Faciesul Amfibolitelor din Carpatii Orientali

CUPRINS

Introducere…………………………………………………………………….2

Cap.I Mineralogia si petrografia amfibolitelor………………………………4

Cap.II Istoricul cercetarilor geologice……………………………………….7

Cap. III Cadrul geologic………………………………………………………8

III.1. Structura Carpaților Orientali ……………………………………8

III.2. Considerente istorice………………………………………………9

III.3. Pânza de Rodna …………………………………………………..9

III.4. Pânza de Pietrosu-Bistriței………………………………………..9

III.5. Pânza de Putna……………………………………………………9

III.6. Pânza gnaiselor de Rarău…………………………………………9

Cap.IV. Distribuția faciesului amfibolitelor in Carpații Orientali………..10

IV.1. Descrierea secvențelor metamorfice………………………………10

IV.2. Litogrupul Bretila…………………………………………………12

IV.3. Litogrupul Rebra…………………………………………………12

IV.4. Litogrupul Negrișoara…………………………………………….14

IV.5 Comparație intre Carpații Orientali si Munții Apuseni…………..16

Concluzii………………………………………………………………………17

Bibliografie……………………………………………………………………18

Introducere

Noțiunea de facies metamorfic, după N.L. Dobretov (1977) este caracterizat de coordonatele spațiale ce sunt delimitate de temperatură și presiune dar și de compoziția mineralogică și modul de formare al rocilor care este diferit față de geneza rocilor magmatice.

În funcție de temperatureă și presiune, s-a elaborat o diagramă în care se separă 10 faciesuri precum: faciesul zeolitic, faciesul prehnit-pumpellyt, faciesul șisturilor verzi, faciesul amfibolitelor cu epidot, faciesul amfibolitic, faciesul granulitic, faciesul șisturilor cu glaucofan, faciesul eclogitic, corneenelor cu piroxeni și faciesul sanidinic. Toate acestea fiind reprezentate în fig.1.

Fig.1 Diagrama faciesurilor metamorfice

(http://www.tulane.edu/~sanelson/eens212/metamorphreact.htm)

În ceea ce privește faciesul amfibolitic, după cum se poate observa în diagrama de mai sus, acesta este reprezentat de o presiune medie și o temperatura de la medie la înaltă. De asemenea se poate observa că în diagramă mai apare și faciesul amfibolitelor cu epidot, acesta este reprezentat de o mineralogie asematoare cu cel amfibolitic, cu excepția că apare și epidotul și este caracterizat de o presiune mai ridicată și o temperatură puțin mai scăzută.

În cele ce urmează, este prezentată mineralogia acestui facies amfibolitic și descrisă zona din Carpații Orientali cu particularitățile sale.

Partea mediană a Carpaților Orientali, cunoscută sub numele de zona cristalino-mezozoică, provine din marginea forfecată a cratonului Getic, aflat în fundamentul depresiunii Transilvaniei. Ea este formată din mai multe unități tectonice Alpine, cu vergența estică, șariată în tectogeneza Austrică. De jos în sus, acestea sunt: pânzele infrabucovinice, pânza subbucovinică și pânza bucovinică (Săndulescu, 1984).

Balintoni (1997), a denumit aceste unități tectonice Getide estice, după numele cratonului din care provin. În nomenclatura lui Săndulescu (1984), ele se numesc Dacide mediane. Getidele estice au în componență un soclu cristalin și o cuvertură de vârstă permo-mezozoică, în general nemetamorfozată sau foarte slab metamorfozată, deși intens deformată. Această observație ne arată, că energia termică eliberată prin deformare în timpul șarierilor, la nivele superficiale, nu este suficientă pentru a produce metamorfism.

Deasupra pânzei bucovinice stau Transilvanidele estice, pânze lipsite de soclu dar cu material ofiolitic în componența lor, considerate în mod tradițional a proveni din riftul transilvan, ca și Transilvanidele vestice (Săndulescu, 1984).

Soclul Getidelor estic este alcătuit la rândul său din unități tectonice Varistice (Balintoni 1981, Balintoni în Săndulescu et al 1981, Balintoni et al 1983). Acestea au fost recunoscute în soclurile pânzelor bucovinică și subbucovinică, lipsind din soclurile pânzelor infrabucovinice și sunt de sus în jos următoarele: pânza de Rarău, pânza de Putna, pânza de Pietrosu Bistriței și pânza de Rodna (e.g. Balintoni et al. 1983). Kräutner și Bindea (2002) au complicat schema de mai sus, interpunând între pânzele de Rarău și Putna din soclul pânzei bucovinice, o unitate tectonică denumită pânza de Chiril și divizând pânza de Rarău în doua unități, pânza de Putna în trei unități și pânza de Pietrosu Bistriței în alte două unități tectonice. Pentru că, cu excepția pânzei de Chiril, această divizare suplimentară nu are consecințe în ceea ce privește clasificarea cristalinului Carpaților Orientali, nu o vom discuta mai departe.

