamorphisme et par la superposition directe des initialites des deux siries. La sirie de Neamțu serait censie se rattacher au cycle Pribaîkalien (Pririphien) la sirie de Corbu et les phyllites de Vodna — — au cycle baikalien (le Riphio-Cambrien des giologues yougoslaves). Les mitagabbros de Plavișevița („les ipigabbros de Plavișevița”, Codarcea, 1940) se constituent dans une bande assez itroite (400 m—3 km) entre la sirie de Corbu, â l’est, et les serpentinites de Tișovița, ă I’ouest. Du point de vue pitrographique ces roches reprim 4 'M Institutul Geologic al României X IGRy 57 FORMAȚIUNILE CRJSTALTNE CIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 61 sentent un complexe d’une grande variate, depuis les gabbros saussuritises, ouralitises et flas- sergabbros jusqu’ă des types schisteux, entierement transformes et recristallises dans les conditions d’equilibre du facies des schistes verts. Les metagabbros se placent geometrique- ment sur les phyllites de Ia serie de Corbu et supportent les serpentinites. Toute cette zone est fort affectee par le metamorphisme dynamique. Les serpentinites de Tișovița. Le massif d’ultrabasites serpentinisees epouse une forme de Y et se developpe entre les metagabbros de Plavișevița ă l’est, le gabbro de Iuți â l’ouest et le cristaliin de Poiana Mraconia au nord et â l’ouest. II est constitui surtout de serpenti- nites, auxquelles s’associcnt des separations de pyroxenites (diallagite), troclolites, plagiocla- sites, filons de gabbros, granodiorites, tonalites, lamprophyres et porphyres. Les serpentinites se sont formees sur le compte des peridotites, parmi lesquels les roches dunitiques pre- dominaient. Elles sont traversees de fissures remplies ă asbeste chrysotile, metaxite, gar- nierite et magnesite. Outre les roches filoniennes mentionnees (gabbros, tonalites etc.), on a reecmment mis en evidence des roches du types des yssites (Bercia, Bercia, 1969), pareilles â celles connues dans les dunites d’Oural. Dans I’6volution des ultrabasites, on a distingue les suivantes etapes : la formation des roches ultrabasiques, la serpentinisation et la rnetasomatose ă temperature basse. Les etudes structurales sur la pârtie meridionale et occidentale du massif ont mis en evidence une structure primaire. litee, suggerant la forme d’un lopolyte dissymetrique. Les gabbros de Iuți se developpent â l’ouest du massif de serpentinites, entre Ies localites de Tișovița, Svinița, Eibenthal et Baia Nouă. Vers l’ouest et le sud-ouest, les gab- bros supportent les depots permo-carbonifâres de la zone de Svinița. Localement, les gabbros conservent des restes de la couverture miocene. On est d’avis que les gabbros representent probablement les produits du magmatisme pre-orogene de la phase bretonne (Bercia, Bercia, 1962). On reconnaît des gabbros pareils ă ceux de Iuți dans le massif de Deli- lovan de Ia Serbie du NE, consideres comme mis en place presque en mâme temps, au debut de l'orogdnese varisque (T e r z i c, 1967). Du point de vue de Ia composition mineralogique, on peut distinguer de : gabbros ă diallage (le type predominant) et gabbros â olivine. Fre- qucintnent apparaissent des separations â forme de „schlieren” (traîndes) de pyroxenites et plagioclasites. Le massif est traverse par des filons d’aplites, lamprophyres et porphyres quartziferes. L’etude de la position des plâns de rubans a mis en 6vidence une structure de dâme allonge, ă grands pendages sur le bord de l’est. La liniation suit une direction NW, passant ă WNE dans la pârtie septentrionale, â Eibenthal. On a distingue deux systemes principaux de fissures primaires endocinetiques, accompagnes de filons : un systdme trans- versal (Q) et un autre — directionnel (S). Le granit d’Ogradcna represente un pluton tarde- cinematique (granit potassiquc) allonge N—S, mis en place dans une voO te anticlinale dans les series de Neamțu et de Vodna. Dans les gneiss de la serie de Neamțu, les granits ont engen- dr6 de migmatites arteritiques et homogenes. Les zones peripheriques gneissiqucs renferment des enclaves de schistes disposees parallălement ă Ia foliation des granits. Ces enclaves ont ete affectees par le metamorphisme magmatique. La foliation du granit, plus accusee dans les zones peripheriques, est marquee aussi par des enclaves de schistes. Le pendage de la liniation est de 5°—15° vers le SW et parallMc ă la direction de la structure majeure. On a mis en evidence des systemes de fissures primaires Q et S et deux systemes de fissures diagonales conjuguees, de cisaillement. II s’ensuit que le granit d’Ogradcna est arrive au niveau expose ă present au jour, apres le metamorphisme regional des schistes cristallins affectes (pendant le Pal6ozoîque). Les determinations d’âge absolu (methode K/Ar et Rb/Sr) (M î n z a t u et al., T i e p a c) ont donne des valeurs maxima de 247 — 345 m.a. pour la biotite, 266 — 291 in.a. pour la musco- vite ct de 218 m.a. pour le microcline. Si l’on considere les plus grandes valeurs acquises, il en resulte un âge carbonifere. II faut mentionner que pour la plupart des granits de Serbie du NE on a obtenu des âges de 230 — 304 m.a. correspondant au Carbonifere superieur et au Permien (Divljan, Divljan, 1967). B) Le cristaliin d’Almaj Le cristaliin d’Almaj abrite des metamorphites representes par trois entites litholo- giques, decrites en tant que series: Ia serie de Poiana Mraconia, la serie de lelova et la serie de Toronița, constituant chacune l’etage structural inferieur des ecailles ă mSmc nom (Codarcea, 1940 ; C o darcea et al., 1968). Sur Ie terriroire de la Yougoslavie le cristal- Wr- Institutul Geological României \jGRy 62 I. BERCIA, ELVIRA BERCIA 58 lin de l’unite d’Almaj correspond â la pârtie occidentale de la zone structurale de Stara Planina- Porec. La sărie de Poiana Mraconia est dâveloppee au nord et ă l’ouest du massif de ser- pentinites et gabbros. La limite externe est marquee par une importante dislocation dis- jonctive (la ligne Mraconia), le long de laquelle les schistes cristallins chevauchent, de l’ouest vers l’est, le. massif de serpentinites. Dans la pârtie W, le cristallin de Mraconia supporte Ies depâts sedimentaires paieozolques et mesozoîques de la zone de Svinița-Svinecea. Les formations de cette serie sont representees par une alternance intime dc paragneiss mica- ces, gnciss amphiboliques, amphibolites, quartzites, gneiss quartzo-fcldspathiques, migma- tites, filons d’aplites, lamprophyres et porphyres quartziferes. L’ăpaisseur au jour de la succession de cette sărie est d’environ 4000 m. Le metamorphisme regional est de type bar- rovien, dans le facies des amphibolites ă almandin, le subfacies disthenc-almandin-muscovite (la coexistence dans les roches basiques de l’andesinc avec l’epidote, l’almandin et la horn- blende verte; l’association oligoclase-almandin-disthene et muscovite dans les roches meta- peiitiques ; la presence des migmatites metamorphiques caracteristiques). Sur le metamorphisme regional precambrien moyen se sont superposes des processus dc metamorphisme regional et dynamique au cours des orogenăses baîkalicnnes, hercyniennes et alpines. La foliation dc stratification suit une direction NS â pendages vers l’ouest, se courbant graduellement jusqu’ă une direction E\V ă pendages vers le N, dans la region d’Eibenthal. La ligne Mraconia est une fracture profonde qui a constitue probablement la voie d’acces des magmas ultrabasiques et gabbroides pendant la phase bretonne (Devonien supe- rieur). II est possible que durant la phase sudete (Carbonifere moyen) la ligne ctit gagne le caractere de chevauchement. En tout cas, le chevauchement est antecarbonifere superieur (le Stephanien surmonte en transgression la ligne tectonique). La serie de lelova est developpee â l’ouest de l’aire occup6e par la serie de Poiana Mraconia, constituant enseinble avec cette dernierc le soubassement cristallin (l’ctage structural inferieur) de la zone sedimentaire de Svinița-Svinecea. La limite septentrionale de la serie de lelova est marquee par une importante ligne tectonique, la ligne Rudăria, qui — dans cette region du Banat — separe Ies formations du domaine getique de celles du domaine danu- bien. Dans le voisinage de cette dislocation, sur 2 — 4 kilometres, les roches de cette serie ont ete sujettes ă un metamorphisme dynamique avance (,,la zone de lelova r6tromorphis6e”, Codarcea, 1937, 1940). A Drencova, les formations de la sărie de lelova supportent en trans- gression des depâts d’âge devonien (Năstăseanu, B i ț o i a n u , 1970). La serie de lelova a ete au debut un empilement de depâts volcano-sedimentaire, con- stituâs dc depâts terrigâncs ă niveaux de roches magmatogenes basiques et ultrabasiques (tufs et tufites basiques associes aux ultrabasites et gabbros) produits du magmatisme inițial. Les corrcspondants metamorphiques actuels sont: paragneiss micacâs, migmatites, amphibolites, tnetagabbros, metaserpentinites, etc. Le metamorphisme regional dc type barrovien a eu lieu dans le facifcs des amphibolites ă almandin. L’association oligoclase-almandin-biotite-muscovite dans les roches metapeiitiques, hornblende vert-bleuâtre-andesine-epidote en metabasites, aussi bien que la presence de I’antophyllite dans les serpentinites, indiquent le subfacies staurotide-almandin ct probablement disthene-almandin-muscovite. Les formations de cette sârie ont ete affectees par des phenomânes de retromorphisme durant trois phases : retro- morphisme baîkalicn (synchrone au metamorphisme progressif des series dc Corbu et Toronița), retromorphisme hercynicn (synchrone au metamorphisme des formations devoniennes de Dren- cova) et retromorphisme alpin. La serie de Toronița („Zone de Toronitza”, Codarcea, 1937, 1940) represente Ie soubassement cristallin des depâts neogenes de la pârtie orientale du bassin de Sichevița. Cette serie comporte une association de roches metapeiitiques (phyllites sericito-chloriteuses), metapsammites (quartzites) et roches magmatogenes basiques (schistes verts tuffogănes basi- ques, metagabbros et amphibolites) mâtamorphisees dans ia region dans le facies des schistes verts. La constitution lithologique est pareille â celle de la serie de Miniș. La seric de Toronița est, evidemment, plus jeune que celle de lelova, probablement de infime âge que les series ripheo-cambriennes de Corbu et de Miniș. A partir des materiaux prâsentes aux congres geologiques carpato-balkaniques (1961, 1967) et au XXIII-ăme congres internațional (1968), nous avons tente Ia correiation des unites tectoniques et des lignes structurales du Banat avec celles de la Yougoslavie. ./A Institutul Geologic al României X IGR> 59 FORMAȚIUNILE CRISTALINE DIN SECTORUL ROMANESC AL DUNĂRII 63 EXPLICATION DES PLANCHES Planche I Carte găologique de la zone du lac d’accumulation des Portes de Fer (secteur roumain). D’apres la carte găologique de la R.S.R. ăchelle 1 :200.000 (simplifice). Formations sădimentaires : 1, Quaternaire; 2,Năogene; 3, Măsozolque; 1, Pcrmien ; 5, Carbo- nifere. Magmatites : 6, Palăogăne; granodiorites (y8); 7, Permien : rhyoliles (p), basaltes (b); Carbonifere: 8, syănites â năphăline et cancrinite; 9, granodiorites, diorites, 10, granites; 11, mătagabbros de Plavișevița ; 12, gabbros de Iuți; 13, pyroxănite (diallagite); 11, Dăvonien supărieur (?) serpentines (dunites partiellement serpentinisăes, serpentines cellulaires, ser- pentines antigoritiques lamellaires, serpentines talciques carbonatăes, listvenites). Formations mătamorphiques: Unită de Locva : 15, Dăvonien. Sărie de Leșcovița. Schistes luf- fogenes magmatogăncs basiques. mătaaciditcs, schistes mătapălitiques et mălapsammitiques; schistes â slilpnomălane; 16. Siluricn. Sărie de Locva. Schistes muscovito-chloritiques _ cal- cilă, ă porphyroblastes d'albite, quartzites, schistes tuffogănes basiques, gneiss albitiques. Unită de Semenic: 17, Prăcambrien supărieur-Palăozoîque infărieur. Sărie de Miniș. Phyllites săricitiques-cbloritiques±graphite, schistes quartzitiques carbonatiques, sernifites, mătabasites, porphyrofdes; 18, Prăcambrien moyen. Sărie de Sebeș-Lotru. Micaschistes, paragneiss micacăs. Unite d’Almaj : 19, Dăvonien superieur. Sărie de Drencova: 20, Prăcambrien supărieur-Cam- brien infărieur( ?). Sărie de Toronița. Phyllites, quartzites, metabasites. Prăcambrien moyen. 21, Sărie de lelova. Paragneiss, amphibolites mătaserpentinites, migmatites; 22, Sărie de Poiana Mraconia. Paragneiss micacăs ± disthene, paragneiss quartzitiques, amphibolites, migmatites. Unită de Retezat-Ogradena. Prăcambrien supărieur-Cambrien inferieur: 23, Sărie de Vodna. Phyllitessăricitiques-chloritiques±albite± graphite, calcaires, serpentines (schistes amphiboli- ques, skarns); 24, Sărie de Corbu. Schistes verts tuffogănes basiques, mătaacidites, schistessărici- tiques-chloritiques±graphite, schistes graphiteux, calcaires; 25, Prăcambrien moyen. Sărie de Neamțu. Gneiss psammitiques, amphibolites, migmatites. Unită de Paring et Unită de Co- șuștea (le cristalini gătique des lambeaux de recouvrement Bahna el Portes de Fer); 26, Prăcam- brien moyen. Serie de Sebeș-Lotru. Paragneiss, micaschistes, gneiss quartzo-feldspathiques, amphibolites. migmatites. Planche II Cartodiagramme des ălăments structuraux entre Gura Văii et Virciorova. 1, foliation des para-roches; 2, foliation des migmatites; 3, foliation des calcaires; 4, axe B; 5, axe P; 6, pdle ir; 7, cercle ir ; 8, nappe gătique ; 9, nappe de Severin. Planche III Coupe â travers le cristalini gătique aux Portes de Fer entre Slătinicul Mare et la vallăe Virului. Quaternaire: dăpăts alluviaux et colluviaux; 2, nappe de Severin: Tithonique-Valanginien : couches de Sinaia. Nappe gătique: Prăcambrien moyen : sărie de Sebeș-Lotru : 3, mylonites; 4, micaschistes ; 5, paragneiss biotitiques; 6, paragneiss quartzitiques; 7, amphibolites ; 8, gneiss quartzo-feldspathiques; 9, ligne de charriage; 10, faille. Planche IV A) Esquisse găologique du versant roumain du Danube entre Orșova et Virciorova. 1, Quaternaire : alluvious (a), terrasses (b); 2, Măsozoîque. Prăcambrien moyen. Sărie de Sebeș Lotru ; 3, mylonites; 4, calcaires â silicates ; 5, gneiss quartzo-feldspathiques et amphibolites; 6, paragneiss micacăs et micaschistes; 7, schistosită de stratification ; 8, liniations; 9, axes de microplis; 10, faiiles; 11, tracă de la chaussăe; 12, tracă du chemin de fer; 13, viaduc de la chaussăe; 14, viaduc du chemin de fer; 15, tunnel. B) Esquisse găologique du versant roumain du Danube entre la vallăe Alibeg et la vallăe Gornea. 1, Quaternaire: alluvions (a), terasses (b); 2, Năogene: Sădimentaire du bassin Sichevița; 3, Măsozoîque : calcaires; 4, Granit de Sichevița. Granits, granodiorites, tonalites. Prăcambrien supărieur-Cambrien infărieur. Sărie de Miniș: 5, mylonites; 6, migmatites artăritiques; 7, schistes quartzitiques săricitiques, schistes săricitiques-chloritiques â porphyroblastes d’albite; 8, schistes micacăs±almandin, schistes quartzo-feldspathiques ă porphyroblastes d’albite; 9, schistes amphiboliques ă structure „graben”; 10, schistosită de stratification ; 11, foliation primaire des granites; 12, liniations - Institutul Geologic al României Institutul Geological României I. BERCIA, ELVIRA BERCIA. Formațiunile cristaline din sectorul românesc al Dunârii (Banat - Carpații Meridionali) PL. I Godea rwtmh — Moldova ----~---- orova Jidostita Liubcova MAGMATITE FORMAȚIUNI SEDIMENTARE PALEOGEN CUATERNAR NEOGEN PERMIAN MEZOZOIC PERMIAN CARBONIFER < CARBONIFER vin LOCVA UNITATEA DE UNITATEA DE SEMENIC DEVONIAN SERIA DE LESCOVITA SERIA MINIS SILURIAN DE LOCVA SERIA PRECAMBRIAN MEDIU DE SEBEȘ SERIA LOTRU UNITATEA DE ALMAJ UNITATEA RETEZAT-OGRADENA DRENCOVA SERIA DEVONIAN SUPERIOR DE VODNA SERIA TORONITA SERIA DE CORBU SERIA inie IELOVA SERIA DE NEAMȚU PRECAMBRIAN MEDIU POIANA SERIA MRACONIA ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII PALEOZOIC INFERIOR PRECAMBRIAN SUPERIOR DEVONIAN SUPERIOR (?) CAMBRIAN INFERIOR PRECAMBRIAN SUPERIOR CAMBRIAN INFERIOR PRECAMBRIAN SUPERIOR Gabbrouri Paragnaise,' feldspatice micasisturi, gnaise cuarțo , amfibolite, migmatite Paragnaise micacee t disten, paragnaise cuarțitice amfibolite, migmatite UNITATEA DE PARING SI UNITATEA DE COSUSTEA (PETICELE BAHNA Șl PORȚILE DE FIER) SERIA DE SEBEȘ-LțTRU 26 ZONEI LACULUI DE ACUMULARE PORȚILE DE FIER (SECTORUL ROMÂNESC) r • . I ♦ « • » » între partea mediană și cea sudică a masivului este localizat bazinul sedimentar Rusca Montană-Lunca Cernii, care împreună cu valea Cernii spre est separă o subunitate morfologică, alcătuită parțial din șisturi cristaline. Nucleul muntos al acestei regiuni este localizat în vîrful Măgura (1183 m) din care spre vest se desprinde prin șaua Titiana (fig. 3) culmea Hașdeului și culmea Mesteacănului, care se continuă pînă la extremitatea estică a masivului, la Silvaș. Spre vest din vîrful Măgura se desprinde o culme lungă care se continuă pînă în bazinul văii Rușchița, la Voislova. în partea vestică a masivului, spre Tincova, din creasta Fîntînilor se desprind mai multe culmi secundare, ale căror ramificații se pierd treptat spre bazinul Rusca Montană și valea Timișului. Rețeaua hidrografică în zona sudică a masivului este drenată de trei rîuri principale : Cerna, Streiul și Timișul. Cerna împreună cu Streiul drenează jumătatea estică a masivului. Fiecare dintre văile amintite au un bazin hidrografic dezvoltat în care sînt adunate apele văii Bordului, văii Bîlii, văii Vălarița, Negoiului și văii Hașdeului (afluenți ai văii Cernii), respectiv pe cele ale văilor Mășcașului, Fierului, Poieni, Răchitova și Boița. Institutul Geological României 78 O. MAIER et a!. 14 Partea sudică a masivului este drenată de valea Bistrei prin afluenții săi principali : valea Micota și valea Bistra Montană (cu afluenții ei: valea Morii, valea Padeșului și valea Loznei). Fig. 4. — Cheile Cernii. Gorges de la Cerna. Fig. 5. — Cheile Cernii. Gorges de la Cerna. -> La Caransebeș, valea Bistra confluează cu valea Timișului, care spre nord colectează în continuare apele văii Tincova și văii Nădrag precum și ale afluenților mai mici, situați pe pantele vestice ale masivului. Fig. 6. — Valea Ableului. Vallâe de l’Ableu. Caracterele morfologice ale regiunii reflectă uneori structura geo- logică și deosebirile petrografice din cadrul formațiunii cristalofiliene sau dintre această formațiune și formațiunile sedimentare și eruptive. Direcția cursurilor de apă respectă direcția marilor fracturi și ale structurii plicative majore (valea Cernii, valea Negoiului ș.a.). Aceeași vale (de Institutul Geological României 15 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 79 ex. valea Cernii) este laigă și meandrată cînd curge prin bazinul sedi- mentar Rusca Montană, clar formează chei pe porțiunea în care străbate gnaisele oculare (cheile Cernii, fig. 4,5). Fig.7. — Mici cascade în banati- tele de pe valea Cornetului. Petites chutcs d’eau dans les bana- tites de la vallee du Cornetu. Unele văi sînt colmatate în regiunea de izvoare (valea Ableului, fig. 6, valea Bordului ș.a.). Aria de răspîndire a gnaiselor oculare între Lunca Cernii și Hașdeu se remarcă prin creste ascuțite, crenelate, contrastînd cu culmile lungi, rotunjite formate din paragnaise cu biotit. Limita dintre depozitele sedi- mentare și formațiunile cristaline este de obicei marcată printr-un prag morfologic (versantul drept al văii Cernii) accentuat uneori de prezența unei falii (versant stîng al văii Răchitova). în zonele cu roci banatitice (valea Cornetului) se formează mici căderi de apă (fig. 7). în zonele calca- roase (Ruschița), se observă dispariții ale pîraielor și reapariții sub formă de izbucuri („Șapte Izvoare”). GEOLOGIA ȘI PETRO GRAFIA REGIUNII Zona sudică a munților Poiana Ruscă este alcătuită în mare parte (două treimi din suprafață) din șisturi cristaline slab pînă la intens meta- morfozate. în est, sud și vest șisturile cristaline sînt acoperite de formațiunile sedimentare, transgresive ale bazinelor Hațegului, Rusca Montană-Lunca Cernii și Caransebeș-Lugoj. Atît șisturile cristaline cît și formațiunile sedimentare mezozoice și paleogene sînt străbătute de filoane și corpuri intrusive de roci bana- titice. La contactul acestora au avut loc fenomene de transformare a rocilor inițiale în corneene și skarne de diferite tipuri. în legătură genetică cu banatitele se cunosc mineralizații de fier, cuprifere, de sulfuri poli- metalice și auro-argentifere. 80 O. MAIER et al. 16 A) ȘISTURI CRISTALINE Orizontarea șisturilor cristaline pe baze litologice și a relațiilor geometrice, începută cu un deceniu în urmă în zona epimetamorfică a masivului Poiana Euscă, a fost extinsă începînd cu anul 1962 și asupra zonei mezometamorfice a masivului. Pe măsura acumulării datelor privitoare la vîrsta șisturilor cristaline s-a încercat un nou pas în perfecționarea cartării acestora, prin încadrarea diferitelor complexe stratigrafice în marile cicluri geotectonice, în baza schemelor evoluției unui geosinclinal acceptate în prezent. Acest lucru este posibil în măsura în care cercetările petrologice aprofundate permit să se recunoască în actualele șisturi cristaline formațiunile inițiale pe seama cărora s-au format. O importanță deosebită se acordă în acest sens rocilor amfibolice ca produse posibile ale magmatismului inițial al unui geo- sinclinal. Considerăm necesar să atragem atenția aici asupra faptului, că în determinarea naturii inițiale a acestor roci și în stabilirea unor mani- festări ale unui magmatism inițial, nu se procedează întotdeauna cu suficient discernămînt. în primul rînd este necesar să se facă o diagnosticare atentă a roci- lor, în baza criteriilor geologico-structurale, mineralogice și petrochimice. Apoi, ar trebui să se examineze critic dacă asociația de ortoroci este caracteristică pentru magmatismul inițial. Nu orice nivel de roci bazice poate fi considerat ca dovadă a începutului unui nou ciclu geosinclinal; în evoluția unui geosinclinal se pot admite și se cunosc și cazuri de recurență. în cele ce urmează, încercăm o repartizare a diferitelor complexe stratigrafice atît ale cristalinului „zonei mezometamorfice” cît și ale crista- linului „zonei epimetamorfice” din jumătatea sudică a masivului Poiana Euscă, la mai multe cicluri geotectonice. Această grupare pe cicluri se sprijină pe principiile enunțate și are în vedere datele existente la ora actuală, privind vîrsta formațiunilor cristalofiliene din Poiana Euscă. Aceste date pot fi rezumate astfel: Cristalinul epimetamorfic din zona mediană și cea nordică a masivului Poiana Euscă a fost orizontat deosebindu-se următoarele complexe stratigrafice, enumerate de sus în jos : Complexul filitelor sericito-cloritoase; Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide ; Complexul șisturilor tufogene bazice (cu trei orizonturi); Complexul șisturilor grafitoase; Complexul șisturilor cuarțitice sericito-cloritoase ; Complexul șisturilor grafitoase cu intercalați! de roci verzi tufogene (Mai e r et al., 1969). Masa dolomitelor de Hunedoara și a dolomitelor de Luncani se îndințează cu complexul șisturilor tufogene bazice și cu partea bazală a complexului superior. Este posibil ca recifogeneza să fi început înaintea sedimentării complexului șisturilor tufogene bazice. Institutul Geological României 17 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 81 Evoluția concepțiilor asupra vîrstei maselor de dolomite a cunoscut fluctuații deosebite și a mai fost prezentată de noi cu altă ocazie (M a i e r et al., 1968). Dintre ipotezele formulate, cea mai argumentată (P a p i u et al., 1963) consideră că dolomitele de Hunedoara și cele de Luncani sînt rezultatul activității biologice a unor corali și că vîrsta lor este silu- riană puțind ajunge și în Devonian. Determinările palinologice pe probe colectate din partea bazală a complexului superior filitic au pus în evidență prezența unor spori evoluați, a căror vîrsta este considerată carbonifer-inferioară (determinări efectuate de 11 i e s c u). Asociațiile petrografice din complexul șisturilor tufogene bazice, situate imediat sub complexul filitelor, sînt asemănătoare cu cele din Devonianul mediu în facies renan, al cuvetei Lahn și Dill. Acest complex în care nu lipsește nici minereul de fier se deosebește de Devonianul amintit cu care îl paralelizăm, prin faptul că este metamorfozat regional. în concluzie am considerat că vîrsta complexului șisturilor tufogene bazice și a unor părți ale dolomitelor cu care se îndințează este Devonian mediu. Partea superioară a dolomitului de Luncani, îndințată cu partea bazală a complexului șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide o atribuiam Devonianului superior-Carbonifendui inferior (M a i e r et al., 1968). în această idee cele trei complexe superioare împreună cu com- plexul șisturilor grafitoase aparțin ciclului tectonic varisc; celelalte două complexe subiacente, ar fi mai vechi decît Devonianul mediu. Ele ar putea aparține Paleozoicului inferior, însă ar putea fi în parte și mai vechi; în c adrul lor nu a fost surprinsă nici o discordanță metamorfică, iar continuitatea pe o mare suprafață a complexelor nu pledează pentru existența unei lacune stratigrafice. Complexul șisturilor tufogene bazice este decroșat, la vest de Vadu Dobrii, de către falia Chergheș-Ruschița spre sud-vest (P a v e 1 e s c u et al., 1964) și îl regăsim în împrejurimile localității Rușchița. De aici el poate fi urmărit spre vest pînă la limita șisturilor cristaline ale masivului Poiana Ruscă cu depozitele sedimentare ale bazinului pannonic, între localitățile Tincova și Nădrag. La sud-vest de Ezeriș, complexul șisturilor tufogene bazice reapare de sub depozitele pannoniene ale bazinului Caransebeș și poate fi urmărit spre sud cu unele discontinuități, pînă în munții Locva. în Locva sub complexul șisturilor tufogene apare complexul șistu- rilor sericito-cloritoase cu porfiroblaste de albit (Mai er, 1971). Reîntor- cîndu-ne pe același traseu, reîntîlnim complexul șisturilor sericito-clori- toase cu porfiroblaste de albit în insula cristalină Oravița-Ocna de Fier. La extremitatea nordică a acestei insule complexul dispare sub depo- zitele sedimentare și se reîntîlnește în Poiana Ruscă la nord de Căvăran stînd peste gnaisele oculare (complexul paragnaiselor cu biotit). El apare cu aceeași poziție și în micuța insulă cristalină a Brebului. Astfel se face legătura între complexele „zonei epimetamorfice” și complexele „zonei mezometamorfice”; relațiile sînt de discordanță stratigrafică și metamorfică. 6-0. 470 Uhy Institutul Geologic al României 16 RZ 82 O. MAIER et al. 18 Din situația astfel prezentată rezultă că complexele stratigrafice ale „zonei mezometamorfice” aparțin unui alt ciclu geotectonic. Vîrsta formațiunilor mezometamorfice poate fi considerată prin comparație cu formațiuni asemănătoare din alte regiuni ca fiind proterozoică și infra- cambriană. Partea superioară mai slab metamorfozată a stivei s-ar putea să ajungă pînă în Cambrian. Ele aparțin așadar ciclurilor geotectonice prebaicalian și baicalian, dar deoarece pînă în prezent nu au putut fi evidențiate relații de discordanță, formațiunile aparținînd celor două cicluri vor fi discutate în cele ce urmează în cadrul aceluiași capitol. Ținînd cont de existența rocilor bazice metamorfozate aparținînd unor serii ofiolitice, de considerațiile de vîrstă și de relațiile geometrice, complexele separate în zona sudică a masivului Poiana Ruscă au fost atribuite ciclurilor prebaicalian, baicalian, caledonian și varisc. Ciclurile prebaicalian și baicalian Stratigrafia și petrografia șisturilor cristaline proterozoice și infra- cambriene. Ciclurilor geotectonice prebaicalian și baicalian le-au fost atribuite cele patru complexe separate în „zona mezometamorfică” a masivului Poiana Ruscă și anume: Complexul paragnaiselor cu biotit; Complexul micașisturilor cu almandin; Complexul șisturilor micacee cu intercalați! de roci amfibolice ; Complexul șisturilor cuarțitice sericitoase. Separarea complexelor s-a făcut pe baze litostratigrafice. Complexul paragnaiselor eu biotit Acesta este complexul cu răspîndirea cea mai largă în partea sudică a masivului. Începînd din vest complexul poate fi urmărit de la limita cu sedi- mentele bazinului Caransebeș spre nord-est pînă la valea Strîmba. La est de această vale, complexul dispare sub depozitele daniene ale bazinului Rusca Montană. în acest sector, complexul paragnaiselor cu biotit este bine deschis pe Valea Mică, valea Vălișoara și valea Strîmba. La est de falia Chergheș-Ruschița, complexul reapare în sectorul situat la nord de bazinul Rusca Montană între Ruschița și Hașdeu, pe valea Miclăușului, valea Lăturoasa, valea Bordului, pîrîul Hireancului și pe ceilalți afluenți stingi ai văii Cerna, pe valea Bîlii, valea Cernii și pe valea Vălarița. Complexul poate fi urmărit spre est pînă la limita cu bazinul Streiului. Complexul paragnaiselor cu biotit se reîntîlnește de asemenea la sud de bazinul Rusca Montană, între valea Micota și Bistra Montană (Voislova) și limita cu bazinul Hațegului. Complexul paragnaiselor cu biotit este format dintr-un pachet gros de șisturi, în bază predominant terigene, iar la partea superioară preponderent de origine magmatogenă. Institutul Geologic al României 19 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 83 Această grupare este caracteristică și se menține cu unele variații de facies litologic, pe toată aria de răspîndire a complexului, ceea ce ne-a determinat să separăm două orizonturi: orizontul detritogen inferior; orizontul magmatogen-detritogen superior. între cele două orizonturi limita nu este netă. Orizontul detritogen inferior. Așa cum s-a amintit mai sus, cu acest orizont, a cărui parte bazală nu o cunoaștem, începe succesiunea șisturilor cristaline din Poiana Ruscă. Partea superioară a orizontului nu este riguros definită, ea a fost trasată la apariția rocilor amfibolice în stiva șisturilor cristaline. Orizontul detritogen inferior se întîlnește în partea sud-vestică a masivului, în zona Tincova-vîrful Poeți, unde are o grosime apreciabilă. Pe valea Vălișoara și la obîrșia văii Strîmba, se întîlnesc profile bine deschise în acest orizont. La est de falia Chergheș-Ruschița, orizontul detritogen inferior se dezvoltă între localitățile Lunca Cernii de Jos, Meria, Goleș, Lingina, fiind bine deschis pe valea Bîlii, valea Cernii etc. La sud-est de bazinul Rusca Montană orizontul detritogen inferior a fost separat la obîrșia văii Loznișoara și între valea Ruschiței și bazinul superior al văii Micota alcătuind flancurile pseudoanticlinalului Voi slova-Silvaș. El apare de asemenea între vîrful Cireșului și satul Ștei unde suportă transgresiv sedimentele bazinului Hațeg. Grosimea cunoscută a orizontului este cuprinsă între 1500-1800 m, avînd o dezvoltare maximă în zonele de la Tincova, Voislova și Goleș. La alcătuirea sa petrografică participă roci cu un grad avansat de metamorfism, asociate cu roci migmatice și cu produse de anatexie. în cadrul orizontului inferior au fost separate următoarele tipuri petrografice: paragnaise cu biotit ± sillimanit ± disten, micașisturi cu almandin, calcare cristaline, roci amfibolice, roci metaeruptive, ana- texite și migmatite. Paragnaisele cu biotit±sillimanit±disten. Paragnaisele cu biotit reprezintă fondul petrografic al orizontului inferior. Macroscopic aceste roci sînt ușor de identificat prin aspectul lor granular caracteristic, datorat participării în cantitate mare a feldspatului și cuar- țului, cît și în cantitate mai mică a biotitului. Ceea ce atrage atenția este distribuția ritmică a unor benzi de feldspat plagioclaz și cuarț, cu benzi de biotit, mai rar biotit și muscovit. Această alternanță conduce la desfa- cerea paragnaiselor în plăci cu grosimi decimetrice, caracteristice. Tipul comun este reprezentat prin paragnaise cu textură evident orientată și o structură granoblastică pînă la lepidoblastică (în varietățile mai bogate în mineralele micacee). în secțiuni, pe lîngă cuarț, feldspat, plagioclaz, biotit și muscovit se mai observă prezența doritului, epidotului, titanitului și magnetitului. Unele paragnaise ale orizontului inferior, datorită prezenței sillima- nitului și distenului sînt indicatoare prețioase ale faciesului metamorfic căruia îi aparține. Institutul Geologic al României xjgrZ 84 O. MAIER et al. 20 Feldspatul plagioclaz, de cele mai multe ori maclat polisintetic, este de compoziția unui albit bazic spre oligoclaz și a cristalizat probabil pe seama feldspatului primar din sedimentele inițiale (grauwacke). Cuarțul formează aglomerări de cristale cu contururi neregulate, intim asociate cu feldspatul plagioclaz. Unele cristale de cuarț cu contururi angulare și subangulare reprezintă elementele litice din sedimentul inițial, altele însă, care sînt incluse în feldspatul plagioclaz au un contur rotunjit datorită proceselor de resorbție. Biotitul se găsește dispus de-a lungul unor plane discontinue, sepa- rînd benzile de feldspat și cuarț. Este un biotit brun, de temperatură înaltă, cu margini decolorate. Alt aspect destul de răspîndit în stiva paragnaiselor îl prezintă biotitul cu incluziuni de sagenit și zircon. Cu totul izolat se întîlnesc biotite secundare cu dimensiuni mici, orientate diferit de foliația rocii. Dispunerea acestora are loc de-a lungul unor mici fisuri oblice față de foliație. Muscovitul se asociază cu biotitul în paiete lamelare submilimetrice subliniind textura orientată a rocilor. Sillimanitul a fost întîlnit în varietatea de fibrolit, mai frecvent în paragnaisele bogate în biotit (valea Poenărească, valea Criva, valea Lingina și valea Vălișoara). în zonele marginale ale cristalelor de sillimanit se observă uneori un agregat pîslos de pinit (pl. II, fig. 1). D îs tenul apare sub forma unor cristale bine dezvoltate ajungînd pînă la 3-4 mm. A fost pus în evidență atît în orizontul detritogen inferior (valea Vălișoara, valea Stîrna Mărgănească) cît și în paragnaisele din orizontul magmatogen-detritogen superior. Ca și în cazul sillimanitului, periferia cristalelor de disten este înlocuită de pinit. Staurolitul, alături de sillimanit și disten, completează suita mine- ralelor tipomorfe ale faciesului almandin-amfibolitic. Staurolitul se dezvoltă în granule izometrice, alteori alungite și este întîlnit mai ales în paragnai- sele biotito-muscovitice cu granat de pe valea Vălișoara, valea Vîrciorovelu Mare, valea Ariilor, pîrîul Căpriorul, valea Chiciora și altele. în unele varietăți de paragnaise eu biotit se întîlnește almandinul, frecvent fisurat și cloritizat pe fisuri. Mineralele accesorii apar în procente reduse și sînt reprezentate prin apatit, zircon, magnetit și titanit. Mine- ralele secundare observate sînt: biotit, clorit, sericit, pinit și hidroxizi de fier. Paragenezele observate sînt : oligoclaz-cuarț-biotit± sillimanit, oligo- claz-cuarț-biotit-muscovit± granat; oligoclaz-cuarț-biotit-disten+stau- rolit și cuarț-oligoclaz-muscovit-biotit-almandin. Micașisturi cu a i m a n d i n. în orizontul detritogen inferior, pe lingă paragnaisele cu biotit și sillimanit, se întîlnesc destul de rar intercalați! de micașisturi cu almandin. Ele pot fi observate în bazinul văii Densușului (valea Lacuri), pe valea Micota și pîrîul Bău- țărănesc, formînd nivele discontinue cu grosimi de ordinul zecilor de metri. Studiul secțiunilor subțiri evidențiază o textură șistoasă și structură granolepidoblastică. 21 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 85 Muscovitul este un component principal al rocii și împreună cu biotitul care apare subordonat, formează benzi discontinue, subliniind- foliația rocii. între planele de minerale micacee se dezvoltă benzi paralele și s ub paralele de cuarț. Feldspatul plagioclaz este de compoziția albit-oligo clazului și se întîlnește cu totul sporadic. TABELUL 1 Compoziția modală (%) a paragnaiselor Paragnaise cu biotit Paragnaise cu almandin Paragnaise cu staurolit Plagioclaz 25-55 15-35 15-28 Cuarț 15-35 15-30 12-35 Staurolit — 0-1 1-3 Disten — — 3-5 Muscovit 0-15 0-18 0-26 Biotit 3-10 0-8 2-10 Almandin 0-5 3-12 5-10 Zoizit 0-1 — — Apatit 0,5 — 1 0,5-2 0-1 Zircon 0-1 0-1 0-1 Minerale opace 0 — 1,5 0-1,2 0-1,5 Granatul se dezvoltă porfiroblastic, cu dimensiuni cuprinse între 2 și 4 mm. Uneori granatul (almandin) este spart, aplatizat și cloritizat pe fisuri. între micașisturile cu almandin și paragnaisele cu biotit există treceri petrografice continue. în stadiul premetamorfic micașisturile cu almandin au reprezentat episoade terigene aluminoase pînă ia hiperaluminoase. Paragenezele : muscovit-cuarț-biotit-abnandin ; muscovit-cuarț-oli- goclaz-biotit-almandin și muscovit-cuarț-biotit-staurolit-almandin. TABELUL 2 Compoziția modală (%) a micașisturilor Micașisturi cu staurolit și almandin Micașisturi cu almandin Muscovit 15-25 15-28 Cuarț 13-28 26-43 Biotit 20-38 15-25 Almandin 2-18 2-12 Plagioclaz 2-18 0-16 Staurolit 1-12 0-1 Titanit 0-1 0-1 Minerale opace 0-2 0-5 Institutul Geological României 86 O. MAIER et al. 22 Calcare cristaline. Carbonatite metamorfozate se cunosc în partea de nord-est a masivului în vecinătatea satului Lingina și pe un afluent sting al văii Lacuri. Ele formează intercalații discontinue cu grosimi ce nu depășesc 12 m. Calcarele cristaline au o structură masivă, ușor orientată și o textură granoblastică. în zonele de margine se observă treceri spre calcare șistoase și șisturi calcaroase. Parageneze : calcit-cuarț-muscovit și cuarț-calcit-muscovit. Roci amfibolice. Paragnaisele cu biotit din orizontul in- ferior se asociază uneori cu amfibolite, care provin atît din roci de origine endogenă cît și din roci de origine sedimentară. Deosebirea ortoamfi- bolitelor de paraamfibolite este uneori dificilă. Pe baza criteriilor structurale și mineralogice am considerat a fi paraamfibolite; amfibolitele cu granat, amfibolitele cu biotit și șisturile amfibolice, iar ortoamfibolite acelea la care structurile și mineralele relicte indică formarea lor pe seama unor roci magmatice. Amfibolitele cu granat se întâlnesc în partea de nord a regiunii, în bazinul văii Coman și la limita superioară a orizontului, pe valea Bîlii. Amfibolul este reprezentat prin hornblendă verde dispusă în planul șisto- zității metamorfice. Abundența^ hornblendei ilustrează de cele mai multe ori o structură nematoblastică- între planele cu amfiboli întîlnim cuarțul a cărei abundență confirmă originea sedimentogenă. Granatul se dezvoltă în porfiroblaste și este reprezentat printr-un almandin. Menționăm prezența doritului ea produs de transformare a granatului și amfibolului. Această stare de dezechilibru nu a fost recunos- cută la toate rocile studiate din acest orizont. Amfibolitele cu biotit sînt răspîndite pe dealul Carpenului, valea Vălarița și valea Bîlii. Biotitul se repartizează în lungul planelor de șisto- zitate permițând rocii să se desfacă în pachete decimetrice. Aspectele microscopice sînt apropiate de cele prezentate pentru amfibolitele cu granat, de care se deosebesc numai prin prezența biotitului. Șisturi amfibolice. Acolo unde sedimentele inițiale con- țineau frecvente intercalații de argile marnoase, prin metamorfism au luat naștere alternanțe intime de șisturi muscovito-cuarțitice cu granat, șisturi biotito-muscovitice cu șisturi amfibolice. Aceste alternanțe, frecvent întîlnite în ambele orizonturi ale complexului au o dezvoltare mai pro- nunțată pe valea Măgurii, afluenții din stînga ai văii Lacuri, valea Micota, valea Ciula și altele. Șisturile sînt alcătuite din hornblendă, epidot, cuarț, feldspat și biotit. Roci metaeruptive. Dintre rocile amfibolice o parte au fost atribuite rocilor eruptive bazice metamorfozate. Criteriile de separare au fost macroscopice: aspectul masiv al rocii și forma lenticulară a corpu- rilor eruptive, microscopice: relicte de structuri și minerale endogene și petrochimice: diverși parametri calculați indică originea magmatică (paragraful „Magmatismul inițial proterozoic și infracambrian”). A n a t e x i t e și m i g m a t i t e. Legat de fenomene de ultra- metamorfism, la partea inferioară a stivei de roci metamorfozate, se igr/ Institutul Geological României 23 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 87 întîlnesc produsele unor procese de anatexie și migmatism, reprezentate prin gnaise granitice, gnaise granodioritice, migmatite metatectice și migmatite metablastice. Un studiu detaliat al acestor roci este expus în paragraful intitulat „Produse de anatexie și migmatism”. Orizontul magmatogen-detritogen superior. Peste orizontul detritogen inferior, urmează orizontul magmatogen-detritogen superior, caracterizat prin abundența rocilor de origine endogenă. Asocierea cu roci metaerup- tive bazice conferă orizontului un pronunțat caracter magmatogen, ofe- rindu-ne posibilitatea separării lui ca o entitate stratonomică cu răspîndire în întreaga parte sudică a masivului Poiana Ruscă. Limita superioară a orizontului a fost trasată la nivelul unei inter- calații de amfibolite cu dezvoltare regională, iar unde aceasta lipsește, la apariția micașisturilor cu almandin din complexul următor. Orizontul magmatogen-detritogen superior se întîlnește în partea de vest a masivului, în regiunea Tincova-vîrful Poeți, sub forma unei zone cu orientarea generală vest-sud-vest—est-nord-est, însoțind orizontul detritogen inferior. în partea mediană a masivului, orizontul magmatogen-detritogen se recunoaște sub forma unei benzi care începe în vest, de la Ruschița, se continuă prin Lunca Cernii de Sus, dealul Boroslava pînă în valea Vălarița, unde este întrerupt tectonic. O altă zonă de apariție a orizontului este în partea de sud-est a masivului, unde are o dezvoltare mare. în bazinul văii Stîrminosu ori- zontul formează un fals perianticlinal, bine deschis în zona lucrărilor pentru minereu de fier. Mai la sud, orizontul magmatogen-detritogen superior este bine reprezentat pe o suprafață întinsă, începînd de la Băuțarul inferior, valea Bistra Bucovei și pînă la Criva, pe rama de vest a bazinului Hațeg. Grosimea orizontului este cuprinsă între 1000-1600 m, avînd cea mai mare dezvoltare în regiunea Băuțarul inferior-Criva. Orizontul magmatogen-detritogen superior este constituit în mare parte din roci asemănătoare cu cele descrise în orizontul detritogen inferior. Dintre principalele tipuri de roci care participă la alcătuirea com- plexului amintim : paragnaise cu biotit și almandin + disten ±staurolit; șisturi muscovito-biotitice cu almandin; cuarțite albe cu muscovit; calcare cristaline; metatufite cristaloclastice; roci magmatogene (bazice și ultra- bazice) metamorfozate. Dintre rocile terigene cea mai mare răspîndire o au și în acest orizont, paragnaisele cu biotit, care nu se deosebesc de cele din orizontul inferior. Paragnaisele cu textura orientată au structura granolepidoblastică și sînt constituite predominant din feldspat plagioclaz, cuarț, biotit la care se asociază uneori almandinul; prezența granatului și îmbogățirea în minerale micacee anunță caracterele complexului următor, al mica- șisturilor cu almandin. De reținut sînt indicii de polimetamorfism, cum ar fi cloritizarea biotitului și a granatului (mult mai evidenți ca în orizontul inferior). xlMr Institutul Geologic al României \ IGR/ 88 O. MAIER et al. 24 De asemenea se remarcă prezența staurohtului și distenului, minerale adesea transformate în pinit (pl. II, fig. 2, 3). Parageneze : oligoclaz acid-cuarț-biotit-almandin ; oligoclaz-biotit- cuarț±staurolit; oligoclaz-biotit-cuarț±disten și cuarț-biotit-almandin- oligoclaz. Șisturi muscovitice cu al m andin. Șisturile mus- covitice cu almandin au fost separate ca intercalații între paragnaisele cu biotit și almandin. Ele se găsesc în bazinul văii Poenărească a văii Florușului și pe valea Lacuri. Șișturile muscovitice cu almandin atrag atenția prin dezvoltarea largă a muscovitului și granatului care contrastează cu dezvoltarea redusă a acestor minerale în orizontul detritogen inferior. Se remarcă în intercalațiile de șisturi muscovitice cu almandin, prezența granatului aplatizat și cloritizat în zonele cu retromorfism accentuat. Cuarțite cu mu s co vi t. Aceste roci se întîlnesc pe afluenții din dreapta ai văii Hireancu și sub vîrful Cireșu formînd intercalații lentili- forme, discontinue. Grosimea acestor cuarțite nu depășește 200 m. Ele au reprezentat stadiul premetamorfic, psamite intraformaționale. în alte regiuni cuarțitele mai conțin pe lîngă muscovit, biotit și granat cu dimen- siuni reduse. Calcare cristaline. în orizontul magmatogen-detritogen superior, roci carbonatice metamorfozate se găsesc intercalate între para- gnaise spre partea bazală a orizontului. Ele formează separații