În ce privește clasificarea cristalinului Carpaților Orientali, în sintezele publicate de Vodă și Balintoni (1994) și Balintoni (1997) sunt individualizate litogrupurile Bretila, Tulgheș, Negrișoara, Rebra și Rodna. Se consideră că vergența unităților tectonice Varistice a fost de la est spre vest, adică inversă celei Alpine. Cu excepția pânzei de Rarău, care în unitățile tectonice Alpine infrabucovinice are în componență două litogrupuri, celelalte unități tectonice Varistice sunt formate din câte un singur litogrup.

Cap. I Mineralogia si petrografia amfibolitelor

Amfibolitele sunt roci șistoase produse prin metamorfism regional, alcătuite în principal din hornblendă comună (aluminoasă) și plagioclaz (50- 75 %). Uneori, mai conțin și biotit, granat (almandin), diopsid precum și o serie de minerale accesorii: epidot, sfen (titanit), calcit, ilmenit, cuarț și altele. Uneori, unele amfibolite mai conțin și antofilit ca mineral principal. ( N. Buzgar, 2000).

Noțiunea de amfibolit a fost introdusă pentru prima oară în anul 1913 de către francezul Brognard, care a denumit amfibolitele ca fiind roci alcătuite din amfibol și plagioclaz. SCRM recomandă utilizarea acestei denumiri, cu toate că este împotriva regulilor și anume că rocile care se termină în sufixul “it” ar trebui să fie monominerale.

Fig. 2 Diagrama ACF reprezentativă faciesului amfibolitic (OHN D.Winter, An introduction to igneous and metamorphic petrology, Prentice Hall, 2001).

După natura mineralogică, se mai pot separa și alte varietăți de amfibolite precum: amfibolit cu granat, amfibolit cu biotit etc. Proporțiile minerale sunt variabile, în funcție de natura rocii inițiale. După unii autori, amfibolitele derivate din roci sedimentare (paraamfibolite) sunt relativ mai sărace în plagioclaz și granat, în schimb conțin mai mult biotit, cuarț, eventual diopsid (după Williams et al., 1957) cu toate acestea, este aproape imposibil de diferențiat paraamfibolitele cu ortoamfibolitele (provenite din roci magmatice).

Macroscopic, amfibolitele au o dezvoltare redusă, sunt masive și prezintă culori de la verzui la negru. De asemenea prezintă o textură foarte slab sistoasa.

Fig.3 Esantion de amfibolit: alb-plagioclaz; negru-amfibol (in imaginea din dreapta vazute mai aproape – http://geology.uaic.ro/muzee/mineralogie)

Microscopic, prezintă o structură nematoblastică și sunt alcătuite din hornblendă, plagioclaz și în cantități reduse ilmenit, sfen (titanit), apatit, biotit și epidot.

Fig.4 Sectiune a unui amfibolit cu nicoli paraleli/cu un nicol (stânga) si cu nicoli în cruce/cu doi nicoli (dreapta); hornblenda-verde si plagioclaz-alb (http://www.alexstrekeisen.it )

Hornblenda (Ca,Na)2Al3(Mg,Fe,Al)5(Al,Si)8O22(OH,F)2 apare ca niste granule prismatice cu dimensiuni cuprinse între 0.05×0.1 și 0.25×0.6 mm cu orientare planară. Aceasta nu prezintă macle însă prezintă un clivaj foare bun. În ceea ce privește pleocroismul, acesta este moderat (galben pal- galben verzui- verde deschis- slab albăstrui), unghiul de extincție este de maxim 21º și prezintă o duritate de 5-6.

Plagioclazul se prezintă sub formă de granule submilimetrice, foarte alterate și prezintă frecvent macle polisintetice. Uneori amfibolul se separă de plagioclaz sub forma unor fâșii sau straturi subțiri astfel, formându-se amfibolite rubanate. Prin separare, unele porțiuni ale rocii pot să ajungă la compoziție aproape monominerală, ajungându-se la amfibolite lipsite de plagioclaz (amfibolite ultramafice) sau, dimpotrivă, amfibolite foarte bogate în plagioclaz. In unele varietăti, plagioclazul este extrem de sărac in anortit fiind de fapt un albit (An<5%). Aceste roci conțin mereu epidot alaturi de hornblendă si albit, motiv pentru care au fost denumite amfibolite cu albit si epidot.

Epidotul [Ca2(Al,Fe)3(OH)(SiO4)]Al—H2O apare rar în granule submilimetrice și izolate, acesta prezentând un pleocroism slab de la incolor la galben pal.

Biotitul K(Mg,Fe)2-3Al1-2Si2-3O10(OH,F)2 este mică neagră cu un clivaj perfect și un luciu sticlos pe fețele de scindare.

Titanitul/Sfen CaTi[O(SiO4)] apare în granule xenoblastice având dimensiuni mai mici de 0.2 mm și este format pe seama ilmenitului.

Apatitul Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) apare întotdeauna sub formă de granule idioblastice dar uneori poate fi găsit și în amfibol.

Ilmenitul FeTiO3 apare în granule xenoblastice însă mai poate prezenta și un contur subidioblastic, prezintă dimensiuni ale granulelor de 0.2×0.25 mm.

Cap. II Istoricul cercetărilor geologice

Studiile geologice asupra zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali au început în prima jumătate a secolului trecut. Aspectele generale privind tipurile de formațiuni au fost prezente în diferite hărți geologice întocmite de către Baudant (1822), Von Lillienbach (1832), Bieltz (1854), Hauter și Richtofen (1859) și alții.

Diferite aspecte privind formațiunile cristaline au fost tratate de către Atanasiu (1899, 1908, 1910), Popescu de Voitești (1929-1942), Kober (1931), Krautner (1929-1938), Băncilă (1941-1958).

Din a doua parte a secolului XX cercetările geologice în zona cristalino-mezozoică a Carpaților Orientali se intensifică. Diferite aspecte privind litostratigrafia, petrografia și geotectonica au fost abordate de Ciornet et al. (1956, 1962), Rădulescu et al. (1967), Krautner și Popa (1969, 1971, 1972, 1976, 1080-1990), Popescu (1971, 1974) și alții.

În ceea ce privește vârsta formațiunilor și a mineralizațiilor asociate, acestea au fost abordate de către Iliescu și Dessila-Codarcea (1965), Marzatu et al. (1975), Krautner et al. (1976), Zincenco (1995) și mulți alții înaintea lui.

Cap III. Cadrul geologic

III.1. Structura Carpaților Orientali

Dacă ne referim la centura mobil alpină, zona cristalino-mezozoică a Carpaților Orientali aparține Getidelor estice, ceea ce însemnă că marginea cratonului plăcii getice adiacentă riftului dacic extern, în porțiunea opusă marginii platformei moldovenești a plăcii majore Euroasiatice a fost forfecată în a genera o serie de pânze de șariaj. Acestea sunt luate de sus în jos, pânza bucovinică, pânza subbucovinică și panzele intrabucovinice (Sandulescu, 1984).

Pânza bucovinică se află în partea inferioară a Transilvanidelor estice, pânze lipsite de soclu cristalin. La rândul lor cel puțin pânzele bucovinică și subbucovinică sunt formate din mai multe unități tectonice varistice, care de sus în jos se înșiruie după cum urmează: pânza de Rarău, pânza de Putna, pânza de Pietrosu Bistriței și pânza de Rodna.

Pânza bucovinică

Fiind cea mai sus dintre Getide, pânza bucovinică prezintă o cuvertură sedimentară mezozoică pe mari suprafețe și o grosime de aproximatic 1000 m. Aceasta este alcătuită din conglomerate și gresii cuartitice, calcare sau plăci cenușii, strate cu jaspuri, radiolarite, silturi radiolaritice și multe altele.

Conform lui Săndulescu (1984), digitațiile frontale ale pânzei bucovinice care găzduiesc flișurile bucovinice ar putea fi sincrone cu mișcările care au dat discordanțele prezente în această pânză.

Pânza subbucovinică

Pânza subbucovineană reprezintă o serie sedimentară cate aflorează într-o serie de ferestre tectonice dedesubtul pânzei bucovinice (de exemplu, fereastra Tomesti, sau cele din bazinul văii Putna). De asemenea, în fruntea pânzei subbucovinice aflorează o serie de petice de rabotaj aparținând pânzei bucovinice. Pânza subbucovinică este mult mai subțire, comparativ cu cea bucovinică (< 150 m) și mai lacunară, cu mai multe discordanțe. Aceasta conține în alcătuirea ei, ca și în cea bucovinică, conglomerate și gresii cuartitice dar și altele precum, șisturi marnoase, calcare fin filate, gresii și altele.

Pânza infrabucovinică

Aceasta apare într-o serie de ferestre tectonice fragmentate lipsite de continuitate, în Maramureș, plutind pe pânza flișului negru sau pe pânza de Ceahlău. Aceste ferestre sunt reprezentate în mare parte prin serii sedimentare, fiind lipsite de soclu cristalin. Prezența mai multor faciesuri indică un teritoriu vast, intens forfecat și destrămat. În afară de munții Maramureșului, unitățile infrabucovinice afloreaza în munții Rodna, în fereastra Ruscaia, în fereastra Vatra Dornei, Iacobeni și altele.

Spre deosebire de pânza bucovinică și subbucovinică, unitățile infrabucovinice sunt alcătuite din calcare bituminoase și dolomite, lipsind jaspurile și radiolaritele.