lentiliforme sau strate cu dimensiuni reduse în bazinul văii Miclăușului, valea Lăturoasa, valea Bordului și afluenții văii Cerna, la Lunca Cernii, precum și în Valea Fierului pe culmea dintre valea Florușului și valea Poenărească, la sud-vest de vîrful Marmonului și la nord de Băuțarul superior. Calcarele cristaline sînt de culoare albă zaharoidă și sînt lipsite de o șistozitate evidentă. în alte cazuri se observă o ușoară rubanare. La contactul calcarelor cristaline cu pegmatite s-au format skarne de reacție. Metatufite cristaloclastice. în bazinul văii Remetea pe culmea Marmonului și în bazinul de recepție al văii Poenărească, apare o rocă de culoare închisă, cenușie, cu spărtură neregulată în care la microscop se observă prezența unor fenocristale de feldspatplagioclaz și cuarț. Aceste roci au fost atribuite tufitelor cristaloclastice metamorfo- zate. Grosimea intercalațiilor este de ordinul zecilor de metri, uneori mai redusă. Tuf ițele cristaloclastice metamorfozate se găsesc localizate exclusiv în orizontul magmatogen-detritogen superior. Studiul în secțiuni subțiri efectuat asupra acestor roci relevă prezența unor cristale idiomorfe de feldspat și cuarț distribuite într-o masă a cărei origine terigenă a fost dovedită de compoziția chimică. Proiecția para- metrilor Niggli ai acestor roci în tetraedrul de concentrație al-fm-c-alk se face în cîmpul sedimentelor reziduale. Astfel s-a determinat în aceeași rocă participarea unui material de origine endogenă și a unui material de proveniență sedimentară, meta- < A Institutul Geological României k igr/ 25 ■ 'STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 89 Analiza chimică a probei nr. 5192 din culmea Mormonului SiO2 59,73 Parametrii Niggli A12O3 20,76 Fe2O3 8,32 si = 215 ti = 2,4 TiO2 0,90 al = 44 k = 0,5 CaO 2,65 fm = 41 mg = 0,4 MgO 3,50 c = 10 c/fm = 0,26 Na2O 0,67 alk = 5 K2O 1,08 P2O5 o 0,12 H2Ol°5 1,50 h2o1°°°o 3,56 ■——— Total 102,79 Analist: V. C u ț a morfozate împreună cu stiva de șisturi în care sînt cuprinse. Caracterul sedimentogen mai este sugerat și de o granoclasare relictă bine conservată în metatufitele cristaloclastice. Ele sînt constituite din plane de cuarț ce alternează cu plane de muscovit, biotit și clorit, printre care se întîlnesc cristalele de feldspat plagioclaz, cuarț și porfiroblaste de granat, cristali- zate în timpul proceselor de metamorfism. Roci magmatogene metamorfozate. Rocile meta- eruptive în cadrul orizontului superior al paragnaiselor alcătuiesc o entitate petrografică specifică magmatismului ofiolitic. Atît ultrabazitele (peridotite) cît și rocile bazice (gabbrouri, diorite, cuarțdiorite etc.) metamorfozate au format obiectul studiului inclus în paragraful „Magmatismul inițial prebaicalian”. Treapta de metamorfism care afectează orizontul magmatogen-detri- togen superior cuprinde izogradul sillimanit-disten pentru zona mai pro- fundă din sud-estul masivului Poiana Ruscă și al distenului pentru cele- lalte regiuni. La partea superioară a complexului se anunță și izogradul staurolit-almandin. Complexul m i c a ș i s t u r il o r cu almandin Peste complexul paragnaiselor cu biotit, urmează complexul mica- șisturilor cu almandin, a cărui limită superioară o constituie un șist amfi- bolic, uneori asociat cu calcare cristaline. Acest nivel reper din acoperișul complexului nu a putut fi separat continuu decît în zona Lunca Cernii- Răchitova, pe flancul sudic al antiformului Voislova-Silvaș. Pe flancul nordic al acestuia limita superioară a complexului urmărește același ni- vel stratigrafie, marcat din loc în loc de șisturile amfibolice. Complexul micașisturilor cu almandin se caracterizează printr-o mare monotonie petrografică și printr-o dezvoltare spațială largă, fapt care a făcut posibilă folosirea lui ca un reper sigur în stratonomia șisturilor cristaline. în partea de vest a masivului, complexul se întîlnește bine deschis, în profilul văii Strîmba, venind în contact tectonic cu șisturile epimeta- morfice ale „anticlinalului Nădrag”. în partea de mijloc și de est a masi- Institutul Geological României 90 O. MAIER et al. 26 vului se pot separa două zone în care apare complexul micașisturilor cu almandin. Prima zonă începe de la nord-est de Ruschița și se continuă pînă în valea Vălarița, alcătuind flancul nordic al sinformului Macoiva-Lunca Cernii. A doua zonă formează periclinul și flancurile antiformului Vois- lova-Svițaș, în sectorul cuprins între localitățile Negoi-Răchitova la sud și Dăbîca-Lingina la nord. Din acest complex sînt descrise următoarele tipuri petrografice : micașisturi cu almandin, cuarțite cu muscovit ± biotit ± granat; calcare cristaline și roci amfibolice. Micașisturi cu almandin. Micașisturile cu almandin reprezintă tipul de rocă ce predomină în alcătuirea complexului. Macro- scopic se recunosc cu ușurință datorită porfiroblastelor de almandin de culoare brună — brună-roșiatică a căror dimensiune poate atinge uneori 1 cm (Țața). Pavelescu (1955) descrie la Țața sub numele de „kinzigite" micașisturi în care granatul participă pînă la 70-90% din totalul mi- neralelor. Studiul microscopic confirmă textura orientată și structura grano- blastică pînă la lepidogranoblastică a acestor șisturi. Fondul rocii este constituit din muscovit larg cristalizat (3-6 mm), asociat cu cuarțul, mai rar feldspatul plagioclaz (9-22% An), în care granatul este totdeauna prezent. Cloritul este aproape nelipsit și se formează pe seama granatului și a lamelelor de biotit. Mineralele accesorii sînt reprezentate prin apatit, zircon și magnetit. Prin îmbogățirea în cuarț, micașisturile cu almandin trec la șisturi cuarțitice cu muscovit și almandin. Această schimbare are loc uneori pe distanțe de cîțiva centimetri, alcătuind alternanțe de benzi mai cuar- țitice cu benzi mai foioase, ce trădează o mare instabilitate în perioada premetamorfică, de sedimentare ritmică (fig. 8, 9). în unele micașisturi s-a observat staurolitul, care spre partea supe- rioară a acestei stive dispare, lăsînd loc paragenezelor cu muscovit, alman- din, albit și cuarț. Parageneze : muscovit-cuarț-biotit-almandin-staurolit și cuarț-albit- oligoclaz-muscovit-almandin. Cuarțite cu mu s c o v i t ± bio t i t ± granat. în partea de nord a regiunii studiate, la obîrșia văii Hireancului au fost separate două nivele de cuarțite, ce se urmăresc spre vest pînă în planul faliei Chergheș-Ruschița. Cuarțitele prezintă o structură granoblastică și o textură masivă pînă la slab orientată. Ele sînt constituite din granule izometrice de cuarț, pe lingă acestea apar cristale de plagioclaz și foițe de muscovit și biotit. Numai în rare cazuri se întîlnesc și cristale mărunte de almandin, roșcat, cu contururi geometrice. Cuarțitele se întîlnesc destul de rar în complexul micașisturilor cu almandin și marchează în evoluția premetamorfică, prezența unoi’ gresii microconglomeratice intraformaționale. între cuarțite și micașistu- Institutul Geologic al României 27 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 91 rile cu almandin există o concordanță metamorfică și de sedimentare evidentă. Calcare cristaline. Ca și cuarțitele, calcarele cristaline sînt rare în acest complex. Semnalăm prezența unor calcare în bazinul văii Răchitova și la Lingina. Grosimea lor este cuprinsă între 2 și 15 m, iar extinderea pe direcție este de 100 m, respectiv 300 m. Fig. 8.— Sedimentare rit- mică. Complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. Valea Ogră- zii. 1. cuarțite gălbui in plăci: 2, sis- turi cuartito-calcaroase. amfibolice; 3. șisturi amfibolo-biotitice; 4, șisturi amfibolice. calcaroase. Di- mensiunile aflorimentului 3,5 m/2m. Scdimentation rythmique. Le complexe des schistes micacăs â intercalations de roches amphiboliques. Va- lea Ogrăzii. 1, quartzites jaunâtres euplaques; 2, schistes quartzito-caleaires, am- phiboliques ; 3, schistes amphibo- 10'biotitiques; 4. schistes amphi- boliques, calcaires. Les dimensiona de 1'affleurement 3.5 m/2m. Fig. 9. — Microritmuri în complexul micașistu- rilor cu almandin. 1. șisturi cuarțitice cu biotit; 2, șisturi biotitice; 3, cuar- tite; 4. șisturi biotito-muscovitice cu almandin ; 5. șisturi biotito-cuartitice. Microrythmcs dans Ie complexe des micaschis- tes â almandin. 1, schistes quartzitiques â biotite ; 2, schistes bîotitiques : 3, quartzites; 4, schistes biotito-muscovitiques â almandin; 5, schistes biotito-quartzitiques. Carbonatitele metamorfozate de la Lingina sînt ușor limonitizate și au fost cercetate pentru minereuri de fier. Roci amfibolice. Prezența rocilor amfibolice este cu totul sporadică. Le întîlnim ca intercalații în micașisturile cu granat, avînd grosimi de ordinul zecilor de metri, iar extinderea de cîțiva km. Cele mai importante apariții de roci amfibolice sînt cele de pe culmea ce separă valea Cernii de valea Bîlii sub vîrful Măgura, pe afluenții din dreapta ai văii Cerna, la Țața și în bazinul văii Răchitova. Amfibolitele se caracterizează prin abundența hornblendei de culoare verde și a cuarțului pe lingă care întîlnim cu totul sporadic, feld- spat plagioclaz, zoizit,’ magnetit, zircon și apatit. Abundența cuarțului și lipsa feldspatului ne face să le considerăm ca paraamfibolite. Institutul Geologic al României 92 O. MAIER et al. 28 Șisturile cristaline ale complexului micașisturilor cu almandin au fost metamorfozate în condițiile subfaciesului staurolit-almandin al facie- sului amfibolit-almandinic, cu treceri spre partea superioară a complexului la subfaciesul cuarț-albit-muscovit-alinandin al faciesului șisturilor verzi. Complexul șisturilor m i c a c e e cu intercalații de roci amfibolice Al treilea complex în succesiunea litostratigrafică a stivei de șisturi din sudul masivului Poiana Euscă îl constituie complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. Complexul se situează peste complexul micașisturilor cu almandin de care se separă (de cele mai multe ori) printr-un nivel de roci amfi- bolice, unde s-a trasat limita inferioară. Partea superioară a complexului este marcată de asociația petro- grafică caracteristică formată din calcare-)-șisturi amfibolice. Această asociație cu extindere mare a constituit un valoros reper în delimitarea complexului. Aria de răspîndire a complexului se limitează la partea de est a masi- vului între Lunca Cernii-Silvașul de Sus, unde formează flancurile și periclinul unui antiform. Profilele caracteristice ale complexului pot fi urmărite în bazinul văii Eăchitova, văii Hașdeu și al văii Mășcașului. Grosimea normală a complexului este variabilă : ea atinge 300-400 m pe flancul nordic al cutei și 450-500 m pe flancul sudic. Principalele tipuri de roci care alcătuiesc acest complex sînt: șisturi muscovito-biotitice cu granat, calcare cristaline, calcare dolomitice și dolomite, roci amfibolice. Șisturi muscovito-biotitice cu granat. Șistu- rile muscovito-biotitice cu granat participă preponderent la alcătuirea complexului și se deosebesc de mieașisturile din complexul inferior prin- tr-un grad mai coborît de cristalinitate. Observațiile microscopice confirmă acest fapt chiai’ în cazul cînd structura rocii mai păstrează încă urme evi- dent ale granoclasării din timpul sedimentării. Șisturile sînt constituite din benzi paralele de cuarț litic (nerecristalizat) și albit ce alternează ritmic cu benzi constituite din muscovit și biotit. Granatul are dimensiuni reduse (1-3 mm) și de cele mai multe ori este fisurat și intens cloritizat. Aceeași transformare în clorit poate fi observată și la biotit. Spre partea supe- rioară a complexului, granatul devine din ce în ce mai rar, iar pe lîngă muscovit apare sericitul. Parageneze : cuarț-albit-muscovit-biotit-granat și cuarț-albit-mus- covit-biotit. Calcare cristaline, calcare dolomitice și do- lomite. Eocile carbonatice metamorfozate se întîlnesc la diferite nivele, unde formează intercalații cu grosimi de ordinul metrilor pînă la zeci de metri. Cea mai importantă intercalație de roci carbonatice este reprezen- tată prin calcarul cristalin care delimitează partea superioară a com- plexului. Institutul Geological României 29 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAIFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 93 în zona periclinală a antiformnlui Voislova-Silvaș, de la Lunca Cernii, calcarele albe-cenușii ating o grosime de cca 150-180 m, efilîndu-se treptat spre est, pe flancul nordic al cutei, în valea Ableului unde calcarele sînt înlocuite complet prin șisturi calcaroase și pe cel sudic (pîrîul Curia- cului, fig. 10) unde calcarele se îndințează cu șisturi cristaline. Fig. 10. — Complexul șisturilor micacee cu interca- lații de roci amfibolice; îndințarea șisturilor actino- litice tufogene (1) cu calcarul alb cristalin (2) din nivelul reper de la limita superioară. Pîrîul Curia- cului. Complexe des schistes micaces ă intercalations de roches amphiboliques; enchevCtrement des schistes actinolitiques tuffogenes (1) avec le calcaire blanc cristallin (2) du niveau repere de la limite superieure. Ruisseau du Curiac. Observațiile de teren arată că în timpul metamorfismului calcarul a avut un rol de ecran în propagarea undei metamorfice. Acolo unde acesta lipsește, tranziția spre complexul superior se face gradat, iar acolo unde grosimea lui este mare, termenii de tranziție lipsesc. Lentile de calcar alb se întîlnesc frecvent pe creasta Ableului, unde sînt asociate cu șisturi cuarțitice carbonatice (sideritice) impregnate cu magnetit și pirită. Din studiul secțiuniloi’ subțiri reiese că o parte din cuarț a participat la alcătuirea rocii inițiale, iar o mare cantitate de cuarț a invadat roca pe fisuri, ulterior, înlocuind în unele cazuri carbonatul. Pirita și ulterior magnetitul pătrund în rocă în timpul unor procese postmetamorfice. în zona Boița, pe flancul sudic al antiformnlui Voislova-Silvaș, se întîlnește un dolomit silicios, care se dezvoltă în vecinătatea limitei cu sedimentarul. Sub aceste dolomite mai mult sau mai puțin silicioase se dezvoltă un calcar cu aspect masiv, uneori brecios, însoțit de cuarțite rubanate, roci cu care se asociază minereul piritos de la Boița. Părțile silicioase ale acestei zone cu roci carbonatice sînt considerate de K r ă u t- ner ca reprezentînd cuarțite secundare, provenite din coloizi de protec- ție (K r ă u t n e r , 1965). Nivelul de calcare cristaline asociate zăcămîntului metamorfozat de pirită de la Boița reapare spre vest de exploatarea minieră sub forma unor intercalații discontinue care au putut fi identificate pînă în valea Mășcașului. Pe flancul de nord al antiformnlui Voislova-Silvaș acest nivel de calcare își are echivalentul în calcarele situate pe valea Peștilor și valea Lingina. Parageneze : cuarț-calcit±magnetit; cuarț-calcit-sericit; cuarț-dolo- mit-calcit-magnetit și cuarț-dolomit. Institutul Geologic al României igr/ 94 O. MAIER et al. 30 Roci amfibolice. Rocile amfibolice formează în cadrul complexului două orizonturi cu caractere petrografice distincte. Ori- zontul inferior este alcătuit din șisturi amfibolice carbonatice cu sau fără granat. La microscop se observă că păturelele constituite din hornblendă Fig. 11. — Complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. Zonă intens tectonizată. 1, amfibolite feldspatice; 2, șisturi cuartlto-grafitoase muscovitice; 3. șisturi muscovitice cu granat șl grafit; 4, șisturi grafitoase; 5. șisturi muscovitice cu grafit; 6, brecie tectonică., f = falie, F = foliatie. Complexe des schistes micaces â intcrcalations de roches amphiboliques. Zone intense- ment tectonisee. 1, amphibolites feldspathiques; 2, schistes quartzito-graphiteux â grenat et graphite; 4, schistes graphiteux; 5, schistes muscovitiques & graphite; 6, br^che tectonique. f = faille, F = foliation. verde sînt întrerupte de păturele subțiri de cuarț și calcit. Tipul acesta de șist amfibolic provine probabil dintr-o rocă inițial marno-grezoasă (fig. 11). Orizontul superior aflorează pe valea Ableului și în continuare spre E la Boița, unde se caracterizează printr-o alternanță intimă de șisturi amfibolice cu aspect tufogen (cu sau fără magnetit), cu calcare și șisturi sericito-cuarțitice. Metamorfozarea acestui complex a avut loc la nivelul faciesului de șisturi verzi, subfaciesul cuarț-albit-muscovit-almandin. Complexul șisturilor cuarțitice s ericito as e Complexul șisturilor cuarțitice sericitoase se situează în succesiune stratigrafică normală peste complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice și reprezintă stiva de șisturi cu care se încheie succesiu- nea complexelor din partea sudică a masivului Poiana Ruscă. Institutul Geologic al României 31 STUDIUL GEOLOGIC ȘT PETROGRAVIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 95 Limita inferioară a complexului este bine marcată, de nivelul cal- carului cristalin asociat cu roci amfibolice descrise anterior. Limita supe- rioară nu o cunoaștem. Grosimea vizibilă a acestui complex poate ajunge pînă la 1500 m. Zona în care se întîlnește complexul se situează în partea de E a masivului, între Lunca Cernii și Silvașul de Sus, constituind zona de ax a antiformului Voislova-Silvaș. La alcătuirea complexului participă predominant șisturi slab meta- morfozate, a căror origine premetamorfică a fost net detritogenă, sporadic, întîlnindu-se carbonatite metamorfozate și șisturi actinolitice. Șisturi sericito-cuarțitice ± b i o t i t. Șisturile seri- cito-cuarțitice alcătuiesc fondul petrografic al complexului și sînt carac- terizate printr-o textură orientată și o structură granolepidoblastică. Sericitul din rocă se dezvoltă alături de o mică incoloră cu culori de bire- fringență mai scăzute. Nu este exclus ca acest mineral micaceu să repre- zinte o varietate de sericit. De reținut este faptul că biotitul se dezvoltă în cristale mai mari pe planele foliației metamorfice, frecvent întîlnindu-se transformat în clorit. Același fenomen se observă și în cazul granatului, care se întîlnește cu totul sporadic în șisturile cuarțitice cu sericit și biotit. Parageneze : euarț-albit-muscovit-biotit±granat; cuarț-albit-mus- covit; cuarț-muscovit-biotit și cuarț-sericit-muscovit. Șisturi sericito-cloritoase. Aceste roci se întîlnesc ca intercalații cu grosime și extindere redusă. Prezența lor este trădată de culoarea caracteristică datorită limonitizării magnetitului, care pigmen- tează roca, doritul este în mod evident primar. Uneori se observă păturele carbonatice cu clorit, albit și magnetit care amintesc de episoade tufitice în evoluția lor premetamorfică. Parageneze : cuarț-muscovit-clorit; și cuarț-albit-muscovit-clorit. La alcătuirea complexului participă, datorită numeroaselor aso- ciații mineralogice dintre cuarț, albit, sericit, clorit, biotit și granat, și alte varietăți de roci: șisturi cuarțitice, cloritice cu biotit și granat; șisturi cuarțito-feldspatice cloritoase; șisturi cuarțo-sericitoase; șisturi cuarțitice clorito-sericitoase. Calcare cristaline. Calcare cristaline metamorfozate se întîlnesc pe valea Țața avînd grosimi cuprinse între 2-4 m. Caracterul lor ferifer (ankeritic) a dus la formarea unei zone de alterație hipergenă cu limonit. încercările de explorare ale acestor iviri s-au oprit datorită caracterului local al mineralizației. Metamorfozarea acestui complex a avut loc în condițiile faciesului de șisturi verzi, cu o trecere continuă de la subfaciesul cuarț-albit-epidot- biotit la subfaciesul cuarț-albit-muscovit-clorit. Magmatismul inițial proterozoic și infracambr ian La descrierea complexelor pe care le considerăm de vîrstă pro- terozoică am arătat că în cadrul complexului paragnaiselor cu biotit, t Institutul Geologic al României X IGRZ 96 O. MAIER et al. 32 rocile amfibolice apar relativ frecvent ajungînd să predomine în orizontul superior. în complexul micașisturilor cu almandin, ortoamfibolitele sînt relativ mai rare. în complexul șisturilor muscovitice cu intercalații amfi- bolice o bună parte din amfibolite reprezintă roci eruptive bazice. Ele ajung pînă la baza complexului șisturilor cuarțitice sericitoase. Asociația amfibolitelor, dintre care majoritatea sînt roci endogene și a tufurilor bazice metamorfozate, cu roci ultrabazice de asemenea metamorfozate regional, poate fi considerată ca aparținînd unui complex ofiolitic reprezentînd magmatismul inițial al unei arii de sedimentare de tip eugeosinclinal. Prezența rocilor metaeruptive bazice în două complexe distanțate în scara stratigrafică sugerează existența în evoluția tectono-magmatică, a două momente de magmatism bazic precambrian, corespunzătoare evoluției a două geosinclinale, unul prebaicalian și celălalt baicalian. Rocile eruptive metamorfozate ale ciclurilor tectono-magmatice prebaicalian și baicalian au caracter bazic și ultrabazic. Au fost separate : metaperidotite, metagabbrouri, metadolerite și metadiorite. Roci ultrabazice metamorfozate Rocile eruptive ultrabazice metamorfozate au o răspîndire relativ restrînsă în cadrul orizontului superior al complexului paragnaiselor cu biotit. Ele apar sub forma unor corpuri lenticulare alungite, concordante cu paragnaisele între care se intercalează. După compoziția lor mineralogică se pot deosebi mai multe varietăți aparținînd însă toate grupei peridotitelor. Astfel se pot distinge peri- dotitele propriu-zise cu grad de serpentinizare foarte variat și peridotite cu piroxeni de tipul wehrlitelor. Metaperidotite. Pe valea Florușului și pe un afluent sting al acesteia, pe un afluent sting al Bistrei (între Bucova și Băuțar) și într-o deschidere în marginea șoselei (comuna Bucova) au fost întâlnite mai multe corpuri, cu dimensiuni metrice pînă la ordinul sutelor de metri, de ultra- mafite metamorfozate regional. Efectele metamorfismului regional asupra acestor roci sînt relativ slabe, în schimb transformările autometamorfice au atins intensități foarte variate astfel că se întîlnesc tranziții gradate de la o rocă aproape exclusiv olivinică (dunit) pînă la serpentinitele apodunitice. Pentru nici o altă grupă de roci nu este mai evidentă consta- tarea lui W i 11 i a m s : ... “all roks are transitional members of serries... ... clear-cut boundaries are not to be expected”. Acolo unde serpentinizarea nu este decît incipientă, olivina proaspătă este străbătută de cristale lungi de tremolit. Pe fisuri se observă formarea serpentinitului. în unele secțiuni se observă structura celulară caracte- ristică transformării olivinei în antigorit. Spre periferia corpurilor lenticulare, olivina se păstrează sub formă de resturi între snopii de tremolit. Pe valea Rămetea și în deschiderea din comuna Bucova, roca este șistoasă și este formată din tremolit și talc, în cîteva corpuri mici serpentinizarea este completă. ||hV Institutul Geologic al României (GR./ 33 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 97 în afara mineralelor citate se constată uneori prezența bastitului, a unei mice magneziene și a magnetitului xenomorf. Asociația olivinei cu magnetitul xenomorf sugerează o structură siderolitică a rocii, înainte de serpentinizare. Analiza planimetrică a secțiunii nr. 5195 (valea Florușului-Băuțar) relevă următoarea compoziție modală (%): Olivină 32 Amfibol 12 Crisotil-antigorit 10 Calcit 3 Talc 34 Minerale opace 9 Aceeași rocă a fost analizată chimic (analist Suzi 11 i e s c u) cu următorul rezultat : Compoziția chimică a probei nr. 5195 —valea Florușului-Băuțar (Poiana Buscă) SiO„ 44,00 A12O3 2,61 Fc2O3 4,37 TiO2 urme Parametrii Nigli FeO 5,20 CaO 2,10 si = 70 Ic = 0,35 MgO 34,00 al = 2,5 mg = 0,37 MnO 0,07 fm — 92,3 c K2O 0,60 c = 3,5 0,04 Na,0 0,65 alk = 1,7 fm S 0,23 qz = -36,8 PâO5 0,13 T = 0,8 H2O-W5 urme t = 2,7 h2o+105 5,59 co.. 0,20 Total 99,75 Indicațiile pe care le dau acești parametri privitor la compoziția mineralogică a rocii sînt în concordanță cu compoziția modală. Para- metrul qz puternic negativ indică absența cuarțului. T = 0,8 reprezintă o valoare neglijabilă a excesului de alumină. De asemenea k.2alk= 1,2 și (l-k)2alk = 2,2 ar corespunde unei cantități foarte mici de plagioclaz normativ. Menționăm că în secțiune nu a fost observat plagioclazul. în cazul acestei roci, date fiind transformările în condițiile meta- morfismului regional, relativ slabe, originea endogenă este mai evidentă. în proiecția tetraedrică, parametrii al-alk se plasează net în cîmpul eruptiv (fig. 12). Cu toate acestea, încadrarea rocii într-unul din tipurile magmatice ale lui Niggli este foarte dificilă, dat fiind valoarea foarte mare a parametrului fm. în diagrama ti-mg se pune în evidență o corelare pozitivă cu meta- gabbrourile din regiune. M e t a w e h r 1 i t e. Tot în orizontul superior al complexului para- gnaiselor cu biotit, pe valea Mărului (Zeicani) s-a întîlnit o rocă dură de 7 - C. 470 flpP-r Institutul Geologic al României \ icr7 98 O. maier et al. 34 culoare neagră, în care se disting cu ochiul liber cristale de piroxeni. La microscop se observă pe lingă olivină, dialag, tremolit, antigorit, muscovit și spineli (pl. II, fig. 4). Structura relictă de rocă intrusivă se păstrează destul de bine. Compoziția modală este corespunzătoare unei roci wehrlitice. al Fig. 12. — Proiecția rocilor meta- eruptive bazice și ultrabazice în te- traedrul al-fm-c-alk. Projăction des roches mătairupti- vcs basiques et ultrabasiques dans le tdtraedre al-fm-c-alk. Olivină apare ca relicte pe cale de transformare în antigorit în timp ce cristalele de dialag sînt frecvent pseudoinorfozate de tremolit. Magnetitul este ca și la serpentinitele apodunitice, xenomorf. Compoziția modală (%) a serpentinitului apowehrlitic nr. 3484 Olivină 34 Piroxeni 3 Amliboli 4 Crisotil + antigorit 42 Spineli 5 Minerale opace 9 Sericit 4-muscovit +talc 3 Roci bazice metamorfozate în afara rocilor metaeruptive ultrabazice, apar în complexul para- gnaiselor cu biotit, în special în orizontul superior, roci amfibolice a căror origine endogenă este evidențiată de compoziția modală, structuri relicte și chimism. La descrierea complexelor am menționat că există totuși și amfibolite lipsite de indicii clare ale unei proveniențe endogene unele din ele avînd o compoziție mineralogică apropiată de a pararocilor. Amintim aici că atît Ghika-Budești (1944) cît și P a v e 1 e s c u (1952) considerau că amfibolitele din această regiune s-au format prin meta- morfozarea unor marne. Au fost separate următoarele tipuri de roci: metagabbrouri, meta- dolerite, metatufuri și metatufite. Metagabbrouri. Spre deosebire de metaperidotitele pe care nu le-am întîlnit decît în partea de sud-est a masivului, între Băuțar și Institutul Geologic al României 35 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 99 Bucova, metagabbrourile au fost cartate în toată aria ocupată de ori- zontul superior al complexului paragnaiselor cu biotit în zonele Tincova, TABELUL 3 Compoziția chimică a unor metagabbrouri din Poiana Pușcă de sud Proba nr. 415 (valea Stîrnișoara) Proba nr. 566 (pîrîul Tăului) Proba nr. 1550 (valea Vîjului) Proba nr. 5197 (valea Florușului) SiO2 47,10 45,75 47,50 50,11 A12O3 15,30 17,70 14,90 14,38 Fe2O3 12,75 15,35 12,36 2,76 FeO 2,20 1,30 1,95 12,66 MgO 5,60 4,25 6,35 0,07 MnO 0,10 0,10 0,10 3,50 CaO 9,10 8,25 6.70 11,50 Na2O 1,65 3,37 3,67 1,86 K2O 0,65 0,60 0,60 0,77 TiO2 2,05 2,35 3,50 1,52 P2O5 0,17 0,65 0,39 0,22 S 0,03 urme L^O-1050 0,30 0,24 0,31 urme H2O + 105° 2,16 0,71 1,28 0,74 Pierdere la calcinare 2,90 1,10 1,45 0,24 Total 99,13 100,62 99,61 100,10 TABELUL 4 Parametrii Niggli 415 566 1550 5197 Gabbrou, Niemi- Lavia si 116 109 115 122 105,6 al 22,2 24,9 21,3 20,6 22,75 fm 48,9 45,5 51,8 43,7 46,96 c 24,0 21,0 17,4 30,1 26,30 alk 4,9 8,6 9,5 5,6 3,99 ti 3,7 4,3 6,4 2,8 — k 0,2 0,1 0,1 0,2 0,17 mg 0,40 0,33 0,44 0,3 0,37 c 0,5 0,46 0,34 0,69 0,56 fm 0,14 0,71 0,43 0,18 — -3,6 -25 -23 0 -12,00 qz T 17,3 16 11,8 15 18,76 t -6,7 - 4,7 - 5,6 -15,1 — 7,54 Lunca Cernii, valea Stîrminosului și Băuțar-Criva. Ele mai apar sporadic și în complexul micașisturilor cu almandin și la partea inferioară a com- plexului șisturilor cuarțitice-serieitoase în zona Prislop-Boița. Institutul Geologic al României ' 100 O. MAIER et al. 36 Hornblendă și plagioclazul se disting cu ochiul liber iar în secțiuni subțiri se observă tendința spre idiomorfie și structura gabbroidă relictă. Plagioclazul este bazic. Titanitul este prezent în cantitate relativ mare. Magnetitul apare sporadic diseminat în masa rocii (pl. III, fig. 1). Prin simpla comparare a analizelor chimice constatăm următoarele caracteristici: SiO2 este cuprins între 45—50 procente gravimetrice; ti 9,0 8.0 7.0 6,0 <,,0 3,0 7.0 1,0 0,1 0.7 0.3 M 0,5 0,6 0.7 0,8 0,9 mțj Fig. 13. — Variația parametrului ti in funcție de mg la rocile metaeruptive bazice și ultrabazice din Poiana Ruscă de sud. Variation du paramătre ti en fonction de mg des ro- ches mătaăruptives basiques et ultrabasiques de Po- iana Ruscă meridionale. Na2O nu depășește 4%, iar K2O este mai puțin de 1%. Există o corelare destul de bună a oxizilor, pentru a susține originea endogenă a rocilor. După parametrii Niggli cele trei eșantioane analizate se încadrează în tipul magmatic gabbroid-piroxenic pînă la hawaitic. Compararea directă cu un gabbrou de la Niemi-Lavia (Finlanda) arată o concordanță remarcabilă cu parametrii Niggli ai metagabbroului nr. 415 (tab. 4). în proiecția tetraedrică, cele patru roci analizate se plasează grupat în cîmpul eruptiv. Diagrama ti-mg evidențiază o bună corelare a metaperidotitelor (nr. 5195) cu metagabbrourile (nr. 415 și 566). O poziție diferită o ocupă metagabbroul .1550 care are valoarea „ti” mare pentru o valoare „mg” relativ mică (fig. 13). Suma ti + 10 mg hotărîtoare (Fabries, 1963) pentru originea endogenă a rocilor metamorfozate este pentru cele patru metagabbrouri următoarea : 415 566 1550 5197 ti + 10 mg 7,7 7,6 10,8 5,8 Aceste valori constituie un argument în plus pentru originea lor magmatică. Parametrii Niggli ne permit să tragem de asemenea unele concluzii privitoare la compoziția mineralogică, iar compararea cu compoziția reală confirmă originea magmatică a acestor roci. 37 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 101 Astfel, se observă în tabelul 4 că la rocile analizate parametrul qz este negativ. Aceasta înseamnă că rocile sînt lipsite de cuarț liber. în cazul metagabbroului 415 valoarea lui qz este însă ușor negativă ceea ce în cazul prezenței hornblendei aluminoase, a biotitului etc. admite și prezența unei cantități mici de cuarț. într-adevăr roca este un gabbrou cu biotit și conține foarte puțin cuarț. Celelalte două roci sînt lipsite de cuarț. TABELUL 5 Compoziția modală (%) a unor metagabbrouri din Poiana Buscă de sud Nr. probei 506 10397 5197 Amfiboli 50,5 67,9 67,0 Feldspat 37,1 15,4 18,0 Cuarț — 5,9 9,0 Biotit — — 2,0 Epidot (zoizit) 9,1 — — Titanit 2,4 2,1 4,0 Apatit 0,9 1,9 — Prezența plagioclazului este sugerată de valorile destul de mari ale lui T. în privința naturii plagioclazului se poate calcula un plagioclaz normativ cu cea 60% An pentru 415, 48% An pentru 566 și 38% An pentru 1550. Compoziția actuală a plagioclazului nu este însă aceasta, în general ne găsim în prezența unui plagioclaz mai acid. Calciul liberat se păstrează uneori sub formă de calcit în interiorul cristalului de plagio- claz (secțiunea 566) sau a recristalizat sub formă de epidot (zoizit). Valorile negative ale parametrului t concordă cu originea magmatică a rocii inițiale. M e t a d o 1 e r i t e. Pe pîrîul Chiciora, afluent al văii Lătoroasa, și în alte cîteva locuri am întîlnit o rocă amfibolică faneritică cu structura i’ntersertală foarte bine conservată. Roca este formată din hornblendă verde-albăstruie idiomorfă, biotit brun-roșcat, plagioclaz alotriomorf ocupînd interstițiile și titanit granulai'. Amfibolul poate înlocui fenocristale relicte, idiomorfe, cu habitusul cristalelor de augit, avînd însă o birefringență scăzută. Epidotul este prezent în cantitate mai mare. M e t a d i o r i t e. Metadioritele au o răspîndire mai mare iar separarea lor pe teren a fost uneori îngreuiată de fenomenele intense de migmatizare care se suprapun peste roca inițială. Grosimea metadioritelor metamorfozate este frecvent cuprinsă între 30 m și 100 m. Pe direcție pot fi urmărite pe distanțe ce depășesc uneori cîteva sute de metri. Cea mai mare răspîndire a metadioritelor se cunoaște în orizontul magmatogen-detritogen superior al complexului paragnaiselor cu biotit. Institutul Geological României \ ICR 102 O. MAIER et al. 38 Macroscopic, roca are o structură granonematoblastică subliniată de orientarea cristalelor de hornblendă, la care se adaugă feldspatul plagioclaz, cuarțul și uneori biotitul. Caracterul de rocă eruptivă rezultă din structura relictă intrusivă și din aspectul plagioclazilor (macle com- plexe, idiomorfism, pl. III, fig. 2). Pe lingă criteriile de mai sus, adăugăm cantitatea mare de titanit (2-3%), proprie rocilor magmatice bazice și intermediare. Conținutul în cuarț și amfibol este variabil încît se reali- zează tranziții spre roci metagabbrodioritice. Compozifia modală (%) a metadiorițelor Amfiboli 35-55 Plagioclaz 20-55 Cuarț 0-10 Biotit 0-7 Granat 0-5 Titanit 3-12 Minerale opace 1-6 Metatufuri și metatufite bazice. în geosinclinalele prebaicaliene și baicaliene, tufurile bazice s-au dezvoltat atît în com- plexul paragnaiselor cu biotit cît și în complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. în complexul paragnaiselor cu biotit se întîlnesc metatufuri și metatufite bazice, mai frecvente, în orizontul superior din zona Tincova, în bazinul văii Cernii precum și în zona Băuțar-Poieni. Macroscopic au aspectul unor șisturi cu amfiboli în care distingem hornblendă, cuarț, biotit și dorit. Prezența mineralelor micacee le conferă o textură pronunțat șistoasă. Metatufurile bazice sînt mai greu de separat în zonele intens migmatizate. Hornblenda este de obicei verde-albăstruie, plagioclazul are un conținut în anortit ce nu depășește 12%, cuarțul apare subordonat. Prin participarea materialului terigen, alături de cel de origine endogenă, tufurile trec la tufite, care prin metamorfism mai conservă uneori elemente litice din fracțiunea detritogenă. Un alt caracter al metatufitelor bazice este asocierea hornblendei cu biotitul și uneori cu museovitul. în zona de sud a masivului, la vest de localitatea Poieni, metatufurile și metatufitele bazice se asociază într-o alternanță intimă, încît carto- grafic sînt greu de separat. Grosimea acestei alternanțe în zona de la vest de Poieni sugerează o activitate intensă a magmatismnlui inițial la acest nivel. Metatufurile din complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice sînt reprezentate prin șisturi amfibolice. Grosimea acestor metatufuri nu depășește 100 m și reprezintă un adevărat reper în orizon- tarea terenurilor cristaline. Metatufurile pot fi urmărite fără întrerupere de la Silvaș-Boița-Lunca Cernii, pînă la Dăbîca-Lingina, marcînd flancurile antiformului Voislova- Silvaș. Institutul Geologic al României 39 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 103 Macroscopic șisturile amfibolice se caracterizează prin culoarea verde—verde-albăstruie și o abundență a fisurilor de tip ac care permit o separare în plăci cu dimensiuni centimetrice. Studiul microscopic pune în evidență o structură nematoblastică. Mineralele componente sînt: hornblendă actinolitică, cuarț, epidot, zoizit 130% 20 Fig. 14. — Diagrama diferențierii rocilor /5 metaeruptive bazice din Poiana Ruscă de sud. Diagramme de la diffărenciation des ro- t0. ches mătaăruptives basiques de Poiana Ruscă meridionale. 5- o Piroxeni \ \ \ \ Seria baza/t alcalin-trahil Seria tho/eilică \ \ > <550 \ / % W i / Sl»7 ^556 / X^bit 0,10 .0,20 0,30 0,1,0 0,50 m203ISi0, pe lîngă care întâlnim granule de magnetit și titanit. Originea endogenă a acestor roci se deduce din compoziția mineralogică. Pe flancul de nord al antiformului Lunca Cernii-Silvaș, zoizitul este mult mai abundent putînd să ajungă uneori pînă la 30% din totalul mineralelor. Metamor- fismul acestor tufuri s-a făcut la nivelul faciesului de șisturi verzi, sub- faciesul cuarț-albit-epidot-almandin, asociație critică recunoscută în șisturile pelitice înconjurătoare. Asociația de roci ultrabazice și bazice descrisă are caracterul unei formațiuni ofiolitice reprezentând magmatismul inițial al geosinclinalului proter’ozoic. Urmărind distribuția acestor roci în complexele separate, ajungem la concluzia că manifestările magmatice au atins paroxismul în timpul sedimentării a ceea ce numim acum complexul paragnaiselor cu biotit. Manifestări sporadice ale magmatismului ofiolitic au mai avut loc și în timpul sedimentării formațiunilor flișoide din care au rezultat șisturile complexului micașisturilor cu almandin. După depunerea acestora, are loc o recurență a magmatismului bazic odată cu sedimentarea pelitelor din care au rezultat rocile complexului șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice, pe care îl atribuim împreună cu complexul supraiacent, Infracambrianului putînd să ajungă pînă în Cambrianul inferior. Am amintit că în diagrama ti-mg se constată o bună corelație între două din metagabbrourile și metaperidotitul analizate chimic. Alte două metagabbrouri se proiectează în această diagramă în puncte situate excentric. O altă diagramă imaginată de Murata (1960) în care pe abscisă este notat raportul procentelor gravimetrice ale Al2O3/SiO2, iar în ordo- nată Mo-O, permite separarea seriilor toleitice de cele alcalin-bazaltice (fig- 14). Institutul Geological României 104 O. MAIER et al. 40 Rocile bazice de care ne ocupăm se proiectează net în domeniul seriilor bazaltelor aluminoase cu tendință spre cele alcalin-bazaltice. Metaperidotitul se proiectează în afara diagramei, în prelungirea dome- niului cu olivină. Consanguinitatea acestor roci ni se pare astfel argumentată, cu toate deosebirile compozițiilor mineralogice actuale. Repartiția faciesurilor metamorfismului regional în șisturile cristaline prebaicaliene și b aic aii en e Șisturile cristaline din partea de sud a masivului Poiana Ruscă alcătuiesc o succesiune metamorfică completă. Paragenezele caracteristice faciesurilor și subfaciesurilor meta- morfice ale unor sedimente argiloase ne-au permis să conturăm ariile de răspîndire a șisturilor cu grade diferite de metamorfism. Există aici o trecere continuă de la metamorfismul intens la un metamorfism mai slab ; toate treptele caracteristice fiind prezente. Succe- siunea metamorfică este însă inversă; fenomen care are un caracter regional. Au putut fi deosebite zone de ocurență a sillimanitului, distenului, staurolitului, almandinului, biotitului și doritului în parageneze carac- teristice faciesurilor metamorfice almandin-amfibolit și de șisturi verzi. Am atribuit subfaciesului sillimanit-almandin-ortoclaz șisturile cris- taline cuprinse între Băuțarul inferior-Ștei (pl. XIV) și bazinul văii Poieni, unde au dezvoltarea cea mai mare. Tot la acest subfacies se încadrează și rocile cu sillimanit de la nord de Lingina și din bazinul văii Vălișoara. Din punct de vedere stratonomic izogradul sillimanitului include selectiv complexul paragnaiselor' cu biotit, cuprinzînd orizontul inferior și numai o parte din orizontul superior (zona Băuțarul inferior-Ștei-Poieni). Paralel cu formarea mineralelor tipomorfe subfaciesului, rocile amfibolice se acomodează acestei trepte de metamorfism. Prin dispariția sillimanitului, în partea superioară a stivei își fac apariția șisturile în care nu s-au putut separa distinct zona cu disten și zona cu staurolit. Asocierea uneori intimă a acestor minerale ne-a determinat să trasăm un cîmp metamorfic comun, caracterizat prin pre- zența ambelor subfaciesuri (disten-almandin-muscovit și staurolit-al- mandin). Formarea staurolitului în aceeași zonă cu distenul este condiționată, după W i n k 1 e r (1965), de chimismul inițial al sedimentelor, carac- terizat printr-un exces de Fe2O, simțitor mai mare decît MgO. în acest caz subfaciesul B24 și B22 nu pot fi separate. Apariția biotitului alături de staurolit, disten și almandin (pe valea Vălișoara) se explică printr-un exces de MgO. Acest subfacies comprehensiv se poate întîlni la scara masivului, fiind mai larg dezvoltat în zona antiformului Voislova-Silvaș, la nivelul complexului paragnaiselor cu biotit. Subfaciesul staurolit-almandin (B2J) își anunță prezența odată cu dispariția distenului, cuprinzînd o parte din orizontul magmatogen-detri- togen superior și aproape în întregime complexul micașisturilor cu al- Institutul Geological României 41 STUDIUL GEOLOGIC ȘT PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 105 mandin. La acest cîmp metamorfic se limitează condițiile termodina- mice caracteristice faciesului almandin-amfibolitic. Faciesul șisturilor verzi afectează complexele dispuse geometric sub șisturile metamorfozate în condițiile subfaciesului staurolit-almandin, într-o tranziție metamorfică continuă, începînd cu subfaciesul cuarț-albit- epidot-almandin și încheind cu subfaciesul cuarț-albit-muscovit-clorit. Răspîndirea acestuia din urmă se limitează la complexul din sîmburele antiformnlui Voislova- Silvaș. La nivelul subfaciesului cuarț-albit-epidot-almandin sînt metamor- fozate șisturile situate la partea superioară a complexului micașisturilor cu almandin și complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfi- bolice. Paragenezele minerale descrise atestă metamorfozarea lor în con- dițiile subfaciesului de mai sus. Urmează subfaciesul cuarț-albit-epidot-biotit al cărui izograd inferior se suprapune peste limita superioară stratigrafică a complexului șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. Șisturile cuarțitice cu muscovit și biotit aparținînd acestui subfacies sînt distribuite pe flancurile anti- formului Voislova-Silvaș. în zona axială a acestei structuri au fost deosebite șisturi cu un grad coborît de metamorfism, care pot fi încadrate în faciesul șisturilor verzi, subfaciesul cuarț-albit-muscovit-clorit. în concluzie, șisturile cristaline din partea de sud a masivului Poiana Ruscă (ciclurile precambriene) reprezintă o stivă de roci meta- morfozate progresiv, în condiții mergînd de la partea inferioară a faciesului almandin-amfibolit și pînă la partea superioară a faciesului de șisturi verzi. Limita dintre cele două faciesuri și limitele dintre subfaciesuri nu sînt nete și în general nu se suprapun peste limitele stratigrafice. Inten- sitatea metamorfismului exprimată prin paragenezele minerale descrește pe verticală de la formațiunile situate în prezent la partea superioară spre cele situate geometric la partea inferioară a stivei de șisturi cristaline. Suprafața înfășurătoare are alura structurilor plicative majore. Astfel găsim aproximativ în axul pseudosinclinalului Băuțar-Criva și Maciova- Lunca Cernii șisturi metamorfozate în subfaciesul sillimanit-almandin- ortoclaz, în timp ce în sîmburele pseudoanticlinalului Voislova-Silvaș se întîlnesc șisturi aparținînd subfaciesului cuarț-albit-muscovit-clorit. Metamorfozarea sedimentelor și a rocilor endogene proterozoice și a celor infracambriene considerăm că a avut loc în timpul orogenezei prebaicaliene și baicaliene. în alte faze de metamorfism, de intensitate mai redusă, legate de orogeneza caledoniană și de cea variscă, șisturile intens metamorfozate în orogeneza prebaicaliană și baicaliană au suferit un retromorfism pro- nunțat. în Poiana Ruscă de sud efectele acestui retromorfism au un caracter regional și afectează mai puternic complexele cu un grad de metamorfism mai ridicat, ca fiind cele mai puțin adaptate la noile condiții. Institutul Geologic al României \ 1GR 106 O. MAIER et al. 42 Produse de anatexie și migma tism Am rezervat un capitol special pentru rocile feldspatice, produse în condițiile de anatexie și migmatism, deoarece ele formează o grupă importantă, în cadrul șisturilor cristaline din regiune. Aceste roci feld- spatice sînt legate de zonele profunde ale metamorfismului regional și în consecință le întîlnim numai la nivelul complexului paragnaiselor cu biotit și sporadic la nivelul complexului micașisturilor cu almandin, mar- cînd astfel prin dezvoltarea lor zonele axiale ale structurilor. Rocile rezultate prin procesele de anatexie și migmatism sînt dispuse în două structuri plicative principale, care coincid parțial cu aria de dezvoltare a complexului paragnaiselor cu biotit și a complexului mica- șisturilor cu almandin. Sectorul din nord începe de la Tincova, în vestul masivului, și se continuă prin vîrful Poieți, unde după o întrerupere datorită bazinului sedimentar Rusca Montană-Lunca Cernii, reapare între Lunca Cernii și Hașdeu. Sectorul sudic se dezvoltă între Băuțar și Criva. Dintre rocile care au rezultat în condițiile amintite mai sus vom descrie : granitoide anatectice ; migmatite metablastice ; migmatite meta- tectice și pegmatite. Granitoide anatectice Granitoidele anatectice se întîlnesc cu precădere în zona cuprinsă între Băuțarul inferior și Criva și cu totul izolat pe valea Vălișoara. Aceeași răspîndire sporadică o au granitoidele anatectice și în partea nordică, unde un mic corp (fig. 15) a fost întîlnit pe valea Vălarița (P a vele s cu, Fig. 15. — Contact între gnaisele grani- toide (1) și gnaisele slab feldspatizate muscovito-biotitice (2) pe valeaVălarița. Dimensiunile aflorimentuhn 30 m/8 m. Contact entre gneiss granitoldes (1) et Ies gneiss faiblement feldspathises inuscovi- to-biotitiques (2) dans la va!16e de la Vă- larița. Les dimensions de l’affleurement: 30 m/8 m. 1955) . Tot- în acest sector un element puțin rulat de gnais granitoid a fost găsit la Cheile Cernii. Macroscopic, se deosebesc printr-o structură hipi- diomorf-granulară și textură slab orientată; roca este formată predo- minant din feldspat plagioclaz de culoare albă, mai rar alb-roz, cuarț și biotit. Uneori de la aspectul granulai’ se trece local la benzi paralele, discon- tinue, care se termină în pană. Această terminație sugerează originea Institutul Geologic al României 43 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 107 migmatică a gnaiselor. Granitoidele de acest tip sînt concordante cu stiva de șisturi în care sînt cuprinse. Observațiile în secțiuni subțiri indică prezența unui plagioclaz, larg cristalizat, uneori maclat, de compoziția unui albit sau a unui oligoclaz (An < 30%) de origine litică, slab sericitizat. între cele două generații de feldspat se observă structuri de reacție metasomatică. în procente mai scăzute apar cristale de feldspat potasic reprezentate prin microclin. Cuarțul cu aspect pavimentos este recristalizat și ocupă spațiile dintre cristalele de plagioclaz. Uneori plagioclazul albitic înglobează cuarț semi- angular din paleosoma rocii. Biotitul se întîlnește sporadic, ca paiete cu o vagă orientare metamorfică. Cu totul izolat se observă o decolorate a biotitului și uneori transformarea lui în clorit. Se mai întîlnește apatitul, zirconul, epidotul și magnetitul. în extremitatea de est a șisturilor cristaline mezometamorfice, în apropierea localității Criva, precum și în bazinul văii Nedelcului și al văii Micota, au fost puse în evidență granitoide leucocrate cu textură slab orientată. Aspectul orientat, deși nu este prea evident, ne-a determinat să descriem aceste granitoide sub numele de „gnaise granitoide” (R. 1963). Ca urmare a faptului că în vecinătatea localității Criva, aceste granitoide, ușor discordante, au o dezvoltare mai mare, vom descrie toate aparițiile sub numele de „granitoidul de Criva”. Granitoidul de Criva a fost considerat de Schafarzik (1908) și de H o t z (1909), ca o intruziune banatitică, punct de vedere infirmat de cercetările ulterioare (G h i k a - B u d e ș t i, R. 1949 ; Pavelescu, 1955). Macroscopic, granitoidul atrage atenția prin granulația mare a feldspatului de culoare alb-roz. La limita dintre granule poate fi observat biotitul intens cloritizat și uneori cuarțul. Mărimea componenților (feldspat, cuarț) atinge în mod frecvent 8-12 mm. Dimensiunea mare a cristalelor de feldspat poate fi observată în zonele de intensă alterare, unde granitoidul se transformă într-un ,,gruss” cu granulație mare constituit din elemente de formă izometrică sau eliptică. Studiul secțiunilor subțiri confirmă prezența unei structuri hipi- diomorf-granulare și o textură masivă, pînă la slab orientată. Mineralele sînt predominant reprezentate prin microclin, plagioclaz și cuarț. Relațiile dintre feldspatul plagioclaz (albit) și microclin sugerează raporturile dintre paleosomă și neosomă. Deși feldspatul plagioclaz, intens alterat, se conservă într-o structură echigranulară cu aspect aplitic, el reprezintă de fapt paleosoma rocii inițiale, înglobată prin creșterea cristalelor de microclin în noul ansamblu granitoid. Feldspatul plagioclaz al paleosomei are o bordură albitică limpede, sincronă cu vîrsta de formare a microclinului (pl. III, fig. 4). Feldspatul potasic se cunoaște sub două forme de prezentare; una de metablaste constituite din mai mulți indivizi și alta de filonașe în care se observă cristale echigranulare. Ambele generații de microclin se găsesc în aceleași raporturi cu paleosoma, formînd structuri tipice. Institutul Geological României 108 O. MAIER et al. 44 Mineralele colorate sînt alcătuite din biotit, adesea cloritizat, pre- zent în proporție de pînă la 10% din totalul mineralelor, epidot, clorit. Mai recunoaștem prezența calcitului și sericitului. TABELUL 6 Compoziția modală (%) a granitoidului de Criva Proba nr. 300 valea Poieni Proba nr. 794 valea Nedelcului Compoziția medie Cuarț 34,0 26,0 30,0 Plagioclaz 44,0 36,0 40,0 Microclin 11,0 30,0 21,0 Biotit (clorit) 9,0 6,0 8,0 Minerale opace 0,9 0,5 0,5 Minerale accesorii 1,3 2,0 3,0 Becalculînd raportul medie obținem : Cuarț 33 dintre mineralele leucocrate din compoziția Plagioclaz 44 Microclin 23 Se observă o variație procentuală destul de mare a diferitelor com- ponente. Acest lucru apare normal în urma rezultatelor experimentale obținute în ultimul timp pentru rocile granitoide. TABELUL 7 Compozita chimică a granitoidului de Criva Proba nr. 6110 pîrîul Măzăricbii (Băuțar) Proba nr. 7420 Criva SiO2 66,85 67,95 A12O3 14,48 16,75 Fe,O3 2,57 0,20 Feb 2,28 1.60 MnO 0,18 0,15 MgO 1,10 1,10 Ca O 3,08 2,80 Na2O 2,90 2,12 K2O 3,85 4,41 TiO2 1,10 0,95 p2o6 0,20 0,14 s — 0,53 co2 0,18 0,22 h2o 0,80 0,76 Total 99,57 99,58 45 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 109 Parametrii Niggli Proba nr. 6110 Proba nr. 7420 si = 283 ti = 3,6 St = 325 ti = 3,5 al = 36,0 k = 0,39 al = 47,2 k = 0,57 fm = 23,7 c = 13,8 m = 0,29 fm = 15,3 mg = 0,51 șz = 76.2 c = 14,4 qz = 157 all; = 26,7 T = 9,3 alk = 23.1 T = 24,1 c/fm = —0,58 t = -4,5 c/fm = 0,94 l = 9,7 Proba cu numărul 6110 are o compoziție granitică adamelitică. Valoarea negativă a parametrului t sugerează originea magmatică. în tetraedrul dl, fm, c, alk se proiectează net în domeniul eruptiv. A doua analiză (7420) se proiectează la limita dintre domeniul eruptiv și cel al sedimentelor argiloase. Parametrul t indică un ușor exces de alumină, ceea ce poate fi interpretat în sensul unei participări a mate- rialului sedimentar (paleosoma) la alcătuirea rocii. Mineralele normative leucocrate participă în următoarele procente gravimetrice : Q Ab Or An 23 39 25 12 (nr. 6110) 33 23 31 13 (nr. 7420) Compoziția normativă este comparabilă ca ordin de mărime cu cea modală. Compoziția modală este în proporții apropiate de compo- zițiile eutectice. Se constată la mineralele normative o abatere a lui Q și An de la compozițiile eutectice stabilite experimental de P 1 a t e n, 1965 (citat de W i n k 1 e r, 1965). Nici media aritmetică a compoziției modale a celor două roci anali- zate nu reprezintă un rezultat mai favorabil și nu ne lămurește asupra cauzei valorilor aberante ale cuarțului și anortitului. Dacă facem abstracție de valoarea An și recalculăm celelalte trei componente obținem : Compoziția eutectică experimentală Proba nr. 7420 (W i n k 1 e r , 1965) Q : Ab : Or 38 : 26 : 36 Q : Ab : Or 43 : 21 : 36 Acest raport al feldspaților alcalini și al cuarțului este foarte apropiat de compozițiile eutectice obținute experimental la o temperatură de 695°C și PH,o = 2000 bari. Diferențele nu prea mari se pot datora fie presiunii H2O diferită care influențează după cum au arătat T u 111 e și B o w e n (1958) compoziția eutectică, fie faptului că o bună parte a rocii analizate repre- zintă compoziția inițială a paragnaisului (paleosoma) din care provin. Aceasta iese în evidență în special în privința An și concordă cu obser- vațiile microscopice consemnate mai înainte : o parte a plagioclazului are caracter litic. Institutul Geologic al României 110 O. MAIER et al. 46 Relațiile dintre mineralele leucocrate și ale acestora cu mineralele de culoare închisă, observate în teren la scara aflorimentului și în laborator, la scara secțiunilor subțiri sînt caracteristice rocilor migmatice. Asociația granitoidului de Criva cu roci tipic migmatice (venite, agmatite etc.) și cu metamorfite cu sillimanit nu este întâmplătoare, sau pentru a-1 cita Fig. 16. — Vîrsta relativă a granitoidului de Criva determi- nată prin metoda extincției, ondulatorie a cuarțului. Âge relatif du granitoide de Cri- va determine par la măthode de l’extinction ondulatoire de quartz. pe Read (1957) “...the associatition of metamorphites, migmatites and granites, must mean something”. Interpretarea acestor asociații de roci și a relațiilor dintre ele trebuie să țină cont de faptul că raportul dintre mineralele componente leuco- crate este cel corespunzător unei compoziții eutectice. în concluzie, granitoidul de Criva s-a format prin anatexia para- gnaiselor cu biotit. Experimental, s-a dovedit că anatexia este posibilă la temperaturi și presiuni corespunzătoare condițiilor termodinamice ale faciesului amfibolitic. Reamintim că atît granitoidul de Criva cît și cele- lalte roci migmatice sînt legate spațial de aria de răspîndire a complexului paragnaiselor cu biotit, metamorfozat în faciesul amfibolitic, că între diferitele tipuri de roci migmatice există tranziții. Procesul de anatexie a avut loc după metamorfismul regional, într-o fază imediat următoare, probabil în timpul fazei cinematice a orogenezei prebaicaliene. Relațiile dintre minerale și unele relații spațiale între roci relevă două etape ale procesului de anatexie. Vîrsta gr an it o i delor de Criva. Date potasiu/argon obținute prin analiza unor probe provenite din granitoide de Criva indică o cifră de 329 milioane ani (analist F i 1 i p e s c u). Acest moment cores- punde în scara timpului (K u 1 p) cu Carboniferul, moment corespun- zător încheierii ciclului tectono-magmatic varisc. De la această dată (320 mii. ani), granitoidul de Criva nu a mai fost deranjat de mișcări mai noi. Institutul Geological României 47 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 111 Unghiul de extincție ondulatorie a cuarțului măsurat pe mai multe granule este de 49°. în diagrama din figura 16 acest unghi indică o vîrstă de 540 milioane ani ceea ce ar corespunde vîrstei regenerării baicaliene. Migmatite metablastice în această grupă de roci includem două tipuri principale de mig- matite asociate cu roci mai puțin feldspatizate : gnaise oculare și gnaise granulare. Gnaise oculare. Gnaisele oculare se dezvoltă cu precădere în complexul paragnaiselor cu biotit, marcînd aliniamente ce pot fi urmă- rite pe distanțe de kilometri. Zona cea mai unitară și care oferă profile bine deschise se situează între Tincova și vîrful Poieți, spre est între Lunca Cernii și Hașdeu (fig. 17). în sud-estul masivului Poiana Ruscă, migmatitele metablastice alcătuiesc intercalații cu extindere mai mică în zona cuprinsă între Băuțarul inferior și Criva. în migmatite se disting două generații de metablaste formate în condiții de temperatură și presiune diferită: prima generație o reprezintă metablastele oculare predominant calcosodice, subordonat potasice dispuse Fig. 17. — Gnaise oculare lingă tunelul rutier din versan- tul drept al văii Cerna. Geniss oeillăs preș du tunnel routier dans le versant droit de la vallăe de la Cerna. concordant cu șistozitatea metamorfică, a doua generație este reprezentată prin cristaloblaste de feldspat potasic cu contururi idiomorfe ce se dispun discordant față de foliația metamorfică. Prima generație de migmatite metablastice, concordante cu șisturile cristaline se asociază cu întreaga suită de roci feldspatice cunoscute în masiv. Institutul Geological României 112 O. MAIER et al. 48 Migmatitele metablastice sînt constituite clin ochiuri mari de plagio- claz și de feldspat potasic de culoare albă, alb-roz, cu dimensiuni cuprinse între 1-10 cm situate într-un înveliș cu o cristalinitate medie format din cuarț, plagioclaz, biotit și muscovit. Metablastele de formă eliptică se dispun cu dimensiunea mare în sensul foliației metamorfice (fig. 18). Fig.18. — Gnais biotito-muscovitic (1) cu occli mari de feldspat (2). Gneiss biotito-muscovitique (1) ă grands ocelli dc feldspalh (2). A doua generație este mai bine reprezentată în partea de vest a masivului, unde pe Valea Mică au fost întîlnite metablaste cu contur idiomorf, avînd dimensiuni cuprinse între 3-6 cm cu dezvoltare discor- dantă în raport cu foliația paragnaiselor. Vîrsta acestor metablaste de feldspat potasic, care se dezvoltă pe direcția fisurilor de forfecare, este ulterioară vîrstei de formare a migmatitelor care cresc în planul șisto- zității metamorfice. Studiul secțiunilor subțiri al migmatitelor metablastice din prima generație confirmă prin prezența feldspatului plagioclaz, a cuarțului și granatului că dezvoltarea lor a avut loc pe fondul paragnaiselor cu biotit. Această constatare presupune că o mare parte din materialul constitutiv al metablastelor a provenit din feldspatul inițial, reprezentat prin albit-oligoclaz iar o altă parte a provenit din mobilizarea și migrarea anatectică a unor soluții mai profunde. Compoziția diferită a soluțiilor feldspatice a dus în condițiile unui metamorfism avansat la formarea unor migmatite metablastice, predo- minant calcosodice și subordonat la migmatite cu metablaste de com- poziție potasică. Institutul Geological României 49 STUDIUL, GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 113 Metablastele de compoziție calco-sodică din prima generație se caracterizează printr-o dezvoltare granulară a feldspatului plagioclaz, asociat cu cuarțul. Feldspatul plagioclaz inițial din paragnaise prezintă de cele mai multe ori o zonă centrală pigmentată cu minerale argiloase și este de compoziția unui albit bazic (14% An) înconjurat de o coroană de albit proaspăt. în aceste coroane de reacție de compoziție albitică, se observă uneori structuri mirmekitice care confirmă ipoteza unor schimburi meta- somatice. în jurul metablastelor se observă un înveliș cu textură granoblastică pînă la lepidogranoblastică format din cuarț, albit bazic, biotit, granat și muscovit. Menționăm faptul că unele muscovite, a căror dezvoltare este diferită de șistozitatea generală a migmatitelor, pot reprezenta minerale mai tinere, formate probabil pe fondul unui microclin. Metablastele de compoziția predominant potasică din prima gene- rație, concordante cu șistozitatea metamorfică sînt bine reprezentate în zona Tincova-vîrful Poieți și în valea Cernii. Din punct de vedere mineralogic, metablastele acestor migmatite sînt constituite aproape în întregime din microclin, format dintr-un agregat de 2-3 granule care înglobează prin creștere cuarț, feldspat plagio- claz sericitizat și uneori granat. Aceste relații evidențiază efectul unei metasomatoze potasice, care a condus la formarea metablastelor potasice. între ochiurile mari de feldspat potasic, cuarțul, feldspatul plagioclaz și biotitul alcătuiesc o matrice care înconjoară metablastele. Metablastele de feldspat potasic formate în faza următoare, dispuse pe fisurile de forfecare, sînt caracterizate prin dezvoltarea largă a cristalo- blastelor de microclin cu contururi idiomorfe sau cu o tendință pronunțată de idiomorfie. Formarea acestora o considerăm sincronă cu granitoidele sincine- matice ca rezultat al unui al doilea front de feldspatizare potasică, recu- noscut la scară regională. Asociații minerale: Paleosoma : albit bazic/oligoclaz+cuarț-)-biotit +granat; albit+microclin+cuarț+biotit+muscovit. Neosoma: gene- rația I: albit+cuarț și microclin+cuarț; generația a Il-a : microclin+ cuarț. Gnaise granulare. Gnaisele granulare sînt asociate intim cu celelalte roci migmatice (fig. 19). Gnaisele granulare se caracterizează prin dezvoltarea blastică a albitului, a ortozei cu structură grafică și a cuarțului. între mineralele amintite se dispune biotitul, larg cristalizat, cuarțul și feldspatul plagio- claz intens alterat. Gnaisele granulare reprezintă un tip structural de tranziție de la feldspatizarea difuză spre migmatitele metablastice oculare. 8 - c. 470 PfcL Institutul Geological României icr/ 114 O. MAIER et al. 50 Migmatite metatectice în această grupă de roci feldspatice am separat tipuri texturale diferite reprezentate prin gnaise lineare și gnaise „lit par lit”. Gnaise lineare. Gnaisele lineare însoțesc de cele mai multe ori migmatitele metablastice. Uneori pe teren a putut fi surprinsă o Fig.19. — Alternanță dc gnaise amfibolice (1) cu gna- ise granulare (2). Complexul paragnaiselor cu biotit. Valea Pietrii (Meria). Cută metrică cu axul orizontal. Alternancc de gnciss amphiboliques (1) avec des gne- iss granulaires (2). Le complexe des paragneiss â bio- tite. Valea Pietrii (Meria). Pli metrique ayant l’axe horizontal. trecere continuă de la un aspect textura! la altul. Migmatitele metatectice se întîlnesc însă și izolat, formînd zone ce pot fi urmărite cu unele discon- tinuități pe distanțe mari. Migmatitele metatectice se întîlnesc în toate cele trei arii de dezvol- tare a rocilor feldspatice. Textura!, se deosebesc prin alcătuirea lor din părți leucocrate, cuarțo-feldspatice ce alternează cu părți de culoare închisă, constituite din minerale micacee. Studiul microscopic confirmă prezența unei texturi rubanate consti- tuită din benzi de feldspat plagioclaz intens alterat, în ■alternanță cu benzi de cuarț cu aspect pavimentos, separate între ele de biotit și muscovit, reprezentînd paleosoma. De-a lungul planelor constituite din feldspatul plagioclaz alterat, uneori mirmekitic, se observă prezența feldspatului potasic proaspăt care înglobează prin creștere, mineralele formate anterior. Acest fapt ilustrează cazul general prezent la scara masivului în care o generație nouă de feldspat potasic proaspăt, de origine endogenă, cristalizează ulterior, determinînd relații noi între minerale. Biotitul se dezvoltă în cristale mici și împreună cu muscovitul completează suita mineralelor principale. Cloritul a fost recunoscut în unele secțiuni ca provenind din transformarea biotitului, sugerînd un proces de retromorfism. Unele clorite dispuse pe fisuri, ca de exemplu în cristalele de plagioclaz și care nu au o relație evidentă cu un mineral în stare de dezechilibru, reprezintă clorite secundare de circulație. Aceeași origine pare să o aibă și unele depuneri de sericit pe fisurile și planele de maclă din feldspatul plagioclaz. Pe lîngă migmatitele metatectice cu biotit și muscovit, amintim că unele roci amfibolice împrumută o textură rubanată (fig. 20) ajungînd uneori în aceeași zonă pînă la formarea de arterite. în aceste migmatite Institutul Geological României 51 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 115 arteritice feldspatul plagioclaz și cuarțul se remobilizează într-o rețea neregulată, care invadează întreaga masă a rocii amfibolice, dînd naștere unor aspecte caracteristice (fig. 21). Parageneze. Paleosoma: oligoclaz+cuarț+biotit+muscovit; oligo- claz+cuarț+biotit+muscovit+granat și feldspat plagioclaz -(-hornblendă -(-cuarț-}-biotit. Neosoma : microclin-}-albit și ortoză-(-cuarț. Fig. 20. — Amfibolite cu biotit înlocuite parțial de roci cuarțo-feldspatice. Complexul paragnaiselor cu biotit, valea Purcărețului. 1, amfibolite cu biotit; 2, șisturi muscovito-biotitice cu granat, 3, roci cuarțo-feicispatice cu muscovit. a - cuarț. Dimensiunile afiorimentuhii 4 m/3 m. Amphibolites ă biotite remplacees partiellement par des roches quartzo-feldspathiques. Le com- plexe des paragneiss â biotite, vallee du Purcăreț. 1, amphibolites â biotite; 2, schistes muscovito-biotitiQues A grenat; 3, roches quartzo-feldspathiques a muscovite. q=quartz. Les dimensiona de raffleurement; 4 m/3 ni. Gnaise „ 1 i t par li t”. Gnaisele „lit par lit” au fost separate pentru prima dată sub forma unui nivel continuu de către Giușcă et al. (1956) în zona Tincova. Cercetările noastre au confirmat limitarea acestui tip de roci mig- matice în apropierea unui amfibolit ce a putut fi urmărit de la Tincova, Fig. 21. — Gnaise amfibolice rubanate, ca resturi decimetrice (1) în gnaise cu biotit (2) (Meria). Gneiss amphiboliques rubanis sous forme de d^bris dâcimi- triques (1) dans des gneiss â biotite (2) (Meria). din Valea Mică pînă la vîrful Poieți. Profilul bine deschis în gnaisele „lit par lit” este oferit de valea Vălișoara, unde pe un fond amfibolitic cu cristalinitate mijlocie apar injecții de culoare deschisă, cuarțo-feld- spatică cu grosimi cuprinse între 1-15 cm și extindere de ordinul sutelor de metri. Soluțiile feldspatice au pătruns pe planul foliației, dar le găsim în unele aflorimente și sub formă de cute ptygmatice, larg ondulate. Detaliile microscopice oferite de studiul secțiunilor subțiri atrag atenția asupra unor structuri tipic aplitice formate prin cristalizarea simultană a albitului, feldspatului potasic cu structură grafică, feldspatului pertitic, microclinului și cuarțului. Unele cristale de feldspat plagioclaz intens alterate, care se găsesc incluse în mineralele noi, reprezintă paleo- soma rocii în care sînt găzduite injecțiile feldspatice (pl. III, fig. 3). Institutul Geologic al României \ IGRZ 116 O. MÂ.IER et al. 52 Ca fenomene secundare surprinse, amintim dezamestecurile pertitice, prezența unor mirmekite și tendința de formare a schachbrettalbitului. Ultimul fenomen este legat de un aport de Na pe fondul feldspatului potasic și a fost observat numai în acest tip de gnaise. La contactul dintre gnaisele ,,lit par lit” și tufurile bazice meta- morfozate se observă o decolorare a mineralelor mafice. Pegmatite Pegmatitele se întîlnesc cu precădere în partea de sud a masivului Poiana Ruscă fiind legate de evoluția ciclului tectono-magmatic pre- baicalian. Pegmatitele sînt dispuse în filoane sau mici corpuri lenticulare. Dimensiunea filoanelor pegmatitice este variabilă, avînd grosimi cuprinse între 1 cm pînă la 5-6 m și lungimi care încep de la cîțiva metri pînă la 400-500 m (valea Florușului). în nord, cu totul excepțional, cum este la vîrful Milu filoanele pegmatitice au grosimi de 10-12 m. Cele mai importante apariții de pegmatite (care constituie puncte de exploatare pentru muscovit) se găsesc în versantul drept al Văii Fierului, în bazinul văii Florușului, în zona Cor nu Mare și pe cursul mijlociu al văii Micota. în zona Tincova-Hașdeu nu s-au întîlnit pegmatite exploa- tabile pentru muscovit. Din punctul de vedere al relațiilor cu rocile înconjurătoare se disting în teren pegmatite concordante și cu totul întîmplător pegmatitic dis- cordante. Pegmatite concordante. Zona Băuțar-Bucova-Valea Fierului este cunoscută de mult timp pentru numeroasele corpuri de peg- matite orientate aproximativ E-W. Primele cercetări asupra pegmatițelor se datoresc geologilor austro- ungari. în 1951 Gherasi (R. 1951) se ocupă într-un raport geologic detaliat de studiul pegmatitelor, descriind forma de zăcămînt, compo- ziția mineralogică și răspîndirea zonelor cu lentile de pegmatit. Superceanu (1957) într-o lucrare asupra pegmatitelor din Banatul de est descrie și un filon din regiunea Tîlva-Băuțar, filon în care s-au întîlnit cîteva minerale cu elemente rare : berii, floroapatit și schorlit. Superceanu consideră pegmatitele ca fiind legate genetic de masi- vele granitice. Zona cu pegmatite din Valea Fierului-Băuțar se continuă la sud de valea Bistra spre Poiana Mărului și Crîșma, însumînd o lungime de peste 35 km. Pegmatitele sînt cantonate în complexul paragnaiselor cu biotit, orizontul superior, în zona unde acest orizont conține și numeroase inter- calații de roci amfibolice. După compoziția mineralogică, asociații petrografice, textură și structură s-au putut separa mai multe grupe de pegmatite : pegmatite cuarțo-plagioclazice cu muscovit asociate cu gnaise granitoide și gnaise aplitice; pegmatite cuarțo-plagioclazice cu microclin, muscovit, biotit, 53 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 117 granat și turmalină; pegmatite. cuarțo-plagioclazice cu biotit, disten și turmalină. Pegmatite cuarțo-plagioclazice cu musco- vit asociate cu gnaise granitoide și gnaise a p 1 i t i c e. Aceste pegmatite se caracterizează prin minerale cristalizate mărunt, în granule de 2-3 cm 0, ajungînd pînă la micropegmatite, trăsă- tură care le apropie de gnaisele aplitice cu care de altfel sînt asociate. Strînsa lor legătură cu gnaisele granitoide și cu gnaisele aplitice și trecerea gradată de la un tip de rocă la celălalt, forma cît și paragene- zele, ne fac să credem că dezvoltarea lor a avut loc pe seama gnaiselor aplitice, în zone preferențiale unde posibilitatea de creștere metasomatică a cristalelor era favorizată, fie de zone de fisurare intensă, fie de existența unor crăpături mari. Pegmatite cuarț o-p lagioclazice cu microclin, muscovit, biotit. Feldspatul potasic se recunoaște ușor de cele- lalte minerale datorită culorii roz. Masa principală a pegmatitului este formată din cuarț, albit, microclin și muscovit. Moscovitul apare dise- minat sub forma unor cristale mărunte, lamelare, cu dimensiuni subcen- timetrice. Aceste pegmatite se întîlnesc pe valea Micota, valea Vacii și afluenții din dreapta ai văii Cernii. Pegmatite cuarț o-p lagioclazice cu microclin, muscovit, biotit, gr anat și turmalină. în această grupă au fost incluse majoritatea pegmatitelor care au fost exploatate pentru muscovit. Acestea formează un aliniament destul de continuu, urmărit din valea Bistra, pînă la Valea Fierului. Pegmatitele sînt localizate în orizontul superior al complexului paragnaiselor cu biotit, în zona cu șisturi feldspatizate și cu gnaise lineare, pe flancul sudic al sinformului Băuțar-Criva. Majoritatea corpurilor pegmatitice au forme de filoane cu grosimi ce variază de la cîțiva centimetri la 7-8 m și lungimi de ordinul decimetrilor pînă la ordinul zecilor de metri. Ele sînt dispuse concordant cu șistozi- tatea rocilor cristaline. Creșterea pegmatitelor a avut loc în spații libere și apoi extinderea lor s-a făcut prin presiunea exercitată de forța de cris- talizare a blastelor nou formate (pegmatite de dilatare), R amberg (1952). S-au întîlnit și cazuri cînd filoanele sînt ramificate, datorită cris- talizării pe fisuri ușor discordante față de șistozitatea metamorfică (fig. 22). Frecvent apar pegmatite lentiliforme și cuiburi de pegmatite crescute prin împingerea laterală, plastică a șisturilor înconjurătoare (pegmatite concreționare) (fig. 23). Mineralele principale din această grupă sînt reprezentate prin: cuarț-plagioclaz-microclin-muscovit-biotit; ca accesorii apare turmalina neagră, granatul, berilul și hornblendă. Mineralele sînt larg cristalizate muscovitul putînd atinge dimen- siuni de 10/20 cm, granatul de 3-5 cm, berilul de 5-10 cm etc. Pegmatite cuarțo-plagioclazice cu biotit,dis- t e n și turmalină. Aceste pegmatite au fost găsite numai î n două Institutul Geological României 118 O. MAIER et al. 54 puncte: pe versantul nordic al văii Bistra în dreptul localității Băuțar și în blocuri pe pîrîul Nedelcului. La Băuțar, pegmatitele apar sub forma unor lentile concordante cu dimensiuni mici la care s-a observat următoarea structură zonară: la exterior o zonă formată din feldspat, cuarț, biotit și muscovit cu o struc- Fig. 22. — Amfibolite retezate de pegmatite. 1. negmatite; 2. amfibolite; 3. micașisturi muscovito-biotitice F = falie, f =foliatie. Frontul galeriei 1. Barzii, Valea Fierului. Amphibolites sectionnăes par des pegmatites. 1. pegmatites; 2. amphibolites; 3. micascbistes muscovito-biotiti* ques. F = faille, f = foliation. Front de la galerie no.l, Barzu, Valea Fierului. tură aplitică, această zonă face trecerea de la roca-gazdă (paragnaise cu biotit) la pegmatitul propriu-zis. Zona mediană este formată dintr-o bandă subțire în care se dezvoltă cristale centimetrice de biotit, apoi o bandă cu feldspat, avînd structură Fig. 23. — Lentilă de peginatit (1) în gnaise biotitice (2). Valea Fierului. Lentille de pegmatite (1) dans des gneiss biotitiqucs (2). Valea Fierului. pertitică, asociat cu cuarț și turmalină neagră. Din această bandă se dezvoltă cristale de disten (pl. I, fig. 1). Zona centrală este alcătuită dintr-un nucleu de cuarț, opalin, în care se dezvoltă dezordonat, uneori radiar, cristale prismatice de disten. Distenul are o culoare cenușie-albăstruie, dezvoltîndu-se în cristale cu dimensiuni de 10-12 cm (pl. I, fig. 2). Genetic, aceste pegmatite sînt legate de condiții de metamorfism mai avansat. R a m berg consideră pegmatitele cu corindon și sillimanit din Montana ca reprezentând segregații bogate în aluminiu provenit din pache- tul de sedimente, care prin recristalizare și metasomatoză au condus la formarea acestui tip de pegmatite. 55 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 119 Prezența distenului în pegmatite metasomatice, formate în condi- țiile granitizării, demonstrează posibilitatea cristalizării acestuia în condi- ții normale, fără participarea stressului. în aceste condiții distenul ar putea lua naștere în urma transformării muscovitului prin următoarea reacție : muscovit->microclin + disten + H2O. Posibilitatea unor astfel de reacții a fost demonstrată pentru for- marea unor pegmatite cu corindon de către Ramberg. Referindu-ne în general la geneza acestor „pegmatite” este greu să le asemănăm cu pegmatitele formate în timpul proceselor magmatice. Datorită acestor motive sîntem de părere că folosirea termenului de pseudopegmatite propus de Schneiderhbhn (1961) ar fi mult mai adecuat pentru caracterizarea unor astfel de roci. Pegmatite discordante Pegmatitele discordante sînt foarte reduse ca răspîndire și aparțin din punct de vedere genetic de tipul dilațional. Ele au fost întîlnite la vîrful Milu și pe Valea Fierului. Din punct de vedere mineralogic aceste pegmatite sînt constituite din feldspat potasic, biotit și muscovit. Prezența pegmatitelor discordante, în care sînt conservate elemente structurale moștenite de la roca-gazdă, pledează în favoarea originii Fig. 24. — Pegmatite discordante. Vîrful Milu. 1. paragnaise cu biotit: 2. gnaise granuiare biotito*muscovitice; 3. pegmatite calco-alc&iine cu muscovit; 4, palete de biotit care se continuă, nederanjate în pegmatite. Pegmatites discordantes. Sommet de Milu. 1. paragneiss â biotite; 2. gneiss granulaires biotito-muscovitiques: 3. pegmatites chalco-aicalines & muscovite: 4, pa- illettes de biotite qui se continuent sans etre d6rang6es en pegmatites. metasomatice a acestora. Faptul că benzile de biotit din paragnaise se continuă cu aceeași orientare prin pegmatitul discordant sugerează ideea unei înlocuiri parțiale a componentelor paragnaiselor fără deranjarea texturală a rocii-gazdă (fig. 24). 120 o. maier ei al. 56 Ca rezultat al acestor observații, pegmatitele din partea de sud a masivului Poiana Ruscă se pot grupa genetic în două categorii: cele con- cordante rezultate ca urmare a unui proces de segregație metamorfică cu predominarea feldspatului ealcosodic și cele discordante, rezultate în urma unor procese de metasomatoză potasică în paragnaisele cu biotit. Skarne de reacție în zona cu feldspatizare intensă, dintre Băuțar și Criva la contactul dintre aplite pegmatitice, pegmatite și gnaisele granitoide cu calcare cristaline și cu amfibolite, iau naștere roci de contact caracterizate prin parageneze mineralogice deosebite de cele formate în timpul metamorfis- mului regional. S-au recunoscut următoarele tipuri petrografice : calcare cu piro- xeni și magnetit, calcare cu diopsid și scapolit și amfibolite cu piroxeni. Calcare cu piroxeni și magnetit. în partea de est a masivului pe Valea Fierului și pe valea Florușului, la contactul pegma- titelor calco-alcaline cu intercalații de calcare cristaline, s-a observat prezența unei zone de skarne de reacție cu magnetit. Pe Valea Fierului dezvoltarea zonei de skarne de reacție a atras atenția cercetătorilor (H o t z, 1909) datorită mineralizației cu magnetit. Studiul în secțiuni subțiri a indicat prezența următoarelor parage- neze mineralogice : diopsid-calcit; diopsid-granat-calcit și diopsid-calcit- magnetit. Calcare cu diopsid și scapolit. Roca se găsește pe un mic afluent drept al văii Bistra între Băuțarul superior și Bucova. Aici în șisturile cuarțitice cu biotit se întîlnește o intercalație subțire de calcare. Aspectul de skarn este evident. La microscop se observă că roca este formată din cristale largi de calcit deformate mecanic și concrescute cu plaje largi de diopsid, granule neregulate sau rotunjite de scapolit și plaje neregulate de plagioclaz. Scapolitul prezintă următoarele constante optice : este uniax nega- tiv, c = Np, N = 1,58, Ng — Np = 0,025. După aceste constante se pare că scapolitul este un mizzonit. După Sundius (citat de D e a r , Ho vie , Z u s m an n , 1965) scapolitele calcice se pot dezvolta în calcare și în timpul metamor- fismului regional. Asocierea scapolitului cu diopsid, în cazul descris de noi, ne conduce la concluzia că este de origine pneumatolitică. Formarea lui ar putea fi pusă în legătură cu fenomenul general de metasomatoză alcalină caracteristică ultrametamorfismului. Amfibolite cu piroxeni. Amfibolite cu piroxeni au fost întîlnite în cîteva locuri sub formă de intercalații subțiri în gnaise biotito-muscovitice pe valea Barzului, pîrîul Mărului și valea Micota. Amfibolitele cu piroxeni sînt constituite din hornblendă, plagioclaz și diopsid. Hornblendă de culoare verde în cristale prismatice intim con- crescute nu permite dispunerea între ele decît a rarelor cristale de piroxen incolor și de calcit. în hornblendă care în secțiune bazală are contururi M Institutul Geologic al României igr/ 57 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII idiomorfe, sînt incluse granule de titanit, de ilmenit de apatit, zircon și rutil. Structura și textura r rocilor formate în condiții de temperatură ridicată, proprii zonelor pro- funde de metamorfism. Substanțe minerale utile asociate formațiu- nilor proterozoice și i n f r a c a mb r i e n e în șisturile mezometamorfice de vîrstă proterozoică și infracambriană sînt cunoscute substanțe minerale utile reprezentate prin minereuri de fier, minereu piritos și pegmatite cu muscovit. Minereuri de fier. Minereurile de fier se întîlnesc în șistu- rile cristaline din sudul masivului Poiana Ruscă sub forma unor lentile cu dimensiuni reduse, situate la 3 nivele stratigrafice, dintre care două sînt în complexul paragnaiselor cu biotit, orizontul magmatogen-detritogen superior și unul în complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. Ipoteza originii sedimentogene a minereurilor de fier din Poiana Ruscă a fost emisă încă din 1936-1938 de către Codarcea și P e t r u- 1 i a n (R. 1949), fiind confirmată de cercetările geologice ulterioare (M a - ier et al., 1969) în zona centrală a masivului, între Teliuc și Vadu Dobrii. Aceeași origine sedimentogenă a fost atribuită de G h i k a-B u - d e ș t i (R. 1949) și de M a i e r et al. (R. 1962) pentru minereurile de fier din șisturile mezometamorfice ale masivului. Stadiul actual de cunoaștere a zăcămintelor de fier din Poiana Ruscă a făcut posibilă descifrarea condițiilor de formare a acestora și stabilirea zonelor favorabile acumulării lor în șisturile cristaline. Cercetările au pus în evidență faptul că peste tot în masivul Poiana Ruscă, minereul de fier este asociat cu șisturi tufogene sau tufitogene și cu ortoamfibolite (R. 1962) la anumite nivele stratigrafice. Acest fapt a condus la ideea originii exalative a fierului, care s-a depus apoi sub forma unui sediment marin, în mod analog cu formarea zăcămintelor de fier din cuvetele de la Lahn și Dill. în șisturile mezometamorfice, lentilele de magnetit se găsesc în două complexe, asociate cu numeroase intercalații de roci amfibolice dintre care cel puțin o parte sînt de origine eruptivă. Această asociație caracterizează magmatismul inițial ofiolitic, ale cărui produse au fost ulterior metamorfo- zate în condițiile faciesului almandin-amfibolitic. în regiunea Băuțar-Bucova-Lunca Cernii se cunosc cîteva lentile de magnetit în următoarele puncte : la Băuțarul inferior în apropiere de pîrîul Mînii; la Valea Fierului, pe pîrîul Căpriorului, pîrîul Mărului și pe muchia dintre ele; în versantul drept al Văii Fierului, la vîrful Cupto- rului și la Fața Turcului în versantul sting al văii Lacuri. Aceste iviri se găsesc în axul și pe cele două flancuri ale sinformului Băuțar-Criva, în complexul paragnaiselor cu biotit, orizontul magmato- gen superior, la două nivele diferite: zăcămintele de la Băuțar, pîrîul Mărului și vîrful Cuptorului se găsesc la un nivel inferior, iar cele de la Fața Turcului la un nivel superior. Institutul Geological României 122 O. MAIER et al. 58 Ivirile din valea Stîrminosu și de pe afluenții acestuia : pîrîul Lupu- lui, pîrîul Băuțărănesc, Pîrîul lui Ștefan, apar în axul și pe cele două flancuri ale antiformului Voislova-Silvaș. Și aici lentilele de magnetit sînt asociate cu roci amfibolice din nivelul superior, ca și ivirile de la Fața Turcului. Minereul este de obicei masiv, alteori stratificat în păturele alterne alcătuite din magnetit și gangă. De cele mai multe ori în condiții subaeriene minereul devine sfărîmicios, pulverulent. în secțiuni lustruite se observă clar stratificația inițială dată de alternanța păturelelor constituite din magnetit, pirită și cuarț. Uneori apare asociată calcopirita (valea Stîrminosu), alteori sideritul (Băuțarul inferior). Asociații mineralogice : magnetit-cuarț-feldspat-almandin; magnetit- siderit; magnetit-siderit-pirită și magnetit-pirită-calcopirită. în complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice se cunosc mici iviri de siderit pe valea Ableului și versantul drept al văii Muierilor; iviri de siderit și ankerit la Țața și valea Cornului și cuarțite sideritice la obîrșia văii Țebea. Aceste roci sînt constituite din carbonați și silicați de fier, calciu și magneziu, ce conduc la asociații de tipul: calcit-ankerit-siderit-dolomit- cuarț. Din grupa oxizilor, în acest complex, se numără ivirile de magnetit diseminat în șisturi cristaline la NW de vîrful Mladin și pe creasta dintre văile Bulineasa și Tăutul. Aici magnetitul asociat rocilor amfibolice apare diseminat. Nu se cunosc acumulări de genul lentilelor cu magnetit întîlnite la nivelul complexului paragnaiselor cu biotit. Asocierea în acest complex a minereului de fier cu ortoamfibolitele, ne determină să-i atribuim aceeași origine exalativ-sedimentară. Minereu p i r i t o s . în partea sud-estică a masivului, la Boița, în șisturile cristaline ale complexului șisturilor micacee cu inter- calații de roci amfibolice se întîlnesc minereuri piritoase. Mineralizația cu pirită și sulfuri complexe este localizată la nivelul unui calcar silicios, lentiliform, urmărit prin lucrări miniere și cercetări de teren pe tot flancul sudic al antiformului Voislova-Silvaș, între valea Mășcașului și bazinul Streiului. Calcarul silicios se situează spre partea bazală a complexului. Grosimea zonei mineralizate variază la diferite orizonturi de la cîțiva centimetri pînă la 3 metri. Grosimea medie nu depășește în general 0,4 m. Minereul are un aspect masiv, alteori orientat pînă la rubanat. în zonele rubanate se observă o alternanță intimă de benzi cuarțitice cu sericit și benzi de pirită, cutate împreună, atît la scara metrilor cît și la cea a centimetrilor. Aceste observații indică faptul că pirita și rocile asociate au fost sedimentate împreună și apoi metamorfozate și cutate în aceeași fază orogenă. La microscop pirita se prezintă ca un mozaic alcătuit din cristale idiomorfe și liipidiomorfe, în benzi alungite orientate pe direcția șistozi- tății metamorfice. Alteori pirita prezintă un aspect rubanat, sugerat de Ă Institutul Geologic al României 59 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAEIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 123 alternanța păturelelor alcătuite din pirită cu păturele alcătuite din cuarț sau din cuarț și calcit. O caracteristică a minereului este dată de aspectul cataclazat al cristalelor de pirită, aspect rezultat în urma spargerii cristalelor și reorien- tării lor în plane paralele cu șistozitatea metamorfică. Această catacla- zare se datorește probabil unor mișcări sincrone fazei de retromorfism surprinsă la scara întregului masiv în șisturile cristaline proterozoice. Minereul, pe lîngă pirită care reprezintă 90% din totalul minera- lelor, mai conține blendă (cea 4%), galenă (sub 1%) și cu totul întîmplă- tor calcopirită. Blendă, al doilea mineral ca importanță, se întîlnește în cristale mărunte, în plaje și filonașe. în minereu blendă se întîlnește de obicei în zonele rubanate. Calcopirită apare în special spre partea de est a zăcămîn- tului de la Boița, unde pirita devine mai rară. Analizele chimice efectuate au identificat prezența aurului, argin- tului și germaniului. Mineralizațiile cu blendă, galenă și calcopirită reprezintă o fază mai nouă, de natură hidrotermală, oglindită prin circulațiile de galenă pe fisuri, prin cimentarea piritei zdrobite cu galenă prin formele de corodare a piritei de către blendă și a relațiilor între cristale formate în etape diferite (pirită-blendă-galenă-calcopirită) ( Zimme rmann et al., R. 1964). Aceste aspecte, precum și prezența geodelor tapisate cu minerale de gangă pe lîngă observațiile microstructurale demonstrează o origine mixtă a zăcămîntului de la Boița. Peste minereul piritos de natură sedimentogenă se suprapune o fază hidrotermală care regenerează zăcămîntul. Această fază hidrotermală poate fi legată de existența unor corpuri eruptive subcrustale mai noi localizate în apropierea limitei dintre șisturile cristaline și sedimentarul bazinului Hațeg. în această zonă sînt cunoscute linii importante de frac- tură, care au putut favoriza punerea în loc a corpurilor eruptive care să genereze soluții hidrotermale în zona zăcămîntului sedimentogen piritos de la Boița. Pegmatite cu muscovit. Asociat proceselor de feldspa- tizare (anatexie și migmatism) la nivelul complexului paragnaiselor cu biotit sînt cunoscute în Poiana Ruscă de sud, pegmatite cu muscovit, exploatabile. Cîmpul pegmatitic este localizat într-o zonă alungită cu direcția NE-SW, delimitată între Băuțar și Valea Fierului. Această zonă se con- tinuă și la sud de valea Bistrei, spre Poiana Mărului. Exploatările actuale ale pegmatitelor cu muscovit sînt situate pe Valea Fierului și la Băuțar pe valea Micota. Pegmatitele se întîlnesc în lentile sau filoane concordante și discor- dante cu șistozitatea metamorfică. 