III.2. Considerente istorice

Pentru a ajunge la concluziile de mai sus, s-a parcurs un drum de eforturi și evoluții ale ipotezelor. Planele de șariaj și corpurile tectonice au fost conturate treptat, oscilându-se între vârstele alpine și prealpine ale acestora, datorită rarității depozitelor sedimentare pe pânzele alpine și dificultatea de a separa unitățile tectonice dintr-o stiva metamorfică aparent unitară. Ceea ce s-a întâmplat de fapt este că au trebuit individualizate corpurile tectonice din componența soclului pânzelor de șariaj alpine, deoarece odată realizat acest pas, orice repetiție a unei unități tectonice sau a unei secvențe de asemenea unități, sugera existența unor unități de alt rang, care însumau o parte din toate unitățile tectonice elementare cunoscute deja.

III.3.Pânza de Rodna

Un contact tectonic care coincide cu planul de încălecare al pânzei de Rodna, admis actualmente a fost marcat pentru prima oară de către Reinhard și Atanasiu (1927), în versantul drept al Văii Vinului. Structura pânzelor din munții Rodna a fost dată de către Popescu- Voitesti în 1929 și 1931. Pânza superioară (pânza transilvăneană, după Popescu-Voitesti), corespunde actualei pânze de Rodna. Peticul de acoperire a fost reprezentat pe profilul IV al lucrării sale din 1931. O imagine cartografică a aceste pânze a fost dată de către Th. Krautner în 1938, această fiind completată mai târziu de către H. Krautner în 1968 sub numele de pânza de Rodna. Prezența pânzei de Rodna în partea sudică a zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali a fost stabilită de către Balintoni și Gheuca in 1977. Denumirea utilizată de ultimii autori – pânza de Iacobeni venea de la acceptarea parțiala a comparației făcute de Mureșan (1976) intre pânza de Iacobeni și Rodnei, paralelizare infirmată ulterior de către Balintoni el al. 1981.

III.4. Pânza de Pietrosu Bistriței

Aceasta a fost separată și denumită astfel pentru prima dată în Munții Bistriței de către Balintoni și Gheuca (1977). Ulterior, a fost recunoscută pe întregul teritoriul Carpaților Orientali (e.g. Vodă și Balintoni, 1994).

III.5. Pânza de Putna

Istoria acestei pânze este veche (Reinhard 1911) , acesta fiind primul care a arătat că sedimentele mezozoice de la Valea Putnei stau într-o fereastră tectonică, acest argument utilizându-se pentru a trasa un plan de șariaj peste sedimentele mezozoice din această zonă. Cu toate astea, Reinhard spune că întregul cristalin al Carpaților Orientali ar constitui o singură pânză de șariaj ceea ce ar însemna că acesta ar fi primul geolog care divide Carpatii Orientali în două unități tectonice: pânza bucovineană și pânza transilvăneana, superioară formată numai din sediment mezozoice cu roci bazice și ultrabazice asociate lor.

III.6. Pânza gnaiselor de Rarău

Aceata pânză a fost individualizată pentru prima oară de către Popescu-Voitesti în 1929 pe baza hârtii lui Atanasiu din 1927. Argumentul lui pentru separarea pânzei gnaiselor de Rarău a fost poziția anormală a rocilor cu grad de metamorfism mai ridicat peste roci cu grad de metamorfism mai coborât. Realitatea pânzei gnaiselor de Rarău a fost comfirmată ulterior de aproape toți cercetatorii zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali.

Cap IV. Distribuția faciesului amfibolitic în Carpații Orientali

Între 1980 și 1990, Krautner a incercat să dezvolte o clasificare litostratigrafică formală pentru toate metamorfitele prealpine din Carpații Românești, bazată pe noțiunile de grup, supergrup, serie/subgrup, formațiune și membru. Subgrupul trebuia să includă toate metamorfitele aparținând unui ciclu metamorfic, grupul pe cele cu o litologie specifică dintr-un anumit supergrup, seria-secvențe ale unui anumit grup dintr-o unitate tectonică specifică, iar formațiunea să reprezinte unitatea litostratigraficăa și fundamentală. Cu toate acestea, această clasificare nu a avut succes deoarece lipseau anumite date iar teoria nu era completă.

Pentru a simplifica, totuși, la maximum nomenclatura, considerând-o strict informală și pentru a introduce denumiri suplimentare, clasificarea litostratigrafica utilizată va fi următoarea:

– Litogrupul, care va reprezenta în linii mari echivalentul seriei sau suma tuturor secvențelor cu litologii și istorii metamorfice comparabile din toate unitățile tectonice;

– Litozona, care va indica orice secvență nedivizată dintr-o anumită unitate tectonică ;

– Sublitogrupul, care va însuma litozonele aparținând aceluiași litogrup, dar fără să-l reprezinte în totalitate, cantonate într-o unitate tectonică oarecare.

IV. 1. Litogrupul Bretila

IV.1.1 Vârsta evenimentelor metamorfice

Litogrupul Bretila a fost deshumat în jurul vâstei de 300 Ma, adică la finele orogenezei Varistice, cu cât rocile litogrupului Bretila au fost îngropate mai adânc în timpul tectogenezei Alpine, cu atât vârstele K/Ar întineresc, reflectând creșterea gradientului geotermic cu adâncimea de îngropare. Cu toate acestea, Krautner (1988) citează date K-Ar care merg pana la 748 Ma si Rb-Sr care merg pana la 529 Ma, acestea sunt destul de vechi, însa avand în vedere ca s-au produs două coliziuni, poate fi plauzibilă o varsta precambriană pentru metamorfismul grupului de Bretila.