124 O. MAIER et al. 60 Dimensiunea filoanelor și a lentilelor de pegmatite exploatabile sînt foarte variate : grosimea poate crește de la cîțiva centimetri pînă la 3-5 m. De asemenea lungimea lentilelor este de ordinul metrilor pînă la a zecilor de metri. Ciclul c a 1 e d o n i a n Stratigrafia și petrografia șisturilor paleozoie-inferioare. în zona Tincova, la sud de valea Vălișoara și pe pîrîul Fierului peste orizontul inferior al complexului paragnaiselor cu biotit se dispune un pachet de șisturi muscovitice cu porfiroblaste de plagioclaz, pe care îl atribuim Paleozoicului inferior. Am arătat că partea inferioară a stivei de șisturi epimetamorfice din munții Poiana Buscă, subiacentă complexului șisturilor tufogene bazice și al șisturilor grafitoase, devoniene, reprezintă probabil formațiuni mai vechi și anume paleozoie-inferioare. Beamintim că dintre complexele stratigrafice ale cristalinului epi- metamorfic din zona nordică a masivului Poiana Buscă, am atribuit Paleozoicului inferior și complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi tufogene și complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice. Complexul șisturilor muscovitice cu porfiroblaste de albit în literatura geologică anterioară, aceste șisturi reprezentate pre- dominant prin micașisturi cu porfiroblaste de albit sînt cunoscute ca șisturi mezozonale retromorfozate (Giușcă et al., 1956). Ulterior au fost separate ca un complex retromorfozat al mezozonei, în raporturi tectonice cu paragnaisele din nord (N e a c ș u et al., B. 1961). Cercetările recente au stabilit că raporturile dintre șisturile musco- vitice cu porfiroblaste de oligoclaz și paragnaise sînt raporturi discor- dante, de transgresiune. Complexul șisturilor micacee cu porfiroblaste de oligoclaz este alcă- tuit din șisturi muscovitice, uneori sericito-cloritoase, în care se dispun neuniform porfiroblaste de oligoclaz. în intercalații mai puțin frecvente se întîlnesc șisturi cuarțitice cu biotit, cuarțite și șisturi muscovitice cu almandin. Bocile au în general o culoare cenușie, cenușie-verzuie, un luciu satinat, structura granolepidoblastică și textură șistoasă. în majoritatea cazurilor sînt constituite din cuarț (45 — 66%), plagioclaz acid (7 — 19%), muscovit (15 — 25%), biotit (10 — 20%) și minerale opace (0—2%), pe lîngă care se asociază frecvent almandinul și mai rar mineralele acce- sorii reprezentate prin zircon, apatit și turmalină. Feldspatul plagioclaz se dezvoltă porfiroblastic, incluzînd numeroase cristale de biotit, muscovit, cuarț și turmalină, ceea ce îi conferă un aspect poikilitic. Conținutul în anortit este de cca-15%, caracterizînd un oligoclaz. în celelalte regiuni de aflorare ale complexului (Locva, Brebu și altele) caracterul predominant albitic al plagioclazului ne-a determinat să-i atribuim complexului denumirea, în general cunoscută de „complex Institutul Geological României 61 I STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 125 al șisturilor cu porfiroblaste de albit”, cu toate că la Tincova și în alte părți feldspatul plagioclaz este reprezentat printr-un oligoclaz. Cuarțul împreună cu plagioclazul alcătuiesc benzi cu un aspect pavimentos. Biotitul este de cele mai multe ori cloritizat, pe cînd grana- tul se dezvoltă în cristaloblaste relativ proaspete, străbătute de crăpături fine. Parageneze : cuarț-oligoclaz-muscovit-biotit și cuarț-oligloclaz-mus- covit-biotit-almandin. Stiva de roci, ce alcătuiește complexul șisturilor muscovitice cu porfiroblaste de albit reprezintă o serie terigenă, pelito-psamitică meta- morfozată în condițiile faciesului de șisturi verzi, subfaciesul cuarț-albit- epidot-almandin. Ciclul varisc Stratigrafia și petrografia șisturilor cristaline palcozoiee medii și superioare. în ciclul varisc includem partea superioară a stivei cu șisturi epimetamorfice, cunoscute în zona mediană și nordică a munților Poiana Ruscă. Cartarea amănunțită a acestor formațiuni însoțită de orizontarea stratigrafică și completată cu date de vîrstă, obținute prin determinări microfloristice a permis separarea unor entități stratigrafice corespunză- toare principalelor etape în litogeneza și magmatogeneza geosinclinalului varisc. Reconstituirea evoluției acestor etape a fost posibilă prin descifrarea aspectelor petrografice actuale (M a i e r et al., 1968, 1969 ; Krăutner et al., 1969), marcate de începutul și desfășurarea activității unui magma- tism bazic inițialitic, concomitent cu reeifogeneza în Devonianul inferior și mediu; activitatea unui magmatism predominant acid în Devonianul superior, iar spre finele ciclului, după un moment epirogenic, începutul unei transgresiuni în Carboniferul inferior. Transgresiunea carbonifer-inferioară este bine evidențiată în regiu- nea dintre Tomești și Roșcani, unde direct peste produsele magmatis- mului bazic (la sud de Poieni) și peste cele ale magmatismului acid, meta- morfozate (la est de valea Dobra) se dispun filite sericito-cloritoase (pl.XV). Stratigrafie, stiva de sedimente paleozoiee medii și superioare a fost separată în patru complexe ce se urmăresc din bază astfel: Complexul șisturilor grafitoase; Complexul șisturilor tufogene bazice; Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide; Complexul filitelor sericito-cloritoase. în zona mediană vestică a masivului (Nădrag-Ruschița) se întîlnesc numai primele trei complexe citate. Complexul șisturilor grafitoase Spre partea bazală a stivei de șisturi epimetamorfice de pe valea Negrii (Ruschița) se separă un pachet de șisturi terigene, sericito-clori- 126 O. MAIER et al. 62 toase pigmentate cu grafit. Poziția stratigrafică și prezența pigmentului grafitos ne-a determinat să atribuim aceste pachete de șisturi complexului șisturilor grafitoase. Limita superioară a complexului nu este trasată riguros ; ea se urmă- rește sub un nivel de șisturi clorito-sericitoase cu intercalații de roci tufo- gene și lentile cu minereu de fier (sud de valea Negrii). Limita inferioară a complexului nu o cunoaștem, fiind acoperită de formațiunile sedimentare ale bazinului Rusca Montană. Șisturile complexului se întîlnesc la vest de valea Rușchița pe dealul Morminți și Dealul Negru. Rocile cele mai răspîndite în cadrul complexului sînt șisturile musco- vito-cuarțitice cu biotit și șisturile sericito-grafitoase. Șisturile muscovito-cuarțitice cu biotit sînt roci foioase cenușii- argintii, uneori verzui, datorită doritului. în alte cazuri pigmentul gra- fitos conferă o culoare negricioasă șisturilor muscovitice cu o cristalinitate mai scăzută. Paragenezele caracteristice sînt date de asociațiile: cuarț-albit- inuscovit± almandin; cuarț-albit-sericit-grafit. Partea superioară a complexului include intercalații rare de șisturi tufitogene, verzi caracterizate prin asociațiile petrografice : cuarț-albit- epidot-actinot-calcit. Treapta de metamorfism care a. afectat complexul șisturilor gra- fitoase în regiune este mai ridicată decît în restul masivului și corespunde subfaciesului cuarț-albit-epidot-almandin al faciesului de șisturi verzi. Complexul șisturilor tufogene bazice Faza principală de manifestare a magmatismului inițialitelor bazice din Devonian caracterizează prin produsele sale complexul șisturilor tufo- gene bazice. Complexul șisturilor tufogene bazice se dispune concordant peste complexul inferior. Limitele între care se înscriu șisturile tufogene și tufitogene împreună cu rocile intrusive bazice metamorfozate în masivul Poiana Ruscă sînt variabile. Acest fapt a determinat subdivizarea relativ diferită a complexului în funcție de regiunea cercetată (M a i e r et al., 1964, 1968, 1969; Krăutner et al., 1969). în regiunea dintre Rușchița și Nădrag, adoptăm subdiviziunile separate în anul 1964 (P a v e 1 e s c u et al., 1964) la Rușchița. Complexul șisturilor tufogene bazice include două momente paroxis- male ale activității extrusive vulcanice, alterne cu două momente de sedi- mentare predominant terigenă, separate astfel: Orizontul tufogen inferior; Orizontul terigen intermediar; Orizontul tufogen superior; Orizontul terigen superior. La Rușchița, prin descifrarea unei structuri inverse (anticlinalul culcat al Nădragului), repartizarea spațială a orizonturilor stratigrafice nu mai corespunde cu orizontarea anterioară (Pa vel eseu et al., Institutul Geologic al României 63 STUDIUL GEOIXXÎIC ȘI PETROGRAF1C — MUNȚII POIANA RUSCĂ 127 1964). între cele două interpretări structurale diferite, rămîn totuși posi- bile corelări stratigrafice în unele compartimente tectonice. Sînt corelabile orizontul tufogen inferior în compartimentul Rușchița și valea Lupului, orizontul terigen intermediar pe valea Afinarul Mic și orizontul tufogen superior pe Pîrîul cu Raci, vîrful Boul și cursul superior al văii Afinarul Mare. Orizontul tufogen inferior. în acest orizont se întîlnesc pachete com- pacte de roci vulcanice extrusive, metamorfozate, reprezentate prin șisturi tufogene și tufitogene. Acestora li se asociază curgeri submarine de lave bazice metamorfozate. Orizontul tufogen inferior se dispune concordant peste șisturile complexului grafitos și este acoperit de șisturile cuarțitice ale orizontului terigen intermediar. Rocile orizontului tufogen inferior se întîlnesc pe valea Morii și valea Padeșului, la Rușchița, pe pîrîul Lupului și valea Negrii, pe valea Fîntînilor și la Tincova. Partea inferioară a orizontului, mai terigenă, cuprinde la sud de valea Negrii șisturi muscovito-cloritoase cuarțitice cu lentile de minereu de fier. Partea superioară este alcătuită dintr-o asociație caracteristică de roci tufogene, amfibolice cu calcare marmoreene. Rocile tufogene sînt reprezentate prin șisturi amfibolice, amfibolite, șisturi amfibolo-epidotice cu biotit și almandin, șisturi amfibolo-epidotice cu clorit. Fracțiunea terigenă este alcătuită din șisturi cuarțito-biotitice, șisturi muscovito-biotitice-cuarțitice, șisturi clorito-muscovitice calca- roase. Calcarele marmoreene sînt deschise pe Pîrîul cu Raci și la Rușchița unde exploatarea lor se face în carieră. Spre vest orizontul calcaros se subțiază continuu, reîntîlnindu-se ca intercalații cu grosimi metrice pe pîrîul Lupului, valea Negrii, valea Fîntînilor, valea Cornetului, valea Costenicului și Valea Mică. Asociat orizontului tufogen inferior se cunosc pe pîrîul Lupului și valea Negrii, lentile cu minereu oxidic și carbonatic de fier. O trăsătură caracteristică, mineralogică a șisturilor tufogene este dată de dezvoltarea ulterioară, blastică a unei noi generații de amfibol, în cristale prismatice, dispuse fascicular (hornblendegarbenschiefer) și de biotit crescut discordant față de șistozitatea metamorfică (quer- biotit). Parageneze : albit-hornblendă-epidot-calcit; cuarț-albit-hornblendă- epidot-biotit-almandin; cuarț-albit-muscovit-biotit și cuarț-albit-musco- vit-clorit. Șisturile cristaline ale orizontului tufogen inferior au fost metamor- fozate în condițiile subfaciesurilor cu almandin și biotit ale faciesului de șisturi verzi. Orizontul terigen intermediar. în acest orizont includem șisturile terigene încadrate între două pachete groase de șisturi tufogene bazice. Șisturile cristaline incluse în acest orizont sînt reprezentate prin șisturi Institutul Geological României 128 O. MAIER et al. 64 cuarțitice brune, șisturi cuarțitice negricioase cu biotit și spessartin, șis- turi clorito-sericitoase cu almandin și intercalații subțiri de șisturi actino- litice și calcare cristaline. Succesiunea completă a șisturilor din orizontul terigen intermediar o întîlnim numai pe valea Afinarul Mare, în rest datorită compartimentă- rilor tectonice orizontul terigen se regăsește parțial pe valea Lupului, valea Varnița și pe Pîrîul cu Raci. în partea vestică a masivului orizontul terigen intermediar alcătuiește o bandă cu o grosime mai redusă între valea Fîntî- nilor și valea Tincovița. în sectorul Pîrîul cu Raci, orizontul este limitat spre sud de un plan tectonic, limita lui superioară fiind situată în baza unui nivel discontinuu de roci porfirogene acide (metatufuri riodacitice). Pe Pîrîul cu Raci ori- zontul este alcătuit din șisturi cuarțitice sericito-cloritoase cu biotit și o intercalație de calcare albe. în zona văii Varnița acesta este alcătuit din șisturi cuarțito-albitice cu sericit și clorit, șisturi cuarțitice cenușii în care apar intercalații subțiri de șisturi actinolitice, tufogene. Limita cu orizon- tul superior tufogen este situată la partea superioară a unui nivel de cuarțite feldspatice, brunii, probabil în parte de origine endogenă. Aceleași aso- ciații, la care se adaugă mai multe intercalații de cuarțite, se întîlnesc pe valea Afinarul Mare și pe valea Afinarul Mic. Pe valea Fîntînilor orizontul terigen intermediar se caracterizează în plus prin prezența mai multor nivele de șisturi cuarțitice negre. Cu aceleași caractere, șisturile orizontului terigen se întîlnesc pe Valea Mică și valea Tincoviței. în axul sinformului de la Nădrag orizontul terigen intermediar este reprezentat prin șisturi cuarțitice muscovito-biotitice cu almandin. Orizontul tufogen superior. Cel de-al doilea moment paroxismal vulcanogen al inițialitelor bazice devoniene a fost separat stratigrafie în Poiana Ruscă ca orizont al șisturilor tufogene superioare. Orizontul tufogen superior este alcătuit din metatufuri bazice, asociate cu lentile de minereu de fier, șisturi terigene și calcare. Orizontul a fost separat pe Pîrîul cu Raci, vîrful Boul, la partea superioară a pîrîului Lupului, la Ruschița și spre vest pe valea Cornetului, valea Tincovița și Valea Mare, precum și la Nădrag în axul sinformului Crivina-Nădrag. Pe Pîrîul cu Raci orizontul șisturilor tufogene începe printr-un nivel lentiliform de roci porfirogene, cuarțifere, căruia i se asociază lentile cu minereuri de fier, calcare cristaline și metatufuri bazice clorito-epidoto- albitice. Stiva de roci se continuă cu calcare cristaline, șisturi cuarțitice clorito-sericitoase ± biotit, șisturi clorito-sericitoase satinate ș.a. La partea superioară se separă un nivel reper de calcare albe, mai larg cris- talizate. O asociație asemănătoare este întîlnită la vîrful Boul, unde din bază se trece de la un cuarțit alb-bruniu, la șisturi tufogene clorito-epi- dotice, satinate în care apar lentile cu magnetit. La vîrful Boul în foraje a fost întîlnită succesiunea completă a șisturilor din orizont împreună cu calcarele cristaline mai larg recristalizate situate la partea lui superioară (P a v e 1 e s c u et al., 1964). | A Institutul Geologic al României < IGRZ 65 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 129 Succesiunea se menține cu aceeași constituție petrografică pe valea Afinarul Mare și creasta dintre valea Afinar și pîrîul Lupului. Spre partea vestică a regiunii, pe valea Cornetului orizontul tufogen superior este constituit dintr-o succesiune de roci amfibolice și calcare cristaline. în masa șisturilor actinolito-cloritice uneori calcaroase sînt intercalate nivele subțiri de calcare albe. Ca și la Rușchița partea superioară a orizontului este limitată de un nivel reper, relativ continuu de calcare albe, asociate cu un șist actinolitic, metadoleritic. La sud de valea Cornetului rocile orizontului tufogen superior sînt intens afectate de procese pirometasomatice și hidrotermale generate de intruziunile corpurilor de banatite. în această regiune, intercalațiile amfibolice și calcarele cristaline au fost recunoscute și în enclave prinse în granodioritul masiv de la Jdioara. în partea nordică a regiunii, în sinformul Crivina-Nădrag peste ori- zontul terigen intermediar se separă orizontul tufogen superior. Petro- grafic, reperai care a condus la separarea acestui orizont a fost dat de recu- noașterea asociației caracteristice de la partea lui superioară, alcătuită din calcarul alb și metadolerite. Spre nord și vest (în zona anticlinalului culcat de la Nădrag) sedi- mentarea avea aspecte diferite datorate în mare parte restrîngerii activi- tății vulcanismului bazic. Sedimentarea terigenă este însoțită aici numai de cîteva depuneri de tufuri bazice, amfibolice și de calcare cristaline cu grosimi reduse. Intercalațiile de roci amfibolice apar sporadic pe afluenții din dreapta ai Văii Mari. Limita cu orizontul superior se face prin inter- mediul nivelului de calcare de la Nădrag, asociate pe Valea Mare cu șisturi actinolitice. Șisturile amfibolice au un aspect deosebit datorită dispunerii în fascicole a amfibolului (hornblendegarbenschiefer) a cărui dimensiune poate atinge 12-15 mm. Asociațiile mineralogice sînt diferite de cele întîlnite în estul regiunii datorită condițiilor de metamorfism mai ridicat care a afectat sedimentele inițiale. Asociațiile mineralogice din estul regiunii, la nivelul orizontului tufogen superior sînt caracterizate prin : cuarț-albit-clorit-sericit; cuarț- albit-epidot-clorit±biotit; și cuarț-albit-epidot-biotit; pe cînd cele din vestul masivului includ asociațiile: cuarț-albit-muscovit-clorit; cuarț- albit-muscovit-biotit-almandin; și albit-epidot-hornblendă-biotit-almandin. în acest orizont treapta de metamorfism crește de la subfaciesul cu biotit la subfaciesul eu almandin, în cadrul faciesului de șisturi verzi. Orizontul terigen superior. Peste orizontul tufogen superior se dispune în continuitate de sedimentare un pachet de șisturi terigene în care apar frecvent intercalații de roci tufogene. în zona mediană a masivului acest pachet de roci a fost separat ca orizont inferior al complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare (M a i e r et al., 1964). Avînd în vedere continuitatea activității vulcanice extrusive cu aceleași caractere și frecvența uneori mare a șisturilor tufogene la acest nivel stratigrafie, considerăm mai adecuată atribuirea lui la partea supe- 9 - C. 470 'A Institutul Geologic al României 130 o. MAIER et al. 66 rioară a complexului șisturilor tufogene bazice, ca un orizont terigen cu caractere de tranziție spre stiva superioară. Cartografic, orizontul terigen superior a fost separat în sectorul Ruschița, pe valea Morii, pe cursul superior al Pîrîului cu Baci, la Nădrag pe valea Cornetului, precum și în sinformul Crivina-Nădrag și în partea vestică a antiformului Jdioara-Padeș. Pe o suprafață atît de vastă schimbările faciale, petrografice sînt evidente. Dacă pe valea Morii și pe Pîrîul cu Raci, în cadrul acestui ori- zont frecvența șisturilor tufogene este destul de mare spre vest, ca și în celelalte orizonturi, caracterul terigen devine predominant. Caracterul terigen este accentuat la Nădrag, unde asociațiile petrografice sînt repre- zentate prin șisturi cuarțitice sericito-cloritoase ± biotit, șisturi cuarțitice muscovitice cu biotit, șisturi muscovito-cloritoase cu biotit și almandin, șisturi cuarțitice cu biotit și almandin și calcare cristaline. Șisturile cristaline ale acestui orizont sînt metamorfozate progresiv de la est spre vest, în condițiile celor trei subfaciesuri (dorit, biotit, almandin) ale faciesului de șisturi verzi. Cu orizontul terigen superior se încheie succesiunea de șisturi ce alcătuiește complexul șisturilor tufogene bazice și în același timp prima fază a erupțiilor magmatice bazice inițiale în geosinclinalul paleozoic. Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide Acest complex cu o compoziție petrografică relativ monotonă ocupă toată partea nord-vestică a regiunii cercetate. Complexul este bine deschis pe valea Nădrag și afluenții acestuia, pe valea Nădrăgelu, pe culmea Pade- șului și în bazinul de recepție a văii Padeșului (Ruschița). Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide, la nord de falia de încălecare dintre Nădrag și Ruschița se dispune normal peste com- plexul subiacent, iar la sud de această fractură complexul ocupă o pozi- ție inversă în axul antiformului Jdioara-Padeș și în cel al sinformului Crivina-N ădrag. în compartimentul sudic, complexul este predominant reprezentat prin șisturi terigene pelito-psamitice metamorfozate în condițiile facie- sului de șisturi verzi. în această regiune se întâlnesc șisturi cuarțitice, muscovitice cu biotit și almandin. Cu cît ne deplasăm spre est de valea Cornetului, almandinul dispare treptat, ca la est de confluența dintre valea Cîrlionțu și Costa să dispară și biotitul. în această regiune afundarea antiformului este vestică, deci cu cît mergem spre est, spre zonele mai profunde cu atît se întâlnesc formațiuni mai slab metamorfozate. Mențio- năm că poziția anormală a unor șisturi mai puternic metamorfozate, peste șisturi mai slab metamorfozate a fost pusă in evidență încă din anul 1953, de către G i u ș c ă et al. (1956). în același complex șisturile epimetamorfice sînt reprezentate prin șisturi sericito-cloritoase, mai mult sau mai puțin cuarțitice, la care se adaugă pe alocuri pigmentul grafitos (valea Nădrăgelu, valea Padeșului). Șisturile bogate în clorit sînt destul de rare, mai frecvente sînt intercala- 'M Institutul Geologic al României igrZ 67 i STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 131 țiile de șisturi cuarțitice albe cu sericit, pe culmea principală de la vîrful Dăii (considerate de K r ă u t n e r et al. E. 1964, metatufuri keratofi- rice) și cuarțite negre pe afluenții din dreapta ai văii Nădrăgelu. O inter- calație de cuarțite șistoase se urmărește de asemenea în zona axială a antiformului Jdioara-Padeș sub vîrful Socet. Eocile carbonatice sînt mai frecvente în apropierea dolomitului de Luncani, pe valea Padeșului (Eus- chița). Spre vest frecvența calcarelor scade considerabil, întîlnindu-se numai sub forma unor intercalații subțiri între Dîmbu cu Fier și vîrful Haiducului precum și la nord de vîrful Socet. O nouă fază a magmatismului inițial se manifestă concomitent cu sedimentarea complexului și este reprezentată prin veniri de porfire metamorfozate (metaporfire granodioritice), în bazinul hidrografic al văii Nădrag și prin silluri de metadolerite la nord de valea Nădrăgelu. Asociațiile mineralogice caracteristice acestui complex sînt date de : cuarț-albit-biotit-almandin; cuarț-albit-biotit-clorit și cuarț-albit-sericit - clorit ± grafit. Ca și în cazul complexului subiacent, variațiile condițiilor de. meta- morfism sînt pregnante, ci escînd în intensitate de la est spre vest și de la nord spre sud. Șisturile cristaline ale complexului au fost metamorfozate în toate cele trei subfaciesuri ale faciesului de șisturi verzi. Magmatismul inițial paleozoic (devonian) Două dintre complexele stratigrafice descrise în cadrul formațiu- nilor paleozoice medii și superioare sînt caracterizate prin produsele unei activități magmatice, bazice și acide. în complexul șisturilor tufogene și în complexul șisturilor sericito- cloritoase cu porfiroide o mare parte din roci reprezintă roci eruptive extrusive bazice, respectiv intruziuni de roci acide (porfiroide) și subor- donat intruziuni de roci bazice, metamorfozate. Asociațiile petrografice din complexul șisturilor tufogene sînt ase- mănătoare cu cele din Devonianul mediu în facies renan, caracterizat prin erupții submarine de roci bazice însoțite de formarea minereurilor de fier. 1 Spre deosebire de ciclul prebaicalian cu un magmatism mai complet (inițialite bazice și ultrabazice, granitoide sincinematice) ciclul varisc include produsele magmatismului inițial, separat în două faze : o fază caracterizată chimic prin vulcanite bazice și una incluzînd predominant vulcanite acide (K r ă u t n e r et al., 1969). Evoluția magmatismului inițial devonian se poate urmări în tabelul 8. Faza I a magmatismului bazic într-o primă perioadă de activitate a magmatismului inițial rocile sînt reprezentate preponderent prin extruziuni de tufuri bazice cărora li se asociază uneori, lave bazice și lave acide. Primele tufuri metamorfozate, în stiva paleozoică, sînt semnalate la partea superioară a complexului șisturilor grafitoase, sub forma unor mici intercalații de șisturi tufogene și tufitogene bazice. Institutul Geologic al României 132 O. MAIER et al. 68 TABELUL 8 Evoluția magmatismului inițial devonian In regiunea Nădrag-Rușchița Vîrstă Faza Etapa Caracter chimic Tipul de rocă | Forma de I zăcămînt Minereuri și roci utile asociate Devonian mediu Devonian superior r Etapa I Faza I Etapa a îl-a Faza a Il-a Magina- tism bazic Magma- tism acid Metatufuri bazice asociate cu lave bazice, metadoleritice Serpentinite Metatufuri bazice, subordonat, por- firogene acide (metatufuri cuarțifere) Metaporfire grano- dioritice Metatufuri acide, subordonat meta- dolerite Strate silluri Corpuri in- trusive Strate Silluri Corpuri in- trusive, dyke-uri Strate Magnetit, hematit, siderit Talc Magnetit, hematit Orizontarea stratigrafică a stivei superioare, alcătuită predominant din roci tufogene bazice, a permis stabilirea poziției geometrice a princi- palelor momente în evoluția magmatismului bazic (M a ier et al., 1964, 1968; Krăutner et al., 1969). La nivelul orizontului tufogen inferior se recunoaște astfel un mo- ment paroxismal al activității vulcanice reprezentat prin extruziuni de tufuri bazice și subordonat prin curgeri de lave bazice. Un al doilea mo- ment paroxismal se situează la nivelul orizontului tufogen superior, fiind alcătuit din tufuri bazice și tufuri acide metamorfozate. în acest fel, faza I a magmatismului bazic se subdivide în două etape situate la nivelul celor două orizonturi tufogene. Etapa I are un caracter predominant extrusiv, fiind însoțită în partea vestică a masivului de frecvente curgeri de lave bazice. Ea este însoțită de o metalogeneză specifică, sedimentar-vulcanogenă cu carbonați de fier (valea Lupului, valea Negrii). Etapa a Il-a se succede după o scurtă întrerupere a vulcanismului, la nivelul orizontului tufogen superior și este reprezentată prin intruziuni de roci bazice la partea superioară a orizontului terigen intermediar, nivele lenticulare de metatufuri acide la baza orizontului tufogen superior, asociate cu minereuri oxidice de fier (Pîrîul cu Raci) și metatufuri bazice însoțite cu minereuri carbonatice și oxidice de fier (Pîrîul cu Raci, vîrful Boul, cursul superior al văii Afinar). Institutul Geological României 69 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 133 Faza a 11-a a magmatismului acid Această fază cuprinde o a doua perioadă de activitate a magmatis- mului inițial, caracterizată prin produse vulcanice efuzive și tufuri acide metamorfozate. A doua fază, a magmatismului acid, se situează la nivelul comple- xului șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide (Devonian superior). Docile efuzive acide se întîlnesc din baza complexului pînă la partea lui superioară. Ele sînt reprezentate prin varietăți diferite de porfiroide acide și metatufuri acide, în partea vestică a masivului întîlnindu-se metaporfire granodioritice (Maier et al., 1967) și metatufuri acide (Krăutner et al., .1969), subordonat acestea sînt însoțite de curgeri de lave bazice metadoleritice (valea Nădrăgelu). Eaza a Il-a a magmatismului acid este însoțită numai în partea nord-estică a masivului de o metalogeneză specifică, hidrotermală cu sulfuri complexe (Krăutner, 1967). Petrografia rocilor metaeruptive devoniene Docile rezultate din activitatea celor două faze ale magmatismului inițialitelor varisce sînt reprezentate în regiunea studiată prin metatufuri bazice, metatufite bazice, metatufuri acide, metadolerite, metaserpen- tinite și metaporfire granodioritice. Metatufuri și metatufite bazice. Metatufurile bazice alcătuiesc în cea mai mare parte orizonturile tufogene ale complexu- lui șisturilor tufogene bazice. Acestea sînt caracterizate prin următoarele parageneze : hornblendă verde-albăstruie-epidot-albit-cuarț; hornblendă verde-albăstruie-epidot-albit-biotit-cuarț; actinot-epidot-clorit-albit-calcit -cuarț și clorit-albit-calcit-cuarț. Docile tufogene bazice, în funcție de poziția lor, au fost supuse unor condiții diferite de metamorfism mai intens spre partea inferioară a stivei și spre sud-vestul regiunii cercetate. Astfel se explică paragenezele diferite rezultate din aceeași rocă inițială, la nivele diferite. Docile tufogene situate în orizontul tufogen inferior au fost metamorfozate în condițiile subfacie- sului cu almandin al faciesului de șisturi verzi. în asociațiile mineralogice ale acestui orizont sînt caracteristice minerale idiomorfe reprezentate prin granat și hornblendă albastră (pîrîul Lupului, valea Negrii, valea Fîntî- nilor, valea Bucatelor). Șisturile tufogene din orizontul superior conțin asociații reprezentate prin actinot-epidot-zoizit-albit și clorit-albit-cuarț, specifice subfaciesurilor cu biotit și clorit ale faciesului de șisturi verzi. Șisturile tufogene, în cele mai multe cazuri, prezintă tranziții spre roci mixte, rezultate din amestecul în timpul sedimentării cu material terigen. Fracțiunea terigenă este reprezentată de granule de cuarț, feldspat și în zonele apropiate de recifi, cum e cazul în apropierea dolomitului de Luncani, de o mare cantitate de calcit și uneori pigment grafitos. în aceste condiții iau naștere șisturi amfibolo-actinolitice, biotitice cu calcit, 4 'A Institutul Geological României vigr/ 134 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETR'OGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 70 alcătuite din păturele alterne de amfibol cu albit și cuarț și de calcit, cuarț, biotit și albit (valea Morii, valea Negrii, valea Fîntînilor ș.a.). O altă caracteristică a șisturilor tufogene și tufitogene este dată de prezența permanentă a magnetitului, în granule idiomorfe sau hipidio- morfe, participînd la alcătuirea rocii în procente cuprinse între 2-12%. Compoziția modală (%) a unor metatufuri bazice din Poiana Ruscă Proba nr. 4008 Proba nr. 5002 Valea Fîntînilor Valea Morii Cuarț 9,7 15,5 Feldspat 14,6 7,5 Hornblendă 40,2 46,5 Epidot 9,0 5,8 Biotit (clorit) — 5,8 Calcit 20,0 7,8 Apatit — 0,4 Minerale opace 7,2 7,2 Susceptibilitatea magnetică deosebită a șisturilor tufogene dată de mag- netit este una din cauzele principale ale anomaliilor magnetice ce se supra- pun peste acestea. îmbogățirea locală în magnetit, diseminat, în unele cazuri conduce la acumulări care ar putea prezenta interes economic (valea lazuri). Metatufuri acide. Prezența metatufurilor acide la nivelul complexului șisturilor tufogene bazice este semnalată de Krăutner et al. (1969), care deosebesc cuarțite albitice cu sericit asociate zăcămin- telor de carbonați de fier. Metatufurile acide alcătuiesc la Buschița (Pîrîul cu Baci) un nivel lentiliform, în baza orizontului tufogen superior. Acestea prezintă o textură slab orientată și o structură granoblastică, culoarea lor fiind cenușie-brunie. Sînt constituite dintr-o masă echigranulară, orientată, alcătuită din cuarț, albit, calcit și magnetit, în care apar dispersate feno- cristale, uneori cu contururi idiomorfe, alteori ușor rotunjite de albit, maclat complex (pl. IV, fig. 2). Compoziția modală (%) a unui metatuf acid (riodacitic) din Poiana Pușcă Proba nr. 5212 Pîrîul cu Raci Fenocristale: — Cuarț 37,05 Feldspat plagioclaz 5,50 Calcit 1,70 Muscovit 0,63 Biotit (clorit) 2,13 Epidot + zoizit 0,20 Apatit 0,05 Minerale opace 6,80 Masa fundamentală 45,90 Institutul Geologic al României 71 O. MAIER et al. 135 Biotitul muscovitul, și epidotul sînt formate sinmetamorfic uneori pe fisuri. Carbonatai are un pronunțat caracter ferifer, recunoscut și după altei ațiile specifice, limonitice, ceea ce conferă culoarea brunie acestor roci. M e t a d o 1 e r i t e. La nivelul orizontului tufogen inferior tufurile bazice sînt însoțite de curgeri de lave bazice, recunoscute după relicte structurale caracteristice (structură doleritică). Ele prezintă o textură rubanată și o structură granonematoblasuică, în părțile intens șistoase, precum și resturi din vechea structură doleritică, recunoscută după dispunerea divergentă a cristalelor de hornblendă verde-albăstruie, în ale căror inteistiții se dispun cristale de plagioclaz maclat polisintetic. Mineralele sinmetamorfice sînt reprezentate prin clinozoizit, epidot, clorit, calcit, cuarț și albit. în timpul proceselor de metamorfism hornblenda verde trece spre o hornblendă albăstruie cu un pleocroism scăzut. în teren, datorită asocierii intime a lavelor bazice cu tufurile res- pective metamorfozate sînt dificile separații cartografice între aceste două roci. Prezența lavelor1 bazice metamorfozate, în cele mai multe cazuri a fost decelată numai prin studiul microscopic. Compoziția modală (%) a unui meladolerit din valea Bucatelor Proba nr. 7612 Feldspat plagioclaz 14,6 Hornblendă 31,0 Epidot 28,7 Cuarț 0,5 Biotit 0,6 Clorit 14,6 Apatit 1,4 Minerale opace 8,0 în orizontul tufogen superior al complexului șisturilor tufogene bazice se întîlnesc metadolerite, asociate cu calcare Ia limita superioară a orizontului (Valea Mare). Metaserpentinite. La nivelul orizontului terigen inter- mediar al complexului șisturilor tufogene bazice au fost întîlnite la Ruschița în două puncte corpuri mici de metaseipentinite. Aceste corpuri sînt localizate pe pîrîul Lupului și pe pîrîul Afinarul Mic. Roca inițială serpen- tinitică de culoare verde intensă este transformată într-o rocă talcoasă în apropierea contactului cu corpuri intrusive banatitice (pl. IV, fig. 3). în nord-vestul masivului Poiana Ruscă magmatitele metamorfozate ale fazei a II-a a magmatismului acid sînt reprezentate prin metaporfire granodioritice, metatufuri acide și subordonat prin metadolerite. Metadoleritele fazei a II-a a magmatismului acid. Rocile eruptive bazice metamorfozate în regiunea dintre Nădrag și Hăuzești se întîlnesc în șisturile epimetamorfice pe afluenții din dreapta 'A I n stit u t u I Geological României igr/ 136 < STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 72 ai văii Nădrăgelu unde alcătuiesc două corpuri paralele, concordante cu șistozitatea metamorfică. Roca bazică prezintă structură- ofitică, textură masivă, în partea centrală a corpului nordic și slab orientată în părțile periferice ale corpului nordic și în cel sudic (Maier, S o 1 o m o n, 1967). Mineralele componente sînt oligoclaz-andezinul, amfibolul, biotitul, zoizitul (epidot), doritul, sericitul, calcitul și mineralele accesorii, titano- magnetitul și apatitul. Plagioclazul prezintă contururi idiomorfe, este zonat și maclat polisintetic, păstrînd uneori o dispoziție ofitică. Adesea este puternic ciuruit de actinot, clorit, seiicit și zoizit (pl. V, fig. 2). Zoizitul, concentrat de obicei în nucleul plagioclazului, este orientat în direcția alungim lui și urmărește dispoziția ofitică a acestuia. Cantitatea mare de zoizit suge- rează că plagioclazul inițial era destul de bazic. luterstițiile dintre pla- gioclazi sînt ocupate, pe lîngă mineralele fernice, de albit de neoformație și calcit. Compoziția medie a plagioclazului, determinată pe indivizi nezonați este de cca 25-30 % An. în unele secțiuni, plagioclazul prezintă structuri de dezamestec, rezultat al condițiilor de metamorfism regional. Fenomenul este sincine- matic, ceea ce rezultă din faptul că în interiorul unui asemenea plagioclaz structurile de dezamestec descriu cute microscopice fpl. V, fig. 1). Amfibolul, o hornblendă verde comună, ocupă spațiile dintre crista- lele alungite ale plagiocla-zilor sau este concrescut cu acesta. Nucleul hornblendei este uneori ocupat de un agregat de biotit brun, în foițe mici oiientate diagonal pînă la paralel față de clivajele amfibolului. Tot paralel cu clivajele amfibolului și mimai în porțiunile biotitizate se înșiră nume- roase granule de titanit. Hornblenda poate fi parțial actinolitizată sau complet cloritizată. în acest din urmă caz se obține un agregat de clorit care păstrează conturul mineralului inițial, străbătut de șiruri paralele de granule de titanit și de titanomagnetit. Biotitul este secundar, format pe seama hornblendei, pe care o înlocuiește parțial sau total începînd din centru spre periferie, păstrînd contururile cristalografice ale mineralului primar. în parte este cloritizat, fenomen care afectează și hornblenda, în special în porțiunile periferice ale ei, unde începe să se desfacă pe clivaj în prisme lungi și înguste de actinolit. Biotitizarea amfibolului și saussuritizarea plagioclazului au avut loc înaintea metamorfismului regional. doritul este mai abundent în porțiunile marginale ale corpului de metadolerit, unde hornblenda este aproape complet actinolitizată. Din fenocristalele de hornblendă se desprind la extremități bucăți scă- moșate care la rîndul lor se desfac în prisme izolate de actinolit. în jurul acestui agregat de actinolit, în care cu greu se mai recunoaște forma cristalografică inițială, întîlnim uneori o aureolă keliphitică de clorit. Procesul de cloritizare este cu atît mai intens, cu cît roca prezintă mai evidente urme de zdrobire și tinde spre un aspect de pîslă de clorit și actinolit (cu predominarea primului) în care continuă să se destrame resturi de hornblendă, iar plagioclazul își pierde contururile, trecînd în albit. Roca începe să se reorganizeze și textural, adaptîndu-se condițiilor Institutul Geologic al României igr/ 73 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 137 de metamorfism. Textura ofitică inițială nu mai lămîne decît sub formă' de reliete, cate dispar și ele pe măsura tiansformării întregului plagio- claz în albit. Dintre mineralele secundare amintite, albitul prezintă- un început de serieitizare, titanitul și titanomagnetitul apar sub formă de șiraguri în amfibolul transformat sau între granulele celorlalte minerale sub formă de plajă largă de titanomagnetit cu contururi neregulate înconjurate de o aureolă îngustă de titanit. în rezumat se poate spune că doleritul a suferit următoarele trans- formări : în faza magmatică inițială, cristalizarea amfibolului titanifer pe. seama piroxenului (din piroxen n-au rămas relicte; fenomenul poate fi presupus după habitusul amfibolului) și recristalizarea plagioclazului bazic într-unul intermediar. Transformările hidrotermale legate de magmatismul inițial sînt biotitizarea amfibolului titanifer și saussuritizarea plagioclazului inter- mediar. în timpul metamorfismului regional, amfibolul rămas trece parțial în actinolit-; cloritizarea unei părți a amfibolului și a biotitului; albiti- zarea parțială a. plagioclazului intermediar; sericitizarea incipientă a albitului. ȚABELUL 9 Metadolerite (afluent drept al văii Nădrăgelu) i | Proba nr. 10 1 Proba nr. 6151 SiO2 44,60 46,52 7,23 5,30 FeO 5,22 5,22 ALO3 17,04 18,30 MnO 0,14 0,10 CaO 5,70 6.94 MgO 11,60 8,20 Na2O 3,94 4,35 K,0 0,47 1,16 3,37 99,46 H2O 3,20 99,14 Valorile Niggli si al fm f alk k mg qz clfm Proba nr. 10 94 21,2 57,3 12,9 8,9 0,09 0,63 -42 0,22 Proba nr. 6151 106,4 24,7 47,0 16,9 11,3 0,15 0,59 0,22 0,36 Transformările sufe, ite de rocă în timpul magmatismului (faza hidrotermală) și apoi în timpul metamorfismului regional se reflectă în chimismul și în compoziția mineralogică cantitativă a rocii actuale. După valorile Niggli, tipul magmatic căruia îi aparține roca este femic, bazic, sărac în alcalii și sărac pînă la noi mal în c. Aceste caracte- ristici corespund unei magme gabbrodioritice pînă la gabbroidă. Valorile c relativ scăzute față de tipurile magmatice amintite pot fi destul de bine explicate prin transformările suferite de rocă, în special prin biotitizarea amfibolului și saussuritizarea plagioclazului bazic cu eliberarea CaO, Institutul Geologic al României 138 O. MAIER et al. 74 care este consumat în parte prin formarea zoizitului, iar în parte a crista- lizat sub formă de calcit. Nu-i exclus ca o parte din acest CaO să fi fost îndepărtat în soluție. TABELUL 10 Compoziția modală (%) Compoziția mineralogică calculată din analize Proba nr. 14 Proba nr. 6151 Proba nr. 6151 Proba nr. 10 Plagioclaz (An25) Amfibol Biotit Zoizit Clorit Sericit Calcit 44,6 30,3 5,1 16,5 2,9 0,6 31,0 31,2 4,5 20,0 4,0 3,4 4,5 1,2 39,6 (An20) (23%Ho) 35,0 (12%Glph) 10,9 (20%FeBi) 9,6 3,0 (amezil) 5,6 41,3 (Anls) 2,90 4,5 17,2 27,5 7,7 Total Deficit SiO2 100,0 99,8 103,7 3,7 101,1 1,1 Oomparînd compozițiile minei alogice modale cu cele calculate din analizele chimice se constată o creștere a cantității de zoizit (calcit) în dauna plagioclazului, a cantității de clorit pe seama amfibolului și a biotitului. M e t a p o r f i r e granodioritic e. Aceste roci au o răspîn- dire mai mare decît metadoleritele, la sud de Hăuzești pe afluenții din dreapta ai văii Nădrăgelu precum și la sud de falia de încălecare de la Nădrag, unde în zona complexului șisturilor sericito-cloritoase cu por- firoide și pînă spre partea lui superioară se întîlnesc corpuii cu dimensiuni diferite (afluenții din dreapta ai văii Padeșului). Megascopic, se observă într-o masă șistoasă cuarțito-clorito-biotitică fenocristale relicte de cuarț albăstrui-violaceu și de feldspat, putînd să atingă diametrul de 2 pînă la 10 mm. Faptul că fenocristalele de cuarț pot fi uneori foarte mărunte, încît la o examinare fugară să nu fie obser- vate, face posibilă confundarea rocii metaeruptive cu un șist clorito- cuarțitic cu biotit. Descreșterea dimensiunii fenocristalelor de cuarț se face gradual spre periferia corpurilor mari. Uneori caracterul meta- eruptiv al rocii apare clar abia la microscop; în masa fundamentală cu textură șistoasă se observă fenocristale relicte caiacteristice, din care frecvent nu se păstrează decît resturi corodate, rotunjite. Masa funda- mentală cu textură șistoașă e;Ste formată preponderent din cuarț, albit, muscovit, biotit și clorit și din granule mărunte, dar pe alocuri numeroase, de zoizit, fără a păstra relicte de minerale inițiale. Dintre mineralele accesorii mai amintim ’sfenul și rutilul, precum și cristale rare de apatit. Fenocristalele mari de cuarț au forme lenticulare, extincția ondula- torie, uneori sînt omogene, alteori mai puternic afectate în timpul meta- Institutul Geologic al României 75 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 139 morfismului regional, cînd sînt constituite dintr-un agregat echigranular de cuarț (pl. IV, fig. 4). De obicei sînt înconjurate de o aureolă de cuarț fin granular, înconjurată la rîndul ei de muscovit. Destul de frecvent se observă fenomene de coroziune. în rocile puternic cataclazate, feno- cristalele de cuarț sînt laminate pînă la păturele paralele cu șistozitatea rocii. Fenomenul de corodare a fost însă mult mai intens la fenocristalele de plagioclaz care au forme rotunjite, neregulate, în care cu greu se mai poate recunoaște forma cristalografică inițială. Plagioclazul, de obicei maclat, are un conținut relativ scăzut în anortit (10-15% An); el con- ține incluziuni extrem de fine de zoizit, mai numeroase de obicei în nucleul cristalului. Aglomerările de zoizit din plagioclaz sînt dispuse uneori, radial sau penat, alteori paralel cu planele de maclă. Orientarea zoizitului din oligoclaz nu are nimic comun cu orientarea șistozității rocii, ceea ce ne determină să credem că formarea lui pe seama plagioclazului, care inițial era probabil mai bazic, a avut loc înaintea metamorfismului regional. Sericitizarea s-a produs în schimb probabil în timpul metamorfismului. Feldspatul potasic reprezentat prin microclin și ortoză este parțial albitizat (Schachbrettalbit). Fenomenul a avut loc, probabil, în faza hidrotermală a magmatismului inițial, așa cum a arătat Krăutner (R. 1963). Mineralele melanocrate sînt reprezentate prin fenocristale relicte de biotit brun-oliv parțial cloritizat. în secțiunile bazale se observă struc- tura sagenitică și numeroase incluziuni idiomorfe de titanit și apatit, precum și granule opace, probabil de titano magnetit; în secțiunile de birefringență maximă, granulele de titanomagnetit sînt înșirate paralel tabelul n Metaporfire granodioritice Proba nr. 3020 Proba nr. 28 Proba nr. 36 SiO2 64,30 65,64 69,00 19,01 16,05 14,48 Fe2O3 3,46 2,27 0,62 FeO 3,12 3,64 3,75 MnO 0,07 0,14 0,10 go 1,75 2,55 0,25 CaO 2,46 2,37 1,85 Na2O 4,04 3,76 3,45 K2O 2,01 2,44 3,76 TiO2 — — 0,62 P2O6 — — 0,14 S — — 0,05 H2O+M5° 0,87 0,15 0,35 h2o-105<> — — 0,12 co2 — — 0,97 Total 100,09 99,71 99,51 140 O. MAIER et al. cu clivajul. Biotitul este concrescut cu calcit și cu clorit paralel cu clivajul. Aceste agregate amintesc prin contur secțiunea bazală a unui amfibol din care însă nu se păstrează relicte. Pentru clasificarea acestei roci din cele trei analize chimice de care dispunem, au fost calculate valorile Niggli. TABELUL 12 Parametrii Niggli Proba nr. 3020 Proba nr. 28 Proba nr. 36 Magmă trondjemitică- rapakiwitică-sodică (după Niggli ) Farsundit (după T r 6 g e r) SI 246 231 341 340 322 al 40,7 36,6 42,0 42,0 42,0 fm 29,6 33,4 19,5 20,0 19,5 c 9,8 9,8 9,8 8 15 alk 20,2 20,0 28,0 30,0 23,5 k 0,24 0,30 0,41 30,0 23,5 mg 0,33 0,30 0,09 0,30 0,46 ti — — 2,4 — — qz 25,0 51,0 — — — clfm 0,33 0,29 — — — în general se poate spune că, după valorile Niggli, magma era acidă salică (pînă la izofal) intermediar alcalină, săracă în c. Aceste caractere sînt valabile și pentru roca nr. 36, ale cărei valori Niggli însă nu permit o clasificare mai precisă; prin aceste valori, roca ar aparține tipului de magmă granodioritică-farsunditică sau celui de magmă trondjemitică- rapakiwitică-sodică. După chimism, roca aparține tipului magmatic granodioritic (far- sunditic), iar structura porfirică relictă indică destul de clar natura por- firică a rocii inițiale, care poate fi considerată deci că a fost un porfir granodioritic. K r ă u t n e r și Krăutner (R. 1963) atrag atenția asupra asemănării petrografice dintre această rocă și porfiroidele de Pietrosul (pe care M. Sa vul et al., 1952, le consideră tot porfire granodioritice), interpretîndu-le însă drept keratofire cuarțifere afectate de transformări hidrotermale premetamorfice. Oomparînd compoziția chimică, mineralogică și valorile Niggli ale rocilor noastre cu ale keratofirelor cuarțifere din literatura geologică clasică, ajungem, la concluzia că între ele sînt puține asemănări. Admitem însă că rocile metaeruptive de la nord de Nădrag, ca de altfel toate rocile metaeruptive din masiv, fac parte din provincia mag- matică spilit-keratofirică. Repartiția faciesurilor metamorfismului regional în șisturile cristaline v a r i s c e Metamorfozarea sedimentelor paleozoice la scară regională a avut loc în condițiile faciesului de șisturi verzi. nstitutul Geologic al României n STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 141 în coloanele stratigrafice ale șisturilor cristaline precambriene și paleozoice din Poiana Ruscă de sud, se remarcă o evoluție a metamor- fismului regional, în sensul scăderii intensității acestuia, progresiv, în raport cu vîrsta sedimentelor metamorfozate. Se poate vorbi deci, de prezența unei zone cu funcțiuni geosin- clinale repetate (polimetamorfe) cu o mobilitate îndelungată în care seriile cristaline mai recente au luat naștere prin regenerarea domeniului geosinclinal. Scăderea intensității metamorfismului s-ar putea explica printr-un proces de îmbătrînire progresivă, a ariei geosinclinale, datorat cratonizării parțiale, reflectată