IV.1.2 Localizare si litologie

Litogrupul Bretila intră in compoziția Pânzei de Rarău din soclul pânzelor Alpine bucovinică, subbucovinică si infrabucovinică. Aceasta ocupă suprafețe mari in partea sudică a pânzei bucovinice si in poziția intrabucovinică este bine deschis in ferestrele Iacobeni, Vatra Dornei, Bretila, Vaser si Rodna.

Ca litologie, litogrupul Bretila este alcătuit predominant din roci cuarțo-feldspatice, asociații de amfibolite și gnaise albe fin granulare, micasisturi, cuarțite micacee, metagranitoide, toate acestea aflorând în partea sudică a Carpaților Orientali, în soclul pânzei bucovinice. Foarte caracteristice acestei zone sunt structurile migmatitice oculare generate pe rocile cuarțo-feldspatice, inclusiv pe unele metagranitoide. Dintre acestea sunt bine cunoscute gnaisele oculare de Rarău, descrise inițial în muntele cu același nume. Granitoidele de Hăghimaș prezintă ca varietăți petrografice diorite, cuarț-diorite, granite si aplite. Granitoidele de Mândra conțin granule mari de cuarț cataclazat și sunt bogate în K.

Balintoni (1997) a considerat că litogrupul Bretila s-a format într-un setting tectonic convergent, secvența vizibilă si in acest moment conservând părți ale prismei de acreție și ale arcului, eventual și ale unui bazin pre-arc. Este foarte posibil să domine ambianța de arc.

IV.1.3 Metamorfism

Litogrupul Bretila ar înregistra cel puțin trei evenimente termotectonice care au produs transformări mineralogice. Krautner (1998) menționează o primă asociație minerală cu disten + almandin + biotit + muscovit + plagioclaz. Acest litogrup ar corespunde unui metamorfism de tip Barrovian de intensitate medie. Balintoni (1969) a argumentat în cazul migmatitelor oculare de Rarău, că acestea s-au format ulterior metamorfismului inițial al secvenței, deorece ele conțin enclave de micașisturi și paragnaise. Ar fi vorba prin urmare de metagranitoide deformate, intruse într-o ambianță de metamorfite preexistente. În final, la partea inferioară a pânzei de Rarău bucovinice, rocile litogrupului Bretila sunt foarte puternic milonitizate și retorgradate până la zona cloritului a faciesului șisturilor verzi. Același tip de transformări se observă și la partea superioară a litogrupului Bretila din pânzele infrabucovinice ce aflorează în fereastra Rodna, dedesuptul secvenței cu același nume.

IV.1.4 Vârsta protoliților.

Un protolit este roca parentală, nemetamorfozată din care se formează roca metamorfică dată. Materialul din care provin protoliții litogrupului Bretila nu s-a separat de manta mai devreme de Proterozoic.Acești protoliți pot fi doar intruziuni într-un arc mai vechi sau într-o margine continentală mai veche, amplasarea lor făcându-se la adâncimi la care ei au cristalizat în echilibru termic cu ambianța. Prin urmare este necesar să fie testate și roci de altă natură decât metagranitoidele spre a putea aprecia istoria întregului spectru de roci care alcătuiesc litogrupul Bretila. Vârstele Sm/Nd executate de Pană et al. (2002) pentru roci din litogrupul Bretila arată astfel: micașist – 1.62 Ga; gnais – 1.65 Ga; granitoid Hăghimaș – 1.56 Ga; granit Mândra – 1.57 Ga.

IV.1.5 Litostratigrafie

Litogrupul Bretila a fost definit în 1938 de către Th. Krautner ca fiind mezozona autohtonă a Carpaților Orientali iar în 1968, tot Krautner face o asemănare litostratigrafică a seriei Bretila cu gnaisele din Rarău.

Litogrupul Bretila este considerat precar divizat din punct de vedere litostratigrafic, având prezentată o succesiune descrisă pentru două formațiuni de către Krautner, 1988. Prima succesiune este cea amfibolitică cu roci leptinice de Mreaja, în parte inferioară iar cea de-a doua fiind cea gnaisică cu roci leptinice de Lespedea în poziția superioară.

IV.1.6 Metalogenie

Metalogenia acestui litogrup este destul de sărăcăcioasă deoarece secvențele petrecute și conservate nu au fost cele care au găzduit mineralizațiile. Pe de altă parte, prismele de acreție și sedimentare turbidică nu sunt favorabile acumulărilor metalifere, doar în cazul în care au fost prinse în pânza de acreție porțiuni groase care ulterior au fost subduse, în cazul acesta ne putem aștepta la mineralizații asociate ofiolitelor. Această subducție ar putea furniza mineralizații de tip Kuroko, însă până în present nu au fost descoperite asemenea mineralizații, prin urmare acest lucru nu poate fi demonstrat decât teoretic.