printr-o coborîre la adîncime mai redusă a sedimen- telor în timpul proceselor de metamorfism mai noi. în șisturile cristaline epimetamorfice din Poiana Ruscă, paralel cu scăderea intensității mesamorfismului pe verticală, a fost mai demult recunoscută și o scădere a acestuia, pe orizontală, de la sud spre nord. Variațiile pe orizontală ale condițiilor de metamorfism în cadrul aceluiași complex au fost desigur determinate în primul rînd de poziția ocupată de sedimente în cadrul geosinclinalului. Aceste variații sînt în special, sesizabile la nivelul complexului șisturilor tufogene bazice între Ruschița și Nădrag și se pot urmări pe harta geologică a regiunii cu repar- tiția faciesurilor metamorfice (pl. XIV). în ansamblu, izogradele de metamorfism se suprapun peste struc- turile plicative ale șisturilor cristaline, într-un plan apropiar de planul șistozității metamorfice. Șisturile cele mai intens metamorfozate se întîlnesc în complexele cu o poziție actuală superioară și aparțin subfaciesului cuarț-albit-epidot- almandin. Repartiția regională a șisturilor metamorfozate în condițiile sub- faciesului cu almandin este legată de structura majoră inversă dintre Ruschița și Nădrag. Șisturile mai intens metamorfozate se întîlnesc la Ruschița la nivelul complexului șisturilor grafitoase și a părții inferioare a complexului șisturilor tufogene bazice; orizontul tufogen inferior și parțial orizontul terigen intermediar (valea Negrii). Spre W, între Tincova și Nădrag, izogradul acestui subfacies se ridică în scara stratigrafică pînă la partea superioară a complexului șisturilor tufogene bazice și uneori pînă la partea inferioară a complexului șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide (valea Padeșului) în sinformul Orivina-Nădrag și pe flancul sudic al antiformului Jdioara-Padeș. Treptat prin dispariția almandinului, în stiva superioară, șisturile cristaline rămîn caracterizate prin prezența asociațiilor din subfaciesul cu biotit al faciesului de șisturi verzi. Izogradul cu biotit urcă pînă la partea superioară a orizontului terigen superior al complexului șisturilor tufogene bazice, la Ruschița (pîrîul Vulturi, Pîrîul cu Raci, valea Varnița și valea Afinarul Mare). Spre W în compartimentul de la Nădrag acest izograd se dispune peste șisturile cu granat în axul antiformului Jdioara-Padeș, în zona de afun- dare (zona de zero) de pe valea Cornetului. Stratigrafie acesta se situează- la partea superioară a complexului șisturilor tufogene bazice 4 'A Institutul Geologic al României KJGr/ 142 O. MAIER et al. 78 și la partea inferioară a complexului șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide. Izogradul cu clorit a faciesului de șisturi verzi se trasează de la partea superioară a complexului șisturilor tufogene bazice, la Rușchița sub vîrful Rusca, Pîrîul cu Raci, la S de vîrful Boul și pe valea Izvodia la Nădrag. Zona limitrofă nordică, în care se dispune complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide, conține formațiuni metamorfozate în condițiile subfaciesului cu clorit. Metamorfozarea întregii stive de șisturi cristaline paleozoice medii a avut loc în timpul orogenezei varisce în două faze apropiate; bretonă și sudetă (Maier et al., 1968). în timpul metamorfozării rocilor paleozoice în condițiile faciesului de șisturi verzi, șisturile cristaline vechi precambriene metamorfozate inițial în condițiile faciesurilor de mare adîncime, au suferit o readaptare metamorfică la scara regională a întregului masiv. Retromorfismul varisc în șisturile prcbaicaliene și baicalicne Metamorfozarea șisturilor cristaline varisce a fost însoțită de o readaptare a șisturilor prebaicaliene și baicaliene la condiții scăzute de temperatură și presiune. Șisturi intens retromorfozate se întîlnesc la S de falia Oinciș-Vadu Dobrii-Tincova, cantonate cu precădere la nivelul complexului paragnai- selor cu biotit. Aceleași șisturi intens retromorfozate se reîntîlnesc spre S în regiunea dintre Băuțar și bazinul Hațegului (pl. XIV). între Rușchița și Lunca Cernii se întîlnesc roci clorito-sericitoase, fin șistoase, în orizontul superior al complexului paragnaiselor cu biotit. Dispunerea acestor roci are loc relativ concordant cu șistozitatea inițială, fapt ce demonstrează că stressul varisc a acționat după aceeași direcție ca și în momentul formării șisturilor mezometamorfice. Deformarea me- canică, în paragnaise, sub acțiunea presiunii orientate, este materializată în zonele de maximă intensitate prin mărunțirea rocii inițiale. Deformarea mecanică a fost urmată de o recristalizare în condiții de temperatură și presiune scăzută, conducînd la apariția unor parageneze mineralogice reprezentate prin : cuarț-clorit-sericit, cuarț-cloiit-biotit, cuarț-muscovit- biotit și cuarț-albit-epidot-actinot (pl. IV, fig. 1). Rocile retromorfozate se recunosc după culoarea, în general, verzuie și o șistozitate foarte fină. în cele mai multe cazuri retromorfismul are loc gradat încît la microscop sînt surprinse diferite stadii de transformare a rocilor inițiale. Dintre minerale, biotitul este cel mai instabil. Treptat acesta este înlocuit prin clorit, cu ace de rutil. Oînd roca conținea granat, acesta își mai păs- trează uneori contururile fostelor granoblaste. Laminarea lor este însoțită în multe cazuri de aplatizarea granatului pe suprafețele noii șistozități. Mineralele de temperatură și presiune mai ridicată; staurolitul și distenul sînt complet transformate. în cazul cînd s-au întîlnit relicte de staurolit, acestea se prezintă puternic fisurate și înlocuite printr-un agregat alcătuit din cuarț și sericit. % Institutul Geologic al României IGRZ 79 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 143 Transformări similare se întîlnesc și în rocile amfibolice unde mine- ralele melanocrate sînt înlocuite prin clorit, epidot și actinot. Prezența cu precădere a rocilor intens retromorfozate la nivele inferioare ale stivei de șisturi prebaicaliene denotă că aceste roci au fost supuse retromorfismului în poziția pe care o au și astăzi. Fenomenul de retromorfism al șisturilor prebaicaliene și baicaliene are un caracter general fiind întîlnit în întreaga zonă sudică a masivului Poiana Pușcă. Substanțe minerale utile asociate formațiunilor paleozoice Ciclul tectono-magmatic varisc se caracterizează prin produsele unui magmatism inițial dezvoltat. Produsele magmatismului bazic sînt localizate stratigrafie în complexul șisturilor tufogene bazice. Cele mai importante zăcăminte de fier din masivul Poiana Pușcă sînt asociate formațiunilor vulcanogen-sedimentare metamorfozate ale acestui complex. în complexul șisturilor tufogene bazice sînt cantonate de asemenea lentile cu șisturi talcoase și nivele de calcare marmoreene exploatabile. Zăcăminte de fier. Zăcămintele de fier sînt situate în com- plexul șisturilor tufogene bazice la două nivele stratigrafice diferite, corespunzătoare celor două orizonturi cu șisturi tufogene bazice. Fiecare dintre aceste orizonturi se caracterizează printr-un tip de minereu predominant; orizontul inferior, prin acumulări de minereu carbonatic, iar cel superior prin minereuri predominant oxidice (Krăut- ner et al., 1969). în partea centrală a masivului, în sectorul Ruschița-valea Negrii acumulări de minereuri de fier, uneori sub forma unor zăcăminte alteori numai ca iviri puțin importante, se întîlnesc în ambele orizonturi ale complexului șisturilor tufogene bazice. Acumulări de minereuri de fier sînt cunoscute în primul orizont pe dealul Morminți și valea Negrii iar în orizontul superior pe Pîrîul cu Raci și dealul Boul. La W de valea Negrii absența unor acumulări de minereuri ferifere se datorește mai multor cauze : compartimentarea tectonică a șisturilor cristaline dintre izvoarele văii Negrii și văii Fîntînilor, care deplasează spre S complexul șisturilor tufogene bazice și le situează sub sedimentele bazinului Rusca Montană, spre W caracterele litologice ale complexului încep să fie schimbate, dezvoltîndu-se cu precădere faciesuri terigene în care acumulările ferifere sînt mult mai reduse. Din punct de vedere tectonic zăcămintele de fier de la Rușchița sînt situate pe flancul invers al anticlinalului Nădrag. Ondulațiile acestui flanc invers, mai puțin accentuate la Rușchița (antiform.nl Boull și mai dezvoltate la Nădrag (antiformul Jdioara-Padeș și sinformul Crivina- Nădrag) includ în zonele axiale complexul șisturilor tufogene bazice împreună cu zăcămintele de fier. Institutul Geological României 144 O. MAIER et al. 80 Zăcămintele de la Ruschița sînt situate pe un flanc monoclinal cu vergențe nordice, cu excepția zăcămîntului din dealul Boul situat în apropierea axului unui antiform. Zăcămintele de pe Pîrîul cu Raci sînt situate numai în orizontul superior al complexului, începînd din baza orizontului unde acestea sînt asociate cu un nivel de tufuri riodacitice metamorfozate. Aici apar lentile cu magnetit care se mai întîlnesc și spre partea mediană a orizontului unde sînt asociate cu minereuri carbonatice-sideritice. Minereurile de fier sînt afectate de procese hidrotermale asociate magmatismului banatitic, fiind transformate în multe cazuri în skarne cu magnetit, oligist și pirită. Zăcămîntul din dealul Boul este situat în orizontul superior al complexului șisturilor tufogene bazice. Minereul este constituit ca și la Pîrîul cu Raci din magnetit, ancherit și siderit. Transformări ulterioare au condus la formarea de skarne cu magnetit, carbonați de fier, sulfuri complexe și silicați de fier. La același nivel stratigrafie este situată și lentila de magnetit din. dealul Afinarul Mare. Zăcămintele din valea Negrii-dealul Negrii sînt constituite predo- minant din. minereuri de fier carbonatice (siderit uneori asociat cu magnetit). Zăcămintele sînt localizate în șisturi tufogene și tufitogene cu horn- blendă albăstruie și cu almandin. Roci talcoase. Pe valea Lupului se cunoaște o lentilă de roci ultrabazice talcizate. Talcizarea a avut loc în urma transformărilor hidrotermale ale unor serpentinite datorită unor soluții silicioase, probabil generate de magmatitele banatitice. Calcare cristaline m a r m o r e e n e. Complexul șistu- rilor tufogene bazice conține numeroase intercalații lentilifoime de calcare cristaline-marmoreene. Cele mai importante lentile de calcare sînt situate în sectorul Ruschița unde exploatarea lor se face în carieră la zi. în regiunea Nădrag, calcarele situate la partea superioară a orizon- tului tufogen inferior sînt exploatate în carieră. EVOLUȚIA TECTONICĂ A ȘISTURILOR CRISTALOFILIENE DIN PARTEA SUDICĂ A MUNȚILOR POIANA RUSCĂ Concepțiile asupra structurii masivului Poiana Ruscă și a locului pe care îl ocupă în edificiul structural al Carpaților Meridionali au evoluat în felul următor : M u r g o c i (1919) considera masivul Poiana Ruscă ca zonă de rădăcină a pînzei getice. Mai tîrziu, în 1929, Popesc u-Voitești considera zona epimetamorfică a masivului, ca aparținînd pînzei buco- vinice, iar zona mezometamorfică o considera ca făcînd parte din pînza getică. Streckeisen (1934) interpretînd relațiile epizonei cu mezo- zona atribuie prima, unității superioare a pînzei getice. Institutul Geological României 81 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 145 Relațiile zonei mezometamorfice cu zona epimetamorfică încep să fie precizate de către Pavelescu (1954) în sensul că șisturile mezo- metamorfice încalecă peste șisturile epimetamorfice în lungul liniei tec- tonice Teliuc-Vadu Dobrii. în mod asemănător interpretează Pavelescu (1954) și relațiile anormale dintre șisturile amfibolice mai puternic metamorfozate de la gura văii Morii și Pîiîul cu Raci (Rușchița) cu șisturile epimetamorfice de la obîrșia acestor văi. Menționăm că relațiile anormale au fost interpretate pentiu cele două zone de Al. Codarcea, printr-o cută „ă rebour”. Observații noi vin în sprijinul ideii relațiilor tectonice dintre șisturile celor două zone. G i u ș c ă et al. (.1956) constată că în împrejurimile Nădragului șisturile cu granați apar pe culmi în timp ce pe văi aflorează șistuli mai slab metamorfozate. Autorii emit ipoteza că șisturile mai puternic metamorfozate au fost șariate peste șisturile epimetamorfice. împingerea a avut loc din sud spre nord. în urma orizontării formațiunilor cristalofiliene din regiunea Rușchița (1960-1961) și a corelării lor cu complexele din zona mediană a masivului, s-a considerat că relațiile amintite pot fi explicate printr-o structură în blocuri tectonice și prin creșterea gradului de metamorfism din nord spre partea de sud a masivului (Pavelescu et al., 1964). în aceeași idee au fost interpretate și relațiile de la Nădrag (Krăutner et al., 1969). Rezultatele cercetărilor noastre din 1961, (Maier, S o - 1 o m o n, 1967), de la Nădrag, readuc în discuție relațiile inverse (sub aspect metamorfic). A fost pusă în evidență existența unui sinform (Cri- vina-Nădrag) în al cărui ax apar șisturi cu biotit și almandin, urmat la sud de un antifoim (Jdioara-Padeș) avînd în ax șisturi cu un grad mai scăzut de metamorfism. Ținînd cont și de datele microtectonice, am considerat că ne găsim în prezența flancului invers al unui anticlinal răsturnat spre N. Sinformul și antiformul ar reprezenta cute secundare ale acestui anticlinal. Această interpretare a avut în vedere ’'epa”tiția anormală a faciesunlo1' metamorfice la Nădrag și Rușchița și faptul, remarcat cu prilejul prospecțiunilor foarte detaliate întreprinse în partea de est a cristalinului (R. 1965), că și în formațiunile mezometamorfice succesiunea metamorfică este inversă. în anii următori (1962-1964) cartarea detaliată a întregii zone mezometamorfice a evidențiat că sub aspect metamorfic, succesiunea este inversă în întreaga regiune. Dat fiind caracterul regional al fenomenului, o interpretare în blocuri tectonice nu poate rezolva decît cel mult unele aspecte locale. Interpretările posibile pe care le-am luat în considerare au fost analizate ținînd cont de realitățile din teren. Considerăm că ipoteza asupra căreia ne-am oprit întrunește majoritatea argumentelor. Structuri plicative majore Pînza de Poiana Ruscă. în toate cutele majore cartate, succesiunea metamorfică este inversă, fapt pentru caie am utilizat termenul 10 - c. 470 IA Institutul Geological României 146 O. MAIER et al. 82 de antiform și sirform în sensul pe care îl au în literatura geologică modernă. în zona mezometamorfică, la E de falia Chergheș-Ruschița se con- turează trei cute majore : a) Sinformul Maciova-Lunca Cernii, care se continuă probabil spre SW pe sub bazinul Rusca Montană, axa trecînd pe la N de Maciova unde de sub depozitele cretacic-superioare, reapare cristalinul supra- getic cu înclinări mici spre N (pl. XII). b) Antiformul Voislova-Silvaș cu flancurile simetrice între Voislova și Cheile Cernii. De aici spre E cuta devine asimetrică, planul axial este înclinat spre N. Datorită afundărilor axiale vestice, complexul mai slab metamor- fozat care apare în axul antiformului este îmbrăcat periclinal, succesiv, de complexe cu un grad mai înalt de metamorfism. c) La S urmează sinformul Băuțar-Ștei, cu flancurile aproape simetrice. Direcțiile celor trei cute sînt aproximativ SW-NE cu variații pe unele porțiuni spre W și E. Axele cutelor sînt paralele. în zona axială a celor două cute sinforme apar gnaisele oculare și paragnaisele cu sillimanit. Pe flancurile comune ale antiformului cu sinformele se dezvoltă sub gnaise oculare, oiizontul amfibolic al com- plexului paragnaiselor cu biotit, în care sillimanitul apare în parageneză cu distenul. Sub complexul paragnaiselor, urmează în zona periclinală a anti- formului Voislova-Silvaș și pe flancul vestic al sinformului Lunca Cernii complexul micașisturilor cu almandin. Tot în zona periclinală și pe flancul sudic al antiformului se individualizează sub complexul micașisturilor cu almandin complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice. în axul antiformului apare complexul șisturilor cuarțitice seiicitoase (cu aspect filitic). Succesiunea metamorfică inversă este așadar o regulă în partea sudică a masivului și nu un fenomen local. La scara aflorimentelor se observă uneori cute metrice, cu flanc invers (fig. 25, 26). Considerăm că relațiile inverse descrise pot fi inteipretate în mod satisfăcător printr-o megacută anticlinală deversată spre N, în al cărei ax s-ar dezvolta gnaisele oculare și din care s-a păstrat în Poiana Ruscă de sud doar flancul invers. Prin amploarea sa această structură are caracterul unei pînze de acoperire pe care am denumit-o „pînza de Poiana Ruscă” (pl. X, XV). Antiformul Voislova-Silvaș și cele două sinforme care îl flanchează la NW și la SE sînt cute secundare ale pînzei de acoperire. Un rest al flancului normal s-ai putea să-I reprezinte peticul de acoperire din Godeanu (?) unde, după cum a stabilit Bercia (comu- nicaie verbală) succesiunea complexelor este normală. Menționăm că interpretarea prin blocuri tectonice, fie și ipotetica, nu rezolvă problema deoarece oricum ar fi alese aceste blocuri, în fiecare din ele, succesiunea rămîne tot inversă. Institutul Geologic al României 83 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 147 Anticlinalul culcat al Nădragului. Am amintit că, în regiunea Nădrag am cartat un sinform (denumit Crivina-Nădrag) și un antiform (Jdioara- Padeș), pe care le-am inteipretat ca ondulații secundare ale flancului invers al unui anticlinal răsturnat spre N—„anticlinalul Nădrag”. Fig.25. — Cută cu flancuri inverse. Valea Rea, afluent sting al văii Cerna. Pli aux flancs inverses. Valea Rea, affluent de gauche de la valide de la Cerna. Direcția axelor acestor ondulatii este WSW-ENE cu afundări axiale vestice. Local, cum ar fi la vest de Nădrag pînă la limita forma- țiunilor cristalofiliene, afundările axiale sînt estice. Pe flancul sudic al antiformului Jdioaia-Padeș, structura este monoclinală, pînă la limita cu depozitele bazinului Eusca Montană. Fig.26. — Șist cuarțitic muscovito-biotitic cu intercalați! mai șistoase. Flancuri inverse. Valea Ferigosului. Dimensiunile aflorimentului 10 in/2 m. Schiste quartzitiquc muscovito-biotitique ă intercalations plus schisteuses. Des flancs inverses. Valide du Ferigosu. Les dimensions de l’affleurement: 10 m/2 m. în regiunea Euschița, cuta scaun pusă în evidență de P a v e - lescu et al. (1964) este interpretată de noi în același sens: calcarele marmoreene explo'atate în carieră la Euschița apar în axul unui sinform. Acesta este urmat la S de un amiform al cărui ax traversează valea Euschiței între Pîrîul cu Eaci și valea Morii. Institutul Geological României 148 O. MAIER et al. 84 Vîrsta cutărilor Vîrsta complexelor zonei mezometamo”fice este proterozoică pînă la infracambriană, ajungînd pi obabil pînă în Oambrianul inferior. Ultima cutare și metamorfozarea regională a acestor formațiuni a avut loc în faza baicaliană. A uimat o fază de exondare și apoi transgresiunea geosincli- nalului paleozoic. Formațiunile acestuia, reprezentate prin actualele complexe ale zonei cu șisturi epimetamorfice au fost cutate și meta- morfozate în diastrofismul vai isc. Metamorfismul vai isc de grad mai scăzut (faciesul șisturilor verzi) a avut ca urmare, retromorfozarea parțială a complexelor mai vechi. Complexele inferioare ale zonei epimetamorfice aparțin Paleozoi- cului inferior. Discoidanța dintre aceste complexe și șisturile mezometa- morfice este vizibilă. Este însă greu de spus dacă între complexele paleo- zoic-inferioare și complexele de vîrstă devoniană există o discoidanță sau nu. Așadar, este greu de precizat dacă există sau nu o cutare cale- doniană. în consecință admitem în zona epimetamorfică o continuitate de sedimentare pînă în Devonianul superior. Complexul filitic de Poieni-Roșcani (Carbonifer inferior) stă discor- dant peste complexul șisturilor tufogene bazice (Devonian mediu) și peste complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide (Devonian superior). De altfel prezența a două sisteme de cute B și B' în partea de N a masivului Poiana Ruscă ne-a determinat (1968) să admitem existența a două faze ale orogenezei varisce : faza bretonă și faza sudetă. Structuri disjunctive Tectonica disjunctivă a zonei sudice a masivului Poiana Ruscă este determinată de prezența a numeroase fracturi, dintre care fracturile direcționale au un rol determinant în alcătuirea structurii. în zona de frunte a pînzei de Poiana Ruscă și a anticlinalului Nădrag, planele de încălecare sînt dublate de falii direcționale conforme cu planul de încălecare. în ordinea importanței lor, celelalte tipuri de fracturi sînt reprezentate prin falii transversale (ac) și falii oblice (pl. XII). Vîrsta relativă a fracturilor dinaintea deplasării pînzei și după deplasarea ei a fost descifrată datorită raporturilor dintre diferitele sisteme de falii. Absența unor sedimente vechi în regiune nu a permis o datare exactă a faliilor ante-cretacic-superioare. Singura vîrstă sigură este faza laramică, încît raportînd la această fază se pot separa trei grupe de falii: prelaramice, laiamice și postlaramiee. O parte a faliilor care afectează zona mediană a masivului au fost descrise în lucrarea privind unitatea epimetamorfică a masivului iKr ă u t- ner et al., 3969). Un fapt este cu certitudine demonstrat și anume că majoritatea fracturilor mai vechi (prelaramice) au fost antrenate în mișcările ulterioare. A Institutul Geologic al României IGR/ 85 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 149 Falii p r e 1 a r amice. Cele mai vechi dislocații, anterioare faliilor direcționale sînt în majoritatea cazurilor falii de tip „ac”, trans- versale. Ele sînt prezente pretutindeni în regiune afectînd șisturile mezo- metamorfice. Sistemul faliilor direcționale reprezintă principalul sistem al dislo- cațiilor din această, parte a masivului Poiana Ruscă. Faliile direcționale principale retează, după cum am mai amintit, partea frontală a pînzei de Poiana Ruscă și a anticlinalului Nădrag. Acestea sînt faliile Oinciș-Vadu Dobrii-Tincova (I) și Nădrag-Ruschița (II) (pi. XII). Dacă vîrsta celor două structuri este clar diferită, pentru aceste două fracturi nu avem dovezi care să le departajeze în timp. S-ar părea că atît blocul pînzei de Poiana Ruscă cît și cel al anti- clinalului Nădrag au mai suferit o mișcare de împingere postmetamorfică peste șisturile din N, în lungul planelor de fractură direcțională. în ambele unități tectonice deplasarea structurilor plicative sinmetamorfice a fost însoțită de formarea unor milonite ulterior recristalizate (blastomilonite), iar mișcările cu caracter ruptural au fost însoțite de milonite și cataclazite nereciistalizate. La S de falia Oinciș-Vadu Dob1 ii, partea mediană a pînzei de Poiana Ruscă este divizată prin falii direcționale în blocmi tectonice alungite. Falia Lunca Cernii-Lingina (III), Rusca Montană-Hașdeu (IV) și falia Băuțar-Boița (V) separă compartimentul central, ridicat, din zona axială a antiformului Voislova-Silvaș, de compartimentele căzute care îl flanchează. Un segment al faliei Rusca Montană-Hașdeu a fost reluat în mișcă- rile laramice, contribuind Ia formarea bazinului Rusca Montană (rama sudică). Din același sistem direcțional, fac parte faliile: valea Poieni (VI) și falia Jdioara-vîrful Fîntîniloi (VII). Falii mai noi decît sistemul direcțional, oiientate NE-SW fac parte din sistemul Chergheș-Ruschița. Acesta se dezvoltă la W de Ruschița pînă în apropiere de Tincova. Sistemul reprezintă una din principalele grupe de fracturi care compartimentează șisturile epimetamorfice (M a i e r et al., 1969). Falii laramice. Faliile laiamice sînt prezente în zonele în care ulterior s-au instalat bazinele Rusca Montană, Hațeg, Strei și Caransebeș. Principala fractură laiamică o constituie falia direcțională Poloni (IX) (Din că, Zimmermann, 1963), în lungul căreia șisturile cristaline încalecă formațiunile sedimentare ale bazinului Rusca Montană, în timpul mișcărilor sînt reluate multe din fracturile vechi. Falia Jdioara-vîrfulFîntînilor este folosită astfel drept cale de acces pentru mag- mele banatitice. în bazinul Hațegului și al Streiului bănuim existența unor falii ascunse pe direcția N-S situate la partea estică a șisturilor cristaline. Falii postlar amice. Ultimele deranjamente rupturale care au avut loc în masivul Poiana Ruscă și care au afectat în majoritatea cazurilor sedimentele maastrichtiene și parțial șisturile cristaline. Dintre JA Institutul Geological României IGR/ 150 O. MAIER et al. 86 acestea majoritatea au direcția NW-SE, fiind grupate în jurul localității Rușchița, la Răchitova și mai puțin la Rusca Montană. O mică parte din faliile postlaramice sînt orientate NE-SW (la W de Rusca Montană). VÎRSTĂ FORMAȚIUNILOR ORISTALOFILIENE în ceea ce privește vîrstă formațiunilor cristalofiliene din masivul Poiana Ruscă am ținut seamă de unele argumente mai vechi și de deter- minările palinologice mai recente, precum și de determinările de vîrstă prin metoda extincției ondulatorii a cuarțuhu (Maier, O a u 1 e a, 1968). La capitolul „Istoricul cercetărilor geologice” am amintit pe scurt evoluția ideilor asupra vîrstei cristalinului din Poiana Ruscă. Dintre argumentele mai vechi reținem pe cele ale lui Pa piu (1956) referitoare la vîrstă dolomitului de Luncani. Autorul citat consideră că masa dolomitului de Luncani este de natură recifală și cum coralierii au apărut în Silurian, conclude că vîrstă dolomitului și a unei părți a șisturilor cristaline ar putea fi siluriană putînd să ajungă și în Devonian. Argumentele palinologice mai recente se referă la șisturile și filitele din partea de N a masivului, care stau peste dolomitul de Luncani. Deter- minările făcute de Iliescu (1964) pe o probă colectată din aceste filite au pus în evidență următoarele forme : Leiolriletes adnatus, L. gula- ferus, L. inermis, Dyctiotriletes trivialis, Calamospora sp. Dint”e acestea L. inermis și D. trivialis sînt caracteristice Carboniferului inferior. în consecință, am atribuit complexul filitelor de la Poieni-Roșcani, Carboniferului inferior’. La S de aceste localități, filitele repauzează discor- dant peste complexul șisturilor tufogene bazice. Asociațiile petrografice ale acestui complex (inclusiv prezența minereului de fier) pot fi asemă- nate cu cele ale Devonianului mediu în facies renan (cuveta Lahn și Dill). Din aceste considerente și din motive de superpoziție am atribuit com- plexul șisturilor tufogene bazice și dolomitele îndințate cu acestea, Devo- nianului mediu (Maier et al., 1968). La E de Roșcani și la W de Tomești-Luncani peste complexul șisturilor tufogene urmează un complex de șisturi sericito-cloritoase în care apar la diferite nivele roci por- firoide. Prin poziția sa, acest complex ar’ aparține Devonianului superior. Complexul șisturilor grafitoase situat sub complexul șisturilor tufogene bazice aparține tot Devonianului, deoarece între cele două complexe există tranziții petrografice. Următoarele două complexe, complexul șisturilor sericito-cloritoase- cuarțitice și complexul cuarțitelor și al șisturilor grafitoase cu inter- calații de șisturi tufogene ar putea reprezenta Paleozoicul inferior. Relațiile șisturilor din zona epimetamorfică cu cele din așa-zisa zonă mezometamorfică sînt în general tectonice (planul de încălecare Oinciș-Vadu Dobrii-Tincova). Singurul loc unde se observă relații stratigrafice este la E de Tincova unde peste gnaisele oculare urmează un complex de șisturi muscovito-clori- tice cu porfiroblaste de oligoclaz, pus în evidență de N e a c ș u et al. (R. 1961). într-o comunicare M a i e r (1971) a corelat acest complex JA Institutul Geological României igr/ 87 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 151 cu complexul șistuiilor sericito-cloritoase cu porfiroblaste de albit din Locva, subiacent complexului tufogen-magmatogen pe care l-a corelat cu complexul șisturilor verzi de la Ocna de Fier. Oorelînd mai departe complexul tufogen-magmatogen din zona Locva, Ocna de Fier cu complexul tufogen-magmatogen din zona epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă, lezultă sincronismul complexului cu porfiroblaste de albit respectiv de oligoclaz cu complexele inferioaie ale „zonei epimetamorfice” din Poiana Ruscă pe care le considerăm paleozoic-inferioare, probabil ordovician-silu- riene, eventual cambrian-superioare. Acest complex cu porfiroblaste de albit este transgresiv, la Tincova, peste un termen inferior al cristalinului mezometamorfic, de unde con- cluzia că întregul cristalin epimetamorfic din Banatul de W și din Poiana Ruscă ar fi transgresiv peste cristalinul așa-numitei mezozone a Poienii Rusce și a Semenicului. Pentru cristalinul transgresiv este utilizată denumirea de cristalinul supragetic în sens stratigrafie; denumirea de cristalinul getic se restrînge asupra „mezozonei” din Poiana Ruscă. Cristalinul getic mai vechi decît complexul șisturilor cu porfiroblaste de albit aparține astfel Precambria- nului. Determinările de vîrstă pe bază de potasiu-argon au indicat pentru granitoidul de Criva vîrsta de 329 mii. ani, ceea ce trebuie interpretat în sensul că granitoidul a mai fost afectat de mișcările varisce. Din măsurătorile unghiului de extincție ondulatorie a cuarțului au rezultat valori care plasează granitoidul de Criva în Precambrian. Vîrsta de 550 mii. ani coincide cu orogeneza baicaliană și cum granitoidul are caractere de rocă sincinematică putem considera că atît acesta cît și complexul paragnaiselor cu biotit (formațiunea cea mai veche din masivul Poiana Ruscă) au fost cutate în faza baicaliană. Complexele mai noi, inclusiv complexul șisturilor cuarțitice-sericitoase au fost cutate împreună cu complexul bazai. Datele palinologice pe care le deținem se referă la cele două complexe superioare (complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice și complexul șisturilor cuarțitice-sericitoase). Dintre formele determinate unele sînt caracteristice pentru Rifeanaltele mai evoluate pot ajunge pînă în Cambrian, așa cum rezultă din sporii determinați dintr-un nivel de calcare de pe valea Văleanului în care s-a întîlnit asociația Leioligotrile- tum mivufissimum T im., Stenozonoligotriletum validum T i m., Trachy- oliotriletum nevelense T i m ., Tyeoligotriletum expresum T i m . (analist Adina Vi sar ion). Complexul micașisturilor cu almandin și complexul paragnaiselor cu biotit subiacente le atribuim astfel Proterozoicului mediu. Schematic vîrsta șisturilor cristaline din Poiana Ruscă ar fi urmă- toarea : Cristalinul supragetic Complexul filitelor sericito-cloritoase (Poieni-Roșcani) = Carbonifer inferior, transgresiv peste: 4 A Institutul Geologic al României \ igr/ 152 O. MAIER et al. 88 Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide = Devonian superior; Complexul șisturilor tufogene bazice și complexul șisturilor grafi- toase = Devonian mediu și Devonian inferior; Complexul șisturilor sericito-cloritoase-cuarțitice și complexul cuar- țitelor și al șisturilor grafitoase cu intercalații de șisturi tufogene — Pale- ozoic inferior (Ordovician + Silurian ?); Complexul șisturilor muscovito-cloritoase cu porfiroblaste de albit (oligoclaz) = Ordovician -|- Silurian. Cristalinul getic Complexul șisturilor cuarțitice-sericitoase și complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice = Cambrian inferior + Infra- cambrian; Complexul micașisturilor cu almandin și complexul paragnaiselor cu biotit = Proterozoic mediu și superior. B) FORMAȚIUNI SEDIMENTARE Șisturile cristalofiliene situate în zona sudică a masivului Poiana Ruscă sînt acoperite transgresiv de formațiuni sedimentare paleozoice, mezozoice și neozoice. în partea vestică, rama masivului cristalin între valea Nădrag și valea Vălișoara este acoperită de sedimentele pannoniene ale bazinului Caransebeș. La S se dispun sedimentele paleozoice, mezozoice și neogene ale bazinului Rusca Montană, continuate spre E prin culoarul văii Bistra cu sedimentele din bazinul Hațegului și al Streiului. Paleozoie (Carbonifer superior?) în anul 1963 semnalam prezența pe valea Cernii, la confluența cu valea Bordului a unor brecii cimentate, intens diagenizate, alcătuite din fragmente angulare de șisturi cristaline. Aceste brecii suportă pe valea Cernii, spre S, formațiuni cretacic-inferioare. După poziția geometrică și aspectele datorate gradului intens de diageneză, am atribuit acestora o vîrstă paleozoic-superioară. Formațiuni asemănătoare au fost întîlnite pe afluenții din dreapta ai văii Bistra, la vest de Voislova, unde de asemenea considerăm prezența unor formațiuni vechi — paleozoice. Mezozoic Depozite atribuite Mezozoicului se întîlnesc în bazinele Rusca Mon- tană și Hațeg. Sintetizarea datelor de arhivă, în vederea întocmirii hărții 1 :200.000 de către Institutul Geologic (Gh erasi et al ., 1968) a condus la recu- noașterea următoarelor formațiuni mezozoice : Barremian-Apțian, Ceno- manian, Turonian-Senonian și Danian. Institutul Geologic al României 89 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 153 Barremian-Apțian (Cjbr 4- ap) Calcarele recifale, masive, situate direct pe șisturile cristaline la Rusca Montană, valea Miclăușului, au fost atribuite Barremian-Apțianului (calcare urgoniene) după date paleontologice recente (Din că et al., R. 1962, 1963). Calcarele de la Căvăran sînt considerate de vîrstă Mahn- Doggei’ (Din că et al., R. 1963) Cenomanian (Cm) Depozitele cenomaniene se dispun discordant și transgresiv peste calcarele de la Căvăran (D i n c ă , R. 1961, 1963). Acestea sînt alcătuite din conglomerate poligene, gresii cărbunoase și gresii cenușii. Aceleași depozite au fost întîlnite și pe rama estică a masivului, în bazinul Hațegului, unde alcătuiesc iviri restrînse între Ștei și Răchitova (11 i e s c u et al., R. 1960). Turonian-Senonian (C2 Tu-sn) în continuare de sedimentare peste Cenomanian în bazinul Rusca Montană se dispun gresii calcaroase, marnocalcare, argile vinete, argile roșcate care sînt atribuite după formele fosile Turonian-Senonianului (D i n c ă , R. 1961, R. 1962). Aceste depozite se întîlnesc și pe rama nordică a bazinului între văile Lozna, Negrii și Cucea. în bazinul Hațegului, Turonian-Senonianului au fost atribuite pe criterii de superpoziție o stivă de roci flișoide alcătuită din marne cenușii, gresii calcaroase și marne grezoase dispuse între Criva și Răchitova (11 i - eseu et al., R. 1960). Danian 4 Ultimul termen stratigrafie al Cretacicului (?) în bazinul Rusca Montană, Danianul, a fost recent divizat în trei orizonturi (D i n c ă, R. 1961, R. 1962, R. 1963) orizontul inferior productiv, orizontul tufitic și orizontul superior productiv (cu cărbuni). Orizontul inferior productiv se dispune întotdeauna transgresiv peste formațiunile mai vechi. Acesta este format din conglomerate cu elemente de șisturi cristaline, cu treceri spre microconglomerate și spre partea superioară la gresii cu intercalați! de șisturi argiloase ce conțin cărbuni. Orizontul mediu tufitic este constituit dintr-o succesiune de tufuri, aglomerate vulcanice, lave andezitice și gresii tufitice. 4 Maastrichtian. Stiva sedimentelor cretacice se încheie cu depozite maastrichtiene a căror vîrstă a fost stabilită recent de A 1. D i n c ă, A. S ti 11 a și M. Tocorjescu (1971), pe baza unei asociații microfaunistice caracteristică. Aria de extindere a Maastrich- tianului cuprinde atît bazinul Rusca Montană-Lunca Cernii cît și bazinul Hațegului și sînt reprezentate prin depozite vulcanogen-sedimentare ale vulcanismului subhercinic (Giușcă et al., 1966). A- Institutul Geologic al României 154 O. MAIER et al. 90 Ultimul orizont este alcătuit din conglomerate cuarțoase. în bazinul Rusca Montană, Danianul transgresiv are o largă răspîndire întîlnindu-se atît spre Lunca Cernii, cît și spre W între valea Negrii și valea Nădrăgelu. în bazinul Hațegului depozitele daniene sînt alcătuite din conglo- merate, tufuri andezitice, brecii tufitice și aglomerate dispuse între valea Vălișoara și Poieni. Neozoic Neozoicului din vecinătatea sudică a masivului Poiana Ruscă i-au fost atribuite formațiuni sedimentare de vîrstă paleogenă, miocenă, tortoniană, sarmațiană, pannoniană și cuaternară. Paleogen (Pg^) Este reprezentat prin conglomerate, gresii cenușii și microcon- glomerate. Aceste depozite se întîlnesc pe rama nordică a bazinului Hațeg, între Vălișoara, Unirea, Zeicani și spre sudul masivului pe culoarul Bistrei. Miocen (Mo) Partea inferioară a Miocenului este reprezentată prin formațiuni burdigaliene și helvețiene întîlnite numai în bazinul Rusca-Montană în sectorul Lunca Cernii. Aici D i n c ă (R. 1961) distinge două serii: o serie tufitică reprezentată prin lave andezitice și aglomerate vulcanice și o serie detritică alcătuită din conglomerate slab cimentate, gresii, marne și șisturi cărbunoase. Tortonian (to) Formațiunile tortoniene se dispun transgresiv peste terenurile mai vechi. Acestea au o răspîndire mai largă în bazinul Streiului și mai redusă în bazinul Hațegului. Sedimentele marine ale Tortonianului sînt alcătuite din marne cenușii cu intercalații de gresii, marne nisipoase, argiloase, calcare oolitice gălbui și calcare grezoase (Cinciș). Sarmațian (sm) Sarmațianul este reprezentat prin termenii inferiori: Volhvnian și Bessarabian inferior. Depozitele sarmațiene se întîlnesc numai în partea sudică a bazinului Hațeg. Acestea sînt dispuse transgresiv peste Paleogen și sînt alcătuite din marne argiloase micacee, nisipuri gălbui și uneori din conglomerate poligene. Pannonian (pn) Succesiunea formațiunilor neogene se încheie cu depozite pannoniene dispuse în bazinul Caransebeșului, pe rama vestică a cristalinului din masivul Poiana Ruscă. \ IGR Institutul Geological României 91 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 155 Depozitele pannoniene sînt alcătuite la partea inferioară din argile nisipoase iar la partea superioară din nisipuri și pietrișuri. Cuaternar (q) Formațiunile recente cuaternare, aluvionare, se întîlnesc în lungul văilor principale, fiind reprezentate prin terase (valea Bistra), șesuri alu- viale. De asemenea se întîlnesc depozite proluviale ale numeroaselor conuri de dejecție (valea Zeicani, valea Vălișoara și altele). C) ROCI ERUPTIVE BANATITICE Roci eruptive aparținînd provinciei banatitice se întîlnesc cu precă- dere în extremitatea sud-vestică a masivului Poiana Ruscă unde formează corpul principal granodioritic de la Jdioara-Tincova. Banatitele apar în domeniul formațiunilor cristaline între rama vestică a acestora și loca- litatea Ruschița sub formă de corpuri, dyke-uri, filoane discordante și ca iviri la E de bazinul Rusca Montană. Rocile eruptive din Poiana Ruscă de S reprezintă o verigă din lanțul provinciei banatitice care se dezvoltă între Moldova Nouă și masivul Vlădeasa. Banatitele din regiune și îndeosebi cele dezvoltate în faciesul intrusiv, hipoabisic și filonian, sînt principalele surse ale metamorfismului de contact exomorfic. Cercetări amănunțite efectuate în ultimii ani asupra magmatismului subsecvent din Munții Apuseni și din Poiana Ruscă de SW au permis deosebirea unei faze vulcanice premergătoare magmatismului laramic. Această fază a fost denumită vulcanism subhercinic, ale căror produse se întîlnesc în bazinul cretacic Rusca Montană-Lunca Cernii, în depozitele maastrichtiene. Activitatea magmatică s-a continuat în laramic și este reprezentată prin granodiorite, porfire granodioritice, andezite, dacite, aplite, formînd suita de roci banatitice, ca produse ale unui magmatism epirogenic (I a - novici, Giușcă, Ghițulescu et al., 1969). în ordinea formării lor și după gradul de diferențiere, am distins : vulcanite subhercinice și magmatite laramice. Vulcanite subhercinice Produsele extrusive ale vulcanismului subhercinic au o largă răs- pîndire în bazinul neocretacic Rusca Montană și subordonat, la N de această arie, ca iviri reduse situate pe șisturile cristaline ale munților Poiana Ruscă. Cele mai importante zone de apariție a rocilor vulcanice se găsesc la NW de Nădrag, între valea Nădrag și Valea Mare, între valea Fîntînilor și valea Cornetului, la S de valea Negrii și pe culmea Cireșului. La alcătuirea depozitelor de vîrstă maastrichtiană participă piro- clastite andezitice fine și grosiere formate preponderent din aglomerate, tufuri cristaloclastice asociate cu conglomerate și gresii tufacee. Acestei stive constituită din produse vulcanice și roci cu origine mixtă, i se aso- ciază roci efuzive bazice reprezentate prin andezite bazaltoide cu piroxeni. Institutul Geologic al României 156 O. MAIER et al. 92 Andezitele bazaltoide, întîlnite într-un dyke pe valea Fîntînilor sînt caracterizate prin structură intersertală și textură masivă. Fenocristalele de feldspat au compoziția cuprinsă între 40 și 52% An. în andezitele spilitizate plagioclazul bazic este albitizat. Fenocristalele de piroxen sînt reprezentate prin augit, mai rar hipersten. Prin alterarea piroxenilor, fenomen foarte frecvent, se formează uralit, calcit, clorit, cuarț și sericit. Masa de bază este constituită din microlite de plagioclaz mai rar piroxen și magnetit, înlocuită de calcedonie, sericit, calcit și epidot. Micro- litele de plagioclaz au un conținut în An cu 2-5% mai scăzut decît fenocristalele (pl. VI, fig. 2). Ca varietăți ale andezitelor bazaltoide cităm andezitele piroxenice și andezitele spilitizate. Magmatite laramice Rocile eruptive aparținînd magmatismului laramic sînt reprezentate prin banatite care formează o familie de roci diferențiate din același bazin magmatic. Aria lor de răspîndire se situează în partea de W a masi- vului Poiana Ruscă, unde sînt reprezentate prin roci intrusive hipoabisice și efuzive. Roci intrusive. Rocile intrusive formează corpuri impor- tante în partea de W a masivului și sînt reprezentate prin diorite și granodiorite. Dioritele se întîlnesc sub forma unor corpuri cu extindere mică și ca enclave în granodiorite pe valea Costenicului și pe Valea Mare. Dioritele sînt roci cu cristalinitate medie în care se disting plagioclaz, hornblendă și biotit (pl.V, fig. 3). Varietățile care conțin și cuarț fac tre- cerea la dioritele cuarțifere și se întîlnesc pe valea Cornetului și valea Vălișoara. Studiul în secțiuni subțiri pune în evidență feldspat plagioclaz de compoziția unui andezin (48% An) asociat cu hornblendă verde, biotit și uneori cuarț xenomorf. Dioritele cuarțifere din valea Vălișoara apar sub formă de stock. Granodioritele se dezvoltă sub forma unui corp între localitățile Tincova și Jdioara ajungînd spre E pînă în bazinul văii Cornetului. Acest corp reprezintă principala masă a rocilor banatitice intrusive din masivul Poiana Ruscă. Sub forma unor dyke-uri mai apar pe valea Bîrnele Mici în bazinul Văii Mici și în vecinătatea rocilor talcoase din valea Lupului. Granodioritul cu hornblendă și biotit alcătuiește fondul petrografic al corpului principal, consolidat cu o structură holocristalină și o textură masivă. în zonele marginale se pot observa uneori structuri cataclastice (valea Costenicului). Observațiile microscopice pun în evidență feldspatul plagioclaz cu structură zonară de compoziția unui andezin (36 -43% An), maclat după legea albit, albit-Karlsbad. Unele cristale de feldspat plagioclaz prezintă structuri grafice. Ortoză este uneori maclată după legea Karlsbad, alteori nemaclată și se găsește într-un raport cu feldspatul plagioclaz de 1:7. Cuarțul ocupă spațiile rămase între mineralele anterior formate. Af' Jk Institutul Geologic al României X igr/ 93 (STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 157 Hornblendă verde este idiomorfă și în mod frecvent se transformă în biotit secundar, sericit, pennin. Biotitul primar se dezvoltă în lamele cu incluziuni de rutil. Mineralele accesorii sînt reprezentate prin : sfen, apatit, zircon iar cele secundare de caolin, sericit, clorit, calcit și cuarț (pl.V, fig. 4). Prezența unor enclave de andezite cu hornblendă în granodioritul de la Tincova-Jdioara nu poate fi explicată decît prin existența unei faze efuzive care s-a manifestat înaintea vulcanismului subhercinic. E o c i hipoabisice, Banatitele formate în condiții hipo- abisice sînt reprezentate de mierodiorite, porfire granodioritice și aplite granodioritice. Microdioritele s-au întîlnit pe valea Cornetului, Valea Mare și valea Vălișoara, însoțind uneori zonele marginale ale dioritelor și dioritelor cuarțifere. La alcătuirea lor participă feldspatul plagioclaz (36% An), horn- blenda, biotitul și cuarțul alcătuind o structură microgranulară. Porfirele granodioritice cunosc o răspîndire mare în bazinul văii Tincova și Văii Mici precum și în bazinul văii Cornetului, unde formează dyke-uri și filoane cu direcția generală N-S. Porfirele granodioritice ori- entate E-W au fost întîlnite numai în zona vîrfului Izvodia. Porfirele granodioritice sînt diferențiate ale rocilor intrusive bana- titice de care se deosebesc prin structura lor porfiritică. Microscopic se poate observa prezența a două momente de cristalizare; unul reprezentat de fenocristalele de feldspat plagioclaz, hornblendă, biotit și cuarț și al doilea de mezostaza cu structură granulară alcătuită din aceleași mine- rale (pl. VI, fig. 1). în ordinea predominării am deosebit porfire granodio- ritice, porfire dioritice, porfire dioritice cuarțifere. în extremitatea de S a corpului granodioritic de la Jdioara-Tincova se întîlnesc porfire granodioritice cu un caracter echigranular al masei de bază, asociate cu aplite. Structura aplitelor este xenomorf-granulară și textura masivă. Din punct de vedere mineralogic sînt constituite din feldspat plagioclaz cu 30% An, ortoză a cărei participare nu depășește 10% din totalul minera- lelor și cuarț xenomorf care în zonele periferice la contactul cu șisturile, cristaline prezintă extincție ondulatorie. Mineralele accesorii sînt repre- zentate prin magnetit, pirită și zircon, iar cele secundare de sericit, cuarț, clorit. Aplitele reprezintă ultimele diferențiate ale magmei de compoziție granodioritică. Boci efuzive. Rocile efuzive sînt reprezentate predominant prin andezite și subordonat de dacite și riolite. Ele se întîlnesc în partea de W a regiunii în bazinul văii Tincovița, Văii Mari, văii Cornetului și în partea de mijloc a masivului, în bazinul văii Rușchița în valea Loznei. Andezitele se dezvoltă ca filoane discordante cu șisturile cristaline avînd grosimi de ordinul metrilor pînă la cîțiva zeci de metri. în cariera din valea Ștămbrucului întîlnim andezite străbătînd granodioritele. Andezitele se caracterizează prin structură porfirică și o textură masivă uneori fluidală, formate din fenocristale de feldspat plagioclaz cu un conținut de 38-40% An, la care se asociază hornblendă, biotitul și Institutul Geological României 158 O. MAIER et al. 94 uneori cuarțul corodat. Masa de bază este constituită din aceleași minerale (pl. VI, fig. 3). Dacite se întîlnesc pe Valea Mare și pe valea Bîrnele Mari sub forma unor dyke-uri cu grosimi asemănătoare andezitelor (pl. VI, fig. 4). G i u ș c ă et al. 1953 semnalează pe dealul Caselor prezența rio- litelor. Ca un fenomen general ținem să amintim că rocile efuzive acide ca și cele hipoabisice sînt intens hidrotermalizate încît uneori cu greu pot fi recunoscute aspectele inițiale ale rocii. Pe lingă rocile mai sus amintite au fost întîlnite cu totul sporadic lamprofire, care străbat atît magmatitele intrusive cît și șisturile cristaline. Lamprofirele au fost considerate ca ultimele produse ale activității mag- matice laramice, din zona cercetată, concluzie ce rezultă din raporturile spațiale observate în teren (pl. VII, fig. 1, 2). Chimismul rocilor banatitice Pentru a argumenta apartenența rocilor eruptive din Poiana Ruscă la „Provincia rocilor banatitice” am interpretat un număr de 9 analize chimice de silicați, executate cu prilejul prospecțiunilor foarte detaliate din anii precedenți (1961-1968). TABELUL 13 Compoziția chimică a rocilor eruptive laramice Nr. probei 537 370 2269A 957 2269 659A 1901 600 443 Dacit. Valea Lozna Granodiorit. Valea Glăvan S g Andezit. Valea Almaș Granodiorit. Tincova Andezit. Valea Stămbrucu 1 Andezit. Vîrful Cire- șului g a « k. Cy —< < > o Andezit. Valea Lozna SiO2 64,21 64,96 62,80 59,34 57,70 54,66 54,60 54,22 47,05 A12O3 15,46 16,26 18,40 18,41 20,50 18,63 22,12 17,46 16,20 3,21 3,66 1,18 2,80 3,97 2,14 2,60 2,42 2,47 FeO 1,84 1.48 2,80 3,26 2,62 3,63 3,40 5,03 4,88 MgO 2,55 1,45 1,25 1,20 1,10 1,30 0,77 4,20 6,82 CaO 4,62 2,94 4,48 6.30 6,00 8,82 5,53 8,26 8,10 Na2O 3,77 3,43 4,02 4,69 3,77 6,23 4,02 2,53 3,37 Ka,O 2,50 3,03 4,02 1,93 2,19 1,76 3,38 0,85 1,87 h2o-105° — — 0,50 0,30 0,07 0,60 — 0,30 — h2o+105° — — 0,07 0,66 0,20 0,62 1,30 0,66 3,14 co2 — — — — — urme 0,90 2,00 4,06 TiO2 0,67 0,73 0,75 0,72 0,85 0,82 1,00 0,92 1,07 MnO 0,07 0,10 0,10 0,07 0,20 0,20 0,11 0,14 0,10 p2o5 urme urme 0,16 0,20 0,18 urme 0,16 0,47 0,18 0,42 S urme urme 0,15 0,18 urme — 0,12 — Total 99,35 100,10 99,28 99,86 99,34 99,57 100,52 99,29 99,52 95 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 159 Probele analizate aparțin rocilor intrusive și filoniene din partea de W a masivului (Tincova) și dintr-o zonă situată la SW de Euschița în bazinul sedimentar Rusca Montană-Lunca Cernii, unde pe lîngă corpuri intrusive și filoane banatitice se întîlnesc produsele fazei vulcanice sub- hercinice. Fig.27. — Diagrama diferențierii magmatice a rocilor banatitice din sud-vestul masivu- lui Poiana Ruscă. Diagramme de la differenciation magmatique des roches banatitiques de sud-ouest du massif de Poiana Ruscă. Din observarea valorilor procentuale ale oxizilor se poate constata că rocile analizate au un chimism variat, corespunzător unei magme care evoluează de la roci intermediare spre roci bazice. Parametrii Niggli (tab.14) calculați ne-au permis să ilustrăm grafic unele particularități ale rocilor banatitice, dîndu-ne totodată posibilitatea încadrării lor la tipuri magmatice. Diagrama de diferențiere magmatică (fig. 27) ilustrează variația parametrilor al, fm, c, alk în funcție de si. Din diagramă se desprind caracterele rocilor banatitice, a căror diferențiere are loc de la roci granodioritice spre roci gabbroide sodice. Variația normală a parametrilor petrochimici, ca și în alte zone ale provin- ciei banatitice, evidențiază evoluția normală a diferențierii magmelor în cadrul provinciei banatitice. O singură probă (1901) introduce o discon- tinuitate, datorită valorilor ridicate ale parametrilor al și alk, fapt ce indică o tendință slab alcalină a acestei roci. Institutul Geological României 160 O. MA.ER et ăl 96 Tip magmatic .2 o o C GJ 6 Opdalitic Granodioritic, leucopeeleitic Leucopeeleitic Leucopeeleitic, leucotonalitic Tonalitic, dioritic o s I Dioritic Na tron gabbroid O cm co O c£ lO 4- 48,4 + 21,2 O CM 4- + 25,4 -2,0 + 12,6 -24,2 6,66 ci uO + 5,79 + 2,51 Ci î O 4- +0,33 +2,12 0,04 li 0,22 o CM 0,28 0,30 0,39 0,20 0,32 0,55 0,37 M 10,3 CM cT 12,3 10,2 17,4 9,5 20,3 30,0 1 e‘6£ cm 46,6 46,7 51,0 52,1 39,2 1 O? 50,4 co 46,2 41,0 42,5 31,6 38,4 40,5 28,1 c/fm 0,50 «> 06‘0 1,00 0,92 0,76 66*0 r-4 1^ O ** 1 j 2,23 Ci o T-1 2,03 08‘t o 1,75 2,05 1,91 2,17 | 1 mg 0,34 co o 0,35 0,26 sz‘o 0,28 0,19 0,50 CM O 0,36 s o 0,33 0,20 0,27 0,15 0,35 0,18 0,26 >11» 21,6 cT T~< 21,9 19,2 16,5 .3 8,6 11,3 w cm co" TH 17,8 Cm" CM 21,1 27,5 19,2 25,6 22,3 25,6 l-O co CM 19,6 22,4 22,8 19,5 19,3 35,9 oo 1-1 39,9 co co co 40,7 36,0 39,6 31,9 0‘6P 29,9 24,6 269 CO Ol 236 I _l 198 189 o 5 £ Ti 157 121 î Nr. probei 537 O co 2269 A 957 2269 — 659 A I 11901 । ! 009 1 443 97 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 161 Diagrama k/mg (fig. 28) arată o concentrare a valorilor între diago- nala 0,4 mg — 0,4 k și 0,8 mg și 0,8 k. Această încadrare a valorilor în diagramă confirmă caracterul subalcalin al rocilor analizate. Rocile bana- titice au tendință subalcalină îndeosebi în diferențiatele filoniene și uneori în zonele marginale ale corpurilor intrusive. Fig. 28. — Diagrama k/mg pentru rocile bana- titice. Diagramme kjmg pour les roches banatitiques. 1901 .2269 537 0,2 0,4 0,6 0,8 în diagrama QLM (fig. 29) rocile banatitice analizate se dispun atît deasupra liniei de saturație (PE), în cîmpul rocilor saturate, cît și sub această linie, în grupa rocilor nesaturate. Sub linia de saturație se Fig. 29.—Diagrama QLM a rocilor banatitice. Diagramme QLM des roches banatitiques. proiectează andezitul cu nr. 659 A, provenit dintr-o enclavă din grano- dioritul de la Tincova. în concluzie, rocile eruptive aparținînd provinciei banatitice se caracterizează printr-o diferențiere care începe cu granodiorite și se încheie cu roci gabbroide sodice. Evoluția completă a acestei provincii se cunoaște în partea de S a Banatului (Giușcă et al., 1966), unde parametrul si este cuprins între 11-C. 470 Institutul Geologic al României 162 O. MAIER et al. 98 84 și 508. Pentru zona cercetată de noi unde si este cuprins între 121 și 269, diferențierea s-a făcut pe un segment mai restrîns din diagrama gene- rală de evoluție a acestor roci. Poziția în diagrama kjmg a probelor nr. 1901 și 659 A este un indiciu al caracterului slab alcalin (mediteranean) al magmelor banatitice și confirmă punctul de vedere susținut de Al. Co dar cea, D. Constantinof, precum și de G i u ș c ă et al. (1966). O mențiune specială facem asupra probei nr. 659 A, care provine dintr-o enclavă de andezit cuprinsă în granodioritul de la Tincova. Encla- vele de andezite, fiind anterioare punerii în loc a masei intrusive grano- dioritice, ar putea să reprezinte de fapt produse ale vulcanismului subher- cinic (R. 1966). Celelalte probe analizate aparțin provinciei banatitice propriu-zise, legate de magmatismul fazei laramice a cărei evoluție de la acid spre bazic a fost argumentată de analizele prezentate mai sus. Este posibil ca în partea de SW a masivului Poiana Euscă, să avem două gene- rații de andezite aparținînd la două provincii magmatice diferite ; una mai veche decît faza subhercinică și alta laramică. La sud de Dunăre, în Iugoslavia, Dro venik (1968) stabilește trei faze ale vulcanismului subhercinic. Faza I de vîrstă turonian-maas- trichtiană se caracterizează prin andezite cu hornblendă. Enclavele de andezite din granodioritul de la Tincova pot reprezenta produsele acestei faze vulcanice. Celelalte probe analizate chimic aparțin provinciei banatitice pro- priu-zise legate de magmatismul fazei laramice, a căror evoluție de la intermediar spre bazic a fost argumentată de valorile parametrilor petro- chimici. Formațiuni de contact asociate rocilor banatitice Eocile eruptive banatitice au generat la contactul lor cu rocile înconjurătoare fenomene de contact, reprezentate predominant prin skarne și izolat prin corneene. Rocile de contact pe care le vom descrie se situ- ează la S de granodioritul de la Tincova, în bazinul văii Tincovița, cît și pe Valea Mare, valea Lupului și valea Ruschița. Metasomatoză de temperatură ridicată Avînd la bază criteriile petrografice de asociere a mineralelor care alcătuiesc skarnele le-am grupat în cinci tipuri de roci de contact caracte- rizate prin temperaturi diferite de formare. Astfel am deosebit în ordinea descreșterii temperaturii (F r. T u r n e r, J. Ver h o o ge n, 1966) următoarele asociații: skarne diopsidice ± granat, skarne diopsidice cu granat și calcit, skarne diopsidice cu amfiboli și magnetit și skarne epido- tice cu granat. Modul lor de asociere în teren nu se face după o zonalitate așa cum se cunoaște în regiunile clasice, (B o w e n , 1940) începînd cu roci de contact formate în condițiile faciesului sanidinic și încheind cu faciesul corneenelor cu albit și epidot, ci prezintă o mare variabilitate controlată de condițiile Institutul Geologic al României 99 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 163 termodinamice diferite și de natura inițială a șisturilor cristaline transformate. De cele mai multe ori, distribuția skarnelor din zona Tincova se face în corpuri izolate de dimensiunea zecilor de metri alteori chiar a metrilor, în care legătura cu rocile banatitice nu poate fi observată întotdeauna. Această constatare ne conduce la concluzia că șisturile și calcarele cris- taline din aureola de contact plutesc pe magmatite banatitice, care au reprezentat sursa capabilă să genereze zonele de skarne. Faciesul corneenelor cu p i r o x e n i. Skarne diop- sidice cu granat au fost întîlnite ca blocuri în partea superioară a Pîrîului cu Raci, ca provenind din zona de contact dintre andezite și șisturile calcaroase cu biotit și epidot. Asociația caracteristică este diopsid-plagioclaz-cuarț și reprezintă skarne formate în zonele inferioare ale metamorfismului de contact, caracterizate prin temperaturi mari și presiuni scăzute (T = 655°-830°C și P = 1170 bari). Skarnele diopsidice cu plagioclaz și cuarț se asociază cu magnetitul constituind o textură rubanată a minereului. Dispoziția în benzi a magne- titului este rezultatul unei metasomatoze selective, care a afectat îndeosebi părțile calcaroase ale șisturilor epimetamorfice. Skarnele cu plagioclaz, diopsid, cuarț, reprezintă asociația caracteristică faciesului corneenelor cu piroxeni (pl. VII, fig. 3, 4). Faciesul corneenelor cu hornblendă. Skarne diopsidice cu granat, calcit și cuarț se întîlnesc pe valea Viezurelui și la vîrful Pelniț, în aureola de contact a magmatitelor banatitice. Mineralizația cu oxizi de fier asociată acestor skarne a constituit obiectul unei exploatări, înainte de primul război mondial. Acest tip de skarne se formează la contactul dintre granodiorite și carbonatitele me- tamorfozate din șisturile cristaline epimetamorfice. Granatul din skar- nele sus-amintite este anizotrop (pl. VIII, fig. 2). în asociere cu skarnele diopsidice cu granat, am întîlnit parageneze constituite din hornblendă, granat, plagioclaz, magnetit. Aceste skarne reprezintă produsul metamorfismului de contact dintre rocile banatitice și șisturile calcaroase cu amfiboli și magnetit (garbenschiefer). Magnetitul prezent în aceste skarne poate fi rezultat prin redistribuirea magnetitului primar din șisturile cristaline și în mai mică măsură poate fi de prove- niență juvenilă (pl. VIII, fig. 1). Skarnele diopsidice cu granat, calcit, cuarț și skarnele cu hornblendă, granat și magnetit, corespund după E s k o 1 a faciesului corneenelor cu hornblendă (pl. VIII, fig. 3). Tot acestui facies, îi aparțin unele skarne granatifere cu amfiboli și magnetit din bazinul văii Negrii. Condițiile fizice de formare a paragenezelor din faciesul corneenelor cu hornblendă au fost stabilite experimental de W i n k 1 e r în intervalul de temperatură 525° și 670°, la o presiune a apei corespunzătoare la 2000 bari. Apariția skarnelor cu epidot, calcit și granat face tranziția spre marginile exterioare ale aureolelor de contact, anunțînd apariția unui nou facies (pl. VIII, fig. 4). Institutul Geological României igrZ 164 O. MAIER et al. 100 Faciesul corneenelor cu albit și epidot. Corneene cu albit și epidot se dezvoltă în bazinul Văii Mici și al văii Tinco- vița și însoțesc de cele mai multe ori marginile exterioare ale unor mici apariții de skarne granatifere cu magnetit. Ele au fost separate sub numele de skarne epidoto-granatifere. Studiul în secțiuni subțiri pune în evidență granule de epidot cu contururi cristalografice asociat cu albitul ca relict instabil, calcitul și magnetitul. Unele zone cu astfel de skarne, cum este la vîrful Bătașu, sînt constituite numai din epidot și magnetit. Pe valea Negrii la contactul andezitelor cu lentilele preexistente de minereu de fier s-au format skarne constituite din calcit, tremolit, cuarț și magnetit. Metasomatoza de temperatură joasă Pe lingă transformările rocilor în skarne și corneene, banatitele sînt răspunzătoare de toate fenomenele de hidrotermalizare cunoscute în regiune. Aceste transformări încep cu fenomene de autometamorfism hidrotermal prezent mai mult în rocile efuzive, caracterizat prin epidoti- zarea feldspatului plagioclaz și a hornblendei și se continuă în șisturile cristaline înconjurătoare unde fenomenul se recunoaște după depunerile neregulate de epidot. Acestei etape din evoluția magmatitelor banatitice i se asociază o fază metalogenetică care a condus la formarea unor concentrații locale de sulfuri polimetalice. Corneene Metamorfismul de contact termic, fără aport de substanță este slab reprezentat și se limitează în imediata vecinătate a granodioritului de la Tincova. Rocile de contact sînt reprezentate prin corneene biotitice (marcînd zona interioară) și corneene amfibolice. Zona de dezvoltare a corneenelor afectează mai mult complexul șisturilor tufogene ale „anticlinalului Nădrag”. Efectele unui metamorfism termic pot fi observate uneori în zonele în care banatitele nu aflorează; intruziunile se găsesc probabil la o distanță mică față de suprafață. Tot ca efecte ale unui metamorfism termic sînt considerate unele cristale de amfiboli din șisturile amfibolice ale complexului tufogen din vecinătatea banatitelor. Aceste hornbiende se dezvoltă diferit de foliația metamorfică și atrag atenția prin mărimea lor. Substanțe minerale utile asociate rocilor b an atitice Substanțele minerale utile asociate rocilor banatitice pot fi reparti- zate la două zone importante. Una se situează în vestul masivului în împrejurimile localității Tincova și a doua în zona Ruschița-Ascuțita. în zona Tincova ivirile sînt răspîndite în bazinul văii Tincovița și Văii Mici, precum și pe culmea ce separă bazinul de recepție al acestor . vX Institutul Geological României x igr/ 101 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 165 văi de valea Costenicului. Mineralizația cunoscută în perimetrul Tincova poate fi împărțită în două grupe, avînd drept criteriu paragenezele mine- ralogice : mineralizație pirometasomatică și mineralizație hidiotermală. Mineralizația pirometasomatică. Fluidele post- magmatice degajate din magma banatitică au intrat în reacție chimică cu rocile înconjurătoare conducînd la formarea de skarne caracteristice aureolei de contact. Mineralizația găzduită în skarne este formată din magnetit și hema- tit peste care se suprapune uneori și o fază metalogenetică cu sulfuri polimetalice. Acumulările de minereu de fier au formă de corpuri neregulate, înșirate discontinuu la contactul dintre intruziune și rocile înconjurătoare. Alteori, acumulările de minereu de fier sînt dispuse discordant față de limita intruziunilor banatitice, fapt determinat de însăși orientarea rocilor carbonatice în stiva șisturilor cristaline din aureola de contact. Mineralizația cu oxizi de fier se prezintă predominant cu o textură masivă uneori diseminată, găzduită într-o gangă formată din granat, diopsid, hornblendă, calcit, epidot și cuarț. Sub microscop, magnetitul apare în agregate de cristale idiomorfe, octaedrice; ca plaje întinse ce se termină franjurat, alteori cu plaje ter- minate cu fețe cristalografice. Magnetitul se asociază cu hematitul, care se formează prin procesul de martitizare. Această înlocuire a magnetitului prin hematit are loc la periferia plajelor și mai rar în interiorul lor. în unele zone ale câmpului micr oscopic se observă exclusiv hematit cu incluzuini de granule foarte fine de magne- tit, indicând o înlocuire incompletă. Alteori, fenomenul de martitizare conduce la apariția unor snopi, digitații sau ace fine de hematit ce înlo- cuiesc magnetitul (fig. 30, a, b, c). în agregate cu cristale idiomorfe, hema- titul înlocuiește zonar magnetitul, lăsînd în centrul cristalului granule incomplet transformate. Fenomenul de substituire poate avea loc sub formă de lame paralele cu fețele cristalografice (fig. 30 d). Suprafața șlifului este paralelă cu fața (111.) Mai rar întîlnită este asocierea magnetit-hematit ca rezultat al procesului de martitizare ce îmbracă aspectul unor plane reticulare, în care ochiurile sînt ocupate de magnetit iar pe cele două direcții crește hematitul. Raportul cantitativ magnetit/hematit este cuprins între 20/1 și mai rar 20/4. Unele zone de skarn cu magnetit conțin calcopirită ca granule izolate, bordate la periferie cu covelină. în zonele alterate, mine- reul este acoperit de cruste cu limonit și cu totul accidental depuneri de malachit. O analiză chimică informativă, executată pe o probă ce provine din zona cu mineralizație pirometasomatică de la Pelniț a indicat un conți- nut de 50,8% Fe. Mineralizația situată la contactul dintre granodiorite și șisturile cristaline a fost condiționată de prezența unor șisturi carbonatice cu amfiboli și magnetit primar, prin a cărei rejuvenare s-au format concen- trații de origine pirometasomatică. Forma variată a aureolelor și distanța relativ mare a zonelor interesante față de masa banatitului indică intensi- Institutul Geologic al României 166 O. MAIER et al. 102 Fig. 30 Institutul Geologic al României 103 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 167 tatea frontului chimic de schimb, care a fost favorizat și de particularitățile microstructurale ale șisturilor cristaline învecinate. Unele zone de skarn nu prezintă nici o legătură spațială cu sursa de mineralizație. Astfel de iviri, deși restrînse ca întindere se explică prin existența în adîncime a unor corpuri banatitice, capabile de a genera mineralizații. în unele skarne din perimetrul Tincova, precum și la Nădrag, a fost pus în evidență scheelitul (Superceanu, 1956). Mineralizația hidrotermală. Spre periferia și partea superioară a aureolei de contact întîlnim sulfuri complexe de origine hidrotermală. Telescoparea acestor două tipuri de mineralizații se reflectă atît prin apropierea spațială între ele, cît și prin zone cu parageneze comune ambelor tipuri genetice. Astfel de iviri au fost întîlnite în versantul drept al văii Rotoane, pe valea Bîrnele Mici, la obîrșia văii Tincoviței, pe valea Viezurelui și pe Valea Mică. Mineralizația cu sulfuri se asociază unor filoane de cuarț, foarte neregulate ca formă și dimensiune, alcătuind uneori zone discontinue la periferia corpului banatitic. De asemenea mineralizația hidrotermală a Fig.30. — a, Skarn granatifer cu magnetit și hematit. Valea Viezurelui, Tincova ; x 20. în zonele marginale ale plajelor de magnetit (1) se observă o înlocuire cu hematit (2); minerale de gangă (3). b, Skarn cu magqetit și hematit. Valea Mică, Tincova, x 60. Dezvoltarea hematitului (2) pe magnetit (1) sub forma unor lamele divergente (marțitizare); minerale de gangă (3). c, Skarn cu magnetit și hematit. Vîrful Pelniț, Tincova, x 20. înlocuirea magnetitului (1) cu hematit (3) în zonele periferice, cît și în snopi (2); minerale de gangă (4). d, Skarn granatifer cu hematit. Valea Viezurelui, Tincova ; x 20. Cristal de magnetit (1) înlocuit cu hematit (2) după fețele cristalografice; minerale de gangă (3). e, Asociație intre magnetit de origine pirometasomatică (1) și sulfuri polimetalice hidro- termale; pirită (2), calcopirită (3), bornit (4), covelină(5). Ganga constituită din cuarț (6).Valea Rotoane; x 20. f, Magnetit și bornit corodat de tetraedrit. Valea Bîrnele Mici; x 20. Magnetit (1), bornit (2), tetraedrit (3) și cuarț(4). a, Skarn grenatifire ă magnetite et hematite. Valea Viezurelui, Tincova; x 20. Dans les zones marginales des plages de magnetite (1) on remarque la substitution par l’hematite (2), mineraux de gangue (3). b, Skarn ă magnetite et hematite. Valea Mică, Tincova ; x 60. Le dăveloppement de l’hămatite (2) sur la magnătite (1) sous forme de lamelles divergentes (martitisation); mineraux de gangue (3). c, Skarn ă magnetite et hematite. Sommet de Pelniț, Tincova ; x 20. La substitution de la inagnătite (1) par l’hâinatite (3) dans Ies zones peripheriques, ainsi que dans les gerbes (2); mineraux de gangue (4). d, Skarn grenatifere ă himatite. Valea Viezurelui, Tincova; x 20. Cristal de magnătite (1) substitue par l’hematite (2) selon les faces cristallographiques ; minăraux de gangue (3). e, Association de la magnetite d’origine pyromâtasomatique (1) avec des sulfures poly- mătalliques hydrotermales ; pyrite (2), chalcopyrite (3), bornite (4), coveline (5). Gangue formăe de quartz (6). Vallee des Rotoane; X 20. f, Magnetite et bornite corrodee par le Utra^drite. Valide des Bîrnele Mici; x 20. Magnetite (1), bornite (2), titraedrite (3) et quartz (4). Institutul Geological României 168 O. MAIER et al. 104 fost întîlnită și în vecinătatea aplitelor situate în zona marginală a bana- titului de la Tincova. Mineralizația este alcătuită din calcopirită, bornit, galenă, blendă, magnetit și hematit. în zonele de alterație hipergenă se observă malachit, azurit și mai rar crizocol. Studiul miscroscopic al mineralizației din zona Tincova pune în evidență un fond de cuarț, în care se observă magnetit, hematit, calco- pirită, pirită, bornit, tetraedrit și covelină. Magnetitul apare ca plaje izolate, foarte restrînse, care uneori sînt înlocuite de hematit în formă de snopi și borduri, asociindu-se cu bornitul, covelină și calcopirita. Calcopirita apare izolată, la limita între granulele mineralelor de gangă, alteori este cimentată de bornit, care cuprinde în masa lui și magne- titul. Mai rar se întâlnește tetraedritul ca filonașe subțiri ce străbate și cimentează bornitul și magnetitul. La periferia plajelor de bornit se observă covelină, ca borduri ce franjurează parțial conturul mineralului, alcătuind structuri de reacție caracteristice (fig. 30 e). Cunoscînd raporturile dintre minerale, putem stabili următoarea ordine de depunere : magnetit, hematit, calcopirită, pirită, bornit, tetra- edrit, covelină, malachit, azurit și crizocol; succesiune ilustrată parțial în figura 30 f. Din observarea secțiunilor lustruite din zona Tincova, rezultă că avem trei etape de fo mare a minerarelor : una aparținând stadiilor de formare a magnetit-hematitului și re- prezintă telescoparea mineralizației pirometasomatice spre hidrotermal; cea de-a doua cunoscută prin asociația calcopirită, pirită, bornit, tetraedrit, blendă și galenă, formează etapa hidrotermală; ultima este etapa hipergenă reprezentată prin covelină secundară, malachit, azurit și crizocol. GEOLOGIA ECONOMICĂ Asamblarea datelor stratigrafice obținute prin prospecțiunile de detaliu, în partea sudică a cristalinului din masivul Poiana Ruscă, într-o concepție unitară, a pe mis încadrarea zăcămintelor într-o schemă metalo- genetică, realizată la nivelul cunoștințelor actuale (pl. XIII). Zăcămintele de minereuri răspîndite în șisturile cristaline ale masi- vului au fost clasificate în funcție de formațiunea cu care sînt asociate, vîrsta acestora și de tipul genetic. Au fost separate provincii și zone metalogenetice asociate celor două grupe mari de șisturi : grupa șisturilor precambriene și grupa șistu- rilor paleozoice, precum și o provincie asociată magmatismului laramic : provincia concentrațiilor din formațiunile metamorfice precambriene; provincia concentrațiilor din formațiunile metamorfice-paleozoice; pro- vincia concentrațiilor asociate magmatismului laramic. în fiecare din aceste provincii sînt incluse grupe și zone după tipul de minereu predominant (minereuri ferifere, sulfuri polimetalice și altele). 105 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 169 Provincia concentrațiilor din formațiunile metamorfice precam- briene Cele mai vechi formațiuni cunoscute în Poiana Euscă sînt șisturile cristaline mezometamorfice din sudul masivului, cărora le-a fost atri- buită o vîrstă proterozoică. Formațiunilor cristaline proterozoice le sînt asociate minereurile din grupele : zăcăminte metamorfozate și zăcăminte metamorfice. Grupa zăcămintelor metamorfozate. Zăcămintele premetamorfice aso- ciate magmatitelor bazice din formațiunile proterozoice au fost atribuite zonelor metalogenetice feriferă și cu sulfuri (pirită). Zona feriferă. La partea inferioară a stivei de șisturi prote- rozoice din Poiana Euscă, în complexul paragnaiselor cu biotit, asociat cu rocile amfibolice (produse ale unui magmatism bazic inițial) se întîlnesc la suprafață, lentile cu oxizi de fier (magnetit). Cele mai multe dintre len- tilele de minereu cunoscute sînt grupate în două sectoare : sectorul Băuțar- Valea Fierului și Stîrminosu-Fața Turcului. Zona cu sulfuri. Pe rama de SE a masivului, în apropiere de localitatea Boița, complexul șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice conține minereuri piritoase, asociate unor nivele de calcare cristaline silicioase. Minereul identificat de C. Glie orgh iu formează obiectul ex- ploatării miniere de la Boița. Perspective pentru extinderea zonelor mineralizate sînt posibile datorită stabilirii poziției stratigrafice a zăcămîntului, în cadrul comple- xului șisturilor micacee cu intercalații de roci amfibolice și prin precizări asupra prezenței piritei la același nivel stratigrafie, pînă în bazinul văii Mășcașului. Ivirile de șisturi limonitizate, limonitele și unele siderite limonitice de pe valea Muierilor, valea Țața, valea Cornului și valea Țebea, situate pe flancul de nord al antiformului Voislova-Silvaș ar părea că provin din magnetit și din limonitizarea piritelor primare. în acest caz perspectiva găsirii unor acumulări asemănătoare cu cele de la Boița s-ar extinde și spre nord, în bazinul văii Cerna. Grupa zăcămintelor metamorfice. Această grupă cuprinde minerale și roci utile formale în timpul proceselor de metamorfism și anatexie în formațiunile proterozoice. Acestea sînt reprezentate prin pegmatite cu muscovit, pegmatite feldspatice*și roci de construcție. Pegmatite cu muscovit. La nivelul complexului parag- naiselor cu biotit, datorită proceselor de anatexie s-au format pegmatite muscovitice și pegmatite feldspatice. Pegmatitele cu muscovit exploatabil sînt grupate într-un cîmp extins între Băuțar și Valea Fierului. Am precizat poziția acestui cîmp, deoarece reprezintă singura zonă de perspectivă din masiv pentru pegmatite cu muscovit. - % Institutul Geological României VlGRZ 170 O. MAIER et al. 106 P e g m a t i t e cu feldspat. O materie primă care ar putea să prezinte interes economic pentru industria ceramică o constituie feldspatul din lentilele de negmatit (Băuțar-Valea Fierului). Cu toate că în general dimensiunile lentilelor și a filoanelor sînt reduse, totuși numărul lor ridicat (zona Băuțar) ar conduce la rezerve apreciabile. Boci utile. Ca material pentru balastiere pot fi folosite gnaisele amfibolice situate în apropierea căilor de acces (șosele și căi ferate), pe văile Bușea, Bistra (între Voislova și Bucova), Micota ș.a. Provincia concentrațiilor din formațiunile metamorfice paleozoice Formațiunile paleozoice metamorfozate (cristalinul epimetamorfic din masivul Poiana Ruscă) includ roci magmatice bazice, de care sînt asociate zăcăminte exhalativ sedimentare de fier (complexul șisturilor tufo- gene bazice). în zona mediană a masivului sînt localizate cele mai numeroase zăcăminte, sectorul cercetat fiind cuprins între Ruschița, Tincova și Nădrag. Dintre rocile utile menționăm prezența la aproximativ același nivel stratigrafie a calcarelor marmoreene, calcarelor pentru var și rocilor pentru construcții Zona feriferă. Zăcămintele de fier paleozoice sînt cuprinse într-o zonă feriferă, localizată la Ruschița între Pîrîul cu Raci, vîrful Boul și pîrîul Negrii. Minereurile sînt constituite din oxizi (magnetit) și carbonați (siderit) de fier, asociate șisturilor tufogene bazice. Cele mai importante concentrații de minereu de fier au fost puse în evidență în sectorul vîrful Boul ca rezultat al unei cercetări complexe, mineralogice și geofizice. Pe valea Negrii, în extremitatea de W a aliniamentului Ruschița- Boul se întîlnesc de asemenea cîteva lentile cu magnetit și siderit. Provincia concentrațiilor asociate magmatismului banatitic Aceste concentrații au fost descrise la capitolul „Substanțele utile legate genetic de rocile banatitice” unde au fost repartizate la două grupe genetice : mineralizația pirometasomatică și mineralizația hidrotermală. în prima grupă sînt incluse mineralizații ferifere cu oxizi și minera- lizați! cu scheelit, iar în grupa a Il-a mineralizațiile cu sulfuri polimetalice de origine hidrotermală. Rocile eruptive masive-granodioritele — formează material pentru construcții. Zona feriferă. Zona feriferă a provinciei banatitice se extinde între Tincova și valea Cornetului (Nădrag). în amonte de contactul cor- pului banatitic Jdioara, precum și la Ruschița în bazinele văilor Lozna- Varnița-Cucea. Mineralizațiile sub formă de skarne cu magnetit și hematit sînt găzduite atît în complexul șisturilor tufogene, la Tincova,’ cit și în depo- zitele cretacice calcaroase din bazinul Rusca Montană. 107 STUDIUL, GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 171 Ambele sectoare de la Tincova și de la Rușchița prezintă premise favorabile acumulării minereurilor de fier. în sectorul Tincova sînt cunoscute lentile de magnetit la nivelul șisturilor tufogene bazice asociate cu calcare cristaline skarnificate. Men- ționăm de asemenea prezența în complex, spre E, a unor lentile cu mi- nereu de fier de natură exhalativ-sedimentară metamorfozată cu toate că la Tincova astfel de lentile nu se cunosc. Nu este exclusă posibilitatea prezenței lor în adîneime deci și o eventuală regenerare a fierului în zonele de skarn. Z o n a c u w o If r am ați. Această zonă se suprapune în general peste zona feriferă și va putea fi cercetată împreună cu aceasta. Zona cu sulfuri poli metalice. Mineralizațiile de na- tură hidrotermală sînt întîlnite spre periferia corpurilor mari banatitice (Jdioara, Lozna, Cucea). Mineralizația de sulfuri complexe se asociază cu filoane de cuarț hidrotermal, zona lor de apariție suprapunîndu-se în parte peste zona feriferă în parte dezvoltîndu-se și mai la sud de aceasta (valea Vălișoara- Tincova, vîrful Ascuțita Mare ș.a.). Cea mai importantă concentrație se situează la Rușchița, unde con- stituie obiectul unei exploatări pentru Pb și Zn. Alte puncte cercetate pentru sulfuri polimetalice sînt situate pe valea Țiganului și în bazinul văii Cucea. Pe valea Cucea au fost cercetate cîteva aflorimente de calcare recris- talizate și „tactite” impregnate cu galenă și blendă. Zona mineralizată se extinde discontinuu de-a lungul cîtorva sute de metri. Mineralizația din valea Cucea este găzduită în sedimentele Creta- cicului superior, sedimente care „plutesc” pe zona de înfundare a corpului granodioritic din valea Lozna. Iviri de talc. în complexul șisturilor tufogene bazice, pe pîrîul Afinar-Ruschița, apar corpuri de roci ultrabazice, metamorfozate, care la contactul cu corpul banatitic au dat naștere la roci talcoase. Primit la redacție : 15 noiembrie 1972 BIBLIOGRAFIE LUCRĂRI PUBLICATE Bărbat T. (1958) încercări dc prospectare magnetică a zăcămintelor de siderit de la Rus- chița-Rusca Montană. D.S. Inst. Geol. XXXV, București. Bercia I.,Bercia El vira (1964) Cercetări micro tectonice în regiunea Glielar-Teliuc (Munții Poiana Ruscă). D.S. Com. Geol. XLIX/1, București. B o w e n N. L. (1940) Petrogressive metamorphism of siliceous limestone and dolomite. Jour. geologi), 48, pag. 225 — 274, Chicago. Burri C. (1959) Petrochemische Berechnungsmethoden auf ăquivalenter Grundlage. Stuttgart. Institutul Geologic al Român iei 172 O. MADER et a!. 108 Cantuniari Șt. (1937) fitudes găologiques dans les Monts Poiana Ruscă. I. Bassin de Rusca. Region de Rusca Montană. C.R. Inși. GM. XXI, București. — (1940) Monografia geologică tehnică a carierei Rușchița (jud. Severin). An. Min. Rom. XXIII, 8, București. — (1941) Rtudcs geologiques dans les Monts Poiana Ruscă.II. Bassin de Rusca, region de Rușchița (d6p. Severin)III. Versants S de la crâte Poiana Lungă-Măgura. C.R.Inst. GM. Roum. XXVI, București. Codarcea Al., Pavelescu L. (1954) Cercetări geologice în regiunea Rușchița. D.S.Com. Geol. XXXVIII, București. — Pavelescu L., Kissling Al. (1965) Contribuții la studiul unor camptonite cu kataforit din Poiana Ruscă. Stud. cerc. geol. gcof. geogr. seria geol. 10, 2, București. Codarcea-Dcssila Marcela (1967) Noi date asupra stratigrafie! terenurilor cristaline din România. Slud. cerc. geol. geof. geogr. 5, București. DimitrescuR. (1961) Provincii și epoci metalogenetice în R.P.R. Rev. Minelor, XII, 6, București. D i n c ă Al., Z i m m e r m a n n P. (1963) Contribuții asupra dislocației Tincova-Polom, din partea de SW a masivului Poiana Ruscă. D.S. Com. Geol. L/2, București. D e e r W. A., Howie R. A., Zussinann J. (1965) Rock Forming Minerals. III, p. 103 — 114, London. D r o v e n i k M. (1968) Razvoj magmatskih i piroclasticnih kamenin v. okoloci Bakrovega Rudisca Bor. Razprave geologija Porocila. 11, Liubliana. Fa br ies J. (1963) Les formations cristallines et mătamorphiques du Nord-Est de province de SeviUc (Espagne). Essai sur le mătamorphisme des roches erupțives basiques. Ann. E.N.S.G. Memoire, 4, Nancy. G h e r a s i N., M u r e ș a n M., Mureșan Georgeta, Kr ă u t n e r H., Kr ă u t n c r F 1 o r e n t in a , L u p u M., Marinescu FI. Savu H., Arghir Adela (1968) Harta geologică a R.S.R., sc. 1 :200.000, 25, Deva, București. G i u ș c ă D., B i i o i u M., Rădulescu D., S t i o p o 1 Victoria, DimitrescuR. (1956) Studiul petrografic al masivului Poiana Ruscă de SW. D.S. Com. Geol. XL, București. — Cioflica G., Savu H. (1966) Caracterizarea petrologică a provinciei banatitice. An. Com. Geol. XXXV, București. — V o 1 a n s c h i Ernestina (1968) Contribuții la studiul geochimic al zăcămîntului de sulfuri polimetalice de la Ruschița (Poiana Ruscă). Stud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 13,1, București. H a 1 a v ă t s I. (1902) Geologische Vcrhăltnissc der Umgebung Kilid-Russ-AH6-Telek (Comi- tat Hunyad). Jahresb. d. k. u. geol. A. f. 1900, Budapest. — (1903) Uber den geologischen Bau der Umgebung von Hatzeg-Szâzvâroș. Vajdahunyad. Arbeilen der XXXII Wanderverasammlung ungar. Ârtze tind Natur. Cluj. H a u e r K v. (1863) Die richtigen Eisenerzvorkommen in der Ostereichischen Monarchie. Wien. Hauer Fr., Stache G. (1885) Geologie Siebenburgcns. Wien. lanovici V., Rădulescu D., B e r c i a I., Constanti n of I D., Dimitrescu R.,Krăutner H., M i r ă u ț ă O., P a p i u V. C. (1966) Harta metalogenetică pentru fier a teritoriului României. Stud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 1, 11, București. — Rădulescu D., D i m i t r e s c u R., Krăutner H., Mirăuță O. (1966) Harta metalogenetică a României. Râvue roumaine de geol. et geogr. serie de geologie, 10/2, București. — G i u ș c ă D., G h i ț u 1 e s c u P. T., B o r c o ș M., L u p u M., B 1 e a h u M., Savu H. ( 1969) Evoluția geologică a Munților Metaliferi. Ed. Acad. R.S.R. București. Krăutner H. (1964) Privire generală asupra metalogenezei din masivul Poiana Ruscă. Stud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 9, 1. București. — (1965) Zăcămintul de pirită de la Boița-I-Iațeg (Poiana Ruscă). Slud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 10, 2, București. — (1966) Faciesul zeolitic al metamorfismului hidrotermal banatitic și modul său de prezen- tare în regiunea Ruschița. Stud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 11, 1, București. — Krăutner Florentina, Mureșan M., Mureșan Georgeta (1969) Stratigrafia și evoluția magmatismului, metamorfismul și tectonica formațiunilor cristaline din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă. An. Com. Stat Geol. XXXVII, București. Institutul Geological României 109 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 173 Ma iețO., Mur eșan Georgeta, Mureșan M. (1964) Structura geologică a regiunii Teliuc-Ghelar (zona centrală a masivului Poiana Ruscă). D. S. Inst. Geol. XLIX/1, București. — Krăutner H., Krăutner Florentina, Mureșan Georget a, Mure- șan M. (1969) Stratigrafia și structura formațiunilor epimetamorfice din zona mediană a masivului Poiana Ruscă (Regiunea Teliuc-Ghelar-Vadul Dobrii). An. Com. Stat Geol. XXXVII, București. — Solomon I. (1967) Rocile eruptive metamorfozate din partea de W a masivului Poiana Ruscă (Nădrag-Hăuzești). Stud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 12,1, București. — Solomon I., VasilescuG. (1968) Stratigrafia Cristalinului epimetamorfic din partea de N a masivului Poiana Ruscă (regiunea Poieni-Bătrîna-Roșcani). D.S. Com. Stat Geol. LIV/1, București. — C a u 1 e a V. (1968) O nouă metodă optică de determinare a vîrstei relative a granițelor, aplicată unor granițe din România. I). S. Com. Stat Geol. LIII/3, București. — Solomon I., Zimmerinann P., Z i m mer mann Voichița (1970) Strati- grafia și structura cristalinului mezometamorfic a masivului Poiana Ruscă. D. S. Com. Stat Geol. LIV/4, București. — (1971) Studiul geologic și petrografic al masivului cristalin Locva. Rezumatul tezei de doctorat, I. P. G. G. București. M a m u 1 e a A. (1953) Cercetări geologice în partea de W a bazinului Hațeg (regiunea Sarmi- segetuza-Răchitova). D. S. Com. Geol. XXXVI, București. — (1955) Cercetări geologice în regiunea Rusca Montană-Lunca Cernei. D. S. Com. Geol. XXXIX, București. Marinescu F. (1967) Observații asupra pannonianului de la Caransebeș. Stud. cerc. geol. geof. geogr. seria geol. 2, p. 465 — 469, București. Murata K. J. (1960) A new Method of plotting Chemical analysis of basaltic rocks. Amer. Journ. of Sc. 258 A, Bradley, p. 247 — 252. Murgo ci Gh. (1910) Sinteza geologică a Carpaților de Sud. C. R. de XI Congr. Intern, de Geol. Stockholm. Năstăseanu S., Bercia I. (1968) Harta geologică a R.S.R. sc. 1:200 000, Baia de Aramă. Notă explicativă, București. N o p c s a F r. (1905) Zur Geologie der Gegend zwischen Gyulafehlesvar, Deva, Ruszkabănya und der rumănischen Landersgrenze. Mitt. a. d. Jahrb. d. Ic. ung. geol. Anst. XIV, 4, Budapest. Papiu C. V. (1956) Cercetări geologice pe versantul de NW al masivului Poiana Ruscă. D. S. Com. Geol. XL, București. — Popescu A., Sera f i m o vie i V. (1963) Considerații petrogenetice asupra carbo- natiteior epizonale din masivul Poiana Ruscă. Asoc. Carp.-Balk. Congr. V, II, București. Pavelescu L. (1954) Studiul geologic și petrografic al părții centrale și de SE a Munților Poiana Ruscă. An. Com. Geol. XXVII, București. — (1955) Cercetări geologice și petrografice în Munții Poiana Ruscă (V. Fierului). D. S. Com. Geol. XXXIX, București. — (1958 a) Geologia și petrografia regiunii Rușchița. An. Com. Geol. XXXII, București. — (1958 b) Geologia Carpaților Meridionali. Anal. Rom. Sov. Geol. Geogr. 3, București. — Dimitrescu R. (1954) Contribuții la studiul petrografic al andezitelor din bazinul Rusca Montană-Lunca Cernii cu privire specială asupra plagioclazilor. Bal. Șt. sec(ia Biol. Agron. Geol. Geogr. București. — Maier O., Krăutner H., Mureșan M., Krăutner Florentina (1964) Structura și stratigrafia șisturilor cristaline din regiunea Rușchița (Poiana Ruscă). An. Com. Geol. XXXIV/1, București. R a m b e r g H. (1952) The origin of metamorphic and metasomatic rocks. Chicago. R e a d H. H. (1957) The Granițe Controversy, New York Interscience Publischers, New York. Savu H. (1973) Stratigrafia, tectonica și metamorfismul formațiunilor din etajul superior al Precambrianului mediu din regiunea Bozovici. Stud. cerc. geol. geogr. seria geol. 1 , 18, București. Schafarzik Fr. (1906) liber die geologischen Verhăltnisse von Forasest und Tomest im Komitat Krasso-SzOreny. Jahresb. d. k. ung. geol. Budapest. — (1907) Ober die geologischen Verhăltnisse des SW-lichen Poiana Ruszkagebirges im Komitat Krasso-Szoreny. Jahresb. d. k. ung. geol. Budapest. Institutul Geological României 174 O. MAIER et al. 110 — (1908) Die geologischen Verhâltnisse der Umgebung von Ruszkabănya. Jahresb. de k. ung. geol. Budapest. S c h n e i d e r h 6 h n H. (1961) Die Erzlagerstătten der Erde. II, Die Pegmatite, Stuttgart. Streckeisen A. (1934) Sur la tectonique des Carpates măridionales. An. Inst. Geol. XVI, București. Stur D. (1863) Bericht Ober die geoIogischeUbersichitaufnahme des sud-westlichen Sieben- biirgens im Sommer 1860. Jahrb. d.k.u.geol R.A. XIII, Budapest. Superceanu C. (1956) Noi aparițiuni de scheelit în zăcămintele de contact din provincia geochimică a banatitelor. Rev. Min. 5, București. — (1957) Minerale rare în pegmatitele granitice din Banat. Rev. Min. 3, București. TrOger E. (1935) Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine. Berlin. Win kler G. F. (1965) Die Genese der metamorplien Gesteine. Springer-Verlag, Berlin. LUCRĂRI NEPUBLICATE Benea G h. (1963) Raport asupra prospecțiunilor geochimice efectuate in Munții Poiana Ruscă sectorul V. Loznei, Munții Sebeș sectorul Cioclovina și regiunea Bresnic sector Patirsi. Arh. M. M. P. G. București. B î gu O. (1965) Raport asupra lucrărilor de explorare din șantierul Băuțar. Arh. M. M. P. G. București. Buracu O. (1965) Raport asupra prospecțiunilor geochimice Masivul Poiana Ruscă, regiunea Tincova. Arh. M. M. P. G. București. D i n c ă Al. (1961) Prospecțiuni geologice pentru cărbuni în bazinul Rusca Montană (sectorul Varnița-Oțelu Roșu). Arh. M. M. P. G. București. — (1962) Prospecțiuni geologice pentru cărbuni în bazinul Rusca Montană (sectorul Căvă- ran — Glimboca). Arh. M. M. P. G. București. — Georgescu D., Georgescu Lenuța (1963) Prospecțiuni geologice pentru cărbuni în bazinul Rusca Montană. Arh. M. M. P. G. București. Gherasi N. (1951) Raport geologic asupra pegmatitelor cu mică din regiunea Voislova- Bucova. Arh. M. M. P. G. București. G h e r a s e I. (1956) Raport asupra lucrărilor de prospecțiune și explorare executate în anul 1956 în perimetrul zăcămîntului de minereu de fier de la Tincova-Nădrag. Arh. M.M.P.G. București. — (1957) Raport asupra lucrărilor de prospecțiuni geologice executate în anul 1957 în peri- metrul zăcămîntului de minereu de fier de la Tincova-Nădrag. Arh. M.M.P.G. București. G h i k a -B u d e ș t i Șt. (1944) Lentilele cu magnetit din Munții Poiana Ruscă de SE. Arh. M.M.P.G. București. G i u ș c ă D. (1943) Raport asupra posibilităților miniere din regiunea Nădrag. Arh. M.M.P.G. București. — (1947) Raport asupra posibilităților miniere ale regiunii Poiana Ruscă de SW. Arh. M.M.P.G. București. — (1948) Raport preliminar asupra cercetărilor zăcămintelor din V. Lozna (Poiana Ruscă). Arh. M.M.P.G. București. — (1949) Raport asupra situației lucrărilor de explorare în regiunea P. Negri (masivul Poiana Ruscă). Arh. M.M.P.G. București. G r a d i n M. (1960) Raport asupra lucrărilor de prospecțiuni geologice executate în perimetrul Lunca Cernii (Poiana Ruscă). Arh. M.M.P.G. București. H a r o s a S. (1961) Raport geologic asupra lucrărilor de prospectare și explorare pentru minereu de fier de la șantierul Rușchița. Arh. M.M.P.G. București. — Popescu M., Savu E., D u c a A. (1967) Raport geologic asupra lucrărilor de pros- pectare și explorare executate pentru fier și sulfuri polimetalice in cadrul șantierului Rușchița în perioada 1959—1965. Arh. M. M. P. G. București. Hristescu G., lacobescu M. (1962) Raport privind documentarea petrografică a lucrărilor geologice de explorare din șantierul 1SEM Rușchița. Arh. M. M. P. G. București. — lacobescu M. (1963) Raport privind documentarea petrografică a lucrărilor geo- logice de explorare din șantierul ISEM Rușchița. Sect. Vf. Boul. Arh. M. M. P. G. București. — lacobescu M. (1963) Raport de documentare petrografică a lucrărilor geologice de explorare din șantierul Rușchița, sectorul Pîrîul cu Raci. Arh. M. M. P. G. București. 