IV.2. Litogrupul Rebra

IV.2.1. Vârsta evenimentelor metamorfice

Krautner et al (1976), au publicat vârste K/Ar pentru roci ale litogrupului Rebra din pânza subbucovinică. Caracteristica acestor vârste este, că practic nu trec de 200 Ma, adică sunt Alpine. In acest litogrup putem desprinde niste caracteristici, precum:

a. acestea au întotdeauna un plan de șariaj Alpin în bază, deformările legate de șariere au resetat sistemul K-Ar;

b. în câteva locuri se află spre rădăcinile pânzelor de șariaj Alpine (situația din masivul Rodna) și a fost îngropat adânc, spre nivele cu temperaturi suficient de ridicate pentru resetarea sistemului K-Ar, la fel ca și litogrupul Bretila;

c. litogrupul Rebra se află în poziția cea mai de jos în unitățile tectonice Alpine și a fost de asemenea în poziție inferioară, jucând rolul de autohton, pentru pânzele de șariaj Varistice.

Este posibil ca deshumarea rapidă a unei porțiuni relativ mici din litogrupul Rebra să indice un recul al plăcii inferioare după blocarea coliziunii, cu inversarea sensului deplasării pe planele de șariaj Varistice, prin urmare o descărcare de presiune în timp relativ scurt.

IV.2.2. Localizare si litologie

Litogrupul Rebra formează corpul pânzei de Rodna din soclul pânzelor Alpine bucovinică și subbucovinică. Ocupă suprafețe însemnate în partea centrală și sudică a Carpaților Orientali precum și în masivul Rodna. În ce privește vârsta pânzei de Rodna trebuie să semnalăm o anumită ambiguitate în precizarea ei. Pentru pânzele Varistice superioare, adică pânzele de Pietrosu Bistriței, de Putna și de Rarău, litogrupul Rebra a jucat rolul de autohton, fiind acoperit de ele în timpul șariajelor Varistice. Pe de altă parte, planul tectonic din baza pânzei de Rebra este întotdeauna Alpin.

Ca litologie, în litogrupul Rebra domină micașisturile și rocile carbonatice, urmate de paragnaise, amfibolite, cuarțite albe, cuarțite negre și șisturi negre grafitoase, iar spre partea superioară cunoscută se întâlnește un orizont caracteristic de gnaise cu feldspat potasic, denumit „gnaisele de Nichitaș”. În masivul Rodna, în rocile carbonatice au fost exploatate două mineralizații singenetice de sulfuri cu Pb-Zn de tip Mississippi Valley, la Valea Blaznei și la Rebra Gușet.

IV.2.3. Metamorfism

In litogrupul Rebra se pot separa trei parageneze succesive cu minerale indicatoare de facies metamorfic, deși nu sunt uniforme.

Prima parageneză conține staurolit și disten sugerând un metamorfism de presiune și temperatură medie.

Cea de a doua parageneză, dezvoltată în partea centrală a Munților Bistriței, arată reacții de transformare în care sunt implicate staurolitul și distenul, în urma cărora rezultă andaluzit și cordierit. De asemenea, nu prea frecvent se observă și formarea de silimanit fibrolitic pe biotit. Andaluzitul și cordieritul indică o scădere de presiune și o ușoară creștere de temperatură.

Paragenezele anterioare sunt separate de o foliație penetrativă care deformează parageneza mai veche de parageneza mai nouă crescând în condiții statice. Ceea ce este de remarcat este faptul ca foliația penetrează rocile litogrupului Rebra pe întreaga lor suprafață de apariție și grosime, chiar dacă nu peste tot se formează parageneza cu andaluzit și cordierit.

Litogrupul Rebra este puternic afectat și de transformări mineralogice retrograde, fie spre contactele tectonice superioare și inferioare, fie în totalitate atunci când este mai subțire. Retrogradarea se face înspre cloritizarea mineralelor femice (granat + biotit în primul rând), atunci când există apă, sau spre fengit ± Fe-oxizi atunci când apa necesară reacțiilor lipsește din sistem. Retrogradarea însoțește geneza unei foliații parțial penetrative și conduce la apariția unor roci cu aspect filitic aparent slab metamorfozate.

IV.2.4. Varsta protolitilor

Nu putem afirma că avem vreo vârstă de protolit. Cifra obținută pentru gnaisele de Nichitaș, considerate metavulcanite acide, ar putea fi cel mult o vârstă de eveniment metamorfic. S-au determinat pe roci ale litogrupului Rebra vârste Sm/Nd pentru patru eșantioane de micașisturi s-au obținut 1.71, 2.01, 2.04 și 2.07 Ga, pentru paragnaisele cu andaluzit și cordierit 1.85 Ga, iar pentru gnaisele de Nichitaș 1.83 Ga. Semnificația acestor vârste trebuie acceptată ca fiind identică cu semnificațiile propuse pentru litogrupul Bretila, adică separarea materialului crustal de manta post-arhaic și constituirea unei cruste primare comune pentru toate aceste litogrupuri.