111 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 175 — lacobescu M. (1964) Raport de documentare petrografică mineralogică a lucră- rilor de explorare din șantierul ISEM Rușchița. Arh. M. M. P. G. București. 11 i e s c u G h., 11 i e s c u M., Mărgărit G h., M ă r g ă r i t M a r i a , N i c o 1 a e s c u V. (1960) Raport asupra prospecțiunilor pentru cărbuni în bazinul Hațeg. Arh. M. M. P. G. București. 11 i e s c u O., Radu A., Pavnotescu Viorica (1970) Sinteza lucrărilor de cercetare geologică pentru cărbune brun în Bazinul Caransebeș-Mehadia și Bozovici. Arh. M.M.P.G. București. 11 i e s c u Violeta (1965) Studiul palinologic al depozitelor paleozoice de la Secul-Doman și a șisturilor cristaline din Poiana Ruscă. Arh. M. M. P. G. București. I o n e s c u FI. (1959) Raport asupra prospecțiunilor magnetice din zona centrală a masivului Poiana Ruscă regiunea Nădrag și Vadul Dobrii, a lucrărilor experimentale din Munții Mehedinți regiunea Podeni-Negrușa. Arh. M. M. P. G. București. Krăutner H., Krăutner Florentina (1963) Raport, cartări, revizuiri și coordo- nări in cuprinsul foilor 82 Deva și 81 Marginea. Arh. M.M.P.G. București. — (1964) Studiul zăcămintelor din cuprinsul foii XXIII Deva. 1. Zăcâmîntul de pirită de la Boița-Hațeg. II. Zăcâmîntul de fier din Dl. Boul. Arh. M.M.P.G. București. — Krăutner Florentina, Mureșan M., Mureșan Georgeta (1964) Studii geologice în partea de W a masivului Poiana Ruscă regiunea Gladna Română- Nădrag-Căvăran-Vf. Padeș. Arh. M.M.P.G. București. Maier O., S o 1 o m o n I., Va si le seu G. (1961) Raport asupra prospecțiunilor geologice executate în regiunea Nădrag, Poiana Ruscă. Arh. M.M.P.G. București. — S o 1 o m o n I., V a s i 1 e s c u G., Z i in m e r m a n n P., Zimmer mann V o i- c h ița (1962) Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier în partea de S a masivului Poiana Ruscă. Arh. M.M.P.G. București. — Solomon I., Vasilescu G., Z i m m e r m a n n P., Zimmermann V o i- chița, Andrei A. (1963) Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier în partea de SE a masivului Poiana Ruscă. Arh. M.M.P.G. București. — (1965) Raport geologic asupra lucrărilor de revizuire a unității mesoinetamorfice a masi- vului Poiana Ruscă în vederea întocmirii lucrării de sinteză (regiunea Rusca Montană- Voislova-Zeicani-Ștei). Arh. M.M.P.G. București. — Solomon I., Zimmermann P., Z i m m e r m a n n V o i c h i ț a (1966) Raport asupra revizuirii pentru întocmirea unei lucrări de sinteză a Munților Poiana Ruscă de S. Arh. M.M.P.G. București. — Solomon I., Zimmermann P. (1967) Proiect de cercetare geologică prin lucrări miniere și foraje pentru minereu de fier și sulfuri complexe in regiunea Tincova-Nădrag. Arh. M.M.P.G. București. Neacșu G h., Z i m m e r m a n n P-, Zimmermann Voichița (1961) Raport geologic asupra lucrărilor de prospecțiuni pentru minereu de fier în partea de SW a masivului Poiana Ruscă. Arh. M.M.P.G. București. Pavelescu L. (1955) Geologia și petrografia regiunii Rușchița. Arh. M.M.P.G. București. — Maier O., Krăutner H., Krăutner Florentina, Mureșan M. (1960) Raport asupra cercetărilor geologice în regiunea Rușchița. Arh. M.M.P.G. Bucu- rești. Pesky R. (1964) Raport asupra măsurătorilor magnetice △ Z executate în zona de SE a masi- vului Poiana Ruscă pentru minereuri de fier. Arh. M.M.P.G. București. P o p e s c u -B r ă d e l M. (1959) Raport asupra măsurătorilor magnetice A Z pentru pros- pecțiuni de minereuri de fier in partea centrală a masivului Poiana Ruscă (Vf. Fîntînilor, Vf. Padeș, Dl. Negrii, P. Lugului, Vf. Boului-Rușchița-P. Morii, Vf. Chicioara și Poiana Răchițele-Vf. Zlaști-Vf. Țiganului, Vadu Dobrii-Bătrîna). Arh. M.M.P.G. București. P î r v u 1 e s c u M. (1958) Raport geologic asupra lucrărilor de prospectare geologică executate în 1957 în perimetrul zăcămîntului de minereu de fier Tincova-Nădrag. Arh. M.M.P.G. București. Ștefănciuc A. (1952) Raport asupra măsurătorilor magnetice în regiunea Poiana Ruscă. V. Fierului-Criva. Arh. M.M.P.G. București. — (1958) Măsurători magnetice în regiunea Poiana Ruscă (Lunca Ccrnii-Răchilova-Densuș- Peștenița). Arh. M.M.P.G. București. Zaharescu C. (1952) Raport preliminar asupra lucrărilor de explorare pentru pirită în șantierul Boița-Hațeg. Arh. M.M.P.G. București. Institutul Geologic al României 176 O. MAIER et al. 112 — (1952) Raport preliminar asupra lucrărilor de explorare de la Stîrminosu. Arh. M.M.P.G. București. Zimmermann P., Zimmerman n Voichița (1962) Raport asupra prospecțiu- nilor pentru mineruri neferoase în zona Ascuțita-Vf. Boul-Rușchița. Arii. M.M.P.G. Bu- curești. — Zimmermann Voichița (1963) Raport asupra prospecțiunilor pentru mine- reuri neferoase în zona P. Negrii, V. Crucea, V. Varnița. Arh. M.M.P.G. București. — Zimmermann Voichița (1964) Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier în partea de SE a masivului Poiana Ruscă. Arh. M.M.P.G. București. Institutul Geological României L’ETUDE GEOLOGIQUE ET PETROGRAPHIQUE DES TERRAINS CRISTALLOPHYLLIENS DE LA PÂRTIE MERIDIONALE DES MONTS DE POIANA RUSCĂ (R6sum6) GEOLOGIE ET PfîTROGRAPHIE DE LA RDGION La zone meridionale du massif, connue dans Ia littdrature sous le nom de „indsozone du massif de Poiana Ruscă”, est composee pour Ia plupart des schistes cristallins faiblement jusqu’ă intensement metamorphisds. Vers le nord cette zone entre cn contact anormal avec les schistes dpiindtamorphiques de la zone mediane du massif, vers l’est, le sud et I’ouest elle est recouverte par les depâts sedimentaires des bassins de Hațeg, de Rusca Montană-Lunca Cernii et de Caransebeș-Lugoj. Les schistes cristallins, ainsi que les formations sedimentaires mdsozoîques et paldo- gdnes sont traverses par des filons et par des corps intrusifs de roches banatitiques.Des phenomencs de transformations des roches primaires en roches corneennes et en skarns de differents types ont eu lieu dans la zone de contact. On connait, en connexion gdndtique avec les intrusions mentionnees, des mindralisations de fer, de sulfures polymdtalliques et des mineralisations cupriferes et auro-argentifdres. SCHISTES CRISTALLINS Les schistes cristallins se rattachent ă quatre cycles gdotectoniques: prebaîcalien, baî- calien, calddonien et varisque. On a separă dans les formations appartcnant â l’un des cycles, des complexes lithostratigraphiques. Cyeles prebaîcalien et baîcalien Ces cycles comprennent les formations de la soi-disante zone tndsomdtamorphique. En realite le metamorphisme de ces formations varie de plus dleve jusqu’au plus bas degrd du mdtamorphisme. On peut constatei- sur toute leur aire de repartition l’existence d’une succes- sion metamorphique inverse : les schistes faiblement metamorphises se trouvent â la base de la pile tandis que les schistes fortement mdtamorphisds occupent la pârtie superieure de cclle-ci. Une continuitd metamorphique peut etre observde entre les extremes du metamorphisme. Cette continuitd, ainsi que le fait qu’aucune discordance stratigraphique n'a pas ete mise en dvidence, nous portent â traiter comme une unite, dans le cadre du meme chapitrc, les com- plexes lithostratigraphiques sdpares, quoique nous soyons convaincus qu’ils appartiennent au moins ă deux cycles gdotectoniques : prdbaîcalien et baîcalien. Notre conviction s’dtaye des donndes chronologiques dont nous disposons et qui font ressortir l’appartenance des com- plexes sdpards ă desâges differents; l’intervalle chronologique est assez grand pour qu’on puisse adinettre, au moins theoretiquemcnt, l’existence d’une phase de plissement prebaîcalienne. Tenant compte des memes donndes d’âge, la limite entre les formations des deux cycles peut dtre situee, toujours hypothdtiquement, entre les complexes superieurs. 12 - C. 470 Institutul Geological României 178 O. MAIER et al. 114 On a separă, selon des criteres lithostratigraphiques, les complexes suivants: Complexe des paragneiss â biotite; Complexe des micaschistes ă almandin; Complexe des schistes micaces â intercalations de roches amphiboliques; Complexe des schistes quartzitiques s4riciteux. Complexe des paragneiss h biotite Ce complexe represente la formation geologique la plus ancienne du massif de Poiana Ruscă. A la base, il est forme par un horizon Opais de schistes surtout terrigenes, particuliirc- ment reprOsentOs par les paragneiss â biotite, sur lesquels repose un horizon ayant de nombrcuses intercalations de roches amphiboliques, pour la pluparl d origine magmatique. La limite entre les deux horizons n’est pas ferme; elle a 4te trassie ă la base des premiercs roches amphiboliques. Horizon inferieur, detritogene. On trouve dans la composition petrographique de cet hori- zon, des roches ayant un degre avance de metamorphisme (paragneiss ă biotite ± sillimanite ± disthene, micaschistes ă almandin, calcaires cristallins, roches amphiboliques pour la plupart m0ta6ruplives); ces roches sont associees avec des anatectites ct des migmatites. L’epaisseur connue de cet horizon est de 1500 ă 1800 m. Le fond petrographique de l’horizon est constitue par les paragneiss â biotite oii l’on peut observer, parfois ă l’oeil nu, une distribution rythmique des bandes quartzo-plagioclases et des bandes micacees bien plus minces. La sillimanite s’ajoute aux mineraux susmentionnes. Elle est partiellemcnt pinitisee, probablement â la suite d’un apport de potassium ou fibrolite. Le disthene present dans les deux horizons est lui aussi pinitise p4riph6riquement. Dans les paragneiss biotito-muscovitiques on trouve aussi de la staurotide â proximite dc l’almandin. Les mineraux secondaires sont: le chlorite, la sericite, la pennine et les hydroxydes de fer qui ont rcsulte de certains processus de readaptation metamorphique. La biotite est parfois un mineral de neoformation, cristallis6 sur des plâns de cisaillement. Les parageneses les plus frequentes sont les suivantes : oligoclase-quartz-biotite±sil- limanite ; oligoclase-quartz-biotite-muscovite±disthene±grenat; oligoclase-quartz-biotite-dis- thene-staurotide et quartz-oligoclase-muscovite-biotite-almandin. La composition modale des principales varietes est presentee dans le tableau 1. Les intercalations terrigenes alumincuses sont representees par les niveaux discontinus de micaschistes ă almandin, epais de plusieurs dizaines de metres. Les deux types de mica entrent habituellement dans la composition de la roche mais la biotite y est gen6ralement subor- donnee. Le grenat peut 6tre aplati, brise et chloritisă sur les fissures. La composition modale est presentee dans le tableau 2. Les parageneses rencontrees sont les suivantes : muscovite-quartz-biotite-almandin et niuscovite-quartz-biotite-staurotide-almandin. Les carbonatites metamorphis4es sont assez rares dans cet horizon : elles forment quelques intercalations dont l’4paisseur maxima est de 12 m. Les roches amphiboliques peuvent 6tre reparties tant aux para-amphibolites qu’aux orthoamphibolites. On a inclu dans le premier groupe les amphibolites â grenat, les amphibolites ă biotite et les schistes amphiboliques qui ont presente un ccrtain triage granulom6trique ou une stratification primaire et dont la composition mineralogique ne peut pas provenir d’une roche eruptive basique. On n’ă consideră meta4ruptives basiques que les amphibolites ayant des structures magmatiques reliques. Parmi les anatectites et les migmatites de cet horizon nous citons les gneiss granitiques et granodioritiques, les migmatites metatectiques et metablastiques. Horizon supirieur magmatogene. Cet horizon a un caractere magmatogene prononce, dfl â une large aire de distribution des roches endogimes ultrabasiques (mătapăridotites) et basiques (metagabbros, metadiorites). Les roches terrigenes sont reprdsentees dans cet horizon aussi par des paragneiss ă biotite comme roche predominante, des micaschistes â almandin des quartzites ă muscovite, des calcaires cristallins et des m6tatuffites cristalloclastiques. Les phenomenes de retromorphisme y sont beaucoup plus frequents que dans l’horizon inferieur et ils sont mis en evidence par la chloritisation dc la biotite, du grenat et de l’amphibole et par la pinitisation du disthăne. Institutul Geologic al României 115 ISTUlDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 179 Le degră de mătamorphisme de cet horizon se caractărise par la presence de la sil- limanite et du disthene dans le SE du massif de Poiana Ruscă, et du disthănc dans le reste de l’aire de distribution de l’horizon. L’isograde staurolide-almandin apparait ă la pârtie supă- rieure de cet horizon. Complexe des micaschistes â almandin Un complexe ăpais d’environ 1500 m apparait dans la succession lithostratigraphique, au-dessus du complexe des paragneiss ă biotite. Caracterise par une monotonie petrographiquc, ce complexe est constitue prcsque exclusivement de micaschistes â almandin, ceux-ci compren- nant sporadiqucmcnt des intercalations de schistes quartzitiques ă moscovite et almandin, des quartzites ă biotite et almandin, des calcaires cristallins et des para-amphibolites. Le degră de metamorphisme de ce complexe correspond au sous-facies staurotide-almandin du facies amphibolitc-almandin. Mais, on y remarque aussi, ă la pârtie supărieure du complexe, des passages au sous-facies quartz-albitc-muscovite-almandin du facies des schistes verts. Complexe des schistes micaces ă intercalations de roches amphiboliques Ce complexe commence ă la base par un niveau de roches amphiboliques; sa limite superieure est marquăe par un niveau repere formă de l’association calcaires + schistes amphi- boliques. Le fond pătrographique du complexe est composă de schistes muscovito-biotitiques â grenat ayant un degră de cristallinită plus bas que celui des micaschistes du emplexe prăcădent. Des calcaires dolomitiques, des dolomies et des roches amphiboliques sont intercalăs dans les schistes muscovito-biotitiques. Les roches carbonatăes forment un horizon repere conținu dans le păricline et sur les deux flancs de l’antiforme Voislova-Silvaș. Le calcaire est associă, ă l’extrămită orientale de la răgion (Boița) avec des quartzites rubanăs oii l’on trouve un gise- ment mătamorphise de pyrite. Les roches amphiboliques intercalăes dans ce complexe forment deux horizons ayant des caractăres pătrographiques distincts. L’horizon infărieur est constituă de schistes amphiboliques carbonatăs avec ou sans grenat, qui se sont formăs probablement sur le compte d’une marne grăseuse. Des schistes amphiboliques qui ressemblent aux roches tuffogenes participent ă Ia formation de l’horizon supărieur. Le degră de mătamorpisme de ce complexe correspond au sous-faciăs ă almandin du facies des schistes verts. L’ăpaisseur de ce complexe varie de 350 m â 450 m. Complexe des schistes quartzitiques sericiteux Le complexe supărieur est formă de schistes săricito-chloriteux d’origine terrigene dont la pârtie basale contient aussi du grenat et de la biotite, partiellement chloritisăs. Des schis- tes quartzitiques, des schistes quartzo-feldspathiques chloriteux et des calcaires cristallins par- fois s’associent ă cette roche. Ce complexe occupe la zone axiale de l’antiforme Voislova-Silvaș; son ăpaisseur est estimăe ă 1500 m. Les paragenăses minerales de ce complexe indiquent un passage graduă du sous-faciăs â biotite au sous-faciăs ă chlorite du facies des schistes verts. Magmatisme inițial protirozoique et infracambrien Les produits du magmatisme inițial sont reprăsentăs par des roches ultrabasiques et basiques et par les tufs de celles-ci qui ont subi un mătamorphisme răgional. Ils sont distribuăs dans l’horizon supărieur du complexe des paragneiss ă biotite et dans le complexe des schistes muscovitiques â intercalations amphiboliques. On peut en dăduire l’existence de deux phases d’activită maginatique, la premiere appartient â un cycle tectono-magmatique prăbaî- calien, la seconde au cyclc baicalien. On a săpară les types de roches suivants : mătapăridotites, mătadolăriteS et mătadiorites, ainsi que des mătatufs basiques et des mătatuffites. Les mătapăridotites forment des sills qui vont de quelques mătres jusqu’ă quelques cen- taines de mătres dans l’horizon supărieur du complexe des paragneiss â biotite. L’effet du 180 O. MAIER et al. 116 metamorphisme regional est relativement faible; en echange, les transformations automăta- morphiqucs ont atteint des intensiUs variăes de sorte qu’on peut y rencontrer des transitions echalonnees, allant des roches dunitiques jusqu’aux serpentinites apodunitiques. La serpentinisation est complete â la peripherie des corps plus grands et dans les corps tr^s petits. La composition modale d’une roche partiellement serpentinis6e est prdsentie ă Ia page 97. La composition chimique et les parametres Niggli de la meme roche (p. 97) concordent avec la composition modale. Dans la projection tătraedrique, al, alk, cjfm se dessinent nette- ment dans le champ eruptii (fig. 12). Toutcfois, il est difficile de les repartir aux types magmati- ques de Niggli a cause de la tres grande valeur du fm. Dans le diagramme ti-mg (fig. 13) on remarque une correlation positive avec les meta- gabbros de la region. Les metawehrlites apparaissent dans le memc horizon et comprennent de l’olivine, du diallage, de la tr6molite, de l’antigorite, de la muscovite, ct des spinelles. La composition modale d’une serpentinite apowehrlitique est rcpresentee â la page 98. Roches basiques m$ ta mo rph isies. Le caractere endogene de la majo- rite des amphibolites de l’horizon superieur du complexe des paragneiss est mis en evidence par la composition modale, par les structures reliques et par leur composition chimique. On a rencontre des metagabbros dans le complexe des paragneiss â biotite et parfois dans Ie complexe des schistes quartzitiques-săriciteux. La roche est composee de hornbiende, de plagioclase, de titanite ct dc magnâtitc. Les analyses chimiques (tab. 3) et les parametres Niggli (tab. 4) dc quatre 6chantillons de metagabbros mettent en relief leur origine endogene attestăe aussi par la somnie ti+10 mg (fig. 13) et par les valeurs n6gatives du t. Les mătadolerites sont relativement rares mais elles presentent une structure intersertale relique, tres bien conservee. La roche est formee de hornbiende vert-bleuâtre idiomorphe, de biotite brun-rougeâtre, de plagioclase allotriomorphe dans les interstices et de titanite gra- nuleuse, ainsique de quantites variables d’âpidote. Les mătadiorites sont plus frequentes surtout dans l’horizon superieur du complexe des paragneiss ă biotite. Elles sont formees de plagioclase idiomorphe ă macles complexes, de horn- biende, de quartz, de biotite et de titanite. La structure relique est bien conservee. On a rencontrm des metatufs basiques ct des mătatuffites dans le complexe des paragneiss â biotite aussi bien que dans le complexe des schistes micaces ă intercalations de roches amphi- boliques. Ils sont formăs de hornbiende vert-bleuâtre, de quartz, d’epidote, de muscovite et/ou de zolsite, de titanite et de magnătite auxquels on ajoute, cn fonction de la quantite de materiei terrigene, de la biotite, de la muscovite et, plus rarement de l’almandin. La consanguinite des roches ultrabasiqucs ct basiques susmentionn6es est argumentee par la correlation positive des parametres Niggli. Le diagramme MgO —Al2O3/SiO2(M urata, 1960) dimontre que les roches basiques analysees font pârtie de la serie des basaltes alumineux avec une Ugere tendance vers les basaltes alcalins. Disiribution des faciis melamorphiques Les schistes cristallins de la „zone mesometamorphique” du massif dc Poiana Ruscă sont le răsultat d’un metamorphisme progressif qui a eu lieu dans des conditions qui ont evolue du sous-factes sillimanile-almandin-orthoclasc du facies almandin-amphibolitique jusqu’au sous* facies quartz-albite-muscovite-chlorite du facies des schistes verts. Les lignes qui separent les facits ct les sous-facies ne sont pas elaires et elles ne se superposent pas rigoureusement aux limites des complexes lilhostratigraphiques. On peut observer quand mc mc une baisse du degre de metamorphisme â partir du complexe des paragneiss ă biotite au complexe des schistes quartzitiques săriciteux. Vu que le complexe le plus faiblement metamorphism sc trouve dans la zone axiale de l’antiforme Voislova-Silvaș et que le complexe plus fortement metamorphis6, accompagne d’anatectitcs et dc migmatites, apparait dans les deux synformes qui confinent l’antiforme men- tionne, on a considere que la succession metamorphique est inverse dans toute la „zone măso- metamorphique” du massif. Les phenomenes de retromorphisme prăsentent aussi une distribution regionale; ils ne se limitent pas aux zones importantes des fractures. Le mălamorphisme a eu lieu probablement dans deux phases principales : une phase prebaîcalienne au cours de laquelle les complexes infe- ricurs ont et6 mătamorphis6s jusqu’ă un degre de metamorphisme correspondant ă la silli- manite et une autre phase baîcalienne durant laquelle s’cst produit le metamorphisme progressif Institutul Geological României igr/ 117 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 181 des complexes supirieurs et le retromorphisme des complexes pribaîcalicns. Le ritromorphisme des complexes superieurs (baîcaliens) a eu lieu probablement durant le mdtamorphisme progres- sif des phases calidoniennes et surtout des phases hercyniennes qui a eu pour risultat les schistes de la zone ipimitamorphique. AnatectUes et migmatites Ces roches se rattachant aux zones profondes du metamorphisme rigional, ne peuvent etre rencontries qu’au niveau du complexe des paragneiss ă biotite, dans les zones axiales des deux synformes. On a mis en evidence les types suivants des roches principales : granitoîdes anatectiques, migmatites mitablastiques, migmatites mitatectiques, pegmatites. Les granitoîdes anatectiques forment des corps allonges concordants aux paragneiss ă biotite. La roche est fonnie de plagioclase (An30 et d’albitc (de nioformation), de quartz, de biotite et d’une petite quantiti de microcline). Le quartz pavimenteux reprisente le palio- soma de la roche. La biotite prisente une vague orientation mitamorphique. Le granitoide dc Criva a une texture massive, parfois faiblement orientie. Lc plagioclase de la roche est iquigranulairc. II est inclu dans le microcline mitablastique ou il forme avec le quartz la masse fondainentale qui suggere par son aspect un paliosoma relique. La composition modale, la composition chimique et les parametres Niggli sont prisentis dans les tableaux 6 et 7. Le rapport Q :Ab :Or = 38 : 26 : 36 est assez proche d’une composition eutectique obtenue expirimentallement ă 695°C et Pj[2O= 2000 bars (W in k 1 e r, 1965). L’association du granitoide avec des roches migmatiques tipiques (venites, agmatites, etc.), avec des mitamorphiles ă sillimanite et les relations des mitablastes dc feldspath potas- sique avec le plagioclase + quartz, ainsi que le rapport Q -.Ab :Or nous portent ă conclure dc la genese du granitoide par l’anatcxie des paragneiss ă biotite. Le processus d’anatexie a eu lieu probablement apres la premifere phase dc metamorphisme rigional, pendant l’orogcnese pribaîcalienne. Âge du granitoide de Criva Les donnees de la methode K/Ar indiquent l’âge de 329 millions d’annies, ce qui corres- pond ă la fin dc la phase hercynienne. La methode de l’angle d’extinction ondulatoire du quartz donne un âge de 540 millions d’annies, ce qui correspondrait au plissement baîcalien en tant que premiere phase qui ait affecti le granitoide. Migmatites mitablastiques On a inclu dans ce groupe de roches les gneiss oeillis et les gneiss granulaires. Les gneiss oeillis sont formis de mitablastes qui pridominent, de plagioclases et parfois, de feldspath potassique. Ceux-ci reprisentent une premiile giniration, cn concordance avec la schistosite mitamorphique. La seconde giniration est reprisentie par des cristalloblastes de feldpsath potassique idiomorphe, disposis d’une maniere discordante par rapport â la foliation metamorphique. Les mitablastes de la premiere giniration ont des dimensions de 1 ă 10 cm et sont entoures d’un recouvrement â cristalliniti moyenne forme de quartz, plagioclase, biotite et muscovite. Ils se sont formes sur le compte des paragneiss â biotite â la suite d’un apport de Solutions alcalines. Les mitablastes de la seconde giniration ont cristallisi le long des failles de cissaillement et ils sont le resultat d’une metasomatose potassique. Les associations minirales sont les suivantes : le paleosoma: albitc/oligoclasc+quartz+ biotite + grenat et albite + microcline-rquartz4-biotite-|-muscovite; le neosoma : l-ere gini- ration : albite-}-quartz et microcline + quartz; II-eme giniration : microcline + quartz. Les gneiss granulaires reprisentent un type de transition entre les migmatites mitablas- tiques oeillies et la feldspathisation diffuse. Ils sont formis de mitablastes d’albitc, d’or- those ă structure graphique ct de quartz : dans les intcrslices, on remarque de la biotite largement cristallisie, du quartz et un plagioclase intensemment altiri. Institutul Geologic al României 182 O. MAIER et al. 118 Migmatites metatectiques Les gneiss lindaires et les gneiss ,,lit par lil” decrits dans ce sous-chapitre, apportent des arguments stipplâmenlaires â l’appui d’une metasomatose potassique (les relations du feldspath potassique avec les autres minăraux, les structures myrmekiliques, etc.). Les paragen^ses minerales sont les suivantes: le paldosoma : oligoclase +quartz+ muscovile ; oligoclase4-quartz 4-biotite 4-muscovite 4-grenat et feldspath plagioclase 4-hornblende 4-quartz4-biotite; le neosoma : microcline4-albite et orthose 4-quartz. Pegmatites Les pegmatites se trouvent dans ie complexe des paragneiss â biotite mais seulement dans Ia pârtie meridionale du massif oii elles forment une zone allongee sur le flanc meridional du synforme Băuțar-Criva. Elles forment des nids, des lentilles ct des filons g£n6ralement con- cordants aux paragneiss. Les pegmatites discordantes sont relativemenl rares. Pegmatites concordantes. On a remarqud des pegmatites quartzo-pla- gioclasiqucs ă muscovile, gen6ralement associâes au gneiss granitoldes et aux gneiss aplitiques; des pegmatites quartzo-plagioclasiques ă microcline, muscovite, biotite, grenat et tourmaline, ct des pegmatites quartzo-plagioclasiques ă biotite, disthene et tourmaline. Les pegmatites quartzo-plagioclasiques â muscovite sont granulaires et sont associies aux gneiss aplitiques sur le compte desqucls elles se sont probablement cristallisees dans la zone de fissuration intensive. Les pegmatites quartzo-plagioclasiques ă microcline, muscovite, biotite, grenat et tour- maline sont exploitees potir la muscovite qu’elles contiennent. Elles forment des filons concor- dants aux schistes cristallins environnants et elles ont evolud selon le modele des pegmatites de dilatation (R a m b e r g, 1952). Les pegmatites sous forme de lentilles sont formies par des concrâtions (fig. 22). La muscovite arrive, dans ces pegmatites, ă des dimensions dc 10/20 cm. Les pegmatites quartzo-plagioclasiques 5 biotite, disthfene et tourmaline sont relative- ment rares; elles forment de petites lentilles ă structure zonăe. La zone exlerieure qui a une structure aplitiquc comprend du feldspath, du quartz, de la biotite et de la muscovite ; la zone inddianc est constituie d’une bande mince de biotite, suivie d’une autre bande de feldspath pertitique ă quartz et tourmaline. La zone centrale est formee de quartz ă cristaux radiaires ou dțvcrgents de disthine, longs de 10 ă 12 cm. Ces pegmatites sont metasomatiques : le dislhime s’est forme probablement selon la reaction suivante; muscovite microcline4-disthene -f-H2O. Les pegmatites discordantes. Conservent des iliments structuraux de la roche-encaissante cc qui plaide en faveur de leur origine mitasomatique. Â la differcnce des pegmatites concordantes dont l’cxistence est due aux processus de sigrigation milamorphique et ou le plagioclase est predominant, Ies pegmatites discordantes, metasomatiques sont formies surtout de feldspath potassique. S k a r n s de reaction Les skarns de reaction â pyroxfenes et magnetite, ă diopside et ă dipyre ou les skarns pyroxeniques se sont form6s au contact des aplites pegtnalitiques, des pegmatites et des gneiss granitoîdes avec les calcaires critallins ct les amphibolites. Les calcaires ă pyroxenes el magnetite se sont formes au contact des calcaires avec Ies migmatites plagioclasiques. On a mis en evidence les parageneses suivantes : calcite-diopside ; diopside-grenat-calcite et diopside-calcite-magnetite. Les calcaires â diopside et dipyre ont resulte probablement d’une metasomatose alcaline. Selon les caracteres optiques, le dipyre est une mizzonite. Les amphibolites ă pyroxenes sont constituees de hornblende, de plagioclase et de diop- side auxquelles s’ajoutent la titanite, l’ilmenite, le zircon, le rutile et l’apatite. Le pyroxene s’est cristallis6 dans les interstices des amphiboles. Substances minerales uliles assocUes aux formations proterozolques et infracambriennes On a remarque des lentilles de magnetite en association avec des roches orthoamphiboli- ques dans l'horizon superieur du complexe des paragneiss â biotite, a Băuțarul inferior, dans Valea Fierului, a Fața Turcului, ctc. Les lentilles de magnetite se situent dans l’axe et sur les Institutul Geological României 119 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCĂ 183 deux flancs du synforme Băuțar-Criva, appartenant ă deux niveaux stratigraphiques. Les len- tilles dc magnitite apparaissent dans la zone păriclinale de l’antiforme de Valea Stlrmino- sului dans le meme horizon et au meme niveau que les affleurements de Fața Turcului. Le minerai est constitui d’une alternance de petites couches de magnetite, pyrite et quartz. On a mis en ăvidence les associations de minăraux suivantes : magnătitc-quartz-felds- path-almandin ; magnelitc-siderite-magnititc-sidirite-pyrite et magnetite-pyrite-chalcopyrite. On remarque dans plusieurs points du complexe, des schistes micacis ă intercalations de roches atnphiboliques, des affleurements de sid6rite±ank6rite et de magnetite dissâminie dans des schistes associăs aux roches metairuptives ou aux mâtatufs basiques. Cette association avec les orthoamphibolites ainsi que l’aspect stratific du minerai nous a fait conclure de la ginise eruptive-sidimentaire metamorphisie de ce complexe. Le minerai p y r i t e u x. Â Boița, sur le flanc meridional de l’antiforme Voislova- Silvaș, on remarque, dans l’extremite orientale du complexe des schistes micaces ă inter- calations de roches amphiboliques, un gisement de pyrite associi au niveau de calcaires sil i- ceux. Le minerai est massif ou rubani et il apparaît sous forme de bandes de pyrite en alter- nance intime avec des bandes quartzo-sericitiques, plissis ensemble. Cette pyrite est d’origine volcanogine-sedimentaire et cile a 6td mitamorphisie simultanement aux autres sidiments pendant la phase baicalienne. Les cristaux de pyrite sont parfois broyes et cimentes avec de la galene; ils sont souvent corrodis par la blende. Les relations de la pyrite avec les autres miniraux demontrent la succission dc cristallisation suivante : pyrite-blendc-galine-chalcopyrite. Ces relations, â savoir ia galene qui apparaît dans les fissures ainsi que la prisence de ccrtaines giodes ă mini- raux de gangue, attestent l’origine mixte du gisement de Boița ; la pyrite est d’origine volcano- gene-sidiinentaire-mitamorphisie et les autres miniraux lies aux intrusions plus ricentes, appartiennent ă une phase hydrothermale. Les pegmatites ă muscovite, exploitis pour les lamellcs larges de muscovite, forment des lentilles dicimetriques qui peuvent atteindre une grandeur de quelques dizaines de mitres et une ipaisseur de 3 â 5 m. Elles apparaissent dans une zone relativement itroite sur le flanc meridional et dans l’axe du synforme Băuțar-Criva. Cycle caledonien Un paquet de schistes muscovito-chloriteux ă porphyroblastes de plagioclase se trouve au-dessus du complexe des paragneiss ă biotite, â Tincova, dans le SW du massif. Nous attribuons ce paquet, grâceau parallilisme avec la sirie de Locva, au Paliozoique infirieur. Les schistes ont 6ti probablement mitamorphisis pendant la phase erique. Le complexe des schistes muscovito-chloriteux ă porphyroblastes d’oligoclase/albite proviennent de certains sediments terrigenes pelito-psammitiques metainorphisis dans les conditions du facies des schi, stes verts, les sous-faciis ă almandin. Nous attribuons au meme cycle le complexe des schistes graphiteux ă intercalations de roches vertes tuffogenes et le complexe des schistes siricito-chloritcux quartzitiqucs de la zone ipimâtamorphique du massif de Poiana Ruscă. Cycle varisque Dans la zone mediane et septentrionale du massif, on remarque quatre complexes d’âge paliozoique inferieur : Le complexe des schistes graphiteux; Le complexe des schistes tuffogenes basiques; Le complexe des schistes siricito-chloriteux ă porphyro'idcs; Le complexe des phyllites siricito-chloriteuses. Les premiers trois complexes n’apparaissent que dans la zone mediane et occidentale du massif (Ruschița-Nădrag). Le complexe supirieur des phyllites a une distribution relative- ment reduite dans la pârtie du Nord du massif oii il repose d’une maniere discordante sur le complexe des schistes tuffogenes basiques et sur le complexe des schistes siricito-chloriteux â porphyroldes. L’importancc de ce complexe vient du fait qu’il a ete dale ă l’aide des debris palynologiques d’âge carbonifere infirieur (Maier et al., 1968). Institutul Geological României 184 O. MAIER et al. 120 Complexe des schistes graphiteux Ce complexe est compost de schistes muscovito-quartzitiques ă biotite et de schistes sericito-chloriteux graphiteux. Des couches minces de schistes tufiogănes sont intercaiees vers ia pârtie superieure du complexe. Les parageneses caracteristiques sont les suivantes : quartz- albite-muscovite± almandin ; quartz-albite-muscovite±almandin ; quartz-albite-sericite-gra- phite et quartz-albite-epidote-actinolite-calcite. Le complexe est metamorphise dans le facies des schistes verts; le sous-facies ă almandin. Complexe des schistes tuffogines basiques Ce complexe est disposă d’une maniere concordante sur le complexe precedent, entre les deux complexes il y a une transition lithologiquc evidente. Le complexe se caractărise par la presence des schistes tuffogenes basiques en tant que produits du magmatisme inițial devonien. L’activite extrusive s’est manifestee dans deux moments de paroxysme qui alternent avec deux moments de sedimenta tion predominant terrigene. Cette alternance a facilita la mise en evidence des quatre horizons; l’horizon tuffogene inferieur, l’horizon terrigene intermediairc, l’horizon tuffogene superieur et l’horizon terrigene superieur. L ’h o r i z o n tuffogene inferieur est constitui de roches mdtaeruptives et de metatufs basiques, de calcaires cristallins et de schistes terrigenes. Les schistes terrigenes sont representes par des schistes quartzo-biotitiques, schistes muscovito-biotitiques ±quartzi- tiques, schistes chlorito-muscovitiques calcaires et ils se developpent surtout ă la pârtie infe- rieure de l’horizon; ces schistes contiennent des lentilles de minerai de fer de Valea Negrii. Les calcaires marmoreens sont exploites dans la carriere de Rușchița. Les parageneses principalcs sont les suivantes : albite-hornblende vert-blcuâtre-epidote- calcite; quartz-albitc-hornblende-epidole-biotite-almandin ; quartz-albite-muscovite-biotite et quartz-albite-muscovite-chlorite. Le degr6 de metamorphisme correspond au sous-facifcs & almandin et biotite du facies des schistes verts. L’h orizon terrigene i n t e r in 6 d i a i r e est compose de schistes quarlzitiques bruns, schistes quartzitiques noirâtres â biotite et spessartine, schistes chlorito-sericitcux â almandin et intercalations minces de schistes actinolitiques ct de calcaires cristallins. Cet hori- zon, dans l’axe du synforme Crivina-Nădrag est represente par des schistes muscovito-biotiti- ques ă almandin. L’horizon tuffogene superieur commence par un niveau discontinu de roches porphyrogenes associees avec des calcaires cristallins et des metatufs basiques (schistes chlorito-epidoto-albitiqucs). Ce niveau comprend les lentilles de minerai de fer de Pîrîul cu Raci et du sommet Boul. Puis, l’horizon continue par des calcaires cristallins, schistes quartzi- tiques chlorito-sericiteux±biotite, schistes chlorito-sericiteux satinis et il s’acheve par une couche rep6re de calcaire blanc. Vers l’ouest de la region, oii cet horizon est represente par une alternance de schistes acti- nolitiques et de calcaires cristallins, on remarque une variation de facies lithologique. Â la proximite. des intrusions banatitiques, ces roches ont ete affcctees par des processus pyrome- tasomatiques et hydrothermaux. On peut aussi y remarquer une variation du degre de metamorphisme ă partir du sous- facies ă biotite au sous-facies] â almandin, du meme horizon. Les association mineralogiques de la pârtie meridionale de la region sont les suivantes : quartz-albite-chlorite-sericite; quartz- albite-epidote-chlorite+biotile et quartz-albite-epidote-biotite. Dans l’ouest de la region, on trouve les associations suivantes : quartz-albite-muscovite-chlorite; quartz-albite-muscovite biotitc-a)mandin-et albite-epidote-hornblende-biotite-almandin. L’horizon terrigene superieur presente des variations de facies litho- logique et du degre de metamorphisme. Au nord de Rușchița, des intercalations de metatufs basiques apparaissent dans cet horizon tandis que vers l’ouest (ă Nădrag) c'est le caractere terrigene qui predomine. Lă, les types les plus frequents de roches sont les schistes quartzi- tiques sericito-chloriteux±biotite, les schistes quartzitiques muscovitiques ă biotite, les schistes muscovito-chloriteux+biotite4-almandin, les schistes quartzitiques+biotite +almandin et calcaires cristallins. Le degr6 de metamorphisme du facies des schistes verts presente des variations â partir du sous-facies â chlorite, au facies ă biotite et au facies ă almandin. Institutul Geological României 121 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 185 Complexe des schistes siricito-chloriteux ă porphyroides Ce complexe â composition pătrographique relativement monotone occupe toute la pârtie du NW de la răgion ătudiăe. II apparaît au sud et au nord de la faille Nădrag. Dans le compartiment septentrional il repose en succession normale sur le complexe des schistes tuf- fogănes basiques qui sont synchrones avec la pârtie basale des dolomies de Tomești-Luncani. Dans le compartiment măridional, la succession est inverse : le complexe des schistes săricito- chloriteux ă porphyroides apparait dans l’axe de l’antiforme Jdioara-Padeș au-dessous du com- plexe des schistes tuffogenes basiques. On remarque dans la zone axiale de l’antiforme une suc- cession inverse du degră de mătamorphisme qui baisse ă partir du sous-facies ă almandin au sous-faciăs ă biotite et au sous-facies ă chlorite au fur et â mesurc que nous avanțons vers les zones actuellement plus profondes.Les typcs pătrographiques les plus frăquents dans ce com- plexe sont les schistes quartzito-muscovitiques4-biotite-|-almandin et les schistes săricito-chlo- riteux qui ont parfois un pigment graphiteux. Les roches carbonatiques forment plusieurs inter- calations surtout vers la base du complexe. Une nouvelle phase du magmatisme dăvonien se manifeste simultanăment â la sădi- mentation terrigăne et elle est reprăsentăe par des corps concordants de mătaporphyres gra- nodioritiques et par des sills de mătadolărites. Magmatisme inițial paliozoique (divonien) Le magmatisme palăozoîque commcnce, dans le cycle calădonien, par une faible activită extrusive basique, arrive ă la phase paroxismale pendant le Dăvonien avec des effusions ultrabasiques et basiques et s’achăve par une activită ayant un caractere prădominant acide (tab. 8). Des extrusions de type basique et des coulăes de laves basiques et acides ont eu lieu dans une premiere ătape de la premiere phase (le magmatisme basique). Cette ătape s’accom- pagne d’unc metallogenăse qui a donnă naissance aux lentilles de minerai de fer de Valea Lupu- lui et de Valea Negrii. Dans une autrc ătape, a eu lieu la mise en place des roches ăruptives basiques et la sădimentation des tufs acides; la phase mătallogănique s'est matărialisăe dans les gisements de fer de Pîrîul cu Raci, du soinmct Boul et dans les affleurements du cours supă- rieur de Valea Afinari. La seconde phase, (le magmatisme acide) s’est manifestăe dans le Dăvonien supărieur et elle est reprăsentăe par des metaporphyres granodioritiques et par des mătatufs acides aux- quels se rattachent aussi des coulăes de laves mătadolăritiques. On a trouvă Ies produits de la mătallogănăse de la seconde phase seuleinent dans le NE du massif. Pătrographie des roches mătaăruptives dăvoniennes Les roches răsultăes de l’activită du magmatisme varisque sont reprăsentăes par des mătatufs et des mătatuffites basiques, mătadolărites, mătaserpentinites, mătaporphyres gra- nodioritiques et par des mătatufs acides. Mătatufs et mătatuffites basiques. Ces roches sont finement granulaires d’une couleur verte caractăristique, due â la hornblende vert-bleuâtre, ă l’actinolite, au chlorite et â l’ăpidole auxquelles s’associent l’albite, le quartz et la biotite. Une quantită accrue de ces minerais auxquels s’ajoutent parfois la calcite et le graphite, indique le passage vers les schistes terrigenes par l’intermădiaire de quelques mătatuffites. Les porphyroblastes de magnătite sont assez frăquents ; on connait des accumulations locales de ceux-ci (Valea lazuri). Les metatufs ont engendrăde tellcs anomalies magnătiques.quel’examencartographiquede l’hori- zon tuffogăne ă l’aide de la măthode magnătomătrique, est possiblc, măme dans les zones recou- vertes. La composition modale de certains mătatufs basiques est exprimăe ă la page 134. Mătatufs acides. Ils apparaissent d’une maniăre discontinue â la base de l’hori- zon tuffogăne supărieur. Ils sont constituăs d’une masse ăquigranulaire,orientăe, de quartz, albite, calcite et magnetite, et de phănocristaux idiomorphes ou corrodăs d’albite maclă d’une maniăre complexe (voir la composition modale, p. 134). Mătadolărites. Elles ne peuvent ătre distinguăes des mătatufs basiques que dans des lames minces, â cause de leur structure dolăritique relique : cette structure s’est mieux con- servăe dans les corps plus grands, tout spăcialement dans leur pârtie centrale. La structure metamorphique s’est imprimăe sur cette structure dolăritique. Les minăraux primaires sont les Institutul Geologic al României IGRZ 186 O. MAIER et al. 122 suivants : le plagioclase (25-30 An) la hornbiende commune et la titanomagnătite (structure ophitique); les minăraux de năoformation metamorphique; l’albite, l’actinolite, Ia chlorite et la sericite. Les transformations subies par la roche primaire, sont les suivantes : dans la phase hydrothermale du magmatisme inițial, la biotitisation de l’amphibole titanifere et la saussuri- tisation du plagioclase intermădiaire, pendant le metamorphisme regional, la transformation de la hornbiende en actinolite, la chloritisation partielle de la hornbiende relique, de l’actinolite et de la biotite; l’albitisation partielle du plagioclase intermediaire, el un commencement de sericitisation de l’albite. La composition chimique et les valeurs Niggli sont inscrites dans le tableau 9 et Ia compo- sition modale mesurie et la composition modale calculăe â l’aide de l’analyse chimique - dans le tableau 10. Les mătaporphyres granodioritiques apparaissent vers la pârtie superieure du complexe des schistes săricito-chloriteux ă porphyroîdes. Le soubassement fondamental qui a une texture schisteuse est formă surtout de quartz, albite, muscovite, biotite, chlorite, zoîsite et, comme mină- raux accessoires le sphene, le rutile et l’apatite. Les phănocristaux reliques de quartz sont lenticulaires avec des traces de corrosion, les phănocristaux de plagioclase sont maclăs et probablemcnt qu’ils ont ătă zonăs car de fins gra- nules de zoîsite secondaire se sont groupăs dans le noyeau du cristal. La teneur en An est de 10 ă 15%. Le feldspath potassique est partiellement albitisă (Schachbrettalbit). Les minăraux mălanocrates sont representes par des phănocristaux reliques de biotite brun-olive partiellement chloritisă. La composition chimique et les paramătres Niggli sont prăsentăs dans le tableau 12 ; selon ces parametres la roche appartiendrail au type magmatique granodioritique (farsunditiques). Distribution des facibs du metamorphisme regional dans les schistes cristallins paliozoiques L’ăvolution du processus de metamorphisme regional dans les differentes phases succes- sives temoigne d’une diminution del'intensită du metamorphisme par rapport ă l’âge des sedi- ments mătamorphisăs. Cette ăvolution pourrait ătre expliquăe par un processus dc vieillissement progressif de l’aire geosynclinale, au fur et 5 mesure que la kratonisation par etapes avait lieu, â la suite de laquelle les sădiments arrivent â des differentes phases mătamorphiques ă des profondeurs de plus en plus reduites. Dans les schistes ăpimetamorphiques de Poiana Ruscă on remarque une variation de l’intensită du metamorphisme tant sur la verticale (succession inverse) que sur l’horizontale. Les variations sur l’horizontale sont evidentes surtout au niveau du complexe des schistes tuffogines basiques (pl. XIV). En general, les izogrades de metamorphisme se superposent aux structures plicatives dans un plan proche de celui de la schistosite metamorphique. L’intensită du metamorphisme varisque n’a pas dăpassă le sous-facies ă almandin du facies des schistes verts. Le complexe des schistes graphiteux, le complexe des schistes tuffogenes basiques et par endroits la base du complexe des schistes sericito-chloriteux ă porphyroîdes sont arrives â ce degre de metamorphisme. L’izograde de la biotite se situe genăralement ă la pârtie supărieure du complexe des schistes tuffogenes basiques et ă Ia pârtie infărieure du complexe des schistes săricito-chloriteux ă porphyroîdes. L’izograde â chlorite attcint ă Rușchița la pârtie superieure du complexe des schistes tuffogenes basiques et affecte, presque dans sa totalite, le complexe des schistes sericito- chloriteux ă porphyroîdes. Le metamorphisme varisque a eu lieu dans deux phases rapprochăcs — bretone ct sudă te (M a i c r et al., 1968). R ă l r o m o r p h i s m e varisque dans les schistes b a î c a I i en s et prăbaîcaliens L’effet du metamorphisme varisque dans les schistes baîcaliens et prebaîcaliens s’est manifestă par une readaptation des schistes mentionnes aux conditions de pression et aux temperatures basses. Le rătromorphisme a un caractere răgional; le complexe des paragneiss â biotite ă ătă le plus affcclă. Dans ccrtains cas, le disthene et la staurotide ont ătă complete- ment transformes, le grenat est păriphăriquement chloritisă sur Ies fissures aussi, et la biotite peut litre remplacăe par la chlorite. 'GR Institutul Geological României 123 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 187 On remarque dans la zone des grandes failles directionnelles un broyage des mindraux accompagnd ou non d’une rdcristallisation dans des conditions de T, P basses. Substances minirales utiles associies aux formalions paliozolques Les plus importants gisements de fer du massif de Poiana Ruscă sont associds aux formalions volcanogenes sedimentaires mdtamorphisdes du complexe des schistes tuffogdnes basiques, considere d’âge ddvonien. Les gisements de fer sont situds dans deux niveaux stratigraphiques corrcspondants aux deux horizons de schistes tuffogdnes basiques. Le premier horizon renferme les accumula- tions de minerai de fer (siddrite±magndtite) de Dealul Morminți et de Valea Negrii; l’horizon superieur comprend les accumulations dc fer de Pîrîul cu Raci (magndtitc±siderite). Les pro- cessus hydrothermaux des intrusions banatitiques les ont transformdes partiellement en skarns ă magndtite, oligiste, pyrite, sulfures complexes et silicates de fer. Vers I’ouest, le complexe des schistes tuffogenes basiques devient plus terigime et les accu- mulations ferriffcrcs sont plus rares et plus rdduitcs. Dans le complexe des schistes tuffogdnes basiques, on trouve les calcaires marmordens exploitds dans les carrieres de Rușchița. EVOLUTION TECTONIQUE DES SCHISTES CRISTALLOPHYLLIENS DE LA PÂRTIE MERIDIONALE DES MONTS DE POIANA RUSCĂ La succession metamorphique inverse, et certaines donnees microtectoniques prouvent l’existence d’un mega-anliclinal couche vers leN qui forme une nappe de surplissement qu’on a denommde „Nappe de Poiana Ruscă” : elle est probablement d’âge baîcalien. Dans les for- mations proterozoîques et infracambriennes, on a constate l’existence dc plusieurs plis secon- daires du mega-anticlinal couche. Les plis principaux sont orientes du nord vers le sud : le synforme Maciova-Lunca Cernii dans la zone axiale duquel apparait le complexe des paragneiss ă biotite avec un niveau de gneiss oeillds; l’antiforme Voislova-Silvaș renfermant dans l’axe, le complexe des schistes quartzitiques sdriciteux; le synforme Băuțar-Ștei renferment dans la zone axiale l’horizon infdrieur du complexe des paragneiss ă biotite. Les complexes apparaissent dans une succession inverse sur les flancs communs de ces plis. Une pârtie du flanc normal de la mdgastructure pourrait dtre reprdsentde par le lambeau de Godeanu. Sa position actuelle est due en grande mesure â la tectonique alpine. Les formations paldozoîques mdtamorphisdes forment des plis symdtriques ou faiblement assymdtriques dans la zone mediane et septentrionale du massif. On remarque vers I’ouest, une succession mdtamorphique inverse dans les schistes paldozoîques de Rușchița. Dans la zone axiale du synforme Crivina-Nădrag on trouve des schistes metamorphisds dans le sous- facids ă almandin tandis que dans l’axe de l’antiforme Jdioara-Padeș, on trouve des schistes de plus en plus faiblement metamorphisds au fur ct ă mesure qu’on avance vers l’est. Nous men- tionons que la structure prdsente un plongement axial vers I’ouest. Cette situation a dte inter- prdtee ă l’aide d’une structure plicative couchde — l’anticlinal couche de Nădrag. Le synforme et l’antiforme mentionnds sont des plis secondaircs de l’anticlinal couchd vers le nord. Structures dîsjonctives Les complexes proterozoîques aussi bien que les complexes infracambriens et les comple- xes paldozoîques soni compartimentds par de nombreuses fractures d’orientalion et d’âge diffdrents. Les plus vieilles dislocations ont dte provoqudes par les failles transversales de type „ac”. Ellcs sont probablement d’âge baîcalien parce qu’ellcs ddcrochent les formations infracambrien- nes-cambriennes inferieures et les axes de plis baîcaliens. Pourtant elles n’affectent pas certaines failles inverses, orientdes E — W, comme par exemple la faille Teliuc-Vadu Dobrii. Cette faille provoque un contact anormal entre les schistes proterozoîques et les schistes devo- niens : elle est d’âge post-Ddvonien pre-Larainien. Cette faille est ddcrochee par la faille Chergheș- Institutul Geological României \ (GR 7 188 O. MAIER et al. 124 Rușchița (orientâe NE) d’âge prâ-danien. Dans le domaine des schistes prâ-daniens, quelques failles parallăles aux axes des plis, dâterminent l’cxistence de plusieurs compartiments majeurs. Leur direction change deux fois de E — W â NE —SW; elles sont formâes donc de segments paralleles â la faille Teliuc-Vadu Dobrii et d’autres segments paralliiles â la faille Chergheș-Ruschița. Les contours actuels du bassin Rusca Montană prâsentent ce meme paralelisme. On peut en dăduire que ces failles ont participi ă la formation du bassin ; elles seraient donc d’âge varisque. Le long d’une faille orientâe E —W, les schistes cristallins situâs au nord du bassin Rusca" Montană chevauchent les dâpots sedimentaircs daniens. Cette faille post-danienne (la faille Lunca Cernii) est la seule faille importante ayant le sens de la poussâe de l'intârieur vers l’extericur. L’ÂGE DES FORMATIONS PRIlMETAMORPHIQUES DU METAMORPHISME ET DU PLISSEMENT Les donnâes dont nous disposons â prâsent se răfărent ă l’âge du mătamorphisme des complexes inferieurs. Les dâtcrminations par la mâthode K/Ar indiquent pour le granitoide de Criva l’âge de 329 millions d’ans, ce qui correspond aux mouvements varisques. L’angle d’extinction ondulatoire du quartz du mâme granitoide indique l’âge de 550 millions d’ans, ce qui correspond ă l’orogenese baîcalicnne. Vu que le granitoide de Criva est syncinâmatique, il râsulte, pour le complexe infârieur des paragneiss â biotite, l’âge baîcalicn du metamorphisme. Pour les deux complexes supârieurs dc la zone mesomâtamorphique, les donnâes palino- logiques indiquent l’âge rifeen-cambrien des roches primaires. On peut donc admettrc que les formations prâmâtamorphiques des complexes infârieurs sont d’âge proUrozoique moyen(?) et supârieur; donc, il existe probablement une phase de metamorphisme li6e aux mouvements prâ-baîcaliens 6. En ce qui concerne l’âge des formations prâmâtamorphiques paleozoîques, on a tenu compte de la prâsence des restes de phytoplancton carbonifere dans le complexe des phyllites sâricito-chloriteuses (Poieni-Roșcani), la ressamblance lithologique du complexe sous-jaccnt avec les formations dâvoniennes dans le facies rhânan, etc. En bref, l’âge des schistes cristallins dc Poiana Ruscă serait le suivant: Complexe des phyllites sâricito-chloriteuses (Poieni-Roșcani) = Carbonifere infârieur; Complexe des'schistes sâricito-chloriteux ă porphyroîdes = Dâvonien supârieur; Complexe des schistes tuffogânes basiques et complexe des schistes graphiteux = Dâvo- nien moyen et infârieur; Complexe des schistes sâricito-chloriteux quartzitiques et complexe des quartzites et des schistes graphiteux ă intercalations de schistes tuffogenes = Palâozoîque inferieur (Cam- brien-Silurien); Complexe des schistes muscovito-chlo riteux ă porphyroblastes d’albite (oligoclase) = Ordovicien-Silurien; Complexe des schistes quartzitiques-sâriciteux et complexe des schistes inicaces ă inter- calations de roches amphiboliques = Cambrien infârieur-Infracambrien; Complexe des micaschistes â almandin et complexes des paragneiss â biotite = Protero- zoîque moyen(?)-supârieur. 5 L’âge radiogene (Rb/Sr) de la seric de Sebeș-Lotru est de 838 millions d’ans; l’âge prâmâtamorphique des complexes citâs (complexe des paragneiss et complexe des micaschis- tes), mis en evidcnce par l’autcur, est le prăcambrien moyen. Nous considârons qu’une mise en paralitic de ces complexes avec les complexes infe- rieurs de Poiana Ruscă est possible : la seric de Sebeș-Lotru des monts Semenic reprâsente un flanc normal infârieur de la mâgastructurc couchâe. Institutul Geologic al României 125 STUDIUL GEOLOGIC ȘI PETROGRAFIC — MUNȚII POIANA RUSCA 189 ROCHES ERUPTIVES BANATITIQUES Les roches eruptives appartenant â la region banatitique se trouvent surtout â l’exttemite SW du massif. On distingue deux phases de l’activite magmatique : la phase du volcanisme sous-hercynien et la phase du magmatisme laramien. Les volcanites sous-hercyniennes sont representees par les pyroclastites andesitiques fines et grossiăres (agglomerats, tufs cristalloclastiques, ete.) et par les andesites basaltoîdes. Les depots volcanogăne-sedimentaires sont d’âge maastrichteen (D i n c ă et al., 1971). Ils ont une large distributicn dans le bassin Rusca Montană; les andesites basaltoîdes for- ment un dyke oriente E—W, â la limite NW du bassin. Les magmatites laramiennes sont representees par des roches intrusives (diorite et granodiorite), hypoabyssales (microdiorites, porphyres granodioritiques et aplites) et effusives (andesites, dacites, rhyolites). La composition chimique des principaux types de roches est prăsentee dans le tableau 13, et les parantetres Niggli dans le tableau 14. Le diagramme de difterenciation (fig. 27) met en ăvidence l’appartenance des roches analysăes ă la măme province magmatique chalco-alcaline qui a une faible tendance alcaline vers son extremite basique. La succession des deux phases est exprimee clairement par les enclaves d’andesite dans des granodiorites. Les formations de contact associees aux roches banatitiques Les schistes cristallins devoniens ont subi des transformations metasomatiques au contact avec les banatites. Le resultat en a ete des skarns diopsidiques±grenat, skarns diopsidiques ă grenat et calcitc, skarns diopsidiques ă amphiboles et magnetite et skarns epidotiques ă grenat. On n’a pas pu elablir une zonalite de ces types de skarns. Les skarns diopsidiques â plagioclase et quartz (facies comeen pyroxenique) ont une texture rubanee duc ă la disposition en bandes de la magnetite, coinme resultat d’une metas- somatose selective qui a affccte surtout les feuillets calcaires du schiste inițial. Les skarns diopsidiques a grenat, calcite et quartz se trouvent dans l’aureole de con- tact du corps granodioritique de Jdioara. La magnetite, presente dans ces skarns, peut âtre le resultat d’une tedistribution de la magnetite primaire des schistes tuffogenes basiques ă magnetite. Â la peripherie de certains skarns epidoto-grcnatiferes se developpent parfois des skarns- albito-epidotiques ou des skarns epidotiques ă magnetite. Les roches epidotiques associees avec une minăralisation de sulfures polymetalliques se sont formees pendant la phase hydrothermale. Les corneennes biotitiques et les corneennes amphiboliques se sont formees autour des corps banatitiques. Substances minirales utiles associees au magmatisme laramien Associees au magmatisme banatitique, on connait des mineralisations en deux zones : la zone de Tincova et la zone de Ruschița-Ascuțita. Dans la zone de Tincova, on peut distinguer une mineralisation pyrometasomatique et une mineralisation hydrothermale. La mineralisation qui s’est produite ă une temperature plus hanțe est reptesentee par la magnetite associee aux skarns mentionăs. La magnetite n'est rencontree qu’au contact des banatites avec les schistes tuffogenes basiques calcaires. La phase hydrothermale a engendre des filons de quartz ă magnetite, hematite, chalco- pyrite, pyrite, bornite, tetraedrite. Dans les zones d’alteration hypergăne une pârtie de ces minăraux se transforment en malachite, azurite et crysocolle. On remarque parfois, en association avec les epidotites, de la galene finement diss6minăe. Institutul Geologic al României Institutul Geological României O. MAIER, et al. Studiul geologic ți petrografic al cristalinului din partea sudică a munților Poiana Ruscă. PL.IX ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII mprim. Atei. Inst. Geologic Institutul Geologic al României IGR/ O. MAIER, et al- Studiul geologic ți petrografic al cristalinului din partea sudică a munților Poiana Ruscă. PLX O- MAIER, I. SOLOMON, P ZIMMERMANN, VOICHIȚA ZIMMERMANN SECȚIUNI GEOLOGICE vf Boul v ?aâesulu\ p.Narnlta MUNȚII POIANA RUSCA 1500 1000 BAZINUL HATE6 1000 500 500 ZONA SUDICA vf.Padesului p. MȚnarullAare 1500 1000 500 NW Meria NNW \j. Văl anta \.Voir\a H\ca toznaMare 1500 1500 1000 1000 500 NNW Cimentului m. Certei 1500 NW 1000 500 N.Nălanta >Aâscasulul Bistra 1500 1000 500 N.Padesuluv 1500 1000 500 NW Cerna 1500 Stirmlnosulul v. Bistra 1000 500 hadesului" 1500 1000 500 vf Crivinei 1500 1000 500 Pinul cu Raci \i. Vălișoara 1500 1500 1000 1000 500 500 D. FORMAȚIUNI CRISTALINE CICLUL VARISC SEDIMENTARE FORMAȚIUNI sericito BANATITE CICLUL CALEDONIAN CICLUL BAICALIAN rneene ISTURILOR COMPLEXUL CUARȚITICE SERICITOASE DEVONIAN SUPERIOR CAMBRIAN SILURIAN COMPLEXUL ȘISTURILOR GRAFITOASE COMPLEXUL ȘISTURILOR TUFOGENE BAZICE Șisturi sericito cuarțoase t isturi cioi cuarțitice COMPLEXUL ȘISTURILOR SERICITO - CLORITOASE CU PORFIROIDE IBAZINULRUSCA MONTANĂ LUNCA CERNII ; ORIZONTUL TERIGEN INTERMEDIAR BAZINUL RUSCA MONTANA LUNCA CERNII ORIZONTUL TERIGEN SUPERIOR ORIZONTUL TUFOGEN INFERIOR ORIZONTUL TUFOGEN SUPERIOR COMPLEXUL ȘISTURILOR MUSCOVITICE CU PORFIROBLASTE DE ALBIT Trei Hotare v. Vălișoara Anatexite și migmatite Granitoide anatexice ( T Pts) xi.Plorusului i ! N.Poenareasca f i ,; vtRuncului N.Vâlisoru x j X\câ ! \ Q 13^ $ $ xiMaideului ... . . \\.Ueaară \ 4 uNascașuhn \ ; * ^.Hâscasu^ M.Teteusului 15001 • v.Mare/' 1A dl. Bocetului * ______î-.^VjAnmoasa'^ dl. Schifei -4 \ \j.Cornetului Plan 37 Migmatite metablastice Șisturi muscovito - biotitice cu almandin 16 COMPLEXUL ȘISTURILOR MICACEE CU INTERCALAȚII DE ROCI AMFIBOLICE CICLUL PREBAICALIAN COMPLEXUL Ml CAȘISTURILOR CU ALMANDIN COMPLEXUL PARAGNAISELOR CU BIOTIT ORIZONTUL MAGMATOGEN DETRITOGEN SUPERIOR ORIZONTUL DETRITOGEN INFERIOR Micașisturi cu almandin, șisturi cuarțitice cu muscovit, biotit și almandin Paragnaise cu biotit și almandin t disten t staurolit, șisturi cuarțitice biotitice cu muscovit și almandin Paragnaise biotitice t sillimanit, t disten, micașisturi cu almandin Migmatite metatectice Gnaise Gnaise lineare Feldspatizare difuză 38 Plan axial ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII Imprim. Atei. Inst. Geologic Institutui Geologic al României O. MAIER et al- Studiul geologic și petrografic al cristalinului din partea sudică a munților Poiana Ruscă PL.XI Imprim. Atei- Inst■ Geol- Geof- ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII Q.MAIER.et ol . Studiul geologic și petrografic ol cristalinului din parteo sudică o munților Polono Ruscă. PL. XII FORMAȚIUNI SEDIMENTARE LEGENDA PSEUDOCUTELE PÎNZEI DE POIANA RUSCĂ •Ghelar 6 km Vadu Dobrei vf.Comoai Goles BAZINUL vf Rusca Ungina ’Meriâ‘ dl. Curpi rivmao •Silvasu/ Mart, .vf. Chicioara- VT Fîntinilor •Ruschița vf.Mesteacăn dl. Curatului dl Prislop- vf. Izvodia dLNeqru- di-Vâmi •Jdioara- Vă/ioara Livada Lozna vyA jura ■Costem •Boita vf. Ascuțita 4 Poeți oJena .vf. Măgură vA-oiȚi Of. Rundului oSacu. BAZINUL HAȚEGULUI mcoj/a Rusca Montană Ciuciș-Vodu Dobn .vfCdfnului usca Cavaran Rusca Montană vf. Cornul Mare 'Peștera 'oi'slova Maciova 'Bauțaru superior Bautaru inferior Bucoya Nădrag - Vf. R Lunca Cernii - Chergheș - Rușchița Polom omul Caprei Bouțar - Boita Faliile principale din sudul Poiana Ruscă ioara - Vf. Finti "~'\oDăbîcâ- L .^Răchitova di. Făgetului dl/BoroșIavia /î'\/ \. dl.Carpenului ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII M Institutul Geological României XJGR/ Cuaternar Bazine sedimentare neogene Bazine sedimentare cretacice 15 Principale Antiform Voislova - Silvas (1) Sinform Maciova - Lunca Cernii (2) Sinform Băuțar Stei (3) FORMAȚIUNI MAGMATICE a-Intruziuni banatitice ; b. bazice Granitoide FORMAȚIUNI CRISTALINE CRISTALINUL EPIMETAMORFIC AL ZONEI NORDICE ANTICLINALUL CULCAT AL NĂDRAGULUI Complexul șisturilor sericito-cloritoase cu porfiroide Complexul șisturilor tufogene bazice Complexul șisturilor grafitoase CRISTALIN EPIMETAMORFIC TRANSGRESIV PE ȘISTURILE MEZOMETAMORFICE ALE PÎNZEI DE POIANA RUSCĂ 10 Complexul șisturilor muscovitice cu porfiroblaste de albit PÎNZA DE POIANA RUSCĂ I 1 | Complexul șisturilor cuarțitosericitice Complexul șisturilor micacee cu intercolații de roci amfibolice Complexul micașisturilor cu almandin 14 a b Complexul paragnaiselcr cu biotit; a. Orizontul magmatogen detritogen supb. Orizontul detritogen inf. 16 Secundare Sinform Valea Poenărească (4-) Antiform Deolul Blidari (5) Sinform Deolul Cuptorul (6) Antiform Valea Fierului(Z) PSEUDOCUTELE ANTICLINALULUI CULCAT AL NĂDRAGULUI 17 Principale /Sinform Crivina - Nădrag (8) ^Antiform Jdioara - Padeș (g) (Sinform Ruschița (10) Antiform Vlrful Boul (11) Sinform Valea Vulturilor (12) 19 Șistozitate metamorfico AXELE STRUCTURILOR PLICATIVE CU SENSUL AFUNDĂRII AXIALE 20 — Antiform 21 Sinform 22 Antiform culcat 23 xc Linie de zero 24 r 15 Ax „b" 25' S ,30 Lineație FALII: (o. principale, b- secundare) 26 / Postlaramice 0 b 27 0 b Laramice Prelaramice Reactivate Linii de încălecare Imprim. Atei. Inst. Geologic pl.xiii O. MAIER,et al. Studiul geologic și petrografic al cristalinului din partea sudica a munților Poiana Ruscâ Imprim. Atei. Inst- Geologic ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII Institutul Geological României O. MAIER, et al- Studiul ic ic al cristalinului din partea sudica a munților Poiana Rusca PLXiV O. MAIER, I.SOLOMON, P. ZIMMERMANN. VOICHIȚA ZIMMERMANN HARTA GEOLOGICA CU REPARTIȚIA FACIESURILOR METAMORFICE IN MUNȚII POIANA RUSCA (ZONA SUDICA) o Ghelar Jena Vadu Cobrei Golea Lingi na strei ULUI Menă Cnvma Rușchița lunca Cernii vf Runculu i vf Ascuțita Rusca Montana Cavaran vf. Cornul Mare Peștera Mac/o va Buco va A. FORMAȚIUNI SEDIMENTARE > DEVONIAN SUPERIOR Bazine sedimentare neogene Bazine sedimentare cretacice B. FORMAȚIUNI MAGMATICE DEVONIAN INFERIOR Șl MEDIU Banatite Granitoide CAMBRIAN SILURIAN INFRACAMBR CAMBR. INF PROTEROZOIC ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII C. FORMAȚIUNI CRISTALINE » COMPLEXUL ȘISTURILOR SERICITO- CLORITOASE CU PORFIROIDE COMPLEXUL ȘISTURILOR TUFOGENE BAZICE ORIZONT TERIGEN SUPERIOR ORIZONT TUFOGEN SUPERIOR ORIZONT TERIGEN INTERMEDIAR ORIZONT TUFOGEN INFERIOR COMPLEXUL ȘISTURILOR GRAFITOASE . COMPLEXUL ȘISTURILOR MUSCOVITICE /CU PORFIROBLASTE DE ALBIT 'COMPLEXUL ȘISTURILOR CUARȚITICE - SERICITOASE 'COMPLEXUL ȘISTURILOR MICACEE CU INTERCALAȚI IDE ROCI AMFIBOLICE 'COMPLEXUL MICASISTURILOR CU ALMANDIN COMPLEXUL PARAGN AISELOR CU BIOTIT ORIZONT MAGMATOGEN DETRITOGEN SUPERIOR ORIZONT DETRITOGEN INFERIOR Institutul Geologic al României \ IGrV 12 Strimt os cea -"1 ■ T ^Hdb'iCd 0 Și Iv asul de Sus vf. Vârât icu vf. Mesteacăn Rachitov^ D. FACIESURILE METAMORFISMULUI REGIONAL a. FACIESUL ȘIS- TURILOR VERZI b. FACIES AMFIB ALM ANDIN 19 Valisoara B A Z I N Boita Oensus U L HAȚEGULUI 1 Subfaciesul Subfaciesul Subfaciesul Subfaciesul Subfaciesul Subfaciesul cuarț - albit - muscovit - clorit cuarț - albit - epidot - biotit cuarț - albit - epidot - almandin 27 J Zone cu blastominolite, filonite, milonite Axe de cute II im. munților » PL.XV Poiana Rusca. sudica a din partea Șl O- MAIER, I. SOLOMON, P. ZIMMERMANN, VOICHIȚA ZIMMERMANN HARTA GEOLOGICĂ CU REPARTIȚIA ȘISTURILOR CRISTALINE PROTEROZOICE PALEOZOICE DIN MUNȚII POIANA RUSCĂ Neozoic Mezozoic A. ȘISTURI CRISTALINE DE VÎRSTĂ PALEOZOICĂ 6km Banat ite Carbonifer inferior Devonian superior Cambrian - Silurian Complexul filitelor sericito - cloritoase Complexul șisturilor sericito - cloritoase cuarțitice Complexul șisturilor grafitoase cu intercalații de roci verzi t Complexul șisturilor muscovitice cu porfiroblaste de albit B. ȘISTURI CRISTALINE DE VÎRSTĂ PROTEROZOICĂ Infracambrian - Axe de cute Plane de încălecare 13 —a a Plan de șariaj 14 ........ Limita de transgresiune premetamorfică rțitice sericitoase :ee cu intercalații de roci amfibolice cu almandin FALIA TINCOVA ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC VOL. XLIII Institutul Geologic al României PLANȘA I Institutul Geological României PLANȘA I Fig. 1. — Pegmatit cu disten. Băuțarul inferior. Distenul crescut convergent spre centrul len- tilei. Pegmatite â disthene. Băuțarul inferieur. Le disthene grossi d’une maniere con- vergente vers la pârtie centrale de la lentille. Fig. 2. — Pegmatit cu disten. Valea Micota. Pegmatite ă disthime. Vallee de la Micota. Institutul Geologic al României O. Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. Institutul Geological României PLANȘA II Fig. 1. —Micașist cu sillimanit. Valea Poenărească. Nic.-r ; x 50. 1, sillimanit; 2, muscovit; 3, biotit. Mîcaschiste ă sillimanite. Vall6e de la Poenăreasca. Nic. + ; x 50. 1, sillimanite; 2, muscovite; 3, biotite. Fig. 2. — Micașist cu staurolit. Valea Vălișoara. Nic. II; x 20. 1, staurolit; 2, cuarț; 3, muscovit. Mîcaschiste ă staurotide. Vallec de la Vălișoara. Nic. II; x 20. 1, staurotide; 2, quartz; 3. muscovite. Fig. 3. — Micașist cu disten. Valea Vălișoara. Nic. II; X 20.1, disten; 2, pinit; 3, muscovit. Mîcaschiste ă disthene. Vallee de la Vălișoara. Nic.II; x 20. 1, disthene; 2, pinite; 3, muscovite. Fig. 4. — Metawehrlit. Valea Mărului. Nic. 4-; x 20. Structură relictă intrusivă. 1, dialag; 2, olivină parțial transformată în antigorit; 3, spinel eromifer; 4, magneții. Metawehrlit. Valea Mărului. Nic. + ; x 20. Structure relique intrusive. 1, dial- lage; 2, olivine; 3, spinelle chromifere; 4, magnătite. Institutul Geological României Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Pl. II. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. Institutul Geological României PLANȘA III Fig. 1. — Metagabbrou. Valea lui Niculiță. Nic. II; x 20. 1, plagioclaz; 2, titanit; 3, spinel cromifer. Metagabbros. Valea lui Niculiță. Nic. II; x 20. 1, plagioclase; 2, tilanite; 3, spi- nelle chromifăre. Fig. 2. — Metadiorit cuarțifer. Valea Poenărească. Nic. +; x 20. Structură relictă holocristalină. 1, hornblendă verde; 2, plagioclaz parțial sericitizat; 3, cuarț. Mătadiorilc quartzifere. Vallăe de la Poenăreasca. Nic. + ; x 20. Structure relique holocristalline. 1, hornblende verte; 2, plagioclase partiellement sericitisd; 3, quartz. Fig. 3. — Migmatit metatectic. Valea Vălișoara. Nic.+ ;x 20. Migmatite metateclique. Vallee de la Vălișoara. Nic.+ ; X 20. Fig. 4. — Granitoid de Criva. Valea Criva. Nic.+ ; x 20. Raporturi intre paleosomă; 1, feldspat plagioclaz și neosomă; 2, feldspat potasic. Granitoide de Criva. Vallăe de la Criva. Nic. + ; x 20. Rapports entre le paUosoma; 1, feldspath plagioclase el le neosoma; 2, feldspath potassique. Institutul Geological României Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Pl. III. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. Xjgr/ Institutul Geological României PLANȘA IV Fig. 1. — Milonit. Valea Vălarița. Nic.+; x 20. 1, muscovit recristalizat pe fisuri de forfecare. My Ioni te. Valide de la Vălarița. Nic. + ; x20. 1, muscovite recristallisee sur des fissures de cisaillement. Fig. 2. — Metatuf cuarțifer devonian. Valea Pîrîul cu Raci. Nic.II; x 20. Mătatuf quartzifere ddvonien. Vallee du Pîrîul cu Raci. Nic.II; x 20. Fig. 3. — Serpentinit hidrotermalizat. Valea Lupului. Nic.+ ; x 20. 1, olivină; 2, actinot; 3, antigorit; 4, talc; 5. magnetit. Serpentinite hydrothermalisd. Valea Lupului. Nic.+ ; x 20. 1, olivine; 2, actinote; 3, antigorite; 4, talc; 5, magnetite. Fig. 4. — Metaporfir granodioritic. Valea Nădrăgelu. Nic. + ; x 20. Fenocristal de cuarț bipiramidat, cataclazat, cuprins într-o masă fin granulară alcă- tuită din cuarț, feldspat sericitizat și clorit. Mdtaporphyre granodioritique. Vallee du Nădrăgelu. Nic.+ ; x 20. Phdnocristal dc quartz bipiramidd, cataclase, englobe dans une masse fine granulaire qui est con- stituee de quartz, feldspath sdricitisd ct chlorile. XjGR, Institutul Geological României Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Pl. IV. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. PLANȘA V Fig. 1. — Metadolerit spilitizat. Valea Nădrăgelu. Nic.4- ; x 20. 1, plagioclaz cu structuri dc dezamestec, microcuta t. Metadolerite spilitisă. Vallee du Nădrăgelu. Nic. 4- ; x 20. 1, plagioclase ă struc- tures d’exsolution, microplișsee. Fig. 2. — Metadolerit. Afluent drept al văii Nădrăgelu. Nic.4- ; x 20. Structură relictă diver- gentă. 1, plagioclaz; 2, ilmenit; 3, magnetit. Mătadolerite. Afflucnt de droite de vallee du Nădrăgelu. Nic.4- ; x 20. Structure relique divergente. 1, plagioclase ; 2, ilmenite; 3, magnătite. Fig. 3. — Diorit cu hornblendă și biotit. Valea Tincovei. Nic 4- ; x 20.1, biotit cloritizat; 2, hornblendă cloritizată; 3, plagioclaz sericitizat; 4, cuarț. Diorite ă hornblende et biotite. Vallee dc la Tincova. Nic.4- ; X 20. 1, biotite chlo- ritisăe; 2, hornblende chlorilisăc; 3, plagioclase sericitisă; 4, quartz. Fig. 4. — Granodiorit cu biotit și hornblendă. Valea Radului. Nic.4- ; X 20. 1, plagioclaz; 2, cuarț; 3, biotit. Granodiorite ă biotite et hornblende. Valea Radului. Nic. 4- ; x 20. 1, plagio- clase; 2, quartz; 3, biotite. Institutul Geological României Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Pl. V. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. Institutul Geologic al României PLANȘA VI Fig. 1. — Porfir granodioritic. Valea Rotoane. Nic.+ ; x 20. 1, cuarț.; 2, plagioclaz; 3, biotit. Porphyre granodioritique. Valide des Rotoane. Nic. 4- ; x 20. 1, quartz; 2, plagio- clase; 3, biotite. Fig. 2. — Andezit bazaltoid. Valea Fintinilor. Nic. II; x 20. 1, plagioclaz; 2, hornblendă cloritizată. Anddsite basaltoîdique. Vallee des Fintîni. Nic. II; x 20. 1, plagioclase; 2, hornbiende chloritisde. Fig. 3. — Andezit cu hornblendă. Valea Bîmele Mici. Nic.II; x 20. 1, hornblendă; 2, pla- gioclaz; 3, biotit. Andesite ă hornbiende. Valide des Bîrnele Mici. Nic.II; x 20. 1, hornbiende; 2, pla- gioclase ; 3, biotite. I'ig. 4. — Dacit cu hornblendă și biotit. Tincova. Nic.+ ;x 20. 1, cuarț corodat; 2, plagio- claz ; 3, hornblendă; 4, biotit. Răcite ă hornbiende et biotite. Tincova. Nic.+ ; x 20. 1, quartz corrodd; 2, plagio- clase; 3, hornbiende; 4, biotite. Institutul Geologic al României X IGKZ Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. Institutul Geologic al României PLANȘA VII Fig. 1. — Lamprofir. Valea Morii. Nic.II; x 20. 1, piroxen; 2, plagioclaz; 3, cuarț. Lamprophyre. Valea Morii. Nic. II; x 20. 1, pyroxene; 2, plagioclase; 3, quartz. Fig. 2. - Lamprofir. Valea Morii. Nic.4- ; X 20. 1, piroxen. Lamprophyre. Valea Morii. Nic. + ; x 20. 1, pyroxene. Fig. 3. — Skarn diopsido-granatifer. Valea Fierului. Nic.II; x 20. 1, diopsid ; 2, granat; 3, calcit. Skarn diopsido-grenatifere. Valea Fierului. Nic.II; x 20. 1, diopside; 2, grenat; 3, ca lei le. Fig. 4. — Skarn diopsidic cu pirotină. Valea Florușului. Nic. II; x 20. 1, diopsid; 2, calcit. Skarn diopsidique ii pyrrhotine. Valide dc Florușu. Nic. II; x 20. 1, diopside; 2, calcite. României O. Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Ruscă. Pl. VII. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. IGr/ Institutul Geological României PLANȘA VIII Fig. 1. — Skarn diopsidic cu magnetit. Valea Bucatelor. Nic. II; x 20.1, diopsid; 2, calcit; 3, magnetit. Skarn diopsidique â magndtite. Valea Bucatelor. Nic. II ;x20. 1, diopside; 2 calcite; 3, magnetite. Fig. 2. — Skarn granatifer cu magnetit. Valea Tincovița. Nic.+ ; x 20. Skarn grenatifere ă magnetite. Vallee de la Tincovița. Nic.4- ; x 20. Fig. 3. — Skarn amfibolic. Valea Tincovița. Nic. II; x20. 1, amfibol; 2, plagioclaz sericiti- zat; 3, calcit; <1, magnetit. Skarn amphiboliquc. Valide dc la Tincovița. Nic.II; x 20. 1, amphibole; 2, plagio- clase sdricitisd; 3, calcite; 4, magndtite. Fig. 4. — Skarn epidotic cu magnetit. Vîrful Bătașul. Nic. II; x20. Skarn dpidole ă magndlite. Sommet de Bătașul. Nic. II; x 20. Institutul Geological României . Maier et al. Studiul geologic și petrografic—munții Poiana Euscă. PI. VIII. Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică, voi. XLIII. Institutul Geological României EXPLICATION DES PLANCHES Planche IX Carte gâologique des monts de Poiana Ruscă (zone meridionale). A) Formations sidimentaires : 1, Quaternaire : a, alluvions; b, eboulis; c, cânes de dâjec- tion ; 2, Pannonien (pn); 3, Sarmatien (vh+bSx); 4, Tortonien; 5, Miocene non-diffârenciâ (Nmc); 6, Paleogene (Pg1 + 2); 7, Maastrichtien (C2d), C2d2-tufs et agglomârats ; C2d1—breche sâdimentaire ; 8, Sânonien—Turonien non-diffârenciâ (C2tu-sn) : a, Turonien; b, Sânonien; 9, Cânomanien (C2cni); 10, Aptien + Barrcmien (Cjbr+apj); 11, Carbonifere superieur (Pz); brâche conglomâratique. B) Formations magmatiques banatitiques : 12, lamprophyre (X); 13, an- desitcs (a), dacites (?) rhyoliles (p); 14, aplites; 15, porphyres granodioritiques (“y8), grano- dioriles (y8), diorites (8); 16, andesites basaltoîdes (apx); 17, andâsites ă hornblende (aHo). C) Formations de contact : 18, cornâennes ă biolite±amphiboles; 19, skarns epidotiques, skarns epidotiques ă grenat; 20, skarns grenatifers, skarns amphibolo-grenatifers, skarns diopsidiques ă grenat; skarns diopsidiques. 1.)) Formations cristallines : cycle varisque : Dâvonien superieur : complexe des schistes sâricito-chloriteux ă porphyroîdes: 21, schistes sâricito-chloriteux, schistes quartziliqucs + chlorite. Dâvonien moyen et infârieur : complexe des schistes tuffogenes ba- siques. Horizon terrigene superieur : 22, schistes quartzitiques ă sâricite et chlorite. Horizon tuf- fogene supâricur; 23, schistes sericilo-chloriteux, schistes quartzitiques ± biotite. Horizon terrigene intermediaire : 21, schistes quartzitiques ă biotite et grenat, schistes sericito-chloriteux â biotite. Horizon tuffogene infârieur : 25, schistes chlorito-sâricileux±biotite, schistes quartzi- tiques â sâricite et chlorite. Complexe des schistes graphiteux: 26, schistes quartzitiques ă sâricite, schistes sârieiteux ă pigment graphiteux. Cycle c a 1 â d o n i e n : (Cambrien-Silu- ricn?); complexe des schistes muscovitiques ă porphyroblastes d’albite; 27, schistes musco- vitiques ă porhyroblastes d’oligoclase±biotite. Cycle b a î c a 1 i e n : Infracambrien-Cam- brien infârieur; complexe des schistes quartzitiques sârieiteux; 28, schistes quartzito-sâri- citeux â chlorite±biotite±grenat. Complexe des schistes micacâs ă intercalalions de roches amphiboliques: 29, schistes muscovito-biotitiques ă almandin. Cycle prâ- b a î c a 1 i e n : Protârozoîque : complexe des micaschistes ă almandin : 30, micaschistes ă almandin, schistes quartzitiques ă muscovite, biotite et almandin. Complexe des paragneiss ă biotite. Horizon magmatogene-dâtritogene supâricur : 31, paragneiss ă biotite et almandin -I- disthene±staurotide; schistes quartzitiques â biotite, muscovite et almandin. Horizon dâtritogene infârieur: 32, paragneiss biotitiqueszEsillimanite±disthene ;micaschistes ă alman- din ; 33, schistes muscovito-biotitiques â almandin; 34, quartzites, quartzites ă muscovite, quartzites ă sâricite et chioritc; 35, calcaires cristallins, calcaires dolomitiques; 36, dolomies, dolomies siliceuses; 37, amphibolites, amphibolites ă grenat (a.gr), amphibolites ă zolsite, biotite (a); 38, porphyroîdes acides (Mir); 39, mâtaporphyres granodioritiques (M~y8); 40, mâtatufs basiques (Mtb), schistes chlorilo-albitiques ă âpidole, schistes actinolitiques epi- doto-chloriteux, schistes amphibolitiques, schistes carbonates â biotite; 41, mâtadolârites (M3); 42, mâtatuffites acides (Mia); 43, mâtatufs basiques (Mtb), schistes amphiboliques, amphibolites; 44, metadiorites (M), mâtadolârites (M8), mâtagabbros (M) ; 28, mălapdridoliles (Ma) (serpentinites, wehrliles), anatec- tites el migmatites; 29. graniloîdes anatectiques (Pis); a, graniloîde de Criva; b, facies marginal: 30, migmatites melablastiques, migmatites metalccliques ; 31. gneiss lit par lit; 32, gneiss lineaires: 33, feldspat hisalion diffuse: 31, mylonile, blastomylonitcs; 35, zone ayant un rdtromorphismc avanee ; 36, failles: 37. plan de charriage; 38. plan axial. Planche XI Colonnes slratigraphiques des formations cristallines des monts dc Poiana Ruscă (zone meridionale). Cyde narisque: 1, complexe des schistes sericito-chloriteux ă porphyroides: complexe des schistes tuffogenes basiques: 2. horizon terrigene superieur: 3. horizon tuffogene supe- rieur: 1. horizon terrigene inlermediaire; 5, horizon tuffogene inferieur; 6, complexe des schistes graphiteux. Cycle calMonien : 7, complexe des schistes muscovitiqucs â porphyroblas- tcsd’albite. Cycle balcalien : 8. complexe des schistes quartziliqucs sericiteux : 9, complexe des schistes micaces ă intercalations de roches amphiboliques. Cycle prâbatcalien : complexe des paragneiss;! biotite: 11. horizon magmatogcnc-delrilogene superieur; 12, horizon detritogene inferieur; 13. calcaircs; 11. dolomies; 15. meladoleritcs; 16. mdfaporphyres granodioritiques ; 17. quartzites : 18. mătalufs basiques ; 19. mineral de fer; 20 mclapăridolilc, serpentinite; 21, roches amphiboliques; 22. roches migmaliques; 23 graniloîdes de Criva; 21. discordance melamorphique. Planche XII Carte leclonique des monts de Poiana Ruscă (zone meridionale). rormalions sMimenlaires : 1. Qualernaire: 2. bassins dc sedimentat ion neogenes: 3. bas- sins dc sedimentalion eretaces. I'ormulions tnagmaliques: 1, intrusions banalitiqucs, b = basiques; 5. graniloîdes. 1-ormations cristallines: 6, schistes cristallins cpimetamorphiqucs dc la zone septentrionale. L’a n t i c 1 i n a I couche de Nădrag; 7, complexe des schistes sericito-chloriteux ă porphyroîdes ; 8. complexe des schistes tuffogenes basiques; 9, com- plexe des schistes graphiteux. Schistes cristallins c p i m 6 l a m o r p h i q u c s l ra n s g r e s s i f s s u r Ies schistes mcso me l amo r p h i q ue s d c ta n a p p e <1 e Poiana Ruscă: 10. complexe des schistes muscovitiques ă porphyroblasles d’albite. Nappc de Poiana Ruscă: 11, complexe des schistes quarlzitiques săricilcux; 12, complexe des schistes micaces ă intercalations de roches amphiboliques ; 13, complexe des micaschistes ă almandin ; 1 I. complexe des paragneiss ă biotite: a, horizon magmatogcne-delri- togene supărieur; I). horizon delrilogenc inferieur. Pscudoplis de la nappc de Poiana Ruscă: 15. principaux ; anliforme de Voislova-Silvaș, synforme de Maciova- Lunca (Iernii, synforme dc Băuțar-Ștei; 16, secondaircs : synforme de la vallee de la Poenă- reasea : anliforme de la colline Blidari, synforme de la colline de Cuptorul, anliforme de Valea I-'ierului. Pscudoplis de l'anliclinal couchă dc Nădrag: 17, principaux; synforme de Crivina- Nădrag. anliforme de .Idioara-Padeș: 18, secondaircs: synforme de Rușchița, anliforme du somniei de Boul, synforme de la vallee de Vuituri; 19, schistosite metamorphique ; 20, anli- forme : 21. synforme ; 22, anliforme couche ; 23, ligne ă valeur zero ; 21, axe „b” ; 25, liniation ; 26. failles postlaramiennes : 27, failles laramiennes ; 28, failles prclaramiennes (poslhercyniennes) ; 29. failles reaclivdes par des mouvements laramiens; 30, lignes dc chăvauchemcnl. Planche XIII Carie de la repartilion des subslances minerales uliles dans les monts de Poiana Ruscă (zone meridionale). 1, Qualernaire : bassins de sedimentalion neogenes; 3, bassins dc sedimentalion crelaces: a. calcaires: I, banaliles; 5, complexe des schistes sericito-chloriteux â porphyroîdes. Complexe des schistes tuffogenes basiques ; 6, horizon terrigene superieur ; 7, horizon tuffogene superieur ; 8. horizon terrigene inlermediaire ; 9, horizon tuffogene inferieur; 10, complexe des schistes gra- phitcux : 11. complexe des schisles muscoviliques â porphyroblastes d’albite; 12. complexe des schisles quartzitiques sericiteux: 13. complexe des schisles micacâs a intercalalions de roches amphiboliques; II. complexe des micaschistes â almandin: complexe des paragneiss ă biotite; 15, horizon magmatogene-dâtritogene superieur; 16. horizon detritogene inferieur: 17, calcaires et dolomies; 18, roches amphiboliques; 19, skarns: 20. cornâennes; 21, mâlapor- phyrcs granodioritiques; 22. mâtadolârites; 23, granitoîdes. Province des concenlralions de formations melamorphiques precambriennes : gisemenls metamorphises (volcanogene-scdimen- taires): 21. zone ferifere (Fc); 25, zone ă sulfuros (pyrile, 1’) subordonâe ferifere. gisemenls mâlamorphiques ă muscovile et feldspath dans des corps de pegmatites ($). Province des con- ccnlrations de formations mflamorphiques paleozoîques : 26. gisemenls metamorphises ferifcrs (Ee) el marbres: Province des concentrations associees au magmatisme banatilique; gisemenls pyro- mâlasomaliques et hydrolhermales; fârifcrs (Fe): 28. sulfures polimâlalliques (Pb. Zn. Cu): 29. wolframates (W), laic (T). Formes des gisemenls : 30, impregnalions mclasomaliques el hydrolhermales: 31, filon hydrothermal r 32, corps irreguliâs mâlasomaliques; 33. lentilles: volcanogene-sâdimentaires mctamorfisâcs: 31, couches: volcanogene-sâdimentaires : 35. ano- malies geochimiques ; 36, anomalies magnâtiques positives (500y) ; 37, forages execulcs ; 38, anciens travaux miniers; 39, galerie: 10, carriere. Planche XIV Carie gâologique de la repartilion des facies melamorphiques dans les monts de Poiana Ruscă (zone meridionale). A) Formations sedimentaires ; 1, Quaternaire: 2, bassins sedimentaires neogenes: bas- sins sedimentaires cretaces; B) Formations magmatiques; I. banatites; 5. granitoîdes. C) For- mations cristallines : 6, Dâvonien supâricur (complexe des schisles sericilo-chloriteux â porphy- roîdes) ; Dâvonien inferieur el moyen : 7, horizon terrigene supârieur : 8, horizon tuffogene supe- rieur; 9. horizon terrigene intermediaire ;K), horizon tuffogene infârieur (complexe des schisles tuffogenes basiques); 11, complexe des schisles graphiteux; Cambrien-Silurien : 12. com- plexe des schistes muscoviliques a porphyroblastes d’albite. Infracambrien-Cambrien infârieur: 13. complexe des schistes quartzitiques sericiteux; II, complexe des schisles micacâs a intercalalions de roches amphiboliques. Prolerozoîquc : 15. complexe des mica- schistes â almandin ; 16. horizon magmatogcne-delrilogene superieur: 17. horizon detritogene inferieur (complexe des paragneiss â biotite). D) Facies du metamorphisme regional : a. facies des schistes verts : 18. sous-facies quarlz-albilc-muscovitc-ehlorile : 19. sous-facies quai lz- albite-âpidote-biolile; 2(1. sous-facies quarlz-albitc-epidote-almandin ; b. facids almandin- amphibolitiquc: 21, sous-faciâs staurotide-ahnandin ; 22, sous-facies staurotide-almandin et sous-facies disthcne-almandin-muscovile; 23, sous-facies siliimanile-ahnandin-orthoclase: 21. zone a blaslomylonile. phylonite. mylonile; 25, zone ayant un râtromoiphisme avancâ (facies des schistes verts ; sous-facies quarlz-albile-epidote-biolilc — sous-facies quarlz-albile-muscovile- chlorite); 26. axes de plis ; 27. plan de chevauchement ; 28. failles. Planche XV Carte gâologique de la repartilion des schisles cristallins proterozoîques et paleozoîques des monts de Poiana Ruscă. 1. Neozoîque; 2. Mâsozoîque; 3, banatites. A) Schisles cristallins d’âge paleozoîques; 1, Carbonifere inferieur (complexe des phyllites sâricito-chloriteuses); 5. Dâvonien superieur (complexe des schisles sâricito-chloriteux â porphyroîdes): 6, Dâvonien inferieur ct moyen (complexe des schistes tuffogenes basiques, complexe des schistes graphiteux); 7, Cambrien- Silurien (complexe des schisles sâricito-chloriteux quartzitiques. complexe des schisles graphi- teux ă intercalalions de roches vertes tuffogenes, complexe des schisles muscoviliques ă prophyroblasles d’albite). B) Schistes cristallins d’âge proterozoglue; 8. Infracambrien- Cambrien infârieur (complexe des schistes quartzitiques sârieiteux, complexe des schistes mica- ces ă intercalalions de roches amphiboliques): 9. Prolârozoîquc (complexe des micaschistes ă almandin, complexe des paragneiss ă biotite): 10. axes des plis; 11, faille : 12. plan dc chevau- chement: 13, plan de charriage; I I, limite de transgression. Institutul Geologic al României X iGRy Tehnoredactori : P. CUCIUREANU. G. BORLEA Traducători : M. BORCOȘ, A. NASTASE,M.HARJEU, V. CHIUȚU Ilustrația : V. NIȚU Dat la cules : noiembrie 1974. Bun de tipar : februarie 1975. Tiraj : 950 ex. Hîrtie scris IA. Format 70 X 100/56 g. Coli de tipar : 12. Comanda 470. Pentru biblioteci indicele de clasifi- care : 55(058). Tiparul executat la Întreprinderea poligrafică „Informația". Str. Brezoianu nr. 23—25, București Institutul Geological României Responsabilitatea asupra conținutului articolelor revine in exclusivitate autorilor • . Institutul Geologic al României