IV.2.5. Litostratigrafie

Fiind mult mai expus și mai variat petrografic, litogrupul Rebra a fost divizat în mai multe litozone (formațiuni): izvorul Roșu, Voslabeni și Ineu. Prima și ultima litozonă sunt descriese în litogrupul Rebra subbucovinic în timp ce litozona de Voslabeni a fost delimitată în litogrupul Rebra bucovinic.

Litozona Izvorul Roșu constă în paragnaise interstratificate cu micasisturi, care pot conține staurolit, disten, sillimanit, precum și roci carbonatice și cuarțite.

Litozona Vaslobeni este reprezentată printr-o stiva groasă de roci carbonatice unde pot apărea intercalații de paragnaise și cuarțite albe sau negre. Grafitul este prezent în rocile carbonatice și există zone în care cuartitele negre grafitoase sunt foarte bine reprezentate, grafitul este în mod obișnuit însoțit de minerale metalice.

Litozona Ineu constă mai ales în micașisturi cuarțoase în care găsim intercalații de calcare, dolomite, cuarțite biotitice, amfibolite și gnaise microclinice, cuarțite albe și negre.

IV.2.6. Metalogenie

Litogrupul Rebra este important din punct de vedere economic pentru mineralizațiile de Pb-Zn cantonate în rocile carbonatice din Voslabeni, aceasta fiind o subdivizie a munților Rodna. Mineralizația apare diseminată în aceste roci sau ca litoni aplatizați piritoși și masivi.

Principalele minerale metalice în portiunile mineralizate ale secvenței carbonatice sunt pirită, blendă și galenă, mai puțin calcopirită și magnetit. Sursa acestora și modul lor de formare în metale sunt incerte, însă se poate menționa prezența grafitului și a baritului, precum și îmbogățirea în Ti.

IV.3. Litogrupul Negrișoara

IV.3.1. Vârsta evenimentelor metamorfice

Litogrupul Negrișoara și-a început evoluția metamorfică în Precambrian. După Zincenco (1993), vârsta de 840 Ma ar fi admisă pentru începerea momentului amplasării porfiroidului de Pietrosu.

IV.3.2. Localizare și litologie

Litozona Pinu este foarte asemănătoare din punct de vedere petrografic cu litogrupul Rebra, fondul petrografic fiind reprezentat prin paragnaise cuartitice cu biotit, în care sunt intercalații subțiri de roci carbonatice, amfibolite și gnaise albe microclinice. Apariția gnaiselor albe fiind rezultatul unei erupții uriașe.

Deoarece litogrupul Negrișoara este acceptat ca fiind localizat în parte superioară a litogrupului Rebra, este evident că undeva la est de zona actuală de aflorare a acestuia, el încheie de fapt acumularea de material subcrustal pe o margine continentală pasivă, arătând încheierea bazinului oceanic și iminenta coliziune.

IV.3.3. Metamorfism

Metamorfismul litogrupui Negrișoara este asemănător cu litogrupul de Rebra, diferența între acestea fiind absența ariilor de metamorfism de presiune scăzută, primul prezentat un metamorfism de grad mediu.

Acest litogrup este împărțit în două evenimente, primul prezentând niște aspecte caracteristice în porțiunile retromorfe ale porfiroidelor de Pietrosu, care sunt retrograde până la zona cloritului iar datorită transportului pânzelor superioare pe suprafața acestora, ducând la o discontinuitate netă, forfecarea simplă a generat structuri oculare. În ceeea ce privește cel de-al doilea eveniment, avem caracteristic cutele mezoscopice cu amplitudini decimetrice la metrice sau chiar mai mult. Șarnierele acestor grupe sunt paralele cu cele ale cutelor din grupul Rebra. Datorită faptului că litogrupul Negrișoara se află într-o zonă centrală a zonei pânzei bucovinică și subbucovinică, influența mișcărilor alpine este dificil de separat de cea a celor vestice.

IV.3.4. Litostratigrafie

Litostratigrafia acestui litogrup este reprezentată de o secvență inferioară, predominant terigenă și una superioară care are caracteristic gnaisele porfiroide de Pietrosu Bistriței.

Cu toate că aflorează pe mari suprafețe, atât în pânza bucovinică cât și cea subbucovinică, litogrupul Negrișoara este în general foarte subțire și fragmentat.

Secvența inferioară a primit numele de litozona Pinu după afluentul pârâului Negrișoara unde este foarte bine deschisă și ușor accesibilă atât în soclul pânzei bucovinice cât și în al celei subbucovinice, pe când secvența superioară nici nu mai are nevoie de altă denumire deoarece este imposibil de identificat porfiroidele de Pietrosu.

IV.3.5. Metalogenie

Pană in prezent nu se cunsc mineralizații de interes economic in acest litogrup, având in vedere litologia si grosimea redusă ale acesteia,întâlnirea unor mineralizații este nulă.

Fig.6 Distribuția suitelor metamorfice in Carpații Orientali (Petrologie metamorfică- Roci metamorfice de pe teritoriul Romaniei (sinteză), I. C. Balintoni)

IV. 5 Comparație intre Carpații Orientali si Munții Apuseni

Între metamorfitele din Carpații Orientali și cele din munții Apuseni se pot face unele paralele. Mai întâi observăm că litogrupul Bretila se aseamna cu litogrupul Someș, iar litogrupul Rebra se aseamănă cu litogrupul Arieș.

Aceste două litogrupuri pot fi considerate drept terene sau părți ale unor terene între care s-a interpătruns un arc vulcanic, reprezentat prin litogrupul Tulgheș.

Procese metamorfice importante s-au desfășurat într-o primă etapă de amestecare a terenurilor Bretila și Rebra care au prins între ele arcul Tulgheș. Alipirea la Baltica a supraterenului format din cele trei litogrupuri a fost însoțită de coliziuni și subducție continentală, cu desprinderea arcului și a părților marginale ale terenurilor Bretila și Rebra, așa au apărut pânzele de șariaj Varistice.

În acest timp, terenul Bretila a stat în poziție de placă superioară iar terenul Rebra, în poziție de placă inferioară. Îngroșarea crustală prin coliziune a provocat deshumarea ulterioară rapidă a zonei de sutură.

Asemenea cristalinului din munții Apuseni, cel al Carpaților Orientali a evoluat lângă marginea cratonului nord African. În special în timpul Ordovicianului, terenurile munților Apuseni și ale Carpaților Orientali indică înălțarea crustală în context geotectonic convergent. Altfel spus, evenimentele termo-tectonice atribuite orogenezei caledoniene pare a juca un rol major în istoria metamorfitelor acestor segmente Carpatice (Ballintoni, 2005).

Concluzii

Însemnătatea principală și scopul principiului faciesurilor constă în aceea că după particularitățile asociațiilor mineralogice ale rocilor, se pot reconstitui conditiile fizico-chimice care au dus la formarea lor, înainte de toate temperatură și presiunea, și se pot reprezenta deosebirile dintre aceste condiții în spațiu (pe hartă). Așadar scopul constă nu atât în realizarea clasificării complexelor de roci, cât în obținerea de algoritmuri care să permita, cel puțin în principiu, reconstituirea univocă a condițiilor fizico-chimice din scoarța terestră. (după N.L.Dobretov et al, Faciesurile metamorfismului, 1977 pag. 236).

În cazul amfibolitelor din Carpații Orientali, acestea s-au format, după cum spuneam prin metamorfism regional la contactul a două plăci, prin coliziunea acestora ducând astfel la metamorfismul prezent. Prin urmare, acest metamorfism a derivat din microplaca Bucovino-Getică care în timplul Jurasicului a fost separată de marginea continental-sud-europeană prin riftul Civcin-Severin.

Bibliografie

Iancu Gabriel Ovidiu (2007), Petrologie Metamorfică, Ed. Sedcom Libris, Iași

Ioan Coriolan Balintoni, Roci metamorfice de pe teritoriul Romaniei (sinteza), Universitatea “Babes Boyai” Cluj Napoca, (2005)

Ioan Coriolan Balintoni (1996), Geotectonica terenurilor metamorfice din România, Universitatea Babeș-Bolyai, Cluj-Napoca, Facultatea de Biologie și Geologie , Catedra de Mineralogie- Petrometalogenie, pag. 45-54

Ion Băncilă (1958), Geologia Carpaților Orientali, Ed. Științifică, București

Krautner H.G.(1980), East Charpatians- Precambrians in Younger Fold Belts, V. Zoubek, J. Valley, London

6. Liviu Ionesi (1975), Cursurile de vară internaționale, prelegere:Geologia Carpaților Orientali, Iași-P. Neamț

7. M. Branzilă (2002-2003), Geologia României, Univ. Al. I. Cuza, Iași

8. M. Seraman &K. A. Gumesch (1975), Determinator pentru rocile magmatice și metamorfice, Ed. Tehnică București, București, pag. 154-155

9. Nicolae Buzgar (2000), Petrogeneza intruziunilor de Codru din regiunea Bistrița- Gârda (Munții Apuseni), red. a€CORSON”, Iași

10. N.L.Dobretov et al. (1977), Faciesurile metamorfismului, Ed. Tehnică, București, pag. 236-238

11. OHN D.Winter, (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology, Prentice Hall

12. Pana et all. (2002), The U-Pb and Sm-Nd dating of the main lithotectonic assembrages of the Easten Charpathians, Romania, Geologia Carpatica, Special Issue

13. http://www.alexstrekeisen.it/english/meta/amphibolite.php

14. http://geology.uaic.ro/muzee/mineralogie